ÇevreÇevre BilimleriFizikKimyaÖzgün İçerikYer Bilimleri

Kar Topu Dünya

Yazan: Oğuzhan ÇAMCI

Düzenleyen: Ümit Sözbilir

Özet: Bir zaman düşünün ki ekvator ve çevresinde kalınlığı 500 ile 1.500 metreyi bulan buzullarla kaplı olsun, yer yüzü sıcaklığı −20 ve −50 °C arasında olsun. Böyle bir şey mümkün mü? Evet. Dünyamız 2 kez her yerin buzullarla kaplandığı dönemlere ev sahipliği yaptı. Bu olaylar dünyamızın ilk 4 milyarlık dönemindeydi ve aralıkları 200 ile 300 milyon yıl arasında değişmekteydi.

Dünyada yaşamın ortaya çıkmasıyla beraber yani yaklaşık 4,2 Ga1 (Ga: Giga annum (Milyar yıllı ifade etmektedir.)) önce, en radikal biyokimyasal dönüşümlerle anoksik (oksijen azlığı ya da yokluğu) dünyadan oksik (yeterli oksijen barındıran çevre) dünyaya geçiş gerçekleşmeye başladı. Bu geçiş 3 evrede gerçekleşti. İlk olarak oksijenli fotosentez evrimleşti böylelikle dünyada bölgesel oksik ortamlar oluşmaya başladı. (Şekil 1). İkinci olarak ise oksijen atmosferin ana parçalarından biri olduğu evre gerçekleşti. Bu evre bazı yazarlara göre okyanusun öksinik hâle geldiği uzun bir dönemdi [1] [2] [3]. Öksinik şartlar ise okyanus suyunun hem anoksik hem de sülfürlü olması durumudur [4]. Son evre ise tüm okyanus ve atmosferin bugünkü oksijen durumunu aldığı dönemdir [3].

Kar Topu Dünya
Şekil 1. 4 milyar yıl boyunca oksijen seviyesindeki değişmeler. PAL: Günümüzdeki oksijen seviyesi (%21) %100 kısım %21’lik seviyeye ulaşıldığını gösteriyor. Time: Zaman milyar cinsinden [5]

4,5 Ga yıllık dünyanın [6] ilk 4 Ga’luk bölümünde 2 büyük buzul dönemi görüldü. Bunlardan birincisi Paleoproterozoyik zamanın içerisinde 2,45-2,22 Ga yılları arasında ve Huronian buzul çağı olarak da bilinmekte [7], diğeri ise Neo-Proterozoyik zamanının içerisinde 0,8-0,6 Ga yılları arasında oluştu (Şekil 2) [3] [8] [9]. Bunu özel kılan durum ise bütün dünyanın buzla kaplı bir kartopu durumunda olmasıydı. Peki ne oldu da durduk yere dünya kartopuna döndü?

Kar Topu Dünya
Şekil 2. Jeolojik zaman çizelgesi, 2,5 – 2,2 GA (Sideriyen-Riyasiyen arası Huronian kartopu dünyayı temsil etmektedir.) 0,8-0,6 GA (Toniyen-Ediyakaran arası Neo-Proterozoyik kartopu dünyayı temsil etmektedir.) [10]

İlk olarak atmosferdeki karbondioksitin CO2’in azalmasıyla başlayabiliriz. 4,5 Ga’dan 2,5 Ga’a kadar geçen zaman içerisinde volkanizma sonucu ortaya çıkan CO2 ve CH4 gazları atmosferin büyük bir kısmını oluşturuyordu.  Bu sadece atmosferle sınır değil aynı zamanda yukarıda da bahsettiğimiz üzere okyanuslar da öksinikti. Sera gazı etkisi yaratan bu gazlar yeryüzü sıcaklığını da büyük ölçüde arttırmaktaydı [9]. Dünya üzerine bulunan kayaçların kimyasal içeriklerine bakıldığında ise %50 civarında silika içerdiğini görülmektedir (Tablo 1). Atmosferde bolca bulunan CO2 kayaçları oluşturan minerallerle reaksiyona girip kayaçların yapısını kimyasal olarak ayrıştırıyor. Bu olay ise kimyasal ayrışma olarak bilinmektedir. CO2 suyun da yardımıyla beraber silikaya bağlanıyor. Sonucunda silisik asit, bikarbonat ve mineralin içerdiği bir element ortaya çıkıyor (Şekil 3). Olivin örneğinde ise ortaya Mg+2 elementi çıkıyor, bu mineral albit olsaydı Na+ elementi Mg+2’un yerini alacaktı. Bir diğer etki ise bu olaylar oluşurken kıtaların ekvator etrafında olması silika ayrışmasını neredeyse 5 katına kadar çıkartıyordu [7]. Atmosferdeki diğer sera gazı olan CH4’ın oranı hâlâ ortamın sıcak kalması için yeterliydi.

Tablo 1. Dünya üzerinde var olan bazı kayaçların kimyasal içerikleri (Granit ve gnays [11], Bazalt [12], Andezit ve dasit [13]).

Kayaç adıGRANİTGNAYSBAZALTANDEZİTDASİT
SiO2 (%)70,4852,4947,7946,3662,01
TiO20,521,802,430,620,32
Al2O312,8010,8314,2620,9019,80
Fe2O33,3210,2011,857,613,01
MnO0,060,140,160,240,11
MgO0,615,808,194,921,80
CaO2,269,258,849,914,42
Na2O3,212,163,181,603,11
K2O4,752,511,511,961,80
P2O50,270,280,600,130,14
LOI1,313,901,166,033,76
Toplam99,5999,3699,97100,28100,28
Kar Topu Dünya
Şekil 3. Olivin mineralinin kimyasal ayrışma denklemi [15]

Siyanobakterilerin okyanuslarda artmasıyla beraber ilk olarak okyanuslar oksijenle doygunlaşmaya başladı. Siyanobakteriler fotosentez (Şekil 4) yaparak oksijen salımı yapmaya başladılar. Atmosferde ve okyanus içerisinde bulunan metan gazı ortamda bulunan O−2’le tepkime (Şekil 5) girerek metan gazının azalmasına sebebiyet verdi. Silika ayrışması ve siyanobakterilerin fotosentezi sonucunda sera gazlarının etkileri giderek azalmaya başlamış oldu. Bunu takiben ise yüzey sıcaklığında azalmalar olmaya başladı [3]. Görüldüğü üzere tek başına CO2’in ya da CH4’ın azalması yeterli olmuyor ki 1,5 milyar yıldır bu gibi bir kar topu dünya ile karşı karşıya kalmıyoruz [7].

Kar Topu Dünya
Şekil 4. Genel fotosentez denklemi
Kar Topu Dünya
Şekil 5. Metan gazının oksijenle verdiği reaksiyon [15]

Daha önce de bahsettiğimiz gibi 4,5-2,5 Ga arası dünya anoksik bir atmosfere sahipti. Bu süre içerisinde hidrosferde düşük değerli iyonlar (Fe+2) zenginleşmiş hâle geldiler. Siyanobakterilerin ürettiği O−2, CH4 oksitlenmesinin yanı sıra hidrosferde bolca bulunan düşük değerli iyonlarla da tepkimeye girmeye başladı (Şekil 6) [7]. Tepkime sonucunda ise bantlı demir formasyonu ortaya çıktı. Böylelikle atmosfere girdisi sınırlı olan ve yenilenmesi zaman alan metan ve karbondioksit miktarı o kadar çok azaldı ki sera etkisi ortadan kalktı. Buna bağlı olarak dünya soğumaya başladı ve bu o kadar devam etti ki dünya artık bir kar topuna dönmüştür. Buzun kalınlığı yaklaşık olarak 500 ile 1.500 m arasındaydı. Bu kalınlıktaki buzlar 5-11 °C enlemlerine kadar inmiş durumdaydı ki bu nedenle dünyanın kar topu şekilde olduğu düşünülüyor (Şekil 7). Yeryüzü sıcaklığı ise yaklaşık olarak −20 ile −50 °C derece arasında değişiyordu [8]. Siyanobakterilerin fotosentezlerinin devam etmesiyle beraber oksijen seviyesi atmosferde atmaya devam etmiştir ve oksijen seviyesinin günümüz seviyelerine çıkmasına da büyük yardımı olmuştur.

Kar Topu Dünya
Şekil 6. Fe+2 ve O−2 elementlerinin reaksiyonu [7].

Kar Topu Dünya
Şekil 7. Küresel buzul çizgisi (1-7), (ice-albedo: buzulun güneşi yansıtması [9]).

Bu bilgiler ışığında, tarihte gösteriyor ki sürekli bir istilacı tür dünyanın düzenini değiştiriyor. Siyanobakterilerin fotosentez yapması bir taraftan bütün iklimi değiştiriyor diğer yandan insanların ve diğer canlıların da kullanabileceği oksijenin atmosferdeki seviyesini de attırıyor. Acaba günümüzün istilacı türü de biz miyiz? Artan enerji ve besin ihtiyacımızı karşılamak için yaptığımız her şey doğaya zarar veriyor. Diğer yandan tüketim alışkanlığımız giderek farklı yönlere evriliyor ve daha çok istekte bulunmaya başlıyoruz. Bunlar olurken dünya nüfusu da sabit kalmıyor ve artmaya devam ediyor. Daha çok tüketiyoruz, daha çok ürüyoruz, daha çok üretiyoruz ve geri dönülmez yola giriyoruz.


[1] Milyar yıl anlamına gelen Giga annum kelimesinin kısaltmasıdır.

Referanslar
[1] Canfield, D. E. (1998). A new model for Proterozoic ocean chemistry. Nature, 396(6710), 450-453.[2] Anbar, A. D., & Knoll, A. H. (2002). Proterozoic ocean chemistry and evolution: a bioinorganic bridge?. science, 297(5584), 1137-1142.[3] Kopp, R. E., Kirschvink, J. L., Hilburn, I. A., & Nash, C. Z. (2005). The Paleoproterozoic snowball Earth: a climate disaster triggered by the evolution of oxygenic photosynthesis. Proceedings of the National Academy of Sciences, 102(32), 11131-11136.[4] Scott, C. T., Bekker, A., Reinhard, C. T., Schnetger, B., Krapež, B., Rumble III, D., & Lyons, T. W. (2011). Late Archean euxinic conditions before the rise of atmospheric oxygen. Geology, 39(2), 119-122.[5] Canfield, D. E. (2005). The early history of atmospheric oxygen: homage to Robert M. Garrels. Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 33, 1-36.[6] Allegre, C. J., Manhes, G., & Göpel, C. (1995). The age of the Earth. Geochimica et Cosmochimica Acta, 59(8), 1445-1456.[7] Tang, H., & Chen, Y. (2013). Global glaciations and atmospheric change at ca. 2.3 Ga. Geoscience Frontiers, 4(5), 583-596.[8] Kirschvink, J. L., Gaidos, E. J., Bertani, L. E., Beukes, N. J., Gutzmer, J., Maepa, L. N., & Steinberger, R. E. (2000). Paleoproterozoic snowball Earth: Extreme climatic and geochemical global change and its biological consequences. Proceedings of the National Academy of Sciences, 97(4), 1400-1405.[9] Hoffman, P. F., & Schrag, D. P. (2002). The snowball Earth hypothesis: testing the limits of global change. Terra nova, 14(3), 129-155.[10] Kazancı, N. (2018). Jeolojik zamanlar ve Çizelgesi. Doğal Kaynak ve Ekonomi Bülteni 25, 63-66.[11] Finger, F., Dörr, W., Gerdes, A., Gharib, M., & Dawoud, M. (2008). U-Pb zircon ages and geochemical data for the Monumental Granite and other granitoid rocks from Aswan, Egypt: implications for the geological evolution of the western margin of the Arabian Nubian Shield. Mineralogy and Petrology, 93(3), 153-183.[12] Pilet, S., Hernandez, J., Sylvester, P., & Poujol, M. (2005). The metasomatic alternative for ocean island basalt chemical heterogeneity. Earth and Planetary Science Letters, 236(1-2), 148-166.[13] Irzon, R. (2018). Comagmatic Andesite and Dacite in Mount Ijo, Kulonprogo: A Geochemistry Perspective. Jurnal Geologi dan Sumberdaya Mineral, 19(4), 221-231.[14] Hartmann, J., Jansen, N., Dürr, H. H., Kempe, S., & Köhler, P. (2009). Global CO2-consumption by chemical weathering: What is the contribution of highly active weathering regions?. Global and Planetary Change, 69(4), 185-194.[15] Arshad, A. (2018). Microbial ecology of anaerobic oxidation of methane (Doctoral dissertation, [Sl: sn]).

Bir cevap yazın

E-posta hesabınız yayımlanmayacak. Gerekli alanlar * ile işaretlenmişlerdir

Başa dön tuşu