Los cuerpos celestes contienen ciertas cantidades de elementos radiac- tivos, y la energía producida por estos elementos suministra un eficiente calentamiento interior. En un pequeño meteorito, tal calor llega con rapi- dez a la superficie, por conducción, y a continuación es radiado hacia el espacio, pero, en cambio, un cuerpo grande se autoaísla más efectiva- mente, de modo que su interior resulta estar mucho más caliente que su superficie. Cuando se formó la Tierra, como un conglomerado de peque- ños cuerpos, se produjo un tremendo calentamiento interior en el seno del recién formado planeta, como consecuencia de tales procesos, así como de efectos gravitacionales; en consecuencia, se iniciaron muchas reacciones químicas, algunos de cuyos productos eran gaseosos. En primer lugar, el agua, captada químicamente en forma de agua de cristalización, fue libe- rada en virtud de dicho proceso de calentamiento; este vapor de agua y otros productos gaseosos han venido siendo emitidos desde el interior de la Tierra desde entonces, en virtud de erupciones volcánicas y otros pro- cesos desgasificadores; constituyen la materia prima a partir de la cual se fue formando la envoltura gaseosa y acuosa de nuestro planeta.
Como la radiactividad va disminuyendo gradualmente, cabe suponer que en los períodos geológicos primitivos el interior de la Tierra estuvo más caliente de lo que está en la actualidad; por tanto, las erupciones vol- cánicas y efluvios gaseosos también es probable que fueran más intensos y frecuentes de lo que son hoy día. Así, es de suponer que la atmósfera inicial se formó de forma relativamente rápida a partir del instante en que lo hizo el planeta; su composición era la de los gases volcánicos que, a su vez, estaría determinada por la naturaleza de las rocas fundidas en el inte- rior de la Tierra.
58 Véase M. SCHIDLOWSKI,en: B. F. WINDLEY (ed.), The Early History of the Earth, Wiley,
Londres, 1976, págs. 525-35; véase también J. C. G. WALKER,ibíd., págs. 537 46; M.SCHID- LOWSKT,Origin of Life, Proceedings of 2nd ISOOL conference, Center. Acad. Publ. Japan,
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La composición actual de los gases volcánicos es bien conocida, tal como se resume en la siguiente tabla, sin que exista evidencia de ningún cambio esencial de dicha composición durante el transcurso de los pasados tres o cuatro mil millones de años. Diversos científicos, no obstante, sos- tienen la opinión de que en los primerísimos tiempos de la historia de la Tierra tal composición pudo ser distinta; desde luego, los gases volcánicos no contienen en la actualidad oxígeno libre, siendo, en cambio, compues- tos totalmente oxidados, tales como el vapor de agua y el dióxido de car- bono. Si en los tiempos iniciales las rocas fundidas cerca de la superficie terrestre contenían más hierro libre, u otras sustancias con alta afinidad para el oxígeno, los productos gaseosos emitidos pudieron contener asi- mismo una fracción inferior de compuestos totalmente oxidados. Por otra parte, también es probable que fuera emitida mayor cantidad de hidrógeno libre y compuestos de hidrógeno y carbono (metano), azufre (sulfuro de hidrógeno) y nitrógeno (amoníaco). Tal medio ambiente, más rico en hi- drógeno y deficitario en oxígeno, es lo que, según los científicos, se clasi- fica como un medio «reductor». El término «mayor» utilizado en relación al hidrógeno y sus productos debe ser entendido en forma relativa. El con- tenido atmosférico de metano e hidrógeno se mide actualmente en partes por millón (véase la tabla 1). Si en la atmósfera primitiva la abundancia de las sustancias reductoras era tan sólo análoga a la del dióxido de carbono, en la atmósfera actual, es decir, de varias centésimas por ciento esto pudo haber tenido gran importancia en varios procesos geoquímicos y, desde luego, para el propio origen de la vida misma.
Realmente, una atmósfera de este tipo, ligeramente reductora, pudo probablemente haber existido durante un «corto» período, es decir, algu- nas centenas de millones de años. Tanto el hidrógeno libre como el que resulta liberado de los compuestos hidrogenados bajo la actuación de la radiación ultravioleta solar (denominada fotolisis), escaparon hacia el es- pacio. Las emisiones gaseosas de hidrógeno y compuestos hidrogenados fueron decreciendo a medida que la composición de las rocas fundidas cerca de la superficie, y, por tanto, la propia de los gases volcánicos, fueron aproximándose gradualmente a las condiciones actuales; así pues, hace ya unos tres y medio o cuatro mil millones de años, parece probable que se desarrollara una atmósfera «neutra» (es decir, ni reductora ni oxidante), y
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cuyos componentes principales serían el vapor de agua, el dióxido de car- bono, el nitrógeno y el argón 59.
TABLA 3
Composición promedia de los gases volcánicos 60
Componente principal
- Productos químicos re- lacionados
-
Porcentaje
Vapor de agua (H2O) Hidrógeno (H2) 80
Dióxido de carbono (CO2) Monóxido de carbono,
metano (CH4) 12
Anhídrido sulfuroso (SO2) Azufre (S2), sulfuro de
hidrógeno (H2S) 7
Nitrógeno (N2) Amoníaco (NH3) 1
Además, existen pequeñas cantidades de ácido clorhídrico (HC1), fluorhídrico (HF), argón (A) y helio (He), aunque este último resulta producto de la desintegración radiactiva del ura- nio y el torio. A diferencia del argón, el gas helio, que es muy ligero, no permanece ni se va acumulando en la atmósfera, sino que se difunde hacia arriba y, por último, escapa hacia el espacio.
Gran parte del vapor de agua se condensó de forma gradual, para dar lugar a la envoltura de agua líquida de nuestro planeta (la hidrosfera), que es única en todo el sistema solar. Nuestro «planeta azul» merece este nom- bre por encontrarse justamente a la distancia correcta del Sol; en conse- cuencia, nuestras condiciones ambientales son fundamentalmente distintas de las que existen en el resto de los planetas vecinos; la superficie de Ve- nus, que se encuentra más cerca del Sol, está demasiado caliente para que pueda existir agua en estado líquido, mientras que en Marte, situado a ma- yor distancia, tampoco puede existir, porque las temperaturas son dema- siado bajas.
Con la formación de la hidrosfera, la Tierra adquirió un disolvente ideal en el que los componentes de la atmósfera podían entrar a reaccionar con los minerales de la corteza; en particular, la mayor parte del dióxido de carbono, emanado desde el interior de la Tierra, se disolvió en los océa- nos, con la consiguiente formación de carbonatos, tales como la caliza; según ha demostrado el Premio Nobel americano HAROLD C. UREY,este
59 Según H. D. HOLLAND,en: P. J. BRANCAZIO y A. G. W. CAMERON (eds.), The Origin
and Evolution of Atmospheres and Oceans, Wiley, Nueva York, 1964, pág. 93.
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proceso resulta de primordial importancia para la composición de nuestra atmósfera. Como existe una enorme cantidad de agua sobre la Tierra, el dióxido de carbono puede reaccionar con los minerales de la corteza, de modo que, a la larga, no cabe la posibilidad de que el dióxido de carbono atmosférico vaya acumulándose hasta alcanzar niveles de concentración superiores a los que existen en la actualidad 61. Sin embargo, algunos pro- cesos, tales como el intercambio gaseoso entre la atmósfera y los océanos, mezclas oceánicas y reacciones con material de la corteza, no requieren gran cantidad de tiempo; por tanto, a escala de tiempos corta, frente a las geológicas, y concretamente para intervalos de tiempo de siglos o mile- nios, cabe la posibilidad de que un incremento de la producción de dióxido de carbono sea capaz de ocasionar un aumento en los niveles de concen- tración de dicho gas en nuestra atmósfera.
Entre los otros gases que también emanaron del interior de la Tierra, el anhídrido sulfuroso y los ácidos clorhídricos y fluorhídrico quedaron casi completamente disueltos en los océanos; de esta forma se formaron mine- rales tanto solubles (sal marina), como insolubles; el nitrógeno, aunque sólo constituye una ínfima parte de los gases volcánicos, se fue acumu- lando gradualmente en la atmósfera y en virtud de su baja reactividad, bajo las condiciones existentes, no se disolvió en los océanos y llegó a ser el principal componente de la atmósfera; el gas noble argón que también es emanado, aunque en cantidades mucho menores, se acumuló asimismo; no obstante, el oxígeno, que es el segundo componente de nuestro aire, no llegó, desde luego, a nuestra atmósfera de la misma forma.
2.4. «AIRE» DESPROVISTO DE OXIGENO
Muchos detalles relativos a los primeros tiempos de la historia de nues- tra atmósfera, de la que en el apartado anterior se dio una visión superfi- cial, siguen siendo poco claros y controvertidos, aunque es verdad que acerca de un punto concreto existe considerable acuerdo: Hasta hace unos dos mil millones de años la atmósfera de nuestro planeta no contuvo nin- guna cantidad apreciable de oxígeno libre, conclusión a la que han llegado
61 H. C. UREY,The Planets: Their Origin and Development, Yale University Press, New
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científicos de distintas especialidades, a través de diversos esfuerzos de investigación independientes entre sí.
Los primeros en conseguir una prueba o evidencia de tal afirmación fueron los geólogos, ya que los viejos sedimentos que no estuvieron ex- puestos a la atmósfera durante los últimos dos mil millones de años con- tienen grandes cantidades de minerales que no resultan estables, bajo las actuales condiciones de la atmósfera; especialmente la pirita (FeS2), un cristal amarillo cobrizo que se destruye en muy pocos años, formando óxido férrico y anhídrido sulfuroso, en contacto con el aire. Los famosos depósitos de oro Witwatersrand, en África del Sur, están constituidos por muchas capas horizontales de gravas solidificadas y arenas, hasta unos 6 km de profundidad; además de su componente principal, el cuarzo, tales arenas contienen también muchas inclusiones de piritas; los cristales en- contrados en los depósitos parecen haber sido redondeados por la acción del viento y del agua, de modo que lo más probable es que hubieran estado expuestos a la atmósfera, durante un cierto tiempo, antes de quedar depo- sitados y sepultados hace unos dos o tres mil millones de años; sin em- bargo, no presentan la menor indicación de haber sufrido procesos de oxi- dación. Vetas con granos de oro y pecblenda se encuentran en el fondo de las capas sedimentadas, dado que se trata de partículas pesadas; la pec- blenda es un mineral que también se oxida en contacto con la atmósfera. Depósitos similares a los de Witwatersrand también se encuentran en Ca- nadá y Brasil. En vista de la amplia distribución de las formaciones de este tipo, del espesor que tienen sus depósitos y del hecho de que siempre con- tengan también otros materiales oxidables, hay que excluir la posibilidad de que se dieran unas condiciones accidentales de localización; esto con- dujo al decano de la mineralogía alemana, P. RAMDOHR,ya en el año 1958, y a pesar de las dudas mantenidas por otros geólogos, a la conclusión de que la atmósfera de la Tierra no contenía oxígeno cuando se formaron tales sedimentos 62.
Por otra parte, las pruebas, sin lugar a dudas, de que ya existía oxígeno en la atmósfera, se encuentran tan sólo en sedimentos cuya edad es inferior a los 18.000 millones de años; en tal sentido cabe mencionar en especial a
62 P. RAMDOHR,Abhdlg. Deutsche Akad. d. Wiss. Berlín 1958, Kl. Chemie, Geologie und
Biologie, 3, 1; véase también M. G. RUTTEN,The Geological Aspects of the Origin of Life on Earth, Elsevier, Amsterdam, 1962, pág. 96.
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los «lechos rojizos» (rocas sedimentarias formadas por arena, general- mente de cuarzo, en forma de conglomerados y esquistos) cuyo color mohoso, herrumbroso, es debido a agregados de óxido férrico; no existen muestras de hierro «rojo», o completamente oxidado, en sedimentos con- tinentales de mayor antigüedad 63.
Aunque en 1958 la afirmación de que hace dos mil millones de años la atmósfera terrestre carecía de oxígeno era considerada por varios geólogos una hipótesis herética, la misma idea no resultaba sorprendente para los científicos que trabajaban en otros campos de actividad, y en especial aquellos que se dedicaban a la investigación de la evolución planetaria y el origen de la vida veían así confirmadas sus hipótesis y sus teorías; algu- nas de estas últimas, en realidad, habían sido ya publicadas mucho antes. Resultaría realmente difícil de explicar por qué tendría que haber existido una atmósfera oxidante, desde el principio, sobre la Tierra, dado que en nuestros planetas vecinos apenas existe la menor cantidad de oxígeno li- bre. Además, si el oxígeno no fuera constantemente repuesto desaparecería rápidamente de la atmósfera; por ser muy reactivo, interaccionaría con los minerales de la corteza. El oxígeno, desde luego, no podría haber escapado del interior de la Tierra, en virtud de su rápida capacidad de interacción con otros elementos químicos; en consecuencia, se plantea la cuestión de averiguar de dónde procede el oxígeno libre.
Mientras no existieron plantas verdes, el único proceso que pudo ser responsable de la producción de oxígeno es la disociación del vapor de agua, bajo la acción de la radiación ultravioleta. Tal proceso, denominado «fotolisis», tiene lugar a grandes alturas donde las densidades atmosféricas son ya lo suficientemente bajas, para que los átomos de hidrógeno libera- dos escapen hacia el espacio, antes de entrar en colisión con otros de oxí- geno, para dar lugar a la nueva formación de moléculas de agua. Los res- tantes átomos de oxígeno que, por decirlo sencillamente, son incapaces de encontrar «compañía», se van acumulando en la atmósfera. El científico americano H. C. UREY,cuyas ideas sobre la evolución planetaria hemos seguido en el capítulo anterior, demuestra, sin embargo, que esta produc- ción de oxígeno a través del proceso de fotolisis, en realidad es autolimi-
63 RUTTEN,págs. 97 y 109; P. CLOUD y A. GIBOR,Scientific American, septiembre, 1970,
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tado, dado que el oxígeno libre es opaco a la radiación ultravioleta y, exac- tamente, para las mismas longitudes de onda que son responsables de la disociación del vapor de agua; en consecuencia, cuando una cierta canti- dad de oxígeno llega a formarse en la alta atmósfera, el vapor de agua situado por debajo queda protegido frente a la radiación que podría produ- cir su ulterior fotodisociación. La cuestión de decidir si el oxígeno produ- cido en virtud de la fotolisis puede, o no, acumularse en las capas atmos- féricas situadas en la proximidad del suelo es un tema sometido a contro- versia; en caso de que la respuesta sea positiva, tal acumulación debería haber sido tan sólo en forma de vestigios de tal gas. L. V. BERKNER y L.
C. MARSHALL,valorando las consecuencias de este «efecto-Urey», encon-
traron que por lo menos una milésima parte del oxígeno actualmente pre- sente en la atmósfera podría haberse originado a partir de fotolisis 64. Por contra, el físico americano R. T. BRINKMANN es de la opinión de que hasta un 25 por 100 del oxígeno presente en la atmósfera podría haber sido pro- ducido por fotolisis; sin embargo, admite que esta hipótesis está en con- flicto con hechos geológicos y biológicos bien conocidos, y especula que bien pudiera ocurrir que el oxígeno liberado en la fotolisis sufra reacciones químicas en el seno de la alta atmósfera (y en particular con hidrógeno, que puede ser aportado arrastrado por el «viento solar»), por lo que no llega a alcanzar las capas atmosféricas más próximas a la superficie terres- tre 65. El hecho de que prácticamente no se encuentre oxígeno en las at- mósferas de Venus y Marte es otro argumento en contra del supuesto de que la fotolisis es el mecanismo dominante en la producción de tal ele- mento químico en la atmósfera terrestre.
Finalmente, biólogos y bioquímicos llegaron a la conclusión de que la vida debe de haberse originado en un ambiente desprovisto de oxígeno libre, ya que de otro modo hubiera sido imposible la síntesis de sustancias químicas, cada vez más complejas, dado que, incluso las más sencillas es- tructuras de sustancia viva hubieran sido finalmente «quemadas», es decir, oxidadas. De hecho, el metabolismo de los organismos más primitivos nos indica también que tales organismos deben de haberse originado cuando
64 Véase L. V. BERKNER y L. C. MARSHALL, en: BRANCAZIO y CAMERON (eds.), pág. 112. 65 R.T.BRINKMANN,Journal of Geophysical Research, 74, 5355, 1969.
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no existía oxígeno en su ambiente; estos organismos anaeróbicos (que evi- tan la presencia de oxígeno) son incapaces de medrar bajo las condiciones atmosféricas actuales; para hacer frente a sus necesidades energéticas re- curren a la fermentación. Además, únicamente en una atmósfera despro- vista de oxígeno pueden darse las condiciones de «clima radiativo» indis- pensables para el origen de la vida 66. Aunque para comprender esto último tendremos que explicar antes las relaciones existentes entre la composi- ción de la atmósfera y la radiación que penetra hasta la superficie de la Tierra.
2.5. LAS «DIVISAS» COMPONENTES DE LA RADIACION Y LOS