El ciclo global del oxígeno

El ciclo global del oxígeno

Introducción Una de las características clave que definen a la Tierra como planeta que alberga una biología activa y diversa es la presencia de oxígeno molecular libre (O₂) en la atmósfera. Los procesos biológicos, químicos y físicos que interactúan sobre y debajo de la superficie de la Tierra determinan la concentración de O₂ y las variaciones en la distribución de O₂ , tanto en el tiempo como en el espacio. En el sistema terrestre actual, el proceso que libera O₂ a la atmósfera (fotosíntesis) y los procesos que consumen O₂ (respiración aeróbica, oxidación de sulfuros minerales, oxidación de gases volcánicos reducidos) dan como resultado grandes flujos de O₂ hacia y de la atmósfera. Incluso los cambios relativamente pequeños en la producción y el consumo de O₂ tienen el potencial de generar grandes cambios en la concentración atmosférica de O₂ en períodos de tiempo geológicamente cortos. Sin embargo, toda la evidencia disponible apoya la conclusión de que la estasis en la variación de O₂ es una característica significativa de la atmósfera de la Tierra en amplios períodos del pasado geológico. Por lo tanto, el estudio del ciclo del oxígeno es importante porque, si bien una atmósfera uniforme de O₂ es fundamental para la vida tal como la conocemos, nuestra comprensión de exactamente por qué las concentraciones de O₂ permanecen casi constantes durante largos períodos de tiempo geológico es muy limitada. Este capítulo comienza con una revisión de la distribución de O₂ entre varios depósitos en la superficie de la Tierra: aire, mar y otras aguas naturales. A continuación, se consideran los factores clave que afectan la concentración de O₂ en la atmósfera y las aguas superficiales, centrándose en la fotosíntesis como el principal proceso generador de O₂ libre y varios procesos biológicos y abióticos que consumen O₂. El capítulo finaliza con una sinopsis de los modelos actuales sobre la evolución de una atmósfera oxigenada a lo largo de 4500 millones de años de la historia de la Tierra, incluida la evidencia geoquímica que restringe las concentraciones antiguas de O₂ y los modelos numéricos de la evolución atmosférica.



DenisttrreiblouscdióenpdóesiOto₂ s superficiales de la Tierra La atmósfera La presión parcial de oxígeno en la atmósfera terrestre actual es de 0,21 bar, lo que corresponde a una masa total de 34 £ 1018 mol O₂ (0,20946 bar (fuerza/ área) multiplicada por el área superficial de la Tierra (5,1 £ 1014 m2), dividido por la aceleración gravitatoria promedio g (9,8 ms-2 ) y el peso fórmula para O₂(32 g mol-1) da 34 X 1018 mol O₂). Hay una mezcla casi uniforme de los principales gases atmosféricos (N2, O₂ , Ar ) desde la superficie de la Tierra hasta los 80 km de altitud (incluidas la troposfera, la estratosfera y la mesosfera), porque la mezcla turbulenta domina sobre la difusión molecular a estas altitudes. Debido a que la presión atmosférica (y, por lo tanto, la densidad de las moléculas de gas) disminuye exponencialmente con la altitud, la mayor parte del oxígeno molecular en la atmósfera se concentra a varios kilómetros de la superficie de la Tierra. Por encima de esto, en la termosfera, los gases se separan en función de sus densidades. El oxígeno molecular es foto disociado por la radiación ultravioleta para formar oxígeno atómico (O), que es la principal forma de oxígeno por encima de los 120 km de altitud.

Aproximadamente el 21% de O₂ en la de O₂. Además, ha habido una atmósfera representa una composición disminución medible a largo plazo en la promedio. A pesar de la mezcla concentración de O₂ atmosférico de 1014 turbulenta bien desarrollada en la mol año-1 , atribuida a la oxidación de atmósfera inferior, se han registrado combustibles fósiles. Esta disminución variaciones latitudinales estacionales se ha detectado tanto en estaciones en la concentración de O₂ de 15 ppm. de seguimiento atmosférico a largo Estas variaciones estacionales son plazo (Keeling y Shertz , 1992, Figura más pronunciadas en latitudes altas, 1 (a)) como en gases atmosféricos donde los ciclos estacionales de atrapados en burbujas de hielo antártico producción primaria y respiración son (Figura 1 (b)). Los registros de núcleos más intensos (Keeling y Shertz , 1992). de hielo polar amplían el rango de En el hemisferio norte, las variaciones seguimiento directo de la composición estacionales están anti correlacionadas atmosférica para mostrar que desde la con la pCO₂ atmosférica ; los veranos Revolución Industrial se ha producido están dominados por un alto contenido una disminución del O₂ atmosférico de O₂ (y una alta fotosíntesis neta vinculada a la oxidación de combustibles inferida), mientras que los inviernos fósiles (Bender et al., 1994b; Battle et están dominados por un bajo contenido al., 1996).



Figura 1 (a) Variabilidad interanual de la relación O₂/N₂ atmosférica medida en La Jolla, California. 1 ppm de O₂ es equivalente a ~4.8meg-1. (b) Variabilidad en la relación O₂/N₂ atmosférica medida en hielo firme en el Polo Sur, en función de la profundidad en metros bajo la superficie (mbs). El aumento gradual deO₂/N₂ entre 40 m y 100 m refleja una pérdida de O₂ atmosférico durante los últimos varios siglos debido a la quema de combustibles fósiles. A mayor profundidad de 100 m, la efusión selectiva de O₂ desde burbujas cerradas hacia el aire firme aumenta artificialmente las relaciones O₂/N₂.

Los oceanos O₂ disuelto que depende de la temperatura, la constante kH de la ley de Henry y la fuerza iónica. En agua pura a 0 C, la saturación de O₂ es de 450 µM; a 25 C, la saturación cae a 270 µM. Otros solutos reducen la solubilidad del O₂, de modo que, a salinidades normales del agua de mar, la saturación de O₂ se reduce en un 25 %. El agua de mar, por supuesto, rara vez se encuentra en perfecta saturación de O₂ . La fotosíntesis activa puede aumentar localmente las tasas de producción de O₂, lo que da como resultado la sobresaturación de O₂ y la desgasificación a la atmósfera. Alternativamente, la respiración aeróbica debajo de la superficie del mar puede consumir O₂ disuelto y conducir a un agotamiento severo de O₂ o incluso anoxia. Los gradientes laterales y verticales en la concentración de O₂ disuelto en el agua de mar reflejan los equilibrios entre las entradas de O₂ del intercambio de gases aire-mar, los procesos biológicos de producción y consumo de O₂ y la advección de las masas de agua. En términos generales, la concentración de O₂ con la profundidad en el océano abierto sigue las estructuras generales descritas en la Figura 2.

Figura 2 Perfiles de profundidad de la concentración de oxígeno disuelto en agua de mar para varias latitudes en el Pacífico (a) y el Atlántico (b). Se revelan tendencias generales de saturación o sobresaturación en la superficie, alta demanda de oxígeno disuelto en profundidades medias y el reabastecimiento de O₂ a través de la advección lateral de agua profunda recargada. Aunque también se observan influencias regionales de la productividad y la heterotrofia de aguas intermedias y profundas.

El agua de mar está saturada a mezcla superficial a 160 µM a 800 m de sobresaturada con O₂ en la capa profundidad. En el Pacífico Norte, sin de mezcla superficial (0–60 m de embargo, el mínimo de O₂ se extiende profundidad del agua). El intercambio más profundo y las concentraciones de de gases aire-mar y la captura de O₂ caen a < 100 µM. A lo largo de los burbujas aseguran la disolución bordes de las cuencas oceánicas, donde constante del O₂ atmosférico. Debido a las OMZ inciden en el lecho marino, se que la solubilidad del gas depende de la restringe la respiración aeróbica, los temperatura, las concentraciones de O₂ sedimentos son anóxicos en la interfaz son mayores en las aguas superficiales sedimento-agua o cerca de ella, y más frías de latitudes altas que en puede aumentar el enterramiento de las aguas cercanas al ecuador. Las materia orgánica en los sedimentos. Por concentracionesdeoxígenoenlasaguas debajo de las zonas mínimas de oxígeno superficiales también varían mucho con en mar abierto, las concentraciones de la estación, especialmente en aguas de O₂ aumentan gradualmente de nuevo alta productividad. La sobresaturación desde 2000 m hasta el fondo del mar. es más fuerte en primavera y verano Este aumento de O₂ resulta del lento (época de mayor productividad y progreso de la circulación termohalina mayor estratificación de la columna de global. El agua de mar fría y saturada de agua) cuando el calentamiento de las aire se hunde a las profundidades del capas superficiales crea un gradiente océano en latitudes altas en el Atlántico, de densidad poco profundo que inhibe advectándose en aguas ricas en O₂ la mezcla vertical. La producción de por debajo del mínimo de O₂ allí. La O₂ fotosintético excede el consumo y advección de aguas profundas ricas en el intercambio, y puede desarrollarse O₂desdeelAtlánticoatravésdelOcéano sobresaturación. Las concentraciones Índico hacia el Pacífico es la fuente de de O₂ descienden por debajo de la O₂ en las aguas profundas del Pacífico. capa mixta superficial para formar Sin embargo, la utilización biológica zonas mínimas de O₂ (OMZ) en muchas de este O₂ de aguas profundas ocurre cuencas oceánicas. Los mínimos de O₂ a lo largo de todo el trayecto desde el se forman cuando el consumo biológico Atlántico Norte hasta el Pacífico. Por de O₂ excede el reabastecimiento por esta razón, las concentraciones de O₂ advección y difusión. La profundidad en aguas profundas del Atlántico son y el espesor de los mínimos de O₂ ligeramente mayores (200 µM) que en varían entre las cuencas oceánicas. las profundidades del Pacífico (150 µM). En el Atlántico Norte, la OMZ se En algunas regiones, la concentración extiende varios cientos de metros. de O₂ disuelto cae a cero. En estas Las concentraciones de O₂ caen de regiones, la circulación restringida del un promedio de 300 µM en la capa de agua y el abundante suministro de

materia orgánica dan como resultado la utilización biológica del oxígeno a una tasa que supera el reabastecimiento de O₂ por advección y difusión. Muchas de ellas son zonas temporales de anoxia que se forman en las regiones costeras durante el verano, cuando el calentamiento facilita la mayor estratificación de la columna de agua y la producción primaria y el suministro de materia orgánica son altos. Tal agotamiento de O₂ ahora es común en los estuarios de Chesapeake Bay y Schelde, frente a la desembocadura del río Mississippi y otros entornos costeros. Sin embargo, hay varias regiones de los océanos del mundo donde la estratificación y la anoxia son características más permanentes (Figura 3). Estos incluyen fiordos costeros angostos, profundos y con alféizares , cuencas restringidas más grandes (p. ej., el Mar Negro, la cuenca de Cariaco y la cadena de cuencas a lo largo de las tierras fronterizas del sur de California). Por último, varias regiones del océano abierto también están asociadas con un fuerte agotamiento de O₂ . Estas regiones (el Pacífico ecuatorial a lo largo de América Central y del Sur y el Mar Arábigo) están asociadas con afloramientos de aguas profundas, altas tasas de productividad primaria de aguas superficiales y alta demanda de oxígeno disuelto en aguas intermedias. Figura 3: Mapa que detalla las ubicaciones de extensas y permanentes aguas intermedias y profundas con deficiencia de oxígeno.

Las concentraciones de oxígeno en los fluidos de los poros de los sedimentos están controladas por un equilibrio de arrastre de los fluidos suprayacentes durante la deposición de sedimentos, el intercambio difusivo entre el sedimento y la columna de agua y la utilización biológica. En los sedimentos marinos existe una buena correlación entre la tasa de aporte de materia orgánica y la profundidad de penetración del O₂ en el sedimento. En los sedimentos costeros y en la plataforma continental, el entierro de materia orgánica es lo suficientemente rápido como para agotar el oxígeno del sedimento dentro de milímetros a centímetros de la interfaz sedimento-agua. En sedimentos abisales más profundos, donde el suministro de materia orgánica se reduce considerablemente, el O₂ puede penetrar varios metros en el sedimento antes de ser consumido por completo por la respiración. Existe un estrecho acoplamiento entre las concentraciones de O₂ en el agua superficial y la atmósfera y los flujos de intercambio de gases aire-mar (Figura 4). Las altas tasas de productividad primaria marina dan como resultado la liberación neta de gases de O₂ de los océanos a la atmósfera en primavera y verano, y la incorporación neta de gases de O₂ durante el otoño y el invierno. Estos patrones de transferencia de O₂ aire-mar se relacionan con la latitud y la estación: la liberación de gases de O₂ durante los meses de alta productividad del hemisferio norte (de abril a agosto) se acompaña de la incorporación simultánea de gases en las latitudes del sur cuando y donde la productividad es más baja (Najjar y Keeling, 2000). Las aguas superficiales de los océanos en latitudes bajas muestran un intercambio neto de O₂ aire-mar muy pequeño y cambios mínimos en la emisión o entrada de gases durante un ciclo anual.

Flujo de oxígeno del mar a la atmósfera (mol m-2 año-1) promedio zonal de los océanos del mundo. Figura: Promedio zonal mensual del flujo de oxígeno del mar a la atmósfera para los océanos del mundo. La desgasificación y el ingreso de oxígeno están concentrados en latitudes medias a altas. La desgasificación de oxígeno es más fuerte cuando las tasas de producción primaria son mayores, mientras que el ingreso es máximo durante la respiración neta. Estos patrones oscilan durante un ciclo anual desde el hemisferio norte al hemisferio sur.

Entornos de agua dulce Las concentraciones de oxígeno en entornos de agua dulce que fluyen coinciden estrechamente con los valores de saturación de aire, debido a la mezcla turbulenta y al arrastre de burbujas de aire. En cuerpos de agua estáticos, sin embargo, el agotamiento de O₂ puede desarrollarse de manera muy similar a los océanos. Esto es particularmente evidente en algunos lagos cubiertos de hielo, donde el intercambio de gases inhibido y la respiración invernal pueden provocar el agotamiento del O₂ y la muerte de peces. La alta productividad durante la primavera y el verano en ambientes acuáticos poco profundos y turbios puede resultar en gradientes extremadamente pronunciados desde una fuerte sobresaturación de O₂ en la superficie hasta casi el agotamiento de O₂ dentro de unos pocos metros de la superficie. La alta concentración de materia orgánica lábil disuelta y en partículas en muchos ambientes de agua dulce conduce a un rápido agotamiento de O₂ donde el reabastecimiento advectivo es limitado. Se han medido altas tasas de consumo de O₂ en muchos ríos tropicales y de temperatura. Suelos y Aguas Subterráneas En las aguas del suelo, las concentraciones de oxígeno dependen de la difusión del gas a través de los espacios porosos del suelo, la infiltración y advección del agua de lluvia y las aguas subterráneas, el intercambio aire-gas y la respiración de la materia orgánica del suelo (véase la revisión de Hinkle, 1994). En suelos templados ricos en materia orgánica, las concentraciones de O₂ disuelto se reducen, pero no se agotan por completo. Por lo tanto, muchas aguas subterráneas templadas poco profundas contienen algo de oxígeno disuelto. Las aguas subterráneas más profundas y los suelos y humedales saturados de agua generalmente contienen poco O₂ disuelto. Los suelos

minerales y las aguas subterráneas de latitudes altas contienen más O₂ disuelto (debido a la temperatura más baja ya la menor cantidad de materia orgánica del suelo y demanda biológica de O₂ ). Los suelos tropicales secos se oxidan a grandes profundidades, con una concentración de O₂ disuelto menor que el aire saturado, pero no anóxicos. Los bosques tropicales húmedos, sin embargo, pueden experimentar un agotamiento significativo de O₂ a medida que se produce una rápida oxidación de la hojarasca y el humus cerca de la superficie del suelo. La permeabilidad del suelo también influye en el contenido de O₂ , y los suelos más ricos en arcilla exhiben concentraciones más bajas de O₂ . En ciertos ambientes, los geólogos de exploración han utilizado concentraciones anormalmente bajas localizadas de O₂ en el suelo para indicar la presencia de un gran cuerpo de sulfuros metálicos reducidos químicamente en el subsuelo. La oxidación de los minerales de sulfuro durante la meteorización y la formación del suelo reduce la pO₂ del gas del suelo por debajo del promedio regional. La oxidación de minerales sulfurados genera productos de oxidación sólidos y en fase acuosa (es decir, anión sulfato y oxihidróxidos férricos en el caso de la oxidación de pirita). En algunos casos, el volumen de O₂ gaseoso consumido durante la oxidación del mineral genera un leve gradiente de presión negativa, que atrae aire a los suelos por encima de los sitios de oxidación del mineral sulfurado (Lovell, 2000). Fotosíntesis El principal mecanismo por el cual se produce el oxígeno molecular en la Tierra es a través del proceso biológico de la fotosíntesis. La fotosíntesis se produce en las plantas superiores, los protistas eucariotas denominados colectivamente algas, y en dos grupos de procariotas: las cianobacterias y las proclorofitas. En términos más simples, la fotosíntesis es el aprovechamiento de la energía de la luz para reducir químicamente el dióxido de carbono a

compuestos orgánicos simples (p. ej., glucosa). La reacción general (Ecuación (1)) para la fotosíntesis muestra que el dióxido de carbono y el agua reaccionan para producir oxígeno y carbohidratos: 6CO₂+6H₂O→6O₂+C6H12O6 (1) La fotosíntesis es en realidad un proceso de dos etapas, con cada etapa dividida en una cascada de reacciones químicas (Figura 5). En las reacciones luminosas de la fotosíntesis, la energía luminosa se convierte en energía química que se utiliza para disociar el agua para producir oxígeno e hidrógeno y formar el reductor NADPH a partir de NADP+. Figura 5: Las dos etapas de la fotosíntesis: la reacción de luz y el ciclo de Calvin. Durante la fotosíntesis oxigénica, H₂O se utiliza como fuente de electrones. Los organismos capaces de fotosíntesis anoigénica pueden utilizar una variedad de otras fuentes de electrones (H₂S, H₂ , S0, S₂O₃²--) durante las reacciones de luz y no liberan O₂ libre. La energía en forma de ATP y el poder reductor en forma de NADPH se producen mediante las reacciones de luz y posteriormente se utilizan en el ciclo de Calvin para transferir electrones al O₂ y producir azúcares.

La siguiente etapa de la fotosíntesis, el ciclo de Calvin, utiliza NADPH para reducir el CO₂ a fosfogliceraldehído , el precursor de una variedad de vías metabólicas, incluida la síntesis de glucosa. En plantas superiores y algas, el ciclo de Calvin opera en orgánulos especiales llamados cloroplastos. Sin embargo, en las bacterias el ciclo de Calvin ocurre en todo el citosol. La enzima ribulosa-1,5-bifosfato carboxilasa (rubisco) cataliza la reducción de CO₂ a fosfoglicerato, que se lleva a cabo a través de una cadena de reacciones que consumen ATP y NADPH y finalmente producen fosfogliceraldehído . La mayoría de las plantas superiores se denominan plantas C 3 porque el primer intermedio estable que se forma durante el ciclo del carbono es un compuesto de tres carbonos. Varios miles de especies de plantas, repartidas entre al menos 17 familias, incluidas las gramíneas, preceden al ciclo del carbono con un mecanismo de concentración de CO₂ que entrega un compuesto de cuatro carbonos al sitio del ciclo de Calvin y rubisco. Estas son las plantas C4 . Este compuesto de cuatro carbonos se descompone dentro de

los cloroplastos, suministrando CO₂ fotosintética de CO₂ se produce para rubisco y el ciclo de Calvin. Los en las aguas superficiales marinas. mecanismos de concentración de C 4 En conjunto, los microorganismos son una ventaja en ambientes cálidos fotosintéticos que flotan libremente se y secos donde los estomas de las hojas denominan fitoplancton. Estos incluyen están parcialmente cerrados y las las algas eucariotas (dinoflagelados, concentraciones internas de CO₂ en las diatomeas y las algas rojas, verdes, hojas son demasiado bajas para que marrones y doradas), varias especies la rubisco capture el CO₂ de manera de cianobacterias ( Synechococcus eficiente. Otras plantas, llamadas y Trichodesmium ) y el proclorofito plantas CAM, que se han adaptado a común Prochlorococcus. Usando la climas secos, utilizan otros mecanismos estequiometría de la reacción de la de concentración de CO₂ al cerrar las fotosíntesis, esto equivale a la mitad estomas durante el día y concentrar de toda la producción fotosintética el CO₂ durante la noche. Sin embargo, de oxígeno global resultante de la todas las plantas superiores producen producción primaria marina. O₂ y NADPH a partir del agua dividida y usan el ciclo de Calvin para producir Las mediciones satelitales de carbohidratos. Algunos procariotas la abundancia promedio anual y utilizan mecanismos distintos del ciclo estacional de clorofila (para sistemas de Calvin para fijar el CO₂ (es decir, la marinos) y el verdor de la vegetación vía de la acetil-CoA o la vía del ácido (para ecosistemas terrestres) se tricarboxílico reductor), pero ninguno pueden aplicar a modelos que estiman de estos organismos participa en la la productividad primaria neta, la fotosíntesis oxigénica. fijación de CO₂ y la producción de O₂. En los océanos, existen importantes Las estimaciones de la producción variaciones regionales y estacionales primaria neta global se han derivado en la fotosíntesis que resultan de de las variaciones en la abundancia las limitaciones de luz, nutrientes y y composición isotópica del O₂ temperatura. Los promedios anuales de atmosférico. Estas estimaciones van abundanciadeclorofilamarinamuestran desde 23x1015 mol año-1 (Keeling y una producción primaria concentrada Shertz , 1992) hasta 26x1015 mol año- en latitudes altas en el Atlántico Norte, 1 , distribuidas entre 14x1015 mol año el Pacífico Norte y la Antártida costera, -1 de producción de O₂ a partir de la en regiones de afloramiento de agua de producción primaria terrestre y 12x1015 mar frente a las costas occidentales de mol año-1 de la producción primaria África, América del Sur y el Mar Arábigo, marina (Bender et al., 1994a). Se y a lo largo del Convergencia Subtropical estima que el 50% de toda la fijación del Sur. En latitudes medias y altas, la

productividad marina es fuertemente en la superficie misma del agua. Por lo estacional, con la producción primaria tanto, en regiones de alta producción concentrada en primavera y verano. primaria, las concentraciones de O₂ En latitudes bajas, la producción pueden acumularse por encima de la primaria marina es menor y varía tasa de desgasificación de O₂ . En mares poco según la estación o la región. En en calma, donde la interfaz aire-mar es tierra, la producción primaria también una superficie lisa, el intercambio de exhibe fuertes patrones regionales y gases es muy limitado. A medida que estacionales. los mares se vuelven más agitados, y especialmente durante las tormentas, Las tasas de producción primaria (en g el intercambio de gases aumenta C m -2 año -1) son mayores durante todo considerablemente. Esto se debe en el año en los trópicos. Los bosques parte al arrastre de burbujas dispersas tropicales en América del Sur, África y en el agua de mar y las gotas de agua el Sudeste Asiático son los ecosistemas arrastradas en el aire, que proporcionan más productivos de la Tierra. Los mucha más superficie para la bosques templados de latitudes medias disolución o desgasificación. Además, y los bosques boreales de latitudes el intercambio de gases depende de la altas también son muy productivos, difusión a través de una capa límite. con un fuerte ciclo estacional de mayor Según la ley de Fick, el flujo de producción en primavera y verano. difusión depende tanto del gradiente Los desiertos (concentrados a 30 N de concentración (grado de y S) y las regiones polares son menos sobresaturación o subsaturación) productivos. Estas características de como del espesor de la capa límite. variabilidad estacional en la producción Empíricamente se observa que el primaria en la tierra y en los océanos espesor de la capa límite disminuye se ven claramente en las variaciones con el aumento de la velocidad del estacionales del O₂ atmosférico (Figura viento, mejorando así la difusión y el 4). intercambio de gases durante vientos fuertes. La transferencia de O₂ entre la atmósfera y el agua de mar superficial está controlada por el intercambio de gases aire-mar. Las concentraciones de gas disuelto tienden hacia el equilibrio termodinámico, pero otros factores pueden complicar las concentraciones de O₂ disuelto. La desgasificación de aguas sobresaturadas solo puede ocurrir

Fotólisis del agua Actualmente, en la atmósfera superior, se produce una pequeña cantidad de O₂ a través de la fotólisis del vapor de agua. Este proceso es la única fuente de O₂ a las atmósferas de las lunas heladas de Júpiter (Ganímedes y Europa), donde se han detectado trazas de concentración de O₂ (Vidal et al., 1997). La fotólisis del vapor de agua también puede haber sido la fuente de O₂ para la Tierra primitiva antes de la evolución de la fotosíntesis oxigénica. Sin embargo, el oxígeno formado por fotólisis habría sido a través de reacciones con metano y monóxido de carbono, impidiendo cualquier acumulación en la atmósfera ( Kasting et al., 2001). Consumo de O₂ Respiración Celular Aeróbica En términos simples, la respiración aeróbica es la oxidación de sustratos orgánicos con oxígeno para producir energía química en forma de ATP y NADH. En las células eucariotas, la vía de la respiración sigue tres pasos (Figura 6). La glucólisis ocurre en todo el citosol, dividiendo la glucosa en ácido pirúvico y produciendo algo de ATP. La glucólisis no requiere directamente O₂ libre y, por lo tanto, ocurre entre organismos aeróbicos y anaeróbicos. El ciclo del ácido cítrico de Krebs (ácido

tricarboxílico) y la fosforilación oxidativa se localizan dentro de las mitocondrias de los eucariotas y a lo largo de las membranas celulares de los procariotas. El ciclo de Krebs completa la oxidación del piruvato a CO₂ a partir de la glucólisis y, juntos, la glucólisis y el ciclo de Krebs proporcionan energía química y reductores (en forma de ATP, NADH y FADH₂ ) para el tercer paso: la fosforilación oxidativa. Figura 6: Los tres componentes de la respiración aeróbica: glucólisis, el ciclo de Krebs y la fosforilación oxidativa. Los azúcares se utilizan para generar energía en forma de ATP durante la glucólisis. El producto de la glucólisis, el piruvato, se convierte en acetil-CoA y entra en el ciclo de Krebs. En el ciclo de Krebs se generan CO₂, energía almacenada en forma de ATP y poder reductor almacenado como NADH y FADH₂. El O₂ solo se consume directamente durante la fosforilación oxidativa para generar ATP como el último componente de la respiración aeróbica.

La fosforilación oxidativa implica la O₂ , produciendo CO₂ , H₂O y energía transferencia de electrones desde química en forma de ATP. Mientras que NADH y FADH₂ a través de una cascada la macrofauna generalmente requiere de compuestos que transportan un mínimo de 0,05 a 0,1 bar (0,10 electrones al oxígeno molecular. Los mM) de O₂ para sobrevivir, muchos compuestos utilizados en la cadena organismosmicroaerófilosprocarióticos de transporte de electrones de la pueden sobrevivir y prosperar a fosforilación oxidativa incluyen una concentraciones de O₂ mucho más variedad de flavoproteínas, quinonas, bajas. Debido a que la mayoría de proteínas Fe-S y citocromos. La los procesos de oxidación mediados transferencia de electrones del NADH biológicamente ocurren a través al O₂ libera una cantidad considerable de la actividad de microorganismos de energía, que se utiliza para generar aerotolerantes, es poco probable que un gradiente de protones a través de la pueda existir un acoplamiento estricto membrana mitocondrial y estimular la entre la concentración limitada de O₂ síntesis significativa de ATP. En parte, atmosférico y las tasas de respiración este gradiente se crea por la reducción global limitadas. de O₂ a H₂O como último paso de la fosforilación oxidativa. Mientras que los eucariotas y muchos procariotas utilizan el ciclo de Krebs para oxidar el piruvato a CO₂ , también existen otras vías. Por ejemplo, los procariotas utilizan el ciclo del glioxalato para metabolizar los ácidos grasos. Varios procariotas aeróbicos también pueden usar la vía Entner - Doudoroff en lugar de la glucólisis normal. Esta reacción todavía produce piruvato, pero produce menos energía en forma de Fotorrespiración ATP y NADH. La glucólisis, el ciclo de Krebs y la El sitio activo de rubisco, la enzima fosforilación oxidativa se encuentran en clave involucrada en la fotosíntesis, todos los eucariotas (animales, plantas y puede aceptar tanto CO₂ como O₂ . Así, hongos) y en muchos de los procariotas el O₂ es un inhibidor competitivo de la aeróbicos. El propósito de estas vías de fotosíntesis. Este proceso se conoce reacción es oxidar los carbohidratos con como fotorrespiración e implica la

adición de O₂ a la ribulosa-bifosfato. Los productos de esta reacción entran en una ruta metabólica que eventualmente produce CO₂ . A diferencia de la respiración celular, la fotorrespiración no genera ATP, pero consume O₂. En algunas plantas, hasta el 50% del carbono fijado por el ciclo de Calvin se respira a través de la fotorrespiración. La fotorrespiración mejora en ambientes cálidos y secos cuando las células vegetales cierran las estomas para disminuir la pérdida de agua, el CO₂ se agota y el O₂ se acumula. La fotorrespiración no ocurre en los procariotas, debido a la concentración relativa mucho más baja de O₂ versus CO₂ en el agua en comparación con el aire. Metabolismo C1 Más allá del metabolismo de los carbohidratos, existen otros procesos biológicos comunes en los procariotas que consumen oxígeno. Por ejemplo, los organismos metilotróficos pueden metabolizar compuestos C1 como metano, metanol, formaldehído y formiato , como en CH4 + NADH + H+ + O2 →CH3OH + NAD+ + H2O CH3 OH + PQQ →CH2 O + PQQH2 CH2 O + NAD+ + H2O→ HCOOH + NADH + H+ HCOOH + NAD+ →CO2 + NADH + H+ Estos compuestos son comunes en suelos y sedimentos como productos de reacciones de fermentación anaeróbica. El metabolismo de estos compuestos puede consumir directamente O₂ (a través de enzimas monooxigenasas) o indirectamente, a través de la formación de NADH que se transporta a la fosforilación oxidativa y la cadena de transporte de electrones. El metabolismo oxidativo de los compuestos C1 es un proceso microbiano importante en suelos y sedimentos, que consume el metano producido por la metanogénesis. Metabolismo inorgánico Quimiolitotróficos son aquellos que oxidan compuestos inorgánicos en lugar de sustratos orgánicos como fuente de energía y electrones. Muchos de los quimiolitotrofos también son autótrofos, lo que significa que reducen el CO₂ para generar carbono celular además de oxidar compuestos inorgánicos. En estos organismos, la fijación de CO₂ no está ligada a la producción de O₂ por la estequiometría de la fotosíntesis. Las bacterias que oxidan el hidrógeno se

encuentran dondequiera que estén quimioautótrofas mediante la oxidación disponibles tanto el O₂ como el H₂. del hierro ferroso. Algunos de estos son acidófilos que crecen durante la Mientras que algo de H₂ producido por minería y la meteorización de minerales fermentación en ambientes anóxicos de sulfuro. Sin embargo, también se (suelos profundos y sedimentos) puede han detectado bacterias oxidantes de escapar hacia ambientes aeróbicos, hierro neutrofílicas asociadas con los la mayor parte del H₂ utilizado por penachos y precipitados de sulfuro bacterias oxidantes de hidrógeno metálico en las dorsales oceánicas. deriva de la fijación de nitrógeno Otros metales sensibles a redox que asociada con plantas fijadoras de pueden proporcionar un sustrato para la nitrógeno y cianobacterias. Las oxidación incluyen manganeso, cobre, bacterias nitrificantes son autótrofos uranio,arsénicoycromo.Comogrupo,los obligados que oxidan el amoníaco. microorganismos quimiolitoautótrofos El amoníaco se produce en muchos representan un flujo sustancial de ambientes durante la fermentación consumo de O₂ y fijación de CO₂ en de compuestos nitrogenados y por muchos ambientes marinos y terrestres reducción disimilatoria de nitrato. Las comunes. Debido a que la reacción bacterias nitrificantes son comunes en neta de la quimiolitoautotrofia involucra las interfases óxica -anóxica en suelos, tanto la reducción de O₂ como la de sedimentos y la columna de agua. CO₂ , la producción primaria resultante Otras bacterias quimiolitoautotróficas de los quimioautótrofos tiene una pueden oxidar el nitrito. Las bacterias estequiometría de O₂/CO₂ muy no fotosintéticas que pueden oxidar diferente a la de la fotosíntesis. Los compuestos reducidos de azufre quimiolitoautótrofos utilizan el flujo forman un grupo diverso. Algunos de electrones de sustratos reducidos son acidófilos, asociados con la (metales, H 2 y azufre reducido) a O₂ oxidación de minerales sulfurados y para generar ATP y NAD(P)H, que a su tolerantes a un pH extremadamente vez se utilizan para la fijación de CO₂. bajo. Otros son neutrofílicos y ocurren en muchos sedimentos marinos. Se cree que la mayoría de los Estos organismos pueden utilizar una quimioautótrofos aeróbicos utilizan el amplia gama de compuestos de azufre ciclo de Calvin para la fijación de CO. producidos en ambientes anaeróbicos, incluidos H₂ S, tiosulfato, politionatos, polisulfuro, azufre elemental y sulfito. Muchas de las bacterias oxidantes de azufre también son autótrofas. Algunas bacterias pueden vivir como

Patrones a Además de cuencas restringidas seleccionadas y entornos macroescala de especializados, la mayor parte de la respiración la columna de agua marina está oxigenada. Por lo tanto, la respiración aeróbica aeróbica domina en entornos de aguas abiertas. Los estudios de flujo de partículas y trampas de sedimentos han demostrado que fracciones sustanciales A escala mundial, gran parte del de la producción primaria marina se consumo biológico de O₂ se concentra degradan ( remineralizan ) por completo donde el O₂ es abundante. Esto incluye antes de depositarse en el fondo del ecosistemas superficiales terrestres y mar y, por lo tanto, por implicación, aguas superficiales marinas. Una gran la respiración aeróbica genera una fracción de la producción primaria demanda de consumo de O₂ casi igual terrestre es consumida por mecanismos a la liberación de oxígeno asociada. de degradación aeróbica. Aunque la con fotosíntesis. La mayor parte de mayor parte de esto se produce a través la respiración aeróbica marina ocurre de la respiración aeróbica, una fracción dentro de la columna de agua. Esto se de la degradación aeróbica de la materia debe a que la difusión y la mezcla (y, por orgánica depende de la descomposición lo tanto, el reabastecimiento de O₂ ) son anaeróbicadebiomoléculasmásgrandes mucho mayores en aguas abiertas que en compuestos C1 más pequeños que, a través de los fluidos de los poros de si se transportan a zonas aeróbicas del los sedimentos, y porque los sustratos suelo o sedimento, pueden degradarse para la respiración aeróbica (y, por lo mediante la metabolización aeróbica tanto, la demanda de O₂ ) están mucho del C1 . microorganismos La producción menos concentrados en la columna primaria terrestre parcialmente de agua que en los sedimentos. . El degradada puede incorporarse a los consumo de O₂ durante la respiración suelos, que se degradan y erosionan aeróbica en la columna de agua, junto lentamente. con el movimiento de masas de aguas profundas desde sitios cargados de La investigación ha demostrado que O₂ de formación de aguas profundas, la materia orgánica del suelo (MO) genera los perfiles verticales y laterales se puede conservar durante varios de concentración de O₂ disuelto milenios, y la exportación fluvial de MO observados en el agua de mar. terrestre envejecido puede ser una fuente importante de carbono orgánico En la mayoría de los ambientes marinos, disuelto y en partículas a los océanos. el O₂ no penetra mucho en el sedimento.

En regiones de alta productividad primaria y mezcla limitada de la columna de agua, incluso si la columna de agua está oxigenada, el O₂ puede penetrar 1 mm o menos, lo que limita la cantidad de respiración aeróbica que se produce en el sedimento. En los sedimentos costeros bioturbados, la penetración de O₂ se ve facilitada por la recarga de los fluidos de los poros a través de organismos que bombean el agua suprayacente hacia las madrigueras, alcanzando varios centímetros en el sedimento en algunos lugares. Sin embargo, los patrones de sedimentos óxicos y anóxicos exhiben un alto grado decomplejidadespacialytemporalcomo resultado de distribuciones irregulares de madrigueras, difusión radial de O₂ desde las madrigueras y excavaciones y rellenos continuos a lo largo del tiempo. Gases volcánicos Por el contrario, en los sedimentos de aguas profundas (pelágicos), donde Los gases emitidos por volcanes el suministro de materia orgánica es activos y fumarolas están cargados de menor y las aguas son frías y están cargadas de O₂ desde los sitios de gases reducidos, incluidos CO, H2 , SO₂ formación de aguas profundas, el O₂ , H2S y CH4. Durante las erupciones volcánicas explosivas, estos gases puede penetrar uniformemente 1 mo se expulsan a la atmósfera junto con más en el sedimento. H2O, CO₂ y ceniza volcánica. Incluso la erupción relativamente suave de volcanes en escudo con bajo contenido de silicio y baja viscosidad está asociada con la liberación de gases volcánicos reducidos. Del mismo modo, los gases reducidos se liberan disueltos en aguas asociadas a fuentes termales y géiseres. La oxidación de los gases volcánicos reducidos ocurre en la atmósfera, en las

aguasnaturalesyenlassuperficiesdelos con las estimaciones utilizadas tanto minerales. Este es predominantemente por Holland (2002) como por Lasaga un proceso abiótico, aunque muchos y Ohmoto (2002) para las emisiones quimiolitoautótrofos han colonizado volcánicas promedio de S a lo largo del las paredes y canales de fuentes tiempo geológico. Se estima que otras termales y fumarolas, catalizando la emisiones reducidas de gases (CO, CH4 oxidación de gases reducidos con O₂ . y H2) son de magnitud similar (Morner y Gran parte de la diversidad biológica Etiope, 2002; Arthur, 2000; Delmelle y en entornos hipertermofílicos consiste Stix, 2000). Todos estos gases tienen en procariotas que emplean estos tipos tiempos de residencia muy cortos en la metabólicos inusuales. atmósfera, lo que revela que la emisión y el consumo oxidativo de estos gases Estimaciones recientes del promedio están estrechamente relacionados, global de emisiones de gases volcánicos y que el consumo de O₂ a través de la sugieren que el rango de emisiones de oxidación de gases volcánicos es muy azufre volcánico, 0.1–1 x 1012 mol S año- eficiente. 1, se distribuye casi por igual entre SO₂ y H2S ( Halmer et al., 2002; Arthur, 2000). Este rango concuerda bien



Oxidación de ha puesto los minerales de sulfuro en minerales contacto con la atmósfera o con agua de lluvia cargada de O₂, la descarga de bajo pH se ha convertido en un grave problema ambiental. Aunque los Durante el levantamiento y la erosión silicatos ferrosos y los minerales de de los continentes de la Tierra, las rocas sulfuro, como la pirita, se oxidarán en que contienen minerales químicamente condiciones estériles, cada vez hay más reducidos quedan expuestas a las pruebas que sugieren que, en muchos condiciones oxidantes de la atmósfera. entornos naturales, la oxidación del Los minerales formadores de rocas hierro y el azufre está mediada por comunes susceptibles a la oxidación microorganismos quimiolitoautótrofos. incluyen olivino, piroxenos y anfíboles Se han aislado procariotas con vías que contienen Fe2+ , sulfuros metálicos metabólicas quimiolitoautotróficas de y grafito. La oxidación del hierro ferroso muchos entornos donde se produce la es una característica común de la oxidación del hierro y el azufre . No se formación del suelo. conoce la cantidad de O₂ que se consume anualmente a través de la oxidación de Los óxidos de hierro derivados de la Fe2+ y minerales que contienen azufre, oxidación de Fe2+ en la roca madre se pero según las restricciones del balance acumulan en el horizonte B de los suelos de masa de isótopos de azufre es del templados, y se desarrollan lateritas orden de (0.1–1) x 1012 mol año-1 cada extensas que consisten en óxidos de uno para el hierro y azufre, similar en hierro y aluminio en suelos tropicales magnitud al flujo de gases reducidos a muchos metros de profundidad. del vulcanismo. Donde las tasas de erosión son altas, los minerales de silicato que contienen hierro pueden transportarse a distancias cortas en los ríos; sin embargo, la oxidación del hierro es tan eficiente que muy pocos sedimentos muestran deposición de minerales clásticos de hierro ferroso. Los minerales de sulfuro son extremadamente susceptibles a la oxidación y, a menudo, se erosionan completamente de las rocas cercanas a la superficie. La oxidación de los minerales de sulfuro genera una acidez apreciable, y en áreas donde la minería

Fuentes de mar con el basalto sirve para alterar el basalto. Se libera algo de sulfuro hidrotermales del basalto, el sulfato de agua de mar arrastrado precipita como anhidrita La expansión de las placas litosféricas o se reduce a sulfuro, y el Fe2+ y otros a lo largo de las dorsales oceánicas metales en el basalto se reemplazan con está asociada con muchas erupciones magnesio derivado del agua de mar. El volcánicas submarinas y la liberación oxígeno disuelto en el agua de mar se de sulfuros metálicos reducidos consume durante la alteración de los químicamente. Los gases volcánicos basaltos del fondo marino. Los basaltos liberados por los volcanes subaéreos alterados que contienen minerales de también son generados por erupciones hierro oxidado pueden extenderse hasta submarinas, lo que aporta gases 500 m por debajo del lecho marino. reducidos disueltos al agua de mar. Los Se consume mucho más O₂ durante la flujosdelavaextrusivosgeneranbasaltos oxidación de los sulfuros de humo negro almohadillados, que están compuestos y de chimenea. El sulfuro de chimenea en parte por silicatos de hierro ferroso. puede oxidarse solo parcialmente Dentro de las zonas concentradas de antes de transportarse fuera del eje a flujo de fluido hidrotermal, el relleno través de la dispersión y el entierro por de fracturas y los minerales de sulfuro sedimentos. masivos se precipitan dentro de las lavas Sin embargo, los fluidos negros ricos en almohadilladas, grandes chimeneas metales se oxidan con bastante rapidez crecen desde el lecho marino por la en el agua de mar, formando óxidos de rápida precipitación de sulfuros de hierro y manganeso insolubles, que se Fe-Cu-Zn y columnas ricas en sulfuro asientan lentamente en el lecho marino, de metal de alta temperatura “negra”. generando sedimentos metalíferos. humo” se liberan en el agua de mar. En las zonas más frías, emanaciones Debido a la naturaleza difusa más graduales de metal y fluido rico de las especies reducidas en los en sulfuro se difunden hacia arriba a fluidos hidrotermales, no se sabe través de los basaltos almohadillados y qué papel pueden desempeñar los se mezclan lentamente con el agua de microorganismos quimiolitoautótrofos mar. Se desarrollan células convectivas, marinos en el consumo de O₂ en las que el agua de mar fría se asociado con las columnas de fluidos. convierte en lavas almohadilladas desde Ciertamente, tales organismos viven el eje de la cordillera para reemplazar dentro de las paredes y los escombros el agua liberada en los respiraderos de las chimeneas más frías y los hidrotermales. La reacción del agua basaltos que se someten a la erosión

del lecho marino. Debido a la gran longitud de las dorsales oceánicas a lo largo de los océanos, y a la abundancia de pirita y otros sulfuros metálicos asociados con estas dorsales, la colonización y oxidación de sulfuros metálicos por parte de organismos quimiolitoautótrofos puede constituir una fuente no reconocida de producción primaria asociada con el consumo, no liberación neta, de O₂ .

Oxidación de Hierro microorganismos, como lo demuestran las extensas capas de Beggiatoa y Azufre en la y Thioploca quimiolitoautotróficas Transición Óxica oxidantes de azufre que se encuentran donde coinciden la interfaz óxico -Anóxica -anóxica y el fondo marino. De manera similar , en agua dulce y ambientes salobres no sulfurosos con La expansión de las placas litosféricas una fuerte demanda de O₂ , el hierro En cuencas marinas restringidas ferroso disuelto puede acumularse que subyacen a aguas superficiales en las aguas subterráneas y aguas de altamente productivas, donde el fondo anóxicas. Ocurrirá una oxidación consumo de O₂ a través de la respiración significativa del hierro donde el nivel aeróbica cerca de la superficie permite freático aflora con la superficie terrestre que la anoxia se extienda al menos (es decir, el agua subterránea fluye hacia ocasionalmente más allá del sedimento un arroyo), o en lagos y estuarios, en la hacia la columna de agua, la oxidación transición óxica-anóxica dentro de la del azufre y el hierro reducidos puede columna de agua. Los óxidos de hierro ocurrir cuando el O₂ está presente . insolubles precipitan y se depositan Dentro del Mar Negro y muchos fiordos en el sedimento. El reciclaje de hierro costeros anóxicos, la transición de puede ocurrir si existe suficiente materia ambientes óxicos a anóxicos ocurre orgánica para la reducción de hierro dentro de la columna de agua. En otros férrico a hierro ferroso. lugares, como la plataforma de Perú moderna y las cuencas costeras de 2 atmosférico es difícil de limitar. En la California, la transición ocurre justo en mayoría de los casos, la oxidación de la interfaz sedimento-agua. En estos azufre o hierro consume O₂ (existen ambientes, pequeñas concentraciones algunos microorganismos anaerobios de sulfuro y O₂ pueden coexistir dentro quimiolitoautótrofos que pueden oxidar de una banda muy estrecha donde sustratos reducidos utilizando nitrato o ocurre la oxidación de sulfuro. sulfato como aceptor de electrones). La reducción de sulfato o hierro férrico son En tales ambientes, puede ocurrir un procesos casi enteramente biológicos, reciclaje de azufre apreciable, con junto con la oxidación de la materia procesos de reducción de sulfato, orgánica; La reducción de sulfato y oxidación de sulfuro y desproporción hierro férrico individualmente no tiene de azufre que actúan con una diferencia efecto sobre el O₂ . Sin embargo, la de milímetros entre sí. Estas reacciones principal fuente de sustratos orgánicos están altamente mediadas por para la reducción de sulfato y hierro

férrico es, en última instancia, la biomasa derivada de organismos fotosintéticos, que está asociada con la generación de O₂ . El cambio neto derivado de sumar los tres procesos (oxidación S -2 o Fe 2+ , SO₂- 4 o reducción de Fe 3+ y fotosíntesis), es la ganancia neta de materia orgánica sin producción ni consumo neto de O₂ . una fuente no reconocida de producción primaria asociada con el consumo, no liberación neta, de O₂ .

Oxidación de materia orgánica abiótica La expansión de las placas litosféricas La respiración aeróbica es el principal medio por el cual se consume O₂ en la Tierra. Esta vía ocurre en la mayoría de los ambientes de la superficie terrestre: suelos y sistemas acuáticos, aguas superficiales marinas supersaturadas con O₂ , dentro de la columna de agua y las zonas superiores de los sedimentos. Sin embargo, los materiales de carbono reducido también reaccionan con O₂ en una variedad de ambientes donde no se ha demostrado actividad biológica. Entre estos se encuentran la fotooxidación de materia orgánica disuelta y particulada y combustibles fósiles, incendios por quema de vegetación y combustibles fósiles, y oxidación del metano atmosférico. Las olefinas (compuestos orgánicos que contienen dobles enlaces) son susceptibles de oxidación en presencia de metales de transición , ozono, luz ultravioleta o radiación gamma. Los productos de degradación orgánica oxidadadebajopesomolecularseforman a partir de reacciones de oxidación, que a su vez pueden proporcionar sustratos orgánicos para la respiración aeróbica o el metabolismo C1 . Los incendios

son, por supuesto, la combustión a alta durante el pasado geológico puede temperatura de materiales orgánicos haber liberado grandes cantidades de con O₂ . metano a la atmósfera. La investigación sobre incendios ha Sin embargo, la evidencia isotópica demostrado que la concentración de sugiere que este metano fue oxidado O₂ tiene una fuerte influencia en el y consumido en un lapso de tiempo inicio y mantenimiento de los incendios geológicamente corto. (Watson, 1978; Lenton y Watson, 2000). Aunque se debate la relación Presupuestosexacta entre la pO₂ y el inicio del fuego en comunidades forestales terrestres globales de oxígenoreales (ver Robinson, 1989, 1991), en general se acepta que, con una pO₂ y el ciclo global de baja , los incendios no pueden iniciarse oxígenoni siquiera en madera seca, aunque los incendios latentes con oxidación ineficiente se puede mantener. Con una alta pO₂ , incluso la madera mojada Unaventanaalbalanceglobaldeoxígeno puede soportar llamas, y los incendios es la variación en la concentración de se inician fácilmente con una descarga O₂ normalizada a N2 . Las relaciones O₂/ de chispa, como un rayo. N2 reflejan cambios en la abundancia de O₂ atmosférico , porque se supone que Aunque la mayor parte del metano en la concentración de N2 es invariable a la Tierra se oxida durante el transporte lo largo del tiempo. Durante un ciclo lento y gradual hacia arriba a través anual, d(O₂ /N2 ) puede variar en 100 por de suelos y sedimentos, en entornos megas o más, especialmente en sitios de seleccionados hay una inyección latitudes altas (Keeling y Shertz , 1992). directa de metano a la atmósfera. Estas variaciones reflejan variaciones El metano reacciona con el O₂ en latitudinales en la producción y el presencia de catalizadores ligeros o de consumo neto de O₂ relacionados con superficie metálica. Esta reacción es lo la alta productividad estacional durante suficientemente rápida, y la cantidad de el verano. Las observaciones de la O₂ atmosférico es lo suficientemente variación de O₂ /N2 se han ampliado más grande, por lo que es improbable allá de la observación directa (limitada a que se acumulen concentraciones las últimas décadas) a los registros de la significativas de CH4 atmosférico. composición atmosférica atrapada en el El desprendimiento catastrófico de hielo árido antártico y núcleos de hielo hidratos submarinos ricos en CH4 recientes (Battle et al., 1996; Sowers et

al., 1989; Bender et al., 1985, 1994b). Estos registros reflejan una disminución lenta y gradual de la abundancia de O₂ atmosférico a lo largo de los tiempos históricos, atribuida a la liberación y oxidación de combustibles fósiles. Hasta el momento, los detalles de los flujos involucrados en los procesos que generan y consumen oxígeno molecular están demasiado limitados para establecer un balance de O₂ balanceado. Un resumen de los procesos que se cree que dominan los controles del O₂ atmosférico y las mejores conjeturas razonables para la magnitud de estos flujos (de Keeling et al., 1993). Referencia Petsch, S. (2003). The Global Oxygen Cycle. Treatise on Geochemistry.