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| El origen del oxígeno en la atmósfera
de la Tierra Alberto González Fairén |
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 l oxígeno
presente en la atmósfera de la Tierra es un producto exclusivo
de la fotosíntesis. La transición de la atmósfera
anóxica primitiva de la Tierra a la actual está vinculada
a la aparición y proliferación temprana de cianobacterias
fotosintéticas (Figura 1). Sin embargo, aunque el registro
geológico confirma la presencia de oxígeno en la atmósfera
desde hace 2.300-2.400 millones de años, existe evidencia de
la presencia de cianobacterias produciendo oxígeno a tasas
comparables a las actuales desde hace, al menos, 2.700 millones de
años. El origen del oxígeno ha sido datado midiendo
las proporciones de los isótopos del azufre conservados en
minerales sedimentarios como las piritas (formadas por FeS2). Existen
cuatro isótopos no radiactivos del azufre, que participan de
diferente manera en muchos procesos físicos, químicos
y biológicos de manera predecible en relación a su masa
isotópica. Sin embargo, su grado de participación en
reacciones atmosféricas catalizadas por la luz ultravioleta
es independiente de sus diferentes masas. El oxígeno molecular
(O2) en la atmósfera elimina los rastros de estas reacciones,
formando ozono que reduce la penetración de la radiación
ultravioleta en la atmósfera. Por lo tanto, el O2 actúa
tanto contra la producción como contra la preservación
del fraccionamiento isotópico del azufre. Y la última
aparición de tal fraccionamiento en piritas data de hace 2.400
millones de años. |
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| La hipótesis clásica que explica lo que sucedió en el tiempo entre el origen de la fotosíntesis y la acumulación de oxígeno en la atmósfera afirma que el Fe2+ era abundante en los océanos primitivos, y que su oxidación generó grandes masas de formaciones de hierro bandeado hace 2.500 millones de años. Pero el hierro por sí sólo no explica la enorme cantidad de oxígeno que tuvo que ser secuestrado. Lee Kump (NASA) y Mark Barley (University of Western Australia) han propuesto que las reacciones que tuvieron lugar entre el O2 y los gases volcánicos reducidos, tales como H2 y H2S, mantuvieron los niveles de oxígeno en la atmósfera en niveles mínimos, formando H2O y SO4, respectivamente. El proceso duró el tiempo que los volcanes de la Tierra estuvieron en su mayor parte activos bajo el océano, durante el Arcaico, ya que las bajas temperaturas del fondo oceánico promovían la expulsión de una mayor proporción de gases reducidos. Una vez que los continentes se formaron y se puso en marcha el régimen tectónico global actual, en el Proterozoico, los gases emanados por los volcanes presentes en la corteza continental fueron menos reducidos, con predominio del CO2, y por lo tanto perdieron su capacidad de consumir oxígeno (Figura 2). | |||||||
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Sin embargo, otros investigadores
discuten los resultados de Kump y Barley. Algunos afirman que la
fotosíntesis oxigénica apareció hace unos 3.700
millones de años, basándose en estudios realizados
sobre isótopos de carbono y en el análisis de estromatolitos
(tapetes microbianos fosilizados, Figura 3), aunque estos datos
no están universalmente aceptados. Sí es posible que
la aparición del O2 en la atmósfera sucediera hace,
al menos, 2.500 millones de años, como avalan los resultados
de dos grupos independientes. Por un lado, el grupo de Ariel Anbar
(Arizona State University) ha analizado sedimentos de un kilómetro
de profundidad de Australia Occidental, cuya antigüedad es
de más de 2.500 millones de años, el Arcaico final
(Figura 4). El estudio de las cantidades de metales traza en tales
sedimentos, como el Molibdeno, el Rhenio y el Uranio, dependientes
de la cantidad de oxígeno presente en su entorno, ha confirmado
la presencia de O2. El oxígeno en los océanos someros
y posiblemente en la atmósfera aceleró la tasa de
disolución de minerales con azufre en el fondo de los mares
y en los continentes, tales como la molibdenita (MoS2), que son
importantes para definir el contenido de Molibdeno y Rhenio en las
rocas ígneas y metamórficas de la corteza. El Molibdeno
y el Rhenio liberados de esta forma se acumularon y enriquecieron
los sedimentos oceánicos. Estos sedimentos, además,
contienen escaso Uranio. El Uranio en la corteza terrestre forma
parte principalmente del feldespato, el zircón y la apatita,
pero no de los minerales con azufre, por lo que la tasa de liberación
del Uranio de las rocas apenas se ve afectada por la oxigenación,
al revés que el Molibdeno o el Rhenio. De hecho, el Uranio
se moviliza con mucha mayor dificultad que el Molibdeno o el Rhenio
a bajas concentraciones de O2. |
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| El otro grupo, liderado por Alan Kaufman (University of Maryland) ha analizado los isótopos de azufre en los mismos sedimentos y en otros de la misma edad en Sudáfrica, determinando valores negativos para el 34S y positivos para el 33S. Estos valores implican la operatividad de sulfato-reducción microbiana con elevado fraccionamiento isotópico. Además, los valores positivos del 33S reflejan la incorporación de azufre fotolítico reducido. La única forma de explicar ambos descubrimientos es asumir un ciclo oxidativo del azufre global y posiblemente permanente, en una columna de agua estratificada en cuanto a la concentración de O2, presente hace más de 2.500 millones de años por primera vez en la historia de la Tierra. | |||||||
| San Francisco (California), EEUU, 12 de Octubre de 2007. |
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