Historia geoquímica
La historia geoquímica de la atmósfera ha sido compleja. Los científicos están de acuerdo en que la atmósfera actual es bastante diferente de la original. Ciertamente, es muy diferente de las de los demás planetas. Es razonable concluir que esto refleja, al menos en parte, que la Tierra es la morada de la vida. La atmósfera de la Tierra se diferencia de las de sus vecinos del sistema solar probablemente en gran parte por la acción de la fotosíntesis, un complejo proceso biológico que probablemente fue precedido por un largo período de evolución orgánica.
La naturaleza de la atmósfera primitiva de la Tierra sigue siendo objeto de algunas especulaciones. Algunos científicos, razonando por analogía con los planetas más grandes, como Júpiter, han defendido una atmósfera original compuesta en gran parte por metano y amoníaco. Otros han considerado que los gases volcánicos actuales pueden indicar la naturaleza de la atmósfera primitiva, en cuyo caso ésta contenía dióxido de carbono, posiblemente monóxido de carbono, nitrógeno y vapor de agua. En cualquier caso, el oxígeno libre estaba ausente. Si la evolución de la atmósfera se remonta en el tiempo a través del registro geológico, la fotosíntesis terrestre extensiva está indicada por la abundancia de plantas terrestres en la época devónica, hace unos 400.000.000 de años. La fotosíntesis marina, sin embargo, es mucho más antigua, ya que prácticamente todos los grupos principales de organismos marinos se establecieron a principios del período Cámbrico, hace unos 540.000.000 de años. Como ya se ha comentado, las extensas formaciones de hierro del Precámbrico sugieren una atmósfera sin oxígeno que terminó hace unos 2.000.000 de años. Esta evidencia se ha traducido en estimaciones del contenido de oxígeno de la atmósfera de alrededor del 1 por ciento del nivel actual hace 2.000.000.000 de años, alrededor del 10 por ciento del nivel actual al comienzo del Período Cámbrico, y esencialmente el contenido actual para la época Devónica.
Aunque todavía no es posible conocer la composición cuantitativa de la atmósfera primitiva, sí se pueden evaluar los procesos geoquímicos que han operado para modificar su composición durante el tiempo geológico. Estos procesos pueden resumirse en una serie de ganancias y pérdidas. Las adiciones a la atmósfera comprenden: (1) los gases liberados por la actividad ígnea; (2) el oxígeno y el hidrógeno producidos por la disociación fotoquímica del vapor de agua; (3) el oxígeno producido por la fotosíntesis; (4) el helio producido por la descomposición radiactiva del uranio y el torio; y (5) el argón producido por la descomposición radiactiva del potasio. Las pérdidas atmosféricas incluyen: (1) la eliminación de oxígeno por la oxidación de hierro ferroso a férrico, de compuestos de azufre a sulfatos, de hidrógeno a agua y reacciones similares; (2) el dióxido de carbono eliminado por la formación de carbón, petróleo y la muerte y enterramiento de organismos; (3) el dióxido de carbono eliminado por la formación de carbonatos de calcio y magnesio; (4) el nitrógeno eliminado por la formación de óxidos de nitrógeno en el aire y por la acción de las bacterias nitrificantes en el suelo; y (5) el hidrógeno y el helio por escape del campo gravitatorio de la Tierra.
La fotosíntesis ha sido sin duda el proceso más significativo en el control de la composición atmosférica durante gran parte del tiempo geológico. A través de este proceso, el dióxido de carbono y el agua se convierten en carbohidratos, con la consiguiente liberación de oxígeno. Gran parte de estos carbohidratos son consumidos por los animales y reconvertidos en dióxido de carbono y agua mediante la respiración, y la descomposición oxidativa conduce al mismo resultado. Una parte, sin embargo, se incorpora a los sedimentos; una parte puede ir a formar depósitos explotables de carbón y petróleo, pero la mayor parte permanece como material carbonoso diseminado; el contenido medio de carbono de las rocas sedimentarias es de aproximadamente el 0,4 por ciento.
Cuánticamente, se han eliminado cantidades más significativas de dióxido de carbono de la atmósfera en forma de caliza y dolomita. La mayor parte de esta eliminación ha sido efectuada por organismos marinos, especialmente algas y corales, pero puede producirse una precipitación inorgánica directa, especialmente en aguas tropicales cálidas. A juzgar por los vastos depósitos de caliza y dolomita en todo el registro sedimentario, este proceso ha operado con un notable grado de uniformidad a lo largo del tiempo geológico. Las extensas formaciones de caliza son posiblemente menos comunes en las rocas precámbricas más antiguas, lo que indica un comienzo más lento de la precipitación de carbonatos. Es realmente notable que se haya depositado tanta roca carbonatada durante el tiempo geológico, siendo el carbonato en última instancia derivado de una atmósfera que puede no haber contenido nunca una concentración de dióxido de carbono mucho más alta que la actual. Se ha señalado que reacciones como la descomposición del silicato de calcio -CaSiO3 + CO2 = CaCO3 + SiO2, en la que CaSiO3 es silicato de calcio, CO2 es dióxido de carbono, CaCO3 es carbonato de calcio y SiO2 es dióxido de silicio, que tiende a ir hacia la derecha a temperaturas ordinarias- actuarán como mecanismos de amortiguación para mantener la concentración de dióxido de carbono de la atmósfera en un nivel continuamente bajo.
Si la concentración de dióxido de carbono ha permanecido esencialmente constante, y sin embargo este compuesto ha sido continuamente extraído para formar carbonatos y compuestos orgánicos, entonces claramente se requiere una fuente de equilibrio de «nuevo» dióxido de carbono. Evidentemente, ésta ha sido proporcionada por el vulcanismo y otras actividades ígneas. La Tierra se está desgasificando constantemente, en el sentido de que los compuestos gaseosos contenidos en el manto se escapan a la superficie. La presencia de dióxido de carbono en el manto ha quedado demostrada por la presencia de inclusiones microscópicas de dióxido de carbono líquido en los minerales de los xenolitos de peridotita (rocas contenidas dentro de otras rocas) que afloran en algunos volcanes. Junto con el dióxido de carbono, se añaden continuamente mucha agua y pequeñas cantidades de otros volátiles desde fuentes del manto. En definitiva, la hidrosfera, al igual que la atmósfera, es el producto de la desgasificación del interior de la Tierra.
De los restantes gases atmosféricos, el argón presenta algunas características intrigantes. El argón es, con mucho, el más abundante de los gases inertes en la Tierra, mientras que en el universo en su conjunto es mucho menos abundante que el helio o el neón. Además, su composición isotópica es bastante distinta, ya que consiste casi por completo en argón-40, mientras que en el Cosmos el argón-36 es el isótopo más abundante. La razón de estas anomalías es que el argón atmosférico es casi enteramente radiogénico, el producto de la desintegración del isótopo de potasio-40.
De forma similar, el helio de la atmósfera es probablemente enteramente el producto de la desintegración radioactiva del uranio y el torio. En realidad, la atmósfera contiene sólo un 10% de la cantidad total de helio generada a partir de estas fuentes durante el tiempo geológico. Parte de este helio permanece ocluido en las rocas donde se formó, y otra parte ha escapado de la atmósfera superior. El helio (y el hidrógeno), formado por átomos ligeros, puede escapar del campo gravitatorio de la Tierra, mientras que los gases más pesados no pueden hacerlo. Una fuente menor de oxígeno atmosférico a lo largo del tiempo geológico es probablemente la descomposición fotoquímica del vapor de agua en la atmósfera superior, con la subsiguiente pérdida del hidrógeno hacia el espacio exterior.
Algo de oxígeno ha sido eliminado de la atmósfera por reacciones oxidativas, de las cuales la más significativa ha sido la conversión de hierro ferroso en férrico. En las rocas ígneas, la relación media entre el hierro férrico y el férrico (FeO/Fe2O3) es superior a la unidad, mientras que en las rocas sedimentarias la proporción se invierte, siendo el hierro férrico dominante sobre el ferroso. Otras reacciones oxidativas son la conversión de compuestos manganosos en dióxido de manganeso y de sulfuro de hidrógeno en azufre libre y sulfato. El nitrógeno es casi inerte desde el punto de vista geoquímico, pero un poco se fija en forma de óxidos de nitrógeno por los rayos, y algo más por la acción de las bacterias nitrificantes del suelo. La mayor parte de este nitrógeno se devuelve finalmente a la atmósfera por la descomposición de los organismos. Los óxidos de nitrógeno formados en la atmósfera se eliminan con la lluvia en forma de nitritos y nitratos. Sin embargo, el nitrógeno no se acumula en el suelo, excepto quizá en condiciones de extrema aridez, como en los desiertos del norte de Chile, donde se encuentran los singulares depósitos de nitrato.