Oksijensiz dünya ve onun becerikli mikropları

Dünya’mız, şu anda bulunduğumuz jeolojik zaman diliminde çok büyük bir canlı çeşitliliğine ev sahipliği yapıyor. Aslında, bu canlı çeşitliliğinin ve özellikle de Homo sapiens’in varlığını sürdürebilmesi, pamuk ipliğine bağlı durumda. Çünkü gezegenimiz çok hassas bir kimyasal dengede bulunuyor. Gezegenimizde canlılığın oluşmasına önayak olan atmosfer ve yerkürenin arasında kurulu bu hassas denge, hiç de sandığımız kadar kolay oluşmadı! Eğer öyle olmuş olsaydı, başka yıldız sistemlerinde, hatta belki de kendi Güneş sistemimizde bile kolaylıkla diğer canlıların izlerine rastlayabilirdik. Oysa durum farklı, işte tam da bu yüzden narin gezegenimizin kimyası ile atmosfere yüklediğimiz sera gazları, ozon tabakasına verdiğimiz zararlar aracılığıyla oynamaya devam edersek kendi sonumuzu hiç tahmin edemeyeceğimiz ve öngörülemeyecek kadar erken getirebiliriz. Bu yüzden doğa talanını ve özensiz yakıt kulanımını durdurmanın, ekonomik büyüme hedefleri ve ilişkili politikalardan önemli olduğunu algılamaz ve birincil gündemimize almazsak, bu politikaları güdebileceğimiz bir gezegenimiz de olmayacak.

Dünya’nın kimyasal dengesini biraz daha ayrıtnılı irdeleyecek olursak atmosfer, hidrosfer ve yerküre sisteminin jeolojik zaman boyunca etkileşimlerine bakmak gerekir. Bunun için de atmosferin, okyanusların ve yerküredeki elementlerin bulunduğu redoks koşulları incelenmelidir. Bulunduğumuz zaman diliminde oksijenin bulunması sebebiyle (atmosferin % 21’i kadar), atmosferimiz oksitleyici; fakat atmosferimiz her zaman oksitleyici (yükseltgen) değildi. Dünya ilk oluştuğunda atmosferin kimyasal bileşimi, günümüzdekinden çok farklıydı. Dünyada bulunan oksijeni çantada keklik sayıyoruz; fakat canlı yaşamının gelişmesini sağlayan serbest oksijen, aslında dünyada her zaman bulunmuyordu, hatta dünya oluştuktan sonra yaklaşık 1,5 milyar yıl boyunca gezegenimizde oksijen yoktu!¹.

3 milyar yıl önce oluşan atmosferik oksijen, günümüzdeki miktarın % 0,001’inden daha küçüktü.²  Atmosferdeki oksijenin günümüzdeki seviyelere ulaşması ise çok daha sonra gerçekleşti.³

Şekil 1. Atmosferde serbest oksijenin evrimi: günümüzden 2.5 milyar yıl öncesine kadar oksijen yok, 2.5 milyar yıl önce atmosferik oksijende kalıcı bir artış gerçekleşiyor (GOE), yaklaşık 540 milyon yıl önce ikinci kez artış gerçekleşiyor ve atmosferik oksijen günümüzdeki seviyelerine ulaşıyor (PAL= Present atmospheric level). Sol taraftaki düşey skala, atmosferdeki oksijenin kısmi basıncını atm cinsinden, sağ taraftaki düşey skala oksijenin günümüzdeki oksijen seviyesinin kaç katı olduğunu ifade ediyor. Yatay skala ise soldan sağa, dünyanın oluşumundan günümüze kadar geçen süreyi gösteriyor (Lyons ve diğ., 2014).

Okyanuslar, gezegenimizin kimyasal dengesini sağlayabilmesinde tahmin ettiğimizden daha büyük önem taşıyor ve gezegenimizde bulunan okyanuslara dair bilgimiz hala oldukça az. Okyanusların önemi, canlı varlığında önem taşıyan elementler için büyük bir rezervuar teşkil etmeleri ve bu elementleri, çeşitli kimyasal reaksiyonlarla canlılar tarafından kullanılabilecek formlara  dönüştürebilmelerinden kaynaklanıyor. Bu yüzden atmosferdeki oksijenin ne zaman ve nasıl oluştuğunu anlamak için öncelikle okyanuslardaki oksijenin oluşumunu araştırmak gerekiyor.

1960’lardan itibaren, günümüzden 2.4 ve 2.1 milyar yıl öncesinde atmosferde oksijenin kalıcı bir şekilde yükseldiğine dair kanıtlar bulunmaya başlandı.⁴ Bu iki basamakta gerçekleşen artış, günümüzde GOE (muazzam oksijen artışı olayı olarak çevirilebilecek “Great Oxidation Event”) olarak bilinen olay, o dönemde oluşan ve bu güne kadar değişmeden kalmış kayaçlarda kayıt niteiliğinde önemli izler bıraktı. Örneğin, paslı kırmızı toprakların yüzeyde ilk olarak görülmeye başlandığı zamana ait kayaç kayıtları ve pirit (FeS₂) gibi oksijenle karşılaştığında kolaylıkla oksitlenen (yükseltgenen) minerallerin dünyanın oluşumundan bir süre sonra eski nehir yataklarına ait kayaç kayıtlarından kaybolması4. Daha da tartışmalı olan bir diğer konu ise O2 üreten fotosentezin ilk kez gerçekleşmeye başladığı zaman. Bu tartışmalardaki anahtar soru, fotosentezin GOE’den önce mi yoksa GOE’ye bağlı olarak mı oluştuğu sorusu. Organik jeokimyasal araştırmalar, oksijenin GOE’den önce oluştuğunu kanıtlıyor.⁵ Oksijen üreten fotosentez, yeryüzünde en önemli serbest oksijen kaynağı olduğundan, gezegenimizde oksijenin ne zaman oluştuğu sorusu, bu metabolizmanın ne zaman evrimleştiği sorusuna bağlı oluyor (Şekil 1). Onlarca yıllık yoğun araştırmalara rağmen henüz bu soruyla ilgili bir konsensüs oluşturulamadı.

Şekil 2. Rhodobacter ferrooxidans – diğer adıyla mor – kükürt kullanmayan bakteri, çubuk şekilli anoksijenik, fotosentetik bir prokaryot. Bu prokaryot suda çözünmüş Fe²⁺ iyonunu Fe³⁺’e okside ediyor ve Fe(OH)₃’in yani BIF’lerin oluşmasını sağlıyor. Kaynak: Dennis Kunkel Microscopy, Inc./Visuals Unlimited, Inc.

Bu sorunun kökeni kısmen, oksidayonun hem biyotik hem de abiyotik olarak ve hem serbest oksijenin varlığında hem de yokluğunda  gerçekleşebilmesinde yatıyor. Evet, oksijen olmadan da oksidasyon, yani yükseltgenme reaksiyonları gerçekleşebiliyor. Bu oksidasyon dediğimiz şey, aslında basit yanma reaksiyonu ya da organik maddenin çürümesi. Örneğin biz solunum yoluyla, oksijenle organik maddeyi parçalayarak (proteinler, lipidler, glikoz gibi) enerji (ATP) elde edebiliyoruz. Yani varlığımızı sürdürmemiz oksijenin varlığına bağlı. Pek çok organizma için durum aynı. Fakat bu oksidasyon reaksiyonu, dünyada yalnızca oksijen varlığında gerçekleşmişyor. Kimyasal olarak (örneğin fotokimyasal, yani güneş kaynaklı UV ışınlarına bağlı olarak), herhangi bir canlı organizmanın faaliyetine bağlı olmadan gerçekleşebileceği gibi, oksijen yerine başka elementler kullanabilen bazı mikroorganizmalar tarafından da gerçekleştirilebiliyor. Bu mikroorganizmalar, oksijensiz koşullar altında bazı elementleri indirgeyerek (sülfür, demir – ^Fe3+ gibi) veya bazı elementleri oksitleyerek (^Fe2+ gibi) fotosentetik olarak, yani güneş ışınlarının olduğu koşullar altında, kendilerine besin ve varlıkları için gerekli enerjiyi elde edebiliyor, karışılığında bizim gibi oksijene ihtiyacı olan canlıların ihtiyaç duyacağı serbest oksijeni üretebiliyorlar (Şekil 2). İşte, bu organizmalardan bolca ve çeşit çeşit mevcut ve bu mikroorganizmalara anoksijenik fotototroflar deniyor.⁶ Fotosentezi hatırlayacak olursak, fotosentezin gerçekleşebilmesi için ışık ve indirgeyici bir güç kaynağının – yani bir elektron donörünün gerektiğini biliyoruz. Oksijenli fotosentezde bu elektron donörü H₂O, yani su molekülü oluyor. Fakat serbest oksijenin bulunmadığı koşullar altında, başka elektron donörleri kullanılıyor: Fe²⁺ ve H₂S’teki sülfür gibi. Bu yüzden demir ve sülfür elementlerinin kayaçlardan okyanuslara, okyanuslardan da canlı organizmalara ve daha sonra atmosfere taşındığı yolları anlayabilmek, süreci çözmekte büyük önem taşıyor.

BIF -“Banded Iron Formation” denilen, ince veya kalın aralıklarla tekrarlı şeritler halinde demir oksit minerallerinden oluşan (hematit: Fe₂O₃, manyetit: Fe₃O₄) çökel kayaçları, dünyadaki ilk oksijen oluşumu tartışmalarında önemli bir yer alıyor (Şekil 3). BIF’leri içeren bilinen en eski kayaçlar, Prekambriyen (günümüzden önce 4 milyar ila 540 milyon yıl aralığı) jeolojik dönemine ait. Dolayısıyla bu kadar eski, başkalaşıma uğramamış kayaçlara, tektonik aktivitelerden uzak levha içlerinde, yani kratonlarda rastlanabiliyor. Örneğin, Batı Avustralya ve Güney Afrika’daki Transvaal Süpergrup’u. Günümüzde de BIF oluşumu gözlemlenebiliyor; fakat günümüzdeki BIF oluşumunun mekanizması, geçmişteki mekanizmadan oldukça farklı. Bu kayaçların geçmişteki oluşumuna dair ortaya atılan ve kabul gören ilk teori, suda oksijenin ilk olarak fotosentez yapabilen ilkel organizma siyanobakteriler* tarafından üretilmesi ve okyanuslarda yükselen oksijen sebebiyle, suda çözünmüş halde bulunan Fe²⁺ iyonlarının oksijenle karşılaştığında, suda çözünemeyen Fe-oksitlere dönüşerek çökelmeleri ve de demirli bantlardan oluşan BIF çökel kayaçlarını oluşturmaları şeklindeydi. Dolayısıyla BIF’ler, ait oldukları kayaçların yaşları tespit edildiğinde, yeryüzünde oksijenin ilk ne zaman ortaya çıktığını gösteren arşivler niteliğindeydi. Fakat, daha sonra yapılan araştırmalar BIF oluşumunun oksijen varlığından bağımsız olarak da gerçekleşebileceğini göstermeye başladı. Öncelikle, BIF’lerin tahmin edildiğinden daha önceleri oluştuğu ortaya çıktı. Örneğin, Isua – Batı Grönland’da Arkeen jeolojik dönemine ait, 3.8 milyar yıl önce oluşmuş BIF’lere rastlandı.⁷ Bu kadar erken bir dönemdeki canlı organizmalar varsa da henüz çok ilkel formdaydı, oksijenli fotosentez yapabilecek düzeyde evrimleşmemişlerdi. Bu döneme ait bulunan mikrop fosillerinin morfolojileri de bunu kanıtlar nitelikte. Daha sonra da, oksijensiz koşullar altında anoksijenik fotoototrofik mikroorganizmaların da demiri oksitleyebildiği ve BIF’leri (kimyasal formülü Fe(OH)₃) çökeltebildiği ortaya çıktı.⁸

Şekil 3.  BIF – Şeritli demir formasyonları (Banded Iron Formations). Şeklin kaynağı: Australian Mineral Atlas

Tüm bu araştırmalardan elde edilen sonuçların ışığında, hala üzerinde tartışmalar olsa da günümüzde kabul edilen modele göre: 1) ilk okyanuslar, çözünmüş demir (Fe²⁺) iyonlarınca zengin “demirli okyanuslar”dı, 2) Anoksik fotosentetik organizmaların bu demir iyonlarını kullanarak ürettiği oksijen, BIF’lerin çökelmesini sağladı ve sülfat (SO₄^2-) içeren yerküre kayaçlarını aşındırdı ve bu sülfatların nehirlerle okyanuslara taşınarak H₂S formunda birikmesini sağladı. Dolayısıyla bu dönem “kükürtlü – okyanus” dönemiydi. 3) Son olarak yüzey suyuyla sınırlı kalan oksijen miktarı artmaya, siyanobakteriler tarafından oksijenli fotosentez gerçekleşmeye başladı ve atmosferdeki serbest oksijen miktarı arttıkça, okyanuslara taşınan organik madde (organik karbon) ve organik üretim de artmaya başladı. Oksijen seviyeleri okyanustaki su kolonunda artık yalnızca yüzey sularıyla sınırlı değildi, oksijen okyanusların derin sularına kadar ulaşmaya başladı. Bu döngü de atmosferde oksijenin artmasını sağladı (Şekil 4).³ Oksijenin artışıyla kayaçlardaki aşınma ve taşınma mekanizması ile kayaçlarda bulunan sülfatların okyanuslara taşınmaya başladığı zaman da bazı kimyasal yöntemlerle tespit edilebiliyor. O döneme ait kayaçlarda bulunan sülfür elementinin duraylı izotoplarındaki** değişimler hesaplandığında, serbest oksijenin ilk olarak atmosferde ne zaman artmaya başladığı anlaşılabiliyor. Çünkü atmosferdeki oksijenin artmaya başladığı zaman, aynı zamanda sülfürün duraylı izotoplarında ilk kez belirgin değişikliklerin kaydedildiği zamana denk geliyor. Demir ve kükürt elementlerinin duraylı izotopları, dünyadaki oksijenli koşulların ve buna bağlı olarak canlı evriminin nasıl geliştiği hakkında önemli ipuçları sunuyor.

Şekil 4. Okyanusların kimyasal bileşiminin çeşitli aşamalarını ve oksijenin su kolonunda giderek artmasını gösteren model: Fe²⁺ iyonları kırmızı kesikli, H₂S yeşil, O² ise mavi çizgi ile temsil ediliyor. Soldaki ilk şekil, en eski jeolojik dönem olan Arkeen’i (günümüzden 4 ila 2,5 milyar öncesi aralığı) gösteriyor ve bu aşamada okyanus su kolonunda, kıyı şelfine yakın bölgelerde su derinliği arttıkça demir miktarı artıyor, üst kesimlerde az da olsa bir miktar H₂S mevcut. Kıyıdan uzaklaştıkça H₂S tamamen kayboluyor ve su kolonu boyunca sadece Fe²⁺ iyonları bulunuyor. İkinci şekil ise, Erken ve Orta Proterozoik jeolojik dönemini betimliyor (günümüzden 2.5 ila 1 milyar yıl öncesi aralığı). Su kolonunda H₂S miktarının arttığını görüyoruz. Geç Proterzoik dönemini (günümüzden 1 milyar ila 540 milyon yıl öncesi aralığı) betimleyen son şekilde ise, şelf yakınlarında hem yüzey sularında hem de dip sularda artık oksijenin görülmeye başladığını ayırt ediyoruz. Kıyı bölgesinden uzaklaştıkça oksijen tüm su kolonuna yayılıyor.

Tüm bu araştırmalar yalnızca dünyadaki oksijen oluşumu ve canlı evrimine ışık tutmakla kalmıyor, aynı zamanda diğer gezegenlerde de kükürtlü okyanusların veya metan okyanuslarının nasıl oluştuğunu ya da en önemlisi benzer koşullar altındaki başka yıldız sistemlerinde canlı organizmaların hangi kimyasal reaksiyonlarla gezegenin atmosferik koşullarını değiştirerek, nasıl evrimleşebileceğine dair bir model ortaya koyuyor. Diğer yandan dünyanın kimyasal koşullarının ne kadar canlılarla karşılıklı etkileşime tabi olduğunu gösteriyor ve bu kimyasal etki mekanizmalarını araştırarak ve keşfederek göstermemiz gereken özeni fark etmemizi sağlıyor.

Kaynaklar

1. Roscoe, S. M. Huronian rocks and uraniferous conglomerates in the Canadian Shield. Geol. Surv. Pap. Can. 68–40 (1969).
2. Holland, H. D. Volcanic gases, black smokers, and the Great Oxidation Event. Geochim. Cosmochim. Acta 66, 3811–3826 (2002).
3. Lyons, T. W., Reinhard, C. T., & Planavsky, N. J. The rise of oxygen in Earth’s early ocean and atmosphere. Nature, 506(7488), 307-315. (2014).
4. Canfield, D. E. The early history of atmospheric oxygen: Homage to Robert M. Garrels. Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 33, 1–36 (2005).
5. Brocks, J. J., Logan, G. A., Buick, R. & Summons, R. E. Archean molecular fossils and the early rise of eukaryotes. Science 285, 1033–1036 (1999).
6. Claire, M. W., Catling, D. C. & Zahnle, K. J. Biogeochemical modelling of the rise in atmospheric oxygen. Geobiology 4, 239–269 (2006).
7. Klein, C. Some Precambrian banded iron-formations (BIFs) from around the world: Their age, geologic setting, mineralogy, metamorphism, geochemistry, and origins. American Mineralogist, 90(10), 1473-1499. (2005).
8. Konhauser, K. O. Could bacteria have formed the Precambrian banded iron formations? Geology 30, 1079–1082 (2002).

Dennis Kunkel Microscopy, Inc./Visuals Unlimited, Inc.

Australian Mineral Atlas

* Siyenobakteri: Enerjisini fotosentez yoluyla elde eden bir bakteri çeşidi.
** Duraylı izotop: Bir elementin radyoaktif olmayan, radyoaktif bozunmaya uğramayan izotopları.