산화 대사건

Great Oxidation Event
o2 지구 대기 중 축적.빨간색과 녹색 선은 추정 범위를 나타내며, 시간은 수십억 년 전(Ga)으로 측정된다.

  • 스테이지 1(3.85~2.45 Ga): 실질적으로 대기 중 O는 없습니다2.바다는 또한 얕은 바다에서 가능한 O를 제외하고2 대부분 무독성이었다.
  • 2단계(2.45–1.85 Ga): O가2 생성되어 0.02 및 0.04atm까지 상승하지만 바다와 해저 암석에 흡수된다.
  • 3단계(1.85–0.85 Ga): O는2 바다에서 가스를 배출하기 시작하지만 육지에 흡수된다.산소 농도에는 큰 변화가 없습니다.
  • 스테이지 4 및 5 (0.85 Ga – 현재):다른2 O개의 저장소가 채워지고 가스가 대기 [1]중에 축적됩니다.

대산소화 사건, 산소 대참사, 산소 혁명, 산소 위기로도 불리는 대산화 사건(GOE)은 지구의 대기와 얕은 바다가 처음으로 산소량의 증가를 경험했던 시간 간격이었다.이것은 약 2.4~2.0 Ga(10억 년 전) 고생대 [2]때 발생했다.지질학적, 동위원소적, 화학적 증거에 따르면 생물학적으로 생성된 분자산소(디옥시겐2, O)가 지구 대기 중에 축적되기 시작해 실질적으로 산소가 없는 약하게 환원되는 대기에서 풍부한 [3]산소를 포함한 산화성 대기로 변화했다.

유독산소가 갑자기 혐기성 생물권에 주입되면서 [4]지구상에 존재하는 많은 혐기성 생물종이 멸종했다.비록 이 행사가 질량 extinction,[5]부분에 극히 미세한 종의 abundances을 두리번거리는데 큰 어려움, 그리고 화석은 그 시절에 유해의 극단적인 나이 부분적으로 때문에 강제 추행에 추론되, OxygenCatastrophe 일반적으로" 위대한 멸종"의 전통적인 목록는데 절대적으로 t.으로 제한됩니다 계산되지 않는다그광생대.

이 사건은 산소를 생산하는 시아노박테리아에 의해 발생한 것으로 추정되며, 이는 다세포 생명체의 [6]발달을 가능하게 했을 수 있다.

초기 분위기

주요 기사: 고생대권
참고 항목: 고생후학과 지구의 대기

지구의 초기 대기의 구성은 확실히 알려져 있지 않다.하지만 대부분은 디니트로겐이었고N과2 이산화탄소, CO는2 오늘날 화산활동으로 생성된 주요 탄소 및 질소 함유 가스입니다.이것들은 비교적 불활성 가스입니다.태양은 40억 년 전 현재의 밝기의 약 70%를 빛냈지만, 그 당시 지구에 액체 상태의 물이 존재했다는 강력한 증거가 있다.따뜻한 지구는 희미한 태양에도 불구하고 희미한 젊은 태양의 [7]역설로 알려져 있다.그 당시 이산화탄소 수치는 지구를 따뜻하게 하기 위한 충분한 온실 효과를 제공하거나 다른 온실 가스가 존재했다.가장 가능성이 높은 가스는 메탄, CH인데4, 메탄은 강력한 온실 가스이며 메타노겐으로 알려진 초기 형태의 생명체에 의해 생성되었다.과학자들은 생명체가 [8]생기기 전에 지구가 어떻게 따뜻해졌는지를 계속 연구하고 있다.

미량의 HO, CH4, 일산화탄소(CO) 및 수소2(H)를2 가진 N과2 CO의2 분위기는 약하게 환원하는 [9]분위기로 표현된다.이런 대기에는 산소가 거의 없다.현대의 대기는 산소를 풍부하게 함유하고 있어 산화성 [10]대기로 되어 있다.산소의 증가는 35억 [11]년 전에 진화한 것으로 여겨지는 시아노박테리아에 의한 광합성에 기인한다.

지구의 대기가 언제 어떻게 약하게 감소하는 대기에서 강하게 산화되는 대기로 변화했는지에 대한 현재의 과학적 이해는 주로 1970년대 [7]미국의 지질학자 프레스톤 클라우드의 연구로 시작되었다.구름은 약 20억 년 전의 퇴적물에는 황철, 우라니네이트,[7] 그리고 [10]사이더라이트 입자가 포함되어 있는 것을 관찰했다. 모든 광물은 산화 대기에서 빠르게 산화되기 때문에 젊은 퇴적물에서는 발견되지 않는 환원된 형태의 철 또는 우라늄을 포함하고 있다.그는 또한 산화(제철)된 광물 헤마이트에서 색을 얻는 대륙 적반이 이 시기에 지질 기록에 나타나기 시작했음을 관찰했다.띠철 생성은 약 25억 년 전에 [12]정점을 찍은 후 18억 5천만 년 전의 지질 기록에서 대부분 사라집니다.띠철 생성은 풍부한 용존철을 퇴적분지에 운반해야 형성할 수 있으며, 산소화된 해양은 철을 산화시켜 불용성 철화합물을 [13]형성함으로써 그러한 수송을 차단한다.따라서 18억 5천만 년 전 띠철의 퇴적 종말은 깊은 [7]바다의 산소화를 나타내는 것으로 해석됩니다.하인리히 홀랜드는 1980년대까지 이러한 아이디어를 더욱 정교하게 설명하여 22억 년에서 19억 년 전 사이의 주요 산소화 시간 간격을 두고 있으며, 그것들은 현재의 과학적 [8]이해를 형성하고 있다.

지질학적 증거

거대 산화 사건의 증거는 이 지질학적 사건을 정의하는 다양한 암석학적 및 지구화학적 표지에 의해 제공된다.

대륙별 지표

고생물, 유해 곡물, 붉은 침대는 저준위 [14]산소의 증거이다.24억 년 이상 된 고생물(화석 토양)은 무독성 [15]풍화를 암시하는 낮은 철분 농도를 가지고 있다.24억 년 이상 된 퇴적물에서 발견되는 유해 입자들은 낮은 산소 [16]조건에서만 안정적인 미네랄을 포함하고 있다.레드베드는 헤마이트로 [17]코팅된 붉은색 사암으로 철을 철분 상태로 산화시킬 수 있는 충분한 산소가 있었음을 나타냅니다.

띠철성형(BIF)

참고 항목: 띠철 형성

띠철은 얇은 샤트층(실리카의 미세한 형태)과 산화철, 마그네타이트 및 헤마타이트로 구성되어 있습니다.이 암석 유형의 광대한 퇴적물은 전 세계에서 발견되는데, 그 대부분은 18억 5천만 년 이상 된 것이며, 대부분은 약 25억 년 전에 퇴적되었다.띠철의 철은 부분적으로 산화되며 철과 철의 [18]양은 거의 동일합니다.띠철 생성의 퇴적에는 용해성 철 형태로 철을 운반할 수 있는 무독성 심해와 철이 불용성 철로 산화되어 [13]해저에 침전되는 산화 얕은 바다가 필요하다.18억 년 전에 띠 철이 퇴적된 것은 바다는 지속적인 강기 상태였지만 퇴적은 일시적이었고 상당한 간격의 에크시니아가 [19]있었을 수 있다는 것을 암시한다.

철분사양식

유기물이 풍부한 검은색 라미네이트 셰일즈는 종종 무산소 상태의 지표로 간주됩니다.그러나 풍부한 유기물의 퇴적은 산소 부족의 확실한 징후가 아니며, 적층을 파괴하는 굴 속 생물은 대산소 현상 기간 동안 아직 진화하지 않았다.따라서 적층된 흑색 셰일 자체는 산소 농도를 나타내는 지표가 되지 않는다.과학자들은 대신 지구화학적 증거인 무산소 상태를 찾아야 한다.녹은 철이 풍부한 철성 무산화철과 물에 [20]황화수소가 존재하는 에크시니아 등이 이에 해당한다.

이러한 무산소 상태의 지표에는 황철화도(DOP)가 있습니다.황철화도는 황철광으로 존재하는 철의 전체 반응성 철에 대한 비율입니다.반응성 철은 규산염 [21]광물에 단단히 결합되어 있는 철과 대조적으로 산화물, 옥시드록사이드, 탄산염 및 황산염과 같은 환원 유황 광물에서 발견되는 철로 정의됩니다.DOP가 0에 가까우면 산화 상태를 나타내고, DOP가 1에 가까우면 산화 상태를 나타낸다.0.3 - 0.5의 값은 과도기적인 것으로, 산소가 함유된 바다 아래에 있는 무독성 바닥 진흙을 암시한다.고대 무독성 해양 분지의 현대 모델로 여겨지는 흑해 연구는 높은 DOP, 높은 활성 철 대 총 철의 비율, 그리고 높은 총 철 대 알루미늄의 비율이 모두 철이 EUXinic 환경으로 운반되는 지표라는 것을 보여준다.강독성 무독성 조건은 약 0.[20]7 미만의 DOP로 EUXenic 조건과 구별할 수 있다.

현재 이용 가능한 증거는 5억 8천만 년 전까지만 해도 해양이 산소 부족 현상을 겪었고, 이 기간 상당 기간 동안 산소 부족 상태에 머물렀다는 것을 암시한다.대륙의 플랫폼과 선반에 있는 국부적 철분 상태가 황철광으로 [19][14][20]불어난 철분으로부터 철분을 침전시키기 시작했을 때 띠철의 형성은 중단되었다.

동위원소

거대 산화 현상에 대한 가장 설득력 있는 증거 중 일부는 유황의 질량 비의존적 분획(MIF)에 의해 제공됩니다.유황의 MIF의 화학적 특성은 24억-23억 년 전에 발견되었지만 [22]그 이후에는 사라집니다.이 시그니처의 존재는 산소화된 [10]대기의 가능성을 거의 배제합니다.

화학 원소의 동위원소마다 원자 질량이 조금씩 다르다.같은 원소의 동위원소들 간의 지구화학적 차이는 대부분 이 질량 차이와 함께 확대됩니다.여기에는 분자 속도와 확산 속도의 작은 차이가 포함되며, 이는 질량 의존적 분류 과정으로 설명된다.반면 질량 비의존 분리는 동위원소 간 질량 차이에 비례하지 않는 과정을 설명한다.황의 지구화학에서 중요한 것으로 보이는 유일한 과정은 광분해이다.황을 함유한 분자가 태양 자외선(UV) 복사에 의해 분해되는 과정이다.24억 년 전에 유황에 대한 명확한 MIF 표시가 있는 것은 자외선이 지구 대기 깊숙이 침투하고 있었다는 것을 보여준다.이것은 결국 산소 미량 이상을 포함하는 대기를 배제하고, 이는 낮은 대기를 자외선으로부터 보호하는 오존층을 생성했을 것이다.황에 대한 MIF 표시가 사라진 것은 대기 중에 [10][14]산소가 축적되기 시작하면서 오존 차폐가 형성되었음을 의미한다.

질량의존적 분화는 또한 산소화 대발생의 실마리를 제공한다.예를 들어, 대기 산소에 의해 표면 암석에서 망간이 산화되면 크롬을 산화시키는 추가적인 반응이 일어납니다.무거운 Cr은 가벼운 Cr보다 우선적으로 산화되며, 바다로 운반되는 용해성 산화 크롬은 무거운 동위원소의 증가를 나타낸다.띠철 형성에서의 크롬 동위원소 비율은 산화 대기가 발생하기 전 대기 중 소량이지만 상당한 양의 산소가 존재하며 산화 대기가 끝난 후 5억 년 후에 산소 농도가 낮은 상태로 잠시 돌아간다는 것을 시사한다.그러나 크롬 데이터는 황 동위원소 데이터와 충돌할 수 있으므로 크롬 데이터의 신뢰성에 [23][24]의문이 제기됩니다.또한 산소가 국소적인 "산소화효소"[25]에만 존재할 가능성도 있습니다.크롬은 쉽게 녹지 않기 때문에 암석으로부터의 방출은 황산(HSO24)과 같은 강력한 산이 필요하며 황산염의 세균 산화에 의해 형성되었을 수 있다.이것은 지표면에서 [26]산소를 호흡하는 생명체의 초기 증거를 제공할 수 있다.

질량의존적 분화가 대산화 현상에 대한 단서를 제공할 수 있는 다른 원소로는 탄소, 질소, 몰리브덴 및 철과 같은 과도기 금속 및 셀렌과 [14]같은 비금속 원소가 있습니다.

화석 및 바이오마커(화학화석)

다음 항목도 참조하십시오.바이오마커(석유)

일반적으로 대산화현상은 선조들의 시아노박테리아에 의한 산소 광합성의 결과로 생각되지만, 대산화현상 이전의 시조 박테리아의 존재는 매우 논란이 많은 [27]주제이다.35억 년 된[28] 시아노박테리아 화석이라고 주장되는 구조물은 암석에 존재한다. 이것들은 아마도 시아노박테리아를 포함한 특징적인 층 구조를 가진 미생물 군락으로 해석되는 스트로마톨라이트라고 불리는 매크로 화석을 포함한다.호주 서부의 샤크만과 같은 혹독한 환경에서만 볼 수 있는 현대의 스트로마톨라이트는 시아노박테리아와 관련이 있기 때문에 오랫동안 화석 스트로마톨라이트가 시아노박테리아의 [28]증거로 해석되어 왔다.하지만, 이러한 고고학 화석들 중 적어도 일부는 생물적으로 생성되거나 비시아노박테리아 [29]광영양 박테리아에 의해 생성되었을 것이라는 추론이 점점 더 많아지고 있다.

게다가, 고대 퇴적암은 한때 시아노박테리아와 진핵생물에서 나온 화석화된 막 지질로 해석되는 화학 화석으로도 알려진 바이오마커를 포함하고 있는 것으로 밝혀졌다.예를 들어, 각각 시아노박테리아와 진핵생물에서 유래한 것으로 생각되는 2α-메틸호판과 스테란의 흔적이 호주 [30]서부의 필바라에서 발견되었다.스테란은 스테롤의 디아제네틱 산물로, 분자 산소를 이용해 생합성된다.따라서 스테란은 추가적으로 대기 중 산소의 지표 역할을 할 수 있다.그러나 이 바이오마커 샘플들은 그 이후로 오염된 것으로 나타났기 때문에 그 결과는 [31]더 이상 받아들여지지 않는다.

기타 지표

해양 퇴적물의 일부 원소는 전이 금속 몰리브덴과[20] [32]레늄과 같은 환경의 다른 산소 수준에 민감합니다.셀레늄이나 요오드와 같은 비금속 원소도 산소 [33]농도의 지표입니다.

가설.

다음 항목도 참조하십시오.산소 주기

광합성을 통해 산소를 생성하는 능력은 시아노박테리아 [34]조상에서 처음 나타난 것으로 보인다.이 유기체들은 적어도 24억5천만년에서 23억2천만년 [35][36]전에 진화했고 아마도 27억년 전에 [7][37][2][38][39]진화했을 것이다.그러나 약 20억 [8]년 전까지 대기 중 산소는 거의 남아있지 않았고, 띠 모양의 철분 형성은 약 18억 5천만 [7]년 전까지 계속 퇴적되었다.이상적인 조건에서 시아노박테리아의 빠른 증식 속도를 감안할 때, 산소 생성 광합성의 진화와 대기 [8]중 유의한 산소의 출현 사이의 최소 4억 년 지연에 대한 설명이 필요하다.

이 갭을 설명하는 가설은 산소원과 산소 흡수원 간의 균형을 고려해야 합니다.산소 광합성은 표면 환경에서 산소 축적을 허용하기 위해 산소와 분리되어야 하는 유기 탄소를 생성한다. 그렇지 않으면 산소는 유기 탄소와 역반응하여 축적되지 않는다.유기 탄소, 황화물 및 철(Fe)을2+ 포함한 광물의 매몰은 산소 축적에 [40]있어 주요 요인입니다.유기 탄소가 산화되지 않고 매장되면 산소는 대기 중에 남는다.오늘날 유기 탄소와 황철광의 매몰은 연간 15.8±3.3Tmol(1Tmol = 10몰12)의2 O를 생성한다.그러면 전지구 산소원에서 순2 O 플럭스가 생성됩니다.

산소 변화율은 전지구적 소스와 [14]흡수원의 차이에서 계산할 수 있습니다.산소 흡수원에는 화산, 변성 작용,[14] 풍화 작용으로 인한 가스와 미네랄의 감소가 포함됩니다.GOE는 이러한 산소 흡수 플럭스와 환원 가스 플럭스가 유기 [41]탄소 등의 환원제 매립과 관련된 O 플럭스에2 의해 초과된 후에 시작되었습니다.풍화 메커니즘의 경우, 오늘날 연간 12.0±3.3Tmol의2 O가 화산, 변성 작용, 해수 침투 [14]및 해저로부터의 열 통풍구로부터 감소된 광물과 가스로 구성된 싱크대로 보내진다.한편, 오늘날 연간 5.7±1.2Tmol의2 O는 광화학 [14]반응을 통해 대기 중의 환원 가스를 산화시킨다.초기 지구에서는 눈에 띄게 대륙의 산화적 풍화가 거의 없었기 때문에(예를 들어, 붉은 바닥의 부족) 산소에 대한 풍화 흡수원은 감소된 가스와 바다에 용해된 철분에 비해 무시할 수 있었을 것이다.

바다에 용해된 철분은 O싱크의 예시이다2.이때 생성된 유리산소는 용해된 철에 의해 화학적으로 포획되어 철 Fe와2+ Fe를 물에 녹지 않는 마그네타이트(FeFe32++2O4)로 변환하고 얕은 바다 밑바닥으로 가라앉아 미네소타주와 [41]서호주 필바라에서 볼 수 있는 띠 모양의 철을 형성했다.산소 [42]흡수원을 고갈시키는 데는 5천만 년 이상이 걸렸다.광합성 속도와 유기 매몰의 관련 속도 또한 산소 축적 속도에 영향을 미친다.데본기에 육지 식물이 대륙에 퍼졌을 때, 더 많은 유기 탄소가 매장되었고 더 높은2 O 수치가 발생할 [43]수 있었다.오늘날, O 분자가2 지질학적 흡수원에 의해 소비되기 전에 공기에서 보내는 평균 시간은 약 2백만 [44]년입니다.그 체류 시간은 지질학적으로 비교적 짧다.그래서 Phanerozeic에서는 대기 중2 산소 농도를 동물 생명체에 적합한 범위 내에서 유지하는 피드백 과정이 있었을 것이다.

단계별 진화

프레스톤 클라우드는 원래 최초의 시아노박테리아가 산소를 생성하는 광합성을 수행할 수 있는 능력을 진화시켰지만, 아직 산소화된 환경에서 살기 위한 효소(예: 슈퍼옥사이드 디스뮤타아제)는 진화하지 않았다고 제안했다.이 시아노박테리아는 초기 해양에서 높은 수준의 철 철 철, Fe(II)를 통해 빠르게 제거함으로써 그들 자신의 독성 산소 폐기물로부터 보호되었을 것이다.구름은 광합성에 의해 방출된 산소가 Fe(II)를 철철, Fe(III)로 산화시켜 바닷물 밖으로 침전시켜 띠 모양의 철을 형성했다고 추측했다.[45][46]구름은 고대 말기 띠철의 퇴적에서 절정을 이룬 것을 산소와 함께 살기 위한 메커니즘의 진화의 신호로 해석했다.이것은 자가 독소를 끝내고 시아노박테리아에서 개체수의 폭발을 일으켜 바다를 빠르게 산소로 만들고 띠 모양의 철분 [45][46]형성을 막았다.하지만, 선캄브리아 지층의 개선된 연대는 산소 흡입 메커니즘의 진화에 따라 매우 짧은 시간 내에 일어나는 것이 아니라, 수천만 년에 걸쳐서 퇴적물의 후기 피크가 퍼져 나갔다는 것을 보여주었다.이로 인해 Cloud의 가설은 옹호될 [12]수 없게 되었습니다.

더 최근에는 광합성 능력이 있었다는 징후는 없지만 시아노박테리아와 매우 흡사한 박테리아 패밀리가 발견되었다.이것들은 시아노박테리아의 초기 조상들의 후손일 수도 있는데, 이 박테리아는 나중에 측면 유전자 전달에 의해서만 광합성 능력을 얻었다.분자 시계 자료에 따르면, 산소를 생성하는 광합성의 진화는 약 25억 년 전에 이전에 생각했던 것보다 훨씬 늦게 일어났을 수 있다.이것은 산소 광합성의 진화와 대기 중 [47]산소의 출현 사이의 차이를 줄여줍니다.

영양소 부족

두 번째 가능성은 초기 시아노박테리아가 필수 영양소에 굶주려 성장을 억제했다는 것이다.하지만, 철분, 질소, 그리고 인이라는 가장 부족한 영양소의 부족은 시아노박테리아 개체수의 폭발과 빠른 산소화를 늦췄을 수는 있지만 막을 수는 없었다.산소를 생성하는 광합성의 진화에 따른 대기 산소화의 지연에 대한 설명은 아마도 젊은 [8]지구에 다양한 산소 흡수원이 존재하기 때문일 것이다.

니켈 기근

초기 화학 합성 유기체는 분자 산소의 중요한 함정인 메탄을 만들어냈을 것이다. 왜냐하면 메탄은 자외선이 방출되면 이산화탄소와2 물로 쉽게 산화되기 때문이다.현대의 메타노겐은 효소 보조인자로 니켈을 필요로 한다.지구의 지각이 식고 화산 니켈의 공급이 줄어들면서 산소를 생산하는 해조류가 메탄 생산량을 초과하기 시작했고, 대기 중 산소 비율은 꾸준히 증가했다.[48]니켈의 퇴적 속도는 27억~24억년 전 오늘의 [49]400배 수준에서 꾸준히 감소했다.

플럭스 증가

어떤 사람들은 GOE가 산소 공급원의 증가에 의해 발생한다고 주장한다.비록 대다수의 과학자들이 산소가 장기적으로 증가할 가능성이 [50]더 높다고 주장하지만, 한 가설은 GOE가 광합성의 즉각적인 결과라고 주장한다.몇 가지 [51]모델 결과가 탄소 매몰의 장기적인 증가 가능성을 보여주고 있지만,[52] 결론은 불확실하다.

감소 싱크

증가하는 플럭스 가설과 달리, GOE를 설명하기 위해 싱크대 감소를 사용하려는 여러 가설도 있다.한 이론은 화산 가스에서 나오는 휘발성 물질의 구성이 더 [40]산화되었다는 것을 암시한다.또 다른 이론은 변성 가스의 감소와 독사화가 GOE의 주요 열쇠라는 것을 암시한다.변성 과정에서 방출되는 수소와 메탄 또한 시간이 지남에 따라 지구 대기에서 손실되어 지각이 [53]산화된다.과학자들은 메탄 광분해라고 불리는 메탄 광분해 과정을 통해 수소가 우주로 빠져나간다는 것을 깨달았다. 메탄 광분해 과정은 메탄 광분해에서 메탄은 대기 상층부에서 자외선의 작용으로 분해되어 수소를 방출한다.수소가 지구로부터 우주로 탈출하는 것은 틀림없이 지구를 산화시켰을 것이다. 왜냐하면 수소 손실의 과정은 화학적 [53]산화이기 때문이다.수소 유출의 이 과정은 메타노겐에 의한 메탄 생성을 요구했고, 그래서 메타노겐은 실제로 [25]대기의 산화에 필요한 조건을 만드는데 도움을 주었다.

텍토닉 트리거

띠 모양의 철제 형성을 보여주는 21억 년 된 암석

한 가설은 산소 증가가 감소된 유기 탄소가 퇴적물에 도달하여 [54][55]매장될 수 있는 선반 바다의 출현을 포함하여 지구의 지각변화를 기다려야 한다는 것을 암시한다.새로 생성된 산소는 바다에서 주로 철과 함께 다양한 화학 반응으로 처음 소비되었다.철과 산소가 처음 결합되었을 때 축적된 것으로 보이는 거대한 띠 모양의 철을 포함한 오래된 암석들에서 증거가 발견됩니다; 오늘날 대부분의 철광석은 이러한 퇴적물에 있습니다.시아노박테리아에서 방출된 산소가 녹을 일으키는 화학반응을 일으킨 것으로 추정됐지만 철분 생성은 [56]산소를 필요로 하지 않는 비산소성 광영양성 철산화 박테리아에 의해 발생한 것으로 보인다.증거는 더 작은 땅덩어리가 초대륙을 형성하기 위해 충돌할 때마다 산소 수치가 치솟았다는 것을 암시한다.지각압력은 산사슬을 밀어 올렸고, 이 산사슬은 광합성 시아노박테리아를 [57]먹이로 하는 영양분을 바다로 방출하면서 침식되었다.

쌍안정성

또 다른 가설은 쌍안정성을 보이는 대기의 모델을 가정한다: 두 개의 안정된 산소 농도 상태.안정적인 저산소 농도(0.02%) 상태에서는 메탄 산화율이 높습니다.어떤 이벤트가 산소 농도를 적당한 역치 이상으로 높이면 오존층의 형성은 자외선을 차단하고 메탄 산화를 감소시켜 산소를 21% 이상의 안정적인 상태로 증가시킨다.그러면 대산소 이벤트는 하위 정상 상태에서 상위 정상 [58][59]상태로의 전환으로 이해할 수 있습니다.

포토 오퍼레이드의 증가

시아노박테리아는 낮에 생산하는 산소만큼 밤에 산소를 소비하는 경향이 있다.하지만, 실험에 따르면 시아노박테리아 매트는 더 긴 포토페리오드로 더 많은 양의 산소를 생산합니다.지구의 자전 주기는 형성 직후인 45억 년 전에 불과 6시간이었지만 고생대에서는 24억 년 전에 21시간으로 늘어났다.7억 년 전에 시작된 회전 주기가 다시 증가하여 현재 가치인 24시간까지 증가했습니다.회전 주기가 증가할 때마다 시아노박테리아 매트에 의한 순산소 생산량이 증가하여 대기 중 [60][61]산소의 양이 증가할 수 있습니다.

산소화의 결과

결국, 산소가 대기 중에 축적되기 시작했고, 두 가지 주요 결과를 초래했다.

  • 산소는 대기 중의 메탄(강력한 온실 가스)을 이산화탄소와 물로 산화시켰을 가능성이 있다.이것은 지구 대기의 온실 효과를 약화시켜 행성의 냉각을 야기시켰는데, 이것은 후론 빙하로 알려진 일련의 빙하기의 발단이 되었다고 제안되어 왔고, 이는 24억5천만년에서 22억2천만년 [62][63][64]전 사이의 연령대를 포함하고 있다.
  • 산소 농도의 증가는 암석, 모래, 점토, 그리고 다른 지질학적 기질들과 지구의 공기, 해양, 그리고 다른 지표수들 사이의 화학적 상호작용의 성격의 엄청난 변화뿐만 아니라 생물학적 다양화에 대한 새로운 기회를 제공했다.유기물의 자연 재활용에도 불구하고, 산소가 널리 보급될 때까지 생명체는 에너지적으로 제한적이었다.산소의 가용성은 지구 환경에 영향을 미치면서 생물들이 이용할 수 있는 자유 에너지를 크게 증가시켰다.예를 들어, 미토콘드리아는 GOE 이후 진화하여 유기체가 점점 더 복잡한 생태계에서 상호작용하는 새롭고 더 복잡한 형태학을 이용할 수 있는 에너지를 제공했지만, 이러한 형태들은 후기 원생대와 [65]캄브리아기까지 나타나지 않았다.
파란색으로 표시된 빙하 연대표입니다.

광물 다양화의 역할

주요 기사:광물 진화

대산소 사건은 많은 원소들이 지구 [66]표면 근처에서 하나 이상의 산화 형태로 발생하면서 광물의 다양성을 폭발적으로 증가시켰다.GOE는 오늘날 지구에서 발견된 약 4,500개의 광물 중 2,500개 이상을 직접 책임진 것으로 추정된다.이러한 새로운 광물의 대부분은 동적 맨틀과 지각 [67]작용에 의해 수화 및 산화 형태로 형성되었습니다.

↓대산소화
↓후론 빙하의 끝
고생대
중생대
신생대
고생대
중생대
신생대
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−2500
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−2300
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−2100
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백만 년 전에요.지구의 나이 = 4,196

시아노박테리아 진화에서의 역할

남극의 프라이셀 호수에서 실시된 현장 연구에서 과학자들은 산소를 생산하는 시아노박테리아 매트가 두꺼운 얼음 아래에서도 산소 결핍 환경에서 1~2mm 두께의 얇은 산소층을 생성한다는 것을 발견했다.추론에 따르면, 이 유기체들은 산소가 대기 [68]중에 축적되기 전부터 산소에 적응할 수 있었다.이러한 산소에 의존하는 유기체의 진화는 결국 [68]대기의 주요 구성 요소가 된 산소의 가용성에 균형을 이루었다.

진핵생물의 기원

고대 미세환경에서 시아노박테리아 광합성에 의한 국소적인 산소수치의 상승은 주변 생물에 매우 독성이 있었고, 이러한 선택적 압력이 최초의 [69]진핵생물로의 고대 혈통의 진화적 변형을 촉진시켰다는 주장이 제기되어 왔다.활성산소종(ROS)의 생산을 수반하는 산화적 스트레스는 진핵을 향한 초기 고고학적 계통의 선택을 촉진하기 위해 다른 환경적 스트레스(자외선 및/또는 건조)와 시너지 작용했을 수 있다.이 고대 조상은 이미 DNA의 짝짓기와 재조합에 기초한 DNA 복구 메커니즘과 아마도 어떤 종류의 세포 융합 [70][71]메커니즘을 가지고 있었을 것이다.고고학 게놈에 대한 내부 ROS의 해로운 영향들은 이러한 [70]초라한 시작부터 감수 분열성의 진화를 촉진시킬 수 있었다.산화적 DNA 손상의 효율적인 DNA 수복을 위한 선택적 압력은 세포 세포 융합, 세포 골격 매개 염색체 움직임 및 [69]핵막의 출현과 같은 특징을 포함하는 진핵생물의 성 진화를 촉진했을 수 있다.따라서 진핵생물의 성(性)과 진핵생물의 진화는 DNA [69]복구를 용이하게 하기 위해 상당 부분 진화한 분리할 수 없는 과정이었을 것이다.

로마군디 자툴리 이벤트

산소 함량의 증가는 선형적이지 않았습니다. 대신, 산소 함량이 약 2.3 Ga 전에 증가했고, 이어서 약 2.1 Ga 전에 감소했습니다.이를 증명하는 양의 동위원소 이탈, 더 정확히는 로마군디-자툴리 사건(LJE) 또는 로마군디 사건([72][73][74]남로디지아의 한 구역에서 명명됨)이라고 하며, 이 기간은 자툴리안(Jatulian)으로 불리며, 이는 랴키아 [75][76][77]시대의 일부로 여겨진다.로마군디-자툴리 사건에서 산소 함량은 현대 수준까지 높았고, 그 후 검은 셰일즈가 퇴적된 다음 단계에서 매우 낮은 수준으로 떨어졌다.마이너스 익스커전(negative excursion)은 슝가-프랑스빌리언 이벤트라고 불립니다.로마군디-자툴리 사건의 증거는 전 세계적으로 발견되었다.페노스칸디아와 러시아 북부, 스코틀랜드, 우크라이나, 중국, 북미의 와이오밍 크라톤, 브라질, 남아프리카, 인도, 호주.바다는 동위원소 이탈 [76][78]자체가 종료된 후에도 한동안 산소가 공급된 것으로 보인다.

진핵생물이 LJE [76]동안 처음 진화했다는 가설이 있다.로마군디-자툴리 사건은 다세포로 보이는 프랑스 빌리안 바이오타라고 불리는 가봉에서 발견된 신기한 화석의 출현과 뒤이은 실종과 일치한다.이것은 다세포 생명의 "잘못된 시작"을 나타내는 것으로 보인다.LJE가 끝난 후 퇴적된 셰일 층에 존재하지 않기 때문에 LJE가 끝난 후 생물들은 멸종된 것으로 보인다.

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