El Evento de Oxidación Neoproterozoico ( ENO ), también llamado Segundo Gran Evento de Oxidación , fue un intervalo de tiempo geológico entre hace unos 850 y 540 millones de años durante la era Neoproterozoica , que vio un aumento muy significativo en los niveles de oxígeno en la atmósfera y los océanos de la Tierra . [1] El ENO, que tuvo lugar después del final del Mil Millones de Años , un período euxínico de oxígeno atmosférico extremadamente bajo que abarcó desde el período Estatiense de la era Paleoproterozoica hasta el período Toniano de la era Neoproterozoica, fue el segundo aumento importante en la concentración de oxígeno atmosférico y oceánico en la Tierra, aunque no fue tan prominente como el Gran Evento de Oxidación (GOE) del límite Neoarcaico - Paleoproterozoico . A diferencia del GOE, no está claro si el ENO fue un evento sincrónico y global o una serie de intervalos de oxigenación regionales asincrónicos con causas no relacionadas. [2]
Los depósitos marinos , que comienzan hace unos 850 millones de años y terminan hace unos 720 millones de años, un intervalo de tiempo que corresponde aproximadamente al Toniano tardío, entre el final del Milenio Aburrido y el comienzo de la “Tierra Bola de Nieve” criogénica , registran una importante excursión positiva de isótopos de carbono. Se cree que estos elevados valores de δ 13C están relacionados con una radiación evolutiva del plancton eucariota y un enterramiento orgánico mejorado, que a su vez indican un aumento en la producción de oxígeno durante este intervalo. [3] Se produjeron más excursiones positivas de isótopos de carbono durante el Criogénico. [4] Aunque se conocen varias excursiones negativas de isótopos de carbono, asociadas con eventos de calentamiento, desde el Toniano tardío hasta el límite Proterozoico-Fanerozoico, el registro de isótopos de carbono mantiene, no obstante, una notable tendencia positiva a lo largo del Neoproterozoico. [1]
Los datos de δ 15 N de sedimentos marinos de entre 750 y 580 millones de años de antigüedad provenientes de cuatro cuencas neoproterozoicas diferentes muestran proporciones de isótopos de nitrógeno similares a las de los océanos modernos, con una moda de +4% y un rango de -4% a +11%. No se observa ningún cambio significativo a lo largo del límite criogénico-ediacárico, lo que implica que el oxígeno ya era omnipresente en el océano global hace 750 millones de años, durante el período toniano. [5]
Los valores de δ 34 S del sulfato de agua de mar , que experimentaron un aumento gradual durante la mayor parte del Neoproterozoico, interrumpido por importantes caídas durante las glaciaciones, [6] muestran una excursión positiva significativa durante el Ediacárico, con una disminución correspondiente en el δ 34 S pirítico. Las altas tasas de fraccionamiento entre sulfato y sulfuro indican un aumento en la disponibilidad de sulfato en la columna de agua, lo que a su vez es indicativo de una mayor reacción de la pirita con el oxígeno. [7] Además, la evidencia genética apunta a la aparición de una radiación de bacterias reductoras de sulfuro no fotosintéticas durante el Neoproterozoico. A través de la desproporción bacteriana del azufre, dichas bacterias agotan aún más el sulfuro marino de isótopos de azufre más pesados. [8] Debido a que estas bacterias requieren cantidades significativas de oxígeno para sobrevivir, se cree que un evento de oxigenación durante el Neoproterozoico que elevó las concentraciones de oxígeno a más del 5-18% de los niveles modernos fue un prerrequisito necesario para la diversificación de estos microorganismos. [9]
El δ 13 C solo puede indicar de manera confiable cambios en la productividad primaria neta y la oxigenación si las tasas de erosión en los océanos y de desgasificación de dióxido de carbono permanecen constantes o aumentan, ya que una disminución en cualquiera de estos podría causar una excursión positiva de δ 13 C a través del continuo consumo biológico preferencial de carbono-12 por las comunidades existentes mientras que el suministro de carbono disponible disminuyó, sin indicar un aumento en la productividad primaria y la producción de oxígeno. [3] La relación entre el estroncio-87 y el estroncio-86 se utiliza como determinante de la contribución relativa de la erosión continental al suministro de nutrientes del océano; [1] un aumento en esta relación, como se observó a lo largo del Neoproterozoico y en el Cámbrico hasta alcanzar un pico al final del Cámbrico, sugiere un aumento en la erosión continental y refuerza la evidencia de las relaciones de isótopos de carbono para una alta oxigenación en este intervalo de tiempo. [10]
La oxidación superficial de Cr(III) a Cr(VI) causa el fraccionamiento isotópico del cromo ; Cr(VI), típicamente presente en el medio ambiente como cromato o dicromato, tiene valores elevados de δ 53 Cr, o la relación de cromo-53 a cromo-52, mientras que la reducción bacteriana de Cr(VI) a Cr(III) está asociada con excursiones isotópicas negativas de cromo. Después del transporte fluvial de cromo oxidado al océano, la reacción que reduce Cr(VI) de nuevo a Cr(III) y posteriormente oxida el hierro ferroso en hierro férrico es altamente eficiente en el secuestro de Cr(VI), al igual que la precipitación de Cr(III) con oxihidróxido férrico, lo que significa que las proporciones de isótopos de cromo precipitados químicamente en sedimentos abundantes en hierro férrico reflejan con precisión las proporciones de isótopos de cromo del agua de mar en el momento de la deposición. Debido a que la oxidación eficiente de Cr(III) a Cr(VI) solo es posible en presencia del catalizador dióxido de manganeso, que solo es estable y abundante en altas fugacidades de oxígeno, una excursión positiva de δ 53 Cr indica un aumento en las concentraciones de oxígeno atmosférico. Las formaciones de hierro bandeado (BIF) depositadas durante el Neoproterozoico muestran constantemente valores de δ 53 Cr altamente positivos, de 0,9% a 4,9%, lo que demuestra la oxigenación de la atmósfera de la era. [11] [3] El ciclo oxidativo del cromo comenzó aproximadamente 0,8 Ga, lo que indica que el aumento del nivel de oxígeno comenzó mucho antes de las glaciaciones criogénicas. [12] Los isótopos de cromo también muestran que durante el intervalo interglacial criogénico, entre las glaciaciones Sturtianas y Marinoanas, la oxigenación del océano y la atmósfera fue lenta y moderada; este intervalo marcó una pausa en la NOE. [13]
Los valores de δ 98 Mo fueron ligeramente más altos durante el Ediacárico tardío que en el Criogénico o el Ediacárico temprano y medio. Este indicador isotópico indica que el nivel de oxigenación del océano del Ediacárico tardío era comparable al de los eventos anóxicos oceánicos del Mesozoico . [14]
Los valores muy bajos de δ 238 U, comúnmente utilizados como una medida isotópica de los cambios en la oxigenación del agua de mar, durante gran parte del Neoproterozoico se han interpretado como un reflejo de la oxigenación progresiva marcada por expansiones temporales y transitorias de aguas anóxicas y euxínicas. [15] Durante el Ediacárico temprano, el cambio en los isótopos de uranio ocurrió en tándem con el enriquecimiento en isótopos ligeros de carbono. [16]
Durante el Milenio Aburrido, la productividad en alta mar fue muy baja en comparación con el Neoproterozoico y el Fanerozoico como resultado de la ausencia de bacterias fijadoras de nitrógeno planctónicas . Se cree que la evolución y radiación de bacterias fijadoras de nitrógeno y picocianobacterias no fijadoras de nitrógeno capaces de ocupar nichos planctónicos marinos y los consiguientes cambios en el ciclo del nitrógeno durante el Criogénico son los culpables de la rápida oxigenación y eliminación del dióxido de carbono de la atmósfera, lo que también ayuda a explicar el desarrollo de glaciaciones extremadamente severas que caracterizaron este período del Neoproterozoico. [17]
Se ha sugerido la desaceleración de la rotación de la Tierra y el correspondiente aumento de la duración del día como una posible causa de la NOE sobre la base de hallazgos experimentales de que la productividad de las cianobacterias es mayor durante períodos más largos de luz diurna ininterrumpida en comparación con períodos más cortos interrumpidos con mayor frecuencia por la oscuridad. [18]
Durante el Neoproterozoico, el carbono orgánico se enterró en grandes lagos con aguas de fondo anóxicas a gran escala. Como el carbono quedó atrapado en la roca sedimentaria, no pudo oxidarse, lo que permitió la acumulación de oxígeno atmosférico. [19]
Se ha propuesto que la creciente diversidad de eucariotas es una causa del aumento de la oxigenación de las profundidades oceánicas mediante la eliminación de fósforo de las profundidades oceánicas. La evolución de grandes organismos multicelulares provocó que aumentaran las cantidades de materia orgánica que se hundía en el fondo marino ( nieve marina ). Se cree que esto, combinado con la evolución de los filtradores bentónicos (por ejemplo , los coanoflagelados y los poríferos primitivos como Otavia ), ha desplazado la demanda de oxígeno más abajo en la columna de agua, lo que daría lugar a un ciclo de retroalimentación positiva en el que se eliminó el fósforo del océano, lo que redujo la productividad y disminuyó la demanda de oxígeno, lo que a su vez provocó un aumento de la oxigenación de las aguas oceánicas profundas. Los océanos cada vez más oxigenados permitieron una mayor dispersión eucariota, lo que probablemente actuó como un ciclo de retroalimentación positiva que aceleró la oxigenación. [20]
Se cree que el rápido aumento del secuestro de carbono orgánico como resultado del aumento de las tasas de fotosíntesis global tanto de las cianobacterias como de los fotoautótrofos eucariotas ( algas verdes y rojas ), que se produjo junto con un aumento de la erosión de silicatos de los basaltos de inundación continentales resultante de la ruptura del supercontinente Rodinia , [21] fue un desencadenante de las glaciaciones Sturtiana y Marinoana durante el Criogeniano , el período medio del Neoproterozoico. [17]
Durante el Toniano, los primeros organismos multicelulares pueden haber evolucionado y diversificado en "oasis" de oxígeno en los océanos profundos, que actuaron como cunas en estas primeras etapas de la evolución eucariota. [22] Sin embargo, la persistencia de la anoxia y la euxinia durante el Toniano tardío a pesar de algunos aumentos en el contenido de oxígeno significó que la diversidad eucariota en general permaneció baja. [23] En el transcurso del período Ediacárico , los océanos gradualmente se oxigenaron mejor, [24] con el intervalo de tiempo inmediatamente después de la Glaciación de Gaskiers mostrando evidencia de un aumento significativo del contenido de oxígeno marino. [25] La rápida diversificación de la vida multicelular durante este período geológico ha sido atribuida por algunos autores a un aumento en el contenido de oxígeno, [26] lo que permitió que los icónicos eucariotas multicelulares consumidores de oxígeno de la biota Ediacárica se volvieran ubicuos y generalizados. [27] [28] [29] Inicialmente restringida a aguas más profundas y frías que poseían la mayor cantidad de oxígeno disuelto, la vida metazoaria se expandió gradualmente a zonas más cálidas del océano a medida que aumentaban los niveles globales de oxígeno. [30]