proterozoik - Proterozoic

proterozoik
2500 – 541,0 ± 1,0 mA
Życie w morzu Ediacaran.jpg
Przedstawienie przez artystę życia na dnie oceanu, które mogło pojawić się w późnym proterozoiku.
Chronologia
Etymologia
Formalność imienia i nazwiska Formalny
Informacje o użytkowaniu
Ciało niebieskie Ziemia
Zastosowanie regionalne Globalny ( ICS )
Użyte skale czasu Skala czasu ICS
Definicja
Jednostka chronologiczna Wieczność
Jednostka stratygraficzna Eonothem
Formalność przedziału czasowego Formalny
Definicja dolnej granicy Zdefiniowane chronometrycznie
Dolna granica GSSP Nie dotyczy
GSSP ratyfikowany Nie dotyczy
Definicja górnej granicy Wygląd Ichnofossil pedum Treptichnus
Górna granica GSSP Sekcja Fortune Head , Nowa Fundlandia , Kanada 47,0762°N 55,8310°W
47°04′34″N 55°49′52″W /  / 47.0762; -55.8310
GSSP ratyfikowany 1992

Proterozoik ( / ˌ P r t ər ə z ɪ K , P r ɒ t -, - ər -, - t r ə -, - t r - / ) jest geologicznych eon obejmujące przedział czasu od 2500 do 541 milionów lat temu. Jest to najnowsza część „supereonu” prekambryjskiego . Jest to również najdłuższy eon w geologicznej skali czasu Ziemi i dzieli się na trzy epoki geologiczne (od najstarszej do najmłodszej): paleoproterozoik , mezoproterozoik i neoproterozoik .  

Proterozoik obejmuje czas od pojawienia się tlenu w ziemskiej atmosferze do czasu tuż przed proliferacją złożonego życia (takiego jak trylobity czy koralowce ) na Ziemi. Nazwa proterozoik łączy dwie formy ostatecznie greckiego pochodzenia: protero- oznaczające „dawne, wcześniejsze” i -zoik , „życia”.

Dobrze zidentyfikowane wydarzenia tego eonu to przejście do atmosfery natlenionej podczas paleoproterozoiku ; kilka zlodowaceń , które wytworzyły hipotetyczną kulę śnieżną Ziemi w okresie kriogenicznym w późnej erze neoproterozoiku ; oraz okres ediakarski (635 do 541 lat temu), który charakteryzuje się ewolucją obfitych organizmów wielokomórkowych o miękkim ciele i dostarcza nam pierwszych oczywistych dowodów kopalnych życia na Ziemi.

Zapis proterozoiczny

Zapis geologiczny eonu proterozoicznego jest pełniejszy niż w przypadku poprzedniego eonu archaiku . W przeciwieństwie do głębokowodnych osadów archaiku, proterozoik zawiera wiele warstw, które zostały złożone w rozległych płytkich morzach epikontynentalnych ; co więcej, wiele z tych skał jest mniej przeobrażonych niż te archaiczne, a wiele z nich jest niezmienionych. Badania tych skał wykazały, że eon kontynuował masową akrecję kontynentalną , która rozpoczęła się późno w archaicznym eonie. Eon proterozoiczny charakteryzował się również pierwszymi definitywnymi cyklami superkontynentów i całkowicie współczesną działalnością budowlaną gór ( orogeneza ).

Istnieją dowody na to, że pierwsze znane zlodowacenia miały miejsce w proterozoiku. Pierwszy rozpoczął się wkrótce po rozpoczęciu proterozoiku Eon, a dowody z co najmniej czterech podczas neoproterozoik Era na koniec Proterozoic Eon, ewentualnie climaxing z hipotetycznie Snowball Ziemi z Sturtian i Marinoan zlodowaceń.

Akumulacja tlenu

Jednym z najważniejszych wydarzeń proterozoiku było nagromadzenie tlenu w ziemskiej atmosferze. Chociaż uważa się, że tlen został uwolniony w procesie fotosyntezy już w Archean Eon, nie mógł on nagromadzić się w znaczącym stopniu, dopóki nie wyczerpią się mineralne zbiorniki nieutlenionej siarki i żelaza . Do około 2,3 miliarda lat temu tlen stanowił prawdopodobnie tylko od 1% do 2% obecnego poziomu. W formacji żelaza Banded , które zapewniają najbardziej światowej rudy żelaza , to jeden znak tego procesu zlewu mineralnego. Ich akumulacja ustała po 1,9 miliarda lat temu, po tym, jak żelazo w oceanach zostało utlenione.

Czerwone złoża , które są zabarwione hematytem , wskazują na wzrost tlenu atmosferycznego 2 miliardy lat temu. Tak masywne formacje tlenku żelaza nie występują w starszych skałach. Nagromadzenie tlenu było prawdopodobnie spowodowane dwoma czynnikami: wyczerpaniem pochłaniaczy chemicznych i wzrostem zakopania węgla , który sekwestrował związki organiczne , które w przeciwnym razie zostałyby utlenione przez atmosferę.

Procesy subdukcji

Eon proterozoiczny był bardzo aktywnym tektonicznie okresem w historii Ziemi. Od późnego archaiku do wczesnego proterozoiku odpowiada okres nasilającego się recyklingu skorupy ziemskiej, co sugeruje subdukcję . Dowodem na tę zwiększoną aktywność subdukcji jest obfitość starych granitów pochodzących głównie po 2,6 Ga. Występowanie eklogitu (rodzaj skały metamorficznej utworzonej pod wpływem wysokiego ciśnienia > 1 GPa) wyjaśniono za pomocą modelu, który uwzględnia subdukcję. Brak eklogitów datowanych na archaiczny eon sugeruje, że warunki w tamtych czasach nie sprzyjały tworzeniu metamorfizmu wysokiego stopnia, a zatem nie osiągnęły takich samych poziomów subdukcji, jakie występowały w proterozoicznym eonie. W wyniku przetopienia bazaltowej skorupy oceanicznej w wyniku subdukcji, rdzenie pierwszych kontynentów urosły dostatecznie duże, aby wytrzymać procesy recyklingu skorupy.

Długoterminowa stabilność tektoniczna tych kratonów jest powodem, dla którego znajdujemy skorupę kontynentalną mającą nawet kilka miliardów lat. Uważa się, że 43% współczesnej skorupy kontynentalnej powstało w proterozoiku, 39% w archaiku, a tylko 18% w fanerozoiku . Badania Condie (2000) i Rino et al. (2004) sugerują, że produkcja skórki miała miejsce epizodycznie. Obliczając izotopowo wiek granitoidów proterozoicznych, ustalono, że wystąpiło kilka epizodów gwałtownego wzrostu produkcji skorupy kontynentalnej. Przyczyna tych pulsów jest nieznana, ale wydawało się, że z każdym okresem zmniejszały się.

Historia tektoniczna (superkontynenty)

Dowody kolizji i pęknięć między kontynentami nasuwają pytanie, na czym dokładnie polegały ruchy archaicznych kratonów tworzących kontynenty proterozoiczne. Mechanizmy datowania paleomagnetycznego i geochronologicznego umożliwiły rozszyfrowanie tektoniki prekambryjskich supereonów. Wiadomo, że procesy tektoniczne eonu proterozoicznego bardzo przypominają dowody aktywności tektonicznej, takie jak pasy orogeniczne lub kompleksy ofiolitowe , które widzimy dzisiaj. Stąd większość geologów doszłaby do wniosku, że Ziemia była w tym czasie aktywna. Powszechnie przyjmuje się również, że w prekambrze Ziemia przeszła kilka cykli rozpadu i odbudowy superkontynentu ( cykl Wilsona ).

W późnym proterozoiku (najnowszym) dominującym superkontynentem była Rodinia (~1000–750 mln lat temu). Składał się z szeregu kontynentów połączonych z centralnym kratonem, który stanowi rdzeń kontynentu północnoamerykańskiego zwanego Laurentia . Przykładem orogenezy (procesów budowy gór) związanej z budową Rodinii jest orogeneza Grenville zlokalizowana we wschodniej Ameryce Północnej. Rodinia powstała po rozpadzie superkontynentu Kolumbia i przed połączeniem superkontynentu Gondwana (~500 mln lat temu). Decydującym wydarzeniem orogenicznym związanym z powstaniem Gondwany było zderzenie Afryki, Ameryki Południowej, Antarktydy i Australii tworzące orogenezę panafrykańską .

Kolumbia dominowała we wczesnym, środkowym proterozoiku i do tego czasu niewiele wiadomo na temat zespołów kontynentalnych. Istnieje kilka prawdopodobnych modeli, które wyjaśniają tektonikę wczesnej Ziemi przed uformowaniem się Kolumbii, ale obecna najbardziej prawdopodobna hipoteza jest taka, że ​​przed Kolumbią istniało tylko kilka niezależnych kratonów rozsianych po Ziemi (niekoniecznie superkontynent, jak Rodinia lub Kolumbia).

Życie

Kanion rzeki Zebra, wschodnia Namibia

Pierwsze zaawansowane organizmy jednokomórkowe, eukariotyczne i wielokomórkowe, zachowane jako biota Francevillian , z grubsza pokrywają się z początkiem akumulacji wolnego tlenu. Mogło to być spowodowane wzrostem ilości utlenionych azotanów, których używają eukarionty, w przeciwieństwie do cyjanobakterii . Również w proterozoiku wyewoluowały pierwsze symbiotyczne relacje między mitochondriami (znajdujące się w prawie wszystkich eukariotach) i chloroplastami (występującymi tylko w roślinach i niektórych protistach ) a ich żywicielami.

Kwitnienie eukariontów, takich jak akritarchy, nie wykluczało ekspansji sinic; w rzeczywistości stromatolity osiągnęły największą obfitość i różnorodność w proterozoiku, osiągając szczyt około 1200 milionów lat temu.

Najwcześniejsze skamieniałości o cechach typowych dla grzybów pochodzą z ery paleoproterozoicznej , około 2400 milionów lat temu; te wielokomórkowe organizmy bentosowe miały struktury nitkowate zdolne do zespolenia .

Klasycznie, granica pomiędzy proterozoik i fanerozoicznych eony ustawiono na podstawy kambryjskiego okresie gdy pierwsze skamieliny zwierząt, w tym trylobitami i archeocyathids , jak również pochodzenia zwierzęcego, jak Caveasphaera pojawił. W drugiej połowie XX wieku w skałach proterozoiku odkryto szereg form kopalnych, ale górna granica proterozoiku pozostała nieruchoma u podstawy kambru, który wynosi obecnie 541 mln lat temu.

Zobacz też

Bibliografia

Zewnętrzne linki