Le siguió la vida. Se puede decir que la característica principal de la atmósfera durante el Arqueozoico era que el aire apenas contenía unas trazas de oxígeno. Durante todo este eón, que duró hasta hace 2.500 millones de años, el poco oxígeno que arrojaban los volcanes, o que era producto de la disociación del vapor de agua en la alta atmósfera, era consumido por gases reductores como el monóxido de carbono, el hidrógeno y el metano. El resultado de las reacciones de oxidación era la formación de dióxido de carbono y de agua. Por otra parte, las rocas continentales que originalmente contenían hierro en forma reducida, esto es, en forma de óxido ferroso, absorbían más oxígeno de la atmósfera y en una reacción de oxidación lo convertían en óxido férrico. En definitiva, al igual que lo que ocurre hoy en los demás planetas del Sistema Solar, la atmósfera terrestre careció de oxígeno hasta pasada la primera mitad de su historia. Hubo vida mucho antes, pero el oxígeno se hizo esperar.
Las cosas cambiaron con la aparición y el desarrollo de organismos que practicaban la fotosíntesis. Estos nuevos seres vivos cambiaron el equilibrio geoquímico del aire, que hasta entonces había mantenido al oxígeno atmosférico en una concentración muy baja. En la actualidad el oxígeno constituye el 21 % de los gases de la atmósfera y la Tierra es el único planeta del Sistema Solar con una atmósfera oxigenada. Veamos con más detalle cómo se llegó a ello.
CianobacteriasLas cianobacterias aparecieron hace unos 3.500 a 2.700 millones de años, en las aguas costeras de los primitivos continentes. Las cianobacterias son un tipo de bacterias que contienen clorofila y pigmentos fotosintéticos que utilizan para captar la energía de la luz solar y sintetizar azúcares. Pueden ser unicelulares o filamentosas, de hasta 0,5 mm de largura. Constituyen una parte muy importante del plancton marino. En los mares templados y tropicales, aún hoy, las cianobacterias unicelulares, minúsculas pero muy abundantes —hasta más de 100 millones de ellas viven en un litro de agua— son las principales generadoras de la producción neta de materia orgánica. A veces viven en simbiosis con otros microorganismos en costas fangosas de escasa profundidad formando una masa compacta, musgosa, y van creando mantos calcáreos de unos cuantos centímetros de espesor llamados estromatolitos. Excreciones rocosas fósiles de este tipo, huella de la antigua actividad de las cianobacterias, se han conservado desde el Arqueozoico hasta nuestros días en diversas partes del mundo y aún hoy se forman en algunas zonas de Australia, de Bahamas, de Mexico y de otros sitios. Las cianobacterias (antecesoras de los cloroplastos de las células vegetales) eran, y siguen siendo, bacterias fotosintéticas, que fabrican carbohidratos y oxígeno a partir del dióxido de carbono y del agua, usando la luz solar como energía. La reacción puede escribirse de forma simplificada de la siguiente manera:
Las cosas cambiaron con la aparición y el desarrollo de organismos que practicaban la fotosíntesis. Estos nuevos seres vivos cambiaron el equilibrio geoquímico del aire, que hasta entonces había mantenido al oxígeno atmosférico en una concentración muy baja. En la actualidad el oxígeno constituye el 21 % de los gases de la atmósfera y la Tierra es el único planeta del Sistema Solar con una atmósfera oxigenada. Veamos con más detalle cómo se llegó a ello.
CianobacteriasLas cianobacterias aparecieron hace unos 3.500 a 2.700 millones de años, en las aguas costeras de los primitivos continentes. Las cianobacterias son un tipo de bacterias que contienen clorofila y pigmentos fotosintéticos que utilizan para captar la energía de la luz solar y sintetizar azúcares. Pueden ser unicelulares o filamentosas, de hasta 0,5 mm de largura. Constituyen una parte muy importante del plancton marino. En los mares templados y tropicales, aún hoy, las cianobacterias unicelulares, minúsculas pero muy abundantes —hasta más de 100 millones de ellas viven en un litro de agua— son las principales generadoras de la producción neta de materia orgánica. A veces viven en simbiosis con otros microorganismos en costas fangosas de escasa profundidad formando una masa compacta, musgosa, y van creando mantos calcáreos de unos cuantos centímetros de espesor llamados estromatolitos. Excreciones rocosas fósiles de este tipo, huella de la antigua actividad de las cianobacterias, se han conservado desde el Arqueozoico hasta nuestros días en diversas partes del mundo y aún hoy se forman en algunas zonas de Australia, de Bahamas, de Mexico y de otros sitios. Las cianobacterias (antecesoras de los cloroplastos de las células vegetales) eran, y siguen siendo, bacterias fotosintéticas, que fabrican carbohidratos y oxígeno a partir del dióxido de carbono y del agua, usando la luz solar como energía. La reacción puede escribirse de forma simplificada de la siguiente manera:
CO2 (dióxido de carbono) + H2O (agua) + luz = CH2O (carbohidrato) + O2 (oxígeno)
A lo largo de la historia de la Tierra, las cianobacterias han sido los principales organismos creadores de oxígeno. Son capaces de vivir en ambientes anóxicos, sin oxígeno, pero, a diferencia de lo que ocurre con otras bacterias, el oxígeno no es para ellas un veneno. Al contrario, les gusta, por lo que pudieron proliferar en el propio entorno oxigenado que ellas mismas fueron creando. Hasta finales del Arqueozoico este nuevo tipo de bacterias siguió encontrándose en minoría frente a otros tipos más antiguos de microorganismos, que utilizaban otras reacciones bioquímicas para la obtención de su energía vital. Probablemente casi todo el carbono orgánico creado en la fotosíntesis por las aún escasas cianobacterias se oxidaba en la propia respiración y descomposición de esas bacterias. De esta forma el carbono era devuelto en forma de dióxido de carbono a la atmósfera y el oxígeno se consumía en un proceso químico (opuesto al de la fotosíntesis) que puede escribirse, de forma también simplificada, de la siguiente manera:
CH2O + O2 = CO2 + H2O + energía
Casi todo el oxígeno que se producía fotosintéticamente desaparecía inmediatamente sin quedar en el aire. Pero no todo: tal y como ha ocurrido siempre, una milésima parte de la materia orgánica marina, al morir, se depositaba y quedaba enterrada en los sedimentos de los fondos oceánicos, sin posibilidad de oxidarse, por lo que la reacción de respiración/descomposición, que devuelve el CO2 al aire y consume el oxígeno producido, no era, ni sigue siéndolo, del todo completa.
Oxidación mineralEn los primeros cientos de millones de años de existencia de las cianobacterias, la diferencia entre el carbono orgánico producido y el consumido era muy pequeña y el oxígeno atmosférico no aumentaba. Probablemente ocurría que, aparte de la respiración y descomposición de la materia orgánica (que consumía casi todo el oxígeno), existía otro proceso depredador del oxígeno atmosférico: la oxidación de algunos minerales. Las rocas de la superficie terrestre eran todavía muy ricas en hierro reducido que, ávido de oxígeno, lo esquilmaba del aire nada más formarse. Quizás también el oxígeno no era suficiente como para crear una capa de ozono estratosférico que lo protegiera de la disociación producida por la radiación ultravioleta (Goldblatt, 2006).
El aumento de oxígeno
Las cosas cambiaron cuando a finales del Arqueozoico y principios del Proterozoico —entre hace unos 2.500 y 2.300 millones de años— la producción fotosintética comenzó a superar a lo que se perdía en la oxidación de la materia orgánica y en la oxidación de los minerales ferrosos. Esto permitió que su concentración en el aire, al transpasar un umbral de supervivencia, aumentase velozmente. A su vez, las cianobacterias aeróbicas, fotosintéticas, se vieron favorecidas y se multiplicaron exponencialmente, llegando a proliferar en todos los mares. Así, el oxígeno alcanzó, en relativamente poco tiempo, niveles comparables a los de la atmósfera contemporánea: un 21% de la mezcla de gases que componen el aire.
Oxidación mineralEn los primeros cientos de millones de años de existencia de las cianobacterias, la diferencia entre el carbono orgánico producido y el consumido era muy pequeña y el oxígeno atmosférico no aumentaba. Probablemente ocurría que, aparte de la respiración y descomposición de la materia orgánica (que consumía casi todo el oxígeno), existía otro proceso depredador del oxígeno atmosférico: la oxidación de algunos minerales. Las rocas de la superficie terrestre eran todavía muy ricas en hierro reducido que, ávido de oxígeno, lo esquilmaba del aire nada más formarse. Quizás también el oxígeno no era suficiente como para crear una capa de ozono estratosférico que lo protegiera de la disociación producida por la radiación ultravioleta (Goldblatt, 2006).
El aumento de oxígeno
Las cosas cambiaron cuando a finales del Arqueozoico y principios del Proterozoico —entre hace unos 2.500 y 2.300 millones de años— la producción fotosintética comenzó a superar a lo que se perdía en la oxidación de la materia orgánica y en la oxidación de los minerales ferrosos. Esto permitió que su concentración en el aire, al transpasar un umbral de supervivencia, aumentase velozmente. A su vez, las cianobacterias aeróbicas, fotosintéticas, se vieron favorecidas y se multiplicaron exponencialmente, llegando a proliferar en todos los mares. Así, el oxígeno alcanzó, en relativamente poco tiempo, niveles comparables a los de la atmósfera contemporánea: un 21% de la mezcla de gases que componen el aire.
No todos están de acuerdo. Para algunos, el proceso de acumulación de oxígeno fue más lento y no se alcanzaron los niveles actuales hasta hace unos 600 millones de años, al final del Precámbrico, como lo probaría la aparición entonces de seres vivos celularmente más complejos, que necesitaban más oxígeno y que pudieron aprovecharse de un volumen adecuado para desarrollarse (Lenton & Watson, 2004).
Sea cual sea el período en el que la oxigenación atmosférica alcanzó un nivel importante, 2.000 millones de años o 600 millones de años, los análisis de Berner parecen indicar que durante el Fanerozoico, los últimos 500 millones de años, el contenido de oxígeno de la atmósfera ha oscilado entre el 15 y el 35 %. Según Berner el nivel de oxígeno alcanzó un máximo del 35 % de la composición atmosférica durante el Carbonífero final y comienzos del Pérmico, hace unos 300 millones de años, y bajó bruscamente al 15 % durante la transición del Pérmico final al Triásico, hace unos 250 millones de años. La razón de la fuerte subida de la concentración de oxígeno a finales del Carbonífero estaría ligada a un intenso y continuo enterramiento de materia orgánica tras el fuerte desarrollo de plantas leñosas vasculares en los continentes. La fotosíntesis producía oxígeno que luego no era depredado en la oxidación de la materia orgánica, ya que esta quedaba en gran parte enterrada en marjales y marismas. También el enterramiento en el mar de materia orgánica provocaba ese efecto (Berner, 1999). Las erupciones volcánicas aportarían en este caso un continuo suministro de CO2 para que no se agotase y fuese posible la formación de oxígeno fotosintético. La bajada posterior de la concentración de O2 , al final del Pérmico, pudo ser debida a un enfriamiento de la atmósfera y a un clima más seco, lo que no favorecía a la vegetación, ni a la fotosíntesis.
Sea cual sea el período en el que la oxigenación atmosférica alcanzó un nivel importante, 2.000 millones de años o 600 millones de años, los análisis de Berner parecen indicar que durante el Fanerozoico, los últimos 500 millones de años, el contenido de oxígeno de la atmósfera ha oscilado entre el 15 y el 35 %. Según Berner el nivel de oxígeno alcanzó un máximo del 35 % de la composición atmosférica durante el Carbonífero final y comienzos del Pérmico, hace unos 300 millones de años, y bajó bruscamente al 15 % durante la transición del Pérmico final al Triásico, hace unos 250 millones de años. La razón de la fuerte subida de la concentración de oxígeno a finales del Carbonífero estaría ligada a un intenso y continuo enterramiento de materia orgánica tras el fuerte desarrollo de plantas leñosas vasculares en los continentes. La fotosíntesis producía oxígeno que luego no era depredado en la oxidación de la materia orgánica, ya que esta quedaba en gran parte enterrada en marjales y marismas. También el enterramiento en el mar de materia orgánica provocaba ese efecto (Berner, 1999). Las erupciones volcánicas aportarían en este caso un continuo suministro de CO2 para que no se agotase y fuese posible la formación de oxígeno fotosintético. La bajada posterior de la concentración de O2 , al final del Pérmico, pudo ser debida a un enfriamiento de la atmósfera y a un clima más seco, lo que no favorecía a la vegetación, ni a la fotosíntesis.
A escala de tiempo menor, hay mecanismos complejos que probablemente han regulado y mantenido el nivel próximo al 21%. Cuando se manifiesta un proceso que rompe el equilibrio, aparece otro que lo restablece. Por ejemplo, si la atmósfera gana oxígeno por una intensificación de la fotosíntesis, puede ocurrir:
a) que se intensifique también la oxidación de las rocas, lo que hace que se pierda oxígeno de nuevo
b) que al haber más oxigeno, proliferen en el suelo los microorganismos heterótrofos que se comen y oxidan la materia orgánica enterrada, lo que hace también disminuir la cantidad de oxígeno del aire
c) que con más oxígeno en el aire, aumente la probabilidad de los incendios gigantescos (como los que han ocurrido desde hace unos 400 millones de años, desde que la vegetación ocupa extensamente los continentes) con lo que la combustión reduce de nuevo el oxígeno restableciendo el equilibrio.
Estos y otros procesos contrarios de reequilibrio ocurrirían si por alguna razón, en vez de aumentar, el oxígeno disminuyese.
Ozono
Una vez que el oxígeno fue suficientemente abundante en la atmósfera, con la ayuda de la radiación solar se fue formando ozono (O3), a partir de la combinación de una molécula normal biatómica con un átomo libre de oxígeno: O2 + O = O3. Por su capacidad de absorción de la radiación solar ultravioleta de tipo B, letal si es intensa, el ozono contribuiría a que fuese más fácil la vida al descubierto en la superficie de los océanos y de los continentes, pues, anteriormente, los organismos vivos no recubiertos de capas protectoras hubieron de protegerse cuando la luz era intensa, sumergiéndose en el agua, buscando la sombra o enterrándose en el suelo.
Disminución de los gases invernadero
A lo largo del eón Arqueozoico y al principio del Proterozoico el clima se fue enfriando, lo que originó, por un proceso de retroalimentación de causa y efecto, que los gases invernadero más importantes —vapor de agua, dióxido de carbono y metano— fuesen disminuyendo.
En un primer momento el enfriamiento producido tras la disminución del calor de origen meteorítico y radiactivo del Hadeense (Hádico) hizo disminuir la capacidad higrométrica del aire. Al estar el aire más frío, el vapor de agua se condensaba y precipitaba y, en definitiva, disminuía su concentración absoluta en la atmósfera.
Ozono
Una vez que el oxígeno fue suficientemente abundante en la atmósfera, con la ayuda de la radiación solar se fue formando ozono (O3), a partir de la combinación de una molécula normal biatómica con un átomo libre de oxígeno: O2 + O = O3. Por su capacidad de absorción de la radiación solar ultravioleta de tipo B, letal si es intensa, el ozono contribuiría a que fuese más fácil la vida al descubierto en la superficie de los océanos y de los continentes, pues, anteriormente, los organismos vivos no recubiertos de capas protectoras hubieron de protegerse cuando la luz era intensa, sumergiéndose en el agua, buscando la sombra o enterrándose en el suelo.
Disminución de los gases invernadero
A lo largo del eón Arqueozoico y al principio del Proterozoico el clima se fue enfriando, lo que originó, por un proceso de retroalimentación de causa y efecto, que los gases invernadero más importantes —vapor de agua, dióxido de carbono y metano— fuesen disminuyendo.
En un primer momento el enfriamiento producido tras la disminución del calor de origen meteorítico y radiactivo del Hadeense (Hádico) hizo disminuir la capacidad higrométrica del aire. Al estar el aire más frío, el vapor de agua se condensaba y precipitaba y, en definitiva, disminuía su concentración absoluta en la atmósfera.
La proliferación de las cianobacterias y del fitoplancton marino hicieron que el dióxido de carbono fuese absorbido en la fotosíntesis y el carbono quedase fijado en forma de materia orgánica planctónica. Parte de él se hundía, sedimentaba en el fondo y quedaba enterrado, con lo que disminuyó también el dióxido de carbono del aire.
Finalmente, el tercer gas invernadero importante —el metano —, también disminuyó a medida que se fue acumulando oxígeno en la atmósfera, ya que el oxígeno lo destruye dando dióxido de carbono y agua.
Hay algunos investigadores que creen que la atmósfera del Arqueozoico estaba compuesta esencialmente de nitrógeno y de metano, como la de Titán, la luna mayor de Saturno. Hoy el metano tiene una duración media en la atmósfera de tan sólo diez años, debido a que se oxida: CH4 + 2O2 = CO2 + 2H2O, pero antes de la acumulación de oxígeno en el aire las moléculas de metano duraban largo tiempo en la atmósfera, miles de años, lo que permitía que su concentración fuese muy elevada. Ese metano provenía, o bien directamente del interior de la Tierra a través de las chimeneas volcánicas, o bien de bacterias metanogénicas del reino de las arqueas, que vivían en las condiciones sin oxígeno de aquella atmósfera. Actualmente las bacterias metanogénicas están confinadas en algunos reductos anóxicos, como son los intestinos de los bóvidos o en los fangos de los campos inundados. Pero entonces eran probablemente mucho más abundantes gracias a la ausencia de oxígeno en el aire.
Por fermentación de los carbohidratos esas bacterias metanogénicas fabrican y fabricaban metano: 2CH2O = CO2 + CH4. Además, en la atmósfera primitiva, cuando el hidrógeno era más abundante, algunas bacterias podían combinarlo con el dióxido de carbono y producirlo también de esta manera : 4H2 + CO2 = CH4 + 2H2O.
Parte de este metano era posiblemente consumido por las propias arqueas. Otra parte quedaba enterrada en los sedimentos en forma, probablemente, de hidratos de metano congelados y una tercera parte, importante, se escapaba a la atmósfera. Después, hace unos 2.500 millones de años, al acumularse oxígeno en la atmósfera, el metano fue siendo oxidado y su concentración fue disminuyendo. En definitiva, la vida, al crear oxígeno, contribuyó al enfriamiento del planeta.
Finalmente, el tercer gas invernadero importante —el metano —, también disminuyó a medida que se fue acumulando oxígeno en la atmósfera, ya que el oxígeno lo destruye dando dióxido de carbono y agua.
Hay algunos investigadores que creen que la atmósfera del Arqueozoico estaba compuesta esencialmente de nitrógeno y de metano, como la de Titán, la luna mayor de Saturno. Hoy el metano tiene una duración media en la atmósfera de tan sólo diez años, debido a que se oxida: CH4 + 2O2 = CO2 + 2H2O, pero antes de la acumulación de oxígeno en el aire las moléculas de metano duraban largo tiempo en la atmósfera, miles de años, lo que permitía que su concentración fuese muy elevada. Ese metano provenía, o bien directamente del interior de la Tierra a través de las chimeneas volcánicas, o bien de bacterias metanogénicas del reino de las arqueas, que vivían en las condiciones sin oxígeno de aquella atmósfera. Actualmente las bacterias metanogénicas están confinadas en algunos reductos anóxicos, como son los intestinos de los bóvidos o en los fangos de los campos inundados. Pero entonces eran probablemente mucho más abundantes gracias a la ausencia de oxígeno en el aire.
Por fermentación de los carbohidratos esas bacterias metanogénicas fabrican y fabricaban metano: 2CH2O = CO2 + CH4. Además, en la atmósfera primitiva, cuando el hidrógeno era más abundante, algunas bacterias podían combinarlo con el dióxido de carbono y producirlo también de esta manera : 4H2 + CO2 = CH4 + 2H2O.
Parte de este metano era posiblemente consumido por las propias arqueas. Otra parte quedaba enterrada en los sedimentos en forma, probablemente, de hidratos de metano congelados y una tercera parte, importante, se escapaba a la atmósfera. Después, hace unos 2.500 millones de años, al acumularse oxígeno en la atmósfera, el metano fue siendo oxidado y su concentración fue disminuyendo. En definitiva, la vida, al crear oxígeno, contribuyó al enfriamiento del planeta.
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