Proterozoico
El Proterozoico () es un eón geológico que abarca el intervalo de tiempo de 2500 a 538,8 hace millones de años. Es la parte más reciente del "supereón" precámbrico. También es el eón más largo de la escala de tiempo geológico de la Tierra y se subdivide en tres eras geológicas (de la más antigua a la más joven): Paleoproterozoico, Mesoproterozoico y Neoproterozoico.
El Proterozoico abarca el tiempo desde la aparición del oxígeno en la atmósfera terrestre hasta justo antes de la proliferación de vida compleja (como los trilobites o los corales) en la Tierra. El nombre Proterozoic combina dos formas de origen finalmente griego: protero- que significa 'antiguo, anterior', y -zoico< /span>, 'de la vida'.
Los eventos bien identificados de este eón fueron la transición a una atmósfera oxigenada durante el Paleoproterozoico; la evolución de los eucariotas; varias glaciaciones, que produjeron la hipótesis de la Tierra Bola de Nieve durante el Período Criogénico a finales de la Era Neoproterozoica; y el Período Ediacárico (635 a 538,8 Ma) que se caracteriza por la evolución de abundantes organismos multicelulares de cuerpo blando y nos proporciona la primera evidencia fósil obvia de vida en la tierra.
El registro Proterozoico
El registro geológico del Eón Proterozoico es más completo que el del Eón Arcaico anterior. En contraste con los depósitos de aguas profundas del Arcaico, el Proterozoico presenta muchos estratos que se depositaron en extensos mares epicontinentales poco profundos; además, muchas de esas rocas están menos metamorfoseadas que las del Arcaico, y muchas están inalteradas. Los estudios de estas rocas han demostrado que el eón continuó la acumulación continental masiva que había comenzado tarde en el Eón Arcaico. El Eón Proterozoico también presentó los primeros ciclos definitivos de supercontinentes y la actividad de construcción de montañas completamente moderna (orogenia).
Existe evidencia de que las primeras glaciaciones conocidas ocurrieron durante el Proterozoico. El primero comenzó poco después del comienzo del Eón Proterozoico, y la evidencia de al menos cuatro durante la Era Neoproterozoica al final del Eón Proterozoico, posiblemente culminando con la hipótesis de la Tierra Bola de Nieve de las glaciaciones Sturtian y Marinoan.
La acumulación de oxígeno
Uno de los eventos más importantes del Proterozoico fue la acumulación de oxígeno en la atmósfera terrestre. Aunque se cree que el oxígeno fue liberado por la fotosíntesis ya en el Eón Arcaico, no pudo acumularse en un grado significativo hasta que se agotaron los sumideros minerales de azufre y hierro no oxidados. Hasta hace aproximadamente 2300 millones de años, el oxígeno era probablemente solo del 1 % al 2 % de su nivel actual. Las formaciones de bandas de hierro, que proporcionan la mayor parte del mineral de hierro del mundo, son una marca de ese proceso de sumidero de minerales. Su acumulación cesó hace 1900 millones de años, después de que todo el hierro de los océanos se oxidara.
Los lechos rojos, coloreados por hematites, indican un aumento del oxígeno atmosférico hace 2 mil millones de años. Estas formaciones masivas de óxido de hierro no se encuentran en las rocas más antiguas. La acumulación de oxígeno probablemente se debió a dos factores: el agotamiento de los sumideros químicos y un aumento en el secuestro de carbono, que secuestró compuestos orgánicos que de otro modo habrían sido oxidados por la atmósfera.
Un segundo aumento en las concentraciones de oxígeno, conocido como el evento de oxigenación del Neoproterozoico, ocurrió durante el Neoproterozoico medio y tardío e impulsó la rápida evolución de la vida multicelular hacia el final de la era.
Procesos de subducción
El Eón Proterozoico fue un período tectónicamente activo en la historia de la Tierra.
El Eón Arcaico tardío al Eón Proterozoico Temprano corresponde a un período de creciente reciclaje de la corteza, lo que sugiere subducción. La evidencia de este aumento de la actividad de subducción proviene de la abundancia de granitos antiguos que se originaron principalmente después de 2.6 Ga.
La aparición de eclogita (un tipo de roca metamórfica creada por alta presión, > 1 GPa) se explica mediante un modelo que incorpora la subducción. La falta de eclogitas que datan del Eón Arcaico sugiere que las condiciones en ese momento no favorecían la formación de metamorfismo de alto grado y, por lo tanto, no alcanzaron los mismos niveles de subducción que ocurrían en el Eón Proterozoico.
Como resultado de la fusión de la corteza oceánica basáltica debido a la subducción, los núcleos de los primeros continentes crecieron lo suficiente como para soportar los procesos de reciclaje de la corteza.
La estabilidad tectónica a largo plazo de esos cratones es la razón por la que encontramos una corteza continental que tiene una edad de unos pocos miles de millones de años. Se cree que el 43% de la corteza continental moderna se formó en el Proterozoico, el 39% se formó en el Arcaico y solo el 18% en el Fanerozoico. Estudios de Condie (2000) y Rino et al. (2004) sugieren que la producción de costra ocurrió de forma esporádica. Mediante el cálculo isotópico de las edades de los granitoides proterozoicos se determinó que hubo varios episodios de rápido aumento en la producción de corteza continental. Se desconoce el motivo de estos pulsos, pero parecían haber disminuido en magnitud después de cada período.
Historia tectónica (supercontinentes)
Columbia, alrededor de 1.590 Mya
Rodinia, unos 750 Mya
Pannotia, 545 Mya (disputado), centrado en Polo Sur
Gondwana 420 Mya, centrado en Polo Sur
La evidencia de colisión y ruptura entre continentes plantea la pregunta de cuáles fueron exactamente los movimientos de los cratones arcaicos que componen los continentes proterozoicos. Los mecanismos de datación paleomagnética y geocronológica han permitido descifrar la tectónica del Precámbrico Supereón. Se sabe que los procesos tectónicos del Eón Proterozoico se parecen mucho a la evidencia de actividad tectónica, como cinturones orogénicos o complejos de ofiolita, que vemos hoy. Por lo tanto, la mayoría de los geólogos concluirían que la Tierra estaba activa en ese momento. También se acepta comúnmente que durante el Precámbrico, la Tierra pasó por varios ciclos de ruptura y reconstrucción de supercontinentes (ciclo de Wilson).
A finales del Proterozoico (más reciente), el supercontinente dominante era Rodinia (~1000–750 Ma). Consistía en una serie de continentes unidos a un cratón central que forma el núcleo del continente norteamericano llamado Laurentia. Un ejemplo de una orogenia (procesos de construcción de montañas) asociada con la construcción de Rodinia es la orogenia de Grenville ubicada en el este de América del Norte. Rodinia se formó después de la ruptura del supercontinente Columbia y antes del ensamblaje del supercontinente Gondwana (~500 Ma). El evento orogénico definitorio asociado con la formación de Gondwana fue la colisión de África, América del Sur, la Antártida y Australia formando la orogenia panafricana.
Columbia fue dominante a principios y mediados del Proterozoico y no se sabe mucho sobre las asociaciones continentales antes de esa fecha. Hay algunos modelos plausibles que explican la tectónica de la Tierra primitiva antes de la formación de Columbia, pero la hipótesis actual más plausible es que antes de Columbia, solo había unos pocos cratones independientes esparcidos por la Tierra (no necesariamente un supercontinente, como Rodinia o Columbia).
Vida
La aparición de eucariotas unicelulares avanzados y vida multicelular, preservada como la biota de Francevillian, coincide aproximadamente con el comienzo de la acumulación de oxígeno libre. Esto puede deberse a un aumento en los nitratos oxidados que usan los eucariotas, a diferencia de las cianobacterias. También fue durante el Proterozoico que evolucionaron las primeras relaciones simbióticas entre las mitocondrias (que se encuentran en casi todos los eucariotas) y los cloroplastos (que se encuentran solo en las plantas y en algunos protistas) y sus huéspedes.
A fines del Paleoproterozoico, los organismos eucariotas se habían vuelto moderadamente biodiversos. El florecimiento de eucariotas como los acritarcos no impidió la expansión de las cianobacterias; de hecho, los estromatolitos alcanzaron su mayor abundancia y diversidad durante el Proterozoico, alcanzando su punto máximo hace aproximadamente 1200 millones de años.
Los primeros fósiles que poseen características típicas de los hongos datan de la Era Paleoproterozoica, hace unos 2.400 millones de años; estos organismos bentónicos multicelulares tenían estructuras filamentosas capaces de anastomosis.
Clásicamente, el límite entre los eones Proterozoico y Fanerozoico se estableció en la base del Período Cámbrico cuando los primeros fósiles de animales, incluidos los trilobites y los arqueociátidos, así como los animales Caveasphaera, apareció. En la segunda mitad del siglo XX, se han encontrado varias formas fósiles en rocas proterozoicas, particularmente en las del Ediacárico, lo que demuestra que la vida multicelular ya se había generalizado decenas de millones de años antes de la Explosión Cámbrica en lo que se conoce como la explosión de Avalón. No obstante, el límite superior del Proterozoico se ha mantenido fijo en la base del Cámbrico, que actualmente se sitúa en 538,8 Ma.