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大氧化事件

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地球大气含氧量。红线与绿线表示估计范围，以十亿年（Ga）为单位。[1]
  • 阶段一（38.5－24.5億年）：大气基本無氧。大洋都基本無氧，但浅海可能有氧。
  • 阶段二（24.5－18.5億年）：氧氣生成，升到0.02至0.04大氣壓，但由海洋与海床岩石吸收。
  • 阶段三（18.5－8.5億年）：氧量加到由大洋釋出，但由地面吸收，氧量没有明显变化。
  • 阶段四与五（8.5億年至今）：其它儲氧介質飽和，氧在大氣积聚。[1]阶段四即新元古代氧化事件。

大氧化事件（英語：Great Oxygenation Event或Great Oxidation Event），也有氧气灾变（Oxygen Catastrophe）、氧气浩劫（Oxygen Holocaust）[2]、氧气危机（Oxygen Crisis）、氧气革命（Oxygen Revolution）等不同称呼，指地球地质历史上太古宙-元古宙交界期海洋和大气层内的氧气含量突然增加的一段时间。[3]这一过程大约开始于距今24.60至24.26亿年前（即成铁纪），并在大约20.60亿年前（即层侵纪）结束。[4]在此之前的早期大气并没有游离态的氧，而是个主要成份由氮气、甲烷、氨气、一氧化碳、二氧化碳和硫化氢等物质组成的还原性大气，任何游离氧气都会很快被这些还原剂通过氧化还原反应移除掉。然而在新太古代末期，游离氧气的证据首次出现在地质记录中，说明地球大气从还原性大气开始转为了氧化性大气。到大氧化事件末期，氧气含量已达到现代大气水平的约 10%。[5]

這些新出现的氧來自藍綠菌的产氧光合作用，是叶绿素捕捉日光中的红蓝光分解水分子获取氢正离子进行固碳过程中的副产物。但蓝绿菌至少在中太古代就已出现，到大氧化事件时已经存在近10亿年，却直到新太古代末期才有游离氧气在短时间内突然增加，其完整原因尚不得知，目前只有若干种假说能解释。目前最受欢迎的说法是之前海洋和地表含有的还原性物质（特别是亚铁、硫和大气甲烷）仍然很多，氧气被移除的速度仍然高于其生产速度，直到新太古代因为还原剂逐渐枯竭才跨过临界点使得氧气的生产超过消耗，导致没被消耗移除的游离氧气首次成规模的出现在海洋和大气中。

大氧化事件永久性的改變了地球大气的成份，也在岩层中留下了例如条状铁层那样的矿石层。同时，因为曾在原始大气中有相当占比的甲烷与新生的氧气发生化学反应被大量消耗，使得温室效应锐减，在之后的新元古代引发了历时三亿年的休伦大冰期。极端的气候变化加上氧气活性对遗传物质和有机物的氧化破坏力，直接摧残了当时以海生厌氧原核菌毯为主的生物圈，造成了严格意义上可能是生命史上最为严重的一次灭绝事件。但选择压力的改变也促进诞生了各类好氧菌和由好氧细菌与厌氧古菌发生内共生而演变出的真核生物，有氧呼吸所提供的强大潜能也使得日后藻类、原虫、真菌、动物和植物等复杂生命的演化成为可能。[6][7][8]

早期大氣

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主条目：次生大气和古大氣層
参见：古氣候學和地球大氣層

地球早期大气层的成分尚不清楚。然而，大部分可能是氮气 和二氧化碳，它们也是现代火山活动产生的主要含氮和含碳气体。它们都是相对惰性的气体。与此同时，大气中的氧气只有当今大气水平的 0.001%。[9][10]约40亿年前，太阳的亮度约为现代亮度的70%，但有强有力的证据表明当时地球上存在液态水。这一太阳较暗但地球仍然温暖的现象，被称为年輕太陽黯淡佯謬。[11]这表明，要么当时的二氧化碳水平要高得多，提供了足够的温室效应来使地球变暖；要么存在其他温室气体。最有可能是甲烷，一种强效的温室气体，由被称为产甲烷菌的早期生命形式产生的。科学家们仍在研究，在生命出现之前，地球究竟是如何保持温暖的。[12]

由氮气和二氧化碳组成，并含有微量水、甲烷、一氧化碳和氢气的大气，被称作“弱还原性大气（英语：Reducing atmosphere）”。[13]这种大气几乎不含氧气。相比之下，现代大气中氧气含量高达近21%，属于氧化性大气。[14]氧气的增加归因于蓝藻的光合作用：人们认为，蓝藻早在35亿年前就已经进化出来。[15]

对地球大气层何时以及如何从弱还原大气变为强氧化大气的科学理解很大程度上始于1970年代美国地质学家普雷斯顿·克劳德（英语：Preston Cloud）的工作。[11]克劳德观察到，超过约 20 亿年的碎屑沉积物含有黄铁矿、铀矿[11]和菱铁矿[14]颗粒等含有还原形式的铁或铀的矿物，这些矿物在较年轻的沉积物中没有发现，因为它们在氧化气氛中会迅速氧化。他进一步观察到，大约在这个时候，大陆红层（英语：Red beds）开始出现在地质记录中，其颜色来自氧化铁矿物赤铁矿。带状铁地层在约2.5Ga达到峰值后，在1.85Ga时基本从地质记录中消失。[16]只有当丰富的溶解亚铁离子被输送到沉积盆地时，带状铁地层才能形成，而含氧海洋通过氧化作用形成不溶性三价铁化合物来阻止这种运输。[17]因此，带状铁地层沉积在1.85Ga处的结束被解释为标志着深海的氧化。[11]在1980年代，海因里希·霍兰德（英语：Heinrich Holland）将这些想法进一步完善，将氧化作用的主要时间置于2.2至1.9Ga之间。[12]

确定地球大气开始富氧的确切时间，一直是地质学家和地球化学家面临的重大难题。虽然学界普遍认为大气的初始含氧发生在古元古代前半期的某个时间，但对于这一事件的确切时间存在分歧。2016年至2022年间的科学出版物在大气含氧作用开始的推断时间方面相差约5亿年；提出的估计包括距今27亿年[18]、25.01—24.34亿年[19]、25.01—22.25亿年[20]、24.60—24.26亿年[4]、24.30亿年[21]、23.3亿年[22]以及23亿年[23]等。造成这一差异的因素包括：古元古代的沉积记录不完整（例如，由于俯冲和变质作用破坏）、许多古代沉积单元的沉积年龄的不确定性，以及对不同地质学/地质化学代替物（英语：Isotope geochemistry）的解释差异。虽然几十年来，古生物学领域一直在讨论和量化不完整的地质记录的影响，特别是在生物体的进化和灭绝方面（西格诺尔-利普斯效应），但在考虑地球化学记录时，这种定量分析仍十分罕见。因此，对于研究大气氧化起始时间的科学家来说，这一问题仍带来了相当程度的不确定性。[20]

地質證據

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大氧化事件的證據是由定義這一系列地質事件（英语：Geological event）的各種岩石學和地球化學標記提供的。

大陸指標

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古土壤（英语：Paleosol）、碎屑颗粒和含有赤铁矿的红色砂岩是低氧含量的证据。[24]古土壤（化石土壤）的历史超过2.4Ga，铁浓度较低，表明缺氧风化。[25]由黄铁矿、菱铁矿和铀矿（氧化还原敏感的碎屑矿物）组成的碎屑颗粒存在于年龄超过约2.4 Ga的沉积物中。[26]这些矿物仅在低氧条件下稳定，因此它们作为碎屑矿物出现在河流和三角洲沉积物中被广泛解释为缺氧大气的证据。[26][27]与氧化还原敏感的碎屑矿物相反，是含有赤铁矿的红色砂岩。它的出现表明有足够的氧气将铁氧化成三价铁，这与在缺氧条件下沉积的砂岩形成鲜明对比，这些砂岩通常是米色、白色、灰色或绿色。[28]

條狀鐵層

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主条目：條狀鐵層

条状铁层由燧石（即细粒二氧化硅）与铁氧化物（磁铁矿和赤铁矿）交替形成的薄层构成。这类岩石在全球范围内都有分布，几乎全部形成于18.5亿年前之前，其中大部分沉积于约25亿年前。条状铁层中的铁处于部分氧化状态，二价铁与三价铁的含量大致相当。[29]形成条状铁层需要同时具备两个条件：一个是无氧的深海环境，以可溶性的亚铁形式运输铁；另一个是富氧的浅海环境，使亚铁被氧化为不溶性的三价铁并沉淀到海底。[17]1.8亿年前之前的条状铁层沉积表明，当时海洋长期处于“含铁状态”，但其沉积过程是间歇性的，其中可能还存在显著的“含硫厌氧（英语：Euxinia）”阶段。[30]在某些地层中，从条状铁层向锰氧化物沉积的转变，被认为是大氧化事件时间上的关键拐点。因为这种变化被视为一个重要标志——它意味着在缺乏亚铁这种还原剂的情况下，大量分子氧已经能够逸出到大气之中。[31]

鐵形態

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富含有机质的黑色层状页岩常被视为无氧环境的标志。然而，大量有机质的沉积并不一定意味着无氧条件；而且，在大氧化事件发生的那个时期，能够打洞、破坏层理（英语：Lamination (geology)）结构的生物尚未出现。因此，单凭黑色层状页岩本身，难以准确判断当时的大气含氧水平。科学家因此必须依靠地球化学证据来识别无氧环境。这些证据包括“含铁无氧”（即水体中溶解的亚铁离子浓度很高），以及“含硫厌氧”（即水体中存在硫化氢）。[32]

判断无氧环境的一类指标是“黄铁矿化程度”（Degree of Pyritization，简称DOP），即黄铁矿中铁的含量与总可反应铁含量之比。所谓“可反应铁”，指的是存在于氧化物、氢氧化物、碳酸盐以及还原性硫化物（如黄铁矿）中的铁；这与被牢固束缚在硅酸盐矿物中的铁不同。[33]当DOP接近0时，说明环境为氧化性；当DOP接近1时，则表示环境为含硫厌氧状态。若DOP值介于0.3到0.5之间，则代表处于过渡状态——即在富氧海洋之下的海底沉积物呈无氧状态。对黑海的研究（黑海被视为古代无氧海盆的现代类比）显示，高DOP值、可反应铁与总铁的高比值，以及总铁与铝的高比值，都表明铁正被输送进一个含硫厌氧环境中。此外，通过DOP小于约0.7的情况，可以将“含铁无氧”条件与“含硫厌氧”条件区分开来。[32]

现有证据表明，即使在距今约5.8亿年前，深海仍保持无氧且富铁的状态，远远晚于大氧化事件发生的时期。在这段时间的大部分阶段，深海几乎呈含硫厌氧状态。当陆架和大陆平台局部出现含硫厌氧环境，使从上升的富铁水中沉淀出的铁形成黄铁矿时，条状铁层的沉积才停止。[30][24][32]

同位素

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硫的质量不依赖分馏（英语：Mass-independent fractionation） (MIF) 提供了大氧化事件的一些最具说服力的证据。硫的质量不依赖分馏的化学特征在2.4—2.3 Ga之前被发现，但此后消失。[34]这种特征的存在几乎消除了含氧气氛的可能性。[14]

化学元素的不同同位素的原子质量略有不同。同一元素的同位素之间的化学差异大多与这种质量差异有关。其中包括扩散速率的微小差异，这被描述为质量依赖性分馏过程。相比之下，MIF描述的过程与同位素之间的质量差不成正比。唯一可能在硫的地球化学反应中具有重要意义的过程是光分解作用。这是含硫分子被太阳紫外线辐射分解的过程。在2.4Ga之前存在明显的硫MIF特征表明紫外线辐射深入地球大气层。这反过来又排除了含有超过微量氧气的大气，因为超过微量的氧气会产生臭氧层，从而保护低层大气免受紫外线辐射。硫的MIF特征的消失表明，随着氧气开始在大气中积累，形成了这样的臭氧屏障。[14][24]硫的MIF也表明了氧的存在，因为氧是促进硫重复氧化还原循环所必需的。[35]

MIF为研究大氧化事件提供了重要线索。举例来说，大气中的氧气会氧化地表岩石中的锰，而这一过程又会引发进一步反应，使铬被氧化。在这一过程中，较重的铬同位素（53Cr）相较于较轻的（52Cr）更容易被氧化；因此，当氧化态的可溶性铬被带入海洋时，其中会表现出重同位素的富集。条状铁层中的铬同位素比例显示，在大氧化事件之前，大气中已存在少量但意义重大的氧气；而在大氧化事件约5亿年之后，氧气浓度似乎又曾短暂下降。不过，铬同位素数据与硫同位素数据之间存在矛盾，这也让铬数据的可靠性受到质疑。[36][37]另一种可能性是，在大氧化事件之前，氧气只局限存在于某些局部的“氧气绿洲”中。[38]由于铬并不易溶于水，它从岩石中释放出来需要强酸的作用，例如硫酸。这种酸可能由细菌氧化黄铁矿生成。这一过程或许代表了地表最早的需氧生命活动证据之一。[39]

除铬之外，其他出现MIF的元素——如碳、氮、钼、铁等过渡金属，以及硒等非金属——也可能为研究大氧化事件提供线索。[24]

化石和生物標誌物（化學化石）

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主条目：生命印迹

虽然大氧化事件普遍被认为是由远古蓝藻进行产氧光合作用所引起的，但蓝藻在大氧化事件前的太古宙是否已经存在，仍是一个高度有争议的话题。[40]一些被认为是蓝藻化石的结构出现在形成于距今35亿年的岩石中。[41]这些化石包括疑似蓝藻细胞的微化石，以及被称为叠层石的宏观化石——后者被解释为由包括蓝藻在内的微生物群落形成的、具有层状结构的产物。现代叠层石只在诸如西澳大利亚鲨鱼湾等恶劣环境中存在，并与蓝藻密切相关，因此古代叠层石长期以来被视为蓝藻存在的证据。[41]然而，越来越多的研究推测，至少一部分太古宙的这些化石实际上是无生命过程形成的，或是由非蓝藻的光合细菌所产生的。[42]

此外，太古宙的沉积岩中曾被发现含有生物标记（又称化学化石），被解释为蓝藻和真核生物细胞膜脂质的化石遗迹。例如，在西澳大利亚皮尔巴拉地区发现了2α-甲基藿烷和甾烷的痕迹，前者被认为来源于蓝藻，后者则被认为来源于真核生物。[43]甾烷是由甾醇经成岩作用形成的产物，而甾醇的生物合成需要分子氧，因此甾烷也可作为大气中存在氧气的间接指标。不过，后续研究表明这些生物标志物样本受到了污染，因此早先的结果已不再被科学界接受。[44]

来自西澳大利亚图里溪地层群的含碳微化石，其年代约为24.5—22.1亿年前，被解释为铁氧化菌（英语：Iron-oxidizing bacteria）的遗迹。它们的存在表明，在这一时期，海水中的氧含量已达到至少足以支持此类生物活动的最低阈值。[45]

其他指標

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海洋沉积物中的某些元素对环境中氧气含量的变化十分敏感，例如过渡金属钼[32]和铼。[46]除了金属外，非金属元素如硒和碘也可以作为氧含量的指示物。[47]

假說

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参见：氧循環
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通过光合作用产生氧气的能力很可能最早出现在蓝藻的祖先进化阶段。[48]这类生物至少在24.5—23.2亿年前就已出现，[49][50]甚至可能早至27亿年前或更早。[11][51][3][52][53]然而，大气中的氧气一直稀少，直到约20亿年前才开始显著增加，[12]而条状铁层的沉积持续到大约18.5亿年前。[11]鉴于蓝藻在理想条件下具有极快的繁殖速度，人们需要解释为何产氧光合作用的出现与大气中氧气的大量积累之间存在至少4亿年的时间延迟。[12]

为了解释这一时间差，科学家提出的假说必须考虑氧气来源与氧气消耗之间的平衡。产氧光合作用会生成有机碳，但只有当这些有机碳与氧气分离开来时，氧气才能在地表环境中积累；否则，氧气会与有机碳发生反应，被重新消耗掉，从而无法累积。有机碳、硫化物以及含有亚铁离子的矿物的埋藏，是促使氧气积累的主要机制。[54]当有机碳被埋入沉积物中而未被氧化时，其对应的氧气就会保留在大气中。总体而言，有机碳和黄铁矿（即硫化亚铁）等物质的埋藏，每年能在全球范围内净产生约15.8±3.3太摩尔（1太摩尔=1012摩尔）的O₂。这一过程构成了地球系统中氧气来源的净通量。

氧气含量的变化速率可以通过全球氧气来源与消耗之间的差值来计算。[24]氧气的“汇”（即消耗来源）包括来自火山活动、变质作用和风化作用所释放的还原性气体和矿物。[24]当与有机碳等还原物质埋藏相关的氧气通量超过了这些氧气汇与还原气体的通量时，大氧化事件便开始了。[55]大约每年有12.0±3.3太摩尔的氧气被用于氧化来自火山、变质作用、渗透海水以及海底热液喷口中释放的还原性矿物和气体。[24]另一方面，大约每年有5.7±1.2太摩尔的氧气通过光化学反应氧化大气中的还原气体。[24]在早期地球上，大陆表面几乎没有明显的氧化风化现象（例如缺乏红层（英语：Red beds）沉积），因此与海洋中溶解铁和还原气体相比，风化作用对氧气的消耗几乎可以忽略不计。

海洋中溶解的铁就是氧气“汇”的典型例子。在那个时期产生的游离氧会与溶解铁发生化学反应，将铁从金属态Fe或亚铁离子Fe2+氧化为磁铁矿（Fe2+Fe3+
2O
4），这种矿物不溶于水，因而沉降到浅海海底，形成了条状铁层。[55]耗尽这些氧气汇花费了大约五千万年甚至更长的时间。[56]光合作用速率以及与之相关的有机碳埋藏速率同样会影响氧气的积累速度。当陆地植物在泥盆纪扩散至各大陆时，更多的有机碳被埋入沉积层中，这很可能促使大气氧含量进一步上升。[57]一分子氧气在被地质过程消耗之前平均在大气中停留的时间约为两百万年。[58]这个“驻留时间”在地质尺度上相当短；因此，在显生宙期间，地球上必然存在某种反馈机制，使得大气中的氧气浓度始终维持在适合动物生存的范围之内。

分階段進化

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普雷斯顿·克劳德最早提出，最初的蓝藻虽然已经进化出进行产氧光合作用的能力，但尚未进化出能在富氧环境中生存的酶（例如超氧化物歧化酶）。这些蓝藻之所以能够避免被自身产生的有毒氧气所害，是因为早期海洋中含有大量还原性的亚铁离子，能迅速将氧气消耗掉。克劳德认为，光合作用释放出的氧气会将Fe(II)氧化为Fe(III)，后者从海水中沉淀下来，形成条状铁层。[59][60]他将太古代末期条状铁层沉积量的显著峰值解释为生物开始适应氧气环境的标志——这一转变结束了蓝藻的“自我中毒”，导致蓝藻种群数量爆发式增长，从而迅速为海洋充氧，并终结了条状铁层的形成。[59][60]然而，随着前寒武纪地层年代测定技术的改进，人们发现太古宙晚期条状铁层的沉积高峰其实延续了数千万年之久，而非在蓝藻获得耐氧机制后短时间内发生。这一发现使得克劳德的假说难以成立。[16]

如今，大多数研究者认为，大氧化事件并非一次突发的变化，而是一个持续数亿年的漫长过程。在此期间，大气中氧气的含量随氧气“汇”的吸收能力以及产氧光合生物的生产力变化而不断波动。[3]近年的研究发现了一些与蓝藻非常相似的细菌类群，但它们从未表现出具有光合能力的迹象。这些细菌可能是最早的蓝藻祖先的后代，而光合作用能力则是在之后通过基因水平转移获得的。根据分子钟分析，产氧光合作用的演化时间可能比以往认为的更晚，大约发生在 25 亿年前左右。这一结论缩短了产氧光合作用出现与大气中氧气显著增加之间的时间差。[61]

營養飢荒

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另一种可能性是，早期蓝藻缺乏关键营养元素，从而限制了它们的生长。不过，即便最稀缺的营养物质——铁、氮和磷——有所不足，这些因素也只能减缓，而不会完全阻止蓝藻种群的爆发式增长与随之而来的快速氧化作用。因此，大气在产氧光合作用出现之后仍长期缺氧的原因，很可能在于早期地球上存在着大量能够吸收氧气的“氧气汇”。[12]

鎳飢荒

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早期的化能合成生物很可能会产生甲烷，而甲烷是分子氧的重要“陷阱”，因为在紫外辐射作用下，甲烷极易被氧化为二氧化碳和水。现代产甲烷菌在代谢过程中需要镍作为酶的辅因子。随着地壳冷却，火山活动减少，镍的供给逐渐枯竭，产氧藻类开始在生态竞争中超过产甲烷生物，大气中的氧气含量也随之稳步上升。[62]在距今27亿年至24亿年之间，镍的沉积速率持续下降，最终降至现代水平的约四百分之一。[63]这场“镍饥荒”在大氧化事件初期因硫化物风化增强而得到部分缓解——风化作用将少量镍带入海洋，否则产甲烷菌的数量可能会更急剧地减少，从而使地球陷入比休伦冰期更为严酷、持续更久的冰室（英语：icehouse Earth）状态。[64]

大型火成岩区域

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另一种假说认为，在大氧化事件期间，地球上形成了若干大型火成岩区域，它们向海洋中输入了原本匮乏的关键营养元素，从而促进并维持了蓝藻的大规模繁殖。[65]

增加通量

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有一种假说认为，大氧化事件是光合作用直接导致的结果；但大多数科学家认为，更可能的情况是氧气含量在长期过程中逐渐上升。[66]若干模型结果显示，有机碳埋藏量在长时间尺度上可能确实有所增加，[67]但相关结论仍不确定。[68]

減少匯

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与“通量增加”假说相对，一些学说尝试从“氧气汇减少”的角度解释大氧化事件。[69]一种理论认为，湖泊环境中有机碳埋藏量的增加是关键原因：随着更多还原性有机碳被埋入沉积物，大气和海洋中可与游离氧反应的还原物减少，从而使氧气得以积累。[70]另一种理论提出，火山气体中挥发组分的化学组成逐渐趋向氧化性，这同样有助于提高大气氧含量。[54]还有理论认为，变质作用气体和蛇纹岩化（英语：Serpentinization）过程的减少是大氧化事件的主要驱动力。变质作用产生的氢气和甲烷会随时间从地球大气中流失，使地壳整体趋向氧化。[71]科学家还发现，氢气会通过“甲烷光解”这一过程逃逸到太空中——在这一过程中，甲烷在高层大气中受紫外线照射分解并释放出氢。氢气逃逸到太空意味着地球经历了一种化学意义上的氧化过程。因此，地球氧化的一个重要机制正是氢的逸散。[71]值得注意的是，这一过程依赖产甲烷菌生成甲烷，也就是说，产甲烷菌实际上帮助创造了促使大气氧化的条件。[38]

構造觸發因素

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21億年前的岩石顯示出有條狀鐵層的形成

有一种假说认为，大气中氧气的上升必须等待地球构造运动所带来的环境变化，其中包括陆架海的形成——在这种环境中，还原态的有机碳能够沉积并被埋藏。[72]还原碳以石墨或金刚石的形式在俯冲带周围被封存，从而释放出分子氧进入大气。[73][74]此外，在俯冲带形成的富硫氧化性岩浆的出现，也进一步印证了构造体制的变化在地球大气氧化过程中发挥了重要作用。[75]

新产生的氧气最初在海洋中被各种化学反应迅速消耗，主要是与铁发生反应。早期岩石中保存着大量条状铁层的证据，这些沉积物似乎正是当时铁与氧首次结合形成的；如今的大部分铁矿资源就来自这些古老沉积。人们原本认为，这些铁层是由于蓝藻释放的氧气与铁反应生成“铁锈”所致，但研究表明，它们实际上可能是由不依赖氧气的光能氧化铁细菌造成的。这类细菌进行的是无氧光合作用，可以直接利用光能氧化铁，而无需分子氧。[76]有证据显示，每当较小的陆块碰撞并聚合形成超级大陆时，大气中的氧气含量都会出现一次短暂的上升。构造压力抬升山脉，而山脉的侵蚀又将营养物质带入海洋，为光合蓝藻提供了养分来源。[77]

雙穩態

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另一种假说提出了一个关于大气的“双稳态”模型，即大气中氧气浓度可以长期维持在两种不同的稳态。在第一种状态下，氧气浓度极低（约0.02%），而甲烷的氧化速率很高；但如果某种事件使氧气水平超过某个临界值，就会形成臭氧层，阻挡紫外线，从而减少甲烷的氧化速率，使氧气得以进一步积累，最终达到另一种稳定状态——氧气浓度约为21%或更高。因此，大氧化事件可以被理解为地球大气从低氧稳态向高氧稳态转变的过程。[78][79]

光週期增加

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蓝藻在夜晚往往会消耗掉几乎与白天光合作用产生量相当的氧气。然而，实验表明，当光照周期延长时，蓝藻席会产生更多的氧气盈余。地球在约45亿年前形成后，其自转周期仅约6小时；到古元古代（约24亿年前）时，自转周期已延长至约21小时。此后，从大约7亿年前开始，地球自转又逐渐减缓，最终达到如今的24小时。随着昼长延长，蓝藻总体产氧量虽然保持不变，但由于白昼时间更长，氧气有更多时间扩散入水体，从而增加了可积累的氧气总量。[80][81][82]

低生产力状态

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有一组研究者提出，如果当时具备某些特定条件（例如总体生产力较低的生态状态），那么在大氧化事件中贡献最多氧气的，或许并非蓝藻，而是早期的植物。[8]

氧化的後果

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冰河時期時間線，以藍色顯示。

最终，氧气开始在大气中积累，产生了两个主要后果。

  • 氧气很可能将大气甲烷（一种强效温室气体）氧化为二氧化碳（相对较弱的温室气体）和水。这一过程削弱了地球大气的温室效应，引发了全球降温，被认为触发了一系列被称为“休伦冰河时期”的冰川事件，时间大约发生在距今24.5至22.2亿年前。[83][84][85]
  • 氧气浓度的上升为生物多样化创造了新的契机，同时也深刻改变了岩石、沙粒、黏土等地质物质与地球大气、海洋及地表水之间的化学作用方式。尽管有机物质在自然界中不断循环利用，但在氧气广泛出现之前，生命的能量获取始终受到限制。氧气的普遍存在极大提高了生物体可利用的自由能，从而在全球范围内引发了环境层面的巨大变化。例如，线粒体的出现就发生在大氧化事件之后，这一细胞器赋予了生物更强的能量利用能力，使它们能够发展出更复杂的形态结构，并在愈加复杂的生态系统中相互作用——不过，这些复杂生物形态直到晚元古代和寒武纪才真正出现。[86]

在礦產多樣化中的作用

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主条目：礦物演化（英语：Mineral evolution）

大氧化事件引发了矿物多样性的爆发式增长，使得地表附近的许多元素以一种或多种氧化形态出现。[87]据估计，地球上现有约4500种矿物，其中超过2500种的形成与大氧化事件直接相关。这些新矿物大多是在地幔与地壳的动态作用过程中，以水合和氧化形式生成的。[88]

↓GOE
↓休伦冰期结束
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百万年前。地球年龄 = 4,560

在藍菌門進化中的作用

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在南极洲弗里克塞尔湖进行的实地研究中，科学家们发现，即使在厚厚的冰下，产氧蓝藻垫也会在缺氧环境中产生一层一到两毫米厚的含氧水。据推断，这些生物甚至在氧气在大气中积聚之前就已经适应了氧气。[89]此类依赖氧气的生物逐渐进化并繁衍，最终在地球上建立起一种氧气供需的平衡，使氧气成为大气的主要成分之一。[89]

真核生物的起源

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有学者提出，在远古的微环境中，蓝藻光合作用引起的局部氧气浓度上升对周围生物具有强烈毒性，而这种选择压力促使某一支古菌谱系发生进化转变，形成了最早的真核生物。[90]由活性氧类引起的氧化应激，可能与其他环境压力（如紫外辐射和干旱）协同作用，共同推动这一古菌谱系向真核化方向演化。这种古菌祖先可能已经具备基于DNA配对与重组的修复机制，甚至可能拥有某种细胞融合的能力。[91][92]后来，内共生的原始线粒体产生的活性氧对古菌基因组的损伤，可能进一步推动了减数生殖的演化（英语：Origin and function of meiosis）。[91]为了更高效地修复氧化造成的DNA损伤，真核生物的有性生殖逐渐演化出诸如细胞融合、由细胞骨架介导的染色体运动，以及细胞核膜的形成等特征。[90]因此，真核有性生殖的演化与真核细胞的起源很可能是密不可分的过程，二者主要都是为了提高DNA修复效率而发展起来的。[90]而适应富氧环境的线粒体的出现，则可能正是在大氧化事件期间发生的。[93]

然而，其他学者对此持怀疑态度，认为目前缺乏有力证据表明大氧化事件直接导致了真核生物的广泛多样化。他们指出，海洋与大气的氧化并不必然会引发生态与生理多样性的提升。[94]

洛馬貢迪－賈圖利碳同位素正漂移事件

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主条目：洛馬貢迪-賈圖利碳同位素正漂移事件（英语：Lomagundi-Jatuli_Carbon_Isotope_Excursion）

洛马贡迪–贾图利碳同位素正漂移事件（英語：Lomagundi-Jatuli Event，简称LJE，开始于2.33Ga或2.22Ga，结束于2.06Ga）是地球演化历史上表生环境发生显著变化的重大地质事件，在全球主要克拉通上均有丰富的地质记录，并广泛记录了长时期、高幅度的海相碳酸盐岩碳同位素组成正漂移。[95]

当时，大气的氧含量在2.3Ga左右上升，然后约2.1Ga左右下降，这发生在层侵纪时期。[96][97][98]在洛马贡迪-贾图利事件期间，大气中的氧气含量达到了与现代水平相似的高度，然后在随后的阶段恢复到低水平，这导致了黑页岩的沉积（一种含有大量有机物的岩石，这些有机物在高氧条件下本应被氧化燃烧殆尽）。氧气水平的这种下降称为Shunga-Francevillian活动。该事件的地质证据已在全球多地被发现，例如芬诺斯坎底亚和怀俄明克拉通（英语：Wyoming Craton）。[99][100]尽管如此，海洋中的氧气在事件结束后的一段时间内似乎仍保持在较高水平。[97][101]

据推测，真核生物首先是在洛馬貢迪－賈圖利事件期间进化的。弗朗西维利安生物群也可能与此有关。

參見

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参考文献

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外部連結

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