Gran Oxidación


Gran Oxidación
Oxígeno molecular en la atmósfera de la Tierra dado en atmósferas de presión. Etapa 1 (3.850-2.450 millones de años): no se acumula oxígeno. Etapa 2 (2.450-1.850 m.a.): el oxígeno es absorbido por los océanos y fondos marinos. Etapa 3 (1.850-850 m.a): el oxígeno sale del océano y es absorbido por la superficie terrestre y en la formación de la capa de ozono. Etapas 4 (850-540 m.a.) y 5 (540 hasta la actualidad): los sumideros se saturan y el oxígeno se acumula en la atmósfera.[1]

La Gran Oxidación fue un cambio medioambiental muy importante que ocurrió probablemente sobre el Período Sidérico al comienzo del Paleoproterozoico, hace alrededor de 2.400 millones de años atrás. También se denomina crisis del oxígeno, revolución del oxígeno o catástrofe del oxígeno.

Los primeros organismos fotosintéticos realizaban la fotosíntesis anoxigénica, en la cual no se desprende oxígeno, tal como hacen en la actualidad las bacterias verdes del azufre y no del azufre, y las bacterias púrpura. Cuando surgieron los primeros organismos capaces de realizar la fotosíntesis oxigénica (como las cianobacterias) hace unos 2.800 millones de años, se empezó a producir oxígeno molecular (O2) en grandes cantidades.[2] La emisión de oxígeno al medio ambiente eventualmente provocó una crisis ecológica para la biodiversidad de la época, pues el oxígeno es tóxico para los microorganismos anaerobios dominantes entonces.[cita requerida]

Otra consecuencia importante fueron los cambiós climáticos subsiguientes. La generación de metano (CH4) atmosférico se debía en buena parte a los organimos anaerobios, los cuales sufrieron descensos poblacionales debido al aumento del oxígeno molecular atmosférico. Por otro lado, el metano frente al oxígeno molecular y radiación ultravioleta, se oxida rápidamente, generando dióxido de carbono (CO2). Este cambio de CH4 a CO2 en la atmósfera reduciría de forma considerable la temperatura global, ya que el potencial de efecto invernadero del metano es varias veces mayor que el del dióxido de carbono. Este descenso drástico de temperatura desencadenaría la Glaciación Huroniana, ocurrida hace 2.400 millones de años aproximadamente.

Sin embargo, esta drástica transformación también ofreció una nueva oportunidad para la diversificación biológica, así como enormes cambios en la naturaleza de las interacciones químicas entre las rocas, arena, arcilla y de otros sustratos geológicos, y las atmósfera, los océanos y otras aguas superficiales. A pesar del reciclado natural de la materia orgánica, la vida se había mantenido energéticamente limitada hasta la amplia disponibilidad de oxígeno. Este avance en la evolución del metabolismo aumentó en gran medida el suministro de energía para los organismos vivos, produciendo un impacto ambiental global.

Desfase temporal

Roca de hierro bandeado.

Hubo un retraso de alrededor de 300 millones de años desde el momento en el que los organismos fotosintéticos comenzaron la producción de oxígeno (hace 2.800 millones de años) y el momento de la catástrofe del oxígeno cuando se produjo un rápido aumento del oxígeno atmosférico (2.450 millones de años). Un fenómeno que explica este desfase es que el aumento de oxígeno tuvo que esperar a cambios tectónicos en la "anatomía" de la Tierra, incluida la aparición de las plataformas marinas en las que los compuestos orgánicos de carbono reducidos pudiesen llegar a los sedimentos y ser enterrados.[3]

A continuación, el oxígeno recién producido se consumió en diversas reacciones químicas en los océanos, principalmente con hierro. La prueba de este fenómeno se encuentra en las antiguas rocas que contienen enormes formaciones de hierro bandeado procedentes de la oxidación del hierro presente en el océano y que en la actualidad constituyen los principales yacimientos de hierro explotados comercialmente. Pero estos fenómenos químicos no explican completamente la demora en la acumulación del oxígeno en la atmósfera.

El metano atmosférico, abundante en la época debido a la dominancia de organismos anaerobios, también fue una trampa importante para el oxígeno molecular, ya que se oxida rápidamente a dióxido de carbono en presencia de la radiación ultravioleta.

Una teoría reciente (2006) es la de la bioestabilidad, que pretende explicar los 300 millones de años de retraso mediante un modelo matemático de la atmósfera que reconoce que la protección contra la radiación ultravioleta disminuye la tasa de oxidación de metano, una vez que los niveles de oxígeno son suficientes para formar una capa de ozono. Esta explicación propone un sistema con dos estados estables, uno con un menor (0,02%) contenido de oxígeno atmosférico, y otro con mayor (21% o más). La Gran Oxidación puede entenderse entonces como un interruptor entre los estados estables inferior y superior.[4]

Otro factor que puede explicar el retraso en el enriquecimiento de oxígeno la atmósfera puede haber sido debido a la producción fotosintética de hidrógeno molecular que primero se almacenó en la atmósfera antes de perderse lentamente en el espacio.

Referencias

  1. H.D. Holland (2006), The oxygenation of the atmosphere and oceans, Philosophical Transactions of The Royal Society B, Vol. 361, No. 1470, pp. 903-915, DOI 10.1098/rstb.2006.1838.
  2. T. Cavalier-Smith, M. Brasier y M. Embley (2006), Introduction: how and when did microbes change the world?, Philos Trans R Soc Lond B Biol Sci, 361(1470): 845–850, doi: 10.1098/rstb.2006.1847.
  3. Lenton, T. M.; H. J. Schellnhuber, E. Szathmáry (2004). «Climbing the co-evolution ladder». Nature 431:  pp. 913. doi:10.1038/431913a. 
  4. Goldblatt, C.; T.M. Lenton, A.J. Watson (2006). «The Great Oxidation at 2.4 Ga as a bistability in atmospheric oxygen due to UV shielding by ozone». Geophysical Research Abstracts 8:  pp. 00770. http://www.cosis.net/abstracts/EGU06/00770/EGU06-J-00770.pdf. 

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