Evento da grande oxidación
Estadio 1 (3,85–2,45 Ga): practicamnte non hai O2 na atmosfera. A atmosfera era enteiramente anóxica.
Estadio 2 (2,45–1,85 Ga): produción de O2 que aumentou a valores de 0,02 e 0,04 atm, pero era absorbido polos océanos e as rochas mariñas.
Estadio 3 (1,85–0,85 Ga): o O2 empeza a desprenderse en forma de gas dos océanos, pero é absorbido polas superficies continentais. Non houbo un cambio significativo en canto aos niveis de oxíxeno.
Estadios 4 e 5 (0,85–presente): os sumidoiros de O2 están cheos e o gas acumúlase na atmosfera.[1]
O evento da grande oxidación (EGC ou, en inglés, GOE), tamén chamado evento da grande oxixenación, grande oxidación, catástrofe do oxíxeno, crise do oxíxeno e Revolución do Oxíxeno, foi a aparición do oxíxeno (dioxíxeno, O2) na atmosfera terrestre inducida bioloxicamente.[2] Dese modo a atmosfera terrestre fíxose rica en oxíxeno, cousa que anteriormente non era. Aínda que as evidencias xeolóxicas, isotópicas, e químicas indican que este gran cambio ambiental ocorreu hai arredor de 2.300 millóns de anos (2,3 Ga ou xigaanos),[3] as súas causas reais e a súa datación exacta son moi discutidas na comunidade científica.[4] Argumentouse que as probas xeoquímicas e de biomarcadores das que dispoñemos actualmente sobre o desenvolvemento da fotosíntese oxixénica antes do evento da grande oxidación non son concluíntes.[5]
Crese que as cianobacterias oceánicas orixinaron formas coloniais multicelulares cun crecemento parecido ao das algas hai máis de 2.003 millóns de anos (aproximadamente 200 millóns de anos antes do evento da grande oxixenación),[4][6] converténdose nos primeiros microbios que producían oxíxeno por fotosíntese que se acumlaba na atmosfera.[7] Antes dese evento, todo o oxíxeno libre que producían era capturado quimicamente polo ferro disolto ou a materia orgánica. O evento da grande oxixenación foi o momento en que estes sumidoiros de oxíxeno quedaron saturados e non podían xa capturar todo o oxíxeno se producía pola fotosíntese das cianobacterias. Despois do evento, o exceso de oxíxeno libre empezou a acumularse na atmosfera.
_Mixture;_native_preparation;_green_filter.jpg)
O incremento na produción de oxíxeno rompeu o equilibrio ata entón existente na atmosfera terrestre.[8] O oxíxeno libre é tóxico para os organismos anaerobios obrigados, e o aumento da súa concentración puido causar a eliminación da maioría dos seres vivos anaeróbicos que habitaban na Terra naquel momento. As cianobacterias foron, pois, as responsables dun dos máis significativos eventos de extinción na historia da Terra. Ademais das cianobacterias mariñas, hai tamén probas de que había cianobacterias que vivían en terra.
Un aumento no cromo contido en depósitos de rochas antigos indica que estas rochas, formadas baixo a auga, acumularan cromo que fora arrastrado polos ríos ata o mar. O estudo destes depósitos é interesante porque o cromo non se disolve doadamente e a súa liberación precisaría a presenza dun ácido forte. Un deses ácidos é o ácido sulfúrico, que se xeraría por causa de reaccións bacterianas coa pirita.[9] Aínda que as cianobacterias se consideran responsables do Evento da grande oxixenación, non son os únicos organismos daqueles tempos capaces de liberar oxíxeno. Os tapetes microbianos de microbios produtores de oxíxeno producen unha fina capa de só un ou dous milímetrso de grosor, de auga oxixenada nun ambiente que polo demais era anóxico incluso baixo unha grosa capa de xeo, e antes de que o oxíxeno empezase acumularse na atmosfera, os organismos que vivían neses tapetes estarían xa adaptados á exposición ao oxíxeno.[10] Adicionalmente, o oxíxeno libre reaccionaría co metano atmosférico, un gas de efecto invernadoiro, reducindo moito a súa concentración e desencadeando a glaciación Huroniana, posiblemente o episodio máis longo de Terra bóla de neve na historia da Terra.[11]
Finalmente, evolucionaron os organismos aerobios consumindo o oxíxeno e establecendo un equilibrio na súa dispoñibilidade. O oxíxeno libre foi un importante constituínte da atmosfera desde entón.[11]
Datación
[editar | editar a fonte]- Véxase tamén: Ciclo do oxíxeno e Oxíxeno.
A cronoloxía máis amplamente aceptada para o evento da grande oxixenación suxire que o oxíxeno libre foi producido antes polos procariotas que polos eucariotas por medio da fotosíntese oxixénica, que produce oxíxeno como un subproduto a partir da auga. Estes organismos viviron antes de que tivese lugar o evento da grande oxixenación,[12] talvez hai 3.500 Ma.
O oxíxeno que producían sería rapidamente eliminado da atmosfera pola meteorización de minerais reducidos, principalmente ferro. Esta 'oxidación masiva' orixinou o depósito de óxido de ferro(III) que formou formacións de ferro bandeado como as dos sedimentos do Grupo Animikie de Minnesota e os de Pilbara en Australia Occidental.
O oxíxeno só empezou a manterse na atmosfera en pequenas cantidades pouco antes (~50 millóns de anos) do comezo do evento da grande oxixenación.[13] Sen un sumidoiro efectivo, o oxíxeno puido acumularse moi rapidamente.
Por exemplo, coa taxa actual de fotosíntese (que é moito maior que no mundo sen plantas do Precámbrico), os niveis modernos de O2 atmosférico poden orixinarse nuns poucos miles de anos, aproximadamente 2.000 anos.[14]
Outra hipótese é que os produtores de oxíxeno non evolucionaron ata xusto antes do aumento importante da concentración de oxíxeno atmosférico.[15] Isto está baseado na interpretación do suposto indicador de oxíxeno, fraccionamento independente da masa de isótopos do xofre, usado en estudos previos. Esta hipótese eliminaría a necesidade de explicar un desfase no tempo entre a evolución dos microbios oxofotosintéticos e o aumento do oxíxeno libre.
Sexa dun modo ou doutro, o oxíxeno acumulouse finalmente na atmosfera, o cal tivo dúas grandes consecuencias: primeira, oxidou o metano atmosférico (que é un forte gas de efecto invernadoiro) a dióxido de carbono (un gas invernadoiro máis feble) e a auga, desencadeando a glaciación Huroniana.
Esta glaciación puido ser o episodio de Terra bóla de neve máis acentuado e posiblemente o máis duradeiro que nunca houbo, que durou de 300 a 400 millóns de anos.[15][16] En segundo lugar, o incremento das concentracións de oxíxeno proporcionou novas oportunidades para a diversificación biolóxica, e tremendos cambios na natureza das interaccións químicas entre as rochas, a area, a arxila e outros substratos xeolóxicos e o aire, océanos e superficie das augas da Terra.
Malia a reciclaxe natural da materia orgánica, a vida permanecera enerxeticamente limitada ata que se estendeu a dispoñibilidade do oxíxeno. Este avance na evolución metabólica incrementou moito a subministración de enerxía libre aos organismos vivos, e tivo un impacto ambiental global; as mitocondrias evolucionaron despois da Grande oxidación. Ao dispoñeren de máis enerxía grazas ao oxíxeno, os organismos tiveron os medios para adquirir morfoloxías novas e máis complexas. Estas novas morfoloxías á súa vez axudaron a impulsar a evolución por medio da interacción entre os organismos.[17]
Teorías do desfase de tempo
[editar | editar a fonte]O desfase entre o comezo da produción de oxíxeno polos organismos fotosintéticos e o incremento xeoloxicamente rápido no oxíxeno atmosférico (hai uns 2.500–2.400 millóns de anos) puido ter durado uns 900 millóns de anos. Varias hipóteses poderían explicar este desfase:
Causa tectónica
[editar | editar a fonte].jpg)
O incremento de oxíxeno tivo que esperar a que se producisen cambios impulsados tectonicamente, como a formación de mares de plataforma continental, onde o carbono orgánico reducido podía chegar aos sedimentos e quedar enterrado.[18] Este novo oxíxeno producido era inicialmente consumido en varias reaccións químicas nos océanos, principalmente en reaccións co ferro. Atopáronse evidencias en rochas antigas que conteñen formacións de ferro bandeado masivas que foron aparentemente depositadas a medida que se combinaron este fero e o oxíxeno; a maioría dos minerais de ferro explotados comercialmente no planeta están neste tipo de depósitos. Atopouse que a cantidade de oxíxeno no aire aumentaba cada vez que as pequenas masas de terra colisionaban para formar un supercontinente. Estes masivos choques microcontinentais crearon cadeas montañosas, e a medida que estas montañas se erosionaron, liberaron nutrientes minerais no océano, alimentando así as cianobacterias fotosintéticas.[19]
Escaseza de níquel
[editar | editar a fonte]Os organismos quimiosintéticos eran unha fonte de metano, o cal era unha trampa importante para o oxíxeno molecular, porque o oxíxeno oxida facilmente o metano a dióxido de carbono (CO2) e auga en presenza de radiación UV. Os modernos metanóxenos requiren níquel como cofactor encimático. A medida que a codia terrestre arrefriaba, a subministración de níquel procedente dos volcáns reduciuse e producíase menos metano. Isto permitiu que a concentración de oxíxeno na atmosfera se incrementase a medida que a diminución do metano permitía que as algas e outras formas de vida liberasen oxíxeno en grandes cantidades.[20] Desde hai 2.700 a 2.400 millóns de anos, os niveis de níquel depositados sufriron un declive sostido; este nivel era orixinalmente 400 veces maior que o nivel que hai hoxe.[21]
Biestabilidade
[editar | editar a fonte]Unha teoría presentada en 2006 chamada biestabilidade procedía dun modelo matemático da atmosfera. Neste modelo, a protección contra os raios UV fai diminuír a taxa de oxidación do metano unha vez que os niveis de oxíxeno son dabondo altos como para soster a formación dunha capa de ozono. Esta explicación propón un sistema atmosférico con dous estados estacionarios, un cun baixo contido de oxíxeno atmosférico (0.02%) e outro con alto (21% ou máis). A Grande oxidación pode entón entenderse como un cambio entre os estados estacionarios estables alto e baixo.[22]
Gas hidróxeno
[editar | editar a fonte]Outro factor é a presenza de gas hidróxeno. Aínda que ligada indirectamente á aparición das cianobacterias, explicaría a diminución do gas hidróxeno, e pode explicar por que o aire da Terra é tan rico en oxíxeno.
Algunhas bacterias que vivían nos primeiros océanos tiñan a capacidade de dividir as moléculas de auga separando o seu hidróxeno e oxíxeno. Usando a enerxía do sol, as moléculas de hidróxeno libres podían xerar compostos orgánicos, soltando o oxíxeno como un subproduto. As teorías tradicionais afirman que estes compostos pesados de hidróxeno quedaban finalmente enterrados, o que permitía que se acumulase o oxíxeno na atmosfera.
Porén, en 2001 os científicos decatáronse de que en vez diso o hidróxeno escapaba ao espazo por medio dun proceso chamado fotólise do metano, no cal o metano (que contén hidróxeno) reacciona co oxíxeno de modo que os átomos de hidróxeno se liberan. Esta hipótese podería explicar por que a Terra inicial permanecía quente dabondo como para manter unha vida rica en oxíxeno.[23]
Teoría da evolución tardía da oxifotosíntese
[editar | editar a fonte]Hai unha posibilidade de que o indicador do oxíxeno fose malinterpretado. Durante o tempo proposto do desfase na teoría previa, houbo un cambio nos sedimentos desde o xofre fraccionado independentemente da masa (MIF) ao xofre fraccionado dependente da masa (MDF). Considérase que isto é o resultado da aparición do oxíxeno na atmosfera (xa que o oxíxeno tería impedido a fotólise do dióxido de xofre, que causa o MIF). Este cambio do MIF ao MDF dos isótopos do xofre tamén puido ser causado por un incremento na meteorización glacial, ou a homoxenización do xofre do mar como resultado dun incremento do gradiente térmico durante o período da glaciación Huroniana.[15]
Papel na diversificción mineral
[editar | editar a fonte]O evento da grande oxixenación desencadeou un crecemento explosivo na diversidade de minerais da Terra. Isto significaba que desde entón moitos elementos podían aparecer en formas oxidadas nos minerais no ambiente próximo á superficie.[24] Estimouse que o evento da grande oxixenación por si só foi directamente responsable da formación de máis de 2.500 novos minerais do total de aproximadamente 4.500 minerais que se coñecen na Terra. A maioría destes novos minerais eran formas hidratadas ou oxidadas dos minerais que se formaron debido aos procesos da dinámica do manto e a codia terrestres despois do evento da grande oxixenación.[25]
Notas
[editar | editar a fonte]- ↑ Holland, Heinrich D. "The oxygenation of the atmosphere and oceans". Philosophical Transactions of the Royal Society: Biological Sciences. Vol. 361. 2006. pp. 903–915.
- ↑ Sosa Torres, Martha E.; Saucedo-Vázquez, Juan P.; Kroneck, Peter M.H. (2015). "Chapter 1, Section 2 "The rise of dioxygen in the atmosphere"". En Peter M.H. Kroneck and Martha E. Sosa Torres. Sustaining Life on Planet Earth: Metalloenzymes Mastering Dioxygen and Other Chewy Gases. Metal Ions in Life Sciences 15. Springer. pp. 1–12. doi:10.1007/978-3-319-12415-5_1.
- ↑ Zimmer, Carl (3 October 2013). "Earth’s Oxygen: A Mystery Easy to Take for Granted". The New York Times. Consultado o 3 October 2013.
- ↑ 4,0 4,1 "University of Zurich. "Great Oxidation Event: More oxygen through multicellularity." ScienceDaily. ScienceDaily, 17 January 2013.".
- ↑ Planavsky, Noah J.; et al. (24 January 2014). "Evidence for oxygenic photosynthesis half a billion years before the Great Oxidation Event". Nature. Consultado o 14 de marzo de 2016.
- ↑ Flannery, D. T.; R.M. Walter (2012). "Archean tufted microbial mats and the Great Oxidation Event: new insights into an ancient problem". Australian Journal of Earth Sciences 59 (1): 1–11. Bibcode:2012AuJES..59....1F. doi:10.1080/08120099.2011.607849.
- ↑ "The Rise of Oxygen - Astrobiology Magazine". Astrobiology Magazine (en inglés). Arquivado dende o orixinal o 23 de setembro de 2015. Consultado o 2016-04-06.
- ↑ "University of Zurich. "Great Oxidation Event: More oxygen through multicellularity." ScienceDaily. ScienceDaily, 17 January 2013".
- ↑ "Evidence of Earliest Oxygen-Breathing Life on Land Discovered". LiveScience.com. Consultado o 2016-04-06.
- ↑ Oxygen oasis in Antarctic lake reflects Earth in distant past
- ↑ 11,0 11,1 Frei, R.; Gaucher, C.; Poulton, S. W.; Canfield, D. E. (2009). "Fluctuations in Precambrian atmospheric oxygenation recorded by chromium isotopes". Nature 461 (7261): 250–253. Bibcode:2009Natur.461..250F. PMID 19741707. doi:10.1038/nature08266. Resumo divulgativo.
- ↑ Dutkiewicz, A.; Volk, H.; George, S. C.; Ridley, J.; Buick, R. (2006). "Biomarkers from Huronian oil-bearing fluid inclusions: an uncontaminated record of life before the Great Oxidation Event". Geology 34 (6): 437. Bibcode:2006Geo....34..437D. doi:10.1130/G22360.1.
- ↑ Anbar, A.; Duan, Y.; Lyons, T.; Arnold, G.; Kendall, B.; Creaser, R.; Kaufman, A.; Gordon, G.; Scott, C.; Garvin, J.; Buick, R. (2007). "A whiff of oxygen before the great oxidation event?". Science 317 (5846): 1903–1906. Bibcode:2007Sci...317.1903A. PMID 17901330. doi:10.1126/science.1140325.
- ↑ Dole, M. (1965). "The Natural History of Oxygen". The Journal of General Physiology 49 (1): Suppl:Supp5–27. PMC 2195461. PMID 5859927. doi:10.1085/jgp.49.1.5.
Páxina 16: "O oxíxeno actual da atmosfera debe terse producido pola reacción da fotosíntese, porque se tarda só uns 2000 anos en rexenerar fotosinteticamente todo o oxíxeno libre da atmosfera."
- ↑ 15,0 15,1 15,2 Robert E. Kopp; Joseph L. Kirschvink; Isaac A. Hilburn; Cody Z. Nash (2005). "The Paleoproterozoic snowball Earth: A climate disaster triggered by the evolution of oxygenic photosynthesis". Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America 102 (32): 11131–6. Bibcode:2005PNAS..10211131K. PMC 1183582. PMID 16061801. doi:10.1073/pnas.0504878102. Arquivado dende o orixinal o 08 de xaneiro de 2008. Consultado o 28 de agosto de 2016.
- ↑ First breath: Earth's billion-year struggle for oxygen New Scientist, #2746, 5 February 2010 by Nick Lane. A snowball period, which lasted from about 2.4 ya to about 2.0 ya, triggered by the Oxygen catastrophe [1] Arquivado 17 de xullo de 2012 en Archive.is
- ↑ Sperling, Erik; Frieder, Christina; Raman, Akkur; Girguis, Peter; Levin, Lisa; Knoll, Andrew (Aug 2013). "Oxygen, ecology, and the Cambrian radiation of animals". Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America 110: 13446–13451. PMID 23898193. doi:10.1073/pnas.1312778110. Consultado o 1 October 2014.
- ↑ Lenton, T. M.; H. J. Schellnhuber; E. Szathmáry (2004). "Climbing the co-evolution ladder". Nature 431 (7011): 913. Bibcode:2004Natur.431..913L. PMID 15496901. doi:10.1038/431913a.
- ↑ American, Scientific. "Abundant Oxygen Indirectly Due to Tectonics". Scientific American. Arquivado dende o orixinal o 28 de agosto de 2018. Consultado o 2016-04-06.
- ↑ American, Scientific. "Breathing Easy Thanks to the Great Oxidation Event". Scientific American. Consultado o 2016-04-06.
- ↑ Kurt O. Konhauser; et al. (2009). "Oceanic nickel depletion and a methanogen famine before the Great Oxidation Event". Nature 458 (7239): 750–753. Bibcode:2009Natur.458..750K. PMID 19360085. doi:10.1038/nature07858.
- ↑ Goldblatt, C.; T.M. Lenton; A.J. Watson (2006). "The Great Oxidation at 2.4 Ga as a bistability in atmospheric oxygen due to UV shielding by ozone" (PDF). Geophysical Research Abstracts 8: 00770.
- ↑ Franzen, Harald. "New Theory Explains How Earth's Early Atmosphere Became Oxygen-Rich". Scientific American. Consultado o 2016-04-06.
- ↑ Sverjensky, Dimitri A.; Lee, Namhey (2010-02-01). "The Great Oxidation Event and Mineral Diversification". Elements (en inglés) 6 (1): 31–36. ISSN 1811-5209. doi:10.2113/gselements.6.1.31.
- ↑ "Evolution of Minerals", Scientific American, March 2010
Véxase tamén
[editar | editar a fonte]Outros artigos
[editar | editar a fonte]Ligazóns externas
[editar | editar a fonte]- First breath: Earth's billion-year struggle for oxygen New Scientist, #2746, 5 febreiro 2010 by Nick Lane. [2]
