Zdarzenie utleniania neoproterozoiku
Neoproterozoiczne zjawisko natlenienia ( NOE ), zwane także drugim wielkim utlenieniem ( pierwsze miało miejsce w paleoproterozoiku ), było przedziałem czasowym między około 850 a 540 milionami lat temu, kiedy nastąpił bardzo znaczący wzrost poziomu tlenu w ziemskiej atmosferze i oceany. Koniec Nudnego Miliarda , okresu ekstremalnie niskiego poziomu tlenu w atmosferze, rozciągającego się od Statherian do Tonian , NOE był drugim dużym wzrostem zawartości tlenu w środowisku na Ziemi, chociaż nie był tak duży jak Wielkie Utlenianie (GOE). W przeciwieństwie do GOE, nie jest jasne, czy NOE było synchronicznym, globalnym wydarzeniem, czy serią asynchronicznych, regionalnych okresów natlenienia z niepowiązanymi przyczynami.
Dowód na natlenienie
Izotopy węgla
Począwszy od około 850 milionów lat temu do około 720 milionów lat temu, czyli przedziału czasowego z grubsza odpowiadającego późnemu tonowi, między końcem Nudnego Miliarda a początkiem kriogenicznej „Śnieżnej Ziemi ”, osady morskie odnotowują bardzo znaczący dodatni skok izotopów węgla. Uważa się, że te podwyższone δ13C są związane z ewolucyjnym promieniowaniem eukariotycznego planktonu i wzmocnionym pochówkiem organicznym, co z kolei wskazuje na gwałtowny wzrost produkcji tlenu w tym okresie. Dalsze dodatnie skoki izotopów węgla miały miejsce podczas kriogenu. Chociaż znanych jest kilka ujemnych skoków izotopów węgla, związanych z ociepleniem, od późnego tonu aż do granicy proterozoiku i fanerozoiku, zapis izotopów węgla utrzymuje jednak zauważalny pozytywny trend w całym neoproterozoiku.
Izotopy azotu
δ15N z osadów morskich sprzed 750 do 580 milionów lat pochodzących z czterech różnych basenów neoproterozoicznych wykazują podobne stosunki izotopów azotu do współczesnych oceanów, z trybem +4% i zakresem od -4% do +11%. Nie obserwuje się żadnych znaczących zmian na granicy kriogenu i ediakaru, co sugeruje, że tlen był już wszechobecny w globalnym oceanie już 750 milionów lat temu, w okresie Tonian.
Izotopy siarki
δ34S siarczanu wody morskiej , które odnotowywały stopniowy wzrost w większości neoproterozoiku przerywany dużymi spadkami podczas zlodowaceń, wykazują znaczny wzrost dodatni podczas ediakaranu, z odpowiednim spadkiem pirytu δ34S. Wysokie współczynniki frakcjonowania między siarczanem a siarczkiem wskazują na wzrost dostępności siarczanu w słupie wody, co z kolei świadczy o zwiększonej reakcji pirytu z tlenem. Ponadto dowody genetyczne wskazują na występowanie promieniowania niefotosyntetycznych bakterii redukujących siarczki podczas neoproterozoiku. Poprzez bakteryjną dysproporcję siarki, takie bakterie dodatkowo zubażają morski siarczek cięższych izotopów siarki. Ponieważ takie bakterie wymagają znacznych ilości tlenu, aby przeżyć, uważa się, że zdarzenie natlenienia podczas neoproterozoiku, podnoszące stężenie tlenu do ponad 5-18% współczesnych poziomów, było niezbędnym warunkiem wstępnym dywersyfikacji tych mikroorganizmów.
Izotopy strontu
δ13C może wiarygodnie wskazywać zmiany w produktywności pierwotnej netto i natlenieniu tylko wtedy, gdy tempo wietrzenia do oceanów i odgazowanie dwutlenku węgla pozostaje stałe lub wzrasta, ponieważ spadek któregokolwiek z nich może spowodować dodatnią zmianę δ13C poprzez dalsze preferencyjne biologiczne zużycie węgla- 12 przez istniejące społeczności, podczas gdy podaż dostępnego węgla zmniejszyła się, bez wskazania wzrostu produktywności pierwotnej i produkcji tlenu. Stosunek strontu-87 do strontu-86 jest używany jako wyznacznik względnego udziału wietrzenia kontynentów w zaopatrzeniu oceanu w składniki odżywcze; wzrost tego stosunku, obserwowany w całym neoproterozoiku i do kambru, aż do osiągnięcia szczytu pod koniec kambru, sugeruje wzrost wietrzenia kontynentów i wzmacnia dowody ze stosunków izotopów węgla na wysokie natlenienie w tym przedziale czasu.
Izotopy chromu
Powierzchniowe utlenianie Cr(III) do Cr(VI) powoduje izotopowe frakcjonowanie chromu ; Cr(VI), zwykle występujący w środowisku w postaci chromianu lub dichromianu, ma podwyższone wartości δ53Cr, czyli stosunek chromu-53 do chromu-52, podczas gdy bakteryjna redukcja Cr(VI) do Cr(III) wiąże się z negatywne wycieczki izotopów chromu. Po rzecznym transporcie utlenionego chromu do oceanu, reakcja redukcji Cr(VI) z powrotem do Cr(III), a następnie utlenianie żelaza do żelaza(II) jest bardzo wydajna w sekwestracji Cr(VI), podobnie jak wytrącanie Cr(III) ) z tlenowodorotlenkiem żelazowym, co oznacza, że chemicznie wytrącone stosunki izotopów chromu w osadach bogatych w żelazo żelazowe dokładnie odzwierciedlają stosunki izotopów chromu w wodzie morskiej w czasie osadzania. Ponieważ wydajne utlenianie Cr(III) do Cr(VI) jest możliwe tylko w obecności katalizatora, dwutlenku manganu, który jest stabilny i obfity tylko przy dużej lotności tlenu, dodatni skok δ53Cr wskazuje na wzrost stężenia tlenu w atmosferze. Formacje pasmowego żelaza zdeponowane podczas neoproterozoiku konsekwentnie wykazują wysoce dodatnie wartości δ53Cr, od 0,9% do 4,9%, co świadczy o natlenieniu atmosfery w tamtej epoce.
Powoduje
Wzrost wiązania azotu
Podczas nudnego miliarda produktywność otwartego oceanu była bardzo niska w porównaniu z neoproterozoikiem i fanerozoikiem z powodu braku planktonowych bakterii wiążących azot. Uważa się, że ewolucja i promieniowanie bakterii wiążących azot i pikocyjanobakterii niewiążących azotu, zdolnych do zajmowania morskich nisz planktonowych i wynikające z tego zmiany w cyklu azotowym podczas kriogenu, jest winowajcą szybkiego natlenienia i usuwania dwutlenku węgla z atmosfery, co również pomaga wyjaśnić rozwój niezwykle silnych zlodowaceń, które charakteryzowały ten okres neoproterozoiku.
Wzrost długości dnia
Sugerowano, że spowolnienie obrotu Ziemi i odpowiadające mu wydłużenie dnia jest możliwą przyczyną NOE na podstawie wyników eksperymentów, zgodnie z którymi produktywność cyjanobakterii jest wyższa podczas dłuższych okresów nieprzerwanego światła dziennego w porównaniu z krótszymi okresami częściej przerywanymi przez ciemność.
Usuwanie fosforu
Rosnąca różnorodność eukariontów została zaproponowana jako przyczyna zwiększonego natlenienia głębokich oceanów poprzez usuwanie fosforu z głębin oceanu. Ewolucja dużych, wielokomórkowych organizmów doprowadziła do zwiększonej ilości materii organicznej opadającej na dno morskie. Uważa się, że to, w połączeniu z ewolucją filtrów bentosowych, przesunęło zapotrzebowanie na tlen dalej w słupie wody, co skutkowałoby dodatnim sprzężeniem zwrotnym, w którym fosfor został usunięty z oceanu, co zmniejszyło produktywność i zmniejszyło zapotrzebowanie na tlen, co z kolei doprowadziło do zwiększenia natlenienia wód głębinowych. Coraz lepiej natlenione oceany umożliwiły dalsze rozprzestrzenianie się eukariotów, co prawdopodobnie działało jako pętla dodatniego sprzężenia zwrotnego, która przyspieszyła natlenienie.
Konsekwencje
zlodowacenie
, że szybki wzrost pogrzebania węgla organicznego w wyniku przyspieszenia globalnej fotosyntezy, występujący w połączeniu ze wzrostem silikatowego wietrzenia kontynentalnych bazaltów powodziowych w wyniku rozpadu superkontynentu Rodinia , był wyzwalaczem „ Snowball Earth” zlodowacenia sturckie i marinojskie podczas kriogenu, środkowego okresu neoproterozoiku.
Biologiczna różnorodność
W okresie ediakarskim oceany stopniowo stawały się lepiej natlenione, a okres bezpośrednio po zlodowaceniu Gaskiers wskazywał na znaczny wzrost zawartości tlenu w morzu. Niektórzy autorzy przypisują szybkie zróżnicowanie życia wielokomórkowego w tym okresie geologicznym wzrostowi zawartości tlenu, co umożliwiło kultowym wielokomórkowym eukariotom pochłaniającym tlen z ediakarskiej fauny i flory stać się wszechobecnym i powszechnym. Początkowo ograniczone do głębszych, zimniejszych wód, które zawierały najwięcej rozpuszczonego tlenu, życie metazoan stopniowo rozszerzyło się na cieplejsze strefy oceanu wraz ze wzrostem globalnego poziomu tlenu.