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¿Podrían las cianobacterias prosperar con concentraciones muy altas de CO2 y casi sin oxígeno para empezar?


¿Se han realizado investigaciones para ver si las cianobacterias pueden vivir en altos niveles de CO2, como en la atmósfera de Venus?

¡Debido a que las cianobacterias causaron el Gran Evento de Oxigenación, uno podría esperar que pudieran hacerlo!


Sí, ha habido investigaciones. ¡Este documento pregunta y responde a su pregunta!

Aquí está el resumen del artículo. Destaqué la oración que responde a tu pregunta.

Las cianobacterias y organismos similares produjeron la mayor parte del oxígeno que se encuentra en la atmósfera de la Tierra, lo que implica que los primeros organismos fotosintéticos habrían vivido en una atmósfera rica en CO2 y pobre en O2. Investigamos la tolerancia de varias cianobacterias a concentraciones muy altas (> 20 kPa) de CO2 atmosférico. Cultivos de Synechococcus PCC7942, Synechocystis PCC7942, Plectonema boryanum y Anabaena sp. se cultivaron en cultivo líquido rociado con aire enriquecido con CO2. Las cuatro cepas crecieron cuando se transfirieron de CO2 ambiental a 20 kPa de presión parcial de CO2 (pCO2), pero ninguna toleró la transferencia directa a 40 kPa pCO2. Synechococcus y Anabaena sobrevivieron a 101 kPa (100%) de pCO2 cuando la presión se incrementó gradualmente en 15 kPa por día, y Plectonema creció activamente en estas condiciones. Las cuatro cepas crecieron en una atmósfera anóxica de 5 kPa pCO2 en N2. Las cepas sensibles al CO2 elevado también lo fueron al pH inicial bajo (pH 5-6). Sin embargo, el pH bajo en sí mismo no fue suficiente para prevenir el crecimiento. Aunque todavía se están investigando los mecanismos de daño y supervivencia, hemos demostrado que las cianobacterias modernas pueden sobrevivir en las condiciones primordiales de la Tierra y que los organismos similares a las cianobacterias podrían haber florecido en las condiciones del Marte temprano, que probablemente tenía una atmósfera similar a la de la Tierra primitiva.

Thomas, D. J., Sullivan, S. L., Price, A. L. y Zimmerman, S. M. (2005). Las cianobacterias comunes de agua dulce crecen en un 100% de CO2. Astrobiología, 5(1), 66-74.


Me gusta esta pregunta sobre la teoría de las exobacterias porque implementan una estrategia de respuestas que pueden ir en contra o a favor de la idea de terraformación fuera del espacio. En este caso, simplemente proporcionar detalles no será suficiente. Las cianobacterias no son muy duraderas en la atmósfera de Venus. La temperatura de Venus es de un promedio mucho más alto y se estarán alimentando de la contaminación atmosférica además de causar un efecto oxidativo en la célula cuando demasiado co2 emite óxidos. Pero lo que es más importante, la acumulación de hidrógeno en los pliegues de las proteínas podría causar estrés inhibitorio (previene la fisión binaria). Entonces no, no usaría Cyanobacteria como un proyecto espacial. Pero, por favor, ve en mi contra si soy falso.


¿Cómo fue cuando apareció el oxígeno y casi mató a toda la vida en la Tierra?

Aunque se cree que nuestro planeta tuvo una proporción de océanos a continentes de aproximadamente 2: 1 a lo largo de su. [+] En la historia, hubo un período de hace unos 2.400 a 2.100 millones de años en el que la superficie estaba 100% cubierta de hielo: un escenario de Snowball Earth. Así es como la vida misma creó la mayor catástrofe climática en la historia de nuestro planeta.

Aunque fue hace más de 4 500 millones de años que se formó el planeta Tierra, fue sólo unos cientos de millones de años después, como mucho, cuando surgió la vida en nuestro mundo. Durante todos los años transcurridos desde entonces, ha prosperado y evolucionado, lo que le permite encontrar una forma de existir en prácticamente todos los nichos ambientales que posee la Tierra.

Pero 2 mil millones de años después de que la Tierra tomara forma por primera vez, la vida casi termina. La atmósfera había sido alterada lentamente por la adición gradual de oxígeno, que resultó ser fatal para el tipo más común de organismo presente en la Tierra en ese momento. Durante cientos de millones de años, la Tierra entró en una horrible edad de hielo que congeló toda la superficie: conocida hoy como escenario Snowball Earth. Fue un desastre que casi acabó con la vida en la Tierra por completo. Aquí está la historia de nuestra casi muerte y supervivencia final.

Saccharomyces cerevisiae, una especie de levadura utilizada en la vinificación y otras a base de fermentación. [+] productos, se muestra aquí bajo un microscopio electrónico de barrido. En presencia de soluciones ricas en azúcar, como la melaza, la población de células de levadura prosperará y explotará, pero existe un límite autoimpuesto a su éxito biológico.

Mogana Das Murtey y Patchamuthu Ramasamy / cca-sa-3.0

Uno de los experimentos más simples que puedes hacer en la clase de biología es poner un grupo de células en una solución nutritiva, como levadura en melaza. Inicialmente, los organismos tendrán mucho éxito, ya que la comida es abundante, no hay competencia por los recursos y pueden sobrevivir y reproducirse fácilmente. Si cuenta los organismos vivos en el interior, ese número comenzará a crecer exponencialmente.

Pero, en poco tiempo, todo eso cambiará.

La levadura consume alimentos a través del proceso de fermentación. Las células se alimentan de azúcar convirtiéndola en alcohol, ATP (que se utiliza para producir energía) y dióxido de carbono como producto de desecho. Pero si tiene una solución de agua líquida y le agrega dióxido de carbono, forma ácido carbónico. En algún punto crítico, se vuelve demasiado ácido para que la levadura sobreviva y la población colapsa.

La población de células de levadura cambiará con el tiempo en una solución aislada rica en azúcar. Va a . [+] primero aumentará exponencialmente, luego el aumento se estabilizará, y luego la población disminuirá y colapsará, ya que los propios productos metabólicos de las células de levadura eventualmente envenenarán su medio ambiente.

CDC / Maxine Jalbert, Dr. Leo Kaufman

Este podría ser un escenario biológico simple, pero sus resultados son casi universales. En presencia de prácticamente ningún competidor o depredador, y con recursos prácticamente ilimitados, una población viva crecerá a un ritmo exponencial. Consumirá los recursos disponibles, producirá cualquier producto de metabolismo que produzca y luego se reproducirá en cantidades superiores al nivel de reemplazo.

La próxima generación consumirá más, producirá más de sus metabolitos y se reproducirá en cantidades aún mayores. Mientras los recursos estén disponibles gratuitamente, este proceso continuará. Hasta que, es decir, los procesos metabólicos que ha estado experimentando se acumulan hasta un nivel crítico en el que envenena su entorno. Si esto suena como lo que hizo la levadura, o lo que los humanos modernos están haciendo con el CO2, ha ensamblado las piezas correctamente. Los organismos, si no se controlan, envenenarán su hábitat con los productos de desecho de su propio éxito.

El aumento de la emisión de gases de efecto invernadero, independientemente de su origen, está teniendo un impacto masivo. [+] sobre el clima de la Tierra. Esto no es tan diferente de los eventos naturales, donde los productos de desecho de un organismo envenenan su medio ambiente.

Servicio de Parques Nacionales de EE. UU.

Pero no somos los primeros en encontrarnos con este problema, ni tampoco las células de levadura mucho más primitivas. En las primeras etapas de nuestro Sistema Solar, surgió una forma simple de vida procariota: los organismos unicelulares. Aunque no conocemos las propiedades de las supuestas protocélulas que teóricamente dieron lugar a los primeros organismos unicelulares, existe una clara evidencia de bacterias unicelulares cuando la Tierra tenía quizás 500 millones de años: hace unos 4 mil millones de años.

Luego, la evolución tomó muchas direcciones diferentes, como se esperaba, para llenar todos los nichos ecológicos disponibles. Surgieron arqueas, capaces de sobrevivir en las profundidades del mar alrededor de respiraderos hidrotermales. Los plásmidos, que portan genes responsables de nuevas habilidades, surgieron como moléculas de ADN independientes, desapegadas al cromosoma bacteriano en sí. Y, cientos de millones de años después, aparecieron los primeros organismos completamente fotosintéticos.

Las acidobacterias, como el ejemplo que se muestra aquí, son probablemente algunos de los primeros organismos fotosintéticos de. [+] todos. No tienen estructura interna ni membranas, su información reproductiva está codificada en ADN suelto que flota libremente y estas bacterias son anoxigénicas: no producen oxígeno a partir de la fotosíntesis.

Departamento de Energía de EE. UU. / Dominio público

En el momento en que avanzamos rápidamente hasta hace 3.400 millones de años, comienza a aparecer la primera evidencia de fotosíntesis en organismos vivos. Hay varias formas diferentes en que puede ocurrir la fotosíntesis, pero todas involucran luz solar de una longitud de onda particular que golpea una molécula que puede absorberla, excitando un electrón que luego puede usar su energía en los procesos de la vida.

Muchos organismos, como las bacterias de azufre y no azufre verdes y púrpuras, utilizan una variedad de moléculas para proporcionar los electrones en sus reacciones, como hidrógeno, azufre y numerosos ácidos. Pero también evolucionaron organismos que utilizan agua como donantes de electrones: las cianobacterias, conocidas como algas verdiazules. A diferencia de los otros organismos (generalmente, pero no universalmente, que se cree que son anteriores), las cianobacterias producen oxígeno molecular como producto de desecho.

Las cianobacterias, como se muestra aquí, fueron los primeros organismos fotosintetizadores productores de oxígeno en el planeta. [+] Tierra. Su éxito condujo a una tremenda catástrofe climática en la historia primitiva de la Tierra.

Doc. RNDr. Josef Reischig, CSc. / cca-sa-3.0

Las cianobacterias aún sobreviven hoy en día y son las únicas procariotas fotosintéticas que producen oxígeno. Parecen estar más evolucionados que los otros procariotas fotosintéticos que no producen oxígeno. Estas algas verdiazules poseen membranas internas (a diferencia de las demás) y se sabe que surgieron hace más de 2.500 millones de años.

La evidencia que tenemos es sencilla: justo en ese momento, la atmósfera de la Tierra comenzó a mostrar evidencia de tener oxígeno libre presente en su interior. De forma lenta pero segura, el contenido de oxígeno comenzó a acumularse y un organismo con un recurso aparentemente ilimitado, la luz solar, comenzó a envenenar su entorno. El oxígeno, como ve, no solo es corrosivo e inflamable, también es la causa del mayor desastre climático de la historia: la Glaciación Huroniana.

El glaciar pie de elefante en Groenlandia es solo una pequeña parte de una enorme capa de hielo que existe en la actualidad. . [+] Durante la Glaciación Huroniana, se cree que toda la superficie de la Tierra, incluidos los continentes y océanos desde las latitudes polares hasta las ecuatoriales, estaba cubierta de hielo.

Las cianobacterias, que experimentaron éxitos masivos, se convirtieron en esteras microbianas en poco tiempo, y esa presencia temprana de oxígeno atmosférico eliminó sistemáticamente el metano temprano de la atmósfera de la Tierra. La conversión de metano en dióxido de carbono y agua disminuyó en gran medida el efecto invernadero de la atmósfera primitiva de la Tierra. Al mismo tiempo, el oxígeno producido por las cianobacterias mató a la mayoría de las otras formas de vida que no usaban oxígeno, ya que el oxígeno era tóxico para ellas.

Teniendo en cuenta que la producción de energía del Sol fue mucho menor en las primeras etapas, esta gran cantidad de metano fue lo único que mantuvo a la Tierra como un planeta relativamente templado. Con el oxígeno destruyendo ese poderoso gas de efecto invernadero, el planeta tampoco pudo retener su calor. La edad de hielo más grande de la historia, que condujo a las condiciones de la Tierra Bola de Nieve durante aproximadamente 300 millones de años, estaba ahora sobre nosotros.

Aunque se desconocen las proporciones exactas de los diferentes componentes atmosféricos de la Tierra, las hubo. [+] grandes cantidades de metano presentes en la atmósfera antes de hace 2.500 millones de años y prácticamente sin oxígeno. Con la llegada del oxígeno, el metano fue destruido y comenzó la mayor edad de hielo del planeta.

Victor Ponce / Universidad Estatal de San Diego

La evidencia es abrumadora de condiciones increíblemente frías que cubren todo el planeta en este momento. Los depósitos glaciares en todo el norte de América del Norte (pero también se encuentran tan lejos como Australia) muestran múltiples depósitos de sedimentos encontrados entre capas de depósitos glaciares hace entre 2.5 y 2.000 millones de años. La evidencia de eventos de glaciación pasados, donde se formaron depósitos glaciares en las latitudes tropicales de entonces, ha sido muy fuerte durante más de medio siglo.

Lamentablemente, formar una Tierra de bolas de nieve es muy fácil, ya que parece ser un proceso descontrolado. Si las capas de hielo avanzan lo suficiente fuera de las regiones polares, aumenta la reflectividad total del planeta, lo que significa que la Tierra absorbe menos energía solar. Esto conduce a un mayor enfriamiento y la formación de más hielo, que eventualmente cubre toda la superficie del planeta, incluidos los continentes y los océanos, en hielo.

Esta es una imagen de la misión Cassini de Encelado de la NASA: el mundo más reflectante conocido en nuestro. [+] Sistema Solar. Mientras que la Tierra refleja entre aproximadamente un 10% y un 30% de la luz solar incidente, dependiendo de la cobertura de nubes y otros factores, Encelado refleja aproximadamente el 99% de toda la luz entrante, ya que está completamente cubierta de hielo.

NASA / JPL-Caltech / Instituto de Ciencias Espaciales

Sin embargo, por catastrófico que fuera para la vida en la Tierra, no la terminó. Las cianobacterias continuaron prosperando, mientras que poblaciones más pequeñas de otros organismos, enfrentando tremendas presiones de selección y un entorno cambiante, evolucionaron en una dirección diferente. Las criaturas más complejas, que acumulaban una gran cantidad de genes y nuevas habilidades, tenían más posibilidades de sobrevivir, ya que eran más resistentes al cambio.

Mientras tanto, los volcanes continuaron haciendo erupción debajo del hielo. Estas acumulaciones de dióxido de carbono podrían aumentar el efecto invernadero en la atmósfera, mientras que la producción simultánea de cenizas podría disminuir la reflectividad de la Tierra, permitiéndonos finalmente salir de esta era de glaciación.

Cuando los volcanes entran en erupción, una gran cantidad de material del interior de la Tierra, incluso extraordinario. [+] cantidades de gases nocivos como el dióxido de azufre se liberan a la atmósfera. El 'humo' que ves es ceniza volcánica. La combinación de gas que absorbe la luz solar y material oscuro que absorbe la luz solar puede habernos sacado de la Glaciación Huroniana, pero tomó cientos de millones de años.

Unión Europea de Geociencias

Si bien duró aproximadamente 300 millones de años, el final de la Glaciación Huroniana coincide con la primera evidencia que tenemos de vida eucariota. Ahora existían células que tenían orgánulos separados y encerrados que podían realizar funciones independientes. Los eucariotas más tarde darían lugar a todos los protistas, plantas, hongos y animales existentes que existen hoy en día.Se puede argumentar que la vida similar a la humana nunca habría surgido si el oxígeno nunca hubiera destruido nuestra atmósfera rica en metano y conducido a este antiguo escenario de la Tierra Bola de Nieve.

Si bien el escenario de Snowball Earth puede ser controvertido, son los detalles los que están en duda, no el. [+] efecto global. Estamos seguros de que, en el pasado distante, las latitudes tropicales estaban en gran parte cubiertas de hielo. La Glaciación Huroniana puede haber sido la mayor extinción masiva en la historia de la Tierra.

Este período de tiempo en la historia de la Tierra puede haber sido la extinción masiva más grande que nuestro planeta haya enfrentado. Sin embargo, incluso en esta etapa primitiva, la vida siguió siendo ubicua y resistente, y la destrucción de las especies dominantes existentes permitió que otros organismos nuevos evolucionaran y se elevaran para llenar los nichos ecológicos vacíos. El Gran Evento de Oxigenación fue un acontecimiento transformador en la historia de la Tierra. Sin ella, es posible que la vida nunca se haya vuelto compleja, diferenciada y capaz de dar lugar a organismos inteligentes como nosotros.


¿Podemos aumentar el rendimiento de los cultivos mejorando la fotosíntesis con la ingeniería genética?

Crédito: Whitetails legendarios

En las aguas termales del Parque Nacional de Yellowstone, capas de bacterias coloridas crecen en gruesas esteras. Cerca de la superficie del agua, los organismos verdes fotosintetizan como lo hacen las plantas, usando luz y clorofila para dividir las moléculas de agua y producir azúcar. Más abajo en las esteras, los microbios son negros. Los investigadores asumieron durante mucho tiempo que la fotosíntesis similar a una planta no es posible para esta capa de organismos porque no tienen acceso a suficiente luz visible. Y, sin embargo, en el fondo de esas alfombras de algas hay una capa de verde donde no debería haber verde. Entonces, ¿por qué está aquí, donde casi no llega la luz?

En junio, Bill Rutherford y su equipo en el Imperial College de Londres descubrieron que la fotosíntesis con luz infrarroja cercana, del tipo que se encuentra en una sombra intensa, es posible, e incluso generalizada, en las cianobacterias. Este hallazgo contribuye a un creciente cuerpo de investigación en el campo de la ingeniería de la fotosíntesis, cuyo objetivo es mejorar el rendimiento de los cultivos mediante el uso de técnicas genéticas para mejorar la capacidad de una planta para capturar la luz solar y producir azúcar. Las implicaciones son enormes. Para el año 2050, la Organización de las Naciones Unidas para la Agricultura y la Alimentación predice que los rendimientos de los cultivos deberán ser un 60 por ciento más altos en relación con los niveles de 2005 para satisfacer la creciente demanda de alimentos. El mejoramiento convencional ha alcanzado en gran medida todo su potencial para aumentar el rendimiento. Como tal, el uso de la ingeniería genética para apuntar a la fotosíntesis puede ser una de las pocas vías que quedan con un margen significativo de mejora.

Por supuesto, los investigadores de plantas han estado pensando en usar la fotosíntesis mejorada para aumentar el rendimiento de los cultivos durante décadas, pero los recientes avances en el modelado por computadora y las técnicas de ingeniería genética han comenzado a poner ese objetivo a su alcance. En 2011, y nuevamente en 2015, un grupo de científicos se reunió para publicar un artículo en el que se pedía que se investigara la mejora de la fotosíntesis como un medio para satisfacer las crecientes demandas de rendimiento de las próximas décadas, así como para diseñar posibles estrategias. Una de las estrategias que el grupo destacó fue la posibilidad de que las plantas de ingeniería utilicen luz infrarroja cercana.

El objetivo final sería diseñar un dosel de hojas en los cultivos que absorba la luz visible en las hojas superiores mientras usa las hojas inferiores para absorber la luz infrarroja que pasa al nivel del suelo. Actualmente, la parte superior de cualquier dosel absorbe más luz de la que puede usar una planta, explica Don Ort, profesor de la Universidad de Illinois y autor principal del artículo de 2015. Los científicos de plantas esperan diseñar cultivos que puedan realizar una fotosíntesis eficiente más profundamente en el dosel, similar a cómo las cianobacterias realizan la fotosíntesis en las profundidades de las esteras de algas de Yellowstone.

Esto requiere un conocimiento sólido de los diferentes tipos de clorofila que se encuentran en la naturaleza. La fotosíntesis se lleva a cabo casi universalmente con clorofila a, que usa luz visible para dividir el agua. Una variación, llamada clorofila d, usa luz cercana al infrarrojo, pero la clorofila d se encuentra en un solo género de bacterias. Los científicos descubrieron la clorofila f en 2010, pero no se sabía que estuviera involucrada en la división del agua hasta el descubrimiento de Rutherford en junio pasado. Además, el sistema recientemente estudiado conserva la capacidad de utilizar la luz visible también porque las cianobacterias contienen clorofila ay clorofila f.

Irónicamente, Rutherford se había mostrado escéptico ante la idea de una fotosíntesis mejorada en los cultivos, y de la fotosíntesis del infrarrojo cercano en particular, porque predijo que las plantas diseñadas para usar luz infrarroja serían menos robustas cuando se enfrentaran a variaciones ambientales.Refiriéndose al grupo de científicos que piden la mejora de la fotosíntesis, dice: “Estaba criticando las ideas. . . solo en la medida en que se produzca un impacto en la resiliencia ". Él cree que este golpe de resistencia podría hacer que los cultivos sean útiles solo en condiciones altamente controladas con iluminación artificial; menciona submarinos y naves espaciales.

Aún así, admite que su reciente descubrimiento cambia las cosas. "Entonces, después de haberlos criticado, ahora les he dicho que realmente funciona, en biología". Gracias a su capacidad para producir clorofila ayf, las cianobacterias pueden prosperar en entornos de luz variable. "Y una vez que haya encontrado algo en biología, es mucho mejor que diseñarlo porque ha tenido mucho tiempo para mejorar ”a través de la evolución, dice Rutherford.

Aunque la fotosíntesis del infrarrojo cercano en plantas de cultivo es todavía una posibilidad lejana, otros medios para mejorar la eficiencia de la fotosíntesis están más avanzados. Ort se desempeña como subdirector de una colaboración de investigación llamada RIPE (Realizing Increased Photosynthetic Efficiency), financiada por la Fundación Bill y Melinda Gates. Este proyecto ha dado lugar a dos enfoques que ya están avanzando en las pruebas de campo.

El director del proyecto RIPE, Stephen Long (derecha) y el subdirector Donald Ort (izquierda). Crédito de la imagen: Proyecto RIPE

La primera estrategia, llamada bypass fotorrespiratorio, apunta a una ineficiencia en la fotosíntesis de las plantas. Paul South, en la foto de la derecha en la imagen de arriba, un investigador postdoctoral que trabaja con Ort en la iniciativa RIPE, explica que cuando una planta realiza la fotosíntesis, interactúa periódicamente con el oxígeno, en lugar de con el dióxido de carbono. Esto genera subproductos tóxicos. Los subproductos se pueden convertir en otras moléculas que contribuyen a la fotosíntesis, pero esta reacción secundaria "reduce bastante la eficiencia energética [de la planta]", dice South. El objetivo de su investigación es diseñar plantas que conviertan los subproductos de manera más eficiente.

Una segunda estrategia, llamada relajación de la fotoprotección, tiene como objetivo una reacción en las hojas que convierte la energía solar en calor que la planta puede disipar para evitar el daño solar en niveles altos de luz. El mecanismo de defensa se enciende muy rápidamente, pero tarda en apagarse cuando bajan los niveles de luz, lo que hace que la planta disipe energía valiosa en forma de calor. Los investigadores ahora han descubierto cómo apagarlo mucho más rápidamente. Esta línea de investigación ya ha sido probada en experimentos de campo con tabaco, un cultivo modelo de rápido crecimiento, y ha dado como resultado aumentos en el peso seco de la planta de alrededor del 15 por ciento.

Dado que el cambio climático es una preocupación siempre presente, algunas de las estrategias de RIPE se están llevando a cabo con miras a los desafíos que enfrentarán los futuros productores. Una mayor variación en el clima significará que los cultivos deben ser robustos en una gama más amplia de condiciones, así como en concentraciones crecientes de CO2. “La ascendencia de la mayoría de nuestras plantas de cultivo evolucionó a una concentración de CO2 en la atmósfera de alrededor de 220 partes por millón”, dice Ort. Durante los últimos 150 años, esa concentración se ha disparado a 400 partes por millón. "No ha habido tiempo para que haya una adaptación natural a través de la mutación y la evolución", dice.


CRÉDITOS DE PRODUCCIÓN

Alojado y narrado por
Neil deGrasse Tyson

Producida y dirigida por
Alice Harper

Narración escrita por
Producido por
Joseph McMaster

Editor ejecutivo de Origins
Neil deGrasse Tyson

Productor ejecutivo Origins
Thomas Levenson

Productores asociados
Julie Crawford
Caroline Penry-Davey

Editado por
Stephanie Munroe
Louise Salkow

Gerente de Proyecto Origins
Marie Wiljanen

Desarrollo del Proyecto Origins
Larry Klein

Asesores científicos de la serie
Alan Dressler
Sandra Faber

Escritores
Alice Harper
Nigel Henbest

Cámara
Mike Coles
Brian Dowley
Steve Albins
David Langan
Colin Fox

Música
Rob Morsberger
Richard Atree

Animación creada por
Edgeworx
Vídeo 4: 2: 2
CO: DE Design

Efectos especiales
David Barlow
Kathryn Johnson

Supervisor de animación para NOVA
John Bair

Diseñador de escena
Debbie Cutler

Asistentes de cámara
Jaimie Gramston
Richard Wyke

Grabadores de sonido
John Cameron
Steve Bores
Oxidado duggan
John Murphy
Simon Pinkerton
Bill Rudolph
Tim Worth

Puños
Thomas Doran
Rick Compeau
Stian Nilsen

Gaffers
Michael Guerra
John Bell

Operador de brazo
Robert Pflumm

Jefe de producción
Kirstie McLure

Editor asistente
Laura Minnear

Editor y colorista en línea
Mark Steele

Mezcla de audio
John Jenkins

Asistente de producción
Robbie Gemmel

Pasantes
Becca Serr
Ariana Reguzzoni
Julie Fischer

Ratón Wrangler
Max González

Material de archivo
Museo Americano de Historia Natural y Universidad de Washington
BBC Television
Cámara de minas de SA
Devaki Bhaya
Hammersley Iron Pty Ltd.
Laboratorio de investigación submarina de Hawái
Ifremer
NASA
Planetary Visions Ltd
Richard Pyle
Simon Carroll

Gracias especiales
Meteor Crater Enterprises, Inc.
Servicio geológico de WA
Servicio de títulos nativos de Pilbara
Anglogold
Evander, Harmony Goldmine
Woody Fisher
Librería Brattle

Joseph McMaster es el productor de Margret y Hans Rey / Curious George.

Productor de la serie
Martín Mortimore

Productor ejecutivo
Stuart Carter

Gráficos de la serie NOVA
Ministerio Nacional de Diseño

Tema NOVA
Mason Daring
Martin Brody
Michael Whalen

Subtítulos
El centro de subtítulos

Publicidad
Jonathan Renes
Diane Buxton

Investigador senior
Ethan Herberman

Coordinador de produccion
Linda Callahan

Gerente de la unidad
Lola Norman-Salako

Paralegal
Gabriel Cohen-Leadholm

Consejero legal
Susan Rosen Shishko

Asistente de Postproducción
Patrick Carey

Productor asociado, postproducción
Nathan Gunner

Supervisor de Postproducción
Regina O'Toole

Editor de postproducción
Rebecca Nieto

Gerente de Postproducción
Maureen Barden Lynch

Productor supervisor
Stephen Sweigart

Productor, Proyectos especiales
Susanne Simpson

Productor coordinador
Laurie Cahalane

Editor científico senior
Evan Hadingham

Productor senior de series
Melanie Wallace

Director general
Alan Ritsko

Productor ejecutivo senior
Paula S. Apsell

Una producción de Pioneer Film & amp TV para NOVA / WGBH y Channel 4.

Una producción de Thomas Levenson Productions y Unicorn Projects, Inc. para WGBH / Boston.

El día en que nació la Tierra, Life & # 169 Channel Four Television Corporation MMII

Orígenes, cómo comenzó la vida & # 169 2004 Fundación Educativa WGBH

Este material se basa en el trabajo respaldado por la National Science Foundation bajo la subvención No. 9814643. Todas las opiniones, hallazgos y conclusiones o recomendaciones expresadas en este material son las del autor (es) y no necesariamente reflejan los puntos de vista de National Science Fundación.


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Tierra sin Oxigeno

El oxígeno constituye aproximadamente una quinta parte del volumen de la atmósfera terrestre actual y es un elemento central de la vida tal como la conocemos.

Pero ese no fue siempre el caso. El oxígeno, aunque siempre está presente en compuestos en el interior de la Tierra, la atmósfera y los océanos, no comenzó a acumularse en la atmósfera como gas oxígeno (O2) hasta bien entrada la historia del planeta. Cómo era la atmósfera antes del aumento del oxígeno es un rompecabezas que los científicos de la Tierra apenas han comenzado a armar.

La Tierra se fusionó hace poco más de 4.500 millones de años a partir de fragmentos de escombros cósmicos. Los océanos líquidos existieron en el planeta casi desde el principio, aunque con toda probabilidad fueron vaporizados repetidamente por los meteoritos masivos que azotaron regularmente el planeta durante sus primeros 700 millones de años de existencia. Las cosas se habían calmado hace 3.800 millones de años, cuando aparecen en el registro geológico las primeras rocas que se formaron bajo el agua. (Existen en lo que ahora es el suroeste de Groenlandia).

Si la Tierra tenía agua, debe haber tenido una atmósfera, y si tuvo una atmósfera, debe haber tenido un clima. ¿De qué estaba hecha la atmósfera primitiva de la Tierra? Nitrógeno (N2), ciertamente. El nitrógeno constituye la mayor parte de la atmósfera actual y probablemente ha existido desde el principio. Vapor de agua (H2O), probablemente de emisiones volcánicas. Dióxido de carbono (CO2), también emitido por erupciones volcánicas, que eran abundantes en ese momento. Y metano (CH4), generado dentro de la Tierra y posiblemente también por microbios productores de metano que prosperaron en y en el fondo marino, como lo hacen hoy.

El dióxido de carbono, el vapor de agua y el metano jugaron un papel importante en el desarrollo posterior de la Tierra. Hace cuatro mil millones de años, el Sol era un 30 por ciento más tenue y, por lo tanto, más frío de lo que es hoy. En tales condiciones, el agua de la Tierra debería haberse congelado, pero claramente no lo estaba. El vapor de agua, el dióxido de carbono y el metano actuaron como gases de efecto invernadero, atrapando el calor y aislando la Tierra primitiva durante un período crítico de su desarrollo.

Mientras tanto, la atmósfera primitiva apenas tenía rastro de oxígeno. Lo que sí existió probablemente se formó cuando la radiación solar dividió las moléculas de agua (H2O) en el aire en hidrógeno (H2) y oxígeno (O2). El hidrógeno, un gas ligero, se habría elevado por encima de la atmósfera y se habría perdido lentamente en el espacio. El gas oxígeno más pesado, dejado atrás, habría reaccionado rápidamente con gases atmosféricos como el metano o con minerales en la superficie de la Tierra y habría sido extraído de la atmósfera y de regreso a la corteza y el manto. El oxígeno sólo podía comenzar a acumularse en la atmósfera si se producía más rápido de lo que se eliminaba », en otras palabras, si algo más lo producía también.

Ese algo era la vida. Aunque la evidencia fósil es incompleta, los microbios productores de metano pueden haber habitado la Tierra hace 3.800 millones de años. Hace 2.700 millones de años, se había establecido un nuevo tipo de vida: microbios fotosintéticos llamados cianobacterias, que eran capaces de utilizar la energía del Sol para convertir el dióxido de carbono y el agua en alimentos con oxígeno gaseoso como producto de desecho. Vivían en mares poco profundos, protegidos de la exposición total a la radiación dañina del sol. (Para obtener más información sobre estos organismos y la evidencia fósil de ellos, mire el video adjunto & quotEarly Fossil Life & quot).

Estos organismos se volvieron tan abundantes que hace 2.400 millones de años, el oxígeno libre que producían comenzó a acumularse en la atmósfera. El efecto fue profundo. En lo alto de la atmósfera, el oxígeno formó una capa protectora de ozono (O3), que eliminó la dañina radiación ultravioleta del Sol e hizo que la superficie de la Tierra fuera habitable. Más cerca del suelo, la presencia de oxígeno respirable (O2) abrió una puerta a la evolución de formas de vida completamente nuevas. Una de las maravillas perdurables de la vida en la Tierra es que, al producir oxígeno, los primeros organismos crearon condiciones que permitieron que prosperasen formas de vida posteriores y más complejas. (Para obtener más información sobre este tema, lea el ensayo adjunto & quot La vida hace una marca & quot.)

El aumento de oxígeno se produjo lentamente, durante cientos de millones de años, y no sin contratiempos. Jay Kaufman, un geocientífico de la Universidad de Maryland, apunta a una serie de edades de hielo —al menos tres de ellas— que ocurrieron hace entre 2.400 y 2.200 millones de años, cuando comenzó la era del oxígeno. La vida, sospechan Kaufman y otros, puede haber sido en parte responsable de estos períodos de enfriamiento. Incluso cuando los microbios estaban ocupados generando oxígeno, extraían dióxido de carbono de la atmósfera, tal vez adelgazando la capa de calor de la Tierra, el oxígeno que producían reaccionaba con el metano, reduciendo otro gas de efecto invernadero. La edad de hielo resultante puede, a su vez, haber reducido la actividad microbiana, permitiendo que el dióxido de carbono emitido por los volcanes se acumule nuevamente y el planeta se caliente nuevamente. Este ciclo puede haber ocurrido al menos tres veces, cada vez resultando en un nivel ligeramente más alto de oxígeno atmosférico. Pero, como enfatiza Kaufman, aún se desconoce mucho acerca de estos períodos de glaciación, y se requerirá el trabajo de muchos investigadores para arrojar más luz sobre esta era.

"Yo plantearía la hipótesis de que la relación de las edades de hielo con la química atmosférica es biológica", dice Kaufman. “Sabemos que la biología puede afectar la atmósfera. Y si la biología extrajera gases de efecto invernadero de la atmósfera, podría resultar en esas edades de hielo y el aumento del gas oxígeno ''.

Es difícil decir por qué se produjo el aumento de oxígeno precisamente cuando lo hizo. En cambio, los científicos han trabajado para reducir el momento exacto de la transformación. "En la atmósfera actual, tenemos mucho oxígeno", dice Kaufman. “En algún momento de la historia de la Tierra, la cantidad de oxígeno era mucho menor. ¿En qué momento fue eso? ¿Cuánto menos de lo que es hoy? ”Responder a esas preguntas es uno de los muchos desafíos que enfrentan los científicos de la Tierra. ¿Cómo hace un investigador para estudiar una atmósfera que ya no existe?

"Es un proceso que requiere mucho tiempo", dice Kaufman. “Así que damos pequeños pasos, como creo que todos los científicos deberían hacerlo, y construimos una historia. Si alguna vez llegamos a una conclusión, si nuestras hipótesis se convierten alguna vez en teorías, no lo sabemos. Solo queremos construir lentamente la historia basándonos en una buena evidencia empírica ''.

Para obtener más información sobre cómo los científicos de la Tierra estudian la atmósfera antigua, lea el ensayo adjunto & quot; Huellas del aire & quot.


¿Puede una mejor fotosíntesis ayudar a alimentar al mundo?

Foto cortesía de Claire Benjamin Escritora Erin Zimmerman
@DoctorZedd Escritor científico e ilustrador de amplificador

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20 de febrero de 2019 & mdash E n las aguas termales del Parque Nacional Yellowstone, capas de bacterias coloridas crecen en gruesas esteras. Cerca de la superficie del agua, los organismos verdes fotosintetizan como lo hacen las plantas, usando luz y clorofila para dividir las moléculas de agua y producir azúcar. Más abajo en las esteras, los microbios son negros. Los investigadores asumieron durante mucho tiempo que la fotosíntesis similar a una planta no es posible para esta capa de organismos porque no tienen acceso a suficiente luz visible. Y, sin embargo, en el fondo de esas alfombras de algas hay una capa de verde donde no debería haber verde. Entonces, ¿por qué está aquí, donde casi no llega la luz?

En junio, Bill Rutherford del Imperial College de Londres y su equipo informaron que la fotosíntesis con luz infrarroja cercana, del tipo que se encuentra en una sombra intensa, es posible, e incluso generalizada, en las cianobacterias. Este hallazgo contribuye a un creciente cuerpo de investigación en el campo de la ingeniería de la fotosíntesis, cuyo objetivo es mejorar el rendimiento de los cultivos mediante el uso de técnicas genéticas para mejorar la capacidad de una planta para capturar la luz solar y producir azúcar.

Las implicaciones son enormes. Según algunas estimaciones, la producción agrícola deberá aumentar entre un 60 y un 110 por ciento en todo el mundo para 2050 para satisfacer la creciente demanda. El mejoramiento convencional ha alcanzado en gran medida todo su potencial para aumentar el rendimiento. Como tal, el uso de la ingeniería genética para apuntar a la fotosíntesis puede ser una de las pocas vías que quedan con un margen significativo de mejora.

Los investigadores de plantas han estado pensando en usar la fotosíntesis mejorada para aumentar el rendimiento de los cultivos durante décadas, pero los recientes avances en el modelado por computadora y las técnicas de ingeniería genética han comenzado a poner ese objetivo a su alcance. Por supuesto, los investigadores de plantas han estado pensando en usar la fotosíntesis mejorada para aumentar el rendimiento de los cultivos durante décadas, pero los recientes avances en el modelado por computadora y las técnicas de ingeniería genética han comenzado a poner ese objetivo a su alcance. En 2011, y nuevamente en 2015, un grupo de científicos se reunió para publicar un artículo en el que se pedía que se investigara la mejora de la fotosíntesis como un medio para satisfacer las crecientes demandas de rendimiento de las próximas décadas, así como para diseñar posibles estrategias. Una de las estrategias que el grupo destacó fue la posibilidad de que las plantas de ingeniería utilicen luz infrarroja cercana.

El objetivo final sería diseñar un dosel de hojas en los cultivos que absorba la luz visible en las hojas superiores mientras usa las hojas inferiores para absorber la luz infrarroja que pasa al nivel del suelo. Actualmente, la parte superior de cualquier dosel absorbe más luz de la que puede usar una planta, explica Don Ort, que se muestra a la izquierda en la imagen de arriba, un profesor de la Universidad de Illinois y autor principal del artículo de 2015. Los científicos de plantas esperan diseñar cultivos que puedan realizar una fotosíntesis eficiente más profundamente en el dosel, similar a cómo las cianobacterias realizan la fotosíntesis en las profundidades de las esteras de algas de Yellowstone.

Esto requiere un conocimiento sólido de los diferentes tipos de clorofila que se encuentran en la naturaleza. La fotosíntesis se lleva a cabo casi universalmente con clorofila a, que usa luz visible para dividir el agua. Una variación, llamada clorofila d, usa luz cercana al infrarrojo, pero la clorofila d se encuentra en un solo género de bacterias. Los científicos descubrieron la clorofila f en 2010, pero no se sabía que estuviera involucrada en la división del agua hasta el descubrimiento de Rutherford en junio pasado. Además, el sistema recientemente estudiado conserva la capacidad de utilizar la luz visible también porque las cianobacterias contienen clorofila ay clorofila f.

Irónicamente, Rutherford se había mostrado escéptico ante la idea de una fotosíntesis mejorada en los cultivos, y de la fotosíntesis del infrarrojo cercano en particular, porque predijo que las plantas diseñadas para usar luz infrarroja serían menos robustas cuando se enfrentaran a variaciones ambientales. Refiriéndose al grupo de científicos que piden la mejora de la fotosíntesis, dice: “Estaba criticando las ideas. . . sólo en la medida en que & # 8217s va a haber un impacto de resiliencia ". Él cree que este golpe de resiliencia podría hacer que los cultivos sean útiles solo en condiciones altamente controladas con iluminación artificial; menciona submarinos y naves espaciales.

"Una vez que haya encontrado algo en biología, mucho mejor que diseñarlo ". - Bill Rutherford Aún así, reconoce que su reciente descubrimiento cambia las cosas. "Así que, después de haberlos criticado, ahora les he transmitido el hecho de que realmente funciona, en biología". Gracias a su capacidad para producir clorofila ayf, las cianobacterias pueden prosperar en entornos de luz variable. “Y una vez que haya encontrado algo en biología, mucho mejor que diseñarlo porque tuvo mucho tiempo para mejorar ”a través de la evolución, dice Rutherford.

Aunque la fotosíntesis del infrarrojo cercano en plantas de cultivo es todavía una posibilidad lejana, otros medios para mejorar la eficiencia de la fotosíntesis están más avanzados.Ort se desempeña como subdirector de una colaboración de investigación llamada RIPE (Realizing Increased Photosynthetic Efficiency), financiada por la Fundación Bill y Melinda Gates. Este proyecto ha dado lugar a dos enfoques que ya están avanzando en las pruebas de campo.

La primera estrategia, llamada bypass fotorrespiratorio, apunta a una ineficiencia en la fotosíntesis de las plantas. Paul South, en la foto de la derecha en la imagen de arriba, un investigador postdoctoral que trabaja con Ort en la iniciativa RIPE, explica que cuando una planta realiza la fotosíntesis, interactúa periódicamente con el oxígeno, en lugar de con el dióxido de carbono. Esto genera subproductos tóxicos. Los subproductos se pueden convertir en otras moléculas que contribuyen a la fotosíntesis, pero esta reacción secundaria "reduce bastante la eficiencia energética [de la planta]", dice South. El objetivo de su investigación es diseñar plantas que conviertan los subproductos de manera más eficiente.

Una segunda estrategia, llamada relajación de la fotoprotección, tiene como objetivo una reacción en las hojas que convierte la energía solar en calor que la planta puede disipar para evitar el daño solar en niveles altos de luz. El mecanismo de defensa se enciende muy rápidamente, pero tarda en apagarse cuando bajan los niveles de luz, lo que hace que la planta disipe energía valiosa en forma de calor. Los investigadores ahora han descubierto cómo apagarlo mucho más rápidamente. Esta línea de investigación ya ha sido probada en experimentos de campo con tabaco, un cultivo modelo de rápido crecimiento, y ha dado como resultado aumentos en el peso seco de la planta de alrededor del 15 por ciento.

Una mayor variación en el clima significará que los cultivos deben ser robustos en una gama más amplia de condiciones, así como en concentraciones crecientes de CO2. Dado que el cambio climático es una preocupación siempre presente, algunas de las estrategias de RIPE se están llevando a cabo con miras a los desafíos que enfrentarán los futuros productores. Una mayor variación en el clima significará que los cultivos deben ser robustos en una gama más amplia de condiciones, así como en concentraciones crecientes de CO2. “La ascendencia de la mayoría de nuestras plantas de cultivo evolucionó a una concentración de CO2 en la atmósfera de alrededor de 220 partes por millón”, dice Ort. Durante los últimos 150 años, esa concentración se ha disparado a 400 partes por millón. "No ha habido tiempo para que haya una adaptación natural a través de la mutación y la evolución", dice.

RIPE también está buscando cultivos de ingeniería que puedan realizar la fotosíntesis de manera más eficiente a temperaturas más altas. “Estamos pensando en esto en términos de inducir tolerancia térmica en algunas de las plantas de cultivo porque las temperaturas están subiendo. No hay ninguna duda al respecto ”, dice Ort. Los países del mundo en desarrollo, que se espera sean algunos de los más afectados por el cambio climático, también podrían beneficiarse del trabajo de RIPE, ya que la financiación de la Fundación Gates estipula que todos los descubrimientos se pondrán a disposición de los agricultores de los países en desarrollo de forma gratuita.

Cuando se le pregunta sobre el "impacto de la resiliencia" mencionado por Rutherford, South responde: "Definitivamente es una preocupación". Si bien la agricultura en los Estados Unidos está altamente controlada en términos de fertilizantes e insumos de agua, es importante ver cómo las plantas se las arreglan en condiciones realistas. "Definitivamente es necesario salir al campo y hacer estudios de campo", dice South.

Esperan pasar a cultivos alimentarios en los próximos cinco años. Su grupo todavía se encuentra en la fase de prueba de concepto, realizando experimentos en cultivos modelo. Esperan pasar a cultivos alimentarios en los próximos cinco años. Luego, la tecnología tiene que pasar por regulaciones de seguridad, que pueden agregar otros 10 años o más.

Entonces, ¿la mejora de la fotosíntesis compensará la escasez de alimentos que esperamos enfrentar? No es la única forma en que los investigadores intentan anticipar las demandas de mayores rendimientos de los cultivos, dice South. Por ejemplo, mejores prácticas de gestión de la tierra podrían mejorar la productividad. Y después de la cosecha, es posible reducir el desperdicio y el desperdicio de alimentos. “Pero en términos de [la planta en sí], creo que el mayor margen de maniobra está realmente en la fotosíntesis”, dice. O, dicho de otra manera, "Lo único que queda con la capacidad de, digamos, duplicar los rendimientos ... es realmente la fotosíntesis".

Este artículo se publicó originalmente en Undark. Lea el artículo original.

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El CO2 humano es un pequeño% de las emisiones de CO2

& ldquoLos ​​océanos contienen 37,400 billones de toneladas (GT) de carbono en suspensión, la biomasa terrestre tiene 2000-3000 GT. La atmósfera contiene 720 mil millones de toneladas de CO2 y los seres humanos aportan solo 6 GT de carga adicional en este equilibrio. Los océanos, la tierra y la atmósfera intercambian CO2 de forma continua, por lo que la carga adicional de los humanos es increíblemente pequeña. Un pequeño cambio en el equilibrio entre los océanos y el aire causaría un aumento de CO2 mucho más severo que cualquier cosa que pudiéramos producir. & Rdquo (Jeff Id)

Antes de la revolución industrial, el contenido de CO2 en el aire se mantuvo bastante estable durante miles de años. Sin embargo, el CO2 natural no es estático. Es generado por procesos naturales y absorbido por otros.

Como puede ver en la Figura 1, el carbono natural terrestre y oceánico permanece aproximadamente en equilibrio y lo ha hecho durante mucho tiempo y lo sabemos porque podemos medir los niveles históricos de CO2 en la atmósfera tanto directamente (en los núcleos de hielo) como indirectamente. (a través de poderes).

Figura 1: Ciclo global del carbono. Los números representan el flujo de dióxido de carbono en gigatoneladas (Fuente: Figura 7.3, IPCC AR4).

Pero considere lo que sucede cuando más El CO2 se libera desde fuera del ciclo natural del carbono y ndash al quemar combustibles fósiles. Aunque nuestra producción de 29 gigatoneladas de CO2 es pequeña en comparación con las 750 gigatoneladas que se mueven a través del ciclo del carbono cada año, se suma porque la tierra y el océano no pueden absorber todo el CO2 adicional. Aproximadamente el 40% de este CO2 adicional se absorbe. El resto permanece en la atmósfera y, como consecuencia, el CO2 atmosférico está en su nivel más alto en 15 a 20 millones de años (Tripati 2009). (Un cambio natural de 100 ppm normalmente toma de 5.000 a 20.000 años. El reciente aumento de 100 ppm sólo ha tardado 120 años).

Las emisiones humanas de CO2 alteran el equilibrio natural del ciclo del carbono. El CO2 producido por el hombre en la atmósfera ha aumentado en un tercio desde la era preindustrial, creando un forzamiento artificial de las temperaturas globales que está calentando el planeta. Si bien el CO2 derivado de combustibles fósiles es un componente muy pequeño del ciclo global del carbono, el CO2 adicional es acumulativo porque el intercambio natural de carbono no puede absorber todo el CO2 adicional.

El nivel de CO2 atmosférico se está acumulando, el CO2 adicional se produce mediante la quema de combustibles fósiles y esa acumulación se está acelerando.


B. Un sensor metabólico

Múltiples estudios han identificado un vínculo entre el metabolismo mitocondrial alterado en la hipoxia y la activación del cuerpo carotídeo. Sin embargo, la naturaleza de este vínculo sigue siendo controvertida. Además, requiere que las mitocondrias que se encuentran en las células glómicas de tipo I sean particularmente sensibles a los cambios en O2 niveles en comparación con las mitocondrias de otros tipos de células (56). Esta hipótesis propone que en condiciones de hipoxia suficientemente severa, la fosforilación oxidativa mitocondrial se reduce debido a la disponibilidad del aceptor final de electrones de la cadena de transporte de electrones mitocondrial (O2) siendo limitado. Esto da como resultado una producción reducida de ATP y una acumulación asociada de su precursor AMP. Se han propuesto dos hipótesis distintas relacionadas con la forma en que la depleción de ATP está relacionada con el cierre del canal de K + en las células glómicas de tipo I. Primero, el canal de K sensible al ácido relacionado con Twik (TASK) es activado por el ATP, lo que lleva a su cierre cuando el ATP se agota (208). Este vínculo directo entre el agotamiento de ATP y la actividad del canal de K + es elegantemente simple; sin embargo, un dato clave que falta en este modelo es la identidad del sensor de ATP (160). En segundo lugar, se ha propuesto un papel para la AMPK (una enzima que se activa cuando se agota el ATP y, como resultado, la relación AMP-ATP se eleva) como un vínculo entre la disminución de los niveles de ATP / aumento de los niveles de AMP y el cierre del canal de K + ( 61). Queda por determinar si es el agotamiento de ATP o la elevación de AMP dentro de los subcompartimentos de la célula de detección de oxígeno lo que actúa como una señal de activación.

Una pregunta clave, que queda por responder con respecto a la hipótesis del sensor metabólico, es si los niveles de ATP están lo suficientemente reducidos para activar una respuesta cuando las células de tipo I se exponen al rango fisiológico o fisiopatológico de la hipoxia in vivo (209). Además, aún no se ha aclarado la naturaleza de la diferencia única en las mitocondrias de las células de tipo I en el cuerpo carotídeo que explica su alta sensibilidad a la hipoxia. Sin embargo, se ha propuesto que el citocromo mitocondrial del cuerpo carotídeo C La oxidasa tiene una afinidad excepcionalmente baja por el oxígeno molecular, lo que los hace más sensibles a la inhibición en la hipoxia (22, 128, 155).

En un desarrollo de la hipótesis metabólica, se propuso una teoría reciente de la detección de oxígeno en el cuerpo carotídeo que implica la activación por lactato de un receptor olfatorio del receptor acoplado a proteína G (GPCR) (Olfr78) que se expresa altamente en el glomus del cuerpo carotídeo (28). . En esta teoría, los niveles de lactato se elevan en las células expuestas a hipoxia a medida que se reduce la fosforilación oxidativa y el lactato producido durante la glucólisis se acumula en las células en lugar de entrar en el ciclo de Krebs (28). Si bien son potencialmente interesantes, quedan por responder algunas preguntas clave en relación con esta teoría, incluida la identidad del mecanismo por el cual la unión de Olfr78 al lactato conduce a la despolarización de la membrana, la afinidad de Olfr78 por el lactato y la base de la especificidad de esta respuesta para células glómicas de tipo I (160).


Muchos peces de arrecife no sobrevivirán a los cambios oceánicos

El profesor Philip Munday dijo que no se esperaba que muchas de esas especies sobrevivieran.

"Su comportamiento básico se ve afectado, su respuesta a las colas químicas, cómo responden a los depredadores", dijo.

"En realidad, los hace más susceptibles a los depredadores y aumenta su tasa de mortalidad".

Darren Grover, del Fondo Mundial para la Naturaleza, dijo que la supervivencia de algunas especies sobre otras crearía un desequilibrio ecológico.

"Ciertamente, ellos no prosperarán durante mucho más tiempo", dijo.

"Si tienes un depredador y ninguna presa, tarde o temprano su número comenzará a disminuir".


¿Podrían las cianobacterias prosperar con concentraciones muy altas de CO2 y casi sin oxígeno para empezar? - biología

Capítulo 11: Regulación del clima y evolución de la atmósfera a través del tiempo geológico

¿Qué entendemos por clima?

El clima no es lo mismo que el clima. Básicamente describe los eventos climáticos estacionales y diarios durante un período a largo plazo. Por ejemplo, el paso de un frente frío sobre Arlington se consideraría un evento meteorológico, mientras que el número promedio diario de dichos pasos para el mes de noviembre (promediado durante varios años) es parte del registro climático. Los registros climáticos generalmente se expresan en términos de temperaturas, velocidades y direcciones del viento, precipitación y presiones, todos parámetros que se pueden medir en múltiples sitios alrededor del mundo. A lo largo de los años, se ha obtenido una gran base de datos de mediciones de eventos meteorológicos, lo que ha llevado a una buena descripción del clima actual. También encontramos que el clima varía ampliamente en todo el mundo: tenemos desiertos y selvas tropicales, casquetes polares, regiones templadas, etc. En el contexto de nuestro curso, estamos especialmente interesados ​​en clima global: Las condiciones generales de distribución de temperatura, circulación y humedad del planeta en su conjunto.

Historia de la Tierra Primitiva: El Arcaico (4.5 a 2.5 mil millones de años)

Después de que la Tierra desarrolló una corteza sólida, así como océanos y una atmósfera debido a la desgasificación volcánica del manto, podemos suponer razonablemente que la corteza y la atmósfera estaban cerca del equilibrio químico. Es en ese punto que la famosa sopa primordial se espesó y dio lugar a moléculas replicantes (mundo ARN) y finalmente a estructuras vivas primitivas. Sabemos por un examen de las rocas arcaicas tempranas que había agua libre en los lagos y mares, y si la vida se formó como se imaginó en el capítulo anterior, las temperaturas deberían haber estado en algún lugar entre 0 grados y 50 grados Celsius (ciertamente por encima del punto de congelación y por debajo del punto de congelación). punto de ebullición).

  • la atmósfera era rica en dióxido de carbono, con nitrógeno y sin oxígeno, y trazas de otros gases (sulfuro de hidrógeno, hidrógeno)
  • los océanos eran ricos en hierro disuelto (Fe2 +) y otras sustancias reductoras (por ejemplo, manganeso (Mn2 +), sulfuro de hidrógeno, amoníaco)
  • Debido a la abundancia de sustancias reductoras almacenadas en los océanos, la Tierra tenía una gran capacidad para absorber oxígeno.

Esta última propiedad resultará ser un ingrediente clave para comprender la evolución de la Tierra Arcaica. Además, debido a que la producción de calor interno era aproximadamente tres veces mayor que la de hoy (más material radiactivo), tuvimos un vulcanismo más vigoroso y un mayor suministro de gases volcánicos.

Sin embargo, lo que mantuvo caliente a la Tierra no fue el flujo de calor a través de la corteza, sino la energía solar (recuerde, la entrada solar es varios órdenes de magnitud mayor que el flujo de calor a través de la corteza). En realidad, teniendo en cuenta que la producción de calor del sol arcaico era probablemente alrededor de un 25% más baja que la actual, podemos preguntarnos si las temperaturas de la superficie se encontraban dentro de la zona de confort para la vida tal como la conocemos. Bajo los supuestos en el escenario anterior de una atmósfera rica en dióxido de carbono (10-40%) y un sol de baja luminosidad, los científicos han tratado de estimar la temperatura de la superficie de la Tierra primitiva. El resultado de tales cálculos, teniendo en cuenta el efecto invernadero, son temperaturas superficiales de alrededor de 20 a 25 grados C, en condiciones subtropicales a tropicales. Que esto es razonable también lo indican las observaciones de sedimentos arcaicos que sugieren la presencia de cuerpos abiertos de agua en la superficie del planeta.

Como se sugirió en el capítulo anterior, las formas de vida iniciales probablemente hicieron uso de la abundancia de componentes orgánicos en los océanos, y aparentemente algunos de ellos evolucionaron para aprovechar la energía solar mediante el uso de la fotosíntesis (cianobacterias o algas verdeazuladas). También en esta época debió ocurrir la evolución de bacterias metanogénicas, bacterias que utilizaron los productos de desecho y sobras de los fotosintetizadores para su metabolismo y generaron metano y dióxido de carbono como subproducto.

La invención de la fotosíntesis fue un paso importante para los organismos de la Tierra y, a partir de entonces, el organismo asumió un papel más importante. Por un lado, la utilización de dióxido de carbono como materia prima para sintetizar compuestos de carbono (más cianobacterias) tiene una tendencia a eliminar el dióxido de carbono de la atmósfera y a reducir potencialmente los niveles de CO2 atmosférico (suponiendo que haya algún enterramiento de carbono en los sedimentos). Pero al principio del juego, una gran cantidad de CO2 era esencial para mantener la tierra lo suficientemente caliente para los seres vivos. Entonces, la invención de la fotosíntesis podría haber sido el principio del fin (gastar demasiado CO2, bajar la temperatura, los océanos se congelan). Si solo hubiera habido cianobacterias (asumiendo que cubrieron la mayor parte de la superficie del océano), podrían haber podido reducir el CO2 atmosférico a niveles peligrosamente bajos en unos pocos millones de años, a pesar de la entrada continua de los volcanes. Sin embargo, el registro geológico muestra que aparentemente esto no sucedió. No tenemos registro de edades de hielo tan temprano en la historia de la Tierra. James Lovelock sugiere que fueron los metanógenos los que salvaron el día. Al descomponer la materia orgánica producida por las cianobacterias, devuelven CO2 y metano a la atmósfera y, por lo tanto, amplifican el efecto invernadero. En cierto modo, los metanógenos son análogos a las margaritas negras (sus actividades aumentan la temperatura global), y las cianobacterias son análogas a las margaritas blancas (sus acciones reducen la temperatura global).

Otra de las consecuencias de la fotosíntesis fue la liberación de oxígeno libre al medio ambiente. Inicialmente, todo el oxígeno que se produjo se combinó inmediatamente con hierro reducido en los océanos arcaicos y dio lugar a sedimentos con un alto contenido de óxido de hierro (probablemente oxihidróxido de hierro inicialmente, y luego modificado a hematita). Los sedimentos resultantes se denominan formaciones de hierro sedimentario y tienen una apariencia estratificada característica (formación de bandas de hierro o BIF).

Imagen de Formación de hierro con bandas (BIF) del Arcaico de Michigan. Estos sedimentos forman cadenas montañosas enteras en Michigan y durante mucho tiempo han sido un suministro principal de mineral de hierro para los EE. UU.
El óxido de hierro también quedó atrapado en los estromatolitos y dio lugar a estromatolitos con láminas hematíticas.

Durante aproximadamente 1.200-1.300 millones de años desde el inicio de la fotosíntesis masiva, las formaciones de hierro en bandas fueron un sedimento marino muy común en el Arcaico. Los sedimentos que fueron erosionados de la superficie de la tierra en ese momento contienen pirita detrítica y uraninita, ambos minerales que serían destruidos durante la meteorización en una atmósfera que contiene oxígeno. Por lo tanto, la atmósfera estaba básicamente libre de oxígeno porque todo el oxígeno que se desarrolló fue amortiguado (consumido) por el hierro disuelto en los océanos.

Las cosas cambiaron hace unos 2.500 millones de años, cuando el tampón de hierro disuelto se acercó al agotamiento y el oxígeno libre entró gradualmente en la atmósfera. Esta vez marca el comienzo del declive de las formaciones de hierro en bandas, y las últimas apariciones datan de aproximadamente 2 mil millones de años. Sin embargo, aunque el depósito de hierro oceánico se estaba agotando, había otro depósito de hierro reducido que durante un tiempo pudo mantener bajos los niveles de oxígeno atmosférico. Este depósito era la masa de minerales reducidos (minerales máficos con hierro reducido, pirita) que estaban disponibles en la superficie terrestre. Este hierro se oxida a óxido de hierro, se mezcla con los sedimentos fluviales, les da un color rojizo y hace que se denominen "lechos rojos". Los lechos rojos más antiguos tienen unos 2.000 millones de años y su aparición en el escenario coincide con la desaparición de las formaciones de hierro en bandas. Por lo tanto, antes de la acumulación de cantidades significativas de oxígeno en la atmósfera, los océanos se limpiaron de metales reducidos.

Una consecuencia de la entrada de oxígeno a la atmósfera (incluso a niveles mínimos) es la oxidación del metano y la reducción del metano a niveles traza. Esto probablemente sucedió en algún momento entre la caída final del depósito de hierro oceánico (hace unos 2.500 millones de años) y el inicio de la formación del lecho rojo (hace unos 2.000 millones de años). Debido a que el metano es un gas de efecto invernadero, su desaparición esencial (ver más abajo) también implica una caída de temperatura. Da la casualidad de que en este punto de la historia de la Tierra tenemos la primera edad de hielo.


Se desarrolló un modelo de las temperaturas y la composición de la atmósfera arcaicas antes y después de la vida.

El modelo utiliza la acción de fotosintetizadores y metanógenos en analogía con las margaritas blancas y negras (ver arriba). Vemos que las temperaturas bajan con el inicio de la fotosíntesis, que se establece un equilibrio entre fotosintetizadores (consumo de CO2) y metanógenos con una temperatura de equilibrio global más baja. La siguiente caída de temperatura ocurre cuando el metano cae debido a la acumulación de oxígeno (falla el tampón de hierro). Este punto en la evolución marca el final del Arcaico y el comienzo del Proterozoico (enlace a la escala de tiempo).En este modelo, una vez que la vida comienza, coloniza muy rápidamente el espacio disponible (modo de retroalimentación positiva) y luego se instala en la homeostasis a largo plazo. Cuando ocurren interrupciones, como el cambio de atmósfera reductora a oxidante, el sistema reacciona y pasa a un nuevo nivel homeostático. Aunque hay una serie de grandes impactos de meteoritos documentados durante el Arcaico, impactos que imaginables podrían haber acabado con la mitad de la vida planetaria, estas interrupciones o catástrofes no fueron suficientes para colapsar el sistema. Si consideramos la autorregulación planetaria a la Daisyworld como una posibilidad distinta, el hecho de que la vida todavía esté aquí y prospere es un testimonio de la estabilidad inherente del sistema.

GAS Antes de la vida Con vida
Dióxido de carbono (CO2) dominante 0.3%
Nitrógeno (N2) desconocido 99%
Oxígeno (O2) ausente 1 ppm
Metano (CH4) ausente 100 ppm
Hidrógeno (H2) algunos 1 ppm

Los estudios de los sedimentos arcaicos sugieren que los altos niveles de dióxido de carbono atmosférico no persistieron durante mucho tiempo en el arcaico. Debido a que las altas concentraciones de CO2 implican lluvias y aguas superficiales muy ácidas, deberíamos ver tasas muy altas de meteorización en el Arcaico si se hubieran mantenido altas. Debido a que no vemos este efecto, debemos asumir que los niveles de dióxido de carbono atmosférico eran bastante bajos (probablemente por debajo del 1%). Los niveles de CO2 indicados en nuestro modelo están en ese rango, y sugieren (pero no prueban) que el registro geológico de Arcaica es consistente con una atmósfera que fue modulada en composición por la interacción de bacterias fotosintéticas y metanogénicas.

La producción de oxígeno tuvo otro efecto, posiblemente muy importante, en la salud a largo plazo de nuestro planeta viviente. Esto se debe a que las reacciones químicas entre el agua y la reducción de hierro y azufre en las rocas superficiales provocan la liberación de gas hidrógeno, y ese gas puede escapar de la atmósfera terrestre (velocidad de las moléculas de hidrógeno lo suficientemente grande como para superar la velocidad de escape). El escape de hidrógeno tiene una consecuencia importante: roba agua al planeta: el escape de una molécula de H2 significa que una molécula de agua se pierde para siempre. Los cálculos del balance de masa para la Tierra primitiva sugieren que, si no hubiera sido por la vida (bacterias fotosintéticas), la Tierra se habría secado alrededor de 1.500 millones de años en el Arcaico debido al escape de hidrógeno (esto puede ser lo que le sucedió a Venus).

  • El oxígeno producido fotosintéticamente se combina con el hidrógeno libre en la atmósfera y la hidrosfera para formar agua (demasiado pesada para escapar).
  • si la materia orgánica está enterrada en sedimentos, por cada átomo de carbono enterrado se guardan 4 átomos de hidrógeno en forma de H2O.
  • Algunas bacterias primitivas utilizan hidrógeno para formar metano y sulfuro de hidrógeno, ambas sustancias que son menos volátiles que el gas hidrógeno.

En el pasado, los científicos pensaban que el oxígeno era un componente vital de la atmósfera y que la vida en la superficie de los océanos y los continentes no podría haber existido si no hubiera sido por el oxígeno en la atmósfera. La razón subyacente es que hoy, la capa de ozono (O3) protege la superficie de la tierra de la dañina radiación ultravioleta. Se pensaba que el efecto esterilizante de la radiación ultravioleta había acabado con toda la vida que se había aventurado en aguas poco profundas y en las superficies terrestres. Sin embargo, los métodos de esterilización basados ​​en rayos UV fallan cuando los microorganismos están cubiertos con secreciones mucosas orgánicas. Debido a que esta es la forma en que existen la mayoría de los microbios en el mundo real, los efectos esterilizantes de la radiación ultravioleta se han exagerado en lo que respecta a la historia de la vida temprana. Como vemos de nuestras consideraciones hasta este punto, no podría haber habido ozono al comienzo de la vida, porque cualquier oxígeno libre habría reaccionado inmediatamente para formar otros compuestos, y la vida ciertamente no dudó en colonizar las costas y los llanos de marea de la Tierra joven (estromatolitos, esteras microbianas, etc.).

Dentro de las secuencias sedimentarias arcaicas podemos encontrar unidades de lutitas negras que son bastante altas en carbono orgánico (he visto ejemplos con hasta un 10%). Este carbono (o grafito cuando se encuentra en rocas metamorfoseadas) es todo lo que queda de microorganismos que prosperaron en el océano Arcaico, y su entierro y preservación en sedimentos marinos indica que la "bomba biológica" estuvo activa ya en el Arcaico. Como sabemos por el capítulo 8, la "bomba biológica" es un componente esencial del ciclo global del carbono, ya que elimina el carbono del sistema atmósfera-océano y, por lo tanto, reduce los niveles de CO2 atmosférico y aumenta la cantidad de oxígeno que se mantiene en la atmósfera. Esto sugiere que básicamente el mismo sistema de regulación del clima y la atmósfera ya estaba activo en el Arcaico, y que hoy simplemente existimos en diferentes niveles homeostáticos para los diversos gases atmosféricos.

La Edad Media de la Tierra: el Proterozoico (2.500 millones a 570 millones de años)

El Proterozoico es básicamente el lapso de tiempo entre la aparición de oxígeno libre en la atmósfera y el registro más antiguo de fósiles corporales. Con fósiles corporales nos referimos a organismos que tenían partes esqueléticas duras (las conchas de trilobites, almejas y caracoles, por ejemplo), que se conservaron como fósiles en el registro de rocas. Como el Arcaico, el Proterozoico estuvo durante la mayor parte de su duración dominado por bacterias. Muchos sedimentos superficiales (marinos y lacustres) eran anóxicos porque el oxígeno era consumido por procesos de descomposición mediados por bacterias, y estos eran los lugares donde vivían las bacterias arcaicas (sus descendientes probablemente todavía se encuentran en los sedimentos anóxicos modernos). Las aguas poco profundas y los ambientes superficiales se estaban oxidando levemente ahora porque el tampón de hierro oceánico se había agotado y porque la combinación entre la fotosíntesis y el entierro de carbono había permitido la presencia de oxígeno libre en la atmósfera y en las aguas del océano. En esencia, el mundo viviente se había dividido en dos ecosistemas coexistentes, las regiones superficiales óxicas y los sedimentos anóxicos. En cierto modo, el Arcaico no terminó, simplemente pasó a la clandestinidad.

A medida que el mundo arcaico se transformó en el proterozoico, se produjeron cambios en la atmósfera, los océanos y el clima mundial. Aunque se carece de evidencia directa sobre si los cambios en la composición atmosférica fueron abruptos, o si fueron graduales o ocurrieron en pasos, hay una característica en el registro geológico que sugiere un cambio comparativamente repentino. Aproximadamente 2.300 millones de años antes del presente, tuvimos una era de hielo importante (la primera en la historia de la Tierra registrada). La causa de esta edad de hielo podría explicarse, por ejemplo, por una caída en el contenido de metano. El metano y el oxígeno se combinarán espontáneamente en la atmósfera (reacciones inducidas por la luz solar) para formar agua y dióxido de carbono, y debido a que el agotamiento del tampón de hierro permite que los niveles de oxígeno aumenten, un efecto secundario podría haber sido una disminución de los niveles de metano. El metano (al igual que sus productos de descomposición) es un gas de efecto invernadero, y su eliminación, cabría suponer, debería haber provocado una disminución de las temperaturas globales. Además, los consumidores que utilizan oxígeno de manera más eficiente podrían haber utilizado materia orgánica en la columna de agua, antes de que tuviera la oportunidad de hundirse hasta el fondo para suministrar alimentos a los metanógenos. Por lo tanto, el aumento del oxígeno atmosférico podría haber impedido la producción y conservación de metano en varios niveles, y los efectos deberían haber aumentado con el aumento de los niveles de oxígeno (retroalimentación positiva).

Si bien el oxígeno fue probablemente un elemento crucial en la evolución de la atmósfera, el calcio puede haber sido el elemento más importante para los cambios que ocurren en los océanos y en la corteza. Después del sodio y el magnesio, es el tercer ion positivo (catión) más abundante en el agua de mar, y ya hemos visto (capítulo 8) que el calcio está conectado al ciclo del carbono a través de la meteorización de la corteza y la precipitación de minerales de carbonato. El calcio es esencial para la vida (piense en los muchos alimentos enriquecidos con calcio), pero paradójicamente, es bastante tóxico en estado iónico. Si la concentración de calcio en nuestras células excede algunas partes por millón, nos matará (así como a otros organismos). En el océano, sin embargo, los niveles de calcio son cuatro órdenes de magnitud (10,000 veces) más altos. A la luz de esto, es tentador pensar que los organismos que desarrollaron la capacidad de precipitar carbonato de calcio se habrían hecho un favor al reducir la toxicidad potencial de su entorno y al deshacerse del calcio que intenta invadir sus células por difusión. Ahora bien, esta no es una opinión compartida universalmente por los geólogos, y sin duda existe la oportunidad de que se produzcan precipitaciones de carbonato en los océanos sin la participación directa de organismos. No obstante, al igual que hoy, parece que la mayor parte de la precipitación de carbonato proterozoico (y arqueano) está ligada de una forma u otra a la actividad orgánica. Las esteras microbianas, por ejemplo en forma de estromatolitos, parecen estar involucradas en la mayor parte de la producción de carbonato durante el Arcaico y el Proterozoico. Investigaciones recientes sugieren que incluso las partículas de carbonato que durante mucho tiempo se pensó que eran precipitados inorgánicos se forman por mediación biológica.

El hecho de que tengamos grandes depósitos de carbonato estromatolítico y de otro modo producido microbianamente en el Proterozoico (esto ya comenzó en el Arcaico), atestigua el hecho de que este proceso extrajo grandes cantidades de iones de calcio de las aguas del océano y, por lo tanto, redujo la toxicidad de los océanos para sus habitantes vivos. Si los organismos simplemente proporcionaron sitios de nucleación para la precipitación de carbonato de calcio que habría ocurrido de cualquier manera debido a la sobresaturación, o si su presencia promovió un nivel más bajo de iones de calcio, todavía se está debatiendo, pero la asociación íntima entre los microorganismos y la precipitación de carbonato de calcio es ciertamente intrigante. Se podría argumentar que una vez que algunos organismos ingresaron al negocio de la precipitación de carbonato de calcio por casualidad, los niveles más bajos de iones de calcio resultantes pueden haber otorgado a estos organismos una mejor oportunidad de supervivencia y procreación, y por lo tanto, les da una ventaja evolutiva sobre aquellos organismos que simplemente manejan para tolerar niveles más altos de Ca

La regulación de la sal también es una cuestión que debemos tener en cuenta cuando hablamos de la Tierra primitiva. Por encima del 6% de salinidad, la mayoría de los organismos vivos, incluso las bacterias resistentes, se encurten y mueren. Entonces, debido a que los océanos reciben constantemente sales disueltas de los continentes, es necesario preguntarse si los océanos se mantuvieron por debajo de este límite simplemente por casualidad, o si el acoplamiento de la evolución de la vida y el medio ambiente condujo a la autorregulación de la salinidad del océano. . Por otro lado, al observar los productos de solubilidad de las sales oceánicas, se puede proporcionar un argumento químico mediante el cual la salinidad del océano probablemente nunca debería haber sido superior al doble del nivel actual.

¿Cómo funciona la eliminación de sal en la práctica? Lo que vemos a lo largo del registro geológico es esto: a lo largo de los márgenes de los continentes se forman lagunas, a menudo el subproducto de acumulaciones orgánicas, como los arrecifes de coral (o arrecifes de estromatolitos en el Precámbrico). Debido a que estas barreras de construcción orgánica separan la laguna del océano abierto, si hace suficiente calor, el agua se evaporará, formará capas de sal, que luego pueden ser enterradas debajo de los sedimentos de la laguna y sacadas del sistema. En las lagunas modernas donde esto sucede, las esteras de algas azul verdosas a menudo cubren las capas de sal e impiden su disolución durante las inundaciones intermitentes de las lagunas. Algunos geólogos incluso especulan que la acumulación de grandes cantidades de carbonatos biogénicos y depósitos de evaporita a lo largo de los márgenes continentales puede haber sido un factor en el inicio de la tectónica de placas en la Tierra. Entonces, aquí tenemos tentadores destellos de cómo los organismos podrían estar involucrados en la regulación de la sal, el reciclaje de elementos solubles e incluso pueden ser placas tectónicas, pero cómo podría haber funcionado esto es una incógnita. Los pasos desde la disminución individual de las concentraciones de iones de calcio dentro de las células de los organismos vivos hasta el movimiento de las placas y el reciclaje de la corteza tienen una tendencia a mejorar el medio ambiente de los organismos responsables. Pero los vínculos entre la biomineralización, el estrés salino y la tectónica de placas son tan tenues que tenemos que concluir que todavía sabemos muy poco sobre el ciclo biogeoquímico de los elementos para hacer declaraciones incluso cualitativas a este respecto.

De procariotas a eucariotas


Cómo las primeras células podrían haber agregado nuevas capacidades al
fusionándose en simbiosis con
otras células que habían desarrollado capacidades ventajosas.
Durante el Proterozoico, se desarrolló un nuevo tipo de célula. A diferencia de las células bacterianas (procariotas), estas nuevas células (eucariotas) tienen un núcleo y otras nuevas estructuras internas de la célula (orgánulos). Estas células más complejas probablemente evolucionaron como comunidades de bacterias que ahora están contenidas en una sola membrana celular, la llamada teoría endosimbiótica, iniciada por Lynn Margulis. La teoría de la endosimbiosis sugiere una explicación para la existencia de ciertas estructuras celulares en las células eucariotas. Según la teoría, las células eucariotas complejas evolucionaron a partir de la relación simbiótica (viviendo juntas) entre células más grandes y células más pequeñas que comenzaron como comidas no digeridas o parásitos de las células más grandes. La endosimbiosis (que viven juntas en el interior) no es infrecuente en la naturaleza, sin embargo, esta teoría sugiere que las mitocondrias (las plantas generadoras de energía de las células eucariotas) y los cloroplastos (la planta de la fotosíntesis) se originaron como organismos de vida libre, y que las células eucariotas modernas son esencialmente comunidades de células diferentes. tipos que viven cooperativamente.

A comparación de células eucariotas y procariotas. Los eucariotas se diferencian por tener orgánulos celulares unidos a la membrana que incluyen el núcleo (almacenamiento de genes), las mitocondrias y los cloroplastos.

Más sobre el oxígeno proterozoico

En principio, el oxígeno libre puede provenir de dos fuentes: (1) el escape de hidrógeno al espacio y (2) el entierro de carbono reducido (materia orgánica) o azufre (pirita). Una vez que el oxígeno libre hace su debut, el escape de hidrógeno se vuelve insignificante y la pérdida adicional de hidrógeno (e indirectamente de agua) se detiene (o es tan pequeña que no tiene importancia). A partir de entonces, para aumentar el oxígeno, debe separarse CO2 o SO4, y el carbono reducido (materia orgánica) o azufre (H2S o S) resultante debe enterrarse y colocarse en el depósito de la corteza. La mayor parte del carbono que se separa durante la fotosíntesis se recombina con oxígeno durante los procesos de desintegración, pero una pequeña porción (alrededor del 0,1% en la actualidad) está enterrada durante largos períodos de tiempo en el registro de la roca. El uso de carbono por parte de las bacterias para separar el oxígeno del sulfato de agua de mar conduce al entierro de pirita (H2S) y significa otra ganancia neta de oxígeno libre.

Una pregunta que me viene a la mente en este contexto es si el enterramiento de pirita en sedimentos causará directamente un aumento del oxígeno atmosférico. Sí, el entierro de pirita implica que los microbios reductores de sulfato separan el oxígeno del azufre del ion SO4 disuelto en agua de mar, pero a diferencia de las plantas que simplemente liberan O2 al medio ambiente, los reductores de sulfato usan el oxígeno para combinarlo con carbono orgánico para obtener energía. ganancia, produciendo CO2. El azufre se libera al medio ambiente como H2S y se combina con el hierro para formar pirita (que es enterrada y eliminada). Por tanto, la reducción de sulfato en sí misma no eleva directamente los niveles de oxígeno atmosférico. Solo una vez que los fotosintetizadores recojan el CO2 producido, veremos la formación de oxígeno libre.

Por lo tanto, en general, la cantidad de carbono enterrado determina la cantidad de producción de oxígeno libre y los niveles de oxígeno atmosférico. Entonces, ¿cómo establecería nuestro sistema terrestre un nivel de oxígeno homeostático?

Un modelo del cambio del Arcaico al Proterozoico. En el modelo coexisten fotosintetizadores (productores), consumidores y anaerobios (metanógenos). Se supone que a través de un entierro constante de carbono y una disminución de la rotación de rocas y gases reductores, el planeta se oxida gradualmente hasta que aparece oxígeno libre. El panel superior muestra los cambios de población del ecosistema.
El panel del medio muestra la abundancia de gases atmosféricos. A medida que aumentan los niveles de oxígeno atmosférico, el aumento de la meteorización y el suministro de nutrientes debería ayudar a mantener un ecosistema más grande (mayor biomasa). Como resultado, se enterraría más carbono hasta que los niveles de O2 limitarían una mayor expansión debido a la toxicidad. Se establece una nueva homeostasis carbono / oxígeno. El aumento de la meteorización también limitaría la acumulación de oxígeno. El tamaño del ecosistema de metanógeno se reduciría, reduciendo los niveles de metano.
El panel inferior muestra el clima (temperatura) en un mundo sin vida (línea discontinua) frente a un mundo donde la vida ha evolucionado (línea continua).

Debido al acoplamiento de los ciclos de oxígeno y dióxido de carbono, a medida que aumenta el oxígeno, el dióxido de carbono disminuye. A través del vínculo con el efecto invernadero y el clima, el resultado de todo esto es también una disminución de la temperatura. En general, tenemos dos componentes de retroalimentación: (1) a medida que bajan las temperaturas, los productores y consumidores se ven afectados negativamente y su población desciende. La reducción resultante de la reducción de CO2 y la producción continua de CO2 por parte de los volcanes conducirían a un aumento gradual de CO2 nuevamente y a un retorno a temperaturas más altas. (2) a medida que aumentan las temperaturas, las condiciones mejoran y dan como resultado una población en crecimiento (biomasa). Cada vez se utiliza más CO2 y con una fracción constante de la producción enterrada, aumentamos el O2 y disminuimos los niveles de CO2. Eso a su vez conduce a una reducción del efecto invernadero, las temperaturas comienzan a bajar y volvemos a (1). Una vez que se superó la "crisis" inicial de oxígeno al comienzo del Proterozoico (tuvimos nuestra primera edad de hielo), el clima se estableció en condiciones muy cómodas para la vida del Proterozoico.

Al comienzo del Proterozoico, el sol estaba más frío que hoy, y se necesitaba el efecto invernadero (y el CO2) para evitar que la Tierra se congelara. Si bien las cosas fueron cómodas en general, varios meteoritos grandes golpearon la Tierra durante el Proterozoico, y algunos de ellos podrían haber sido lo suficientemente grandes como para eliminar hasta el 60% de la vida en la superficie. Sin embargo, a pesar de estos contratiempos, la vida persistió y el clima se mantuvo bajo control. Se podría tomar esta observación como una indicación de un poderoso sistema de control homeostático para el clima de la Tierra.

Historia reciente de la Tierra: El fanerozoico (570 millones de años hasta el presente)

Hacia el final del Proterozoico ocurrió otra revolución biológica, la evolución de organismos multicelulares que pudieron haber constituido los primeros animales. Estos primeros animales no tenían partes duras y, por lo tanto, solo dejaron impresiones en el registro de la roca. Este último período de tiempo del Proterozoico donde se encuentran estas criaturas se llama Vendian, y los fósiles se conocen como Ediacaran Fauna, después del lugar de su primer descubrimiento en Australia. La investigación sobre la sistemática de los fósiles de Ediacara todavía está en proceso de cambio, pero las imágenes en el enlace de Ediacara muestran algunos ejemplos.

Al comienzo del Fanerozoico, los animales multicelulares sufrieron una "explosión" dramática en la diversidad, y casi todos los filos de animales vivos aparecieron en unos pocos millones de años. Lo nuevo de estos fósiles es que suelen ser lo suficientemente grandes como para ser vistos sin ayuda de microscopios, y que tienen partes duras que se conservan más fácilmente en el registro de rocas (en comparación con la impresión de animales de cuerpo blando). Probablemente, los más famosos de estos primeros animales son los trilobites, un tipo temprano de artrópodos (las langostas, los cangrejos y los insectos son artrópodos).La llegada de estos nuevos habitantes cambió el ritmo de vida en la Tierra y aparentemente fue acompañada nuevamente por un cambio en el contenido de oxígeno atmosférico.

Hasta este punto, ha habido una interdependencia de productores (fotosintetizadores) y consumidores en el sistema terrestre. Sin consumidores, los productores agotarían el depósito de CO2 de la atmósfera con bastante rapidez, y esto no solo reduciría su capacidad de prosperar, sino que también podría hacer que las temperaturas de la superficie cayeran por debajo de los niveles de tolerancia. Esta relación continúa a lo largo del Fanerozoico. Las plantas desarrollan formas cada vez más complejas de mantener a raya a los consumidores (veneno, espinas, corteza, etc.), y los consumidores se adaptan constantemente para superar estos obstáculos.

  • 1. Se siguieron consumiendo pequeñas cantidades de O2 por reacciones con gases sulfurosos de erupciones volcánicas y por oxidación de rocas basálticas producidas durante la expansión del lecho marino.
  • 2. La extracción de CO2, reduciendo las temperaturas de efecto invernadero y limitando el crecimiento y el potencial de producción de O2 de la biosfera.
  • 3. La evolución de consumidores eficientes de protozoos que reciclaron más C, dejando menos para las bacterias metanogénicas y reduciendo la cantidad de C. enterrado. Esto ralentizó la producción de O2, redujo el metano en la atmósfera y provocó el enfriamiento.
  • 4. La toxicidad del oxígeno en la atmósfera y el calcio en los océanos también impidió una expansión más rápida de la biosfera.

Debido al tamaño pequeño y las paredes delgadas de los organismos proterozoicos, los niveles óptimos de O2 para estos organismos unicelulares fueron probablemente sólo el 0,1% del nivel actual. Los niveles de oxígeno mucho más altos que este habrían sido tóxicos, especialmente para las células eucariotas simples que oxidaron su comida durante la respiración. Esto se debe a que la respiración produce radicales de oxígeno altamente reactivos, como iones hidroxilo (OH), peróxido de hidrógeno, iones superóxido e iones O normales. Para hacer frente a estos desechos tóxicos, los eucariotas y las cianobacterias tuvieron que desarrollar antioxidantes que neutralizaran dichos desechos con el fin de desintoxicar sus células (enzimas como catalasa, dismutasa, etc. que descomponen estos radicales en productos inocuos). Por estas razones, las concentraciones de oxígeno en el sistema océano-atmósfera del Proterozoico permanecieron bajas y, en consecuencia, impidieron el desarrollo de eucariotas multicelulares más grandes que, como los organismos modernos, requieren niveles de O2 que son al menos el 10% de los niveles actuales.

A más tardar alrededor de 600-550 millones de años antes del presente, los niveles de oxígeno deben haber aumentado drásticamente y deben haber alcanzado el umbral del 10%. Una de las razones por las que los científicos creen que los niveles de oxígeno aumentaron en el cambio de Proterozoico a Fanerozoico es por los tipos de nuevas formas de vida que aparecieron. Los descendientes modernos de muchas de estas formas de vida requieren niveles de oxígeno en su entorno que están sustancialmente por encima de los niveles (aún) bajos que eran típicos de la mayoría de los proterozoicos (los niveles de oxígeno del proterozoico probablemente estuvieron por debajo del 1% durante la mayor parte del tiempo). Los organismos pequeños, como los muchos unicelulares del Proterozoico, podrían arreglárselas con bajas concentraciones de oxígeno ambiental. Su gran relación superficie / volumen permitió un suministro de oxígeno suficiente por difusión. Las criaturas más grandes, especialmente los animales, necesitan poder suministrar oxígeno al interior de su cuerpo, y un alto suministro de oxígeno ambiental es muy ventajoso en ese sentido. Debido a los efectos tóxicos del oxígeno, demasiado de algo bueno puede ser malo a largo plazo. Por lo tanto, muy poco oxígeno no es bueno para los animales; demasiado, por otro lado, puede dañar el organismo. Estas nuevas formas de vida, grandes animales multicelulares descritos colectivamente como metazoos, mostraron sorprendentes similitudes con algunos metazoos modernos, incluidas las medusas (cnidaria), las anemonias marinas y los corrales marinos (antozoos) y los gusanos segmentados (anélidos). Fueron introducidos antes como la denominada fauna ediacarana. Luego, tan rápido como habían aparecido, los ediacaranos desaparecieron sin dejar rastro. Aún no está claro por qué sucedió esto, pero dos posibles causas son: (1) fluctuación o inestabilidad en los niveles de oxígeno del Proterozoico tardío o (2) presión biológica de la evolución de competidores, consumidores o carroñeros.

Cualquiera que sea la causa de la desaparición de Ediacara, no pasó mucho tiempo antes de que los metazoos más avanzados reaparecieran abruptamente, y esta vez estaban completamente equipados para competir con armas letales y chalecos antibalas que son el sello distintivo de los complejos ecosistemas modernos de depredadores-presas. Esta abrupta entrada de ecosistemas complejos se ha denominado Explosión Evolutiva de Vida Cámbrica, y se reconoce por la aparición de endo y exoesqueletos mineralizados en rocas de 540 Ma o menos. Este cambio marca el comienzo del Fanerozic, la Era de la "vida visible", cuando aparecieron casi todas las clases de vida que ahora existen en la tierra. Otros metazoos, sin embargo, permanecieron desnudos y vulnerables y se protegieron viviendo, excavando y alimentándose debajo del sedimento. De hecho, desarrollaron estrategias de comportamiento bastante sofisticadas que los organismos excavadores todavía utilizan en la actualidad.

Oxígeno y explosión cámbrica

La gran pregunta es ¿por qué ocurrió la explosión cámbrica? El grado de sofisticación en el plan corporal y la complejidad del ecosistema mostró claramente que el nivel de oxígeno ahora se había estabilizado en niveles óptimos para la vida entre el 10-25%, en otras palabras, muy similar a los niveles actuales. Entonces, el problema se convierte en qué mecanismos permitieron que el oxígeno se acumulara a los niveles modernos y cómo se han mantenido estos niveles durante los últimos 540 Ma. Dos hipótesis que se han propuesto para explicar la explosión cámbrica y la acumulación de oxígeno son (1) el control de la tectónica de placas y (2) un control biológico.

En la primera hipótesis se propone que durante el Proterozoico medio y tardío, la convergencia tectónica de placas había amalgamado gradualmente trozos de corteza continental en un gran supercontinente llamado Rodinia (en ruso, patria). Este supercontinente comenzó a agrietarse y romperse hace 700 millones de años (unos 200 millones de años después de que las calizas comenzaran a registrar un enriquecimiento de carbono 13 y un aumento de los niveles de O2, pero solo 100 millones de años antes del surgimiento de los primeros metazoos en la fauna de Ediacara).
La idea es que durante esta etapa inicial de ruptura, se desarrollaron cuencas oceánicas estrechas que tenían mala circulación y periódicamente se estratificaron con aguas anóxicas en el fondo y aguas óxicas en la parte superior. Esto permitió una alta productividad de algas marinas en la superficie. Cuando estas algas se hundieron en aguas anóxicas, sufrieron una descomposición parcial por los anaerobios y finalmente fueron enterradas en grandes volúmenes. Esta pérdida de carbono del sistema océano-atmósfera produjo un rápido aumento en la proporción de oxígeno libre. Este proceso fue episódico porque, al igual que los mares restringidos modernos como el mar negro, los cuerpos de agua estratificados comúnmente se vuelcan y hacen que las aguas del fondo anóxicas ricas en nutrientes se mezclen con el agua superficial. Esto provoca intensas floraciones y enterramiento de grandes cantidades de carbono orgánico. Otras posibles consecuencias de la ruptura de Rodinia serían la creación repentina de grandes volúmenes de corteza basáltica fresca en las crestas en expansión. Esto, se argumenta, podría haber cambiado la química de los océanos, elevando la proporción de iones Ca a iones Mg y por lo tanto favoreciendo la precipitación de calcita, ya que los organismos intentaron desintoxicar sus células, y la rápida evolución de nuevas faunas de caparazón.


El supercontinente Rodinia, y su desintegración y posible reordenamiento por parte del Fanerozoico temprano.

Pero hay problemas con esta idea de ruptura. La nueva corteza oceánica producida en las crestas en expansión habría consumido más oxígeno como resultado de (1) la oxidación de los elementos reductores en la nueva corteza basáltica y (2) debido a la oxidación de los elementos sulfúricos en los gases volcánicos que acompañarían a la actividad tectónica de placas. Otro problema es que a medida que se ensanchaban las cuencas oceánicas de rifting, eventualmente habrían desarrollado una mejor circulación y la alta tasa de enterramiento de carbono cesaría y el nivel de O2 disminuiría. En otras palabras, aunque la hipótesis de la ruptura de Rodinia puede producir inestabilidad en el nivel de oxígeno, no podría haberla sostenido durante el tiempo suficiente para mantener la explosión de vida. Entonces debe haber habido otro mecanismo más permanente para enterrar más carbono y producir más oxígeno.

Un buen candidato para un mecanismo biológico que podría haber conducido a un mayor enterramiento de carbono es la invención de la lignina y los ácidos húmicos. Ambas sustancias son biopolímeros muy estables y muy resistentes a la biodegradación. Probablemente se produjeron por primera vez como un mecanismo para desintoxicar las células de radicales de oxígeno. Por ejemplo, en las plantas modernas, los fenoles reaccionan con radicales hidroxilo (OH) para producir ligninas. Básicamente, la síntesis de lignina en las células tiene una función similar a la de, por ejemplo, la precipitación de calcita. La síntesis de lignina desintoxica las células de los radicales de oxígeno, al igual que la precipitación de la calcita desintoxica las células de los iones Ca2 +. La resistencia de las ligninas y sustancias relacionadas podría haber conducido a un mayor enterramiento de carbono (los descomponedores solo lograrían devolver una pequeña fracción de ese material a la atmósfera) y a un aumento de los niveles de O2. Tanto la calcita como las ligninas proporcionan los componentes estructurales para animales y plantas, respectivamente, y producen grandes planos corporales de metazoos. Las ventajas evolutivas asociadas con la producción de estos materiales serían que al usarlos como materiales esqueléticos, el organismo lograría simultáneamente (1) desintoxicación de tejidos, (2) protección contra depredadores (armadura externa, etc.), (3) la posibilidad de aumentar de tamaño , (4) y el desarrollo de una mejor locomoción.

Niveles de O2 durante los últimos 550 millones de años

Aunque no hay forma de medir exactamente el contenido de O2 del sistema océano-atmósfera durante el Fanerozoico, hay evidencia que sugiere que los niveles de O2 se han mantenido lo suficientemente estables durante ese período de tiempo para permitir que los metazoos evolucionen y se diversifiquen en un gran número de organismos. vemos hoy. Las consideraciones sobre la inflamabilidad de las plantas terrestres sugieren que el contenido de oxígeno debe haber estado bastante cerca del nivel actual durante al menos los últimos 350 millones de años. Esto es así, porque por debajo de un nivel de O2 del 15%, incluso las ramitas secas no arderán, y que por encima del 25% de O2, los incendios serían tan feroces que consumirían incluso las selvas tropicales húmedas. En el registro geológico encontramos carbón de leña de los últimos 350 millones de años, una indicación de que los niveles de O2 estaban entre el 15 y el 25 por ciento. Nuestro nivel actual del 21% está a medio camino entre estos extremos. Sin embargo, experimentos recientes para probar esta hipótesis sugieren que a niveles de O2 entre 20-35% no debería haber habido quema sostenida de bosques siempre que tuvieran niveles normales de humedad para plantas vivas (artículo en GEOLOGY, mayo de 2004, p. 457 -460). Por tanto, la hipótesis de la "autorregulación por incendios forestales" puede no funcionar, y tenemos que buscar mecanismos de regulación alternativos.

Los modelos informáticos de Lovelock sugieren que a lo largo de la historia de la Tierra hay largos períodos de estabilidad u homeostasis que están marcados por grandes cambios en los niveles atmosféricos de CO2, O2 y metano.
En el Arcaico, cuando el sol estaba fresco, las bacterias mantenían alto el CO2 y evitaban que la tierra se congelara.
En el Proterozoico el sol se estaba calentando y los organismos no tenían que eliminar mucho CO2 para mantener las condiciones adecuadas para la vida, pero agregaron cantidades considerables de oxígeno al sistema atmósfera-océano.
En el Fanerozoico, el sol se volvió gradualmente más caliente, por lo que los organismos tuvieron que eliminar más CO2 para evitar que el sistema terrestre se sobrecaliente y, como resultado, se agregó más O2 a la atmósfera. La evolución de los metazoos puede ser simplemente una respuesta oportunista a las nuevas posibilidades que se abrieron con niveles más altos de O2.
En muchos sentidos, el oxígeno juega un papel fundamental cuando observamos la interacción a largo plazo entre la biosfera y el clima de la Tierra.

Intentos de estimar la historia del oxígeno de la atmósfera fanerozoica: Con aproximaciones de los diversos flujos de carbono discutidos en el capítulo 8, derivados en gran parte del registro de isótopos de 13 C de DIC (carbono inorgánico disuelto) en el agua de mar según lo registrado por los carbonatos sedimentarios a lo largo del tiempo geológico, los científicos intentan reconstruir las fuentes y los sumideros de la atmósfera. CO2 y O2 por el pasado

600 millones de años. A continuación se muestra una estimación de Berner y coautores (Berner, R.A., Petsch, S.T., Beerling, D.J., Popp, B.N., Lane, R.S., Laws, E.A., Westley, M.B., Cassar, N. Woodward, F.I. y Quick, W.P. (2000) Fraccionamiento de isótopos y oxígeno atmosférico: implicaciones para la evolución del O2 fanerozoico. Ciencias, 287, 1630-1633.) Para Fanerozoico O2 variaciones. Vemos que aunque más o menos estable alrededor del 20% para la mayor parte del Fanerozoico, O2 tuvo un mínimo temprano en el Paleozoico y un máximo fuerte en el Paleozoico Tardío asociado con un entierro significativo de materia orgánica en los sedimentos del Carbonífero.


La evidencia de que los niveles de oxígeno pueden haber sido inusualmente altos proviene del registro fósil. Por ejemplo, libélulas con una envergadura de 2-3 pies deambulaban por los bosques carboníferos. Y otros insectos también eran mucho más grandes que hoy. Teniendo en cuenta la forma primitiva por la que los insectos absorben oxígeno (sin pulmones), esto exige niveles más altos de O2 en la atmósfera para permitir que estas versiones grandes sean móviles.

Abajo, imágenes de un milpiés carbonífero (¡de 6 pies de largo!) Y de un escorpión de mar (de 6 a 7 pies de largo). Las cucarachas de hasta 1 pie de largo también se conocen de esa época.

Otras formas de regulación del clima: la historia del sulfuro de dimetilo o cómo los microbios hacen nubes

Otro factor en la regulación del clima son las nubes y la transferencia de energía involucrada en los cambios de fase del agua de gas a líquido y viceversa. Por lo general, el aire sobre los océanos está sobresaturado con agua, pero las nubes a menudo están ausentes porque la sobresaturación por sí sola a menudo no inicia la condensación. Lo que se necesita son núcleos de condensación que permitan que el agua forme pequeñas gotas. Los generadores de lluvia modernos, por ejemplo, han inyectado yodo de plata y hielo seco en masas de aire húmedo para estimular la formación de nubes. Por ejemplo, ha sugerido que las algas modernas producen compuestos de azufre que son responsables de la formación de nubes.

Las algas marinas emiten grandes cantidades de sulfuro de dimetilo al aire, y Lovelock y otros han propuesto que la oxidación rápida de sulfuro de dimetilo a ácido sulfúrico (agregando pequeñas gotas) podría ser una fuente de núcleos de condensación de nubes.

Las microgotas de ácido sulfúrico son núcleos de nucleación de nubes muy eficientes. Si se deben a la producción de algas de sulfuro de dimetilo en los océanos, es posible que tengamos otro mecanismo de regulación del clima mediado biológicamente. Considerando que desde el espacio exterior, el color de los océanos es azul oscuro, y que las nubes son blancas, es fácil ver que hay un gran contraste en el albedo entre las áreas oceánicas (albedo bajo) y las áreas cubiertas de nubes (albedo alto). . Lovelock y colaboradores estiman que los efectos climáticos debidos a la nucleación de nubes de sulfuro de dimetilo son comparables en magnitud a los del efecto invernadero del dióxido de carbono.

La producción marina de sulfuro de dimetilo (un gas) es probablemente la ruta principal por la que el azufre (un nutriente esencial) regresa de los océanos a la tierra. Cómo las algas marinas desarrollaron esta capacidad y por qué es una cuestión de especulación, pero puede tener que ver con la producción de propionato de dimetilsulfonio, una sustancia que permite que las algas soporten extremos de salinidad. Que la producción de sulfuro de dimetilo por las algas marinas de hecho está relacionada con la formación de nubes se sugiere por coincidencias cercanas en el sulfuro de dimetilo y la formación de nubes en los océanos del mundo. El aumento de la producción de sulfuro de dimetilo podría aumentar la cobertura de nubes y el albedo general de la Tierra, y de esa manera podría promover un enfriamiento del planeta. Esta capacidad podría resultar útil en unos 100 millones de años, cuando los científicos estimen que la regulación de la temperatura a través del efecto invernadero del dióxido de carbono fallará (la Tierra se sobrecalentará incluso al 0% de CO2 debido al aumento de la radiación solar). Al producir más nubes, las algas podrían evitar que los océanos (y la Tierra) hiervan.


Comparación de la posible evolución de la atmósfera en la Tierra, Marte y Venus

Hemos asumido que las atmósferas se acumulan gradualmente en planetas inicialmente fríos y sin aire. Cuando no había atmósfera, la temperatura de la superficie estaba dada por la temperatura de equilibrio radiativo, determinada por el equilibrio entre la radiación entrante y saliente. Sin embargo, a medida que la atmósfera se acumulaba, el efecto invernadero del vapor de agua y también el dióxido de carbono comenzaron a crecer, calentando la superficie. Lo que sucede a continuación muestra el importante papel del agua y su capacidad para existir en fases gaseosa, líquida y sólida (hielo) para diferentes condiciones de temperatura y presión.

Música de fondo: El código genético y la música tienen muchas cosas en común, ambas son reglas según las cuales las bases o notas de nucleótidos se suceden. Asignando un valor tonal a las bases de nucleótidos o secuencias cortas de las mismas, se pueden transcribir datos genéticos en música. La música de fondo es de la página web del Proyecto de base de datos de ácidos nucleicos en la Universidad de Rutgers.


Ver el vídeo: Crean una Hoja Artificial que captura CO2 y lo transforma en oxígeno y metanol combustible (Enero 2022).