De zuurstofcyclus

De atmosfeer van de vroege aarde was zuurstofloos en werd door toenemende biologische activiteit zuurstofrijk. Door een veelvoud aan terugkoppelingsmechanismen tussen de geosfeer, biosfeer, hydrosfeer en atmosfeer is de zuurstofconcentratie in de atmosfeer al honderden miljoenen jaar vrij constant. In de oceanen is het een heel ander verhaal.

De atmosfeer van de jonge aarde was zuurstofloos. Vanaf 2,4 miljard jaar geleden werd de atmosfeer langzaam zuurstofrijker, maar het duurde honderden miljoenen jaren voordat de zuurstofconcentratie in de atmosfeer aantoonbaar toenam. Rond 2,2 miljard jaar geleden was de zuurstofconcentratie in de atmosfeer tien tot duizend keer lager dan het huidige niveau van 21 procent. De diepe oceaan bleef nog ruim een miljard jaar langer zuurstofloos. Met grote schommelingen nam de atmosferische zuurstofconcentratie stapsgewijs toe tot rond de 21 procent, een niveau dat vierhonderd miljoen jaar geleden bereikt werd en sindsdien constant gebleven is.

Meer zuurstof dankzij fotosynthese

De oorzaak van de zuurstoftoename was de start van fotosynthese – de productie van zuurstof en organische koolstofverbindingen uit kooldioxide en water onder invloed van zonlicht – door met name cyanobacteriën. De fotosynthese startte waarschijnlijk al zo’n drie miljard jaar geleden. Daar zijn geologische bewijzen voor, zoals de concentraties van zuurstofgevoelige elementen in afzettingen uit die tijd.
Lange tijd was de langzame stijging van de zuurstofconcentratie ondanks die vroege zuurstofproductie een raadsel en waren er discussies over het tijdstip waarop de fotosynthese begon. Inmiddels weten we dat de atmosfeer en de hydrosfeer nog lang zuurstofloos bleven door reacties zoals het roesten van ijzer in zee en aan het aardoppervlak. Die reacties verbruikten het vroeg gevormde zuurstof gelijk weer. Pas toen de zuurstofproductie sneller ging dan dit zuurstofverbruik werd de atmosfeer zuurstofrijker.

Stabiele zuurstofconcentratie in een cyclus

De atmosferische zuurstofconcentratie is nu al vierhonderd miljoen jaar stabiel door een veelvoud van terugkoppelingen tussen de verschillende geologische, biologische, hydrologische en atmosferische kringlopen. In onderstaand figuur is deze stabiliserende cyclus vanuit het perspectief van de fosfaat- en koolstofkringlopen weergegeven, als onderdeel van het complexere geheel. Fosfaat is een noodzakelijke component in de fotosynthese en dus de zuurstofproductie, maar is in de oceanen vaak in limiterende concentraties aanwezig voor fotosynthese, omdat het in de zeebodem wordt vastgelegd in ijzeroxide oftewel roest (zie figuur a).

De stabiliserende zuurstofcyclus in 3 fases (a, b, c) (© Stichting BWM)

In jonge gebergten die op het land ontstaan door tektonische activiteit, vindt veel verwering plaats (zie figuur b). Hierdoor wordt (onder andere) extra fosfaat naar zee afgevoerd, waar het algenbloei veroorzaakt zodat de zuurstofproductie in eerste instantie stijgt. Maar de algen sterven af, zinken en gaan rotten. Dit proces verbruikt zuurstof en veroorzaakt zuurstofloze omstandigheden in zee. Hierdoor lost het fosfaathoudende roest in de zeebodem op en komt er fosfaat vrij, wat de algenbloei weer versterkt (zie figuur c). Uiteindelijk, op de langere geologische tijdschaal, wordt het dode algenmateriaal in de zeebodem opgeslagen, nemen de rottingsprocessen af en daalt daarmee de zuurstofconsumptie. Op land vermindert de verwering van de niet meer zo jonge gebergten, waardoor de fosfaataanvoer naar zee afneemt (zie figuur c). De zuurstofconcentratie in het oceaanwater neemt weer toe, fosfaat wordt weer vastgelegd in de zeebodem en de algenbloei neemt af (zie figuur a). De stabiliserende cyclus begint weer van voren af aan, waardoor de zuurstofconcentratie in de atmosfeer op peil blijft.