La gran oxigenación

El comienzo de este evento está registrado en el inicio del eón Proterozoico hace 2.400 millones de años. Su duración pudo ser de unos 200 millones de años hasta que los niveles de la nueva atmósfera oxidante se estabilizaron, permaneciendo relativamente constantes en los siguientes 1.000 millones de años hasta el Mesoproterozoico.

En el paso del eón Arcaico al Proterozoico, el oxígeno, que se había mantenido como un gas en concentraciones extremadamente bajas (inferiores al 0,001%), experimentó un notable aumento hasta alcanzar una concentración significativa en la atmósfera primitiva. Este fenómeno, conocido como la Gran Oxigenación, estabilizó en torno al 1% la concentración de oxígeno en la atmósfera y la mantuvo a lo largo de los siguientes 1000 millones de años hasta el Proterozoico superior. Aunque este valor es aparentemente bajo (actualmente es del 25%) fue suficiente para permitir la respiración aerobia de los organismos más simples e introducir profundos cambios tanto en la atmósfera como en los océanos y la corteza continental.

- En los océanos desaparecen de la disolución elementos como Fe y Co y aparecen otros como Cu y Zn. El S pasa de estar en forma de sulfuro a forma de sulfato, acercando así la composición salina de los océanos a los parámetros actuales.

- En la atmósfera comenzó a formarse la capa de ozono, lo que hizo disminuir drásticamente la radiación solar UV de alta energía. Esta radiación había condicionado muchos de los procesos sobre la superficie terrestre, por lo que su desaparición creo un escenario sin precedentes de nuevas reacciones químicas, entre las que se encuentran la diversificación de nuevas formas de vida.

- En la corteza continental, el ión ferroso de minerales como la pirita o la siderita dio paso a su versión oxidada en forma de ión férrico y a la aparición masiva de hematites y otros óxidos, dando un característico tono rojo a las rocas sedimentarias no marinas. Estos depósitos, conocidos como Capas Rojas (Red Beds), son característicos de los medios continentales en el paso del Arcaico al Proterozoico y constituyen uno de los registros más conocidos de la Gran Oxigenación (Fig. 1).

Tras la aparición de la fotosíntesis oxigénica a partir de la proliferación de las cianobacterias hace aproximadamente 3000 Ma, el sistema terrestre contó con el proceso fundamental para transformar la química de su atmósfera para hacerla respirable. En ese momento este no era el único mecanismo de oxigenación, ya que existían otros procesos tantos biológicos como geológicos. La disociación fotoquímica de la molécula de agua por el impacto directo de los rayos UV de la joven atmósfera sin ozono protector, constituyó una fuente débil pero constante de oxígeno durante la primera parte del Arcaico. De hecho, este proceso mantiene delgadas atmósferas de oxígeno en satélites de hielo (como Ganímedes o Europa) y fue probablemente un proceso importante en la oxidación de la característica superficie rojiza de Marte. Por otra parte, las incipientes bacterias anaerobias descomponedoras de materia orgánica producían abundante oxígeno como producto de su proceso metabólico. Sin embargo, estas “fuentes” no eran suficientes para enriquecer la atmósfera ya que existían potentes “sumideros”, como la oxidación de determinados compuestos emitidos por los volcanes y, sobre todo, la fotolisis del metano por la radiación UV, proceso en el cual se produce un importante consumo de oxígeno. El equilibrio entre entradas y salidas (fuentes y sumideros) se extendió en un delicado equilibrio durante más de 500 Ma y mantuvo la concentración de oxígeno atmosférico en valores extremadamente bajos. 

El prolongado retraso entre la aparición de la fotosíntesis oxigénica y la Gran Oxigenación es actualmente objeto de debate científico. De hecho, el modelo más reciente propuesto no relaciona estos eventos entre sí, sino que pone el foco en otro compuesto atmosférico muy abundante en la atmósfera anóxica primitiva: el metano. Durante el Arcaico estuvieron activas varias fuentes de metano, como la actividad volcánica, la meteorización de minerales procedentes del manto y la actividad de las arqueobacterias metanógenas. Sin embargo, hacia el final del eón Arcaico estas arqueobacterias fueron perdiendo terreno frente a nuevos organismos, lo que supuso la reducción de una de las fuentes más importantes de metano. Una consecuencia directa de este descenso fue la disminución la fotolisis

Aunque el principal indicador de la concentración de oxígeno parece que puedan ser elementos sensibles a la oxidación (como el hierro, manganeso o uranio), en realidad el marcador más fiable de una atmósfera rica en oxígeno es un tipo de isótopo de azufre conocido como MIF (mass-independent fractionation; fraccionamiento independiente de la masa). Este tipo de compuestos sólo aparecen bajo una atmósfera que sea transparente a toda la radiación solar, ya que el azufre MIF se origina por procesos fotoquímicos que se activan con la radiación UV. Por esta razón, para la presencia de estos compuestos es necesaria una atmósfera donde el oxígeno aparezca en concentraciones de elemento traza inferiores al 0,01% (como se ha comentado antes, en la actualidad es del 25%). Con concentraciones mayores la radiación UV será frenada por el ozono en las capas altas de la atmósfera y el proceso de formación de isótopos MIF de azufre se parará.

Este tipo especial de isótopo se puede encontrar en minerales sedimentarios como la pirita (FeS2) el cual era muy abundante en la corteza continental arcaica. La presencia de azufre MIF sufrió una importante caída hasta prácticamente desaparecer en los sedimentos de hace 2.400 Ma, lo que se relaciona con la aparición de la primera capa de ozono y, por tanto, con el comienzo de la Gran Oxigenación.