7º - LAS EDADES MEDIAS

Los conocimientos acerca del importante período de transición entre los 2.000 millones de años y los 700 millones de años antes del presente son escasos.
Si tienes interés sobre la Tierra y quieres conocer la historia de las rocas, hay pocos sitios mejores para haber nacido que Inglaterra o Gales. Mi pequeña isla, que limita con estos dos países, contiene tantos períodos geológicos como un continente.

A lo largo de su extensa costa las olas han recortado acantilados y estas paredes de roca muestran sus estratos diseccionados como en un diorama de museo. Acostumbraba a pasar mis vacaciones infantiles en un lugar llamado Chapman's Pool en la costa del condado de Dorset; allí los acantilados negros y sombríos de los esquistos de Kimmeridge se encuentran moteados por ammonites y otros fósiles, blancos como la nieve.

A medida que uno se mueve hacia el oeste a través de Inglaterra, las rocas retroceden en la historia; cuando uno llega a Gales, su edad se aproxima a 570 millones de años. Estas rocas antiguas han sido bautizadas como Cámbrico, debido al nombre romano de Gales. Son las más antiguas que contienen fósiles visibles a simple vista sin la ayuda de microscopios.

Por supuesto existen rocas más antiguas que contienen microfósiles de bacterias, como las encontradas por Barghoorn y Tyler, pero antes de que existieran los modernos métodos de datación no se estaba seguro de su edad. El período con rocas más antiguas que aquellas que contienen los fósiles visibles se llamó Precámbrico porque era más distante en el tiempo que las rocas cámbricas.

Ahora sabemos que el Precámbrico tiene períodos realmente muy antiguos. Este conocimiento nuevo proviene de la distribución de los elementos radiactivos, uranio y potasio, en estas rocas antiguas, y de sus productos derivados, el plomo y el argón. La desintegración radiactiva es un reloj exacto. Se puede calcular la edad de un trozo de roca midiendo la proporción de uranio y plomo o de potasio y argón.

Otro dato sobre rocas antiguas proviene de la distribución de los isótopos de carbono. Este, junto con el descubrimiento de microfósiles bacterianos en el Arcaico, nos indica que la vida estaba presente en la Tierra desde hace por los menos 3,6 eones. El Precámbrico ahora está cartografiado y dividido en el período Proterozoico, 0,57 a 2,5 eones antes que ahora, y el Arcaico, 2,5 a 4,5 eones antes que ahora. Algunos geólogos llaman Hadiano al primer período, 4,5 a 3,8 eones.

Como el Arcaico, el Proterozoico era un tiempo en el que los ecosistemas de la Tierra estaban poblados por bacterias (los procariotas). En las zonas anóxicas de los sedimentos seguían viviendo las bacterias arcaicas, pero en el océano ligeramente oxidante y en los sedimentos superficiales se desarrollaron unas células vivientes más complicadas, los eucariotas. Estos son los ancestros de las grandes comunidades de células nucleadas, como los árboles y nosotros mismos.

El Proterozoico todavía es un período enigmático de la historia de la Tierra. Por tanto me siento libre para utilizarlo como base en que desarrollar modelos geofisiológicos de lo que hubiera podido ser.

Escribiré este capítulo no como historia sino como un relato de la fisiología de un animal desconocido que vivió hace miles de años y acerca del cual sólo se dispone de una evidencia no mayor que unos pedazos de hueso, exactamente datados a partir de su contenido en isótopos de carbono. Mi interés principal se centra en los procesos geofisiológicos a gran escala que mantenían la Tierra en condiciones constantes y apta para la vida, y en el conocimiento de cómo operaban.

Con los huesos de la Tierra en la mente, consideraré un elemento importante, el calcio, y su papel crucial en todas las cosas vivas, desde nosotros a Gaia. Continuaré dedicando mi atención a aquellos otros elementos importantes, oxígeno, carbono e hidrógeno, con su capacidad de regulación y su efecto sobre él clima.

Este capítulo también tratará sobre la geofisiología de los océanos, en particular el difícil problema de si la salinidad total es mantenida sólo por fuerzas químicas y físicas o si es una «maquinación» por parte de Gaia. Aunque el marco de éste capítulo es el Proterozoico, la edad media de la Tierra, la mayoría de aspectos discutidos no son exclusivos de este período, también actuaron en el Arcaico y continúan actuando en el período presente.

Si intentamos empezar en el límite entre el Arcaico y el Proterozoico encontraremos que este límite todavía es discutido. No hay una frontera clara, sólo una tierra de nadie donde los geólogos de campo han colocado sus marcos de acuerdo con su fantasía. El geólogo del Arcaico Euan Nisbet me dice que hay una fecha informalmente aceptada de hace 2,5 eones; aunque algunos prefieren poner la barrera en la fecha marcada por la aparición de una secuencia especial de rocas en Zimbabwe.

Así como las fronteras políticas a menudo fallan en circunscribir regiones étnicas de manera precisa, los límites únicamente basados en consideraciones geológicas no siempre se adaptan al interés de la geofisiología. Como geofisiólogo prefiero poner mis marcas en el tiempo en que el ambiente se hizo predominantemente oxidante -o para expresarlo más profesionalmente-, en la transición de un ambiente dominado por moléculas dadoras de electrones, como el metano, a uno dominado por aceptadoras de electrones, como el oxígeno.

Como suele ocurrir, la incertidumbre acerca de los acontecimientos de hace 2,5 eones es grande y en adelante asumiremos que los registros geológicos y geofisiológicos definen el mismo período de la historia de la Tierra.

Para la geofisiología el aspecto importante de la transición del Arcaico al Proterozoico no es la fecha exacta del acontecimiento, sino qué ocurrió exactamente. Es como la pubertad, un cambio fisiológico profundo pero restringido a un tiempo definido. Los indicadores de la pubertad -la aparición de la barba y el agravamiento de la voz, o el crecimiento de los pechos- son secundarios al acontecimiento principal.

La aparición de estas características sexuales secundarias es la respuesta a un flujo creciente de hormona pituitaria. Este acontecimiento principal puede localizarse en un tiempo definido, pero las características secundarias se extienden de forma arbitraria en el tiempo.

Entre el Arcaico y el Proterozoico, la aparición del oxígeno como gas dominante en la atmósfera fue el acontecimiento principal que marcó un cambio profundo en el estado geofisiologico de la Tierra. El resultado y las manifestaciones secundarias de este cambio -la aparición de una nueva superficie, de una nueva química de la atmósfera y de nuevos ecosistemas- es probable que se haya distribuido durante un intervalo amplio de tiempo, y que ocurriera en diferentes lugares y en diferentes momentos.

Desde el principio del Proterozoico hasta el momento presente ha habido un exceso de oxígeno libre en forma de gas en el aire. Por un exceso quiero decir que la atmósfera ha contenido más oxígeno que el necesario para oxidar de forma completa los gases reductores de vida corta: metano, hidrógeno y amonio. Geofisicamente hablando, cuando empezó el Proterozoico la separación de dos grandes ecosistemas planetarios, las regiones oxidantes de la superficie y los sedimentos anóxicos, era completa.

El Arcaico, cuyo ambiente estaba lleno de moléculas dadoras de electrones (esto es, agentes reductores), acabó encapsulado, como una región separada que existe sólo cuando el oxígeno no está presente. La sumisión de los sistemas anóxicos al dominio de los oxidantes fue algo así como la conquista por los normandos, de los primitivos sajones, que fueron relegados a una posición subordinada -las clases bajas- de la cual, se dice a menudo, no han escapado nunca.

El cambio de anóxico a oxidante fue un paso crucial en la historia de la Tierra. En el modelo del Arcaico del capítulo anterior (figura 4.2) el final del período se perfilaba como muy repentino, con el oxígeno aumentando desde una proporción muy baja, de un 0,1 a un 1 por ciento en no más de un millón de años. Por supuesto ello no es más que una consecuencia de un modelo geofisiológico, el cual considera el cambio de un régimen a otro como un suceso impulsado por una realimentación positiva entre el biota y el medio ambiente.

Creo que la diferencia notable entre el Arcaico y el Proterozoico es la composición de la atmósfera y de los océanos, y posiblemente también el clima. El modelo simple de la figura 4.2 suponía que el ciclo del carbono estaba preservado por los metanógenos que devolvían un flujo masivo de metano y dióxido de carbono al aire desde los sedimentos, y que este estado persistió hasta que, de manera bastante rápida, apareció el oxígeno libre.

Probablemente había un poco de oxígeno presente incluso a principios del Arcaico, del mismo modo que hay metano en nuestra atmósfera actual. La diferencia entre el aire arcaico y el aire proterozoico no era una simple cuestión de presencia o ausencia de oxígeno, sino de tendencias netas. En el Proterozoico una bicicleta desechada en aguas someras se hubiera oxidado dando óxido férrico insoluble que se depositaría en el fondo del mar. En el Arcaico se hubiera diluido lentamente en forma de iones ferrosos, solubles en agua, y no hubiera dejado rastro.

Durante el tiempo en que el flujo de metano sobrepasaba al de oxígeno, la atmósfera inferior sólo contendría cantidades traza de oxígeno. Los océanos y las rocas de la superficie, ricas en iones ferrosos y sulfuros que atrapaban el oxígeno, habrían absorbido hasta entonces una proporción del aporte de oxígeno de las cianobacterias de manera que el aire habría quedado en un estado netamente anóxico durante la mayor parte del período arcaico.

No sabemos si el oxígeno del aire aumentó de forma rápida; puede haberse incrementado lentamente o en una serie de etapas. También es importante distinguir entre la presencia y el dominio del oxígeno; el dominio en un sentido químico requiere que la proporción de oxígeno sea dos veces superior a la de metano. La razón para creer que el cambio de régimen, el límite entre el Arcaico y el Proterozoico, fue abrupto es la evidencia de que una glaciación importante tuvo lugar hace alrededor de 2,3 eones.

Ello puede haber ocurrido como resultado de una caída repentina del metano atmosférico. Este acontecimiento habría venido acompañado por un proceso de enfriamiento porque el metano y sus productos de descomposición son gases de efecto invernadero. También hay razones geofisiológicas que favorecen una transición definida de forma abrupta a un estado oxidante.

Una vez que el oxígeno fotosintético empezó a ser dominante en la atmósfera y los océanos, la acción de la luz solar sobre el oxígeno habría producido radicales hidroxilo que oxidan el metano del aire. También habría habido consumidores alimentándose de la materia orgánica antes de que ésta pudiera llegar a los sedimentos anóxicos, lo que habría privado a los metanógenos del material para la producción de sus emanaciones gaseosas. Esta es la receta para una realimentación positiva en contra del metano y en favor del oxígeno.

Es probable que estos sucesos ocurrieran en forma brusca en lugar de gradual.

Finalmente hay que tener en cuenta la ecología. Los ecosistemas adaptados al mundo arcaico resistirían al cambio en la medida que evolucionaran junto con el medio ambiente. Sin embargo, su resistencia sería como la de una falla cerrada en una zona de terremotos. Tenderían a resistir el cambio, intentando mantener el statu quo, pero cuando éste sobreviniese sería de lo más repentino y devastador.

La transición al dominio del oxígeno habría quedado registrada en las rocas como la glaciación de Gowganda. Sin embargo, el largo período subsiguiente es uno de los más oscuros de la historia de la Tierra. La teoría de Gaia requiere que también en este período se haya producido una evolución fuertemente acoplada entre los organismos vivos y su medio ambiente natural.

A la luz de esta teoría, ¿podemos describir un planeta viviente en el Proterozoico? ¿Qué sistemas reguladores controlaban su funcionamiento?

Cuando los científicos de la Tierra utilizan la palabra «regulación» generalmente piensan en un proceso pasivo en que la entrada y la salida de algún componente o propiedad están en equilibro. Por el contrario, en geofisiología, regulación implica una homeostasis activa, el mantenimiento de una Tierra adecuada para la vida mediante la interacción de ésta con su medio ambiente.

Las conjeturas que a continuación se exponen sobre la regulación del clima, el oxígeno, la salinidad y otras propiedades del medio ambiente parten de este contexto geofisiológico, en otras palabras, se consideran como si la Tierra fuese un organismo vivo. No se pretende de ningún modo que esto constituya una teleología, pues no se supone que el biota lleva a cabo una predicción o una planificación en la regulación de la Tierra.

Lo que se considera es cómo se puede desarrollar un sistema regulador global a partir de la actividad local de los organismos. No es inverosímil imaginar que alguna bacteria nueva evolucionase en su medio ambiente para conformar un sistema capaz de cambiar la Tierra. Efectivamente, la primera cianobacteria, progenitora del ecosistema que empleaba la energía luminosa para producir materia orgánica y oxígeno, hizo esto.

Si el oxígeno era crucial en la evolución geofisiológica de la atmósfera, el calcio debió ser el elemento determinante en la geofisiología de los océanos y la corteza. El calcio es uno de los elementos alcalinotérreos que ocupan la segunda columna de la famosa tabla periódica de Mendeléiev. Se encuentra después del magnesio y antes del estroncio.

Es el tercer ión en abundancia en el agua de mar, después del sodio y el magnesio. Tendemos a pensar en el calcio como un elemento nutritivo porque es un componente estructural esencial de nuestros huesos y dientes. También es crucial en numerosos procesos fisiológicos internos desde la coagulación de la sangre a la división celular. Es esencial para la vida pero, paradójicamente, muy tóxico en su estado iónico.

Dentro de nuestras células, una concentración de iones calcio que exceda unas pocas partes por millón es letal, una toxicidad comparable a la del cianuro; sin embargo, los iones de calcio se encuentran en el agua de mar a niveles diez mil veces superiores.

En los capítulos 2 y 3 explicaba el funcionamiento del modelo del mundo de las margaritas en términos del crecimiento competitivo de los organismos cuando una propiedad ambiental se encuentra estrechamente acotada. Demasiado y demasiado poco no son adecuados; hay un estado óptimo entre el calor tórrido y el frío glacial, entre la superabundancia de alimentos y la muerte por hambre.

Ello es particularmente cierto en el caso del calcio. Imaginemos una bacteria de los océanos primitivos capaz de convertir los iones de calcio, abundantes y solubles en el agua de su medio interno, en carbonato cálcico insoluble. Esta simple reacción habría reducido de forma efectiva la concentración dentro de la célula de los iones potencialmente tóxicos, aislando el calcio en una forma insoluble y segura. En caso de que el calcio se encontrara en exceso en los océanos, tal como usualmente ocurre, dicha capacidad hubiera aumentado las oportunidades de supervivencia de este organismo y de su progenie.

Estos organismos estarían en ventaja en comparación con organismos que simplemente tolerasen la presencia de calcio en exceso. En la zona fótica del océano abierto, el crecimiento de estos organismos habría dado lugar a la deposición de grandes masas de calcio en el fondo oceánico. La lluvia de «conchas marinas» microscópicas, llamadas frústulos por los biólogos marinos, desde la superficie iluminada a las profundidades actúa como una cinta transportadora.

El alimento viaja hacia los consumidores de las zonas inferiores, el océano se limpia y queda transparente, y elementos potencialmente tóxicos como el cadmio se eliminan de las regiones superficiales.

Por otra parte, el dióxido de carbono y el calcio son acarreados y agregados por las comunidades bacterianas para formar las ciudades de rocas planas o en forma de seta denominadas estromatolitos. Como consecuencia de estos procesos, la concentración de iones de calcio en los océanos se habría reducido y la vida habría florecido. La ubicuidad de depósitos de calizas de origen oceánico muestra que esta actividad fue exitosa y su desarrollo continuado. Contrariamente a este punto de vista algunos geólogos piensan que la deposición de calizas fue un proceso inorgánico.

No veo cómo se puede distinguir entre la cristalización espontánea de carbonato cálcico sobresaturado en el Arcaico y la nucleación inducida por los organismos. Creo que la nucleación de estados supersaturados y otros estados meta-estables en la Naturaleza es un proceso geofisiológico clave y que empezó a producirse en el Arcaico.

Como inventor considero que los inventos verdaderamente buenos tienden a desarrollarse y evolucionar. Sólo los inventos poco útiles consisten en un sólo y único paso. Por ejemplo, el cristal semiconductor simple de los primeros receptores de radio de los años veinte evolucionó, de modo hipertrófico, para convertirse en la abundancia de aparatos de silicio actuales.

El proceso de precipitación del carbonato cálcico fue un invento incluso más grande, no solamente conllevó la regulación del calcio, del dióxido de carbono y del clima sino también la gran ingeniería de las estructuras de carbonato cálcico (los estromatolitos). Más adelante, estos mismos procesos evolucionaron de manera que nuestras células disponen de mecanismos intrincados por los que el calcio se deposita en los huesos y dientes.

Todavía más, la deposición biológica de carbonato cálcico puede haber sido determinante en el ciclo endógeno - el lento movimiento de los elementos desde la superficie y el océano a las rocas de la corteza y de nuevo a la superficie. El geólogo Don Anderson ha planteado que la deposición de piedra caliza en el fondo del océano es un factor clave del movimiento de la corteza terrestre.

Según él, en algún tiempo lejano en la historia de la Tierra, se depositó una cantidad de caliza suficiente como para alterar la composición química de las rocas de la corteza del fondo oceánico cerca de los márgenes continentales. Ello dio lugar al suceso denominado por los geólogos transición basalto-ecoglita. Esta transición habría alterado tanto las propiedades físicas de las rocas de la corteza que habría posibilitado que la gran maquinaria del movimiento de placas empezara a girar.

Don Anderson comentó en su artículo en Science en 1984:

“La Tierra también es algo aparentemente excepcional porque tiene una tectónica de placas activa. Si el dióxido de carbono presente en la atmósfera de Venus se hubiera convertido en caliza, la temperatura de la superficie y manto superior descendería. La transición basalto-ecoglita migraría a profundidades más someras, dando lugar a que la parte inferior de la corteza se hiciese inestable. Puede existir por tanto la posibilidad de que el movimiento tectónico de placas de la Tierra exista debido a la evolución de vida generadora de caliza”

Para mí esta idea es muy interesante, pero admito que la mayoría de los geólogos la encuentra extremadamente improbable. El fenómeno podría haber sido desencadenado por la actividad de algunos organismos capaces de separar una solución diluida de bicarbonato cálcico en creta y dióxido de carbono y así evitar el envenenamiento por calcio.

No sabemos cuándo dio comienzo el movimiento tectónico de las placas continentales. Si está conectado con la vida, la conexión no puede haber existido antes del desarrollo de la precipitación intracelular de carbonato cálcico en los eucariotas, es decir, bien avanzado el Proterozoico.

El estudio de los intrincados procesos biológicos que dan lugar a la segregación y concentración de los elementos de la corteza y el océano en forma de minerales se ha convertido en un tema específico dentro de las ciencias de la Tierra, el de la llamada biomineralización.

La regulación del contenido de sal es uno de los aspectos más interesantes, y sugestivos de los sistemas gaianos. Hay pocos organismos capaces de tolerar la sal a concentraciones por encima del 6 por ciento en peso.

¿Ha sido por casualidad que los océanos se han mantenido siempre por debajo de este límite? ¿O ha sido la evolución estrechamente acoplada de la vida y el medio ambiente lo que dio lugar a una regulación automática de la salinidad de los océanos?

A menudo se dice que el medio salino interno óptimo para los organismos vivos, que es sorprendentemente similar en una gran variedad de ellos, refleja la composición de los océanos cuando empezó la vida. Es cierto que la salinidad de la sangre de las ballenas, personas, ratones y la mayoría de peces, tanto si viven en el océano como en agua dulce, es la misma. Incluso el fluido circulante del Artemia, un pequeño crustáceo que vive en soluciones saturadas de sal, comparte con nosotros la misma salinidad interna.

Pero en mi opinión esto no representa ninguna evidencia de la salinidad de los océanos arcaicos, de la misma manera que los niveles de oxígeno que ahora respiran estos organismos no dan ninguna indicación de la abundancia de oxígeno en los orígenes de la vida.

La mayoría de células sobreviven y se encuentran en condiciones óptimas en un medio cuya salinidad es 0,16 molar (cerca del uno por ciento en peso en disolución acuosa, o salinidad normal). Muchos tipos de células sobreviven en la salinidad del agua de mar, 0,6 molar, pero por encima de 0,8 molar las membranas que mantienen los preciosos contenidos del interior de las células se vuelven permeables o se desintegran completamente. La razón para la acción destructiva de la sal es simple. Las membranas de las células se mantienen juntas por el mismo tipo de fuerzas que cohesionan una burbuja de jabón. A menudo estas fuerzas son muy sensibles a la salinidad del medio, usualmente se debilitan cuando la salinidad es alta.

Uno lo puede comprobar por sí mismo haciendo burbujas de jabón con soluciones salinas de concentración creciente. Por encima de un 10 por ciento de sal no se producen burbujas. Ello es debido a que las moléculas de jabón consisten en una larga cadena de átomos de carbono fuertemente enlazados y rodeada de átomos de hidrógeno enlazados de manera igualmente firme. Uno de los extremos termina en un átomo de carbono enlazado con dos átomos de oxígeno.

Cuando este extremo de la molécula se disuelve en agua ligeramente alcalina, como lo son todas las soluciones de jabón, adquiere una carga negativa. La carga eléctrica negativa hace que el grupo terminal atraiga moléculas de agua y arrastre la cadena de hidrocarburo graso e insoluble dentro de la solución. La sal consiste en iones cloruro negativos e iones sodio positivos. Cuando hay muchos de estos iones en solución, compiten con la carga negativa del jabón en la absorción de moléculas de agua.

En presencia de una cantidad suficiente de sal, el jabón se separa del agua como la nata.

Las moléculas de la membrana celular son más complejas que el jabón: incluyen sustancias como los esteroides (por ejemplo, el colesterol), hidrocarburos, proteínas y fosfolipidos. Las moléculas de fosfolipido son análogas a las del jabón, y constituyen la parte de la membrana más afectada por un incremento en la concentración de sal. Las concentraciones altas de sal alteran las membranas celulares modificando las fuerzas eléctricas que mantienen la membrana en su configuración correcta y compleja.

Por ejemplo, las membranas de los glóbulos rojos de la sangre humana están compuestas de partes aproximadamente iguales de colesterol y lecitina (un fosfolipido), diversas proteínas y otras sustancias grasas. Los glóbulos rojos se mantendrán expuestos a disoluciones de sal de hasta 0,8 molar (4,7 por ciento en peso). Por encima de esta concentración la membrana se malogra, y a concentraciones por encima de 2,0 molar la célula se destruye en pocos segundos.

A mediados de los cincuenta pude demostrar mediante experiencias directas que los perjuicios empezaban cuando la lecitina de la membrana de los glóbulos rojos se dispersaba en la disolución salina fuerte. Este tipo de desperfectos por la sal parecen ser generales entre las células vivas y se observan en células de los cinco reinos existentes.

La concentración de sal en los mares actuales siempre es fastidiosamente alta para los organismos vivos. Los mayores, como los peces, mamíferos marinos y algunos crustáceos, disponen de mecanismos para regular la salinidad interna a un nivel fisiológico (0,16 molar). Estos animales tienen que trabajar para contrarrestar la pérdida de agua desde su medio interno, es decir para evitar ser estrujados por la presión osmótica.

Tienen que gastar energía en bombear agua contra la diferencia de presión osmótica entre su interior y el mar. La presión es del orden de la necesaria para bombear agua a una altura de 140 m en contra de la gravedad, alrededor de unas mil veces más alta que la presión sanguínea de los seres humanos. Las ventajas de un medio interno de bajo contenido en sal deben de ser considerables para requerir semejante inversión. Para una célula pequeña o una bacteria, la regulación a escala individual es un lujo que está mucho más allá de sus posibilidades.

Y no sólo en lo concerniente a la salinidad. Consideremos la temperatura, por ejemplo. Para que un microorganismo pudiera mantener tan sólo un grado de diferencia respecto a sus alrededores sería necesario el consumo de mucho más oxígeno y alimento que el que puede atravesar su superficie. No sólo eso, sino que un gradiente de un grado de temperatura a través de la membrana celular generaría una presión osmótica termal de 56 atmósferas, mucho más de lo que puede resistir una membrana celular.

El estrés salino se produce frecuentemente durante la desecación o la congelación. Cuando las células se congelan, se forma hielo puro y la solución salina circundante se concentra. La congelación y la desecación deben haber sido riesgos frecuentes en los orígenes de la vida, y desde entonces hasta ahora no se ha desarrollado ninguna respuesta directa a estos problemas.

Hay bacterias tolerantes a la sal, los halófilos, que viven precariamente en las regiones salinas de la Tierra. Estas bacterias han resuelto el problema directamente desarrollando evolutivamente una membrana de especial estructura que no se altera con la sal. Funciona, pero al precio de que estos organismos no pueden competir con la mayor parte de bacterias cuando la salinidad es normal. Se encuentran limitadas a sus hábitats remotos y raros, y dependen del resto de la biosfera para mantener la Tierra apta para ellos.

Son como aquellos excéntricos de nuestra sociedad cuya supervivencia depende del sustento que les podemos proporcionar pero que raramente podrían sobrevivir solos.

Por tanto, la mayor parte de la vida se encuentra limitada a una concentración máxima de sal de alrededor de 0,8 molar.

Esto no es mucho más que en las zonas más saladas del océano, en las que la salinidad alcanza 0,68 molar. Es un valor que se sobrepasa frecuentemente cuando la marea retrocede, dejando a los organismos atrapados en charcos de agua marina que se secan por evaporación en la orilla.

El problema de la salinidad debe haberse presentado ya en las bacterias arcaicas. Su respuesta al problema consistía en sintetizar ciertos compuestos solubles denominados betaínas de azufre y nitrógeno. Estos solutos neutros sustituyen a la sal y no son tóxicos para la célula. Cuando estos compuestos están presentes en las células y en el medio, la congelación o la desecación ya no dan lugar a una concentración de sales nociva. Incluso así hay que pagar un precio por la síntesis de estas betaínas antisalinas.

Alrededor del 15 por ciento del peso seco de las algas costeras es betaína, lo que representa una desviación considerable de energía que en caso contrario estaría disponible para el organismo. Por tanto, es evidente que mantener los océanos tan diluidos como sea posible -ciertamente mantenerlos lejos de la concentración crítica de 0,8 molar- representa una ventaja para el biota.

Los problemas relacionados con la regulación de la salinidad exceden en dificultad a cualquier obra de ingeniería que el hombre haya construido hasta el momento presente en el planeta. Las bacterias del Arcaico habrían podido modificar fácilmente el pequeño compartimiento de la atmósfera para adaptarlo a sus necesidades. Sin embargo, la vasta masa de los océanos, unas diez mil veces mayor, era mucho más difícil de manipular.

El único modo de eliminar las enormes masas de sal de los océanos sería el aislamiento de agua oceánica en lagunas seguido de la evaporación posterior del agua. Esto habría requerido la edificación de grandes arrecifes de caliza para atrapar la sal en lagunas evaporíticas. La magnitud total de estos arrecifes dejaría pequeña cualquier construcción humana concebible. Incluso es posible que el proceso de formación de lagunas haya sido favorecido por el plegamiento de las rocas en los márgenes continentales como consecuencia del movimiento de las placas tectónicas.

En la tabla 5.1 se indica la composición de sales de los océanos. La sal en solución, meteorizada a partir de las rocas, entra continuamente desde los ríos y también desde el interior de la Tierra en las dorsales oceánicas, que se encuentran en el fondo de los mayores océanos. En el océano la sal no se comporta como una sustancia única, el cloruro sódico, sino que se encuentra en forma de iones sodio (positivo) y cloruro (negativo).

Estos se comportan como dos entidades se- paradas e independientes. Tanto el ión sodio como los otros iones positivos (potasio, magnesio y calcio) tienen tiempos de residencia relativamente cortos en el océano. Son eliminados por procesos químicos y bioquímicos, y también por reacciones químicas hidrotermales en las dorsales oceánicas.

Su destino final es la deposición en forma de sedimentos, arcillas, calizas y dolomitas. Básicamente, el problema de la salinidad para el biota es de hecho el problema de desembarazarse de los iones cloruro negativos.

Desde el punto de vista químico, el cloruro es bastante parecido a un átomo de argón, que es un gas totalmente inerte. Es una molécula esférica, escurridiza y lisa con escasa o nula tendencia a unirse a algo. No hay ningún intercambio bioquímico significativo con el cloruro.

Unos pocos sistemas poco comunes pueden generar cloruro de metilo a partir de sal, pero el ciclo de este compuesto es demasiado poco importante como para afectar a la salinidad del océano. Además, el cloruro presente en la molécula de cloruro de metilo pronto es reconvertido en ión cloruro y es arrastrado por la lluvia volviendo al mar. Los iones cloruro son eliminados de los océanos físicamente, mediante la transferencia de agua de mar a lagunas evaporíticas.

El agua atrapada en estas lagunas se calienta bajo el Sol y se evapora; el vapor de agua se desplaza a través de la atmósfera y eventualmente se condensa en otro sitio en forma de lluvia -agua pura- que fluye y se diluye en el océano.

La sal, representada por el ión cloruro dominante y los iones positivos que deben acompañar le para mantener nula la carga iónica total, es dejada atrás en forma de capas cristalinas. Estas lagunas evaporíticas se encuentran en muchos lugares de los márgenes continentales. Existen muchas lagunas fósiles debajo de la superficie terrestre, a veces incluso bajo el océano mismo.

Para que se formen estas lagunas se necesitan barreras que las separen del mar. La formación de éstas ¿podría haber formado parte de la evolución estrechamente acoplada entre la vida y las rocas o sólo es un resultado del azar? El proceso clave en esta actividad es la deposición de carbonato cálcico. El dióxido de carbono en el aire reacciona continuamente con las rocas alcalinas de la superficie terrestre para formar bicarbonatos.

Una reacción importante de este tipo es la que se produce entre rocas de silicato cálcico y el dióxido de carbono disuelto en el agua superficial. El producto final es una disolución de ácido silícico y bicarbonato cálcico que fluye con los ríos hacia el océano. En ausencia de vida los iones de calcio y bicarbonato pueden coexistir en un océano ligeramente ácido y el aporte continuo de ambos daría lugar, a la larga, a la cristalización espontánea de carbonato cálcico. Sin embargo, se trataría de una deposición más o menos aleatoria.

Los depósitos de caliza en el mundo real están relacionados en su mayor parte con la acción de los organismos vivos. La caliza no se deposita de forma aleatoria o de acuerdo con lo previsto por la física y la química. La precipitación de carbonato cálcico por colonias de microorganismos tiene lugar de manera predominante en las aguas someras alrededor de los márgenes continentales donde la abundancia de nutrientes y bicarbonato cálcico es más alta.
 

Sin ninguna planificación o previsión, los constituyentes de aquellas estructuras vivas, los estromatolitos calizos, se concentrarían en la costa y a la larga formarían lagunas en las que el agua de mar se evaporaría progresivamente depositándose sal. Al principio la formación de arrecifes sólo habría tenido un efecto local pero, a lo largo del tiempo, la mera presencia de la masa de caliza, habría empezado a afectar la corteza deformable de la superficie terrestre hundiéndola, y aumentando así el tamaño de las lagunas.

Siempre habría nuevos constructores de roca que colonizarían la superficie de un arrecife a medida que el terreno se hundiese, lo que tendería a mantener intacta la laguna.

Como Don Anderson ha sugerido, si el movimiento de la corteza terrestre depende de la deposición continua de carbonato cálcico en el mar, los arrecifes calizos habrían dado lugar a sucesos tan complicados como la formación de montañas y el plegamiento de rocas en los márgenes continentales. Ello a su vez habría ampliado el rango de zonas costeras en que podrían formarse lagunas evaporíticas.

A lo largo del tiempo ha ido incorporándose sal a los océanos desde la litosfera y eliminándose de nuevo. Una parte de esta sal se deposita en lechos evaporíticos y queda enterrada por los sedimentos. Estos depósitos pueden quedar temporalmente expuestos al aire de modo recurrente por los movimientos tectónicos y la meteorización, liberándose de nuevo los contenidos al mar.

Sin embargo, también hay nuevas lagunas evaporíticas formándose continuamente.

El balance de erosión y formación parece haber mantenido secuestrada en lechos evaporíticos una cantidad de sal suficiente para mantener los océanos con un bajo contenido de sal y aptos para la vida. La evidencia de que la formación de lagunas y su mantenimiento depende de los microorganismos marinos es importante.

Una vez tuve el placer de unirme a una expedición, liderada por Lynn Margulis, a las comunidades microbianas algales que se forman en las lagunas evaporíticas de Baja California en México (tal como se ve en la figura 5.1). Estas se encuentran en la costa oeste de esta lengua de tierra larga y estrecha que cuelga bajo San Diego y que separa el Golfo de California del océano Pacífico.

Allí pude constatar de primera mano la sutil economía de los tapices bacterianos que cubren la laguna. Las comunidades microbianas rojas y verdes de la superficie actúan como un impermeable, impidiendo que la sal se diluya en el agua de lluvia y sea lavada hacia el océano. Incluso, durante un tiempo toda la laguna estuvo sumergida por unos metros de agua dulce.

Durante dos años esta agua había estado evaporándose y diluyéndose sin destruir ni las comunidades bacterianas ni los lechos evaporíticos de debajo. La entrada de agua de lluvia rebaja regularmente su salinidad y ayuda al crecimiento de fotosintetizadores en la superficie, los productores primarios que proporcionan alimento y energía a las comunidades de debajo.

Los cristales de sal en o cerca de la superficie están protegidos con su propio barniz contra la disolución espontánea por el agua de lluvia.

¿Es todo ello una enorme y no planificada obra pública de Gaia?

Todos los pasos, desde la disminución individual de iones de calcio dentro de las células de un organismo vivo hasta los movimientos de las placas tectónicas, tienden a mejorar el medio ambiente para los organismos responsables de los mismos.

Sin embargo las relaciones entre biomineralización, acumulación salina y tectónica de placas son tan débiles que la mayoría de científicos piensan que se encuentran relacionadas aleatoriamente y no geofisiológicamente.

Tengo que continuar preguntándome sobre los límites de la manipulación gaiana e investigar el criterio correcto a partir de la pregunta

• ¿Qué Tierra habría existido en ausencia de vida?

• ¿Habrían precipitado calizas en los márgenes continentales para formar lagunas evaporíticas?

• ¿Se habría depositado sal en las mismas?

• ¿O habría sido lavada de nuevo hacia el océano por la lluvia en ausencia de un impermeable vivo en forma de tapiz microbiano?

• ¿Se depositaría caliza en los lugares adecuados y con la intensidad necesaria para que las placas tectónicas empezasen a moverse?

Quizás es improbable, pero recordemos que se ha dispuesto de miles de millones de años para el desarrollo de innovaciones geofisiológicas y su examen por selección natural. Deberíamos considerar la posibilidad de que este largo período hubiera sido suficiente para afinar la tosca geología en una geofisiología uniformemente regulada.

Hasta ahora sólo hemos considerado obras de ingeniería a gran escala. ¿Qué podemos decir de los trabajadores? Durante el Proterozoico evolucionó un nuevo tipo de células, las que tienen núcleo, denominadas eucariotas. Estas son células que contienen estructuras en su interior, y otros orgánulos (como los cloroplastos, los corpúsculos pigmentados de verde que llevan a cabo la fotosíntesis).

Lynn Margulis me explicó que estas células más complejas son comunidades de bacterias que tiempo atrás vivieron libremente, pero que ahora están encerradas en la membrana exterior de una de ellas. En su libro Early Life [la vida primitiva] nos explica cómo en el Proterozoico se estableció el escenario para la aparición de estas células nuevas y más poderosas. Fue un salto evolutivo como el que ocurrió en el Arcaico, cuando los ecosistemas de fotosintetizadores que usaban dióxido de carbono llegaron a un equilibrio con los metanógenos que devolvían el carbono a la atmósfera en forma de metano y dióxido de carbono.

El oxígeno abrió un hábitat gigante nuevo para los organismos que pudieran sobrevivir en él y aprovecharlo. El primero de los organismos que conseguían energía combinando la materia orgánica con oxígeno habría coexistido pacíficamente con los fotosintetizadores simplemente alimentándose de sus residuos y sus cadáveres.

Pero en poco tiempo aparecerían consumidores, organismos que aprendieron a comer alimentos frescos y que ingerían a los fotosintetizadores. Las células no tienen boca pero pueden ingerir otras células englobándolas en una cavidad de su membrana, un proceso llamado fagocitosis. La cavidad penetra en el interior de la célula y luego se disuelve, dejando al cautivo atrapado dentro.

El destino normal sería la digestión, pero a veces se invierten los papeles y el organismo ingerido se convierte en agresor. Los bacilos de la tuberculosis y la lepra son un ejemplo de esto, atacando los fagocitos que los ingieren en lugar de sucumbir víctimas del poderoso sistema digestivo de los mismos.

Pero el precio de la guerra raramente es el genocidio. En lugar de eso los enfrentamientos pueden derivar hacia una coexistencia pacífica mutuamente beneficiosa para la víctima y el agresor. De esta manera los cloroplastos tienen como ancestros las cianobacterias arcaicas, y hoy en día suministran energía a las comunidades de coles y secoyas.

Aunque tratada superficialmente por los biólogos del siglo XIX, el reconocimiento de esta asociación poderosa de orgánulos trabajando dentro de las células en un proceso de simbiosis, llamado endosimbiosis, se considera una contribución de Lynn Margulis más que de ningún otro científico. Los endosimbiontes ampliaron y expandieron las posibilidades de gestión planetaria del biota y constituyeron la característica principal de la historia de la Tierra durante el Proterozoico.

La formación de sociedades proporciona mayór poder al grupo que el que corresponde a sus componentes individuales aunque esto siempre tiene algún precio. Para las primeras bacterias (los procariotas) el envejecimiento no era un problema. No tenían núcleo ni orgánulos y portaban su información genética codificada en unas pocas hebras de ADN dentro de la membrana celular (ver figura 5.2). La información genética perdida por una bacteria individual durante su breve vida se recuperaba por el intercambio con otros individuos de plásmidos y otras piezas de software polimérico.

Sin embargo, para las células eucariotas, con sus orgánulos y su organización interna compleja (figura 5.2), donde cada parte contiene un conjunto diferente de instrucciones genéticas, la pérdida de información en un orgánulo puede dar lugar a la muerte. La invención de un método y un mecanismo para la transferencia deliberada de información entre las células antes de la división redujo grandemente las posibilidades de un desenlace fatal.

Fue esta necesidad la que llevó a la invención del sexo. Pero esta es una historia demasiado interesante como para intentar resumirla aquí y se explica con pleno detalle en el libro de Lynn Margulis y Dorion Sagan The Origins of Sex [Los orígenes del sexo].

Una cuestión no resuelta acerca del proterozoico es cuál era la concentración de oxígeno. ¿Permaneció alrededor del 0,1 al 1 por ciento o aumentó hasta los niveles actuales o incluso más?

El oxígeno libre tiene dos fuentes: la fuga de hidrógeno al espacio y la deposición de carbono y azufre. El secuestro de hidrógeno elemental por carbono o azufre siempre deja oxígeno libre detrás. Como vimos en el capítulo anterior, una vez que aparece oxígeno libre en el aire, la fuga de hidrógeno se reduce progresivamente.

Ello es debido a que en una atmósfera de oxígeno sólo pueden existir trazas de hidrógeno o gases que lleven hidrógeno, como el metano. La única excepción es el agua, que no puede oxidarse más, y queda confinada a la atmósfera inferior por las bajas temperaturas que existen en la base de la estratosfera. Ahí queda literalmente congelada, y la parte superior de la atmósfera sólo contiene unas pocas partes por millón de vapor de agua.

La tasa actual de fuga de hidrógeno al espacio se encuentra limitada por la sequedad del aire superior y es de sólo 300.000 toneladas por año. Ello es equivalente a casi 3 millones de toneladas de agua y dejaría detrás un exceso de 2,5 millones de toneladas de oxígeno. Parece mucho, pero una pérdida de agua de esta magnitud habría eliminado menos del uno por ciento de los océanos a lo largo de toda la existencia de la Tierra.

Una vez la fuga de hidrógeno se hizo insignificante, la única manera de introducir más oxígeno era separando carbono y azufre elemental del dióxido de carbono y los sulfatos. Cuando el carbono y azufre separados quedan enterrados en los sedimentos antes de que tengan oportunidad de reaccionar de nuevo con el oxígeno, se produce un incremento neto de este gas en el aire.

Este proceso de separación empieza con la fotosíntesis, la cual divide el dióxido de carbono en carbono y oxígeno. Este penetra luego en el aire, y en las partes vivas y muertas de las plantas y bacterias. La mayor parte de este material carbonoso es oxidado por los consumidores pero un poco, cerca del 0,1 por ciento, queda enterrado de manera más o menos permanente.

Una parte del carbono de los sedimentos interviene en la reducción de los sulfatos a sulfuros. La deposición de sulfuros también deja un incremento neto de oxígeno en el aire. El carbono y los sulfuros quedan incluidos en las arcillas y calizas sedimentarias. La sedimentación puede llevarse a cabo de manera que se formen combustibles fósiles, carbón y petróleo, aunque éstos sólo representan una pequeña proporción del carbono total y del azufre de los sedimentos. La deposición de todo este material oxidable es como un préstamo en la cuenta del oxígeno.

La deuda no se presenta mientras el carbono está enterrado o perdido en el interior dé la Tierra, lo que permite que quede oxígeno libre en circulación en el aire.

En la actualidad se pierden en el suelo unos 100 millones de toneladas de carbono cada año - el equivalente a la emisión de 266 millones de toneladas de oxígeno. Esto no quiere decir que el oxígeno de la atmósfera esté aumentando; esta contribución anual se gasta en los materiales oxidables liberados por los volcanes, la meteorización y los procesos del fondo marino.

La tasa de deposición de carbono ha sido constante a lo largo de la historia de la vida en la Tierra; hay muy poca diferencia entre el Arcaico y ahora. El misterio puede resolverse si recordamos que debido a que sólo había trazas de oxígeno, la proporción de consumidores aeróbicos sería menor que ahora. Esto significa que los metanógenos y otros organismos anaeróbicos digerían casi todos los productos fotosintéticos y dejaban en los sedimentos la misma cantidad de carbono que ahora.

En parte, la elevada tasa actual de fotosíntesis se debe seguramente al reciclado rápido de carbono por los consumidores que respiran oxígeno. Estos metabolizan el 97,5 por ciento de los productos fotosintéticos, dejando sólo el 2,5 por ciento para los anaerobios.

En el Proterozoico había consumidores que se alimentaban de materia orgánica y utilizaban el oxígeno para metabolizarla. Su actividad probablemente haya sido menor que ahora, pero mayor que en el Arcaico.

La cuestión clave es que la producción de oxígeno viene determinada por la cantidad de carbono depositado y esto a su vez depende de la cantidad de productos de los fotosintetizadores que llegan al sector anóxico. Evidentemente, si los consumidores devorasen toda la materia orgánica no quedaría ninguna para ser enterrada, y por tanto, no habría fuente de oxígeno. Si recordamos que la tasa de deposición de carbono ha sido más o menos constante entonces la conclusión es que el aporte de oxígeno de esta fuente también ha sido constante. En el Arcaico todo este oxígeno se gastaba en oxidar las sustancias reducidas presentes en el ambiente y las introducidas en el mismo.

Pero cuando se empezó a disponer de oxígeno libre, los consumidores comenzaron a utilizar una proporción creciente del mismo. La permanencia de ecosistemas anóxicos en el Arcaico aseguraba el enterramiento continuo de carbono y un aporte continuo de oxígeno al aire. Estos acontecimientos se resumen en la tabla 6.1.

Entonces, ¿qué es lo que determinaba el nivel de oxígeno en el aire?

5.3.

El efecto del oxígeno en el crecimiento de los organismos (línea continua) y el efecto de la presencia de organismos en la abundancia de oxígeno (línea a trazos). El punto de intersección de estas curvas corresponde al nivel de oxígeno en que el sistema se encuentra regulado.

Desde el punto de vista de la geofisiología podemos suponer que la toxicidad inherente al oxígeno no fue totalmente vencida por los sistemas antioxidantes y por los enzimas de los organismos del sector aeróbico. En estas circunstancias el oxígeno mismo podría haber establecido su propio límite inferior y un límite superior para la mayor parte de los seres vivientes.

Tales propiedades pueden estar geofisiológicamente reguladas.

Las figuras 5.3 y 5.4 muestran cómo puede haber tenido lugar esta regulación en el Proterozoico. La figura 5.3 representa los efectos del oxígeno en el crecimiento del ecosistema aeróbico y el efecto del tamaño del ecosistema aeróbico sobre el oxígeno. La línea continua es la relación entre el nivel de oxígeno y la población de consumidores que lo utilizan; a niveles de oxígeno bajos no podrían metabolizar y a niveles altos resultarían envenenados por el oxígeno.

La línea de trazos indica la relación entre la población del ecosistema aeróbico y el nivel estacionario de oxígeno; a más fotosintetizadores más oxígeno. Las dos curvas tienen un punto de intersección en donde el nivel de oxígeno sería mantenido en homeostasis por el sistema.

La figura 5.4 muestra los cálculos de una simulación por ordenador en que fotosintetizadores, consumidores y anaerobios coexisten en el planeta antes, durante y después de la aparición del oxigeno. Se supone que, como en la Tierra, la tasa de deposición de carbono es constante y que una tasa de renovación decreciente de rocas y gases reducidos oxida el planeta hasta que el oxígeno se convierte en el gas dominante.

Entonces el oxígeno aumenta hasta que las propiedades geofisiológicas del sistema establecen un nuevo nivel estacionario en el que la abundancia de oxígeno se mantiene constante por un balance entre la cantidad de carbono enterrada y la cantidad de material reductor expuesto. El cuadro inferior ilustra las variaciones de temperatura planetaria en comparación con las de un planeta sin vida de la misma composición. El cuadro intermedio muestra la variación de los gases oxígeno, dióxido de carbono y metano.

El cuadro superior muestra los niveles de población de las diferentes formas de vida.

Este modelo es una aproximación lineal de los modelos climáticos de los capítulos 2 y 3, en que se demuestra que se puede regular la temperatura de un planeta imaginario mediante el crecimiento competitivo de las margaritas de diferentes colores.

El modelo de la figura 5.4 establece que, a largo plazo, la cantidad del carbono producido por los fotosintetizadores acumulada en los sedimentos es constante y que esta fuente de oxígeno también es constante. El proceso daría lugar a un agotamiento de la capacidad de absorción de oxígeno en las aguas y sedimentos anóxicos (serían oxidados), con lo que al final del Arcaico la concentración de oxígeno en la atmósfera subiría abundantemente.

La presencia de un exceso de oxígeno habría incrementado la tasa de meteorización y por tanto el aporte de nutrientes que a su vez habría posibilitado un ecosistema mayor. Ello redundaría en la sedimentación de más carbono y la subsiguiente subida de oxígeno. La presencia de este gas en la atmósfera se habría incrementado hasta que su toxicidad determinase un límite ambiental para los organismos vivos.

Esta situación limite produciría una reducción del sector anaerobio en el que se deposita el carbono, que se reduciría a un tamaño equivalente al del Arcaico, y la producción y pérdida de oxígeno se equilibrarían por la exposición de sustancias oxidables durante la meteorización.

En cierto sentido los ecosistemas aeróbicos existían ya en los albores de Gaia, desde el momento en que las primeras cianobacterias convirtieron luz solar en energía química de alto potencial y fueron capaces de sintetizar compuestos orgánicos y oxígeno a partir de agua y dióxido de carbono.

A medida que se extendían, estas cianobacterias habrían ocupado siempre una posición superficial para disfrutar y alimentarse de la luz solar.

Los sistemas anóxicos, aquéllos cuyo alimento eran los cadáveres y los productos de las cianobacterias, habrían proliferado de modo natural por debajo de los fotosintetizadores para aprovecharse de la lluvia de alimento desde arriba. Desde el principio habría existido una segregación entre estos dos ecosistemas, y un gradiente de concentración de oxígeno que disminuiría desde la región de su producción.

En el mundo real, el ciclo del oxígeno no puede desconectarse del ciclo del dióxido de carbono; una subida del oxígeno implica una caída del dióxido de carbono. Por otra parte, el ciclo del dióxido de carbono está acoplado con el clima, y éste a su vez afecta tanto al crecimiento de los consumidores como de los productores.

El bucle de realimentación entre dióxido de carbono y clima estabilizaría el sistema de forma adicional. Una vez superada la crisis del oxígeno el Proterozoico pudo ser un tiempo confortable para Gaia, a excepción hecha de la molestia persistente de los asteroides. El nivel natural de dióxido de carbono habría proporcionado un clima agradable y no se necesitaría un gran esfuerzo para regularlo.

Una consecuencia curiosa de la aparición de oxígeno fue la generación de los primeros reactores nucleares del mundo. La energía nuclear, desde su concepción, raramente ha sido descrita excepto hiperbólicamente. Se ha dado la impresión de que diseñar y construir un reactor nuclear es una hazaña única de la ciencia física y de la creatividad de la ingeniería. Es sorprendente encontrar que en el Proterozoico una débil comunidad de modestas bacterias construyó una serie de reactores nucleares que funcionaron durante millones de años.

Este acontecimiento extraordinario ocurrió hace 1,8 eones y se produjo en un lugar que ahora se denomina Oklo, en el Gabón, África, y fue descubierto de modo enteramente accidental. En Oklo hay una mina que proporciona uranio para la industria nuclear francesa. En los años setenta, se encontró que una partida de uranio de Oklo estaba mermada en el isótopo fisionable uranio 235.

El uranio natural siempre tiene la misma composición isotópica: 99,27 por ciento de uranio 238, 0,72 por ciento de uranio 235 y trazas de uranio 234. Sólo el uranio 235 puede actuar en las reacciones en cadena necesarias para la producción de energía o para las explosiones. Naturalmente este isótopo fisionable es vigilado celosamente y su proporción en el uranio se examina amplia y repetidamente. Imaginemos la sorpresa con que debieron encontrarse en la agencia francesa de energía atómica cuando se descubrió que la partida de uranio tenía una proporción mucho más pequeña de uranio 235 que lo normal.

¿Algún grupo clandestino en África o Francia había encontrado la manera de extraer el isótopo potencialmente fisionable y lo estaba utilizando para un uso terrorista con armas nucleares?

 En un principio cualquier explicación siniestra parecía probable. Cuando se encontró la verdad no sólo consistió en un asunto científico fascinante sino que debió representar un alivio inmenso para las mentes turbadas con imágenes de toneladas de uranio 235 puro en manos de fanáticos.

La química del uranio es tal que es insoluble en agua en condiciones anaerobias, pero bastante soluble en presencia de oxígeno. Cuando hubo una cantidad suficiente de oxígeno en el Proterozoico para que las aguas subterráneas se hiciesen oxidantes, se empezó a disolver el uranio en las rocas y, en forma de ión uranilo, se convirtió en uno de los muchos elementos traza presentes en las corrientes de agua.

La concentración de las disoluciones de uranio no habría sido superior a unas pocas partes por millón, y el uranio no habría sido más que otro ión en solución. En lo que ahora es Oklo esta corriente de agua fluía por un tapiz algal que incluía microorganismos con una extraña capacidad para captar y concentrar uranio de forma específica. Estos desarrollaron su tarea inconsciente tan bien que al final se depositó suficiente óxido de uranio puro para iniciar una reacción nuclear.

Cuando se concentra una cantidad superior a una cierta “masa crítica” de uranio que contiene el isótopo fisionable se produce una reacción en cadena. La fisión de los átomos de uranio produce neutrones libres que provocan la fisión de más átomos de uranio, lo que a su vez produce más neutrones y así sucesivamente.

La reacción se estabiliza cuando los neutrones producidos compensan a los que escapan o son absorbidos por otros átomos. Este tipo de reactor no es explosivo, de hecho está autorregulado. Un aspecto fundamental del reactor es la presencia de agua, que tiene la función de retardar y reflejar neutrones. Cuando aumenta la producción dé energía el agua hierve y el reactor se frena. Una reacción de fisión nuclear es un tipo perverso de fuego, pues quema mejor cuando está bien empapado con agua.

Los reactores de Oklo funcionaron bien a la escala de un kilovatio durante millones de años y utilizaron una cantidad importante de uranio 235 para este fin.

La presencia de los reactores de Oklo confirma la existencia de un ambiente oxidante en el Proterozoico porque en ausencia de oxígeno el uranio no es soluble en agua. Cuando empezó la vida, hace 3,6 eones, el uranio estaba mucho más enriquecido en el isótopo 235. Este isótopo se desintegra más rápidamente que el isótopo más común, el , 238, y en los principios de la vida la proporción de uranio fisible no era de un 0,7 por ciento como ahora sino de un 33 por ciento. Un uranio tan enriquecido hubiera sido una fuente de espectaculares fuegos artificiales nucleares si alguna bacteria hubiera sido tan poco juiciosa como para concentrarlo. Ello también sugiere que la atmósfera no era oxidante en el Arcaico.

Las bacterias no podían haber discutido los costes y beneficios de la energía nuclear. El hecho de que los reactores funcionasen durante tanto tiempo y de que hubiera más de uno de ellos sugiere que tiene que haber habido un reaprovisionamiento de uranio y que la radiación y los residuos nucleares no constituyeron un problema para este ecosistema antiguo. En este sentido, la distribución de productos de fisión estables alrededor del lugar de reacción proporciona una evidencia valiosa que sugiere que los problemas de almacenamiento de residuos radiactivos no son tan complicados o tan peligrosos como indican los pronunciamientos enfervorizados de los movimientos antinucleares.

Los reactores de Oklo son un ejemplo espléndido de homeostasis geofisiológica. Muestran cómo se puede segregar y concentrar minerales específicos en estado puro, y ello constituye un acto de profunda negentropía en sí mismo y también un inestimable sistema de numerosos procesos geofisiológicos combinados.

La separación, casi en estado puro, de sílice que realizan las diatomeas y de carbonato cálcico que llevan a cabo los cocolitofóridos y otros organismos vivos también constituyen ejemplos de este tipo de procesos que han tenido un efecto profundo en la evolución de la Tierra.

Si algún descendiente del químico extraterrestre que visitó la Tierra en el Arcaico hubiera vuelto en el Proterozoico no habría encontrado una Tierra tan diferente a la de ahora. El cielo sería de un azul más pálido y quizá tendría una menor cubierta de nubes.

En la playa, el mar sería azul-grisáceo en lugar de marrón como en el Arcaico. Tierra adentro, tras las dunas de arena y los guijarros, estarían los tapices bacterianos, animados por algas verdes y amarillo oro, que protegerían el sector anóxico donde se encontrarían los lechos evaporíticos con sus capas profundas de sal gema acumulada durante miles o incluso millones de años. Fuera, en el mar, encontraríamos también las estructuras rocosas de los estromatolitos.

Me pregunto si nuestro extraterrestre habría observado una propiedad geofisiológica importante de los arrecifes que recientemente ha sido observada en los arrecifes de coral. Fotogramas de satélite han mostrado que la longitud de onda de las olas de las aguas cercanas a los arrecifes es inusual e inesperada teniendo en cuenta los vientos superficiales y las características oceánicas.

La investigación subsiguiente ha descubierto el hecho notorio de que los microorganismos coralinos secretan una sustancia lipídica que forma una capa monomolecular en la superficie del océano. Esta altera la tensión superficial influyendo sobre las olas. Es interesante especular sobre el desarrollo geofisiológico de esta interesante propiedad de los microorganismos, preguntarse cuándo se desarrolló y si es un mecanismo para protegerse de los embates del mar.

Durante el Proterozoico continuó la lluvia constante de asteroides. Aparte de numerosos objetos pequeños, hubo por lo menos diez que causaron daños a Gaia cuya severidad es comparable a la de una quemadura que afecta al 60 por ciento del área de la piel en un ser humano. Estos sucesos no son objeto de interés principal en sí mismos; no tenemos información detallada de las fechas y de las consecuencias de su aparición. Lo interesante para un estudio geofisiológico es el proceso de recuperación del sistema de estas agresiones.

Estamos razonablemente seguros de que ninguno de ellos acabó con Gaia, de manera que una Gaia nueva hubiese tenido que renacer de las ruinas. La capacidad de recuperación tras perturbaciones grandes es una prueba de la salud de los sistemas geofisiológicos.

El hecho de que la vida haya persistido y se haya recuperado de tantas de estas catástrofes proporciona todavía más evidencia de la existencia de un sistema homeostático poderoso en la Tierra.

A principios del Proterozoico el Sol estaba más frío. El problema que tuvo que afrontar Gaia fue el de evitar la congelación de la Tierra por el colapso del dióxido de carbono. Sin la tendencia al enfriamiento causada por la vida la Tierra sería desapaciblemente caliente hoy día. Se diría que en el momento presente la vida está manteniendo la Tierra fría por bombeo y eliminación de dióxido de carbono. Durante los tiempos intermedios del Proterozoico, hace unos 1,5 eones, la radiación solar era justo la precisa para la vida y no hacía falta ningún esfuerzo importante para la termostasis.

Los físicos y los geofisiólogos están completamente de acuerdo en que el dióxido de carbono atmosférico se encontraba a un nivel de alrededor del uno por ciento del volumen.

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