Eone Proterozoico

Eone Proterozoico, la più giovane delle due divisioni del tempo Precambriano, la più vecchia è l’Eone Archeano. L’Eone Proterozoico si estende da 2,5 miliardi a 541 milioni di anni fa ed è spesso diviso in Paleoproterozoico (da 2,5 miliardi a 1,6 miliardi di anni fa), Mesoproterozoico (da 1,6 miliardi a 1 miliardo di anni fa) e Neoproterozoico (da 1 miliardo a 541 milioni di anni fa). Le rocce del Proterozoico sono state identificate in tutti i continenti e spesso costituiscono importanti fonti di minerali metallici, in particolare di ferro, oro, rame, uranio e nichel. Durante il Proterozoico, l’atmosfera e gli oceani cambiarono significativamente. Le rocce del Proterozoico contengono molte tracce certe di forme di vita primitive – resti fossili di batteri e alghe blu-verdi, così come dei primi animali dipendenti dall’ossigeno, la fauna Ediacara.

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Precambriano: Tipi di roccia del Proterozoico

Quello che è successo geologicamente al tempo del confine Archeano-Proterozoico 2,5 miliardi di anni fa è incerto. Sembra essere stato un periodo…

L’ossigeno è un sottoprodotto della fotosintesi. L’ossigeno libero nell’atmosfera è aumentato significativamente come risultato dell’attività biologica durante il Proterozoico. Il periodo di cambiamento più importante è avvenuto tra 2,3 miliardi e 1,8 miliardi di anni fa, quando l’ossigeno libero ha cominciato ad accumularsi nell’atmosfera. I livelli di ossigeno hanno fluttuato durante questo periodo, coincidendo con il periodo di massima deposizione delle formazioni di ferro a bande, che hanno rimosso l’eccesso di ossigeno dall’atmosfera in tutto il mondo. Il ferro ferroso (Fe2+) negli oceani si combinava con l’ossigeno atmosferico e, dopo essersi ossidato a Fe2O3, precipitava come il minerale ematite sul fondo dell’oceano. La continua attività biologica permise alle concentrazioni di ossigeno atmosferico di aumentare.

Quando gli eucarioti si stabilirono nell’ambiente, la pressione dell’ossigeno atmosferico era salita da valori bassi a circa il 10% dell’attuale livello atmosferico (PAL). Gli eucarioti megascopici sono apparsi per la prima volta circa 2,3 miliardi di anni fa e si sono diffusi da circa 1,8 miliardi di anni. Gli eucarioti impiegavano una forma di respirazione e di metabolismo ossidativo; avevano un nucleo centrale che poteva dividersi in cellule sessuali separate, e così per la prima volta un codice genetico misto e variabile poteva essere trasmesso alle generazioni più giovani.

I primi organismi sulla Terra fiorirono più facilmente nelle acque poco profonde dei margini continentali. Tali ambienti stabili della piattaforma continentale, che erano rari nell’Archeano, si sono sviluppati dopo 2,5 miliardi di anni fa, facilitando la crescita di organismi fotosintetici e quindi la produzione di ossigeno. La prova del rapido aumento del contenuto di ossigeno include la prima apparizione sui margini continentali di arenarie rosse. Il loro colore è causato dal rivestimento dei grani di quarzo con ematite. Altre prove sono fornite dalla presenza di letti di terreno fossile ricchi di ematite che risalgono a circa 2,5 miliardi di anni fa. La formazione di questi letti è coerente con un drastico aumento della pressione dell’ossigeno a 0,1 atmosfera (100 millibar) tra 2,2 miliardi e 2,0 miliardi di anni fa.

Da 600 milioni a 543 milioni di anni fa, la fauna multicellulare Ediacara era apparsa; questi erano i primi metazoi (animali costituiti da più di un tipo di cellule) che richiedevano ossigeno per la crescita. La fauna Ediacara a corpo molle fu il precursore degli organismi con scheletro, la cui comparsa segnò la fine del Proterozoico e l’inizio dell’Eone Fanerozoico.

La storia dell’Eone Proterozoico è dominata dalla formazione e rottura di supercontinenti. Al momento del confine Archeano-Proterozoico, circa 2,5 miliardi di anni fa, molti piccoli cratoni (porzioni interne stabili di continenti) dominati da archi insulari si erano fusi in una grande massa terrestre, o supercontinente. La rottura di questa massa terrestre è indicata dall’intrusione di abbondanti sciami transcontinentali di dolerite (un tipo di roccia ignea a grana fine) durante il periodo da 2,4 miliardi a 2,2 miliardi di anni fa. Questi picchi sono il risultato dell’impingement di pennacchi di mantello sulla base della crosta continentale. Questa fu la causa fondamentale della rottura del supercontinente iniziale. Durante il periodo tra 2,1 miliardi e 1,8 miliardi di anni fa, questi frammenti si fusero nuovamente, per tettonica di collisione, in un nuovo supercontinente chiamato Columbia. I moderni processi tettonici a placche erano in funzione almeno da 2,1 a 2,0 miliardi di anni fa, come dimostrano due delle più antiche ofioliti (frammenti di crosta oceanica) ben conservate al mondo, situate nel complesso di Purtuniq in Labrador e nel complesso di Jourma in Finlandia. La frammentazione della Columbia ha dato origine a molti continenti più piccoli che alla fine si sono assemblati in un altro supercontinente, o un gruppo di diversi grandi pezzi continentali in stretta prossimità l’uno dell’altro, da circa 1,0 miliardi di anni fa. Questo assemblaggio è chiamato Rodinia.

Rodinia fu intrusa da molti picchi basaltici dopo 1,0 miliardi di anni fa. Questi dicchi hanno contribuito alla frammentazione del supercontinente e sono stati associati alla formazione dell’Oceano Iapetus circa 600 milioni di anni fa. Altre indicazioni dell’attività del pennacchio e della rottura del continente sono vasti cumuli di basalti e fratture transcontinentali. Un esempio chiave è il Keweenawan Rift di 1,1 miliardi di anni fa in Nord America, che si estende dal Michigan attraverso il Lago Superiore fino al Kansas. Questo rift, che è lungo 2.000 km (circa 1.200 miglia) e largo 160 km (100 miglia), contiene un ammasso di lave basaltiche di 25 km (circa 16 miglia) di spessore.

Molte cinture montuose si sono formate durante il Proterozoico, in particolare durante gli intervalli tra 2,1 e 1,8 miliardi, 1,3 e 1,0 miliardi, e 800 e 500 milioni di anni fa, associati alla rottura dei supercontinenti e la successiva collisione dei loro frammenti. Nuovi bacini oceanici sono stati creati dalla rottura dei continenti e sono stati successivamente distrutti in zone di subduzione simili a quelle sotto l’odierno Giappone. La chiusura di questi oceani ha permesso ai blocchi continentali di collidere, dando origine a grandi cinture montuose come la cintura di Grenville nel Nord America orientale. Questa cintura, che ha da 1,3 a 1,0 miliardi di anni e 4.000 km di lunghezza, era molto simile in origine alle montagne dell’Himalaya che si sono formate in tempi geologici recenti. Altre grandi cinture montuose del Proterozoico create da collisioni continentali includono l’Orogeno Wopmay nel Canada nord-occidentale (2,1 miliardi di anni), il Trans-Hudson in Canada (1,8 miliardi di anni), lo Svecofenniano in Finlandia (da 1,9 a 1,8 miliardi di anni), l’orogene Ketilidiano (1,8 miliardi di anni) nel sud-ovest della Groenlandia, e le cinture del Brasile, della Namibia e del Mozambico, che hanno tutte da 900 a 500 milioni di anni. Al contrario, le cinture montuose come la Birimiana di 2,1 miliardi di anni nell’Africa occidentale e le cinture dello Scudo Arabo-Nubiano di 1 miliardo e 500 milioni di anni si sono sviluppate con l’aggiunta di nuovo materiale in gran parte derivato dal mantello della Terra. Così, includono molti archi insulari simili a quelli che si trovano nell’odierno Giappone, così come molte sequenze di ofioliti.

Molti bacini del Fanerozoico contengono spessi cumuli di sedimenti e giacciono in parte o completamente sopra le cinture di montagna del Proterozoico, oscurando le relazioni geologiche sottostanti. Alcune cinture montuose del Fanerozoico, come l’Himalaya, contengono blocchi di rocce del Proterozoico grandi molte decine di chilometri che sono stati pesantemente rimaneggiati dall’attività tettonica successiva.