Große Sauerstoffkatastrophe

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Unter der Großen Sauerstoffkatastrophe, auch Sauerstoff-Krise oder Great Oxigenation event (GOE) genannt, versteht man das Erscheinen freien Sauerstoffs (Dioxygen, O2) in den Gewässern der Erde und in der Erdatmosphäre, der für die damaligen anaeroben Lebewesen giftig war. Bei der Entwicklung der Erdatmosphäre stellt sie den Übergang von der zweiten zur dritten Atmosphäre dar. Diese wesentliche, von Lebewesen verursachte Umweltveränderung fand vor etwa 2,4 Milliarden Jahren statt. Sie wurde durch Anpassungen der Lebewesen an die Gegenwart von Sauerstoff überwunden.

Ablauf[Bearbeiten]


Anreicherung von freiem Sauerstoff (O2) in Ozeanen und in der Atmosphäre während der Erdgeschichte
Oben: Atmosphäre, Mitte: flache Ozeane, unten: tiefe Ozeane
Abszisse: Zeit in Milliarden Jahren (Ga). Ordinaten: O2-Partialdruck der Atmosphäre in atm bzw. molare O2-Konzentration im Meerwasser in µmol/L. Die beiden Kurven in jeder Grafik bezeichnen jeweils die obere bzw. untere Grenze des Schätzbereichs (Holland, 2006).[1]
Bändererz
Dieser etwa 8,5 Tonnen schwere, drei Meter breite und 2,1 Milliarden Jahre alte Bändereisenerzblock aus Nordamerika gehört dem Museum für Mineralogie und Geologie Dresden und befindet sich im Botanischen Garten Dresden.

Die Uratmosphäre der Erde enthielt freien Sauerstoff (O2) allenfalls in sehr geringen Konzentrationen. Vor vermutlich etwa 3,8 Milliarden Jahren entwickelten Mikroorganismen, nach gegenwärtigen Kenntnissen Cyanobakterien, aus einer einfacheren Photosyntheseform eine neue, bei der im Gegensatz zur älteren Form O2 als Abfallprodukt entsteht und die deshalb als oxygene Photosynthese bezeichnet wird. Dadurch wurde O2 in beträchtlichen Mengen in den Ozeanen gebildet, sowohl vor wie auch nach dem GOE. Es gab jedoch einen wesentlichen Unterschied: Vor dem GOE wurde der gebildete Sauerstoff in der Oxidation von organischen Stoffen, Schwefelwasserstoff und gelöstem Eisen (als zweiwertiges Eisen-Ion Fe2+ vorliegend) vollständig verbraucht. Der GOE war der Zeitpunkt, an dem diese Stoffe, vor allem Fe2+, weitgehend oxidiert waren und der Neueintrag dieser Stoffe nicht mehr den gebildeten Sauerstoff vollständig verbrauchen konnte. Der überschüssige freie Sauerstoff begann sich nun im Meerwasser und in der Atmosphäre anzureichern.

Man nimmt mehrheitlich an, dass zwischen dem Auftreten der oxygenen Photosynthese mit der damit verbundenen Produktion von O2 und dem Beginn der Anreicherung von freiem Sauerstoff eine lange Zeit verging, weil große Mengen an mit O2 oxidierbaren Stoffen vorhanden waren und aus Verwitterung und Vulkanismus nachgeliefert wurden, das gebildete O2 also sogleich verbraucht wurde.

Die Oxidation von Fe2+ zu dreiwertigen Eisen-Ionen Fe3+ führte zur Ablagerung von Bändererz (Banded Iron Formation), wo Eisen hauptsächlich in Form von Oxiden, nämlich Hämatit Fe2O3 und Magnetit Fe3O4 vorliegt. In alten Kontinentschilden, die in der langen Zeit relativ wenig tektonisch verändert wurden, sind solche Bändererze bis heute erhalten, beispielsweise Hamersley Basin, Westaustralien, Transvaal Craton, Südafrika, Animikie Gruppe in Minnesota. Sie sind global die wichtigsten Eisenerze. Sauerstoff begann erst kurz (etwa 50 Mio. Jahre) vor dem GOE in der Atmosphäre zu verbleiben.[2]

Theorie des späten Erscheinens der oxygenen Photosynthese[Bearbeiten]

Dieser Theorie zufolge entwickelten sich die phototrophen Sauerstoffproduzenten erst unmittelbar vor dem größeren Anstieg der atmosphärischen Sauerstoffkonzentration. Die Theorie stützt sich auf die Massenunabhängige Fraktionierung von Schwefel-Isotopen, der man eine Indikator-Funktion für Sauerstoff zuschreibt.[3] Bei dieser Theorie muss die Zeitspanne zwischen der Evolution oxygen photosynthetischer Mikroorganismen und dem Zeitpunkt des O2-Konzentrationsanstiegs nicht erklärt werden.

Es besteht jedoch die Möglichkeit, dass der Sauerstoffindikator fehlinterpretiert wurde. Im Verlauf des vorgeschlagenen Zeitversatzes der oben genannten Theorie fand ein Wechsel von massenunabhängiger Fraktionierung (MIF) zu einer massenabhängigen Fraktionierung (MDF) von Schwefel statt. Es wird angenommen, dass dies das Ergebnis des Auftauchens von Sauerstoff O2 in der Atmosphäre war. Sauerstoff hätte die MIF verursachende Photolyse von Schwefeldioxid unterbunden. Dieser Wechsel von MIF zu MDF der Schwefel-Isotope hätte auch von einem Anstieg glazialer Verwitterung verursacht worden sein können. Ebenso in Frage kommt eine Homogenierung der marinen Schwefelvorkommen als Ergebnis eines vergrößerten Temperaturgradienten während der Huronischen Vereisung.[3]

Nachlauf-Theorie[Bearbeiten]

Unter dem Nachlauf (der bis zu 900 Mio. Jahre betragen haben könnte) versteht man den Zeitversatz zwischen dem Zeitpunkt, an dem die Sauerstoffproduktion photosynthetisch aktiver Organismen startete und dem schnellen Anstieg (schnell in geologischen Zeiträumen) atmosphärischen Sauerstoffs vor ca. 2,5 bis 2,4 Milliarden Jahren. Mit Hilfe einer Reihe von Hypothesen wird versucht, diesen Zeitversatz zu erklären.

Tektonischer Auslöser[Bearbeiten]

Dieser Theorie zufolge wird der Zeitversatz damit erklärt, dass der Sauerstoffanstieg auf tektonisch bedingte Veränderungen der „Anatomie“ der Erde warten musste. Es war das Erscheinen von Schelfmeeren, wo reduzierter Kohlenstoff die Sedimente erreichen und dort abgelagert werden konnte.[4] Daneben wurde der neu produzierte Sauerstoff zunächst in verschiedenen Oxidationen im Ozean verbraucht, in erster Linie in einer Oxidation von zweiwertigem Eisen. Für dieses Phänomen gibt es Belege in älteren Gesteinsformationen, nämlich große Mengen Bändererze, die offensichtlich durch die Eisenoxidation abgelagert wurden. Bändererze machen den größten Teil der kommerziell abbaubaren Eisenerze aus.

Nickelmangel[Bearbeiten]

Chemosynthetische Organismen waren eine Methan-Quelle. Methan war aber eine Falle für molekularen Sauerstoff, denn Sauerstoff oxidiert Methan im Beisein von UV-Strahlung ohne weiteres Zutun zu Kohlendioxid und Wasser. Heutige methanbildende Mikroben benötigen Nickel als Koenzym. Als sich die Erdkruste abkühlte, wurde die Nickel-Zufuhr und damit die Methan-Produktion reduziert, was erlaubte, dass Sauerstoff die Atmosphäre dominierte. In der Zeit von 2,7 bis 2,4 Milliarden Jahren vor heute nahm die abgelagerte Nickelmenge stetig ab; sie lag ursprünglich beim 400-fachen des heutigen Niveaus.[5]

Bistabilität[Bearbeiten]

Die im Jahr 2006 veröffentlichte Bistabilitäts-Theorie versucht den 300 Millionen Jahre dauernden Zeitversatz mit Hilfe eines mathematischen Atmosphären-Modells zu erklären. Hier wird dem Umstand Rechnung getragen, dass eine UV-Abschirmung die Methan-Oxidation verringert, sobald der Sauerstoffgehalt hoch genug ist, um die Bildung einer Ozonschicht zu ermöglichen. Bei der Erklärung werden zwei stabile Zustände angenommen: Im einen Zustand enthält die Atmosphäre 0,02 % Sauerstoff, im anderen erheblich mehr (21 % oder mehr). Die Sauerstoffkatastrophe kann als der Punkt verstanden werden, als zwischen diesen beiden Zuständen umgeschaltet wurde.[6]

Folgen des GOE[Bearbeiten]

Der steigende Sauerstoffgehalt in den Ozeanen hat möglicherweise einen großen Teil der obligat anaeroben Organismen ausgelöscht, die zu dieser Zeit die Erde bevölkerten.[7] Der von Cyanobakterien in der oxygenen Photosynthese produzierte Sauerstoff war für obligat anaerobe Organismen tödlich und für das wahrscheinlich größte Massenaussterben wesentlich verantwortlich. Bei nicht an O2 angepassten Lebewesen bilden sich im Zuge ihres Stoffwechsels Peroxide, die sehr reaktiv sind und lebenswichtige Bestandteile der Lebewesen beschädigen. Vermutlich entwickelten Lebewesen während der Zeit, als zwar O2 gebildet, aber stets in Oxidationen verbraucht wurde, Enzyme (Peroxidasen), welche die sich bildenden Peroxide zerstören, so dass die Giftwirkung des O2 ausgeschaltet wurde.

Der Umwelteinfluss des GOE war im wahrsten Sinne des Wortes global. Die Anreicherung von Sauerstoff in der Atmosphäre hatte drei weitere schwerwiegende Konsequenzen:

  1. Atmosphärisches Methan (ein starkes Treibhausgas) wurde zu Kohlenstoffdioxid (einem schwächeren Treibhausgas) und Wasser oxidiert, was die Huronische Eiszeit auslöste. Letztere könnte eine vollständige und die wahrscheinlich längste Schneeball-Erde-Episode in der Erdgeschichte gewesen sein, die 300 bis 400 Millionen Jahre lang andauerte.[3][8]
  2. Freier Sauerstoff führte zu enormen Änderungen der chemischen Interaktion zwischen Feststoffen der Erde auf der einen Seite und der Erdatmosphäre, den Weltmeeren und anderen Oberflächengewässern auf der anderen Seite. Jüngste Forschungsergebnisse haben gezeigt, dass der GOE eine explosionsartige Zunahme der auf der Erde vorkommenden Mineralien mit sich brachte. Es wird geschätzt, dass allein dieses Ereignis für mehr als 2500 neue Mineralien der insgesamt etwa 4500 Mineralien verantwortlich ist. Der Großteil dieser Mineralien waren Aquakomplexe oder oxidierte Formen der Mineralien, die sich aufgrund dynamischer Erdmantel- und Erdkrustenprozesse nach dem GOE bildeten.[9]
  3. Der erhöhte Sauerstoffgehalt öffnete der Evolution der Lebewesen neue Wege. Trotz des natürlichen Recyclings organischer Stoffe waren Lebewesen bis zur weitläufigen Verfügbarkeit von freiem Sauerstoff energetisch limitiert. Die Verfügbarkeit freien Sauerstoffs in der Atmosphäre war ein Durchbruch der Evolution des Energiestoffwechsels, sie erhöhte das Angebot thermodynamisch freier Energie für Lebewesen sehr stark. Denn bei einer großen Anzahl von Stoffen setzt die Oxidation mit O2 wesentlich mehr nutzbare Energie frei als ein Stoffumsatz ohne Oxidation mit O2.

Mitochondrien entstanden nach dem GOE, die Kambrische Explosion fand am Übergang zwischen Stufe 4 und 5 (siehe Liniendiagramm oben) statt.

Hinweise auf freien Sauerstoff vor dem GOE[Bearbeiten]

Es gibt Hinweise darauf, dass bereits vor dem GOE beträchtliche Mengen an ungebundenem Sauerstoff in der Atmosphäre gewesen sein müssen. So zeigen ca 3 Mrd. Jahre alte Paläoböden und Evaporite in Südafrika starke Anzeichen für Sauerstoffverwitterung. Dies könnte ein Hinweis auf zu dieser Zeit entstehende Photosynthese betreibende Cyanobakterien sein. [10]

Einzelnachweise[Bearbeiten]

  1. Heinrich D. Holland: The oxygenation of the atmosphere and oceans (PDF; 781 kB). In: Phil. Trans. R. Soc. B, Band 361, 2006, S. 903–915.
  2. Ariel D. Anbar, Yun Duan, Timothy W. Lyons, Gail L. Arnold, Brian Kendall, Robert A. Creaser, Alan J. Kaufman, Gwyneth W. Gordon, Clinton Scott, Jessica Garvin und Roger Buick: A whiff of oxygen before the great oxidation event? In: Science, Band 317, Nr. 5846, 28. September 2007, S. 1903–1906 doi:10.1126/science.1140325.
  3. a b c Robert E. Kopp, Joseph L. Kirschvink, Isaac A. Hilburn, and Cody Z. Nash: The Paleoproterozoic snowball Earth: A climate disaster triggered by the evolution of oxygenic photosynthesis. In: Proc. Natl. Acad. Sci. U.S.A.. 102, Nr. 32, 2005, S. 11131–6. Bibcode: 2005PNAS..10211131K. doi:10.1073/pnas.0504878102. PMID 16061801. PMC: 1183582 (freier Volltext).
  4. T. M. Lenton, H. J. Schellnhuber, E. Szathmáry: Climbing the co-evolution ladder. In: Nature. 431, Nr. 7011, 2004, S. 913. Bibcode: 2004Natur.431..913L. doi:10.1038/431913a. PMID 15496901.
  5. Kurt O. Konhauser et al.: Oceanic nickel depletion and a methanogen famine before the great oxidation event. In: Nature. 458, Nr. 7239, 2009, S. 750–753. Bibcode: 2009Natur.458..750K. doi:10.1038/nature07858. PMID 19360085.
  6. C. Goldblatt, T. M. Lenton, A. J. Watson: The great oxidation at 2.4 Ga as a bistability in atmospheric oxygen due to UV shielding by ozone. In: Geophysical Research Abstracts. 8, 2006, S. 00770..
  7. Adriana Dutkiewicz, Herbert Volk, Simon C. George, John Ridley, Roger Buick: Biomarkers from Huronian oil-bearing fluid inclusions: An uncontaminated record of life before the great oxidation event,doi:10.1130/G22360.1.
  8. First breath: Earth's billion-year struggle for oxygen. In: New Scientist, Band 2746, 5. Februar 2010, Nick Lane: A snowball period, c2.4 - c2.0 Gya, triggered by the oxygen catastropheVorlage:Webarchiv/Wartung/Nummerierte_Parameter.
  9. "Evolution of Minerals". In: Scientific American, März 2010.
  10. http://www.nature.com/nature/journal/v501/n7468/full/nature12426.html

Weblinks[Bearbeiten]