El ciclo del oxígeno es un ciclo biogeoquímico que ayuda a explicar las transformaciones del oxígeno en la biosfera terrestre entre sus diferentes grados de oxidación , en iones , óxidos y moléculas a través de diversas reacciones redox , dentro y entre los reservorios del planeta Tierra.
El oxígeno es uno de los elementos más abundantes en la Tierra y constituye una gran parte de todos los reservorios importantes. Los procesos del ciclo del oxígeno se consideran biológicos o geológicos y se evalúan como la "fuente" (producción) o "sumidero" (consumo) de O 2..
Este ciclo es inseparable del ciclo del carbono ya que este último se realiza gracias al dióxido de carbono utilizado durante la fotosíntesis . Este último produce oxígeno que, a través de la respiración , quema los componentes de carbono producidos por la fotosíntesis para devolver el dióxido de carbono. En última instancia, la fotosíntesis y la respiración son responsables de la producción y el equilibrio de los gases atmosféricos. Los dos mecanismos -CO 2 + H 2 O→ azúcares + oxígeno y viceversa - condicionan la circulación de carbono y oxígeno.
La litosfera es, con mucho, el depósito de oxígeno más grande de la Tierra y contiene casi el 99,5% del total.
El oxígeno no está presente de manera significativa en el núcleo de la Tierra . Se encuentra en la corteza y el manto , representando el 46,6% en peso, como silicatos y otros óxidos .
La hidrosfera está compuesta principalmente por moléculas de agua H 2 O, generalmente en forma líquida, y por lo tanto 33% de oxígeno por número de moles . Es el segundo reservorio más grande de oxígeno. La masa total de la hidrosfera se estima en 1386 x 10 21 g , cuyo oxígeno representa el 16/18 e es 1232 x 10 21 go 77 000 x 10 18 mol .
El oxígeno también está presente en forma de moléculas disueltas, principalmente oxígeno libre y ácidos carbónicos (H x C 3).
Después de la corteza, el manto y la hidrosfera, la atmósfera es de 34 a 37 × 10 18 mol de O 2.
La atmósfera es ~ 20,9 % de oxígeno, principalmente en forma de O 2.- la atmósfera por sí sola representa el 98% del oxígeno disponible en forma libre. En la literatura, el término "oxígeno" en este contexto generalmente se refiere a los alótropos más comunes de oxígeno , el oxígeno elemental diatómico (O 2), porque es el producto o reactivo de muchas reacciones biogeoquímicas redox durante el ciclo.
El oxígeno es un componente de otros compuestos químicos presentes en la atmósfera, en particular el vapor de agua H 2 O, sino también dióxido de carbono CO 2y óxidos de azufre y nitrógeno (SO 2, NO, N 2 O, etc.).
La biosfera contiene oxígeno en forma de moléculas orgánicas (CxHxNxOx) y moléculas de agua. El oxígeno así fijado representa del orden de 10 x 10 18 go 0,6 x 10 18 mol de oxígeno.
Aunque presente de forma muy marginal en términos de masa, la biosfera constituye un factor esencial del ciclo del oxígeno. Inicialmente fue la fotosíntesis la que liberó O 2gaseoso en la atmósfera, para formar materia orgánica (aquí, azúcar) al reducir el dióxido de carbono original (ver ciclo del carbono ):
6 CO 2+ 6 H 2 O→ C 6 H 12 O 6+ 6 O 2↑Sin embargo, esta elaboración básica generalmente se compensa con la respiración celular , que generalmente equivale a revertir el proceso: para proporcionar la energía necesaria para el metabolismo , la materia orgánica se oxida, consumiendo oxígeno O 2y esencialmente liberando dióxido de carbono CO 2y agua, para un equilibrio globalmente neutral. Una vez que el organismo está muerto, la materia orgánica restante también puede servir como fuente de energía para los depredadores externos, carroñeros, varios organismos carroñeros, el microbiotopo , y generalmente se recicla, por lo tanto, no sale del ciclo de vida .
Para que la biosfera sea un productor neto de oxígeno gaseoso, la materia orgánica de alguna manera debe permanecer "atrapada" y no ser digerida en la biosfera.
Por otro lado, el oxígeno O 2es un componente esencial del ciclo del nitrógeno : en los ciclos actuales, la nitración de nitrógeno a nitrato NO 3 -implica el consumo de una molécula de O 2. Los compuestos de nitrógeno en la biosfera pueden luego reciclarse, pero también enterrarse en forma de rocas de nitrato, o estar sujetos a desnitrificación por formas bacterianas que reducen el nitrato a una forma gaseosa, y el oxígeno se elimina como oxígeno. 'Agua. Por lo tanto, para que el oxígeno permanezca presente en la atmósfera, los compuestos nitro deben reciclarse y no enterrarse ni desnitrificarse.
Aguas arriba, mediante la fijación biológica de nitrógeno llevada a cabo por determinadas cianobacterias, la inhibición de la nitrogenasa por el O 2, ya sea directa o indirectamente a través de radicales oxidantes, constituye un fuerte regulador del contenido de oxígeno en la atmósfera, por la retroalimentación negativa que tiene sobre la fijación de nitrógeno. Una inhibición en la fijación de nitrógeno conduciría a una caída en la productividad primaria, tanto directamente para las cianobacterias diazotróficas como indirectamente para toda la productividad primaria de la hidrosfera , induciendo a largo plazo, para el ciclo del carbono , una reducción en la tasa de producción orgánica. entierro de carbono. Sin vertedero no hay creación neta de O 2 por la biosfera, y el exceso de oxígeno de especies muy reactivas, desaparece gradualmente por la oxidación de la superficie del planeta.
La reactividad del oxígeno da como resultado numerosas reacciones de transferencia de electrones ( redox ) que conducen a productos muy estables, como el H 2 O, CO 2, HNO 3 , H 2 SO 4 y H 3 PO 4 . Las reacciones del oxígeno con los demás elementos ligeros abundantes casi siempre emiten energía, lo que significa que, a diferencia del nitrógeno N 2 , sin una fuente continua, el oxígeno molecular libre se agotaría de la atmósfera de la Tierra ”hace unos millones de años.
La producción neta de oxígeno por la biosfera requiere que parte de la materia orgánica se saque del ciclo biológico y se inmovilice. De forma continua, los compuestos orgánicos sedimentan regularmente en ambientes anaeróbicos , donde pueden ser enterrados sin descomponerse. El entierro de la materia carbonosa se equilibra luego con la liberación de oxígeno gaseoso que había sido necesario para su creación. Este se esparce en la atmósfera y la hidrosfera y puede oxidar los elementos presentes.
Por otro lado, esta liberación de O 2Solo puede permanecer en la atmósfera si no encuentra moléculas con un alto potencial de oxidación y capaces de capturar este O 2. liberado.
En el contexto primitivo, el oxígeno inicialmente reaccionaba con compuestos en el océano, principalmente con metales como el hierro ferroso , para precipitarse en hematita y magnetita , que capturaban oxígeno y limitaban las posibilidades de vida a la proliferación de solo organismos anaeróbicos . La desgasificación del oxígeno era entonces un desperdicio del ciclo, un veneno para los organismos anaeróbicos. La producción anaeróbica produce oxígeno y esta producción destruye la producción anaeróbica. Sigue un ciclo de inestabilidad: la muerte de organismos anaeróbicos consume y fija O 2y reduce su contenido; pero la desaparición del veneno permite que los organismos anaeróbicos vuelvan a proliferar, provocando las condiciones para su nueva desaparición. Esta inestabilidad se refleja en los depósitos por depósitos de hierro bandeado , alternativamente negro y rojo.
Como resultado, el oxígeno libre no existía en la atmósfera hasta hace unos 2.400 Ma , cuando en el Paleoproterozoico la mayoría de estas formas reducidas de hierro se oxidaban. Con la precipitación de compuestos ferrosos, el equilibrio químico de la disolución del hierro cambió como resultado de la reducción de la concentración de hierro; y el aumento concomitante de la concentración de O 2en el océano, como resultado de la fotosíntesis , gradualmente lo convirtió en un medio oxidante, mientras que inicialmente se reducía. Después del agotamiento del hierro ferroso marino, el contenido de O 2progresó, primero en los océanos, luego en la atmósfera. Esto se llama la gran oxidación o catástrofe del oxígeno .
La transición solo termina con la aparición de células capaces de vivir en un ambiente oxigenado. Geológicamente, aparecen depósitos rojos, marcados por hierro férrico , y las rocas sedimentarias cambian de un color predominantemente negro a rojo. Estas capas sedimentarias rojas implican que la atmósfera y las aguas superficiales se han oxigenado.
Cuando la materia orgánica formada es indigerible, por lo tanto “no biodegradable”, se acumula y sedimenta sin poder ser consumida por el microbiotopo . Históricamente, esto es probablemente lo que condujo a la Edad del Carbonífero .
De hecho, se ha planteado la hipótesis de que el entierro de grandes cantidades de madera se debe a que las bacterias y los animales aún no estaban lo suficientemente evolucionados para poder descomponer las nuevas plantas leñosas que aparecían en ese momento. La Lignina es difícil de descomponer y está presente en alta proporción en plantas del Carbonífero. La lignina no es soluble, puede permanecer en el suelo durante cientos de años e inhibir la descomposición de otras sustancias vegetales. El entierro masivo de carbono resultante puede haber llevado a un exceso de oxígeno en el aire de hasta un 35%, pero los modelos revisados consideran que esta cifra es poco realista y estiman que el porcentaje de oxígeno en el aire debe estar entre el 15 y el 25%.
El carbón dejó de formarse allí hace casi 290 millones de años (Carbonífero tardío). Esta detención en la formación de carbón vegetal parece explicarse por la aparición de nuevas especies de hongos capaces de degradar toda la lignina gracias a las enzimas ( lignina-peroxidasas ).
Este ciclo ayuda a explicar el fenómeno de la aparición del ozono . El uso de automóviles emite dióxido de nitrógeno (NO 2). Esto, por descomposición y luego recomposición con el dioxígeno ambiental (O 2) forma de ozono (O 3). Sin embargo, este ozono es perjudicial para la salud e incluso se considera un contaminante. Sin embargo, en la atmósfera superior el ozono forma una capa esencial, de hecho actúa como filtro contra los rayos ultravioleta emitidos por el sol.
NO 2 → NO + O O + O 2 → O 3