Edukira joan

Oxigenazio Handia

Artikulu hau "Kalitatezko 2.000 artikulu 12-16 urteko ikasleentzat" proiektuaren parte da
Wikipedia, Entziklopedia askea

Oxigeno-maila Lurraren atmosferan. Bertan ikusten denez, maila hori hasi zen igotzen duela 2.400 milioi urte, eta duela 500.000 urte igoera nabarmen areagotu zen

Oxigenazio Handia, Oxigenoaren Iraultza edo Oxigenoaren Hondamendia izenekin ere deitua, jarduera biologikoaren ondorioz Lurraren atmosferan oxigenoaren agerpenari deritzo. Zientzialariek uste dute hori duela 2.400 milioi urte inguru gertatu zela, Sideriar garai geologikoan [1].

Lurraren antzinako atmosfera erreduktorea zen, oxigenorik gabekoa. Horregatik, Lurrean agertu ziren lehenengo bizidunak anaerobioak ziren, eta baita heterotrofoak ere (itsasoetan zegoen salda primitiboaz elikatzen baitziren). Geroago agertu ziren lehenengo autotrofoak, oxigenorik gabeko fotosintesia (fotosintesi anoxigenikoa) burutzen zutenak. Uste da organismo horien eboluzioaren ondorioz agertu zirela duela 2.600 milioi urte lehenengo zianobakterioak, benetako fotosintesia egiten dutenak eta oxigenoa kopuru handitan atmosferara askatu zutenak [2].

Hasiera batean fotosintesian askatutako oxigenoa harkaitzen metalekin konbinatu zen, metal horiek oxidatuz (Fe eta Si, batez ere): horrela agertu ziren burdin oxidoak, itsasoetan pilatu zirenak, eta baita silizea eta silikatoak ere. Oxigenatu zitezkeen metal guztiak oxigenatu zirenean, gehiegizko oxigenoa atmosferan pilatzen hasi zen, Oxigenazio Handiari hasiera emanez.

Oxigenazio handi horrek hondamendi bat ekarri zuen bizidun askorentzat, anaerobioak zirelako (oxigenoak hiltzen ditu). Atmosfera oxigenatu ahala, bizidunen eboluzioak aerobioen alde jokatu zuen, eta organismo anaerobioak -ordura arte nagusi zirenak- desagertzen hasi ziren [3]. Gaur egun, organismo anaerobioak mikrobio gutxi batzuk besterik ez dira, oxigenorik gabeko habitat oso berezietan soilik bizi direnak.

Oxigeno molekularraren agerpenak (O2) beste ondorio bat ekarri zuen: atmosferan oxigeno hori garai hartan oso ugaria zen metanoarekin (CH4) konbinatu zen, CO2 sortuz. Metanoa desagertzerakoan negutegi efektua nabarmen murriztu zen, Lurraren tenperatura jaitsiz (horrek glaziazio huroniarra eragin zuen).


Atmosfera goiztiarra

[aldatu | aldatu iturburu kodea]

Lurreko atmosfera goiztiarra nolakoa zen ez dakigu ziur. Hala ere, gehiena dinitrogeno (N2) eta karbono dioxidoa (CO2) ziren seguruenik, eta horiek dira gaur egun bulkanismoak sortzen dituen karbono- eta nitrogenodun gasen partikula gehienak. Gas geldo samarrak dira. Eguzkiak orain dela 4 mila milioi urte distiraren %70 inguru izango zuen, baina argi dago Lurrean ur likidoa zegoela une horretan. Eguzki ahula izan arren, Lur bero bati Eguzki gazte ahularen paradoxa esaten zaio.[4] Edo, bestela, karbono dioxidoaren maila askoz altuagoa zen une hartan, Lurra berotzeko berotegi efektu nahikoa ematen baitzuen, edo berotegi efektuko beste gas batzuk ere bazeuden. Gas probableena metanoa da, CH4, berotegi-efektua eragiten duen gas ahaltsua, eta metanogeno izeneko bizi-forma goiztiarrek sortu zituena. Zientzialariek Lurra bizia sortu aurretik nola berotu zen ikertzen jarraitzen dute.'[5]

N2 eta CO2 batez ere zituen atmosfera bat, H2O-aren, CH4-aren, karbono monoxidoaren (CO) eta hidrogenoaren (H2) aztarnak dituena, oso atmosfera erreduzitzaile gisa deskribatzen da. Atmosfera horrek ez du ia oxigenorik. Atmosfera modernoak oxigeno ugari du, eta horrek atmosfera oxidatzaile bihurtzen du.[6] Oxigenoa zianobakterioen bidezko fotosintesiari egozten zaio, duela 3,5 mila milioi urte eboluzionatu zutela uste baita.[7]

Gaur egun, atmosfera erreduktore ahul batetik atmosfera oso oxidatzaile batera noiz eta nola aldatu zen ulertzeko, neurri handi batean, 1970eko hamarkadan, Preston Cloud geologo estatubatuarrak lan egin zuen.[4] Cloud-ek ikusi zuen duela 2 mila milioi urtetik gorako sedimentu detritikoek pirita, uraninita eta siderita pikorrak zituztela, eta burdina edo uranio forma txikiak dituzten mineral guztiak, sedimentu gazteagoetan ez daudenak, azkar oxidatzen baitira atmosfera oxidatzaile batean.[4][6] Halaber, ikusi zuen hematita mineral oxidatutik (burdinazkoa) kolorea lortzen duten ohe gorri kontinentalak erregistro geologikoan agertzen hasi zirela denbora horren inguruan. Burdin bandeatuaren formazioa, neurri handi batean, desagertu egin zen erregistro geologikotik, duela 1.85 mila milioi urte, orain dela 2.500 milioi urte inguruko gailurraren ondoren. Burdina bandeatua eratzeko, nahikoa da burdina ferroso ugari garraiatzea arro deposizionaletara, eta ozeano oxigenatu batek blokeatu egiten du garraio hori, burdina oxidatu eta konposatu ferriko disolbaezinak sortzen baititu.[8] Beraz, duela 1.850.000 milioi urte burdin banden formazioa jalkitzearen amaierak ozeanoetako sakoneren oxigenazioa markatzen duela interpretatzen da.[4] Heinrich Hollandek ideia horiek sakondu zituen 1980ko hamarkadan, duela 2,2 eta 1,9 mila milioi urte bitarteko oxigenazio-tarte nagusia ezarriz, eta gaur egungo ulermen zientifikoa moldatzen jarraitzen dute.[5]

Ebidentzia geologikoa

[aldatu | aldatu iturburu kodea]

Gertaera geologiko hori definitzen duten markatzaile petrologiko eta geokimiko ugarik ematen dute Oxigenazio Handirako ebidentzia.

Adierazle kontinentalak

[aldatu | aldatu iturburu kodea]

Paleozoruek, pikor detritikoek eta estratu gorriek oxigeno-maila txikia adierazten dute. 2.400 milioi urtetik gorako paleozoruek (lurzoru fosilek) burdin kontzentrazio txikiak dituzte, eta horrek higadura anoxikoa adierazten du.[9] 2.400 milioi urtetik gorako sedimentuetan dauden pikor kaltegarriek oxigeno gutxi dagoenean bakarrik egonkorrak diren mineralak dituzte.[10] Ohe gorriak hematitaz estalitako hareharri gorriak dira, eta horrek adierazten du burdina bere egoera ferrikoan oxidatzeko oxigeno nahikoa zegoela.[11]

Burdina bandatu formazioa (BIF)

[aldatu | aldatu iturburu kodea]

  Burdina bandatuak formazioak chert-geruza mehez (silize fina) eta burdin oxidoz, magnetitaz eta hematitaz osatuta daude. Arroka mota horren metaketa zabalak mundu osoan daude, ia guztiek 1.85 mila milioi urte baino gehiago dituzte eta gehienak duela 2,5 mila milioi urte inguru metatu ziren. Burdina bandatuen formazioan, burdina hein batean oxidatu egiten da, burdin ferroso eta ferriko kopuru berdintsuekin. Burdina bandatua sortzeko, burdina ferrosa disolbagarriz garraiatzeko gai den ozeano sakon anoxikoa behar da, bai eta sakonera txikiko ozeano oxidatua ere, non burdina ferrosoa burdina ferriko disolbaezin bihurtu eta ozeanoaren zoruan hauspeatzen baita.[8] Duela 1.800 milioi urte baino lehen burdin bandatua metatzeak iradokitzen du ozeanoa egoera ferruginoso iraunkorrean zegoela, baina sedimentazioa noizbehinkakoa zen eta euxinia-tarte nabarmenak egon zitezkeen.[12]

Burdinaren espeziazioa

[aldatu | aldatu iturburu kodea]

Eskisto laminatu beltzak, materia organikoan aberatsak direnak, askotan baldintza anoxikoen markatzailetzat hartzen dira. Hala ere, materia organiko ugariko depositua ez da anoxiaren adierazle segurua, eta laminazioa suntsitzen duten organismoek oraindik ez zuten eboluzionatu Oxigenazio Gertaera Handiaren garaian. Hala, berez laminatutako eskisto beltza oxigeno mailaren adierazle eskasa da. Zientzialariek baldintza anoxikoen proba geokimikoak bilatu behar dituzte. Horien artean daude anoxia ferruginosoa (burdina ferroso disolbatua ugari da) eta euxinia (hidrogeno sulfuroa uretan dago).[13]

Baldintza anoxikoen adierazle horien adibideetan piritizazio-maila (DOP) sartzen da, hau da, pirita gisa dagoen burdinaren eta burdina erreaktibo totalaren arteko erlazioa. Burdina erreaktiboa, berriz, oxido eta oxihidroxidotan, karbonatotan eta sufre-mineral erreduzituetan (piritetan, adibidez) dagoen burdina da, silikato-mineraletan estuki lotuta dagoena.[14] Zerotik hurbil dagoen DOP batek baldintza oxidatzaileak adierazten ditu; 1 inguruko DOP batek, berriz, baldintza euxinikoak adierazten ditu. 0,3tik 0,5era bitarteko balioak trantsiziozkoak dira, eta horrek ozeano oxigenatu baten azpiko lokatz anoxikoa adierazten du. Antzinako arro ozeaniko anoxikoetarako eredu modernotzat jotzen den Itsaso Beltzeko ikerketek adierazten dute DOP altuak (burdina totalarekiko burdina erreaktiboaren proportzio handia eta aluminioarekiko burdinaren proportzio handia) adierazten duela burdina ingurune euxiniko batera garraiatzen dela. Kondizio anoxiko ferruginosoak eta euxinikoak bereizteko, 0,7 baino DOP txikiagoa erabil daiteke, gutxi gorabehera.[13]

Gaur egun eskura dagoen ebidentziak iradokitzen du ozeano sakona anoxiko eta ferruginoso mantendu zela duela 580 milioi urte arte, Oxigenazio Gertaera Handia baino askoz geroago, eta denbora tarte horretan ez zela oso euxinikoa izan. Plataforma kontinentaletako eta ezpondetako euxiniaren baldintzak pirita gisa burdingintzako uraren iturburuko burdina hauspeatzen hasi zirenean.[12][13]

Erreferenziak

[aldatu | aldatu iturburu kodea]
  1. ↑ Zimmer, Carl (2013) The Mystery of Earth’s Oxygen The New York Times
  2. ↑ T. Cavalier-Smith, M. Brasier y M. Embley (2006) Introduction: how and when did microbes change the world? Philos Trans R Soc Lond B Biol Sci, 361(1470): 845–850
  3. ↑ Rasmussen, Birger; Ian R. (2008)Reassessing the first appearance of eukaryotes and cyanobacteriaNature. 455 (7216): 1101-1104
  4. ↑ a b c d Kasting, J.. (12 February 1993). «Earth's early atmosphere» Science 259 (5097): 920–926.  doi:10.1126/science.11536547. PMID 11536547.. Aipuaren errorea: Invalid <ref> tag; name "kastings-1993" defined multiple times with different content
  5. ↑ a b Shaw, George H.. (August 2008). «Earth's atmosphere – Hadean to early Proterozoic» Geochemistry 68 (3): 235–264.  doi:10.1016/j.chemer.2008.05.001. Bibcode: 2008ChEG...68..235S.. Aipuaren errorea: Invalid <ref> tag; name "shaw-2998" defined multiple times with different content
  6. ↑ a b Wiechert, U. H.. (20 December 2002). «GEOLOGY: Earth's Early Atmosphere» Science 298 (5602): 2341–2342.  doi:10.1126/science.1079894. PMID 12493902.. Aipuaren errorea: Invalid <ref> tag; name "weichert-2002" defined multiple times with different content
  7. ↑ Baumgartner, Raphael J.; Van Kranendonk, Martin J.; Wacey, David; Fiorentini, Marco L.; Saunders, Martin; Caruso, Stefano; Pages, Anais; Homann, Martin et al.. (2019-11-01). «Nano−porous pyrite and organic matter in 3.5-billion-year-old stromatolites record primordial life» Geology 47 (11): 1039–1043.  doi:10.1130/G46365.1. Bibcode: 2019Geo....47.1039B..
  8. ↑ a b Cox, Grant M.; Halverson, Galen P.; Minarik, William G.; Le Heron, Daniel P.; Macdonald, Francis A.; Bellefroid, Eric J.; Strauss, Justin V.. (December 2013). «Neoproterozoic iron formation: An evaluation of its temporal, environmental and tectonic significance» Chemical Geology 362: 232–249.  doi:10.1016/j.chemgeo.2013.08.002. Bibcode: 2013ChGeo.362..232C.. Aipuaren errorea: Invalid <ref> tag; name "Cox et al 2013" defined multiple times with different content
  9. ↑ Utsunomiya, Satoshi; Murakami, Takashi; Nakada, Masami; Kasama, Takeshi. (January 2003). «Iron oxidation state of a 2.45 Byr-old paleosol developed on mafic volcanics» Geochimica et Cosmochimica Acta 67 (2): 213–221.  doi:10.1016/s0016-7037(02)01083-9. Bibcode: 2003GeCoA..67..213U..
  10. ↑ Hofmann, Axel; Bekker, Andrey; Rouxel, Olivier; Rumble, Doug; Master, Sharad. (September 2009). «Multiple sulphur and iron isotope composition of detrital pyrite in Archaean sedimentary rocks: A new tool for provenance analysis» Earth and Planetary Science Letters 286 (3–4): 436–445.  doi:10.1016/j.epsl.2009.07.008. Bibcode: 2009E&PSL.286..436H..
  11. ↑ Eriksson, Patrick G.; Cheney, Eric S.. (January 1992). «Evidence for the transition to an oxygen-rich atmosphere during the evolution of red beds in the lower proterozoic sequences of southern Africa» Precambrian Research 54 (2–4): 257–269.  doi:10.1016/0301-9268(92)90073-w. Bibcode: 1992PreR...54..257E..
  12. ↑ a b Canfield, Donald E.; Poulton, Simon W.. (2011-04-01). «Ferruginous Conditions: A Dominant Feature of the Ocean through Earth's History» Elements 7 (2): 107–112.  doi:10.2113/gselements.7.2.107.. Aipuaren errorea: Invalid <ref> tag; name ":3" defined multiple times with different content
  13. ↑ a b c Lyons, Timothy W.; Anbar, Ariel D.; Severmann, Silke; Scott, Clint; Gill, Benjamin C.. (May 2009). «Tracking Euxinia in the Ancient Ocean: A Multiproxy Perspective and Proterozoic Case Study» Annual Review of Earth and Planetary Sciences 37 (1): 507–534.  doi:10.1146/annurev.earth.36.031207.124233. Bibcode: 2009AREPS..37..507L.. Aipuaren errorea: Invalid <ref> tag; name "tracking-euxenia" defined multiple times with different content
  14. ↑ Scholz, Florian; Severmann, Silke; McManus, James; Noffke, Anna; Lomnitz, Ulrike; Hensen, Christian. (December 2014). «On the isotope composition of reactive iron in marine sediments: Redox shuttle versus early diagenesis» Chemical Geology 389: 48–59.  doi:10.1016/j.chemgeo.2014.09.009. Bibcode: 2014ChGeo.389...48S..

Kanpo estekak

[aldatu | aldatu iturburu kodea]
"https://eu.wikipedia.org/w/index.php?title=Oxigenazio_Handia&oldid=9597277"(e)tik eskuratuta