Atmósfera y Océanos

La Historia de la Atmósfera de la Tierra II: El Aumento de Oxígeno Atmosférico

por Julia Rosen, Ph.D., Anne E. Egger, Ph.D.

En un día promedio, usted respira mas de 20,000 veces. Se respira cuando duerme, cuando camina, cuando habla, cuando come. Su cerebro se encarga de esta tarea importante sin ninguna instrucción consciente debido a que incluso mas que la comida, el agua y vivienda, humanos necesitan aire. Y no cualquier aire: Necesitamos aire que contiene gas de oxigeno O2. Nuestras células requieren gas de oxigeno para desintegrar la comida que consumimos y proveen la energía que necesitamos para vivir.

Debido a este requerimiento, se tendría mucho problema viviendo en Marte o Júpiter, en donde no hay gas de oxigeno en la atmósfera. De hecho, la Tierra es el único planeta en el universo que contiene gas de oxígeno. Pero no siempre ha sido así; la primera atmósfera de la tierra era muy diferente a la que respiramos hoy. ¿Como y porque se desarrollo la atmósfera rica en oxígeno?

La fuente de gas de oxígeno

El aire que respiramos hoy en día tiene una composición muy diferente a la primera atmósfera de la Tierra. La primera o primordial atmósfera de la Tierra era bien similar a la atmósfera de Júpiter y a la composición del sol, pero se perdió bien temprano en la historia de nuestro planeta por medio de escape gravitacional y durante el caos de impactos planetarios (vea La Historia de la Atmósfera de la Tierra. Durante los próximos mil millones de años, la Tierra comenzó a desarrollar una nueva atmósfera secundaria nueva, compuesto principalmente de dióxido de carbono, metano y vapor de agua. Sin embargo, con el tiempo, la composición de la atmósfera continuó a cambiar: el dióxido de carbono fue absorbido en los océanos recién formados y almacenados rocas de carbonato, mientras que el gas de nitrógeno comenzó a acumularse en la atmosfera debido a que no reacciona con otros elementos. Sin embargo, la historia de cómo la atmósfera de la Tierra llegó a tener una cantidad significativa de gas de oxigeno requiere atención especial.

Solamente una fuente significativa de gas de oxígeno existe en el universo: fotosíntesis biológica. Los organismos que fotosintetizan producen gas de oxígeno dividiendo el agua en hidrogeno y oxígeno mientras se convierte el dióxido de carbono en azúcar utilizando el solo (vea nuestros módulos Carbohidratos y Fotosíntesis: Aprovechando la Energía del Sol ). Debido a que no se conoce ninguna otra fuente, muchos científicos llegaron a la conclusión lógica de que el aumento de oxigeno en la atmosfera de la Tierra estaba probablemente enlazada a la evolución de fotosíntesis. Pero determinar cuando comenzó el fotosíntesis en la historia de 4.6 mil millones de años del planeta no es una tarea fácil.

Una manera de establecer cuando surgió es buscar evidencia de cuando los organismos fotosintetizantes vivieron en el pasado. Entonces al principio, geólogos buscaron fósiles que se parecían a plantas modernas. Organismos antiguos, incluyendo plantas son preservadas como fósiles cuando mueren y después son enterrados en la arena o el lodo antes de que sus cuerpos comienzan a descomponerse. Cuando estos sedimentos se convierten en roca, pueden almacenar fósiles por miles de millones de años, permitiendo que los geólogos miren hacia atrás en el tiempo a los tipos de vida que solían vivir en la Tierra.

Geólogos no encontraron ninguna evidencia de que plantas existían antes de 600 millones de años, sin embargo otros estudios sugieren de que el gas de oxigeno libre había estado presente en la atmosfera desde antes de eso. Afortunadamente, un joven geólogo en la Universidad de California, Los Ángeles llamado J. William Schopf tenia una corazonada que el y otros geólogos les hacia falta algo mas grande (o pequeño en todo caso). Cuando comenzó a estudiar muestras de rocas bajo un microscopio, descubrió numerosos fósiles de microorganismos muy pequeños para ser vistos a simple vista preservados en rocas mucho mas viejas que 600 millones de años.

Organismos de unicelulares similares a los fósiles que Schopf identificó primero en el año 1968 (Schopf, 1968), aun viven en los océanos del mundo hoy en día. Se les llamados fitoplancton y son capaces de convertir luz del sol en energía por medio de fotosíntesis justo como las plantas terrestres (Ver Figura 1).

Cyanobacteria
Figura 1: Fitoplancton vivos llamados cianobacterias se les piensa ser similares a la bacteria primitiva identificada por Schopf. image © Matthewjparker

El trabajo de Schopf ayudo a demostrar que el fitoplancton se evoluciono mucho antes que las plantas terrenales y probablemente fueron los primeros organismos fotosintéticos. De hecho, Schopf y sus colegas eventualmente encontraron estructuras en rocas de 3.5 mil millones de años de edad del Oeste de Australia que se asemejaba a fitoplancton (ver Figura 2 para mas ejemplos) (Schopf, 1993). Si estas estructuras en realidad son microfósiles, serian unas de las formas de vida mas viejas en la Tierra.

Microfossils
Figura 2: Las dos imágenes a la izquierda fueron descritas por Schopf como una representación de microfósiles fotosintéticos (Schopf et al., 2002) mientras que otros sugirieron de que la imágenes a la derecha no eran fósiles, aunque se miran bien similar (Brasier et al, 2002). Esto llevo a dudas acerca de que si las estructuras identificadas por Schopf de verdad representaban las primeras formas de vida. image © Nature Publishing Group

Sin embargo, distinguir microfósiles en rocas así de viejas no es directo ni fácil. Muchos científicos aun debaten el origen de los especímenes y señalan características de otras rocas que se miran similarmente pero no son fósiles para nada. En vez de esto, son estructuras físicas no relacionadas a otros organismos (Brasier et al., 2002).

Punto de Comprensión

¿Cuál es una forma de vida mas vieja en la Tierra?

Formaciones de hierro en bandas: Medir el tiempo del aumento de oxígeno

Debido a que es difícil determinar precisamente cuando se evoluciono la fotosíntesis utilizando el record de fósiles, los geólogos también miraros a los minerales que forman las rocas. Hicieron esto debido a que los minerales a menudo reflejan la química del ambiente en el momento que se forman. Por ejemplo, considere la manera de que el hierro se oxida si se deja en la lluvia hoy en día – el óxido es el producto de una reacción química entre el oxígeno y el hierro y revela la presencia de oxígeno en la atmósfera moderna. En la misma manera, los geólogos puede utilizar las propiedades de rocas mas viejas para determinar la naturaleza de ambientes del pasado.

En la década de 1960, Preston Cloud, un profesor de geología en la Universidad de California, Santa Bárbara, llegó a interesarse en un tipo particular de roca conocida como formaciones de hierro bandeado (o BIF por sus siglas en inglés). Estos depósitos consisten en capas de color oscuro, ricas en hierro principalmente en forma de magnetita (Fe3O4) y hematita (Fe2O3) alternando con capas rojas brillantes de chert, que consiste en sílice (SiO2). La sílice es normalmente incolora, pero en este caso, las partículas de sílice están recubiertas con óxido de hierro, lo que hace que las bandas sean rojas (Figura 3). BIFs ya eran famosos por otra razón: fueron (y aun son) la principal fuente de hierro para hacer automóviles. Han sido encontrados por todo el mundo, en Australia, Sudáfrica, Groenlandia, Canadá y Michigan entre otros lugares, pero no hay BIFS con una edad menor de 1.8 mil millones de años.

Banded Iron Formation
Figura 3: Formaciones de hierro bandeados o BIFs consisten en capas ricas en hierro entre esquisto y sílex. Proveen una importante fuente de hierro para hacer automóviles y proveen evidencia para la escasez de gas de oxigeno en los primeros tiempos de Tierra. image © Michael Vanden Berg

Cloud se dio cuenta que la ocurrencia amplia de BIFs significaba que las condiciones necesitadas para formarlos habían de haber sido comunes en la Tierra antigua y no comunes después de hace 1.8 mil millones de años. El esquisto y sílex a menudo se forman en los ambientes oceánicos de hoy en día, en donde sedimentos y microorganismos encapsulados en sílice se acumulan gradualmente en el piso marítimo y eventualmente se convierten en rocas. Pero el hierro es menos común en rocas sedimentarias oceánicas mas jóvenes. Esto se debe en parte a que solamente hay pocas fuentes de hierro disponibles en el océano: ventiladeros volcánicos aislados en el océano profundo y el material gastado de rocas continentales y llevadas al océano por ríos (vea nuestro módulo El Ciclo de las Rocas: Uniformitarianismo y Reciclamiento).

Lo mas importante es que es difícil transportar hierro muy lejos de estas fuentes hoy en día debido a que cuando el hierro reacciona con gas de oxigeno se hace insoluble (no se puede disolver en el agua) y forma una partícula solida. Cloud entendía de que para que grandes depósitos de hierro existan en todos los océanos del mundo, el hierro debió haber existido en un una manera disuelta. De esta manera, seria transportado largas distancias en agua de mar de sus fuentes en las ubicaciones en donde se forman los BIFs. Esta seria posible solamente si hubiese poco o nada de gas de oxigeno en la atmosfera y el océano en el tiempo que los BIFs estaban siendo depositados. Cloud reconoció que como los BIFs no se podían formar en la presencia de oxigeno, el final de la deposición de BIF probablemente marca la primera ocurrencia de abundante gas de oxigeno en la Tierra (Cloud, 1968).

Cloud razono mas aun que para que el hierro disuelto finalmente se precipite y sea depositado, el hierro tuviese que reaccionar con pequeñas cantidades de oxigeno cerca de los depósitos. Pequeñas cantidades de oxigeno pudieron haber sido producidas por las primeras bacterias fotosintéticas viviendo en el océano abierto. Cuando el hierro disuelto se encontró con el oxigeno producido por la bacteria fotosintetizante, el hierro se precipitaría fuera del agua del mar en la forma de minerales que forman las capas llenas de hierro de los BIFs: hematita (Fe2O3) y magnetita (Fe3O4) de acuerdo a las siguientes reacciones:

4Fe3 + 2O2 — > 2Fe2O3

6Fe2 + 4O2 — > 2Fe3O4

La foto que emergió de los estudios de Cloud de los BIF fueron las pequeñas cantidades de gas de oxígeno, producido por fotosíntesis, permitiendo a que los BIFs se comenzaran a formar hace alrededor de 1.8 mil millones de años probablemente marcando el tiempo en cuando el gas de oxigeno se hizo muy abundante para permitir que el hierro disuelto se transportara en los océanos.

La foto que emergió de los estudios de Cloud de los BIF fueron las pequeñas cantidades de gas de oxígeno, producido por fotosíntesis, permitiendo a que los BIFs se comenzaran a formar hace alrededor de 1.8 mil millones de años probablemente marcando el tiempo en cuando el gas de oxigeno se hizo muy abundante para permitir que el hierro disuelto se transportara en los océanos.

Punto de Comprensión

¿Cómo puede ayudar el estudio de rocas a científicos descubrir los comienzos de fotosíntesis en la Tierra?

Otras evidencia del surgimiento del oxigeno

Afortunadamente los BIFs no eran la única evidencia geoquímica que algo en la atmósfera de la Tierra cambió hace 2 mil millones de años. Heinrich Hollando, un geólogo en la Universidad de Harvard y Cloud ambos encontraron evidencia en los minerales pirita (sulfuro de hierro) y pechblenda (un tipo de uranio). A diferencia al hierro que forma los BIFs, pirita y pechblenda existen en solidos insolubles sin oxígeno. Holland encontró que las rocas sedimentarias que preservan depósitos antiguos de ríos de hace 2 mil millones de años contienen partículas de estos minerales, pero ninguno de después de eso. Esto puede marcar cuando concentraciones de oxígeno llegaron a ser lo suficientemente altas para hacer que la pirita y pechblenda sean lo solubles y difíciles de preservar como solidos – el proceso opuesto de BIFs, pero causado por los mismos cambios en la atmosfera y exhibe el mismo tiempo. (Holland, 1962).

Justo como la deposición de BIFs desaceleró y paró en los océanos, capas ricas en hierro comenzaron a formarse en los continente. Estas capas son comúnmente conocidas como redbeds o capas rojas debido a su color rojo brillante – un color que derivan del hierro oxidado que contienen (Figura 4). La presencia de hierro oxidado en capas rojas sugiere que el oxigeno atmosférico debió haber sido abundante cuando se formaron. Mientras que muchas capas rojas menores que 2 mil millones de años existen alrededor del mundo, ninguna mayor se ha encontrado. Esta es otra línea de evidencia apoyando la idea de que el oxígeno atmosférico llego a ser abundante alrededor de 2 mil millones de años.

Isis
Figura 4: Redbeds o capas rojas como el grupo Supai expuesto en los acantilados del Templo Isis en el Gran Cañon, son tierras antiguas que tienen un color rojo brillante debido al hierro oxidado abundante que contienen. Las capas rojas comenzaron nada masa a formarse hace 2 mil millones de años, cuando la atmósfera contenía suficiente gas de oxigeno para reaccionar con el hierro en los sedimentos. image © Shutterstock

Lo mas convincente de todo fue, sin embargo la evidencia de isotopos estables o azufre preservados en rocas antiguas. Isotopos son átomos de un elemento que tienen un diferente numero de neutrones. Algunos se decaen radioactivamente, mientras que unos estables como los isotopos o azufre no decaen. En el caso del azufre, existen 4 isotopos estables. La forma mas abundante del azufre tiene 16 protones, 16 neutrones y una masa atómica de 32 (mostrado como 32S). Sus isotopos 33S (17 neutrones), 34S (18 neutrones), y 36S (20 neutrones) (Figura 5).

A pesar de que estos átomos de azufre participan en las mismas reacciones químicas y forman la mismas moléculas, cada una se comporta un poco diferente debido a sus masas diferentes. La mayoría de las veces, el isotopo mas liviano (32S) participa mas fácilmente participa en reacciones químicas debido a que es energéticamente mas favorable que isotopos mas pesados. Eso significa que para una reacción normal, el producto contiene mas 32S y menos de los isotopos mas pesados. De hecho, la abundancia de isotopos pesados usualmente disminuye siguiendo una relación esperada con mas 33S y menos 36S. Cuando esto sucede, los científicos dicen que el proceso siguió fraccionamiento dependiente de masa.

Stable isotopes of sulfur
Figura 5: Los isotopos estables de azufre incluyen 32S, 33S, 34S, 36S. Estos átomos difieren en el número de neutrones en su núcleo.

Sin embargo, unas pocas reacciones no dependen en la masa de los isotopos de azufre involucrados. Estas reacciones en su mayoría ocurren en la estratosfera en donde la radiación ultravioleta interactúa con gases de azufre, y existe suficiente energía para que reaccionen todos los isotopos. En estos casos, la cantidad de isotopos pesados no sigue la relación esperada, y el proceso resulta en fraccionamiento independiente en masa (MIF).

Las medidas de isotopos de azufre en la atmosfera moderna revelan de que bien poco fraccionamiento independiente de masa se lleva a cabo hoy en día. Esto se debe a dos factores, primero, la radiación de UV necesitada para llevar a cabo estas reacciones se absorben en los altos de la atmósfera por oxigeno y gas en el ozono, previniéndolo a interactuar con gases de azufre. Segundo, la mayoría de los gases de azufre hoy en día reaccionan con O2 para formar un compuesto soluble que es rápidamente removido de la atmósfera por la lluvia, antes de que tenga tiempo de reaccionar con radiación UV. En otras palabras, la presencia de oxigeno previene el MIF.

¿Pero este fue siempre el caso? En el año 200, James Farquhar, un científico en la Universidad de California, San Diego, publicó un estudio extendiendo el record de medidas de isotopos de azufre hacia atrás en el tiempo. El y sus colaboradores midieron los isotopos de azufre en rocas con edades tan altas como 4 mil millones de años. Expresaron sus resultados en términos de Δ33S, el cual es la relación de 33S medida en la muestra a 33S esperada para fraccionamiento dependiente de masa (vea un grafico de sus medidas en la Figura 6).

Farquhar MIF
Figura 6: La figura de Farquhar et al. (2000) muestra un gran rango de MIF a lo largo de la historia de la Tierra. MIF se muestra aquí como la diferencia de fraccionamiento dependiente de masa de 33S, or Δ33S. Entre 2.4 y 1.8 mil millones de años, los valores de Δ33S se convergieron en cero, sugiriendo que muy poco fraccionamiento independiente de masa llevo a cabo después de eso. image © AAAS

A pesar de que el azufre que el midió esta ahora atrapado en minerales, algún azufre comenzó como gas y heredó la composición isotópica de una primera fase. Si todas las muestras medidas en un tiempo determinado alrededor de cero (Δ33S=0), esto significa de que el fraccionamiento dependiente de masa fue el proceso dominante gobernando el ciclo de azufre y el oxigeno fue probablemente presente en la atmosfera (La línea gris en la figura 7). Cualquier valor de Δ33S que se difiere de 0, en ya sea dirección positiva o negativa, sugiere que el fraccionamiento independiente de masa ocurria en ese entonces, lo que significa que poco no nada de gas de oxigeno libre fue estaba presente en la atmósfera.

El record de Farquhar muestra que ocurrió mucho mas MIF en el pasado (Figura 7). Específicamente, parece que la cantidad de MIF varia dramáticamente antes de 2.4 mil millones de años y después se detuvo poco después (Farquhar et al., 2000). Esto sugiere de que en los primeros años de la atmósfera, el oxígeno no interfirió con la química estratosférica del azufre y de que el azufre fue preservado en rocas en muchos diferentes estados de oxidación, no solo la forma soluble del sulfato (SO4). Estas observaciones son consistentes con lo que esperamos que suceda en una atmosfera anóxica (sin oxígeno) apoyando otra evidencia de BIFs, uraninita y pirita.

Utilizando isotopos de azufre, Farguhar y otros geoquímicos proveyeron la evidencia mas conclusiva que existe de que la primera atmosfera no contenía mucho gas de oxigeno y que un evento relativamente repentino causó que se aumentara entre hace 2.4 y 1.8 mil millones de años. Sin embargo, sus conclusiones estaban apoyadas por el trabajo previo de Cloud, Holland, Schopf y otros. Toda la evidencia junta – desde fósiles hasta las formación de hierro y hasta los isotopos de azufre – ayudó a científicos a determinar de que la Tierra de antes no tenia oxígeno y determinar cuando apareció por primera vez.

Este episodio se conoce ahora como la Gran Oxidación, el momento en el que la Tierra llego a ser el primer planeta que contiene cantidades sustanciales de gas de oxigeno en su atmósfera (Figura 7). La Gran Oxidación ocurrió entre 2.4 y 1.8 mil millones de años. Después de eso, la concentración de gas de oxígeno permaneció bajo por otro mil millones de años, antes de incrementar de nuevo en el presente.

Abundance of oxygen in the atmosphere over time
Figura 7: Las estimaciones máximas (rojo) y mínimas (verde) de concentraciones de gas en la atmosfera sobre los últimos 4 mil millones de años. De Bekker y Holland (2012). image © Elsevier

Punto de Comprensión

La información mas importante acerca de la cantidad de gas de oxígeno en la primera atmósfera vino de medidas de

Preguntas en curso

Existen aun muchas preguntas sobresalientes de la Gran Oxidación, el tiempo del aumento en oxígeno, y la evolución de fotosíntesis. Parece que hay un atraso entre la evolución del fotosíntesis (hace mas de 3.5 mil millones de años), la Gran Oxidación (el cual comenzó aproximadamente hace 2.4 mil millones de años), y el final de la formación BIF hace 1.8 mil millones de años, el cual permanece bien poco entendido. Y científicos aun trabajan en el entendimiento de cuanto gas de oxigeno, debió haber en la atmosfera antes de la Gran Oxidación.

Incluso después de la Gran Oxidación, los niveles de oxígeno permanecieron mucho mas bajos que hoy, es otro misterio. El oxígeno solo alcanzó concentraciones modernas hace alrededor de 600 millones de años, por razones que los científicos aun debaten y permaneció misteriosamente constante hasta el presente. Dejando mucho para ser entendido acerca de la evolución de la atmósfera de la Tierra. Sin embargo, todo lo que aprendemos acerca del pasado de la Tierra nos ayuda a entender lo que puede suceder en el futuro al cambiar la composición de la atmósfera continuamente.

Resumen

La composición de la atmósfera de la Tierra ha evolucionado con el tiempo. Este módulo examina como la Tierra llego a ser el único planeta en el universo que contiene gas de oxígeno. Este módulo explora la llegada y aumento de oxigeno en la atmósfera de la Tierra. La Evidencia que se describe incluye el record de piedras, líneas de hierro en sedimento, fósiles microscópicos e isótopos de azufre.

Conceptos Clave

  • La primera atmósfera de la Tierra tenia una diferente composición que la atmósfera moderna y contenía muy poco gas de oxigeno.
  • El aumento de gas de oxigeno en la atmosfera de la Tierra fue dependiente de la evolución de la bacteria que fotosintetiza en los océanos.
  • Nuestro conocimiento acerca del aumento de gas de oxigeno en la atmósfera de la Tierra proviene de múltiples líneas de evidencia en el récord de piedras, incluyendo la edad y distribución de formaciones de hierro, la presencia de microfosiles en rocas oceánicas y los isótopos de azufre.
  • Referencias
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  • Farquhar, J., Bao, H., & Thiemens, M. (2000). Atmospheric influence of Earth’s earliest sulfur cycle. Science, 289(5480),756–758. doi: 10.1126/science.289.5480.756
  • Holland, H. D. (1962). Model for the evolution of the Earth’s atmosphere. In A.E.J. Engel (ed.), Petrologic Studies: A volume to honor AF Buddington, 447–477. Boulder, CO: Geological Society of America.
  • James, H. L. (1983). Distribution of banded iron-formation in space and time. Developments in Precambrian Geology, 6, 471–490.
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Julia Rosen, Ph.D., Anne E. Egger, Ph.D. “La Historia de la Atmósfera de la Tierra II” Visionlearning Vol. EAS-3 (3), 2014.