Роль водорода и металлов в становлении и эволюции метаболических систем

Вид материала

Документы

Содержание 11. Эвкариотизация клетки как эволюционный ответ на необратимые геохимические изменения

Подобный материал:

• Роль Великого Новгорода в становлении российской государственности Роль Великого Новгорода, 210.52kb.
• Пятый физические основы сваривания металлов, 781.92kb.
• Концепция эволюции в биологии, 91.47kb.
• Реферат по теме: «Металлы. Свойства металлов.», 196.2kb.
• Автореферат диссертации на соискание ученой степени, 2303.74kb.
• Патофизиология эндокринной системы, 226.95kb.
• Алгоритмы и примеры решения клинических задач по патофизиологии нарушений кислотно-основного, 674.6kb.
• Контроля и управления процессом получения водорода, 27.17kb.
• Коррозия металлов, 201.83kb.
• Происхождение человека, 109.18kb.

10. Динамика оксигенизации древней биосферы

Точные представления о времени и динамике описанных выше процессов геологической истории имеют первостепенное значение для реконструкции ранней эволюции метаболизма и глобальных биогеохимических циклов. Ключевое место в ряду факторов биогеохимической эволюции занимает оксигенизация атмосферы и океана. В настоящее время развиваются две основных группы конкурирующих моделей оксигенизации древней атмосферы. Большая часть моделей предполагает весьма быстрый рост концентрации кислорода в атмосфере около 2 млрд. лет назад — от <0,1% до >15% по отношению к его современному уровню (Holland, 1994; Pavlov, Kasting, 2002).

Вторая группа гипотез показывает возможность более ранней оксигенизации биосферы и постоянно высокой концентрации свободного кислорода в атмосфере в пределах 50-200% от его настоящего уровня (Lasaga, Ohmoto, 2002; Ohmoto, 2004). Заметим, что локальные концентрации кислорода могли быть высокими весьма давно — практически с момента возникновения оксигенного фотосинтеза (примером этого могут служить пузырьки чистого кислорода на поверхности цианобактериального мата).

Древнейшим свидетельством оксигенного фотосинтеза считались слоистые железные руды, ассоциирующие с древнейшими толщами юго-западной части Гренландии (Nutman et al., 1997). Осаждение подобных руд требует свободного кислорода, но каков его источник? В более поздние эпохи, особенно в период 2,5-1,7 млрд. лет назад, формирование слоистых железных руд объясняют окислением железа свободным кислородом, продуцированным биологически, то есть в результате оксигенного фотосинтеза цианобактерий. Однако эти организмы, которых справедливо называют «приматами прокариот», имеют весьма высокую организацию и сложную систему фотосинтеза. На древе жизни, построенном на основе данных сравнительной геномики, цианобактерии занимают весьма высокое положение в домене Eubacteria, а молекулярные часы не допускают их появления ранее 2,7 млрд. лет. Цианобактерии не могли быть среди самых древних прокариот. Но если оксигенный фотосинтез еще не сформировался 3,8 млрд. лет назад, следует искать другие возможности окисления железа, например: фотохимическое окисление под воздействием ультрафиолетового излучения Солнца в отсутствие озонового экрана или биологическое окисление железа фотосинтезирующими бактериями (Knoll, 2003; Kopp et al., 2005). Впрочем, эти рассуждения могут оказаться преждевременными в свете предположений о том, что древнейшие железные руды Гренландии имеют метасоматическую, а не осадочную природу (Fedo, Whitehouse, 2002). Изотопный состав углерода из рассеянных зерен графита в толще метаморфизованных сланцев (3,7 млрд. лет) в юго-западной части Гренландии допускает предположение о биологическом фракционировании, возможно, через фотосинтез (Rosing, 1999). Водно-осадочная природа сланцев не вызывает сомнения. Зерна графита сформировались при нагревании исходного органического вещества, биологическое происхождение которого весьма вероятно. Таким образом, не исключается возможность существования фотосинтеза 3,7 млрд. лет назад. Остается неясным, мог ли такой процесс осуществляться в условиях раннего архея.

Достоверными древнейшими свидетельствами присутствия свободного кислорода в атмосфере являются низкие значения δ13C орг. (от -35 до -50‰, а иногда и до -60‰ PDB) в керогенах, возраст которых составляет 2.8-2.5 млрд. лет (Hayes, 1994). Высокую степень фракционирования изотопов углерода связывают с возможной метаболической активностью метанотрофных бактерий, которая требует как метана, так и кислорода. На присутствие свободного кислорода в атмосфере и гидросфере неоархея может указывать широкое развитие позднеархейских углеродистых толщ (что предполагает оксигенизацию среды по мере захоронения углерода), а также сульфата и восстановленного сульфида в платформенных осадках верхнего архея (Des Marais, 1997). В этом же ключе интерпретируются особенности геохимического профиля древних кор выветривания, имеющих возраст 2.7-2.3 млрд. лет (Watanabe et al., 2000). Эти данные согласуются с открытием неоархейских (2,7 млрд. лет) стерановых биомаркеров эвкариот (ссылки см. Сергеев и др., 2007 и статью в настоящей книге), что означает доступность свободного кислорода, необходимого для биосинтеза исходных стеринов.

Сценарию перманентной насыщенности атмосферы кислородом противоречит ряд фактов: 1) зерна легко окисляющихся нестабильных минералов (уранинит, пирит, сидерит) во флювиальных отложениях старше 2,4 млрд. лет; 2) распределение слоистых железистых кварцитов в морских отложениях старше 1,8 млрд. лет; 3) обедненные железом палеопочвы старше 2,0 млрд. лет; 4) возрастающая частота красноцветов, возраст которых менее 2,0 млрд. лет; 5) большие положительные значения δС13 в некоторых раннепротерозойских (2 млрд.лет) карбонатах; 6) малые вариации δS34 в кристаллах пирита из морских отложений старше 2,2 млрд. лет; 7) возможные свидетельства масс-независимого фракционирования изотопов серы (S33 и S36) в сульфидах и сульфатах старше 2,0 млрд. лет; 8) филогенетическая интерпретация данных геномики оксигенного фотосинтеза. Данные изотопного анализа серы из архея и протерозоя (Farquhar et al., 2000) указывают на быстрое поступление кислорода в атмосферу с начала эпохи раннепротерозойского оледенений 2,2 млрд. лет назад (Kopp et al., 2005). Таким образом, данные минералогии, литологии и геохимии изотопов противоречат модели очень ранней или перманентно высокой оксигенизации атмосферы и океана, хотя не исключают раннего происхождения оксигенного фотосинтеза.

Первый эпизод существенного повышения концентрации свободного кислорода в древней атмосфере фиксируется в раннем протерозое около 2 млрд. лет назад. Природа и динамика этого события активно исследуются (Melezhik et al., 2005), поскольку именно с ним связывают формирование крупнейшие месторождения марганцевых, урановых и железных руд очень высокой концентрации (Kirschvink et al., 2000), а также изменения подвижности этих и других легко окисляемых металлов, что фиксируется в геохимическом профиле кор выветривания и палеопочв (Beukes et al., 2002). Палеонтологическая летопись древнейших цианобактерий, осуществляющих оксигенный фотосинтез, описана в статье Сергеева и др. в настоящем сборнике. Молекулярная филогения цианобактерий (на основе 16S рРНК) показывает следующее: происхождение фотосистемы II имело место значительно позже начала радиации домена бактерий. Диверсификация цианобактерий, возможно, следовала за формированием фотосистемы II приблизительно на полпути между начальным взрывом разнообразия домена Bacteria и нашим временем, то есть — в раннем протерозое около 2400 млн. лет назад (Kopp et al., 2005). Возникновение оксигенного фотосинтеза эвкариотной клетки было сложным и длительным процессом, сопряженным с неоднократными актами симбиогенеза, главным из которых было объединение клетки-хозяина с цианобактерией. Высокая сложность системы фотосинтеза эвкариот заставляет нас предполагать, что этот эволюционный процесс требовал длительного времени. Мозаичный характер генома фотосистемы II цианобактерий затруднял быстрый перенос всего генома через латеральный дрейф. Выраженное предпочтение высоких концентраций магния в среде активного роста цианобактерий (Morowitz, 1992) можно интерпретировать таким образом, что формирование цианобактерий происходило в среде, обогащенной ионами магния, возможно, вблизи излияний ультрамафической высокомагнезиальной коматиитовой лавы, столь характерной для архея.

11. Эвкариотизация клетки как эволюционный ответ на необратимые геохимические изменения

Эвкариотизацию клетки вряд ли можно называть событием – это был длительный процесс, неотделимый ни от общего филогенетического развития, ни от изменений среды в течение архея и протерозоя. Взаимная юстировка и синхронизация обменных и репродуктивных функций симбионтов, перестройка их геномов и другие составляющие эвкариотизации клетки занимали столь длительное время и касались настолько разных представителей органического мира, что о времени происхождения эвкариот можно говорить как о периодах становления, а датирование этого «события», может быть, и не имеет большого смысла. Нами разрабатывается новый подход к исследованию проблемы эвкариотизации клетки (Федонкин, 2003, 2004; Hengeveld, Fedonkin, 2004). Основаниями для этого подхода служат следующие предпосылки и гипотезы, допускающие проверку: а) ключевой аспект проблемы эвкариотизации – это процесс биохимической эволюции, который может быть реконструирован на основе базовых принципов физической химии, касающихся термодинамической и кинетической стабилизации процессов; б) биохимические процессы постепенно дифференцировались в пространстве по мере роста функциональной компартментализации внутренней и внешней среды клетки; в) эволюция метаболических процессов и их компартментализация следовали историческим изменениям геохимических параметров среды; г) эвкариотизация, включая эндосимбиоз, формирует интегральную составляющую длительного эволюционного процесса, занявшего большую часть дофанерозойской истории биосферы; д) эвкариотизация путем эндосимбиоза следует тем же закономерностям, которые характерны для симбиотических отношений в целом; е) симбионты взаимно регулируют свои потребности и вывод продуктов обмена, причем делают это с высокой (количественной) точностью; ж) каждый из «гостевых» компонентов принадлежит к таксону, члены которого известны склонностью к симбиозу или паразитизму; з) эвкариотизация в целом следует историческому развитию биохимических процессов, связанных с формированием молекулярных структур и каталитических систем, осуществляющих цепи и циклы биохимических реакций, с настройкой этих процессов по отношению к внутренней и внешней среде клетки по времени и термодинамическим характеристикам; и) биохимия современной клетки и соответствующие клеточные структуры все еще включают (или в большой степени отражают) основные исторические этапы ранней эвкариотизации; к) метаболические каскады в современной эвкариотной клетке рекапитулируют последовательность событий в ходе эволюции обменных процессов в живой клетке.

Такой подход вкупе с данными анализа геологической летописи и палеонтологии дает возможность критического переосмысления множества гипотез о происхождении эвкариотной клетки, которые подчас принципиально противоречат друг другу. Высочайшая сложность структуры химических взаимодействий, составляющих сущность жизни, не позволяет изменять или замещать базовые механизмы жизни в ходе ее истории. В ответ на неизбежные и необратимые изменения физико-химических параметров биосферы эти механизмы не замещались, а дополнялись другими. Только аддитивный способ эволюции базовых механизмов жизни позволяет сохранять непрерывность функционального начала живого.

На молекулярном уровне эволюция имеет модульный характер: существующие механизмы жизни сохраняются неизменными и используются как взаимозаменяемые или дополняющие друг друга модули при постройке новых механизмов. При этом типичны случаи дублирования, умножения одинаковых блоков. Сложность значительной части белковых молекул, вероятно, объясняется как раз таким способом их формирования, начиная с самых древних из них – ферредоксинов (Meyer, 2003). Новые дополнительные и компенсаторные элементы постепенно добавлялись по периферии сложных макромолекул и метаболических каскадов (в ответ на новые требования среды). Ярким примером может служить фотосистема II, которая надстроила древнюю фотосистему I. В цепи реакций фотосинтеза работа начинается с фотосистемы II, затем вступает фотосистема I, за которой следует еще более древний элемент – ферредоксины (Arnon, 1988), последовательно формирующие аденозинтрифосфат (АТФ) из аденозиндифосфата (АДФ) с последующей активаций НАДФ и передачей энергии, произведенной фотохимически, дальше на механизмы формирования белков и углеводов (Daniel, Danson, 1995). Приведенный пример показывает, что каскады метаболических реакций могут рекапитулировать биохимическую эволюцию клетки, но важно и то, что эта рекапитуляция сама по себе является залогом прочности сложнейшей системы тонко настроенных химических взаимодействий. Эволюция на биохимическом уровне представляется непрерывной перестройкой, совершенствованием и компартментализацией взаимоотношений между жесткими модулями метаболизма, разнообразие которых ограничено.

По мере роста биологической сложности значение ферментов, включающих вольфрам, ванадий, никель и кобальт, уменьшается. Это справедливо даже для молибдена, который обнаружен в составе всего четырех ферментов у высших животных, тогда как у бактерий этот металл входит в состав сорока ферментов (Williams, Fraústo da Silva, 2002). Такое соотношение можно объяснить гетеротрофным способом питания животных, получающих все необходимое из организмов, находящихся на нижних этажах пищевой пирамиды. Геохимическое истощение биосферы на протяжении архея и раннего протерозоя, особенно в отношении ряда тяжелых металлов, вовлеченных в биокатализ, было (и во многом остается) главной проблемой всего живого. Решение этой проблемы развивалось по пути образования факультативных и облигатных симбиозов микроорганизмов, взаимно зависимых от продуктов обмена друг друга, и конечно, по пути гетеротрофии, то есть поглощения других организмов или разложения омертвевшего органического вещества. Это и было сутью формирования сложной эвкариотной клетки.

Появление эвкариотной клетки обычно связывают с ростом содержания кислорода в атмосфере до уровня, позволяющего осуществление аэробного метаболизма. Более продуктивной представляется гипотеза о том, что оксигенизация биосферы была не разрешительным, а понуждающим фактором к формированию сложных биологических систем. Оксигенизация биосферы была подлинной катастрофой для предшествующей, преимущественно прокариотной и анаэробной жизни и ставила проблему защиты архаичных типов метаболизма от кислорода. Другой проблемой становилось снижение доступности ряда химических элементов в виду их окисления. Вкупе с другими геологическими факторами, указанными выше, оксигенизация многих местообитаний резко сократила геохимический базис жизни, сделав некоторые химические элементы малодоступными или малоподвижными для обменных процессов.

Формирование эвкариотной клетки через симбиогенез прокариот, взаимно зависимых от продуктов обмена друг друга, решало две проблемы – геохимического голода и защиты от кислорода анаэробных частей метаболической системы клетки. В исследованиях последних лет по проблеме происхождения эвкариот наблюдается явный крен в сторону функционального (трофического и ценотического) объяснения причин симбиогенеза (Hengeveld, Fedonkin, 2004), что выгодно отличает этот подход от ставшего хрестоматийным подхода Л. Маргулис (Margulis, 1970). Симптоматично, что практически одновременно были опубликованы две гипотезы о происхождении эвкариотной клетки путем симбиоза прокариот, физиологически связанных друг с другом передачей водорода. Одна из гипотез описывает этот процесс как симбиоз анаэробной архебактерии (клетка-хозяин), поглощающей водород, и генерирующей водород факультативно анаэробной α-протеобактерии (симбионт), которая в дальнейшем становится митохондрией (Martin, Müller, 1998). Другая гипотеза предполагает формирование эвкариотной клетки на основе симбиоза между анаэробной и генерирующей водород δ-протеобактерии (клетка-хозяин) и поглощающей водород анаэробной метаногенной архебактерии, которая становится ядром; более поздний симбиоз с факультативно анаэробной α-протеобактерией, поглощающей метан, привел к формированию митохондрии (Moreira, Lopez-Garcia, 1998). Обе гипотезы предполагают участие гидрогеназы в ранней эволюции эвкариот, что недавно нашло сильное подтверждение данными сравнительной геномики Fe-гидрогеназ (Horner et al., 2000). В свете новых гипотез симбиогенетическое происхождение эвкариотной клетки можно рассматривать как процесс миниатюризации прокариотных экосистем, который минимизирует потери вещества и энергии. В функциональном (биохимическом) аспекте эвкариотная клетка – это микроскопическая копия древних прокариотных экосистем, и ее метаболические каскады в значительной степени отражают коэволюцию глобальных биогеохимических циклов и биоты.

Рост биологической сложности в условиях истощения геохимических источников энергии и оксигенизации среды обитания оказался магистральным, хотя и весьма длительным путем эволюции. Дело в том, что симбиотическим организмам требовалось значительное время для взаимной настройки своих обменных и репродуктивных процессов, а главное – для формирования общего генома. Длительное время этот симбиоз мог быть факультативным в зависимости от доступности соединений, необходимых для жизнедеятельности. В этой же причинно-следственной цепи следует рассматривать и прогрессивно возрастающее развитие гетеротрофии (от фагоцитоза протист до голозойного питания животных и сапрофаги грибов), хищничество растений, обитающих на бедных почвах, распад симбиоза клеток грибов и растений (в лишайнике) в среде, богатой питательными веществами, и обратный переход к симбиозу в бедной среде, - число примеров, демонстрирующих физиологическую необходимость симбиоза, огромно. Колонизация суши эвкариотными организмами уменьшила приток биофильных элементов в океан в виду уменьшения скоростей механической эрозии и организации наземных замкнутых биогеохимических циклов. Сопровождающая эвкариотизацию биосферы биохимическая эволюция – появление новых классов ферментов, замещение менее доступных металлов в составе кофакторов более доступными и усложнение метаболических цепей внутри клетки – можно рассматривать как ответ на геохимическое истощение биосферы. Детали и хронология этого сложного процесса постепенно выявляются. Анализ динамики разнообразия одноклеточных эвкариот в протерозое показывает, что, несмотря на раннее появление (возможно, в позднем архее), их диверсификация и экспансия с проникновением в прокариотные системы началось значительно позже – около 1200 млн. лет назад. Важнейшим аспектом эвкариотизации глобальной экосистемы стало замещение прокариотных первичных продуцентов эвкариотными организмами в роли доминант оксигенного фотосинтеза. Этот процесс оказал влияние на цикл углерода на планете и через углеродный цикл – на оксигенизацию биосферы, седиментогенез и климат.

В экосистемном плане эвкариотные организмы представляют собой надстройку над прокариотным фундаментом (Заварзин, 2003). Мир прокариот демонстрирует колоссальное разнообразие обменных процессов, большинство которых не присуще эвкариотам. Так, например, в биогеохимических циклах серы и азота все основные метаболические реакции – прокариотные. Доступ к этим и другим химическим элементам, жизненно необходимым и для эвкариот, осуществляется ими через симбиотрофию с прокариотами и гетеротрофию. Рост сложности живых систем имел ряд важных биологических последствий, таких, например, как необратимость эволюции и монофилия. Существенно уменьшались возможности горизонтального переноса генов, особенно в отношении метаболических систем. Так, например, системы фотосинтеза или транспорта электронов зависят от сложных генных комплексов, части которых не могут переноситься горизонтально без фатального повреждения их функционирования (Dyer, Obar, 1994). В виду того, что функциональная эффективность и специфичность белков сохраняется в узком диапазоне параметров среды со времени их происхождения, задача охраны древнейших операционных блоков в меняющихся условиях среды требовала дополнительных механизмов поддержки или совершенствования их функционирования. Приоритет в этом случае, по-видимому, имела не крупномасштабная мутация генов, а их дупликация. Этого требовала густая сеть функциональных взаимодействий в клетке: все белки должны продолжать свою работу в оптимальном режиме. Древность многих индивидуальных ферментов или их систем (Baymann et al., 2003) свидетельствует о том, что сохранение их функциональности – «стратегическая задача» живого. Биологическое усложнение, и, прежде всего, эвкариотизация клетки, были лишь средством защиты древнейших функциональных блоков жизни в меняющихся условиях среды, описанных выше. Изменение доступности водорода и металлов-катализаторов, оксигенизация биосферы и снижение ее средней температуры представляются главными экологическими факторами эвкариотизации. Сохранение эффективности древнейших обменных механизмов клетки в изменявшихся условиях среды осуществлялось путем компартментализации архаичных метаболических модулей и надстройки новых модулей – с этим в значительной степени связано усложнение клетки и дальнейшая эвкариотизация биологических систем.

Метаболические каскады в живой клетке, по-видимому, рекапитулируют биохимическую эволюцию и геохимические изменения в биосфере, два исторических процесса, которые следует описывать как дополнительные. Синтез данных наук о Земле и данных палеонтологии, биохимии и сравнительной геномики позволяет устанавливать время и причины важнейших событий биологической эволюции (происхождение оксигенного фотосинтеза, эвкариотной клетки и многоклеточных животных), оказавших определяющее влияние на глобальные биогеохимические циклы, седиментогенез и климат Земли. Есть веские основания предполагать ускорение глобальных биогеохимических циклов в биосфере по мере эвкариотизации экосистем.

Исследования проведены при финансовой поддержке программы Президиума РАН № 18, а также гранта Президента РФ (НШ-4156.2008.5). Автор выражает глубокую признательность Э. М. Галимову и Р. Хенгевельду за стимулирующее обсуждение проблем, затронутых в настоящей статье.


Литература

Виноградов А. П. Среднее содержание химических элементов в главных типах изверженных горных пород земной коры // Геохимия. 1962. № 7. С. 555-571.

Галимов Э. М. Наращивание ядра Земли как источник ее внутренней энергии и фактор эволюции окислительно-восстановительного состояния мантии // Геохимия. 1998. № 8. С. 755-758.

Галимов Э. М. Феномен жизни: между равновесием и нелинейностью. Происхождение и принципы эволюции. М.: Едиториал УРСС. 2001. 256 с.

Добрецов Н. Л., Коваленко В. И. Глобальные изменения природной среды // Геология и геофизика. 1995. Т. 36. № 8. С. 7-30.

Заварзин Г. А. Лекции по природоведческой микробиологии. М., Наука. 2003. 348 с

Леонтьев О. К. Физическая география мирового океана. М., Издательство Московского государственного университета. 1982. 198 с.

Лисицын А. П. Основные понятия биогеохимии океана. В кн. Биогеохимия океана (отв. ред. А. С. Монин и А. П. Лисицын), М., «Наука». 1983. С. 9-32.

Опарин А. И. Происхождение жизни. М.: Московский рабочий. 1924.

Пригожин И., Стенгерс И. Порядок из хаоса. Новый диалог человека с природой. М., Едиториал УРСС. 2003. 312 с.

Семихатов М. А., Кузнецов А. Б., Горохов И. М. и др. Низкое отношение ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr в Гренвильском и пост-Гренвильском палеоокеане: определяющие факторы // Стратиграфия. Геологическая Корреляция. 2002. Т. 10. №1. С. 3-46.

Сергеев В. Н., Семихатов М. А., Федонкин М. А., Вейс А.Ф., Воробьева Н.Г. Основные этапы развития докембрийского органического мира: сообщение 1. Архей и ранний протерозой // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2007. Т. 15. № 2. С. 25-46 с.

Сорохтин О. Г., Ушаков С. А. Развитие Земли. М., Изд-во Московского государственного ун-та. 2002. 560 с.

Тейлор С. Р., Мак-Леннан С. М. Континентальная кора, ее состав и эволюция. М.: Мир. 1988. 376 с.

Федонкин М. А. Сужение геохимического базиса жизни и эвкариотизация биосферы: причинная связь // Палеонтологический журнал. 2003. № 6. С. 33-40.

Федонкин М. А. Изменение доступности металлов и эвкариотизация биосферы в докембрии. В кн.: Современные проблемы геологии (Гаврилов Ю.О., Хуторской М.Д., ред.) Труды ГИН РАН, М., Наука, 2004. Т. 565. С. 426-447.

Федонкин М. А. Рождение музыки жизни – Hard Rock или Heavy Metal? В кн.: Минералогия и жизнь: происхождение биосферы и коэволюция минерального и биологического миров, биоминералогия . Труды 4-го международного симпозиума, 21-25 мая 2007, Сыктывкар. Геопринт. 2007. C. 70-71.

Чумаков Н. М. Общая направленность климатических изменений на Земле за последние 3 млрд. лет // Доклады АН. 2001. Т.381. № 5. С. 652-655.

Штрауб Ф. Б. Биохимия. Издательство Академии наук Венгрии: Будапешт. 1965. 772 с.

Юшкин Н. П. Биоминеральные гомологии // Тр. Ин-та геол. Коми НК УрО РАН. Сыктывкарский минерал. cб. 2000. № 29. С. 5-27.

Apps J. A., van de Kamp P. C. Energy gases of abiogenic origin in the Earth’s crust. In: The Future of Energy Gases.US Geol Prof Paper 1570, US Geological Survey, Reston, VA. 1993. P. 81–132.

Anbar A. D., Knoll A. H. Proterozoic ocean chemistry and evolution: a bioinorganic bridge? // Science. 2002. V. 297. P. 1137-1142.

Arnon D. I. The discovery of ferredoxin: the photosynthetic path // Trends in Biochemical Sciences. 1988. V.13. P. 30-33.

Baymann F., Lebrun E., Brugna M., Schoepp-Cothenet B., Guidici-Oritconi M.-T., Nitschke W. The redox protein construction kit: pre-last universal common ancestor evolution of energy-conserving enzymes // Phil. Trans. R. Soc. Lond. 2003. V. B 358. P. 267–274.

Beukes N. J., Dorland H., Gutzmer J., Nedachi M., Ohmoto H. Tropical laterites, life on land, and the history of atmospheric oxygen in the Paleoproterozoic // Geology. 2002. V. 30. P. 491-494.

Bjerrum C. J. Canfield D. E. Ocean productivity before about 1.9 Gyr ago limited by phosphorus adsorption onto iron oxides // Nature. 2002. V. 417. P. 159-162.

Boetius A. Lost City Life // ссылка скрыта. 2005. V.307. № 5714. P. 1420-1422.

Bogatikov O. A., Kovalenko V. I., Sharkov E. V. et al. Magmatism and geodynamics. Terrestrial magmatism throughout the Earth’s history. Gordon and Breech, London. 2000. 511 pp.

Brasier M. D., Lindsay J. F. A billion years of environmental stability and the emergence of eukaryotes: New data from northern Australia // Geology. 1998. V. 26. P. 555-559.

Brochier C., Forterre P., Gribaldo S. An emerging phylogenetic core of Archaea: phylogenies of transcription and translation machineries converge following addition of new genome sequences // BMC Evolutionary Biology. 2005. V. 5. P. 36–42.

Cairns-Smith et al., 1992

Cates N. L., Mojzsis S. J. Pre–3750 Ma supracrustal rocks from the Nuvvuagittuq supracrustal belt, northern Québec // Earth and Planetary Science Letters. 2007. doi:10.1016/j. epsl. 2006.11.034

Daniel R. M., Danson M. J. Did primitive microorganisms use nonhem iron proteins in place of NAD/P? // Journal of Molecular Evolution. 1995. V. 40. P. 559-563.

Dyer B. D., Obar R. A. Tracing the history of eukaryotic cells: the enigmatic smile. Critical moments in paleobiology and Earth history series. Columbia University Press, New York. 1994. 259 pp.

Des Marais D. J. Isotopic evolution of the biogeochemical carbon cycle during the Proterozoic eon // Organic Geochemistry. 1997. V. 27. P. 185-193.

Dobbeck H., Svetlitchnyi V., Gremer L., Huber R., Meyer O. Crystal structure of a carbon monoxide dehydrogenase reveals a [Ni-4Fe-5S] cluster // Science. 2001. V. 293. P. 1281-1285.

Ermler U., Grabarse W., Shima S., Goubeaud M., Thauer R. K. Active sites of transition metal enzymes with a focus on nickel // Current Opinion in Structural Biology. 1998. V. 8. P. 749-758.

Farquhar J., Bao H., Thiemens M. Atmospheric influence of Earth's earliest sulfur cycle // Science. 2000. V. 289. P. 756-758.

Fedo C. M., Whitehouse M. J. Metasomatic origin of quartz-pyroxene rock, Akilia, Greenland, and implications for Earth’s earliest life // Science. 2002. V. 296. P. 1448-1452.

Fedonkin M. A. Geobiological trends and events in the Precambrian biosphere. In: Walliser O.H. (ed.) Global Events and Event Stratigraphy in the Phanerozoic: Results of the International Interdisciplinary Cooperation in the IGCP-Project 216 "Global Biological Events in Earth History". Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg. 1996. P. 89-112.

Fedonkin M. A. Early eukaryotization of life: environmental driving forces of evolution. In: Okada, H., Mawatari, S.F., Suzuki, N. and Gautam, P. (eds.), Origin and Evolution of Natural Diversity, Proceedings of International Symposium “The Origin and Evolution of Natural Diversity”, 1–5 October 2007, Sapporo. 2007. P. 3–12.

Fedonkin M. A. Ancient biosphere: The origin, trends and events // Russ. J. Earth. Sci. 2008. V.10. P. ES1006, doi:10.2205/2007ES000252.

Fenchel T., King G. M., Blackburn T. H. Bacterial Biogeochemistry. 2^nd edition. Academic Press, London. 1998.

Ferris et al., 1996

Fontecave M. Iron-sulfur clusters: ever-expanding roles // Nature Chemical Biology. 2006. V. 2. No. 4. P. 171-174.

Forterre P., Brochier C., Philippe H. Evolution of the Archaea // Theoretical Population Biology. 2002. V. 6. P. 409–422.

Fraústo da Silva J. J. R., Williams, R. J. P. The biological chemistry of the elements: the inorganic chemistry of life. Clarendon Press, Oxford. 1997. 561 pp.

Galimov E. M. Redox evolution of the Earth caused by a multi-stage formation of its core // Earth and Planetary Science Letters. 2005. V. 233. P. 263–276.

Harrison T. M., Blichert-Toft J., Müller W., Albarede F., Holden P., Mojzsis S. J. Heterogeneous Hadean hafnium: evidence of continental crust at 4.4 to 4.5 Ga // Science. 2005. V. 310. P. 1947–1950.

Hayes J. M. Global methanotrophy at the Archean-Proterozoic transition. In: Bengtson S. (ed.) Early life on Earth. Nobel Symposium 84. Columbia University Press, New York. 1994. P. 220-236.

Hengeveld R. Two approaches to the study of the origin of life. Acta Biotheoretica. V. 55. No. 2. 2007. P. 97-131.

Hengeveld, R., Fedonkin, M. A. Causes and consequences of eukaryotization through mutualistic endosymbiosis and compartmentalization // Acta Biotheoretica. 2004. V. 52. No. 2. P. 105-154.

Hengeveld R., Fedonkin M. A. Bootstrapping the energy flow in the beginning of life. Acta Biotheoretica. 2007. V. 55. P. 181-226.

Holland H. D. Early Proterozoic atmospheric change. In: Bengtson, S. ed., Early Life on Earth, Nobel Symposium No. 84. Columbia University Press, New York. 1994. P. 237-244.

Ho M.-W. (ed.). Living processes. Book 2: Bioenergetics. Open University Press, Milton Keynes. 1995.

Hoehler T. M. Biological energy requirements as quantitative boundary conditions for life in the subsurface. Geobiology. 2004. V. 2. P. 205–215.

Hoehler T. M. Biogeochemistry of dihydrogen (H₂) // Metal Ions in Biological Systems. 2005. V. 43. P. 9-48.

Horner D. C., Foster P. G., Embley T. M. Iron hydrogenases and the evolution of anaerobic eukaryotes. Mol. Biol. Evol. 2000. V. 17. No.11. P. 1695–1709.

Javoy M. The integral enstatite chondrite model of the Earth // Geophys. Res. Lett. 1995. V. 22. P. 2219–2222.

Kadik A. A., Litvin Yu. A. Magmatic transport of carbon, hydrogen and nitrogen constituents from reduced planetary interiors // Lunar and Planetary Science. 2007. V. XXXVIII, 1020. pdf. (ссылка скрыта).

Kandler O. The early diversification of life. In: Bengtson, S., ed., Early Life on Earth, Nobel Symposium No. 84. Columbia University Press, New York. 1994. P. 152-160.

Kelley D. S., Karson J. A., Früh-Green G. L., Yoerger D. R., Shank T. M., Butterfield D. A., Hayes J. A serpentinite-hosted ecosystem: the Lost City hydrothermal field // Science. 2005. V. 307. No. 5714. P.1428-1434.

Kirschvink J. L., Gaidos E. J., Bertani L. E., Beukes N. J., Gutzmer J., Maepa L. N., Steinberger R. E. Paleoproterozoic snowball Earth: extreme climatic and geochemical global change and its biological consequences // Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America. 2000. V. 97. P.1400–1405.

Kleine T., Munker C., Mezger K., Palme H. Rapid accretion and early core formation on asteroids and the terrestrial planets from Hf-W chronometry // Nature. 2002. V. 418. P. 952-955.

ссылка скрыта., ссылка скрыта. Tungsten in biological systems. FEMS Microbiol. Rev. 1996. V. 18. № 1. P. 5-63.

Knoll A. H. Life on a young planet: the first three billion years of evolution on Earth. Princeton University Press. Princeton and Oxford. 2003. 277 pp.

Kooijman S.A.L.M., Hengeveld R. The symbiotic nature of metabolic evolution. In: Reydon T.A.C., Hemerik L. (eds) Current themes in theoretical biology: a Dutch perspective. Springer, Dordrecht. 2005. P. 159–202

Kopp R .E., Kirschvink J. L., Hilburn I. A., Nash C. Z. The Paleoproterozoic snowball Earth: a climate disaster by the evolution of oxygenic photosynthesis. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America. 2005. V. 102. No. 32. P. 11131-11136.

Lambert I. B., Beukes N. J., Klein C., Veizer J. Proterozoic mineral deposits through time. In: The Proterozoic Biosphere. A multidisciplinary Study (Schopf J.W., Klein C., eds). Cambridge University Press, Cambridge. 1992. P. 59-62.

Lane N. The last ancestor of all microbes must have been an electrochemist // Nature. 2006. V. 441. P. 274–276.

Lasaga A.C., Ohmoto H. The oxygen geochemical cycle: dynamics and stability // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2002. V. 66. P. 361-381.

Lowe D. R. Early environments: constraints and opportunities for early evolution. In: S. Bengtson, editor. Early Life on Earth. Nobel Symposium No. 84. Columbia University Press, New York. 1994. P. 25-35.

Maliva R. G., Knoll A. H., Simonson B. M. Secular change in the Precambrian silica cycle: Insights from chert petrology // GSA Bulletin. 2005. V. 117. No. 7/8. P. 835–845.

Margulis L. Origins of eukaryotic cells. New Haven: Yale University Press. 1970. 349 pp.

Martin W., Müller M. The hydrogen hypothesis for the first eukaryote // Nature. 1998. V. 392. P. 37-41.

Martin W., Russell M. J. On the origins of cells: An hypothesis for the evolutionary transitions from abiotic geochemistry to chemoautotrophic prokaryotes, and from prokaryotes to nucleated cells // Philosophical Transactions of the Royal Society of London, B. 2003. V. 358. P. 59-85.

Marty B., Yokochi R. 2006. Water in the early Earth // Reviews in Mineralogy and Geochemistry. V. 62. P. 421–450.

McKeegan K. D., Kudryavtsev A. B., Schopf J. W. Raman and ion microscopic imagery of graphitic inclusions in apatite from older than 3830 Ma Akilia supracrustal rocks, west Greenland // Geology. 2007. V. 35. P. 591–594.

Melezhik V. A., Fallick A. E., Hanski E. J. et al. Emergence of aerobic biosphere during Archean-Proterozoic transition: challenges of future research // GSA Today. 2005. V. 15. № 11. P. 4-11.

Meyer A. Molecular evolution: duplication, duplication // Nature. 2003. V. 421. P. 31-32.

Mojzsis S. J., Harrison T. M., Pidgeon R. T. Oxygen-isotope evidence from ancient zircons for liquid water at the Earth’s surface 4300 Myr ago // Nature. 2001. V. 409. P. 178–181.

Moreira D., Lopez-Garcia P. Symbiosis between methanogenic archaea and delta-proteobacteria as the origin of eukaryotes: the syntrophic hypothesis // Journal of Molecular Evolution. 1998. V. 47. P. 517-530.

Morita R.Y. Is H₂ the universal energy source for long-term survival? // Microbial Ecology. 2000. V. 38. P. 307-320.

Morowitz H.J. Beginnings of cellular life: metabolism recapitulates biogenesis. Yale University Press, New Haven. 1992.

Nisbet E. The realm of Archaean life // Nature. 2000. V. 405. P. 625-626.

Nutman A. P., Mojzsis S. J., Friend C. R. L. Recognition of ~3850 Ma water-lain sediments in West Greenland and their significance for the early Archaean Earth // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1997. V. 61. P. 2475-2484.

Ohmoto H. The Archaean atmosphere, hydrosphere and biosphere. In: P.G. Eriksson, W. Altermann, D.R. Nelson, W.U. Mueller and O. Catuneanu (eds), The Precambrian Earth: Tempos and Events. Elsevier, Amsterdam. Devel. Precambr. Geol. 2004. V. 12. P. 361-388.

Parkes R. J., Cragg B. A., Bale S. J., Getliff J. M., Goodman K., Rochelle P. A., Fry J. C., Weightman A. J., Harvey S. M. Deep bacterial biosphere in Pacific Ocean sediments // Nature. 1994. V. 371. P. 410-413.

Pavlov A. A., Kasting J. F. Mass-independent fractionation of sulfur isotopes in Archean sediments: strong evidence for an anoxic Archean atmosphere // Astrobiology. 2002. V. 2. P. 27-41.

Pavlov A. A., Kasting J. F., Brown L. L., Rages K. L., Freedman R. Greenhouse warming by CH₄ in the atmosphere of Early Earth // J. Geophys. Res. 2000. V. 105. P. 11981-11990.

Pederson K. The deep subsurface biosphere // Earth Science Reviews. 1993. V. 34. P. 243-260.