Палеонтологический журнал, 2022, № 4, стр. 95-106

ВВЕДЕНИЕ

Микробиолиты представляют собой органоседиментационные структуры, образующиеся благодаря микробно-опосредованному осаждению или аккреции минералов (Burne, Moore, 1987). Массовое развитие микробиолитов приурочено к протерозою, когда эпиконтинентальные щелочные геохимические обстановки были широко представлены на Земле (Заварзин, 1993; Stüeken et al., 2015). Современными аналогами таких обстановок являются содово-соленые и содовые озера, которые распространены по всему миру, и в которых карбонатные микробиолиты образуются и в настоящее время (Kempe, Kazmierczak, 2011). Такие микробиолиты представляют значительный интерес, поскольку их можно рассматривать в качестве модельных систем для изучения геобиологических взаимодействий в докембрии.

К настоящему времени очевидным является тот факт, что образование микробиолитов происходит в результате жизнедеятельности физиологически различных групп микроорганизмов. С осаждением карбонатных минералов связывают различные типы метаболической активности, в том числе фотосинтез, сульфатредукцию, окисление сульфидов, анаэробное окисление метана, а также аэробный гетеротрофный метаболизм (Zhu, Dittrich, 2016; Petrash et al., 2017). Поэтому для понимания микробно-минеральных взаимодействий важно оценивать биологическое и функциональное разнообразие сообществ, ассоциированных с микробиолитами. Морфологических наблюдений в этом случае недостаточно, поскольку лишь некоторые из прокариот (такие как цианобактерии и актиномицеты) могут быть идентифицированы и функционально охарактеризованы этим методом. В случае современных микробиолитов молекулярно-биологические методы дают несомненное преимущество в идентификации и выявлении метаболических особенностей широкого спектра микроорганизмов.

Микробные сообщества микробиолитов из содово-соленых и содовых озер характеризуются большим таксономическим и функциональным разнообразием прокариот и эукариот (Lopez-Garcia et al., 2005; Couradeau et al., 2011; Gérard et al., 2018). Помимо фотосинтезирующих микроорганизмов (бактерий и водорослей), выявлены разнообразные гетеротрофы. Среди бактерий это сульфатредукторы, фирмикуты, планктомицеты и бактероидеты, способные разлагать сложные полимерные вещества; среди эукариот – грибы, Choanoflagellida, Nucleariida, Amoebozoa, Alveolata и Stramenopiles. Таким образом, разнообразие и обилие прокариот, не относящихся к цианобактериям, а также фототрофных и гетеротрофных эукариот в составе микробиолитов свидетельствуют об их важной, но слабоизученной роли в формировании этих геобиологических структур.

В южной части Чили (Южная Патагония и о. Огненная Земля) расположено множество водоемов, в т.ч. содово-соленых (Прокина, Мыльников, 2018). Один из них – оз. Лос-Сиснес, которое является частью озерной системы, сформированной более 16 тыс. лет назад после отступления ледника (Rabassa et al., 2000). В настоящее время территория этого озера является памятником природы, предназначенным для охраны наземных и морских видов птиц и доступным для свободного посещения. На окраине озера развиваются многочисленные микробиолиты (Solari, 2015), которые, несмотря на доступность и туристическую привлекательность местности, остаются практически неизученными. В настоящей работе, с целью выявления особенностей формирования микробиолитов в содово-соленых условиях, описаны структура и минеральный состав микробиолитов оз. Лос-Сиснес, а также таксономическое и функциональное разнообразие микроорганизмов, участвующих в их образовании.

МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ

Место сбора образцов. Оз. Лос-Сиснес (Laguna de los Cisnes) находится на о-ве Огненная Земля в 6 км на север от г. Порвенир (Чили). Координаты точки отбора образцов: 53°15′00.3′′ S, 70°20′46.4′′ W. Высота над уровнем моря – 3 м. Образцы были отобраны 5 и 15 ноября 2015 г.

Гидрохимические анализы. Общую соленость воды определяли непосредственно в поле рефрактометром-солемером Krüss S-10, температуру, рН и электропроводность – портативными приборами HI 98201 и Combo HI 98129 (Hanna Instruments). Общую карбонатную щелочность и содержание СО₃^2- определяли титриметрическим методом (титровали 0.1 М р-ром HCl). Определение ионного состава воды (кроме ${\text{СО}}_{3}^{{2 - }}$) проводили на ионном хроматографе “Стайер” на кафедре геохимии ландшафтов и географии почв географического фак-та Московского государственного ун-та (МГУ) им. М.В. Ломоносова.

Исследование строения и вещественного состава микробиолитов проводили комплексом методов, включающих в себя световую и электронную микроскопию, а также инфракрасную спектроскопию (ИКС) и рентгено-фазовый анализ (РФА). Фото образцов получены на световом стереомикроскопе Leica M165C (Германия). Исследование образцов методом сканирующей электронной микроскопии (СЭМ) с применением рентгеноспектрального микроанализа (РСМА) проводили на электронном микроскопе EVO-50 Zeiss c микроанализатором INCA Oxford 350 (Великобритания). Образцы напыляли золотом. Определение минерального состава методом ИК-Фурье спектроскопии проводили на ИК-Фурье спектрометре FT/IR-4100 с использованием приставки НПВО PIKE MIRacle^TM (США). Рентгеновская порошковая дифрактометрия (РФА) проводилась на дифрактометре Bruker D8 Advance (Германия).

Определение разнообразия микроорганизмов в составе микробиолитов проводили с использованием молекулярно-генетических методов. ДНК выделяли по методике, основанной на модифицированном методе щелочного выделения ДНК Бирнбойма-Доли и Wizard-технологии фирмы Promega (Булыгина и др., 2002). Очищенную ДНК хранили при –20°С. Препарат тотальной ДНК использовали для ПЦР с универсальными праймерами Univ27f и Univ1492r к гену 16S рРНК (Lane, 1991) и F566 и R1200r к гену 18S рРНК (Hadziavdic et al., 2014). Полученные ПЦР-продукты очищали от посторонних примесей и неспецифичных продуктов реакции при помощи электрофореза в легкоплавкой агарозе с применением набора “Wizard PCR Preps” (Promega). Очищенные ПЦР-продукты лигировали в вектор pGEM-T EasySystem (Promega), согласно рекомендациям производителя, и клонировали в штамм E. coli DH10B. Секвенирование ПЦР-продуктов и клонированных фрагментов проводили на секвенаторе ABI3730 DNA Analyzer (Applied Biosystems) с использованием набора реактивов Big Dye Terminator v 3.1 Cycle Sequencing Kit (Applied Biosystems), согласно рекомендациям производителя. Первичный сравнительный анализ полученных последовательностей проводили с помощью сервиса NCBI BLAST (http://www.ncbi.nlm.nih.gov/blast). Последовательности были проверены на химеры с помощью сервиса Bellerophon (Huber et al., 2004). Для построения филогенетических деревьев использовали алгоритм neighbor-joining, реализованный в программе MEGA 6.0 (Tamura et al., 2013). Клоны с уровнем сходства более 97% были объединены в операционные таксономические единицы (ОТЕ). Последовательности 16S рРНК были депонированы в ГенБанк с номерами OL587709–OL587711, OL587713–OL587717, OL587720, OL587722, OL587724, OL587725. Последовательности 18S рРНК были депонированы в ГенБанк с номерами OL489754–OL489767.

РЕЗУЛЬТАТЫ

Физико-химические характеристики воды оз. Лос-Сиснес представлены в табл. 1. По солености вода озера относится к рассолам (>50 г/л). По химическому составу рассола озеро относится к содово-соленому типу по классификации Э. Борос и М. Колпаковой (Boros, Kolpakova, 2018). Молярное соотношение Mg/Ca = 98.9.

Строение микробиолитов. Микробиолиты оз. Лос-Сиснес представляют собой карбонатные постройки в форме продолговатых куполов, полых внутри и вытянутых перпендикулярно берегу (рис. 1, а, б). Частично они локализованы на берегу озера, частично – в воде. На исследованном участке озера тянутся вдоль берега на расстояние примерно 2 км.

Рис. 1.

Внешний вид микробиолитов, развивающихся в озере Лос-Сиснес: а, б – крупные карбонатные постройки в виде продолговатых куполов, полых внутри и вытянутых перпендикулярно берегу; в – карбонатные купола рыжевато-бурого цвета, развивающиеся в воде озера; г – неровная бугорчатая поверхность рыжевато-бурых куполов, которая состоит из многочисленных “шишек”; д, е – поперечный скол проверхности микробиолита с чередованием прослоев различного цвета.

Постройки, находящиеся на берегу, удалены на расстояние до 100–200 м и представляют собой образования серого цвета, длиной до 5 м, шириной до 0.8 м и высотой до 1 м. Внутри они пустотелые и расслаивающиеся. Постройки, расположенные в воде озера, уходят примерно на 100 м от уреза воды вглубь озера. Они представляют собой куполообразные округлые образования до 1 м в высоту и до 0.5 м в диаметре верхней части. Наиболее крупные приобретают ту же вытянутую форму с длинной осью, направленной перпендикулярно линии уреза воды, что и серые постройки, находящиеся на суше. Имеют рыжевато-бурый цвет и неровную бугорчатую поверхность, состоящую из многочисленных “шишек” различного размера и взаимного расположения, напоминающих соцветия цветной капусты (рис. 1, в, г). На сколе поверхностных структур видна слоистость (рис. 1, д, е). Постройки скользкие на ощупь из-за биопленок и обрастаний нитчатыми водорослями.

Карбонатные купола рыжевато-бурого цвета, находящиеся в озерной воде, представляют собой живые растущие микробиолиты. Карбонатные купола серого цвета, расположенные на берегу, не имеют контакта с водой и постепенно разрушаются под действием факторов окружающей среды. В данной работе детально рассмотрены только живые микробиолиты рыжевато-бурого цвета (рис. 1).

Минеральный состав микробиолитов был исследован методами РФА, РСМА и ИКС. Согласно данным РФА, карбонаты представлены, главным образом, высокомагнезиальными кальцитами (ВМК) и моногидрокальцитом (МГК). ВМК представлены двумя основными видами (рис. 2, а): преимущественно с содержанием MgCO₃ около 24 мол. % (d₁₀₄ = 2.96, I = 100%) и в меньшей степени с содержанием MgCO₃ около 42 мол. % (d₁₀₄ = 2.91, I = 50%) (Солотчина и др., 2011). На ИК-спектре на их присутствие указывают полосы поглощения с максимумами 721 и 727 см^–1 (рис. 2, б). Интенсивность полосы поглощения с максимумом 721 см^–1 выше, чем при 727 см^–1, что указывает на преобладание Mg-кальцитов с более низким содержанием Mg. Эти данные согласуются с данными РФА.

Рис. 2.

Минеральный состав микробиолита: а – дифрактограмма (РФА): 1 – высокомагнезиальные кальциты: MgCO₃ = 24 мол. % (1а), MgCO₃ = 42 мол. % (1б); 2 – моногидрокальцит; 3 – кальцит; 4 – арагонит; 5 – кварц; б – ИК-спектр порошковой пробы микробиолита.

Для дифрактограммы МГК характерны межплоскостные расстояния d(Å) 4.31, 3.06, 1.93, 2.16, 2.37 (ICSD 200820, PDF 29-306), а для ИК-спектра – полосы поглощения с максимумами 1408 и 1487 (дуплет), 1068 и 760 см^–1 (Farmer, 1974; Neuman, 2007). Поскольку кроме МГК в составе исследуемого микробиолита присутствуют и другие карбонатные минералы, которые влияют на положение максимумов полос поглощения в его ИК-спектре, то суммарный спектр имеет следующие значения: 1400 и 1473, 1067 и 762 см^–1 (рис. 2, б). Кальцит и арагонит обнаружены в незначительных количествах, что подтверждают данные РФА (рис. 2, а). В ИК-спектре на присутствие кальцита указывает характеристическая полоса поглощения с максимумом 712(ν4) см^–1, а на присутствие арагонита – полоса с максимумом 1085(ν1) см^–1 (рис. 2, б). Кроме того, можно отметить присутствие небольшого количества силикатов (полоса с максимумом 1020 см^–1).

Структурные и минеральные особенности микробиолитов. Рыжевато-бурый поверхностный слой микробиолитов был рассмотрен на разных его участках. На участке со свежевыпавшим малоизмененным минеральным осадком на поверхности микробиолита выявлены соли хлоридов и карбонатов натрия и калия, а также Са–Mg карбонатов. Отмечено высокое содержание магния (Mg/Ca ~ 0.8) и углерода (табл. XII , фиг. 1; см. вклейку). Другой участок рыжевато-бурой поверхности представляет собой уже высохший участок внешней корки с преобразованным осадком, который состоит из многочисленных кристаллов, соединенных полисахаридным матриксом (табл. XII , фиг. 2, 3). Здесь же выявлено большое количество одноклеточных и нитчатых водорослей и цианобактерий, а также свободный экзополисахарид (ЭПС). РСМ анализ кристаллов на таком участке выявил отсутствие магния и преобладание кальция в элементном составе (см. диаграмму состава в табл. XII , фиг. 2). Кристаллы на этом участке обнаруживают при увеличении изображения характерную долотообразную форму (табл. XIII , фиг. 1, 2; см. вклейку), что позволяет отнести составляющие этот участок кристаллы к МГК (Нечипоренко, Бондаренко, 1988). Этот минерал встречается в природе достаточно редко в силу специфических условий его образования и неустойчивости по отношению к кальциту и арагониту (Nishiyama et al., 2013).

Рис. 3.

Филогенетическое дерево, построенное методом neighbor-joining на основании анализа нуклеотидных последовательностей генов 18S рРНК и отражающее разнообразие эукариот в исследуемых образцах микробиолитов.

В работе M. Солари (Solari, 2015) утверждается, что рыжевато-бурая окраска поверхности микробиолитов обусловлена осаждением гидроксидов железа, однако наши данные этого не подтверждают. Методом РСМА железо было обнаружено только в фоновом количестве как на поверхности микробиолитов (табл. XII , фиг. 1, 2), так и во внутренних слоях (табл. XIII , фиг. 7 ). В большинстве случаев присутствие Fe ассоциировано с ЭПС. Ранее было показано осаждение окрашенных в коричневый цвет сферолитов МГК из концентрированных растворов морской воды в присутствии органических соединений (Ferguson et al., 1978). Таким образом, можно предположить, что рыжевато-бурый цвет поверхности исследуемых микробиолитов обусловлен не гидроксидами железа, а присутствием окрашенных органических соединений.

Ниже внешнего слоя располагается слизистый зеленый слой. Этот слой не минерализован и представляет собой “альго-бактериальный мат”, состоящий из экзополисахаридного матрикса, в котором развиваются микроорганизмы, представленные нитями водорослей и цианобактерий, а также диатомовыми водорослями (табл. XII , фиг. 4, 5 ). В составе этого слоя определены различные минеральные образования, выпадающие из рассольных вод озера на поверхность ЭПС: хлориды натрия и калия, карбонат натрия, а также магнезиально-кальциевые карбонаты (табл. XII , фиг. 6 ). На некоторых участках видны начальные этапы формирования кристаллов (в т.ч. МГК) в ЭПС (табл. XII , фиг. 7 ). В более глубоких слоях микробиолита живые микроорганизмы частично разрушаются, частично подвергаются фоссилизации (табл. XII , фиг. 8 ).

Рис. 4.

Филогенетическое дерево, построенное методом neighbor-joining на основании анализа нуклеотидных последовательностей генов 16S рРНК и отражающее разнообразие прокариот в исследуемых образцах микробиолитов.

Ниже зеленого слоя микробиолит полностью минерализован и состоит из различных карбонатов (табл. XIII , фиг. 3–8 ). Элементный состав кристаллов указывает на преобладание Ca–Mg-карбонатов с различной степенью магнезиальности. Присутствуют участки минералов с низкой упорядоченностью: это участки с плохо окристаллизованными фрагментами и участки с многообразными кристаллическими агрегатами разной формы и размеров, в том числе и долотообразной. Кроме того, присутствуют кристаллические агрегаты (блочные кристаллы) в виде тетраэдров, состоящие из более мелких кристаллов.

Аморфные сферические образования Ca–Mg-карбонатного состава с содержанием MgCO₃ от 10 до 23% (табл. XIII , фиг. 3), обнаруженные в составе микробиолита, могут преобразовываться впоследствии в МГК и Ca–Mg карбонаты.

ВМК в составе микробиолита представлены различными формами. Чаще всего встречаются ВМК в виде веерообразных кристаллов с содержанием MgCO₃ ~ 23–24% (табл. XIII , фиг. 4). Кристаллы ВМК в виде треугольных пирамид с содержанием MgCO₃ ~ 41% представлены на этом участке в несколько меньшем объеме (табл. XIII , фиг. 5 ). Еще реже встречаются кристаллы ВМК с содержанием MgCO₃ 46.5–47%. Они представляют собой кристаллические агрегаты (блочные кристаллы) в виде тетраэдров размером 12–14 мкм, которые состоят из еще более мелких кристаллов размером 1–2 мкм (табл. XIII , фиг. 6 ). Такие кристаллы были отнесены нами к Са-избыточным доломитам, в структуре которых избыток CaCO₃ может достигать 7 мол. % относительно стехиометрического доломита. В образцах микробиолита из оз. Лос-Сиснес стехиометрический доломит и признаки доломитового упорядочивания нами выявлены не были.

Аморфное вещество в виде комковатых округлых форм с высоким содержанием углерода и магния и низким содержанием кальция (табл. XIII , фиг. 7 ), вероятно, является магнезиальным гидрокарбонатом. Из-за высокой растворимости (Sanz-Montero et al., 2019) магнезиальные гидрокарбонаты могли сохраниться только в небольших замкнутых пространствах микробиолита, что мы и наблюдали. При кристаллизации аморфного магнезиального гидрокарбоната возможно образование кристаллов гидромагнезита (4MgCO₃·Mg(OH)₂·4H₂O) или несквегонита (MgCO₃·3H₂O) (Purgstaller et al., 2019). Эти минералы в виде таблитчатых кристаллов обнаружены в исследуемых образцах позже, после их длительного хранения и естественной дегидратации на воздухе (табл. XIII , фиг. 8 ).

Разнообразие микроорганизмов в составе микробиолитов. При исследовании на сканирующем электронном микроскопе выявлены в первую очередь фототрофные организмы: нити эукариотических водорослей, диатомовые водоросли и нитчатые цианобактерии (табл. XII , фиг. 2–4). Поскольку осаждение карбонатных минералов индуцируется метаболической деятельностью микроорганизмов различной таксономической принадлежности и физиологии, мы проанализировали филогенетический состав микроорганизмов, ассоциированных с исследуемыми микробиолитами.

Анализ последовательностей генов, кодирующих малую субъединицу 18S рРНК, позволил установить филогенетическую принадлежность эукариотических организмов (рис. 3), среди которых действительно преобладали фототрофы, и, в первую очередь, водоросли филума Chlorophyta. Доминировали последовательности 18S-Cisnes-OTE4, близкие к Picocystis salinarum R.A. Lewin (класс Picocystophyceae) – организму, который является типичным представителем альгофлоры содово-соленых и содовых озер по всему миру (Tarazona et al., 2017). Другие последовательности филума принадлежали одноклеточным зеленым водорослям класса Trebouxiophyceae и были близки к представителям родов Oocystis (18S-Cisnes-OTE5) и Choricystis/Nannochloris (18S-Cisnes-OTE7), а нитчатые формы – к представителям класса Ulvophyceae и родам Chlorothrix (18S-Cisnes-OTE6) и Rhizoclonium/Chaetomorpha (18S-Cisnes-OTE2). Другие фототрофные эукариоты были представлены диатомовыми водорослями класса Bacillariophyceae (филум Bacillariophyta), среди которых выявлены последовательности, близкие к родам Navicula (18S-Cisnes-OTE8) и Halamphora (18S-Cisnes-OTE9). Из гетеротрофных эукариот обнаружены последовательности, принадлежащие представителям грибов, относящихся к филумам Ascomycota (18S-Cisnes-OTE10) и Chytridiomycota (18S-Cisnes-OTE11), а также единичные последовательности других эукариот неопределенного систематического положения: представители групп Amoebozoa (18S-Cisnes-OTE1), Rhizaria (18S-Cisnes-OTE3), Opisthokonta (18S-Cisnes-OTE13, 14) и порядка Telonemida (18S-Cisnes-OTE12).

Анализ последовательностей генов, кодирующих малую субъединицу рибосомы прокариот (16S рРНК), выявил, что доминирующими филумами в составе микробиолитов были Proteobacteria (класс Alphaproteobacteria), Actinobacteria и Cyanobacteria (рис. 4). Представители Firmicutes, Planctomycetes, Delta- и Gammaproteobacteria встречались значительно реже.

В составе класса Alphaproteobacteria преобладали представители порядка Rhodobacterales, среди которых известно много таксонов, способных к аноксигенному фотосинтезу. В исследуемом образце микробиолита Rhodobacterales были представлены восемью различными ОТЕ (16S-Cisnes-OTE6, 8-13), близкими к облигатно гетеротрофным таксонам (не способным расти фотоавтотрофно или фотоорганотрофно). Только последовательности 16S-Cisnes-OTE5 были близки к виду Roseibaca ekhonensis Labrenz et al., 2009, содержащему бактериохлорофилл a и способному к аэробному фотогетеротрофному росту. Единственная ОТЕ в классе Alphaproteobacteria, относящаяся к порядку Rhizobiales (16S-Cisnes-OTE16), близка к гетеротрофному виду Mesorhizobium camelthorni Chen et al., 2011. Филум Actinobacteria был представлен двумя ОТЕ, близкими к видам родов Nitriliruptor (16S-Cisnes-OTE18, 19) и Nesterenkonia (16S-Cisnes-OTE20), которые также являются гетеротрофами. В исследуемом образце микробиолита наиболее многочисленными прокариотами с фототрофным метаболизмом были представители филума Cyanobacteria. С использованием СЭМ в составе образцов выявлено два морфотипа нитчатых цианобактерий (табл. XII , фиг. 3, 4). Однако молекулярно-генетический анализ выявил только одну ОТЕ (16S-Cisnes-OTE21), близкую к представителям рода Nodosilinea (порядок Synechococcales). Нити, морфологически соответствующие этому роду, представлены в табл. XII , фиг. 4. Такое разночтение может быть связано с неоднородностью образца. Но, поскольку физиологические процессы, которые могут влиять на осаждение карбонатных минералов, одинаковы у большинства цианобактерий, расхождение морфологических и молекулярно-генетических данных в контексте данной работы значения не имеет.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Анализ минерального состава микробиолитов из содово-соленого оз. Лос-Сиснес выявил их преимущественно карбонатный состав: магнезиальные кальциты с различным соотношением Ca и Mg, Са-избыточный доломит, МГК, кальцит, арагонит и гидрокарбонаты магния (предположительно гидромагнезит и несквегонит). Образование карбонатных минералов в природных условиях возможно как химическим путем, так и при участии живых организмов. Среди факторов, влияющих на этот процесс – такие, как соотношение Mg/Ca в воде, общая карбонатная щелочность, соленость, значение рН и величина органической продуктивности водоема (Солотчина и др., 2011). Последний фактор тесно связан с жизнедеятельностью биоты, развивающейся в зоне формирования микробиолитов.

Для морских и соленых обстановок влияние микробной метаболической активности на осаждение карбонатных минералов заключается в прямом или косвенном защелачивании среды и увеличении концентрации карбонат-иона $\left( {{\text{CO}}_{3}^{{2 - }}} \right),$ что локально создает условия, благоприятные для осаждения карбонатных минералов. При этом синтез и деградация органического вещества, в т.ч. ЭПС, определяет доступность центров нуклеации минералов (Decho, 2009; Zhu, Dittrich, 2016; Perri et al., 2017; Petrash et al., 2017). Однако этот механизм нельзя считать универсальным для всех гидрохимических обстановок. Отличительной чертой содово-соленых и содовых вод являются высокие концентрации карбонат- и бикарбонат-ионов. Следовательно, прямое влияние микробной активности на изменение гидрохимии среды в таких условиях может быть ограниченным или невозможным (Chagas et al., 2016). Обсуждение этой проблемы затрагивало такие метаболические процессы, как фотосинтетическая ассимиляция CO₂ и сульфатредукция применительно к гипотезе докембрийского “содового океана” с предполагаемой общей щелочностью около 22 мМ (Arp et al., 1999, 2001; Bosak, Newman, 2003; Meister, 2013). В составе микробиолитов оз. Лос-Сиснес сульфатредуцирующие бактерии выявлены не были, но микроорганизмы, способные к фототрофной ассимиляции CO₂ (цианобактерии и эукариотические водоросли) были представлены широко. Общая щелочность воды оз. Лос-Сиснес составляет 415 мМ (табл. 1), что может значительно ограничивать влияние фотосинтеза на локальные изменения химических условий.

Присутствие органических веществ в щелочных условиях должно, по всей видимости, играть ключевую роль. Так, было установлено, что на первоначальном этапе в щелочных условиях ЭПС связывает катионы Ca²⁺ и Mg²⁺, ингибируя нуклеацию карбонатных минералов. Осаждение карбонатов начинается либо после насыщения центров связывания в ЭПС, либо при гетеротрофной деградации ЭПС, которая приводит к высвобождению катионов (Arp et al., 1999). Данные СЭМ и РСМА указывают на то, что карбонатные минералы в микробиолитах оз. Лос-Сиснес начинают свое образование в непосредственном контакте с ЭПС (табл. XII фиг. 6, 7 ). Продуценты ЭПС в микробиолитах оз. Лос-Сиснес представлены как прокариотами (в первую очередь цианобактериями), так и эукариотами (в частности, многочисленными диатомовыми водорослями). Гетеротрофные организмы, способные к разложению ЭПС и другой органики, также многочисленны и разнообразны. Среди эукариот это, в первую очередь, грибы, а среди прокариот – альфапротеобактерии и актиномицеты (рис. 3, 4).

Особый интерес представляет МГК (CaCO₃·H₂O). Считается, что в современных отложениях этот минерал является продуктом биоминерализации и образуется в широком интервале соотношений Mg/Ca от 0.17 до 65 (Rodriguez-Blanco et al., 2014). К типичным условиям образования МГК относятся прибрежные соленые воды, со слабощелочными значениями рН, соотношением Mg/Ca до 60 и присутствием водорослей и цианобактерий (Сапожников, Цветков, 1959; Taylor, 1975; Swainson, 2008; Last et al., 2010; Солотчина и др., 2011; Страховенко и др., 2015). Воды оз. Лос-Сиснес отличаются от приведенных выше условий тем, что являются содово-солеными, имеют щелочные значения рН > 9 и значительный избыток Mg по отношению к Ca (~100, см. табл. 1).

Образование минерального вещества в процессе роста микробиолита можно представить следующим образом: из пересыщенного по отношению к Ca–Mg-карбонатам рассола на дно озера и на ослизненные поверхности выпадает карбонатный осадок в виде аморфного вещества, которое впоследствии может растворяться и вновь кристаллизоваться. В образцах микробиолитов из оз. Лос-Сиснес методами СЭМ и РСМА нами были выявлены Сa–Mg сферические образования со значительным содержанием углерода и соотношением Mg к Ca от 0.1 до 0.3, которые мы отнесли к аморфному карбонатному веществу, образованному в окружении ЭПС (табл. XIII , фиг. 3). Ион Mg²⁺ обладает высокой энергией гидратации и способностью удерживать вокруг себя воду и, таким образом, удерживается в растворе. Это приводит к тому, что, несмотря на почти 100-кратное преобладание магния над кальцием (в молярном соотношении) в составе воды оз. Лос-Сиснес, в контакте с ЭПС кристаллизуются преимущественно кальциевые карбонатные соединения. Состав и соотношение Mg и Ca в минерализованном ЭПС близки к образованным на нем микрокристаллам Ca–Mg карбонатов (табл. XII , фиг. 6, 7 ).

Уже на этапе образования аморфного карбонатного вещества появляются микроучастки с различной упорядоченностью, свойственной, например, кальциту, арагониту и пр. (Addadi et al., 2003; Cartwright et al., 2012). В дальнейшем при его переходе в кристаллическое состояние наличие таких микроучастков будет влиять на конечный результат перехода. Присутствие растворенной органики также влияет на свойства, состав и преобразования аморфного карбонатного вещества (Нечипоренко, Бондаренко, 1988; Солотчина и др., 2011; Wang et al., 2015). Таким образом, процесс кристаллизации аморфного вещества может проходить разными путями, в результате чего могут образовываться МГК, кальцит и арагонит (Nishiyama et al., 2013; Rodriguez-Blanco et al., 2014), а также кристаллы Ca-Mg карбонатов разного состава. Необходимо отметить, что аморфное карбонатное вещество трансформируется в МГК при обязательном присутствии магния в растворе (Taylor, 1975; Vasconcelos, McKenzie, 1997; Солотчина и др., 2011; Rodriguez-Blanco et al., 2014), что мы и наблюдаем на примере оз. Лос-Сиснес. Считается, что МГК кристаллизуется в четырехстадийном процессе (Wang et al., 2015). В первой фазе его нуклеации из сильно пересыщенных растворов образуется Мg-содержащий метастабильный водный карбонат кальция, образующий сферы. На втором этапе преобразования аморфного вещества идет кристаллизация сфер Мg-содержащего метастабильного водного карбоната кальция, на третьем – созревание МГК. На четвертом этапе (вторичного созревания) происходит высвобождение Mg из структуры МГК с сопутствующим образованием гидромагнезита (Rodriguez-Blanco et al., 2014).

Аморфный осадок на поверхности ЭПС на начальном этапе минералообразования может содержать также гидратированный карбонат магния, который в силу своей высокой растворимости неустойчив и способен как растворяться в окружающей его озерной воде, так и находиться в аморфном состоянии. В составе исследуемых микробиолитов гидромагнезит был выявлен на поверхности образцов после их высыхания, в то время как в свежих образцах (живых и влажных) его изредка можно было найти в замкнутых недоступных для воды участках. Р. Нишияма с соавт. (Nishiyama et al., 2013) полагают, что в силу высокой растворимости гидромагнезита этот минерал появляется после длительного старения осадка, содержащего МГК, что согласуется с нашими наблюдениями.

МГК нестабилен по отношению к кальциту и арагониту (Nishiyama et al., 2013) и является промежуточной фазой: образуется из аморфного материала и превращается со временем в кальцит или арагонит. В работе Дж. Тэйлора (Taylor, 1975) отмечено, что МГК в присутствии воды может медленно преобразовываться до кальцита, но такая трансформация может быть обратимой, если в воде присутствует Mg. Таким образом, было найдено, что МГК, погруженный в озерную воду, должен постоянно трансформироваться, тогда как не погруженная в воду часть осадка должна быть стабильна. Нестабильность МГК по отношению к кальциту объясняет его отсутствие в древних отложениях. Для микробиолитов из оз. Лос-Сиснес характерно образование кристаллов МГК, которые сохраняются продолжительное время, чему может способствовать присутствие минерализованной пленки ЭПС вокруг кристаллов, а также высыхание микробиолитов при отступлении береговой линии.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Несмотря на то, что содовые и соленые щелочные озера в геологическом масштабе времени представляют собой эфемерные образования, в настоящее время накоплено достаточно доказательств того, что они могли быть широко распространены в архее – раннем протерозое (Stüeken et al., 2015). Предполагается, что такие эпиконтинентальные экосистемы играли важную роль как в формировании, так и в сохранении алкалофильных микробных сообществ в ходе эволюции (гипотеза “содового континента” Г.А. Заварзина) (Заварзин, 1993). Наши результаты еще раз подтверждают невозможность образования таких геологических структур, как строматолиты и микробиолиты, без участия живых организмов даже в условиях, благоприятных для химического осаждения карбонатных минералов. На примере современных микробиолитов оз. Лос-Сиснес (Чили) мы показали, что в щелочных геохимических обстановках происходит биологически опосредованная органоминерализация, а развитие филогенетически и функционально разнообразного микробного сообщества имеет для осаждения карбонатных минералов принципиальное значение. Конкретные механизмы влияния биологической активности на осаждение карбонатных минералов (и в особенности МГК) в таких условиях до конца не понятны и требуют дальнейшего изучения.

* * *

Работа выполнена при поддержке Министерства науки и высшего образования РФ, гос. задания ФИЦ Биотехнологии РАН (№ 1021052204209-8) и ПИН РАН. Работа А.А. Прокина выполнена в рамках гос. задания Министерства науки и высшего образования РФ, тема № 121051100109-1. Авторы выражают искреннюю благодарность за личное участие и живой интерес, проявленный к данной работе, и помнят $\boxed{{\text{Б}}{\text{.Б}}{\text{. Кузнецова}}}$ (ФИЦ Биотехнологии РАН). Авторы также благодарны $\boxed{{\text{Б}}{\text{.К}}{\text{. Бумажкину}}}$ (ФИЦ Биотехнологии РАН) за участие в получении молекулярно-генетических данных. А.А. Прокин благодарит Р.В. Латынцева (ТюмГУ, г. Тюмень), К.И. Прокину (ИБВВ РАН, пос. Борок) и А.А. Пржиборо (ЗИН РАН, СПб.) за помощь в полевых исследованиях.