Nudny miliard — Boring Billion
|
-4500 —
–
—
–
-4000 —
–
—
–
-3500 —
–
—
–
-3000 —
–
—
–
-2500 —
–
—
–
−2000 —
–
—
–
-1500 —
–
—
–
−1000 —
–
—
–
−500 —
–
—
–
0 —
|
|
|
||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
Boring Billion , inaczej znany jako Barren Billion , w czasie najnudniejsze w historii Ziemi i Ziemi średniowiecza jest okresem między 1,8 a 0,8 mld lat temu (Gya) obejmujące środkową Proterozoic eon , charakteryzujący się bardziej lub mniej tektonicznej stabilności , zastój klimatyczny i zablokowanie ewolucji biologicznej . Graniczy z dwoma różnymi zdarzeniami natlenienia i lodowcowymi, ale sam Boring Billion miał bardzo niski poziom tlenu i brak dowodów na zlodowacenie.
Oceany mogły być ubogie w tlen i składniki odżywcze oraz siarczkowe ( euxinia ), zamieszkane głównie przez anoksygeniczne cyjanobakterie , rodzaj bakterii fotosyntetycznych, które wykorzystują siarkowodór (H 2 S) zamiast wody i wytwarzają siarkę zamiast tlenu. Jest to znane jako ocean Canfield . Taka kompozycja mogła spowodować, że oceany były czarno- i mleczno-turkusowe zamiast niebieskiego.
Pomimo tak niesprzyjających warunków, eukarionty mogły ewoluować na początku Nudnego Miliarda i zaadaptować kilka nowych adaptacji, takich jak różne organelle i być może rozmnażanie płciowe , i zróżnicować je na rośliny , zwierzęta i grzyby . Takie postępy mogły być ważnymi prekursorami ewolucji dużego, złożonego życia w późniejszej eksplozji kambryjskiej . Jednak prokariotyczne cyjanobakterie były w tym czasie dominującymi formami życia i prawdopodobnie wspierały ubogą energetycznie sieć pokarmową z niewielką liczbą protistów na poziomie wierzchołka . Teren był prawdopodobnie zamieszkany przez sinice prokariotycznych i eukariotycznych prototypy porostów , ten ostatni bardziej udane tutaj prawdopodobnie z powodu większej dostępności składników odżywczych niż morskich wodach oceanicznych.
Opis
W 1995 roku geolodzy Roger Buick , Davis Des Marais i Andrew Knoll dokonali przeglądu widocznego braku ważnych wydarzeń biologicznych, geologicznych i klimatycznych podczas ery mezoproterozoicznej 1,6 do 1 miliarda lat temu (Gya), a zatem opisali go jako „ najnudniejszy czas w historii Ziemi”. Termin „nudny miliard” został ukuty przez paleontologa Martina Brasiera w odniesieniu do czasu między około 2 a 1 Gya, który charakteryzował się zastojem geochemicznym i stagnacją lodowcową. W 2013 r. geochemik Grant Young użył terminu „Jałowy miliard” w odniesieniu do okresu pozornej stagnacji lodowcowej i braku ruchów izotopów węgla od 1,8 do 0,8 Gya. W 2014 roku geolodzy Peter Cawood i Chris Hawkesworth nazwali czas między 1,7 a 0,75 Gya „średniowieczem Ziemi” z powodu braku dowodów na ruch tektoniczny.
Nudnego miliard zostały częściowo wymieniane jako obejmujące około 1,8 do 0,8 GYA, zawarte w proterozoicznych eon , głównie mezoproterozoik. Nudny miliard charakteryzuje się geologicznym, klimatycznym i zasadniczo ewolucyjnym zastojem, przy niskim poziomie składników odżywczych.
W czasie poprzedzającym Nudny Miliard, Ziemia doświadczyła Wielkiego Natleniania z powodu ewolucji tlenowych fotosyntetycznych cyjanobakterii i wynikającego z tego zlodowacenia Hurona ( Ziemia Śnieżnej ), tworzenia się warstwy ozonowej blokującej promieniowanie UV i utleniania kilku metali. Nudne miliardy poziomów tlenu drastycznie spadły. Zakończyło się rozpadem superkontynentu Rodinia w okresie tońskim (1000–720 mln lat temu), drugim zdarzeniem natleniania i kolejną kulą śnieżną Ziemi w okresie kriogenicznym .
Zastój tektoniczny
Ewolucja ziemskiej biosfery , atmosfery i hydrosfery jest od dawna powiązana z cyklem superkontynentu , w którym kontynenty agregują, a następnie oddalają się od siebie. Nudny miliard był świadkiem ewolucji dwóch superkontynentów: Kolumbii (lub Nuna) i Rodinia .
Superkontynent Kolumbia uformował się między 2,0 a 1,7 Ga i pozostał nienaruszony aż do co najmniej 1,3 Ga. Dowody geologiczne i paleomagnetyczne sugerują, że Columbia przeszła jedynie niewielkie zmiany, aby utworzyć superkontynent Rodinia od 1,1 do 0,9 Ga. Rekonstrukcje paleogeograficzne sugerują, że zespół superkontynentu znajdował się w strefy klimatu równikowego i umiarkowanego i niewiele lub nie ma dowodów na występowanie fragmentów kontynentalnych w regionach polarnych .
Ze względu na brak dowodów nagromadzenia się osadów (na pasywnych brzegach), które miałyby miejsce w wyniku ryftowania , superkontynent prawdopodobnie nie uległ rozpadowi, a raczej był po prostu zbiorem zestawionych ze sobą protokontynentów i kratonów . Nie ma dowodów na pękanie aż do powstania Rodinia, 1,25 Gya w północnej Laurentii i 1 Gya we wschodniej Bałtyku i południowej Syberii . Jednak rozpad nastąpił dopiero po 0,75 Gya, co oznacza koniec Nudnego Miliarda. Ta tektoniczna staza mogła być związana z chemią oceanów i atmosfery.
Możliwe, że astenosfera — stopiona warstwa płaszcza Ziemi, po której płyty tektoniczne zasadniczo unoszą się i poruszają — była w tym czasie zbyt gorąca, aby utrzymać współczesną tektonikę płyt. Zamiast energicznego recyklingu płyt w strefach subdukcji , płyty były łączone ze sobą przez miliardy lat, aż płaszcz wystarczająco się ochłodził. Początek tego składnika tektoniki płyt mógł być wspomagany przez ochłodzenie i pogrubienie skorupy, które po zainicjowaniu spowodowało, że subdukcja płyt była anomalnie silna, co miało miejsce pod koniec Nudnego Miliarda.
Niemniej jednak, główne wydarzenia magmowe nadal miały miejsce, takie jak tworzenie (przez pióropusz magmy ) z 220 000 km 2 (85 000 ²) centralnej australijskiej prowincji Musgrave od 1,22 do 1,12 Gya i 2 700 000 km 2 (1 000 000 ²) Canadian Mackenzie Large Prowincja Magmowa 1,27 Gya; i tektonika płyt była nadal wystarczająco aktywna, aby budować góry, z kilkoma orogeniami , w tym orogenezą Grenville , które miały miejsce w tym czasie.
Stabilność klimatyczna
Niewiele jest dowodów na znaczną zmienność klimatu w tym okresie. Klimat prawdopodobnie nie był pierwotnie podyktowany jasnością Słońca, ponieważ Słońce świeciło o 5–18% mniej niż obecnie, ale nie ma dowodów na to, że klimat Ziemi był znacznie chłodniejszy. W rzeczywistości Nudny miliard wydaje się nie mieć żadnych dowodów na przedłużające się zlodowacenia, które można regularnie obserwować w innych częściach historii geologicznej Ziemi. Wysoki poziom CO 2 nie mógł być głównym czynnikiem wpływającym na ocieplenie, ponieważ poziomy musiałyby być 30 do 100 razy wyższe niż poziomy przedindustrialne i powodowały znaczne zakwaszenie oceanów, aby zapobiec tworzeniu się lodu, co również nie miało miejsca. Poziomy mezoproterozoicznego CO 2 mogły być porównywalne z tymi z eonu fanerozoicznego , być może 7 do 10 razy wyższe niż poziomy współczesne. Pierwsza wzmianka o lodzie z tego okresu została zgłoszona w 2020 r. z formacji 1 Ga Scottish Diabaig w grupie Torridon , gdzie formacje narzutowe były prawdopodobnie utworzone przez szczątki spływów lodowych ; Obszar, a znajduje się pomiędzy 35 - 50 ° S, to (być może Upland) jeziora, co uważa się, że zamraża się w zimie i topi się w lecie, spływ występujących w roztopionym sprężyny.
Wyższa zawartość innych gazów cieplarnianych, a mianowicie metanu wytwarzanego przez prokariota, mogła skompensować niski poziom CO 2 ; świat w dużej mierze wolny od lodu mógł zostać osiągnięty przy stężeniu metanu 140 części na milion (ppm). Jednak metanogenne prokariota nie mogły wyprodukować tak dużej ilości metanu, co sugeruje, że poziom innego gazu cieplarnianego, prawdopodobnie podtlenku azotu , został podwyższony, być może do 3 ppm (10 razy więcej niż obecny poziom). Na podstawie domniemanych stężeń gazów cieplarnianych, temperatury równikowe podczas mezoproterozoiku mogły wynosić około 295-300 K (22-27 ° C; 71-80 ° F), w tropikach 290 K (17 ° C; 62 ° F), przy 60° 265–280 K (−8–7 °C; 17–44 °F), a bieguny 250–275 K (−23–2 °C; -10–35 °F); a globalna średnia temperatura wynosi około 19°C (66°F), czyli o 4°C (7,2°F) wyższa niż obecnie. Temperatury na biegunach spadły zimą poniżej zera, co pozwoliło na tymczasowe tworzenie się lodu morskiego i opady śniegu, ale prawdopodobnie nie było stałych pokryw lodowych.
Zaproponowano również, że ponieważ intensywność promieni kosmicznych jest dodatnio skorelowana z pokrywą chmur, a pokrywa chmur odbija światło z powrotem w przestrzeń kosmiczną i obniża globalne temperatury, niższe tempo bombardowania w tym czasie z powodu zmniejszonego formowania się gwiazd. w galaktyce spowodowały mniejsze zachmurzenie i zapobiegły zlodowaceniu, utrzymując ciepły klimat. Ponadto pewna kombinacja intensywności wietrzenia, która zmniejszyłaby poziomy CO 2 przez utlenianie odsłoniętych metali, chłodzenie płaszcza i zmniejszenie ciepła geotermalnego i wulkanizmu, a także zwiększenie intensywności i ciepła słonecznego, mogła osiągnąć równowagę, uniemożliwiając tworzenie się lodu.
Odwrotnie, ruchy lodowcowe ponad miliard lat temu mogły nie pozostawić dziś wielu pozostałości, a widoczny brak dowodów może wynikać raczej z niekompletności zapisu kopalnego niż z jego nieobecności. Co więcej, niskie poziomy natężenia tlenu i promieniowania słonecznego mogły zapobiec tworzeniu się warstwy ozonowej , zapobiegając uwięzieniu gazów cieplarnianych w atmosferze i ogrzewaniu Ziemi poprzez efekt cieplarniany , co spowodowałoby zlodowacenie. Jednak niewiele tlenu jest potrzebne do utrzymania warstwy ozonowej, a poziomy podczas Nudnego Miliarda mogły być wystarczająco wysokie, chociaż Ziemia nadal mogła być silniej bombardowana przez promieniowanie UV niż obecnie.
Kompozycja oceaniczna
Wydaje się, że oceany miały niskie stężenie kluczowych składników odżywczych, które uważano za niezbędne dla złożonego życia, a mianowicie molibdenu , żelaza, azotu i fosforu , w dużej mierze z powodu braku tlenu i wynikającego z niego utleniania niezbędnego w tych cyklach geochemicznych . Jednak składniki odżywcze były bardziej obfite w środowiskach lądowych, takich jak jeziora lub środowiska przybrzeżne bliżej spływu kontynentalnego.
Ogólnie rzecz biorąc, oceany mogły mieć natlenioną warstwę powierzchniową, siarczkową warstwę środkową i suboksyczną warstwę dolną. Przeważająca kompozycja siarczkowa mogła spowodować, że oceany miały kolor czarno-mleczno-turkusowy zamiast niebieskiego.
Tlen
Zapis geologiczny Ziemi wskazuje na dwa zdarzenia związane ze znacznym wzrostem poziomu tlenu na Ziemi, z których jedno ma miejsce między 2,4 a 2,1 Gya, znane jako Wielkie Natlenianie , a drugie ma miejsce w przybliżeniu 0,8 Ga. Okres pośredni, podczas Nudnego Miliarda, Uważa się, że miały niski poziom tlenu (z niewielkimi wahaniami), co prowadzi do rozległych wód beztlenowych .
Oceany mogły być wyraźnie uwarstwione, z natlenioną wodą powierzchniową i podtlenkową wodą głębinową (mniej niż 1 μM tlenu), przy czym ta ostatnia prawdopodobnie utrzymywana jest przez niższy poziom wodoru (H 2 ) i H 2 S wydzielanego przez głębokomorskie kominy hydrotermalne, które w przeciwnym razie zostałby chemicznie zredukowany przez tlen. Rozkładu opadania materii organicznej byłby również dorabia tlen z głębokich wodach.
Nagły spadek O 2 po Wielkim Zdarzeniu Natleniania – wskazywany przez poziomy δ13C jako stratę od 10 do 20 razy większą niż obecna objętość tlenu atmosferycznego – jest znany jako Zdarzenie Wycieczkowe Lomagundi i jest najbardziej widocznym zdarzeniem izotopowym węgla w Historia Ziemi. Poziomy tlenu mogły być mniejsze niż 0,1 do 2% współczesnych poziomów, co skutecznie zatrzymałoby ewolucję złożonego życia podczas Nudnego Miliarda. Tlenowego warunki stałby się dominującym w drugim przypadku natleniania powoduje proliferację aerobowych aktywności na beztlenowe , ale powszechne suboxic i beztlenowe warunki prawdopodobnie trwał do około 0,55 Gya odpowiadające fauna ediakarańska i eksplozji kambryjskiej .
Siarka
W 1998 roku geolog Donald Canfield zaproponował to, co jest obecnie znane jako hipoteza oceaniczna Canfielda . Canfield twierdził, że wzrastający poziom tlenu w atmosferze podczas Wielkiego Natleniania wszedłby w reakcję z kontynentalnymi złożami pirytu żelaza (FeS 2 ) i utlenionymi , z siarczanem (SO 4 2- ) jako produktem ubocznym, który został przetransportowany do morza. Mikroorganizmy redukujące siarczany przekształciły go w siarkowodór (H 2 S), dzieląc ocean na nieco tlenową warstwę powierzchniową i warstwę siarczkową poniżej, z bakteriami beztlenowymi żyjącymi na granicy, metabolizującymi H 2 S i tworzącymi siarkę jako odpad produkt. Stworzyło to rozległe warunki euksyniczne w wodach średnich, stan beztlenowy z wysokim stężeniem siarki, utrzymywany przez bakterie.
Żelazo
Wśród skał z okresu Nudnego Miliarda widoczny jest brak pasmowych formacji żelaza , które powstają z żelaza w górnej części słupa wody (pochodzącego z głębin oceanu), reagując z tlenem i wytrącając się z wody. Pozornie ustały na całym świecie po 1,85 Ga. Canfield twierdził, że oceaniczny SO 4 2− zredukował całe żelazo w beztlenowym głębokim morzu. Żelazo mogło być metabolizowane przez bakterie anoksygeniczne. Zaproponowano również, że uderzenie meteoru 1,85 Ga Sudbury zmieszało wcześniej uwarstwiony ocean poprzez tsunami, interakcję między odparowaną wodą morską a natlenioną atmosferą, kawitację oceaniczną i masowy spływ zniszczonych brzegów kontynentów do morza. Powstałe podtlenowe wody głębinowe (spowodowane mieszaniem się natlenionych wód powierzchniowych z wcześniej beztlenową wodą głębinową) utleniłyby żelazo głębinowe, uniemożliwiając jego transport i osadzanie się na brzegach kontynentów.
Niemniej jednak istniały wody bogate w żelazo, takie jak formacja 1.4 Ga Xiamaling w północnych Chinach, która być może była zasilana przez głębokie kominy hydrotermalne. Warunki bogate w żelazo wskazują również na beztlenową wodę denna w tym obszarze, ponieważ warunki tlenowe spowodowały utlenienie całego żelaza.
Formy życia
Niska zawartość składników odżywczych mogła spowodować zwiększoną fotosymbiozę – gdzie jeden organizm jest zdolny do fotosyntezy, a drugi metabolizuje produkt odpadowy – wśród prokariontów ( bakterie i archeony ) oraz pojawienie się eukariontów . Bakterie, Archaea i Eukaryota to trzy domeny , najwyższy ranking taksonomiczny. Eukarionty różnią się od prokariontów organellami związanymi z jądrem i błoną, a prawie wszystkie organizmy wielokomórkowe są eukariotami.
Prokariota
Prokarionty były dominującymi formami życia w całym Nudnym miliardzie. Uważa się, że dominującymi fotosyntezatorami były anoksygeniczne cyjanobakterie, metabolizujące obfite w H 2 S w oceanach. Jednak w wodach bogatych w żelazo, sinice mogły cierpieć z powodu zatrucia żelazem , szczególnie w wodach przybrzeżnych, gdzie bogate w żelazo wody głębokie mieszały się z wodami powierzchniowymi i zostały wyparte przez inne bakterie, które mogły metabolizować zarówno żelazo, jak i H 2 S. Jednak żelazo zatrucie mogło zostać złagodzone przez wody bogate w krzemionkę lub biomineralizację żelaza w komórce.
Mikroskamieniałości wskazują na obecność cyjanobakterii, zielonych i fioletowych bakterii siarkowych, archeonów lub bakterii wytwarzających metan , bakterii metabolizujących siarczany, archeonów lub bakterii metabolizujących metan , bakterii metabolizujących żelazo, bakterii metabolizujących azot oraz anoksygenicznych bakterii fotosyntezy.
Eukarionty
Eukarionty mogły powstać na początku Nudnego Miliarda, zbiegając się z akrecją Kolumbii, co mogło w jakiś sposób zwiększyć oceaniczny poziom tlenu. Jednak wielokomórkowe eukarionty nie może już ewoluowały przez ten czas, z najwcześniejszych dowodów kopalnych twierdził randki do Wielkiej natlenienia Event z meduzy podobnego gabonionta . Następnie ewolucja eukariotów była raczej powolna, prawdopodobnie z powodu euksynicznych warunków oceanu Canfield oraz braku kluczowych składników odżywczych i metali, które uniemożliwiały ewolucję dużych, złożonych organizmów o wysokim zapotrzebowaniu na energię. Warunki euksyniczne zmniejszyłyby również rozpuszczalność żelaza i molibdenu , metali niezbędnych do wiązania azotu . Brak rozpuszczonego azotu faworyzowałby prokarionty w stosunku do eukariontów, ponieważ te pierwsze mogą metabolizować gazowy azot.
Niemniej jednak wydaje się , że dywersyfikacja eukariotycznych makroorganizmów z grupy koron rozpoczęła się około 1,6–1 Gya, co wydaje się zbiegać ze wzrostem stężenia kluczowych składników odżywczych. Według analizy filogenetycznej rośliny oddzieliły się od zwierząt i grzybów o 1,6 Gya; zwierzęta i grzyby ok. 1,5 Gya; Bilaterians i cnidarians (zwierzęta odpowiednio z symetrią dwustronną i bez ) około 1,3 Gya; gąbki 1,35 Gya; oraz Ascomycota i Basidiomycota (dwie grupy podkrólestwa grzybów Dikarya ) 0,97 Gya. Najstarsze znane maty z czerwonych alg pochodzą z 1,6 Gya. Najstarszy znany grzyb pochodzi z 1,01–0,89 Gya z północnej Kanady. Eukarionty wielokomórkowe, uważane za potomków kolonialnych agregatów jednokomórkowych, prawdopodobnie wyewoluowały około 2–1,4 Gya. Podobnie wczesne wielokomórkowe eukarionty prawdopodobnie skupiały się głównie w maty stromatolitowe .
Glon czerwony Bangiomorpha 1,2 Ga jest najwcześniejszą znaną formą życia rozmnażającą się płciowo i mejotyczną , i na tej podstawie adaptacje te wyewoluowały 2–1,4 Gya. Jednak mogły one ewoluować na długo przed ostatnim wspólnym przodkiem eukariontów, biorąc pod uwagę, że mejoza jest wykonywana przy użyciu tych samych białek u wszystkich eukariontów, być może sięgając aż do hipotetycznego świata RNA .
Organelle komórkowe prawdopodobnie powstały z wolno żyjących sinic ( symbiogenezy ), prawdopodobnie po ewolucji fagocytozy (pochłaniania innych komórek) z usunięciem sztywnej ściany komórkowej, która była konieczna tylko do rozmnażania bezpłciowego. Mitochondria wyewoluowały już w Wielkim Zdarzeniu Natleniania, ale uważa się , że plastydy używane w roślinach do fotosyntezy pojawiły się około 1,6-1,5 Gya. Histony prawdopodobnie pojawiły się podczas Nudnego Miliarda, aby pomóc uporządkować i upakować rosnącą ilość DNA w komórkach eukariotycznych w nukleosomy . Hydrogenosomy wykorzystywane w aktywności beztlenowej mogły pochodzić w tym czasie z archeonu.
Biorąc pod uwagę ewolucyjne punkty orientacyjne osiągnięte przez eukarionty, ten okres można uznać za ważny prekursor eksplozji kambryjskiej około 0,54 Gya i ewolucji stosunkowo dużego, złożonego życia.
Ekologia
Ze względu na marginalizację dużych cząstek pokarmowych, takich jak glony, na korzyść sinic i prokariotów, które nie przekazują tak dużo energii na wyższe poziomy troficzne , prawdopodobnie nie utworzyła się złożona sieć pokarmowa , a duże formy życia o wysokim zapotrzebowaniu na energię nie mogły ewoluować . Taka sieć pokarmowa prawdopodobnie utrzymywała tylko niewielką liczbę protistów, jako w pewnym sensie drapieżników szczytowych .
Przypuszczalnie tlenowe fotosyntetyczne akritarchy eukariotyczne , być może rodzaj mikroglonów , zamieszkiwały mezoproterozoiczne wody powierzchniowe. Ich populacja mogła być w dużej mierze ograniczona przez dostępność składników odżywczych, a nie przez drapieżnictwo, ponieważ gatunki przetrwały setki milionów lat, ale po 1 Gya czas trwania gatunku spadł do około 100 Ma, być może z powodu zwiększonej roślinożerności przez wczesnych protistów. Jest to zgodne z tym, że przeżywalność gatunków spadła do 10 mln lat tuż po eksplozji kambryjskiej i ekspansji zwierząt roślinożernych.
Życie na lądzie
Niektóre z najwcześniejszych dowodów prokariotycznej kolonizacji ziemi pochodzą sprzed 3 Gya, prawdopodobnie już 3,5 Gya. Podczas nudnego miliarda ziemia mogła być zamieszkana głównie przez maty sinicowe. Pył dostarczyłby obfitości składników odżywczych i środków do rozprzestrzeniania się dla drobnoustrojów żyjących na powierzchni, chociaż społeczności drobnoustrojów mogły również powstawać w jaskiniach oraz słodkowodnych jeziorach i rzekach. Do 1,2 Gya zbiorowiska drobnoustrojów mogły być na tyle liczne, że wpłynęły na wietrzenie, erozję , sedymentację i różne cykle geochemiczne, a ekspansywne maty mikrobiologiczne mogą wskazywać na obfitość biologicznej skorupy glebowej .
Najwcześniejsze lądowe eukarionty mogły być porostami o około 1,3 Ga, które pasły się na matach mikrobiologicznych. Liczne mikroskamieniałości eukariotyczne ze słodkowodnej Scottish Torridon Group wydają się wskazywać na dominację eukariotyczną w siedliskach niemorskich o 1 Gya, prawdopodobnie z powodu zwiększonej dostępności składników odżywczych na obszarach położonych bliżej kontynentów i spływu kontynentalnego. Te porosty mogły później w jakiś sposób ułatwić kolonizację roślin 0,75 Gya. Ogromny wzrost ziemskiej biomasy fotosyntetycznej wydaje się mieć miejsce około 0,85 Gya, na co wskazuje przepływ węgla pochodzącego z lądu, który mógł zwiększyć poziom tlenu na tyle, aby wspierać ekspansję wielokomórkowych eukariontów.
Zobacz też
- Prekambr – najwcześniejsza część historii Ziemi: 4600–541 milionów lat temu
- Ediacaran biota - Wszystkie organizmy okresu Ediacaran (ok. 635-541 Mya)
- Francevillian biota – prawdopodobnie najwcześniejsze wielokomórkowe formy życia
- Snowball Earth – globalne epizody zlodowacenia podczas proterozoicznego eon