1.3.2. El oxígeno en la atmósfera (2.500-800 Ma

centración de antocianina que de clorofila. La antocianina es un pigmento que absorbe la luz verde, y podría actuar como un protector solar. Demasiada exposición solar puede reducir la capacidad para hacer fotosíntesis (fotoinhibición).

Las cianobacterias. Hace 3.000 Ma no había mucho que hacer en términos de actividad biológica en los océanos. Las bacterias procesaban sulfato y óxidos de hierro, que son rutas menos efectivas que la ruta con oxígeno. Como había poco oxígeno, el hierro se oxidaba por una reacción fotoquímica. La ruta del oxígeno incorporada por las cianobacterias permitió digerir más biomasa. Esto fue un factor de geoingeniería a escala planetaria. La división del agua quizás fue el invento más desafiante de la química en la historia del planeta. Las cianobacterias hoy viven en comunidad con algas verdes. Prosperan en la escorrentía de fertilizantes (nitrógeno y fósforo) cerca de las áreas agrícolas. Poseen compuestos dañinos (tóxicos al hígado y el cerebro). Por ejemplo, en el Lago Taihu (China-2006) una planta de tratamiento de agua debió cerrarse por el crecimiento de las algas. El problema era que los esfuerzos químicos para tratar el agua mataron las cianobacterias y entonces se liberaron sus toxinas en el agua. /// Un estudio analizó el ADN de las cianobacterias recogidas en la Antártida en 1901 y se comparó con muestras actuales. Las cianobacterias eran el principal tipo de vegetación que cubría la zona del campamento antártico hace un siglo. Una muestra fue prensada entre dos hojas de papel y almacenada en un Museo. Se esperaba que las bacterias en la Antártida actual hubieran evolucionado o que fueran nuevas especies, pero no fue así. Quizás estas bacterias evolucionen muy lento porque tienen la capacidad de soportar tensiones extremas.

La etapa previa (3.000-2.500 Ma). Un estudio analizó datos geoquímicos de 48.000 muestras de esquistos y rocas ígneas que documentan el cambio en la atmósfera. Antes del evento de oxigenación las rocas eran ricas en magnesio; bajas en sílice y contenían el mineral olivino. Cuando el olivino entra en contacto con el agua, inicia reacciones químicas que consumen oxígeno y lo secuestran bloqueándolo. El olivino neutralizaba el oxígeno producido por las cianobacterias. Cuando la corteza continental evolucionó a una composición similar a la actual, el olivino desapareció y los océanos comenzaron a acumular oxígeno que luego pasó a la atmósfera. Hace 2.300 Ma volvió a caer el nivel de oxígeno en un valle que duró hasta hace 800 Ma. Gran Evento de Oxigenación. Las cianobacterias aumentaron en 10.000 veces el oxígeno en la atmósfera en el período 2.500-2.300 Ma. Este evento coincidió con cambios geológicos (química de las rocas y tectónica de placas), en la atmósfera (oxígeno, ozono y glaciaciones) y en la vida (cianobacterias y eucariotas). /// Un estudio analizó muestras de lutitas (roca sedimentaria formada por restos de erosión) a nivel global en 278 sitios. Se pudo obtener evidencia desde hace 3.700 Ma a la actualidad. Se concluyó que hace 2.400 Ma la masa continental era el 60 % de la actual y en aumento. La superficie emergente comenzó a cambiar el albedo del planeta. Hasta hace 2.500 Ma el planeta era azul oscuro con nubes blancas. El aumento de

la masa continental redujo el albedo, alteró el balance radiactivo en el planeta y generó una serie de episodios glaciales entre 2.400 y 2.200 Ma. El aumento del oxígeno produjo la aparición de la capa de ozono y la reducción de la radiación UV que llegaba a la superficie. El oxígeno producido por las cianobacterias eliminó por oxidación al metano llevando al planeta a la primera era glaciar global. /// El evento de oxigenación produjo que las rocas se oxidaran y se volvieron rojas (antes eran grises). Hace 2.400 Ma la historia de la atmósfera de la Tierra se separa de la historia de Marte. Un signo confiable de la vida es la luz reflejada por las plantas al espacio. La vida basada en la clorofila no absorbe la luz verde y absorbe poca infrarroja. El resultado es un salto abrupto (“borde rojo”) en el espectro de reflectancia de la Tierra. Es un fenómeno difícil de replicar sin organismos vivos. Así el albedo y el color que reflejaba el planeta cambió desde este momento.

Proxys del oxígeno. Para conocer el nivel de oxígeno en el pasado profundo se deben usar proxys (datos indirectos). /// Un posible proxy es la concentración de cromo Cr-53 en los sedimentos. En presencia de oxígeno el cromo reacciona con otros metales. Los isótopos más pesados del cromo de origen natural se oxidan y son arrastrados a los océanos. También el manganeso Mn que se encuentra en rocas sedimentarias sirve de proxy. Cerca de Sudáfrica, en rocas marinas de 2.400 Ma de edad, se encontraron grandes depósitos de Mn. El Mn es soluble en agua de mar, y si no hay oxidantes fuertes permanecerá acuoso. Cuando se oxida se precipita, formando un sólido que se concentra en los sedimentos del fondo. En las rocas bajo estudio mediante rayos X se pudo confirmar que los óxidos de manganeso son fósiles químicos. Esto indica que la reacción de fotosíntesis basada en manganeso es previa a la fotosíntesis por división del agua. /// Otro proxy puede ser la sal. Las rocas de sal cristalizadas extraídas a 2 km de profundidad en Karelia (Rusia) contienen halita (sal de roca). Es idéntica a la sal de mesa (cloruro de sodio), pero estos cristales se formaron cuando se evaporó el agua de mar hace más de 2.000 Ma. El nivel de oxígeno se puede inferir de la cantidad de sulfato creado cuando el azufre reaccionó con el oxígeno.

Un largo y aburrido período. Luego del evento de oxigenación y por razones no entendidas, el nivel de oxígeno cayó a una fracción. Entre 2.200 y 800 Ma, el nivel de oxígeno en la atmósfera era muy bajo y la capa protectora de ozono (O3) no existía. Fue un período de notable estabilidad química en el océano y la atmósfera, pero de muy baja abundancia y diversidad de organismos eucariotas. /// Un estudio analizó una muestra de oxígeno extraída de un depósito lacustre evaporado hace 1.400 Ma en Canadá. El objetivo era obtener una medida de la “producción primaria”, que es la biomasa representada por algas y cianobacterias. Se encontró que era muy inferior a la actual, con una biosfera global muy pequeña, e incapaz de soportar la vida macroscópica compleja. Este podría ser el panorama de todo este largo período. Como la vida puede extraer más energía desde el sulfato que del metano, la vida privilegia el consumo de sulfato sobre el metano. El metano es destruido por el oxígeno y el sulfato. Con una atmósfera sin metano ni ozono, el efecto invernadero en ese período era incierto. Un aporte podría provenir del vapor de agua, el óxido nitroso y el CO2. Lo cierto es que el oxígeno recién se recuperaría en parte hace 800 Ma cuando se inició la vida pluricelular.