25- La atmósfera terrestre

25-LA ATMÓSFERA TERRESTRE

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“…Aún no existe la luz de la mañana;

la vida es un espejo sin memoria,

una forma cambiante y transitoria

que es anterior al hombre y es humana…”

(Luis Rosales)

                   Hasta bien entrado el siglo XX se creía que la atmósfera terrestre primitiva, es decir, la que había cuando el planeta se consolidaba hace unos cuatro mil millones de años, estaba constituida fundamentalmente por metano, amoníaco, vapor de agua, etc. Todos ellos, en definitiva, compuestos muy similares a los que forman en la actualidad las atmósferas de los planetas jovianos. Esta idea estaba inspirada por los experimentos de laboratorio realizados a mediados del mencionado siglo buscando una explicación plausible a los orígenes de la vida.

                   Cierto es que las moléculas precursoras de la vida se obtienen con suma facilidad provocando descargas eléctricas o chispas en el seno de una atmósfera con los componentes enumerados. Cobijadas por la atmósfera secundaria de la Tierra, algunas de las sustancias que los gases precipitaron pudieron combinarse fácilmente entre sí. No eran precisos agentes exteriores para que los gases primitivos colisionasen y reaccionaran formando gases ligeramente más complejos, como el amoníaco y el metano. Es fácil comprender que hay fuerzas electromagnéticas en los electrones que impelen a esta clase de átomos a juntarse, produciendo moléculas gaseosas estables y que más adelante los productos moleculares pudieron ser los protagonistas de otras reacciones químicas que, sin embargo, ya no tenían un carácter espontáneo. Partiendo de la base que las moléculas simples de amoníaco, metano y vapor de agua requieren de alguna energía suplementaria para formar moléculas más complejas, la analogía en la evolución de los planetas interiores y jovianos con respecto a sus atmósferas, puede establecerse con cierta dificultad tomando como fundamento la descripción de las formaciones planetarias a partir de la nebulosa original. Por tanto, no era descabellado suponer que la gran abundancia de hidrógeno y helio existentes en esta última, se tradujera posteriormente en una conformación química similar a la de las densas atmósferas poseídas por Júpiter y Saturno, Urano y Neptuno.

                   Pero la naturaleza química de estos planetas que fue determinada en un principio, por la gran abundancia de hidrógeno y helio en la nebulosa original, fue retenida con gran eficacia debido a sus intensos campos gravitatorios. No hay que pasar por alto que los planetas jupiterianos tienen mucha más masa que la Tierra (Urano, el menor del grupo tiene una masa que es catorce veces y media superior a la de nuestro planeta) y eso favoreció que el gran acopio de hidrógeno que retuvieron llevase a la formación de hidrógeno molecular, metano, amoníaco y agua. Sus atmósferas reductoras en las que predomina absolutamente el hidrógeno molecular y el helio atómico, carecen de capacidad evolutiva y por eso es nula la presencia de carbono, nitrógeno y oxígeno libres, tan difundidos en la atmósfera terrestre, que tiene un carácter oxidante o, lo que es lo mismo, rico en oxígeno.

                   En consecuencia, la búsqueda de la simplicidad en la deducción realizada con el fin de ver el camino evolutivo de las atmósferas de los planetas gigantes, no se mantiene al analizar las de los planetas terrestres. En una primera y muy temprana fase, las atmósferas primitivas de los planetas interiores fueron también reductoras, o sea muy parecidas a las de los planetas jupiterianos, pero tuvieron breve duración. En una segunda fase de desarrollo atmosférico los planetas terrestres perdieron sus atmósferas primitivas, y con la excepción de Mercurio, que carece de atmósfera por la potente irradiación solar que sufre, adquirieron gracias a la propia actividad de origen endógeno -mediante la acción volcánica- una segunda atmósfera que, en el caso de la Tierra, es altamente oxidante. Venus y Marte tienen ambos atmósferas de dióxido de carbono, lo que concuerda con las ideas actuales acerca de cómo se formaron éstas.

                   Las notables diferencias que se pueden apreciar también en las atmósferas de los planetas terrestres se explican fácilmente por las distintas distancias a que están situados del Sol. Venus y Marte son muy escasos en agua, mientras que en la Tierra el CO₂se ha transformado en otros compuestos. La pregunta que podemos hacernos es: ¿A dónde fue a parar el bióxido de carbono atmosférico terrestre, tan abundante en las erupciones volcánicas? Calculando una emisión de CO₂de un diez por ciento en el total de los gases lanzados a la atmósfera, y teniendo en cuenta además que su velocidad de salida al exterior fue en el pasado incluso superior a la actual, la cantidad de anhídrido carbónico existente en la atmósfera debería ser unas cien veces mayor que la cantidad de nitrógeno. Consecuentemente, la presión atmosférica debería verse incrementada hasta ochenta o noventa Kg. por cm² a la par que la temperatura alcanzaría cotas considerablemente más elevadas. También sorprende que los gases nobles pesados, neón, argón, criptón, xenón y radón, se hallen presentes en la atmósfera de la Tierra solo en muy pequeñas cantidades. Teniendo en cuenta que el neón es uno de los elementos más difundidos del universo, puesto que abunda más que nuestro familiar nitrógeno, cabría esperar mayores cantidades de él en la atmósfera terrestre primitiva. La proporción actual de los otros gases nobles en la atmósfera es también mucho más pequeña que lo que podría esperarse. Dado que esos gases son químicamente inertes, no puede alegarse que, quizás, reaccionaron con otros elementos, formando compuestos sólidos que precipitaron fuera del alcance de la atmósfera terrestre. Lo más probable es que siguieran la estela escapista del hidrógeno y el helio, abandonando la atmósfera y difundiéndose por el espacio exterior. Consiguientemente, la Tierra al igual que Venus y Marte, estuvieron al final de la primera etapa orbitando alrededor del Sol como cuerpos rocosos, desprovistos en gran medida, de las atmósferas que no pudieron retener.

                   En cuanto a la supuestamente deficitaria distribución del CO₂en la atmósfera terrestre actual, hemos de remontarnos a una segunda etapa de su evolución previa, cuando entró en un proceso químico-geológico por el cual se combinó con los silicatos cálcicos, ocasionando la formación de sílice y carbonatos. Si esta concentración de CO₂no se hubiera rebajado drásticamente hasta el 0,03 por cien que hay en la atmósfera que respiramos, nunca hubiera podido originarse un tipo de vida como el que conocemos sobre nuestro planeta. Venus, por ejemplo, conservó casi íntegramente su CO₂atmosférico y tiene en la actualidad una concentración del noventa y cinco por cien. Como su distancia al Sol es aproximadamente un tercio inferior a la de la Tierra, su superficie nunca llegó a enfriarse lo suficiente como para que los silicatos se combinasen con el CO₂,ya que se trata de una reacción influenciada por la temperatura que tengan las rocas.

                   En nuestro planeta, la realización de registros geológicos posibilita la elaboración de balances geoquímicos que nos permiten forjar una idea de la importancia que llegaron a tener determinados acontecimientos en el pasado. Es importante saber, según eso, en qué medida el oxígeno y el carbono guardan un delicado equilibrio geoquímico en las zonas verificables de la corteza terrestre.

                   Si se realiza la simple operación de sumar todo el carbono y el oxígeno migrantes, que se encuentran tanto en estado gaseoso como en estado soluble en los más diversos enclaves (formando depósitos, por ejemplo) geoquímicos, se llega a obtener una cuantía absoluta estimada, tan enorme como unos cien billones de toneladas métricas. La paulatina conversión geoquímica del monóxido de carbono en anhídrido carbónico a lo largo del tiempo geológico, ha tenido como consecuencia la sobreabundante generación de oxígeno que se detecta en todos los análisis efectuados. Pero ¿cuales fueron los mecanismos que desencadenaron el proceso hasta llegar a la situación actual?  

                   La existencia de una presión de anhídrido carbónico de varias atmósferas en nuestro planeta primitivo pudo provocar una rápida modificación de las características superficiales del mismo. Unas condiciones que, en principio era frías y secas se tornaron en cálidas y húmedas gracias a la producción del efecto invernadero. Este fenómeno se debe a que la radiación visible procedente del Sol atraviesa la atmósfera y calienta la Tierra, pero en cambio, la radiación infrarroja procedente de la Tierra no puede escapar porque el anhídrido carbónico atmosférico la absorbe. Este efecto invernadero se revela como un poderoso instrumento en la regulación de la temperatura superficial. Entre otras cosas, el aumento de temperatura origina la fundición del hielo, el agua se incorpora activamente en forma de vapor a la atmósfera y la presión parcial de éste se incrementa rápidamente con el ascenso de la temperatura. Además, así se generan movimientos de convección en el seno de la atmósfera, en forma de corrientes ascendentes y descendentes que posibilitan la condensación del vapor de agua que aquella contiene. El efecto de esa condensación es producir un enfriamiento global en el curso de la transferencia del calor latente. Se estima que ese proceso de enfriamiento en el caso que nos ocupa, no alcanzó un punto crítico hasta que los océanos estaban muy calientes, quizás con temperaturas superiores a los cincuenta grados centígrados. Ese elevado nivel térmico pudo favorecer a los primitivos organismos termofilos, que según los autores, pudieron ser, o bien de origen cometario o bien de origen autóctono. En cualquier caso, prosperarían especialmente bien aquellos que se originaran en agua a elevadas temperaturas, que favorecen especialmente la liberación de energía química. La vida, que comenzó a desarrollarse con apoyo en la composición original de su atmósfera, muy probablemente, ayudó a mantener ella misma el nivel de CO₂existente en sus comienzos. Aunque los organismos marinos absorbieran importantes cantidades del anhídrido carbónico disuelto en las aguas, formando carbonatos, el equilibrio se mantenía estable. Los océanos tomaban más CO₂de la atmósfera, y ésta recibía a su vez un aporte suficiente del activo vulcanismo, que compensaba su detracción.

                   El lento declinar del predominio del CO₂en la atmósfera terrestre hasta convertirse en un compuesto escaso en la misma, tuvo lugar con un correlativo y progresivo aumento del oxígeno libre. Este elemento, no debería haber sido un componente fundamental de aquella atmósfera primitiva, y mucho menos, en la proporción que lo es actualmente. Dado que no hay mecanismos abióticos conocidos que produzcan oxígeno en grandes cantidades, si se exceptúa la insignificante presencia que se detecta en la alta atmósfera por la acción de los rayos ultravioleta sobre las moléculas de vapor de agua, la justificación de su presencia tiene que venir de otro lado. El oxígeno reacciona muy fácilmente con un gran número de elementos químicos, por lo que cualquier molécula de este gas que queda libre es rápidamente capturada originando sulfatos y óxidos de hierro. Hoy sabemos que la vida vegetal, que cubrió con su manto verde todos los continentes, fue la responsable de su difusión por todo el planeta y de la importancia capital que tiene el oxígeno en la composición atmosférica actual. Las plantas se sirven de pequeñas cantidades de este gas en sus procesos vitales, pero a cambio toman el CO₂atmosférico masivamente, rompiendo las moléculas en un momento en que al mismo tiempo que se libera el oxígeno preciso en un equilibrio atmosférico estable, como el que existe, incorporan el carbono a sus propias estructuras orgánicas. Pero esta es una descripción de lo que ocurre en el momento presente.

                   La presencia del oxígeno libre a la escala masiva que se da en la actualidad, es pues, achacable de manera preferentemente a la fotosíntesis, fenómeno que se produce en la actualidad con extraordinaria difusión en casi todos los lugares del planeta. Su acumulación se produjo hace tan sólo dos mil millones de años, una vez oxidados casi todos los minerales reducidos del mar. Hace entre dos mil y mil millones de años el oxígeno alcanzó los niveles actuales, creando un nicho para la vida que comenzaba a evolucionar. Pero no parece probable que fuera así en los comienzos atmosféricos. Los más primitivos seres vivos unicelulares no prosperaban en ambientes oxigenados ya que eran letales para ellos, por lo que se aprovisionaban de alimentos fotoquímicamente. En general, se admite que la proporción actual del ventiuno por cien del oxígeno es consecuencia de la actividad fotosintética. Una cuestión importante es saber si el oxígeno atmosférico fue aumentando poco a poco o si lo hizo de forma súbita. Parece que estudios recientes indican que el proceso se inició hace dos mil cien millones de años bruscamente y evolucionó con rapidez hasta la situación actual, hace mil quinientos millones de años.

                   Un cambio importante en la composición de la atmósfera, decisivo para la organización de las propias formas vivientes que surgieron, fue la aparición de organismos similares a bacterias, que practicaban una especie de rudimentaria fotosíntesis. Por su organización, a la par que extraían el hidrógeno del agua con fines energéticos, el oxígeno sobrante liberado se combinaba con sustancias reducidas, como alcoholes y sulfuros. Sin embargo, los auténticos procesos fotosintéticos masivos se produjeron cuando el oxígeno naciente se incorporó directamente al aire atmosférico. La perfección de los intercambios se logró plenamente con la aparición de las plantas verdes. Desde entonces, el pigmento fotosintético por excelencia, la clorofila, posibilitó la difusión por todas partes de la vida vegetal. En el pasado lejano, como decimos, los responsables primitivos de la generación inicial de oxígeno fueron microorganismos parecidos a las cianobacterias, que actuando junto a sus congéneres en cantidades de miles de millones, y durante cientos de millones de años liberaron progresivamente crecientes cantidades de oxígeno que reaccionaban inmediatamente con moléculas de hierro disueltas en el agua marina, y precipitaban quedando enterrados en los sedimentos en forma de óxidos de hierro. Aunque no fueron los primeros seres vivos que aparecieron en el planeta, el oxígeno que comenzaron a liberar las cianobacterias fue un hecho verdaderamente decisivo en la historia evolutiva del mismo. No solo es significativo, el que probablemente emplearan distintos tipos de fotosíntesis, como la que genera oxígeno y la que genera azufre, sino que descubrieron un procedimiento para sintetizar su materia orgánica de manera más eficiente energéticamente, a la par que producían un gas tóxico para otros tipos de bacterias competidoras. No es descartable tampoco que en determinados momentos pudiera tener alguna importancia en la acumulación de oxígeno, la disociación de las moléculas de agua en forma de vapor, por la fuerte radiación solar.

                   Los comienzos, como vemos, fueron muy humildes. Las especies unicelulares, de las cianobacterias y de las bacterias, carecen de núcleo organizado, el material genético no está muy definido dentro de la célula, ya que flota más o menos libremente en el seno del ectoplasma (interior de la membrana celular) y se reproduce de la manera más sencilla posible, es decir, escindiéndose. Formas muy simples pero más evolucionadas de organización celular, como las algas verdeazuladas o las bacterias comunes, se erigieron sucesoras de tan singular procedimiento. No parece casualidad que la rápida evolución de la vida de los procariotas (organismos unicelulares sin núcleo) como se denominan a estas formas de organización celular primitiva, a los eucariotas (organismos unicelulares con núcleo) y a los metazoos u organismos pluricelulares, tuviera lugar en el lapso de tiempo, que duró mil millones de años en la consolidación de la presencia del oxígeno y el ozono.

                   La célula eucariota

                   El hecho destacable por su gran importancia cualitativa es que hace unos mil quinientos millones de años apareció casi de repente el nuevo tipo de célula en un medio ambiente rico en oxígeno y altamente estabilizado. La célula eucariota, de gran perfección funcional, como ya hemos dicho, consta de un verdadero núcleo protegido por una membrana doble; el material genético está muy definido y localizado, destacándose su serie cromosómica. Es un poco desconcertante que no existan formas intermedias entre células de los tipos procariotas y eucariotas, habiéndose alcanzado un nivel apreciable de organización eucarionte hace unos mil trescientos, o quizá, mil cuatrocientos millones de años. Aún así la profesora Lynn Margulis sugiere la idea de que las células eucariotas se desarrollaron a partir de sus antecesores procariotas, con las que debieron vivir estrechamente unidas. Lo que sí parece sólidamente establecido es que la vida eucariota comenzó sobre un asentamiento muy firme de la vida procariota.

                   La cosa más simple que en el campo biológico puede ser imaginada, es una bolita de ácidos grasos que rodean una molécula de material genético: esto es, una burbuja de lípidos con un ARN en su interior. La inmensa mayoría de los científicos han llegado a esa conclusión después de estudiar los componentes más esenciales de la vida. La estructura de los seres vivos presenta manifiestas semejanzas en el sentido de que las proteínas constituyentes (incluidos los catalizadores biológicos, esenciales en el funcionamiento celular) se construyen a partir de una veintena de aminoácidos típicos. La información, útil en el ensamblaje de estos aminoácidos en la secuencia correcta se encuentra codificada en el ADN, sustancialmente, en los genes. Éstos a su vez están hechos de cadenas de nucleótidos, que son los fragmentos constitutivos de los ácidos nucleicos, el ADN y el ARN.

                   No es por casualidad que la rápida evolución de la vida, de los procariotas a los eucariotas y a los organismos pluricelulares, tuviera lugar en la era que dura mil millones de años, del oxígeno y el ozono. La presencia de oxígeno en la atmósfera presentaba una ventaja importante para su organismo que intentase vivir sobre la superficie. Al filtrar la radiación ultravioleta, que descompone fácilmente las moléculas de material genético (ADN) y del propio oxígeno, la vida no tuvo la menor oportunidad de implantación en tierra hasta que el oxígeno de la atmósfera no fue lo suficientemente abundante como para permitir la formación de ozono. Tal cosa no pudo ocurrir hasta que el oxígeno atmosférico se acumuló hace dos mil millones de años, una vez oxidados casi todos los minerales reducidos marinos.

                   Si bien no se conocen fuentes primarias de oxígeno libre, hay mucho oxígeno combinado en el agua y sus diversas formas de presentación (líquida, sólida o gaseosa). De ésta sí que se conocen muchas fuentes primarias. Los dos modos más importantes de liberación del oxígeno del agua dependen de la energía solar. El de la radiación ultravioleta, que ya lo hemos  apuntado, consiste en la disgregación del vapor de agua en la atmósfera exterior. El segundo, vinculado con la fotosíntesis, tiene que ver con la escisión de la molécula del agua que, al asimilar bióxido de carbono, forma hidratos de carbono y libera oxígeno a la atmósfera. Pero como ambos son procesos fácilmente reversibles, son capaces de ceder la energía que habían captado previamente. Pese a los eficientes sistemas biológicos montados para dar cuenta del oxígeno libre, éste no aumentaba a un ritmo lo suficientemente veloz como para compensar el ritmo al que el carbono era sepultado y los sumideros de oxígeno nuevo lo hacían desaparecer. Fue preciso que el oxígeno alcanzase concentraciones superiores al uno por mil de su nivel actual en algún lugar del planeta, para que las formas eucariotas capaces de metabolizar de forma anaeróbica pasase al metabolismo aeróbico. Hay que tener en cuenta que la primera aparición de la célula eucariota requiere de la evolución paralela de enzimas especiales llamados oxigenasas que son necesarios para la oxidación de ciertos componentes de la membrana de la célula denominados esteroides, que son distintivos de esa clase de microorganismos. Teniendo en cuenta que las enzimas no actúan a presiones de oxígeno inferiores a 0,001por cien del nivel actual del oxígeno atmosférico, es más que probable, que la presencia de eucariotas hace unos mil trescientos o mil cuatrocientos millones de años atrás, significase que la presión del oxígeno atmosférico alcanzó el nivel crítico mínimo para su desarrollo.

                   Con seguridad, esta clase de células eran todavía vulnerables a la acción venenosa del oxígeno, por lo que poseían algún dispositivo de control del oxígeno surgente que les permitía huir o desembarazarse de él. Además como al principio el gas no se producía aún masivamente a pesar de la rapidez de su crecimiento, tampoco podía formarse una capa de ozono apreciable que tamizase la peligrosa radiación ultravioleta, por lo que los organismos sólo podían prosperar en sedimentos bastante profundos. Es esta una suposición bien fundada, ya que muchas bacterias y algas verdeazuladas "modernas" disponen de sistemas protectores y de reparación que nos hacen pensar en que sus antecesores se protegieron análogamente de la intensa radiación biocida. Todavía hoy, muchas bacterias se guarecen en depósitos fangosos huyendo del oxígeno; se trata de los microorganismos anaeróbicos.

Los primitivos organismos fotosintetizadores, debían estar inmersos en un ambiente formado preferentemente por sustancias reducidas. Eso les facilitó una capacidad de absorción casi instantánea del oxígeno desprendido. El oxígeno de origen biogenético se combinaba rápidamente con sustancias que se transformaban, bien en sedimentos oxidados, bien en otras clases de compuestos gaseosos que podrían ser reintegrados con posterioridad, mediante algún ciclo migratorio, a distintas clases de formaciones sedimentarias. Las evidencias geológicas que corroboran lo expuesto son muy notables. Así tenemos los depósitos de minerales de uranio (UO₂y UO₃) encontrados en antiquísimas rocas de origen precámbrico. Este mineral se oxida muy fácilmente al entrar en contacto con el oxígeno libre, formando U₃O₈. Eso quiere decir que había una gran escasez de oxígeno libre en el momento de la formación de los depósitos ya que hay que tener en cuenta que todos los localizados son anteriores a los dos mil millones de años de antigüedad.

                   Los geólogos se han fijado con notable preferencia en una clase de rocas silíceas de origen sedimentario que ayudan a esclarecer con mucha efectividad algunos de los interrogantes planteados a ese respecto. Las formaciones a las que aludimos son muy poco comunes en depósitos recientes. En cambio, son de frecuente presencia en registros de hace dos mil a tres mil ochocientos millones de años atrás. Se distribuyen normalmente en bandas rojas, grises, azules, negras y blancas de sílice, alternativamente rico y pobre en hierro. Hablamos de las conocidas formaciones de hierro bandeadas (banded iron formations) BIF. Los científicos son unánimes en su opinión por las que adjudican a esa clase de rocas un origen químico. Los depósitos tuvieron gran importancia, dadas las grandes extensiones territoriales y formidables masas de agua implicadas en el fenómeno.

                   Las formaciones de hierro bandeadas (BIF) pueden ser consideradas como el resultado de la absorción del primer oxígeno naciente por el hierro en estado ferroso que había disuelto en el océano primigenio terrestre. La solución ferrosa actuó como un sumidero absorbente de todo el oxígeno que iba surgiendo, transformándose en óxido férrico, que es muy poco soluble. El hierro experimentó una brusca precipitación (en estado oxidado), al combinarse con el oxígeno producido por algas verdeazuladas flotantes o alguna otra clase de fitoplancton primitivo. Parece que todos los organismos involucrados en el proceso era del sencillo tipo descrito (procariota), dado el predominio que había entonces de aguas saturadas en sílice, lo que indica que los organismos capaces de segregarla o precipitarla no habían aparecido todavía, es decir, los tipo eucariota. Poco a poco los sumideros de oxígeno se fueron colmando hasta quedar totalmente neutralizada su capacidad de absorción.

                   El nivel de oxígeno en la atmósfera sólo comenzó a establecerse definitivamente cuando todo el hierro se hubo oxidado (formando deposiciones de hierro bandeado), pues antes el oxígeno era absorbido tan pronto como se producía. Por lo demás, la edad de los estratos depositados como capas rojas, que son los más antiguos, nos sugieren que posiblemente hubo ya bastante oxígeno como para sustentar metabolismo eucarióticos de oxidación hace mil ochocientos o dos mil millones de años. Si bien es verdad que los datos actuales nos permiten inferir con un grado razonable de seguridad que la presencia de un nivel aeróbico de organización estaba firmemente establecido hace mil trescientos o mil cuatrocientos millones de años.

                   La estructura biosférica

                   En cuanto a la organización de la vida multicelular propia de los metazoos, podemos decir que alcanzó el desarrollo adecuado hace unos seiscientos ochenta millones de años, en concordancia con unos niveles de oxígeno atmosférico determinado. En el comienzo de la era que los geólogos llaman el Eón Fanerozoico, el oxígeno debió alcanzar entre el seis y medio o siete por cien del actual nivel atmosférico. Suponiendo unas necesidades mínimas de oxígeno de los metazoarios y que sus delgados cuerpos lo tomaban del medio por simple difusión, es decir, sin ayuda de sofisticados sistemas de transferencia ni de obstáculos como caparazones o esqueletos externos que retardasen la absorción, la cifra más arriba señalada se ha calculado por extrapolación. Poco a poco, sin embargo, la evolución llevó a sistemas internos de transferencia de oxígeno más complejos, que propiciaron el desarrollo de esqueletos externos. Los registros geológicos sitúan esa época hace aproximadamente unos seiscientos millones de años. En ella, es muy posible que el oxígeno atmosférico alcanzara concentraciones de un diez a un doce por cien de su actual concentración atmosférica.

                   Si seguimos ascendiendo por la escala geológica hasta nuestros días, se puede conjeturar que los crecientes niveles de oxígeno y el desarrollo del metabolismo de oxidación están muy relacionados con las distintas etapas de la evolución biológica. Aunque esa relación no sea exactamente sujeta a precisión, (pues hubo mucha variaciones en las cantidades de oxígeno atmosférico según las fluctuaciones en la actividad volcánica, que, de repente, podían introducir sumideros de monóxido de carbono y otros gases reducidos) podemos estar seguros de que a la larga, la continua sedimentación de materiales carbonosos produjo un incremento del oxígeno en relación con la actividad biológica. Después de la aparición de los organismos vivos, el oxígeno, tan vital para nuestra existencia se hizo más copioso. Puede ser que fuese así como el aire se convirtió en lo que es, permitiendo la respiración de organismos de metabolismo oxidante como es el caso de la especie humana. Así sabemos que el aire respirado por los antiguos prehomínidos era muy parecido al que nosotros inhalamos hoy en día. Sólo en los últimos doscientos años, la quema de combustibles fósiles está poniendo carbono en circulación a un ritmo excesivamente acelerado. El nivel de CO₂ha aumentado un venticinco por ciento como consecuencia de la industrialización y la deforestación, mientras que el metano también ha duplicado su presencia a causa de las actividades agrícolas, el abuso en la extracción de materias primas con procedimientos contaminantes y la producción energética.      

                   Pero, además, el oxígeno es muy importante por otras circunstancias. No sólo es un soporte fundamental de la estructura biosférica, sino que además la presencia de uno de sus isótopos en la alta atmósfera es decisiva para la conservación de la misma, y de los océanos terrestres.

                   La Tierra es un planeta que podemos calificar de -afortunadamente- húmedo, con existencia de océanos de agua líquida. La intensa radiación ultravioleta que llega del Sol, al incidir directamente sobre la superficie marina, habría descompuesto hace muchos cientos de millones de años las moléculas de agua. El hidrógeno resultante de esa descomposición, como es un gas muy poco denso, se volatilizaría en el espacio exterior. Por fortuna, para la Tierra, en general, y para los seres vivos, en particular, a una altura de unos veinte a cincuenta kilómetros sobre la superficie terrestre los átomos de oxígeno se recombinan en forma de triplete, dando lugar a moléculas de ozono. La capa de ozono originada tamiza lo suficiente la radiación ultravioleta del Sol como para impedir la desecación de los océanos terrestres. También, gracias al ozono, se elimina la nocividad que para la vida tiene la susodicha radiación, ya que recibida en toda su cruda intensidad, sería absolutamente letal para los seres vivos.

                   La atmósfera de este planeta viene influenciada en su concepción y desarrollo, como puede verse, por tres factores que enumeramos: la distancia al Sol, la masa terrestre y la actividad volcánica. Las diversas exploraciones realizadas de la superficie de Marte revelan que posee una atmósfera muy tenue, con muy poco oxígeno libre, nitrógeno o vapor de agua, y un gran porcentaje de dióxido de carbono. Por las razones expuestas, se trata de una atmósfera que no ha llegado a evolucionar tanto como la terrestre. La masa relativamente pequeña de Marte, no crea un campo gravitatorio lo suficientemente fuerte que sea capaz de retener los gases ligeros. El efecto invernadero tuvo poca importancia, por lo que la irradiación calorífica del planeta devuelta al espacio exterior es superior a la que le llega del Sol. Las temperaturas alcanzadas son muy bajas, inferiores a cuarenta grados centígrados bajo cero, y las condiciones de asentamiento de la vida, aunque no puede decirse que la hagan totalmente inviable, sí que son en extremo precarias para su germinación y desarrollo. En el pasado su atmósfera debió ser mucho más densa, pues en las fotografías tomadas de su superficie se aprecian lechos secos de antiguos cauces fluviales ( con una edad de por lo menos mil millones de años), pero su evolución posterior le convirtió en un planeta que disipó casi toda su agua libre, que es tanto como decir que sus posibilidades de sustentación de procesos vitales futuros se mermaron (al no disponer tampoco de otra clase de líquidos alternativos talasógenos o susceptibles de propiciar reacciones químicas previtales) drásticamente o que quizá se anularon del todo.

                   El resultado del proceso evolutivo de la atmósfera terrestre no es el descrito en el caso de Marte, sino el que conocemos. La temperatura de la superficie de la Tierra, con su atmósfera más densa, se situó en una media de unos quince grados centígrados sin variaciones extremas (sólo excepcionalmente) en un sentido o en otro. El poder de reflexión o albedo y el efecto invernadero actúan conjuntamente como un poderoso termostato, que mantiene la temperatura de la superficie de la Tierra dentro de estrechos límites.

                   Los antecedentes de la atmósfera actual

                   A primera vista, puede resultar paradójico que el nitrógeno sea un gas tan abundante y que no haya tenido oscilaciones tan dramáticas como otros gases a través de la historia geológico-atmosférica del planeta; la razón es que no se combina fácilmente con otras sustancias. Es un gas casi inerte que se limita a moderar la excesiva actividad que tendría una atmósfera con oxígeno puro. El nitrógeno que componía la mezcla gaseosa primitiva tendió a permanecer en ella sin variaciones. Su origen fue debido a varios procesos, aunque el principal era la combinación del amoníaco de la atmósfera con el oxígeno que iba surgiendo y dando como resultado la obtención de nitrógeno y agua. De este modo aumentó relativamente su importancia cuantitativa con respecto a otros gases primarios, sirviendo como una especie de gas acompañante o vehicular, siempre inerte, del oxígeno libre. En consecuencia, no debe extrañarnos que con respecto al volumen total de la atmósfera terrestre, la composición sea como sigue, siempre dentro de unos estrechos límites: 77,77 por cien de nitrógeno; 20,86 por cien de oxígeno; 0,93 por cien de argón, neón, criptón, helio, radón, xenón y ozono y cantidades decrecientes y casi exiguas de otros, como vapor de agua (0,41 por cien), CO₂(0,03 por cien) e hidrógeno (0,00005 por cien). Esta composición es sensiblemente constante, excepto por lo que respecta al vapor de agua, hasta altitudes inferiores a los sesenta kilómetros.

                   De todas formas, el conocimiento exacto del momento en que la atmósfera comenzó a ser la misma que nos permite vivir es bastante problemático. Los elementos de juicio confirman que el instante en que se formaron las rocas más antiguas de la corteza terrestre, que están bien datadas cronológicamente, ya había cantidades muy notables de agua y aire. Geólogos de la universidad de Oxford consiguieron datar por fechación diversas clases de rocas sedimentarias del sudoeste de Groenlandia. En esa región el grupo de colaboradores de Stephen Moorbath halló un terreno que tiene entre tres mil setecientos y tres mil ochocientos millones de años. También, el grupo de Samuel A. Bowring exploró una pequeña área de Norteamérica, el gneis de Acasta, que tiene una antigüedad de tres mil novecientos sesenta millones de años. Es decir, que aunque procedían de un origen ígneo, esas clases de rocas habían experimentado muy fuertes transformaciones posteriores.

                   En la superficie de la Tierra, o muy cerca de ella, vastas áreas de materiales fundidos se enfriaron hasta solidificarse. Sin embargo, la existencia de muy importantes depósitos de origen sedimentario, nos lleva a deducir que activos procesos de meteorización tuvieron lugar seguidamente. Esa circunstancia exige la presencia de gases atmosféricos, entre los que destaca el anhídrido carbónico y el agua líquida, o al menos, en forma de vapor. Por acción química o simplemente mecánica, la disgregación de los materiales fue avanzando. Roturas y fragmentaciones acabaron por convertir las partículas en otras más pequeñas, obteniéndose así formaciones arcillosas de limos y disoluciones. Y no sólo eso, sino que además era preciso también que hubiera corrientes de agua que acarreasen los materiales arrancados hasta los lugares de deposición, preferentemente cuencas o depresiones ocupadas asimismo por aguas estacionarias. En todo el planeta hay testimonios de esa clase de procesos. En algunas partes, como en el este de Sudáfrica, los espesores sedimentarios son enormes, lo que da idea de la intensa actividad atmosférico-geológica existente, hace de eso tres mil cuatrocientos millones de años.

                   Definitivamente, en la composición de esa atmósfera primitiva había (eso lo tenemos claro) un predominio del dióxido de carbono, aunque también el nitrógeno era un gas digno de ser tenido en cuenta. Había cantidades muchos menores de otras clases de gases, pero lo más significativo es que carecía de oxígeno. Si se exceptúa la presencia de agua en abundancia, la atmósfera debía asemejarse mucho a la de Venus. A partir de aquí, son muy discutibles los detalles de la evolución de la atmósfera primitiva ya que carecemos de datos sobre la fuerza con la que irradiaba la luz solar. A pesar de que no hay unanimidad sobre ello, parece que los gases como el amoníaco y el metano estaban presentes de forma que con posterioridad llegaron a originar materia orgánica.

                   Desde cuatro mil quinientos millones de años atrás hasta hace dos mil quinientos millones de años, la potencia del Sol debió ser tan sólo un setenta y cinco por cien de la actual, lo que sugiere el planteamiento del problema de cómo pudo florecer la vida en el clima más bien hostil resultante de las radiaciones de un Sol poco activo. Una solución a ese dilema fue la aportada por George Mullen y Carl Sagan, que propusieron la idea de la creación de un efecto invernadero muy acentuado, debido a la presencia abundante de metano y amoníaco que les permitió capturar la radiación infrarroja del Sol con gran eficacia. Esa propuesta fue desechada porque se argumenta que esos gases tienen una tendencia muy acusada a reaccionar y, consiguientemente, su presencia atmosférica es muy fugaz.

                   Se ha tratado de sugerir otra solución, según la cual el metano no habría jugado un papel importante en la producción del efecto invernadero. El mismo CO₂sería el responsable de tal fenómeno. Claro que, entonces, la cuestión a resolver sería cuanto dióxido de carbono había en la atmósfera original. En la actualidad, la mayor parte de este gas está aprisionado en las rocas carbonatadas terrestres, sobre todo en las masas muy abundantes de piedra caliza que se distribuyen por todo el globo. Pero no sabemos todavía, ni cuando quedó inmovilizado allí, ni a qué ritmo se produjo esa inmovilización. Tampoco tenemos por qué suponer necesariamente que en el pasado el carbonato cálcico se crease mediante actividades biológicas, como en la actualidad. Quizá, el carbono pudo ser extraído de la atmósfera, preferentemente mediante reacciones químicas inorgánicas.

                   En cualquier caso, el conocer el grado de difusión del dióxido de carbono en la atmósfera primitiva es fundamental para entender los procesos de desarrollo climático. Hay dos opiniones enfrentadas sobre el mecanismo que gobierna el proceso. Una de ellas presupone que las temperaturas y el dióxido de carbono intervinientes en todo el ámbito atmosférico estaban, en realidad, experimentando una retroalimentación de origen geoquímico inorgánico. Mientras tanto, la otra sugiere que esa retroalimentación se realizaba mediante la acción biológica.

                   En el proceso de realimentación negativa inorgánica, los minerales se supone que quedaron expuestos en la superficie al influjo del dióxido de carbono disuelto en agua. Los silicatos se combinaron con el carbono que había habido en la atmósfera y quedó definitivamente fijado en las rocas sedimentarias. A más incremento de actividad solar, el proceso de retroalimentación inorgánica respondería con menos efecto invernadero retirando más CO₂de la circulación atmosférica. Sin embargo, James E. Lovelock uno de los promotores de la hipótesis Gaia, atribuyó una importancia muy superior en el fenómeno a algunas clases de microorganismos fotosintetizadores. Mediante una lenta acción prolongada en el tiempo, supuso que habrían extraído el dióxido de carbono del aire y del mar depositándolo en forma de carbonato cálcico. Esta solución plantea un pequeño problema adicional, y es que los microorganismos que componen el fitoplancton,  encargados supuestamente de tal operación, no registraron una evolución paralela durante gran parte de la historia terrestre.

                   Una solución próxima al tipo Gaia pero corregida fue propuesta más tarde por David W. Schwartzman y Tyler Volk. Según ellos, las actividades naturales de extracción de CO₂de la atmósfera, se vieron reforzadas por bacterias que descompusieron la materia orgánica de los suelos con la consiguiente generación de ácidos húmicos y enriquecimiento en bióxido de carbono. Esta es una hipótesis ecléctica que ha sido adoptada por algunos geoquímicos, aunque se sigue poniendo el acento en los procesos inorgánicos como responsables de la mayor parte de la inmovilización. En ese caso, los procesos vitales quizás tuvieron algo que ver con cierta extracción de dióxido de carbono desde hace cuatro mil quinientos millones de años hasta dos mil quinientos millones de años atrás, pero se descartaría que fuera excesivamente relevante.

                   Lo que es destacable es la presencia continua de agua oceánica en la Tierra desde que tenía mil ochocientos millones de años de antigüedad, algo que viene avalado por esos indicios de gran concreción, que también denotan la existencia de una intensa salinidad. En efecto, la intensa actividad geológico-atmosférica que se presume, se ve reforzada por la presencia de un material tan significativo como la dolomía, muy rica en compuestos no oxidados de hierro. Esa circunstancia implica que las deposiciones sedimentarias tuvieron lugar, en muchos casos, en el seno de aguas saturadas en sales (cuando no, francamente hipersalinas) o de contacto (también llamadas de barrera) entre aguas salobres y dulces.

                   Parece desprenderse de todo este tipo de consideraciones que siempre ha habido una relación muy intensa y compleja entre el aire atmosférico y la hidrosfera terrestre. Por si fuera poco, el advenimiento de la vida supuso una multiplicación increíblemente compleja de las interacciones, hasta tal punto, que la delgada capa superficial del planeta experimentó una auténtica revolución cualitativa en su actividad puramente físico-química.

                   Los procesos equilibradores siguen funcionando eficazmente a escala global, por lo que no es probable que nuestra atmósfera se haga menos respirable en forma importante. Sin embargo, los problemas vendrán más como consecuencia del cambio climático debido al confinamiento del calor en la atmósfera. Según algunos modelos matemáticos, si los niveles de carbono se duplican a mediados de este siglo, el mundo se calentará entre uno y cinco grados Celsius, lo que influiría profundamente en la distribución de los ecosistemas del planeta.

                   Es probable que el oxígeno libre se mantenga a un nivel cercano al actual hasta un futuro lejano, si se mantiene el equilibrio entre el índice de exposición del carbono reciclado por la erosión y el índice de deposición de carbono nuevo o sedimentación. Aunque se quemen los combustibles fósiles en una proporción muy superior a la actual con perniciosos efectos medioambientales, el agotamiento del oxígeno no es un problema nada acuciante. Más bien, lo que se produciría sería otra limitación a las actividades humanas derivadas del hecho del cambio atmosférico provocado por el nivel creciente de bióxido de carbono.