Precambrium

Uit Wikipedia, de vrije encyclopedie
Naar navigatie springen Naar zoeken springen
ICS International Chronostratigraphic Chart van het Precambrium (April 2023).[1] De ondergrenzen van de chronostratigrafische eenheden van alle niveaus zijn door de ICS onder revisie voor definiëring op basis van GSSP (Global Boundary Stratotype Section and Points), voorheen gedefinieerd door GSSA (Global Standard Stratigraphic Age).[2] Cursief weergegeven benamingen zijn informeel en tijdelijke aanduidingen voor onbenoemde eenheden. De absolute ouderdom (numerical age) van gesteentelagen volgt uit radiometrische datering. Wereldwijde correlatie volgt, met behulp van onder andere isotopenchemie en biostratigrafie. De wereldwijd gebruikte chronostratigrafische eenheden worden vastgelegd door de ICS. De uurwerksymbolen duiden chronometrische[3] grenzen aan. Een gouden spijker betekent een formeel erkende GSSP.

Het Precambrium (soms nog aangeduid als het eon Cryptozoïcum) is een supereon[4][5][6] dat de vroegste planetaire, geodynamische, geologische en geobiologische geschiedenis van de Aarde vertegenwoordigt. Het vroegste deel van die geschiedenis is het eon Hadeïcum (Engels: Hadean) met de start van het zonnestelsel en enkele miljoenen jaren later de vorming van onder meer een proto-Aarde,[7] volgens de ICS[1] 4567 miljoen jaar geleden (4,567 Ga). Bouvier & Wadhwa[8] en Gradstein et al.[7] plaatsten het begin van het Precambrium op resp. ca. 4568 miljoen jaar geleden (4568 Ma) en ca. 4567 miljoen jaar geleden (4567 Ma), gebaseerd op de ouderdom van chondrules[9] en calcium–aluminiumrijke insluitsels (CAI's),[10] de oudst bekende vaste bestanddelen binnenin meteorieten die in de zonnenevel van het vroegste zonnestelsel gevormd werden.[11][12] Het Precambrium eindigde 538,8 ± 0,2 miljoen jaar geleden[1] met de geochronologische periode (chronostratigrafisch systeem) Ediacarium (Engels: Ediacaran), waarvan de bovenste grens het overvloedige verschijnen van mariene organismen met harde schalen aankondigt, organismen waarvan vele fossielen bewaard zijn gebleven.

Het Precambrium neemt ongeveer 88% in van de totale ouderdom van de Aarde en geeft daarom een indruk van het begrip Deep Time. Er bestaan aanwijzingen dat het leven al vroeg in het Precambrium ontstond, mogelijk al ca. 4,28 miljard jaar geleden (4,28 Ga),[13] tijdens het Hadeïcum. De benaming 'Precambrium', die informeel is,[1][14] en een tijdspanne zonder specifieke stratigrafische rang vertegenwoordigt,[15] werd ontleend van het Latijnse pre ('vóór') en Cambria, de gelatiniseerde naam voor Wales (in het Welsh Cymru). Het Cambrium (538,8 ± 0,2 tot 485,4 ± 1,9 miljoen jaar geleden),[1][16] waarvan de gesteentelagen voor het eerst in Wales bestudeerd werden, is het eerstvolgende chronostratigrafisch systeem na het Precambrium en de vroegste geochronologische periode van de era Paleozoïcum (eon Phanerozoïcum). Alhoewel het moeilijk is om haar oorsprong te identificeren wordt de benaming 'Precambrium' informeel maar intensief in de wetenschappelijke literatuur toegepast en gebruikt sinds het midden van de negentiende eeuw, onmiddellijk na de definiëring en benoeming van de Cambrische periode door de Engelse geoloog Adam Sedgwick in 1835.[17]

Wat bekend is over het Precambrium werd grotendeels pas vanaf 1960 ontdekt.

Geochronologie en chronostratigrafie[bewerken | brontekst bewerken]

Radiometrische datering[bewerken | brontekst bewerken]

De datering van de onder- en bovengrens van elke Precambrische chronostratigrafische eenheid, met uitzondering van de 'ondergrens' van het informele eon Hadeïcum (Engels: Hadean), gebeurde door het gebruik maken van radiometrische datering. Radiometrische datering (of radioactieve datering) is een techniek die de absolute ouderdom van materie bepaalt,[18] zoals Aardse- en maangesteenten en meteorieten. Het is gebaseerd op een vergelijking tussen de vastgestelde overvloed van een natuurlijk voorkomend radioactief isotoop en haar vervalproducten, gebruik makend van bekende halveringstijden, en is de voornaamste bron van informatie met betrekking tot de absolute ouderdom van gesteenten en andere geologische fenomenen, de ouderdom van de Aarde inbegrepen. Radiometrische datering kan ook gebruikt worden voor de ouderdomsbepaling van artefacten. Absolute ouderdom is het resultaat van het zo nauwkeurig mogelijk meten van ouderdom in jaren. De bepaling van de absolute ouderdom van gesteenten, mineralen en fossielen in jaren vormt de basis voor de geochronologie. Het meten van het verval van radioactieve isotopen, vooral uranium, strontium, rubidium, argon en koolstof, biedt de mogelijkheid om de ouderdom van gesteenteformaties nauwkeuriger te bepalen. Alhoewel de term 'absolute ouderdom' anders impliceert, heeft absolute ouderdom typisch een kleine afwijking. De meest gebruikte technieken radiometrisch dateren zijn Pb-Pb (lood-lood) isochron datering,[19] uranium-looddatering, kalium-argondatering en C14-datering. Het opstellen van geologische tijdschalen is gebaseerd op radiometrische datering. Het levert een aanzienlijke bron van informatie over de ouderdom van fossielen en over evolutionaire veranderingen. De verschillende technieken kunnen toegepast worden op verschillende tijdschalen en verschillende materialen. De implementatie van relatieve[20] en radiometrische datering resulteerde in de loop van de decennia in een reeks steeds preciezer wordende absolute (numerieke) geologische tijdschalen, tussen 1910 en 1930 met behulp van eenvoudige radio-isotopische schattingen en vanaf ongeveer 1950 met behulp van steeds nauwkeuriger wordende moderne radiometrische dateringstechnieken.[21]

Hadeïcum (ca. 4567-ca. 4000 Ma)[bewerken | brontekst bewerken]

Een ca. 8 cm breed en 520 gram wegend fragment van de koolstofhoudende CV3 chondrietmeteoriet Allende die op 8 februari 1969 in Mexico terechtkwam. Stukken zwarte fusiekorst en meerdere in de grijze matrix ingebedde chondrules[9] en CAI's[10] zijn zichtbaar. De Allendechondriet werd op ca. 4567,18 ± 0,50 miljoen jaar oud gedateerd. Deze meteoriet werd gevormd tijdens het ontstaan van het zonnestelsel.

Het Hadeïcum (Engels: Hadean) is het oudste eon van het Precambrium. De naam is afgeleid van de Griekse god van de onderwereld Hades en werd in 1972 ingevoerd door de Amerikaanse geoloog Preston Ercelle Cloud in eerste instantie om de periode aan te duiden gelegen vóór die van de oudste bekende gesteenten op Aarde.[22][23] Cloud gebruikte de naam Hades om nadruk te leggen op de helse omstandigheden tijdens het Hadeïcum, met veelvuldige impacten, vulkanische activiteit en hitte. Het is een informeel eon dat ca. 4568 à 4567 miljoen jaar geleden (Ma) begon met de start van het zonnestelsel, en eindigde ca. 4000 Ma.[1] Gradstein et al.[7] hanteren de informele verdeling van het Hadeïcum in twee era's, het Chaotian met chronometrische[3] onder- en bovengrens van 4568 tot 4404 Ma[24] en het Jack Hillsian (ook nog Zirconian) van 4404 tot 4000 Ma.[25] Goldblatt et al. (2010)[26] stelden een opdeling van het Hadeïcum voor in de era Paleohadeïcum (Engels: Paleohadean) bestaande uit de perioden Hephaestean (4,5–4,4 Ga) en Jacobian (4,4–4,3 Ga), de era Mesohadeïcum bestaande uit de perioden Canadian (4,3–4,2 Ga) en Procrustean (4,2–4,1 Ga) en de era Neohadeïcum bestaande uit de perioden Acastan (4,1–4,0 Ga) en Promethean (4,0–3,9 Ga). Deze opdeling werd niet aanvaard door de International Union of Geological Sciences (IUGS).

Het Hadeïcum markeert de tijdspanne waarvan geen duidelijke sporen van hard gesteente bekend zijn. De chronometrische ondergrens werd bepaald door de absolute Pb-Pb (lood-lood) isochrondatering[19] van chondrules[9] en onder meer de insluitsels CAI E60 en CAI E49 van de Efremovka koolstofhoudende chondriet (meteoriet). Deze CAI's hebben een gewogen gemiddelde ouderdom van 4567,2 ± 0,6 Ma.[11][27] CAI's zijn Ca–Al-rijke, minder dan een millimeter tot een centimeter grote, lichtkleurige insluitsels die aangetroffen worden in koolstofhoudende chondrieten. De Pb-Pb isochron ouderdom van CAI SJ101 van de CV3[28] Allende meteoriet is 4567,18 ± 0,50 Ma.[29][30] In totaal werden vier CAI's met de Pb-Pb chronometer gedateerd, wat een gewogen gemiddelde ouderdom van 4567,30 ± 0,16 Ma opleverde. Omdat CAI's de oudste gedateerde vaste materie in de vorm van insluitsels in meteorieten vertegenwoordigen die door hitte gevormd werden in de nevelschijf (accretieschijf) rond de centrale proto-ster (proto-Zon), wordt de gewogen gemiddelde ouderdom van 4567,30 ± 0,16 Ma (ca. 4567 Ma) algemeen gebruikt om de ouderdom van het zonnestelsel weer te geven. Deze insluitsels worden beschouwd als de vroegst bekende gevormde vaste materie afkomstig van de zonnenevel waaruit het zonnestelsel ontstond.[8] Hun vorming markeert het begin van verschillende lang- en kortdurende radio-actieve klokken die gebruikt worden om begin en einde van gebeurtenissen in het zonnestelsel nauwkeurig te definiëren, zoals de vorming en evolutie van planeten. Volgens Bouvier & Wadhwa[8] (2010) is de CAI van de Noordwest-Afrikaanse 2364 CV3-groep chondritische meteoriet het oudst bekende object uit het zonnestelsel met een ouderdom van 4568,2 Ma. Het werd gedateerd met de absolute Pb-Pb isochrondatering. Volgens Connelly et al. (2012)[30] werden CAI's en chondrules gelijktijdig in de nevelschijf gevormd in een tijdsbestek van ca. 3 Ma.

Vroegste zonnestelsel[bewerken | brontekst bewerken]

De nevelhypothese is het meest aanvaarde klassieke model voor de verklaring van de vorming en de evolutie van het zonnestelsel (en van andere planetenstelsels). Het zegt dat het zonnestelsel gevormd werd door de snelle ineenstorting in het melkwegstelsel ('de Melkweg') van een fragment van een roterende, reeds bestaande koude gigantische moleculaire wolk (interstellaire gas- en stofwolk) onder invloed van de zwaartekracht.[31] Het bestond uit waterstof, helium en een klein percentage zwaardere elementen uitgestoten door supernovae en ontstond kort na de Big Bang ongeveer 13,8 miljard jaar geleden (13,8 Ga). Maar die ineenstorting kan ook het gevolg geweest zijn van een interstellaire schokgolf.[32] Onderzoek op oude primitieve meteorieten leverde sporen op van kortlevende radionucliden, zoals ijzer-60, dat enkel in exploderende, kortlevende sterren gevormd wordt. Dit wijst op de aanwezigheid van een of meer supernovae. In de moleculaire wolk werden ten gevolge van de schokgolf van een exploderende supernova met invoer van nieuwe nucleosynthetische materie relatief dichte gebieden gevormd die door hun dichtheid ineenstortten. Het grootste deel van de wolk verzamelde zich tot een schijfvormige nevel die door de schokgolf begon te roteren. Omdat de materie condenseerde begonnen de erin aanwezige atomen steeds meer te botsen waarbij hun kinetische energie in hitte omgezet werd.

  • Ca. 4568,2 à 4567,30 ± 0,16 miljoen jaar geleden (Ma): Het grootste deel van de schijfvormige nevel verzamelde zich onder invloed van de zwaartekracht in het centrum waar het steeds heter werd dan de materie van de omgevende schijf en vormde in dit centrum een hete proto-ster (proto-Zon). De start van het zonnestelsel vindt plaats in een gebied van de galactische bewoonbare zone[33] op ongeveer 25.000 lichtjaar van het centrum van het melkwegstelsel.
  • Ca. 4566 ±2 Ma: De elkaar tegenwerkende krachten van angular momentum,[34] rotatie, zwaartekracht en inertie vlakten in ongeveer 100.000 jaar[31] de krimpende nevel verder af tot een roterende protoplanetaire schijf (accretieschijf) met een diameter van ongeveer tweehonderd astronomische eenheden (AE) (29.919.574.140 km).[35] Omdat het centrum van de nevel (de proto-Zon) weinig angular momentum had stortte het snel in en werd door de samendrukking verhit tot een ster van het T Tauristadium.

Oorsprong en vroegste evolutie van de Aarde[bewerken | brontekst bewerken]

Voorstelling van een protoplanetaire schijf met in het centrum een proto-ster en in een baan eromheen materiepartikels, stof en gassen.
  • Ca. 4560–4550 Ma: Door accretie van materiepartikels die zich rond de centrale proto-Zon bewogen vormden zich uit de protoplanetaire schijf, die zich in ringen begon te scheiden, de planeten (waaronder de Aarde), de manen, asteroïden en andere kleine lichamen van het zonnestelsel.[36][37] Verstoringen[38] in de buitenste regionen van de protoplanetaire schijf vormden door onderlinge collisies (botsingen) en het angular momentum[34] van grotere stukken materie materieclusters met een diameter van ca. 200 meter, die op hun beurt weer botsten en planetesimalen van ca. 10 km diameter vormden (zogenaamde planetaire 'embryo's') die een baan rond het centrum van de schijf beschreven. In de loop van de volgende paar miljoenen jaren werden deze door verdere botsingen gradueel groter aan een tempo van centimeters per jaar. Het binnenste zonnestelsel, het gebied binnen 4 AE, was te heet voor vluchtige moleculen zoals methaan en water om te condenseren, zodat de planetesimalen die daar gevormd werden enkel konden gevormd worden van componenten met hoge smeltpunten zoals metalen (bijvoorbeeld nikkel, ijzer en aluminium) en silicaten. Silicaten vormen een belangrijke groep mineralen die bijna 95% van de aardkorst uitmaken. De Aardse planeten – Mercurius, Venus, de Aarde en Mars – zouden door clusterende silicaten gevormd worden. Deze componenten bedroegen slechts 0,6 % van de massa van de nevel en zijn dus zeldzaam in de ruimte, waardoor de Aardse planeten niet heel groot konden worden.[39] Er bestaan twee fundamenteel verschillende processen waardoor gesteenteplaneten kunnen geformeerd worden, maar het is niet duidelijk door welk proces de Aardse planeten van het zonnestelsel gevormd werden. Ze werden ofwel door collisies tussen planetaire embryo's van het binnenste zonnestelsel gevormd (Wetherill[40]-accretie) of door accretie van in de richting van de zon afdrijvende millimetergrote 'keien' (pebblesaccretie) afkomstig uit het buitenste zonnestelsel. Burkhardt et al.[41] wijzen er in hun onderzoek uit 2021 op dat de isotopische samenstelling van Aarde en Mars vooral uit vermenging van twee materiecomponenten uit het binnenste zonnestelsel bestaan, inclusief materie afkomstig van de meterorietvrije binnenste protoplanetaire schijf, terwijl de bijdrage van materie uit het buitenste zonnestelsel beperkt is tot enkele massaprocenten. Dit weerlegt de accretie van 'keien' als oorsprong van de Aardse planeten en is consistent met het groeiproces door colliderende planetaire embryo's afkomstig uit het binnenste zonnestelsel. Het lage gehalte aan materie uit het buitenste zonnestelsel in Aarde en Mars wijst op de aanwezigheid van een permanente barrière in de protoplanetaire schijf die de 'keien' tegenhield en de weg vrijmaakte voor het specifieke vormingsproces van de gesteenteplaneten van het zonnestelsel.
Voorstelling van de proto-Aarde tijdens het Hadeïcum, het vroegste eon van het Precambrium.

Door achtereenvolgende botsingen en samensmeltingen tussen planetesimalen roterend in de protoplanetaire schijf konden de Aardse planeten aan massa winnen tot ze hun huidige afmetingen bereikt hadden.[42] De proto-Aarde vormde zich in het binnenste zonnestelsel aan de buitenste, koudere rand van de galactische bewoonbare zone.[33] In dit stadium van de vorming van het zonnestelsel bedroeg de zonneconstante ca. 73 % van de huidige waarde omdat de kern van de zon een grotere verhouding van waterstof tot helium had. Omdat de omgeving van de proto-Aarde rijk was aan grote planetoïden en protoplanetair puin in een baan om de T Tauri-ster (de proto-Zon) onderging zij een aantal grote tot zeer grote impacten waardoor haar massa nog vergroot werd. Dit stadium in de evolutie van de Aarde wordt de vroege bombardementfase genoemd en vond plaats vanaf 4550 miljoen jaar geleden (Ma). Van de materie die nog overbleef in de protoplanetaire schijf en dat nog niet tot grotere hemellichamen samengeclusterd was, werd het grootste deel door de zonnewind van de T Tauri-ster verwijderd, alsook de primaire atmosfeer van de proto-Aarde, voornamelijk bestaande uit waterstof en helium, en gecapteerd uit de zonnenevel. Vandaar dat de huidige atmosfeer van deze vluchtige elementen uitgeput is, althans vergeleken met het overvloedige voorkomen ervan in het heelal.[43] Vanuit haar ten gevolge van veelvuldige collisies met andere hemellichamen (vroege bombardementfase) en extreem vulkanisme oorspronkelijk bijna volledig gesmolten toestand in de vorm van magma-oceanen, groeide de proto-Aarde door accretie, tot haar inwendige heet genoeg was om zware siderofiele metalen te laten smelten. Deze zonken in haar massa omdat ze een hogere massadichtheid hebben dan de overvloedige silicaten. Dit resulteerde in de scheiding van een primitieve aardmantel en een metalen kern slechts tien miljoen jaar na het begin van de vorming van de proto-Aarde, in de gelaagde structuur van de Aarde en het ontstaan van een nog gering magnetisch veld,[44] dat ongeveer 3,5 miljard jaar geleden (3,5 Ga) tijdens het era Paleoarcheïcum al ongeveer de helft van de huidige sterkte had.[45] Waarschijnlijk groeit de solide binnenkern van de Aarde in de loop van de miljarden jaren langzaam omdat de vloeibare buitenkern aan de grens met de binnenkern afkoelt en solidifieert ten gevolge van de graduele afkoeling van het inwendige van de planeet[46] aan ongeveer 100 °C per miljard jaar.[47]

Experimentele studies over de verdeling van hoogsiderofiele elementen in silicate en metallische[48] smelten geven als resultaat dat de aardmantel sterk van deze elementen beroofd had moeten zijn door de vorming van de aardkern in een vroege magma-oceaan.[49] Maar de huidige hoeveelheid siderofiele elementen in de aardmantel is ongeveer driemaal hoger dan het resultaat van het experimenteel onderzoek. Deze schijnbare overvloed werd algemeen verklaard door de massale implementatie van meteorieten tijdens wat men de late veneer-periode genoemd heeft. Deze periode volgde op de impact van een hypothetische planeet (Theia) op de proto-Aarde waardoor de Maan ontstond (ca. 4500 tot 4450 Ma), en eindigde met het einde van de hypothetische late heavy bombardment-fase ca. 3,8 miljard jaar geleden (ca. 3,8 Ga). Het sterkste bewijs voor deze theorie is dat de platinagroepelementen in de huidige aardmantel in chondritische relatieve abundanties voorkomen, wat tegengesteld is aan een gefractioneerd patroon dat bij silicaat-metaalverdeling verwacht kan worden. Komatiieten uit het Archeïcum (ca. 4,0 tot ca. 2,5 miljard jaar geleden),[1] het eon na het Hadeïcum, tonen aan dat de hoeveelheid platinagroepelementen van de aardmantel toenam van ongeveer 50% van hun huidige abundanties 3,5 miljard jaar geleden tot hun huidige abundanties 2,9 miljard jaar geleden. Deze toename van platinagroepelementen suggereert een progressieve vermenging van de late veneer-materie in de aardmantel. Er bestaan theorieën dat het de hypothetische planeet Theia was die door haar collisie met de Aarde ca. 4,5 miljard jaar geleden de meeste elementen die noodzakelijk waren voor het ontstaan van leven op Aarde (ca. 4,4 miljard jaar geleden), onder meer koolstof en stikstof, in onze planeet implementeerde.[50]

Volgens onder meer Yin et al. was de belangrijkste vormingsfase van de Aarde op de relatief korte tijdspanne van ongeveer tien miljoen jaar voltooid met de formatie van de initiële aardkorst.[51] Na haar vorming liet de Aarde, en de andere aardse planeten, gassen zoals koolstofdioxide, argon en stikstof uit haar inwendige vrij door vulkaanuitbarstingen, die gedurende de eerste miljoenen jaren veel meer voorkwamen. Later in haar evolutie ontsnapten gassen (methaan, stikstof, waterstof, ammoniak en waterdamp, kleinere hoeveelheden waterstofsulfide, koolstofmonoxide en koolstofdioxide) langzaam uit haar inwendige door ontgassing[52] waardoor een secundaire atmosfeer ontstond dat veel koolstofdioxide bevatte. Met verdere volledige ontgassing aan temperaturen van 1000 tot 1500 K, worden stikstof en ammoniak minder voorkomende bestanddelen, en vergelijkbare hoeveelheden koolstofmonoxide, koolstofdioxide, methaan, waterdamp en waterstof worden geloosd. Op de jonge Aarde in vorming werden mogelijk tegelijkertijd ook al oceanen met vloeibaar water geformeerd,[53] onder meer door ontgassing van de magma-oceanen,[54] wat een paradox lijkt omdat de zonneconstante van de jonge Zon slechts ca. 73 % van haar huidige waarde had, waardoor de jonge Aarde eigenlijk volledig bevroren had moeten geweest zijn.[55] Voorgestelde oplossingen voor deze paradox (Faint young Sun paradox)[56] houden rekening met een runaway greenhouse effect[57] mogelijk gemaakt door voldoende hoeveelheden koolstofdioxide uitgestoten door vulkanen op de jonge Aarde ongeveer 4,5 miljard jaar geleden,[55] veranderingen in de planetaire albedo, astrofysische invloeden of combinaties van deze voorstellen. Terwijl de planeet verder afkoelde werd veel koolstofdioxide uit de atmosfeer verwijderd door oplossing in oceaanwater en door subductie van de primitieve aardkorst, maar de niveaus koolstofdioxide schommelden hevig naarmate nieuwe vormingscycli van oppervlaktekorst en mantelmateriaal verschenen.[58] Door plantaardig leven en fotosynthese zal nog later bijna alle koolstofdioxide in zuurstof omgezet worden.[59] Op basis van een amalgaam aan gegevens trad fotosynthese in werking vanaf ongeveer 3,5 miljard jaar geleden (Paleoarcheïcum), maar over dit tijdstip bestaat nog steeds veel discussie.[60][61]

Oorsprong van water op Aarde[bewerken | brontekst bewerken]

Een gepolijste sectie van de ca. 4,5 miljard jaar (4,5 Ga) oude Allendemeteoriet met zichtbare chondrules.

De oorsprong van water op Aarde is het onderwerp van onderzoek op het gebied van planetologie, astronomie en astrobiologie. Daar vroeg in de wordingsgeschiedenis van het zonnestelsel het deel van de protoplanetaire schijf dat zich het dichtst bij de Zon bevond zeer heet was, is het onwaarschijnlijk dat tezamen met de vroegste proto-Aarde grote watermassa's condenseerden wanneer onze planeet door accretie gevormd werd. Water heeft een veel lagere condensatietemperatuur dan andere materie waaruit de Aardse planeten samengesteld zijn, zoals silicaten en ijzer. Op grotere afstand van de jonge Zon heersten echter lagere temperaturen zodat water daar kon condenseren tot ijshoudende planetesimalen. De grens van het gebied waar zich ijs kon vormen in het vroege zonnestelsel wordt de ijslijn[62] genoemd, en was gesitueerd in het gebied waar zich nu de asteroïdengordel bevindt, tussen 2,7 en 3,1 AE verwijderd van de Zon.[63][64] Daarom waren objecten (planetesimalen) die de proto-Aarde door inslag van water voorzagen, bv. waterrijke meteoroïden (zoals protoplaneten), kometen en transneptunische objecten, objecten die in de asteroïdengordel en mogelijk voorbij de ijslijn gevormd werden. Volgens deze hypothese was de proto-Aarde vanaf ca. 4500 miljoen jaar geleden (Ma) in staat om water in een of andere vorm te behouden door accretie met en inslagen door waterrijke (ijshoudende) planetesimalen.[65] In die periode bedroeg de massa van de proto-Aarde 60 tot 90 % van haar huidige. De hypothese wordt ondersteund door overeenkomsten in de abundantie en de isotoopratio's van water tussen de oudst bekende koolstofhoudende chondrieten (de oudste meteorieten in het zonnestelsel) en meteorieten van de asteroïde (planetoïde) Vesta, die alle in de asteroïdengordel van het zonnestelsel hun oorsprong vonden.[66][67] De hypothese wordt verder nog ondersteund door onderzoek naar ratio's van osmiumisotopen die aangeven dat een aanzienlijke hoeveelheid water ingesloten was in de materie dat door accretie door de proto-Aarde opgenomen werd.[68][69] Modellen van de dynamica van het vroege zonnestelsel tonen dat ijshoudende asteroïden aan het binnenste zonnestelsel kunnen toegevoegd zijn, waaronder aan de proto-Aarde, indien Jupiter dichter naar de proto-Zon migreerde.[70] Metingen van de chemische samenstelling van maanmonsters die door de Apollomissies 15 en 17 verzameld werden ondersteunen de hypothese eveneens en tonen aan dat de proto-Aarde reeds water bevatte vóór de vorming van de Maan.[71] Een derde hypothese (Budde et al., 2019), ondersteund door ratio's van molybdeenisotopen, oppert dat de proto-Aarde het meeste van haar watermassa verkreeg ten gevolge van dezelfde interplanetaire impact die de vorming van de Maan veroorzaakte.[72] De bewijsvoering door Budde et al. toont dat de isotopische vingerafdruk[73] van het molybdeen in de aardmantel haar oorsprong vindt in het buitenste zonnestelsel, waar dus het water van de proto-Aarde waarschijnlijk vandaan kwam.

De hypothetische planeet Theia, vermeld in de impacthypothese volgens dewelke zij 4,5 miljard geleden (4,5 Ga) insloeg in de proto-Aarde, was mogelijk eerder afkomstig van het buitenste dan van het binnenste zonnestelsel, en implementeerde water en koolstofgebaseerde materie.[72] Volgens Monday en Taylor (2019)[74] echter toont hun onderzoek aan dat waterstof in het inwendige van de proto-Aarde een rol speelde in de vorming van water. De beide theorieën, het ontstaan van water door impact van ijshoudende planetesimalen met dezelfde samenstelling als asteroïden uit de buitenranden van de asteroïdengordel, en het ontstaan van water door waterstof, sluiten elkaar niet uit.[75] Veelvuldige geochemische onderzoeken leidden echter tot het besluit dat asteroïden het meest waarschijnlijk de primaire en voornaamste bron zijn van water op Aarde.[76] De isotopenniveaus van koolstofhoudende chondrieten, de oudste meteorieten in het zonnestelsel, hebben de meeste gelijkenis met oceaanwater, meer dan kometen.[77][78] Vooral de CI en CM onderklassen van koolstofhoudende chondrieten[79] hebben waterstof- en stikstofisotopenniveaus die sterke gelijkenis met zeewater vertonen. Het water in deze meteorieten zou de bron van de oceanen op Aarde kunnen zijn.[80] Dit wordt verder ondersteund door halietkristallen in de 4,5 miljard jaar (4,5 Ga) oude meteorieten Zag en Monahans die in 1998 op Aarde gevonden werden en die vloeibaar water bevatten naast een grote diversiteit van deuteriumarme organische componenten.[81] De huidige deuterium/waterstof ratio van de Aarde komt ook overeen met die van zeer oude eucriete chondrieten die afkomstig zijn van de Vesta-asteroïde in de buitenste asteroïdengordel.[82] Eucrieten zijn steenachtige meteorieten die geen chondrules bevatten en waarvan er velen afkomstig zijn van het oppervlak van Vesta. Er wordt aangenomen dat CI- en CM-chondrieten en eucriete chondrieten dezelfde samenstelling van water en isotoopratio's hebben als zeer oude ijshoudende protoplaneten uit de buitenste regionen van de asteroïdengordel, uit de Kuipergordel en uit het gebied van de grote planeten die later door impact en accretie water aan de proto-Aarde toevoegden.[83]

Piani et al., onderzoekers van Washington University in Saint Louis (Missouri, VS) en de American Association for the Advancement of Science rapporteerden in augustus 2020 dat sinds het begin van de vorming van de planeet mogelijk altijd voldoende water op Aarde aanwezig geweest is om oceanen te vormen.[84][85][86] Wu et al.[87] presenteerden voor het eerst een model voor de oorsprong van water op Aarde dat de bijdrage van de zonnenevel kwantificeert bovenop dat van chondrieten, de voornaamste bouwstenen van de planeet. De huidige consensus is dat het meeste water op Aarde afkomstig is van de accretie van koolstofhoudende chondriete materie, in het bijzonder CI-achtige chondrieten[79] afkomstig van buiten de ijslijn[62] in de zonnenevel.[88][89] Het model houdt rekening met oplossing van waterstof afkomstig van de zonnenevel in de magma-oceanen van de proto-Aarde en met de chemische reactie tussen waterstof en ijzerdruppels er binnenin. Zulke processen leverden niet alleen talloze waterstofatomen vanuit de aardmantel naar de aardkern, maar genereerden ook een aannemelijk verschil in de isotopische samenstelling van de waterstof tussen de mantel en de kern (verhouding 2H/1H). Een aan de huidige kennis van waterstof aangepast model geeft de beste combinaties van bijdragen van de zonnenevel en van chondritische meteorieten aan het water op Aarde. Bijna één op de honderd Aardse watermolecules is afkomstig van de zonnenevel. Met vier tot vijf oceanen in de kern en ruwweg twee in de aardmantel, houdt onze planeet het meeste water in haar inwendige.

In tegenstelling tot gesteenten zijn zirkoonmineralen hoog resistent tegen verwering en andere geologische processen en worden daarom gebruikt om de omstandigheden op de vroege proto-Aarde te begrijpen. Ze leveren het mineralogische bewijs dat 4404 ± 0,008 miljoen jaar geleden (4404 ± 0,008 Ma) een atmosfeer en vloeibaar water moeten bestaan hebben.[90] Kussenlava, een basaltisch of andesitisch uitvloeiingsgesteente dat tijdens een onderwater eruptie gevormd wordt, afkomstig van de Isua Greenstone Belt (Zuidwest-Groenland) levert ook geologisch bewijs dat minstens al 3,8 miljard jaar geleden (era Eoarcheïcum) op de proto-Aarde water aanwezig was.[91] Cates en Mojzsis (2007) dateerden zeldzame felsische intrusies in de uit mafisch en ultramafisch metamorfe supracrustale gesteenten,[92] geassocieerd met sedimentair gesteente, bestaande Nuvvuagittuq Greenstone Belt (Noord-Quebec, Canada) eveneens op ongeveer 3,8 miljard jaar.[93] O'Neil et al. dateerden de dominant mafische Ujaraaluk unit van de Nuvvuagittuq Greenstone Belt op ca. 4,28 (4313 +41 −69 Ma.) miljard jaar (eon Hadeïcum).[91][94] Indien oceanen vroeger dan deze tijdstippen bestonden, dan moet ofwel het geologische bewijs hiervoor nog gevonden worden of werd het in de loop van de miljarden jaren door tektonische processen zoals crustal recycling[95] vernietigd. Voor het berekenen van het verlies aan water in de loop van miljoenen jaren is het scheikundig element xenon nuttig. Omdat het een edelgas is wordt het niet verwijderd uit de atmosfeer ten gevolge van chemische reacties met andere elementen. Vergelijkingen tussen de abundantie (de hoeveelheidsverhouding van de chemische elementen in een bepaalde omgeving) van de negen stabiele isotopen van xenon in de huidige atmosfeer onthullen dat de Aarde vroeg in haar geschiedenis minstens één oceaan verloor (op de overgang tussen het Hadeïcum en het Archeïcum).[96]

Oorsprong van het Aarde-Maansysteem[bewerken | brontekst bewerken]

Grote-inslaghypothese[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 4500-4450 Ma: De vorming van het Aarde-Maansysteem begint.[97] Haliday (2008) bekwam met behulp van Rb-Sr-radiometrische datering een ouderdom voor de Maan van 4,48 ± 0,02 Ga (miljard jaar), 70 tot 110 miljoen jaar na de start van het zonnestelsel.[98] Bottke et al. (2015) bekwamen op basis van onder meer sporen van impacthitte op meteorieten de ouderdom van 4,47 Ga.[99] Uranium-looddatering van zirkoonfragmenten in Maanmonsters door Barboni et al. (2017) geeft een resultaat van 4,51 miljard jaar, ca. 60 miljoen jaar na het ontstaan van het zonnestelsel.[100] Op basis van onder meer de ouderdom en de isotopische samenstelling van Maanmonsters bekwamen Maurice et al. (2020) 4,425 ± 0,025 Ma (ca. 4,43 Ga).[101] Deze vier waarden geven een gemiddelde ouderdom van ca. 4,47 miljard jaar (ca. 4,471,25 Ma). Deze vroegste era in de geologische ontwikkeling van de Aarde en de Maan kreeg de informele naam Crypticum (Engels: Cryptic era). Zoals alle onderverdelingen van het Hadeïcum is ook het Crypticum, dat ca. 4,15 miljard jaar geleden eindigde, niet erkend door het ICS. Uit het Crypticum bleven zeer weinig geologische sporen bewaard omdat de meeste landvormen en gesteenten, in zoverre die al op grote schaal bestonden, tijdens de vroege bombardement fase, die 4550 miljoen jaar geleden begon, vernietigd werden. Andere radiometrische dateringen van Maanmonsters geven aan dat de Maan ongeveer vijftig miljoen jaar na het ontstaan van het zonnestelsel gevormd werd.[102][103] De oudste theorie over het ontstaan van de Maan is afkomstig van George Darwin (1898) (een zoon van Charles Darwin) die opperde dat de Aarde en de Maan eens één gesmolten protoplaneet waren en dat een massa die later de Maan zou worden door invloed van de middelpuntvliedende kracht in de ruimte werd geslingerd. Dit werd de dominante wetenschappelijke verklaring.[104]

Een bijna halve eeuw jongere en nu nog algemeen aanvaarde, maar niet enige, hypothese over de oorsprong van de Maan is de grote-inslaghypothese die in 1946 door Reginald Aldworth Daly van de Harvard-universiteit gelanceerd werd. Daly's hypothese hield in dat de Maan niet door centrifugale krachten maar door impact van een andere protoplaneet op de proto-Aarde gevormd werd.[105] William K. Hartmann en Donald R. Davis herintroduceerden Daly's hypothese in 1974 in modellen die, op het einde van de periode waarin de planeten gevormd werden, met meerdere grotere satellieten rekening hielden die op hun baan met planeten konden botsen. Door de mogelijke impact van een van deze satellieten op het oppervlak van de Aarde, die vóór die impact aanzienlijk kleiner was dan nu, verdampte een groot deel van de nog primitieve aardkorst en werd materie de ruimte ingeworpen in een baan om de proto-Aarde. Deze materie zou gedurende enkele miljoenen jaren ringen vormen die later door accretie de Maan vormden. De unieke geochemische en geologische eigenschappen van de Maan zouden door zulke impact kunnen verklaard worden.[106] De impacthypothese vereist een collisie (een botsing) tussen een protoplaneet met een diameter die de helft bedroeg van die van de Aarde en die een tiende van haar massa had (vergelijkbaar met Mars), en een proto-Aarde waarvan de diameter ca. 90 % bedroeg van de huidige Aarde. De kleinere hypothetische protoplaneet wordt Theia genoemd, naar de moeder van Selene, de Maangodin in de Griekse mythologie. Deze afmetingen zijn nodig opdat het resulterende systeem voldoende angular momentum[34] zou hebben om te matchen met de huidige orbitale configuratie (de banen die de Aarde en de Maan in relatie tot elkaar in de ruimte beschrijven). Zulke impact zou voldoende materie in een baan rond de proto-Aarde gebracht hebben om uiteindelijk door accretie de Maan te vormen. De vorming van de eerste Maankorst luidt de eerste geologische periode van de Maan in (Prenectarium (Engels: pre-Nectarian)).

Voorstelling van een impact tussen twee planeetachtige objecten. Zulke impact op de proto-Aarde ca. 4,5 miljard jaar geleden, stond mogelijk aan het begin van de vorming van de Maan.

Computersimulaties van de impact tonen een afschampende inslag waardoor van een deel van het inslaand object vanuit de massa een lange arm materie gevormd wordt waarvan een deel waarschijnlijk in de ruimte verloren ging. Door de collisie verkreeg de proto-Aarde een asymmetrische vorm waardoor deze materie een baan rond de centrale massa begon te beschrijven. Triljoenen tonnen materie van een groot deel van de vroegste aardkorst en aardmantel moeten ten gevolge van de impact verdampt en gesmolten zijn en vormden een atmosfeer van verdampt gesteente rond de jonge planeet.[107][108] De huidige samenstelling van de Aarde geeft aan dat er geen volledige hersmelting was omdat het moeilijk is om enorme gesteentemassa's volledig te smelten en mengen.[109] De atmosfeer van verdampt gesteente zou binnen tweeduizend jaar gecondenseerd kunnen zijn met achterlating van hete vluchtige stoffen, wat waarschijnlijk resulteerde in een zware koolstofdioxideatmosfeer met waterstof en waterdamp. Door de vrijgekomen impactenergie, honderd miljoen keer meer dan bij de veel meer recente Chicxulubimpact van ca. zesenzestig miljoen jaar geleden, moet in delen van de proto-Aarde de temperatuur tot ca. 10.000 °C opgelopen zijn. Op tien miljoen jaar tijd koelde de proto-Aarde af tot het punt waar vloeibaar water aanwezig was.[110] De in vergelijking met andere vaste hemellichamen in het zonnestelsel relatief kleine ijzerkern van de Maan wordt verklaard door de versmelting van het grootste deel ervan in de kern van de proto-Aarde. Het ontbreken van vluchtige stoffen in Maanmonsters wordt ook gedeeltelijk verklaard door de hitte-energie gegenereerd door de impact.

De door de hitte-energie van de inslag en door de re-accretie van de materie die zich in een baan rond de proto-Aarde bevond vrijgekomen energie zou voldoende geweest zijn voor het smelten van een groot deel van de proto-Maan, waardoor een magma-oceaan gevormd werd. Ook op de proto-Aarde werd een magma-oceaan gevormd. Omdat ze de vorming van een kern door metaalsegregatie[111] vergemakkelijken en een atmosfeer en hydrosfeer door ontgassing,[52][112] vormen magma-oceanen een integraal deel van planeetvorming. Er bestaat bewijs van het bestaan van magma-oceanen op zowel de proto-Aarde als op de proto-Maan.[113][114] Magma-oceanen kunnen miljoenen tot tientallen miljoenen jaren blijven bestaan, afgewisseld met perioden van relatief mildere omstandigheden. Tijdens haar vroege ontwikkeling onderging de Aarde de vorming van een reeks magma-oceanen als gevolg van grote impacten (vroege bombardement fase)[115] en vrijgekomen energie door de vorming van de aardkern. De laatste grote inslag was de impact waaruit de Maan ontstond.[114] Het beste chemische bewijs voor het eens voorkomen van magma-oceanen op onze planeet is de overvloed aan bepaalde siderofiele elementen in de aardmantel die aangeven dat de magma-oceanen tijdens de accretie een diepte van ongeveer 1000 km hadden.[116][117] Dit wetenschappelijke bewijs is door het mixen van de aardmantel en de recyclage van de aardkorst doorheen de miljoenen jaren niet zo uitgebreid als het bewijs voor de Maan.[113] De eerste bewijzen die het bestaan van een magma-oceaan op de Maan aangeven waren door de Apollomissies verworven monsters van maangesteenten samengesteld uit het mineraal anorthiet dat vooral uit een verscheidenheid van plagioklase veldspaat bestaat, en die een kleinere massadichtheid hebben dan magma.[113] De ontdekking rees de hypothese dat de gesteenten gevormd werden door het opstijgen van een magma-oceaan naar de oppervlakte tijdens de vroege ontwikkeling van de Maan. Bijkomend bewijs voor het eens bestaan van de magma-oceaan zijn onder meer het voorkomen van marebasalten[118] en KREEP. Het bestaan van deze componenten in de grotendeels anorthositische korst van de Maan is het gevolg van de solidificatie van de magma-oceaan na afkoeling. Daarenboven geeft de overvloed van het sporenelement europium in de Maankorst aan dat het vanuit de magma-oceaan geabsorbeerd werd met als gevolg het verlies van europium in de bronnen van de marebasalten. De magma-oceaan was oorspronkelijk 200 tot 300 km diep en bereikte een temperatuur van ongeveer 2000 K.[114] Na de beëindiging van de vroege stadia van de Maanaccretie koelde de magma-oceaan af door convectie in haar inwendige, zoals de mantelconvectie in de aardmantel.[114] In tegenstelling tot de Aarde bleven de aanwijzingen van een magma-oceaan op de Maan, zoals de 'drijfkorst',[119] elementcomponenten in gesteenten en KREEP bewaard doorheen haar geologische geschiedenis.[113]

Ten gevolge van tidal friction bewoog de pas gevormde proto-Maan zich op ongeveer een tiende van de huidige afstand rond de proto-Aarde spiraalsgewijs naar buiten. Tidal friction is spanning in hemellichamen die cyclische variaties in zwaartekracht ondergaan wanneer een hemellichaam een baan rond een ander hemellichaam beschrijft. In de loop van de evolutie van het Aarde-Maansysteem werd de rotatie van de Maan ten opzichte van de Aarde vastgezet zodat een kant van de Maan permanent naar de Aarde gericht is. Indien de proto-Aarde vóór de impact met 'Theia' reeds kleine satellieten had, dan zouden deze door de Maan in vorming opgenomen zijn. Deze satellieten zouden dezelfde samenstelling als de proto-Aarde gehad hebben, isotopenabundantie inbegrepen. Van het moment dat de proto-Maan een voldoende solide korst had, kreeg zij haar eigen geologische eigenschappen. In 2004 werd door toepassing van astronomische spectroscopie en door astronomische observatie door de Spitzer Space Telescope van NASA het bewijs gevonden van een collisie enkele duizenden jaren geleden tussen twee protoplaneten in de omgeving van de witte hete A7V ster HD 172555 op vijfennegentig lichtjaar van de Aarde in de richting van het sterrenbeeld Pavo (Pauw).[120][121] Deze ster bevindt zich nog in de vroege stadia van planeetvorming in haar stelsel. Het kleinste object met ongeveer de grootte van de Maan sloeg met hoge snelheid in op een groter object dat ongeveer de afmetingen van Mercurius had. Het kleinste hemellichaam werd daarbij vernietigd en het grootste zwaar beschadigd. Rond HD 172555 werd de aanwezigheid van een ongewone en grote hoeveelheid amorfe silica en SiO-gas gedetecteerd, niet de gewone stenige silicaten zoals pyroxeen en olivijn, silicaten waaruit ook een groot deel van de Aarde bestaat.[122] De vorming van deze materie moet het gevolg geweest zijn van een impact aan hoge snelheid tussen twee grote objecten. Relatieve snelheden van minder dan 10 km/s zouden de veelvuldig voorkomende olivijn en pyroxeen niet in silica en SiO-gas transformeren. Bij zeer grote impacten tegen deze snelheid wordt het hemellichaam dat inslaat altijd vernietigd en van het hemellichaam dat de impact ondergaat smelt het volledige oppervlak. De observatie van deze relatief recente impact door de Spitzer Space Telescope ondersteunt de hypothese van een protoplaneet die ca. 4,5 miljard jaar geleden op de proto-Aarde insloeg en het Aarde-Maansysteem deed ontstaan.

Een onderzoek uit 2012 naar de verarming van zinkisotopen in Maanmonsters ondersteunt de impacthypothese als verklaring voor het ontstaan van het Aarde-Maansysteem.[123] De samenstelling van zuurstofisotopen van de Maan is identiek aan die van de Aarde.[124] Metingen van 50Ti/47Ti-ratio's in Maanmonsters met behulp van massaspectrometrie wezen uit dat deze ratio identiek is aan die van de Aarde binnen ongeveer vier delen per miljoen, wat slechts 1/150 is van de isotopische reikwijdte vastgesteld in meteorieten. De isotopische homogeniteit van deze hoogresistente elementen geeft aan dat maanmaterie afkomstig was van de aardmantel van de proto-Aarde, een oorsprong die kan verklaard worden door efficiënte uitstoot van impactmaterie, door uitwisseling van materie tussen de magma-oceaan van de proto-Aarde en de accretieschijf van de proto-Maan, of door splijting van een snel roterende post-impact proto-Aarde. Een aantal onderzoeken heeft aangetoond dat de Maanmantel tijdens smeltprocessen even veel water bevatte als de bovenmantel van de Aarde. Saal et al. maten de isotopensamenstelling van waterstof opgelost in vulkanisch glas en olivijnhoudende smeltinclusies, verzameld op de Maan door de Apollomissies 15 en 17. Water in magma van de Maan was niet te onderscheiden van water in koolstofhoudende chondrieten en is gelijkaardig aan het water op Aarde, wat een gemeenschappelijke oorsprong impliceert van het water in het inwendige van de Aarde en Maan.[125] Volgens Wang & Jacobsen (2016) ondersteunt de verrijking van het zware kaliumisotoop in maangesteente vergeleken met deze van de Aarde en van chondrieten de hoge-energie/hoge angular momentum[34] impacthypothese voor de oorsprong van de Maan.[126]

Andere hypothesen[bewerken | brontekst bewerken]
Gesteenteplaneten zoals de Aarde werden in de loop van de tijd gevormd door accretie van duizenden kleinere brokstukken. Objecten met hoge energie en hoog angular momentum zouden een synestia kunnen gevormd hebben, een overgangsfase in planeetvorming tijdens dewelke door impact verdampt gesteente in omloop gaat rond de kern van de structuur. Elk van de drie afgebeelde stadia in planeetvorming heeft dezelfde massa. Naar Simon Lock, Harvard University, 2017 (afbeeldingen op schaal).
Voorstelling van een synestia, een biconcave wolk van verdampt gesteente die ontstond als gevolg van een impact tussen twee roterende objecten in het vroege zonnestelsel. Volgens de synestiahypothese is dit een van de mogelijke structuren waaruit zich het Aarde-Maansysteem zou kunnen gevormd hebben.

Niettegenstaande de grote-inslaghypothese vele aspecten van het Aarde-Maansysteem verklaart, zijn er nog een aantal onopgeloste problemen, zoals vluchtige elementen die op de Maan meer voorkomen dan kan verwacht worden na een dusdanige energetische impact.[127] Vergelijking tussen Aarde- en Maanisotopen levert nog een ander probleem. Wiechert et al. publiceerden in 2001 de toen meest nauwkeurige meting van de isotopische vingerafdrukken[73] van maangesteenten.[128] Verrassend hierbij was dat Maanmonsters van de Apollomissies isotopische vingerafdrukken hebben die identiek zijn aan die van Aardse gesteenten, maar verschillend van die van andere hemellichamen in het zonnestelsel. Dit had men niet verwacht omdat gedacht werd dat na de impact de meeste materie die in omloop rond de proto-Aarde terechtkwam om de Maan te vormen van de hypothetische protoplaneet Theia afkomstig was. Onderzoekers van Caltech toonden in 2007 aan dat de waarschijnlijkheid dat Theia dezelfde isotopische vingerafdruk[73] had als de Aarde minder dan een procent bedraagt.[129] Zhang et al. (2012)[130] van University of Chicago publiceerden in 2012 een vergelijkende analyse van titaniumisotopen van Maanmonsters, van Aardse gesteenten en van meteorieten dat uitwees dat de materie waaruit de Maan bestaat enkel van de proto-Aarde afkomstig is en niet van de proto-Aarde en van een hypothetische planeet (Theia). Om deze problemen op te lossen werd in 2012 een nieuwe theorie gepubliceerd die poneert dat twee hemellichamen elk vijf keer de grootte van Mars collideerden en later opnieuw collideerden, waardoor een proto-Aarde gevormd werd omringd door een schijf materie dat samenklonterde tot de Maan. De tweede collisie en daaropvolgende samensmelting resulteerde in twee hemellichamen met dezelfde chemische samenstelling zoals op de dag van vandaag.[131]

In 2004 stelde de astrofysicus Nikolai Gorkavyi het nieuwe model multiple large asteroid impacts voor.[132][133] In 2013 werd het model ondersteund door Russische astronomen[134] en in 2017 door planetaire onderzoekers van het Weizmann Institute of Science (Israël).[135] Het voornaamste idee van het model suggereert dat de Maan gevormd werd als gevolg van herhaaldelijke hevige bombardementen door grote asteroïden (1 tot 100 km) die gedurende miljoenen jaren insloegen op de proto-Aarde. Een reeks kleinere impacten, die waarschijnlijk meer algemeen waren in het vroege zonnestelsel, kon genoeg gesteente en puin van de proto-Aarde in de ruimte ejecteren om rond haar een roterende accretieschijf te vormen die onder invloed van de zwaartekracht inkromp en waarvan de materie clusterde tot een kleine maan.[133][135] Herhaaldelijke impacten vormden meer kleine manen die in de loop van de tijd tot een grote maan samensmolten.[133][135]

In 2018 ontwikkelden onderzoekers aan de Harvard-universiteit en aan de Universiteit van Californië te Davis een computermodel dat de synestiahypothese genoemd wordt en een vroeg stadium vertegenwoordigt in de vorming van het Aarde-Maansysteem binnen de grote-inslaghypothese.[136] Een synestia is een hypothetische snel roterende donutvormige massa verdampt gesteente. In computersimulaties van grote impacten door roterende objecten kan een synestia gevormd worden indien het totale angular momentum[34] groter is dan de co-rotatielimiet.[137] De co-rotatielimiet is een functie die afhankelijk is van de samenstelling, de thermische toestand, angular momentum[34] en massa van Aarde-achtige planeten. Buiten de co-rotatielimiet zou de snelheid aan de evenaar van een lichaam de omloopsnelheid overschrijden.[138] In het geval van een synestia is het resultaat een binnenste gebied dat roteert aan een enkele snelheid, met een losjes verbonden torus die erbuiten in omloop is.[139] Synestias zouden verschillen hebben in de mantels, zowel qua temperatuur als qua samenstelling, deels ten gevolge van een lagere inwendige druk.[140] Volgens de hypothese vormde zich een synestia na een collisie met een object van hoge energie en met een hoog angular momentum.[34] Door het kookpunt van gesteente waren de oppervlaktetemperaturen van de synestia beperkt tot rondom 2000 °C.[141] Toen de synestia afkoelde door uitstraling van hitte in de ruimte, vormden zich in haar buitenste lagen gedurende een periode van tientallen jaren kleine magmadruppels waardoor de synestia samenkromp.[141] Materie dat buiten de Rochelimiet van het binnenste gebied van de synestia bleef trok samen tot kleine manen die daarna samenclusterden tot onze maan. Eens de synestia voldoende afgekoeld was om binnen de co-rotatiegrens te vallen, hervormde de proto-Aarde zich. Omdat de Maan zich volgens de synestiahypothese gevormd heeft binnen een dampwolk die van de Aarde afkomstig was, zijn haar isotopische ratio's dezelfde als die van de Aarde. De latere (her)vorming van de proto-Aarde, nadat de synestia afgekoeld was, is de reden waarom zij tijdens haar accretie meer vluchtige elementen opnam dan de Maan.[142]

Oudste mineralen en gesteenten, Cool Early Earth, ontstaan van het Leven en Late Heavy Bombardment[bewerken | brontekst bewerken]

Yilgarnkraton (West-Australië), Jack Hills (Narryer Terrane) en het oudste bekende mineraal (4,4 Ga)[bewerken | brontekst bewerken]

Terreinen van het Hadeïsch-Archeïsch Yilgarnkraton in West-Australië, het oudste kraton ter wereld. Het bestaat uit granitoïde-gneis en uit greenstone belts en werd in verschillende opeenvolgende episoden tussen ca. 4,46 en ca. 2,6 miljard jaar geleden gevormd (ca. 4,46 – ca. 2,6 Ga). Roze = graniet-gneis, groen = supracrustale[92] belts (naar Cassidy et al., 2006).[143]
Gepolijst fragment van een metaconglomeraat bestaande uit kwarts en keien, afkomstig uit de Jack Hills Greenstone Belt (West-Australië). Deze conglomeraten bevatten de oudste bekende detritische zirkoonkristallen ter wereld die op ca. 4,4 miljard jaar gedateerd werden en de oudste bekende continentale aardkorst vertegenwoordigen.
  • Ca. 4460 Ma: mogelijk begin van de vorming van het Yilgarnkraton (West-Australië) in de vorm van een protokraton bestaande uit het Narryer Terrane en het North-Central Southern Cross Domain.[144] Mole et al. (2019)[144] zijn van mening dat zirkonen uit de Jack Hills van het Narryer Terrane, die een U-Pb-ouderdom van ca. 4400 tot ca. 3050 Ma hebben,[145] hun oorsprong vonden in een mafische korst met een ouderdom van ca. 4,46 miljard jaar (4,46 Ga).
  • Ca. 4404 Ma: einde van het informele era Chaotian.[7] Begin van het eveneens informele Zirconian of Jack Hillsian era dat 4 miljard jaar geleden, met het einde van het Hadeïcum,[1] afliep. Het oudste bekende mineraal (géén gesteente), een detritaal zirkoon (ZrSiO4, zirkoonsilicaat) met nummer W74/2-36, stamt uit deze tijd en werd ontdekt in een conglomeraat in metamorfe sedimenten in de Jack Hills (Jack Hills Greenstone Belt) van het middenwesten van West-Australië. De tachtig kilometer lange Jack Hills liggen in het Precambrische Narryer Terrane van het graniet-greenstone Yilgarnkraton (een kraton in West-Australië) en bestaan uit een noordoost lopende gordel geplooide en metamorfe supracrustale[92] gesteenten.[146] Zirkoon is een algemeen sporenmineraal in granitisch gesteente dat gedetailleerde gegevens over de oorsprong van magma bewaart. Het wordt ook gevormd in mafische gesteenten of tijdens metamorfose. Zirkonen leveren betrouwbare kristallisatietijdstippen, betrouwbare magmatische delta-O-18-waarden[147] en betrouwbare samenstellingen van magmatische rare earth elements (REE), en kunnen insluitsels van andere cogenetische mineralen bevatten. Deze kenmerken van zirkoon blijven behouden, zelfs wanneer een kristal uit het gastheergesteente verwijderd werd door verwering, daarna getransporteerd, afgezet, hydrothermaal gewijzigd en gemetamorfoseerd. Het detritaal dieppurper zirkoonkristalletje (W74/2-36), een gebroken fragment van een groter kristal, meet 220 bij 160 µ.m en werd gevonden te Eranandoo Hill. De ouderdom werd met behulp van 207Pb/206Pb-datering bepaald op 4404 ± 8 miljoen jaar (Ma) of ca. 4,4 miljard jaar (Ga).[90] Het is de oudst bekende en gedateerde materie op Aarde en is slechts ongeveer honderdvijftig miljoen jaar jonger dan de oudste bekende hogetemperatuurinclusies in meteorieten (ca. 4560 Ma), die de maximumouderdom van de Aarde aangeven. De samenstelling van rare earth elements (REE) en van zuurstofisotopen in zirkoonkristal W74/2-36 geeft unieke inzichten in de aardkorst van 4,4 miljard jaar geleden en de zonering ervan in de magmatische processen. Zulke zones konden zich vormen tijdens het smelten van continentale korstgesteenten waarbij smelten met sterk uiteenlopende isotopen en sporenelementen konden ontstaan. Wilde et al. (2001)[90] opperen dat zirkoonkristal W74/2-36 eerst kristalliseerde in een magma dat zijn oorsprong vond in het smelten van een reeds bestaande continentale korst en dat vervolgens een magmatische overvloed vormde wanneer het vermengd werd met, of hersmolten door een meer primitief magma tussen 4,364 ± 6 Ma en 4,289 ± 7 Ma. Dit wijst erop dat er 4,4 miljard jaar geleden al intermediaire tot granitische continentale gesteenten bestonden met een hoog delta-O-18[147] ratio die het magma waarin zirkoonkristal W74/2-36 groeide konden contamineren. De ratio's van magmatische zuurstofisotopen van het zirkoonkristal wijzen op supracrustale[92] materie die bij lage temperatuur interactie had met een vloeibare hydrosfeer (water), die op de verder afkoelende planeet door onder meer regenwolken gevormd werd. Het kristal vertegenwoordigt dus het vroegst bekende bewijs van continentale aardkorst en oceanen op Aarde,[90] en volgens Sleep (2010)[110] bestond continentale korst mogelijk reeds 4,5 Ga. Mole et al. (2019)[144] zijn van mening dat de Jack Hillszirkonen van het Narryer Terrane, die een U-Pb-ouderdom van ca. 4400 tot ca. 3050 Ma hebben,[145] hun oorsprong vonden in een mafische korst met een ouderdom van ca. 4,46 miljard jaar. Het voorkomen van vloeibaar water 4,4 miljard jaar geleden kan belangrijke implicaties gehad hebben voor de evolutie van leven. Er zijn microfossielen bekend met een ouderdom van 3,5 miljard jaar.[148] De oudst bekende metasedimenten[149] en koolstofhoudende materie met lage biogenetische[150] koolstofisotoopratio's hebben een ouderdom van 3,8 miljard jaar. Zirkoonkristal W74/2-36 is zeshonderd miljoen jaar ouder dan deze organische materie. Als vloeibaar water beschikbaar was als oorzaak voor de geëvolueerde geochemie die Wilde et al. (2001)[90] tijdens hun onderzoek gemeten hebben, dan was er ook vloeibaar water beschikbaar voor mogelijke biologische processen. Indien het leven in de oceanen evolueerde, dan werd het vóór 3,9 miljard jaar geleden mogelijk meer dan eens bijna of geheel uitgeroeid door de zware asteroïdenbombardementen tijdens de Late Heavy Bombardment-fase in de evolutie van de Aarde (4100 Ma tot 3800 Ma).

Het Yilgarnkraton (ca. 4400–2600 Ma)[144] is een van de grootste stukken Precambrische korst op de planeet en een van de grootste graniet-greenstone terreinen. Het is voor 70 % samengesteld uit granitoïde-gneis en voor 30 % uit supracrustale[92] greenstone belts. Cassidy et al. (2006)[143] delen het kraton op in zeven tektonostratigrafische eenheden (terreinen), van oud naar jonger volgens zirkoon U-Pb-datering: Narryer Terrane (ca. 4400–3050 Ma), South West Terrane (ca. 4400–3050 Ma), Youanmi Terrane (4360–2640 Ma), Kurnalpi Terrane (3470-2600 Ma), Kalgoorlie Terrane (3400–2600 Ma), Burtville Terrane (2980-2600 Ma) en Yamarna Terrane (2830-2690 Ma). De kern van het Yilgarnkraton werd achtereenvolgens opgedeeld, uitgebreid en herwerkt[151] tijdens opeenvolgende episoden van korstaangroei (korstaccretie)[152] ca. 3700 Ma (era Eoarcheïcum), ca. 3300 Ma (era Paleoarcheïcum), ca. 3000–2900 Ma (era Mesoarcheïcum), ca. 2825–2800 Ma (era Mesoarcheïcum) en ca. 2730–2620 Ma. (era Neoarcheïcum).

Cool Early Earth[bewerken | brontekst bewerken]

  • Tussen ca. 4400 en 4000 Ma: tijdens dit tijdsinterval van ongeveer 400 miljoen jaar, dat begon na de extreme omstandigheden van de vroegste evolutie van de Aarde en dat eindigde vóór het begin van de hypothetische Late Heavy Bombardment-fase (4100 Ma tot 3800 Ma), waren er minder meteorietimpacten en heerste een koud klimaat waardoor vloeibaar water mogelijk was en dus ook het ontstaan van leven. Dit tijdsinterval wordt Cool Early Earth genoemd. De term werd in 2002 bedacht door de Amerikaanse geochemicus John Valley. Oppervlaktetemperaturen werden afgeleid van hoge delta-O-18-waarden[147] van zirkoonmineralen. Deze waarden zijn constant van 4,4 Ga (eon Hadeïcum) tot 2,6 Ga (era Neoarcheïcum), wat uniformiteit van processen en omstandigheden aangeeft. De hypothese cool early Earth suggereert lange intervallen met relatief gematigde omstandigheden van ca. 4,4 tot ca. 4,0 Ga[153] en druist in tegen het (verouderde) populaire beeld van de vroege Aarde als een planeet bedekt door heet magma. De zirkonen van de Jack Hills in West-Australië ondersteunen de hypothese. Volgens Bruce Watson en Mark Harrison[154] van Australian National University in Canberra werden de zirkoonkristallen aan lage kristallisatietemperaturen gevormd, rond ongeveer 700 °C. Dit kon enkel gebeuren in waterverzadigde sedimentpakketten die verhit werden totdat ze tot gesteente lithificeerden, wat dus dan weer betekent dat er 4,4 miljard jaar geleden (de ouderdom van het oudste bekende zirkoonkristal) al een solide aardkorst aanwezig was, misschien al in de vorm van kleine proto-continenten. De hypothese wordt ondersteund door de lage kristallisatietemperaturen. Volgens Watson waren de omstandigheden tijdens cool early Earth gunstig voor de vorming van complexe en stabiele organische moleculen en ontstond het leven veel vroeger dan eerder gedacht werd.

Nuvvuagittuq Greenstone Belt (Canada): de oudste gesteenten op Aarde (4,36 Ga)[bewerken | brontekst bewerken]

  • Ca. 4364 Ma: De Nuvvuagittuq Greenstone Belt is een opeenvolging van metamorf mafische tot ultramafische vulkanische en bijbehorende sedimentaire gesteenten op 40 km ten zuidoosten van Inukjuak (Quebec). Deze gesteenten behoren tot de oudste bekende op Aarde. De dominante mafische Ujaraaluk-eenheid, vooral bestaande uit biotiet, cummingtoniet en plagioklaas met variabele hoeveelheden granaatsteen, werd door O’Neil et al.[155] isochronisch gedateerd.[19] Een set minst verstoorde monsters afkomstig uit de Ujaraaluk-eenheid toont coherente isotoopsamenstellingen voor zowel kortlevende als langlevende Neodymium (Nd) isotopensystemen en geven 143Nd en 142Nd isochron ouderdommen van resp. 4321 ± 160 Ma (MSWD[156] = 6,3) en 4406 +14−17 Ma (MSWD = 1,0). Deze ouderdommen, met een gemiddelde van ca. 4363,5 ± 157 Ma, vertegenwoordigen volgens O’Neil et al. de beste ouderdomsschatting voor de Ujaraaluk-eenheid.

Nuvvuagittuq Greenstone Belt (Canada): hydrothermale bronnen en het ontstaan van Leven[bewerken | brontekst bewerken]

Hydrothermale bronnen (white smokers) stoten vloeistof rijk aan koolstofdioxide, silicium, calcium en barium uit (Champagne Vent, Noordwest Eifuku vulkaan, Marianas Trench Marine National Monument, Marianen).
Granaten paragneis[157] afkomstig uit de Canadese Nuvvuagittuq Greenstone Belt (westelijke Ungava Peninsula, oostelijke zijde van de Hudson Bay, Noordwest-Quebec). Ouderdom: 4,28 miljard jaar (Hadeïcum).
  • Ca. 4280 Ma: alhoewel het onbekend is hoe,[158] wanneer precies en waar het leven op Aarde ontstond, zouden onderzeese hydrothermale bronnen enkele van de vroegste bewoonbare paleomilieus kunnen geweest zijn.[13][159] Hydrothermale bronnen zijn over heel de wereld verspreid en komen voor in zones waar sea-floor spreading plaatsvindt. Ze vormen 'schoorstenen' bestaande uit sulfide en er heerst een temperatuur van 360 °C. Het zijn primordiale, basale paleomilieus die doen denken aan de milieus van de vroege Aarde, met reactieve gassen[160] (bv. waterstof), opgeloste elementen (bv. koolstof), en thermale en chemische gradiënten[161] die actief zijn op ruimtelijke schalen van centimeters tot meters. Toen in 1978 onderzeese hydrothermale bronnen ontdekt werden had dit een onmiddellijke impact op de hypotheses over het ontstaan van leven op Aarde omdat ze beschouwd worden als chemisch reactieve paleomilieus met de gepaste omstandigheden voor het ontstaan van bestendige prebiotische synthesen door middel van prebiotische chemische processen.[162] Dodd et al. (2017) beschrijven uit ijzerhoudende sedimentaire gesteenten van de Nuvvuagittuq Greenstone Belt in Quebec (Canada), beschouwd als afzettingen gerelateerd aan hydrothermale bronnen op de zeebodem, bepaalde structuren als mogelijke gefossiliseerde micro-organismen (Bacteria) die minstens 3770 miljoen (3,78 miljard) en mogelijk 4280 miljoen (4,28 miljard) jaar oud zijn. Deze structuren bestaan uit lange fijne draden (filamenten) en microscopisch kleine hematietbuizen die dezelfde morfologiën en minerale samenstellingen hebben als die van fossiele micro-organismen met dezelfde functie maar met een andere morfologie uit jongere gesteenten, en als die van filamenteuze micro-organismen uit moderne hydrothermale bronnen. De gesteenten van de Nuvvuagittuq Greenstone Belt behoren tot de oudste bekende op Aarde en bevatten isotopisch lichte koolstof in een carbonaat en koolstofhoudende matrix die als grafitische inclusies in diagenetische carbonate rosetten ('rozen', 'bloemen') voorkomen en als apatietbladen vergroeid tussen carbonaatrozetten en magnetiet-hematiet korrels. Deze matrix is geassocieerd met carbonaat in direct contact met de mogelijke microfossielen. De aanwezigheid van carbonate en koolstofhoudende mineralen wijst op oxidatie en biologische activiteit. Een verzameling monsters mafische korst uit de Nuvvuagittuq Greenstone Belt werd door O’Neil et al. (2009)[163] gedateerd met behulp van kortlevende radioactieve isotopen waarbij het isotoop 146Sm verviel tot het stabiele isotoop 142Nd, met een halfwaardetijd van ca. 103 miljoen jaar. O’Neil et al.[155] bekwamen een isochronouderdom[19] van 4,28 miljard jaar (4,28 Ga). Het is onduidelijk of deze ouderdom de eruptie-ouderdom vertegenwoordigt of de ouderdom van het brongebied van de smelt. Indien de vulkaanuitbarsting, waaruit de stollingsgesteenten van de Nuvvuagittuq Greenstone Belt ontstonden, 4,3 miljard jaar geleden plaatsvond, dan leveren deze gesteenten het eerste rechtstreekse bewijs hoe de oppervlakte-omstandigheden waren tijdens het Hadeïcum. Het cummingtonitisch amfiboliet dat de Nuvvuagittuq Greenstone Belt domineert is waarschijnlijk metamorf basaltisch gesteente, mogelijk afkomstig van pyroclastische stromen. De Nuvvuagittuq Greenstone Belt bevat de oudste bekende gesteenten op Aarde.
Dagzoom van metamorfe vulkanosedimentaire gesteenten te Porpoise Cove, Nuvvuagittuq Greenstone Belt, Canada. Sommige delen van deze formaties zijn meer dan 4 miljard jaar oud en behoren tot de oudste bekende gesteenten op Aarde.

Acasta Gneiss (Canada) en een zirkoon met een ouderdom van ca. 4,2 miljard jaar[bewerken | brontekst bewerken]

Late Heavy Bombardment[bewerken | brontekst bewerken]

  • Ca. 4100 Ma: op basis van onder meer tellingen van het aantal kraters op de Maan en op terrestrische planeten werd afgeleid dat ca. 4,1 miljard jaar geleden in het binnenste zonnestelsel een intense periode van impacten door meteorieten, asteroïden en kometen aanbrak die ca. 3,8 miljard jaar geleden tijdens het era Eoarcheïcum (eon Archeïcum) eindigde.[166] Deze (hypothetische) periode wordt de Late Heavy Bombardment-periode (LHB) of lunar cataclysm genoemd en beïnvloedde het oppervlak van de Maan en bijgevolg ook die van Mercurius, Venus, Aarde en Mars (de aardse planeten). Maar de timing, de herkomst van de impacterende lichamen en de dynamische implicaties van de impacten zijn controversieel. De impacten traden op na de stabilisering van de lithosfeer van de planeten, anders zouden ze niet kunnen bewaard gebleven zijn als kraters en bekkens.[167] Gesmolten maangesteente en ouderdommen van geschokte[168] meteorieten wijzen naar een verhoogde impactactiviteit tussen ca. 3,5 Ga (tijdens de era Paleoarcheïcum, eon Archeïcum) en ca. 4,0-4,2 Ga (Hadeïcum), en een relatieve rust tussen ca. 4,0–4,2 en ca. 4,4 Ga (Hadeïcum). Het voorkomen van Precambrische impactlagen met kleine bolletjes (Engels: spherules) wijst op een langdurige reeks Aardse impactoren[169] die actief bleef tot ca. 2,0–2,5 Ga (Siderium- en Rhyaciumperioden van de era Paleoproterozoïcum, eon Proterozoïcum). Deze kleine bolletjes werden gevormd nadat impactoren op Aarde insloegen waardoor een reusachtige pluim verdampt gesteente ontstond. Kleine druppels gesmolten gesteente in de pluim condenseerden, solidifieerden en vielen terug op het aardoppervlak waar ze een dunne laag vormden. Dynamische modellen die met restlichamen (meteorieten, asteroïden en kometen in de toenmalige asteroïdengordel) van de primaire accretie, die ca. 4568 miljoen jaar geleden begon, van de interstellaire gas- en stofwolk rekening houden en waarin deze restlichamen, onder meer ook scattered disk objects, gedestabiliseerd worden door omloopbaanmigratie van de reusachtige planeten van het zonnestelsel (Jupiter, Saturnus, Uranus en Neptunus), kunnen de impactlagen verklaren, hoewel alle dynamische modellen voor- en nadelen opleveren. Het oorspronkelijke migratiemodel werd in 2005 bedacht door Gomes et al.[170] en kreeg de naam 'Nice-model', genoemd naar de Franse stad waar het aan het Observatoire de la Côte d'Azur (het Zuid-Franse netwerk voor astronomische observatie) te Nice ontwikkeld werd.

Door de voortdurende herwerking[151] van het aardoppervlak als gevolg van de gecombineerde effecten van erosie en kratonische groei, draagt de Aarde relatief weinig bij tot de kennis van vroege impactbombardementen in het binnenste zonnestelsel. Alhoewel de stabiliteit en de relatief korte duur van de groei van de Maankorst in principe de Aardse geologische beperkingen overstijgt, blijft de kennis van de impactgeschiedenis van de Aarde en de Maan na bijna vijftig jaar analyse van Maanmonsters beperkt. Redenen hiervoor zijn onder meer het relatief kleine gebied van het Maanoppervlak waarvan monsters verzameld werd, en mogelijk ook bemonstering van locaties die 4,1 of 3,9 miljard jaar geleden een piek van inslagen ondergingen. Het bestaan van een Late Heavy Bombardment-periode 4,1 of 3,9 miljard jaar geleden is echter niet algemeen geaccepteerd.[171] De ogenschijnlijke impactenpiek zou in de plaats echter een impactverzadiging van het (te kleine) bemonsterde oppervlak kunnen reflecteren en de potentieel cryptische aard van de thermale handtekeningen van de impacten. Maar ondanks deze beperkingen is er brede consensus dat er meer impacten waren tijdens en onmiddellijk na de accretie van de Aardse planeten en de Maan.

Het Nice-model stelt de migratie voor van de gigantische planeten Jupiter, Saturnus, Uranus en Neptunus, vanuit een initiële compacte configuratie naar hun huidige posities, lang na de accretie van de protoplanetaire schijf. Wat overblijft van de buitenste protoplanetaire schijf wordt verstoord door de migratie van Uranus en Neptunus. Hierdoor worden ijshoudende planetesimalen verstrooid en komen terecht op de omloopbanen van planeten, wat een scherpe piek van impacten door ijshoudende objecten als gevolg heeft. In de asteroïdengordel beïnvloeden deze planeten de eccentriciteiten[172] van objecten en drijven hen in omloopbanen die die van de Aardse planeten doorkruisen. Dit veroorzaakt eveneens een langere periode van impacten en verwijdert ca. 90 % van de massa van de asteroïdengordel.[70] Het aantal planetesimalen dat op de Maan zou inslaan komt overeen met de kratergegevens van de Late Heavy Bombardment.[70] De planeetmigratie wordt in dynamische simulaties van het zonnestelsel gebruikt om astronomische gebeurtenissen te verklaren, zoals de Late Heavy Bombardment-fase van het binnenste zonnestelsel, de vorming van de Oortwolk, het bestaan van groepen kleine zonnestelsellichamen zoals de Kuipergordel, de Trojanen van Neptunus en Jupiter en de talrijke resonant transneptunische objecten waarvan de omloopbanen gedomineerd worden door Neptunus. Het succes van het Nice-model bij het reproduceren van vele waargenomen kenmerken van het zonnestelsel leverde het brede acceptatie op als zijnde het meest realistische huidige model van de vroege evolutie van het zonnestelsel,[173] hoewel het onder planetaire wetenschappers niet universeel de voorkeur geniet. Later onderzoek onthulde een aantal verschillen tussen de initiële voorspellingen van het Nice-model en waarnemingen van het huidige zonnestelsel, zoals de omloopbanen van de Aardse planeten en van de asteroïden, wat leidde tot de aanpassing van het model.[174]

Jack Hills (Narryer Terrane, West-Australië): zirkooninsluitsels met een organische oorsprong (4,1 Ga)[bewerken | brontekst bewerken]

Acasta gneis met een ouderdom van ca. 4,03 miljard jaar (Hadeïcum van Slave Province, Slavekraton, Noorwestelijk Canadees Schild, Canada). In 2006 werd in dezelfde gneis een zirkoon van 4,2 miljard jaar ontdekt.
  • Ca. 4100 Ma: Bell et al. (2015)[175] identificeerden uit een verzameling van meer dan tienduizend zirkoonkristallen uit de Jack Hills (Jack Hills Greenstone Belt) van het middenwesten van West-Australië een exemplaar met een ouderdom van 4.10 ± 0,01 Ga dat primaire grafietinsluitsels bevat waarop koolstofisotopische metingen gedaan werden. Zij interpreteren de insluitsels als primair omdat ze in een scheurvrije matrix vervat zitten zoals door Röntgenstralingmicroscopie aangetoond werd. Hun chemische samenstelling is consistent met een organische oorsprong en kan aantonen dat er zich tegen 4,1 Ga – ca. driehonderd miljoen jaar vroeger dan eerder voorgesteld werd – een biosfeer gevormd had. Betts et al.[176] probeerden licht te werpen op deze vroege periode door een moleculaire tijdschaal[177] te ontwerpen, gebruik makend van de altijd groeiende hoeveelheid genetische gegevens en door onzekerheden geassocieerd met fossiele bemonstering, ouderdomsbepalingen en interpretaties expliciet op te nemen.[178][179] Betts et al. concludeerden dat de laatste universele gemeenschappelijke voorouder van cellulair leven (last universal common ancestor of cellular life of LUCA) ontstond vóór het einde van het Late Heavy Bombardment (vóór 3,9 miljard jaar geleden). De kroongroepen van de twee primaire domeinen van het leven, Bacteria en Archaea, verschenen veel later (vroeger dan 3,4 miljard jaar geleden).

Slavekraton (Canada): een van de oudste bekende intacte fragmenten aardkorst in de Acasta Gneiss (4,03 Ga)[bewerken | brontekst bewerken]

Archeïcum (ca. 4000-ca. 2500 Ma)[bewerken | brontekst bewerken]

Voorstelling van een Paleoarcheïsch landschap met rechts een kolonie stromatolieten.

De chronometrische[3] ondergrens van het Archeïcum (van het Oudgrieks archaios, 'zeer oud' (tijdperk)), het tweede eon van het Precambrium, werd door het ICS met behulp van radiometrische datering bepaald op 4000 miljoen jaar geleden (4000 Ma of 4,0 Ga), de bovengrens op 2500 Ma (2,5 Ga). Het ICS deelt het Archeïcum (Engels: Archean) op in vier era's: het Eoarcheïcum (Engels: Eoarchean) (met chronometrische onder- en bovengrens 4000 Ma – 3600 Ma), het Paleoarcheïcum (Engels: Paleoarchean) (3600 Ma – 3200 Ma), het Mesoarcheïcum (Engels: Mesoarchean) (3200 Ma – 2800 Ma) en het Neoarcheïcum (Engels: Neoarchean) (2800 Ma – 2500 Ma). Het begin van het Archeïcum (Eoarcheïcum) wordt gekarakteriseerd door onder meer het mogelijke verschijnen van plaatstructuren en het eerste optreden van platentektoniek in de aardkorst. De oudste bekende, meer uitgebreide gesteenteformaties zijn dan ook ca. 4000 miljoen jaar oud. Het einde van het Archeïcum (Neoarcheïcum) wordt gekarakteriseerd door onder meer de vorming van een van de oudste bekende supercontinenten, genaamd Kenorland, ca. 2720 Ma (2,72 Ga).[187]

Eoarcheïcum (ca. 4000-ca. 3600 Ma)[bewerken | brontekst bewerken]

De benaming 'Eoarcheïcum' betekent 'dageraad Archeïcum', afgeleid van het Oudgriekse eos (Ἠώς: 'dageraad'). Dit eerste (oudste) era van het eon Archeïcum werd door het ICS chronometrisch[3] gedefinieerd tussen 4000 en 3600 Ma.[1] Eerste (betwiste) optreden van ééncellige organismen. Geologische gegevens tonen aan dat Accretionary Cycle Plate Tectonics[188] sinds minstens het begin van het Eoarcheïcum actief zijn met vorming van intraoceanische eilandbogen en accretionaire orogenese. Ontstaan van anaerobe fotosynthese (anoxygene fotosynthese).

Vroege platentektoniek en Napier Mountains-orogenese[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 4000 Ma: bij het aanbreken van het Eoarcheïcum was de Aarde beduidend afgekoeld met oceanen over het grootste deel van de planeet, en kenmerkend is de voortzetting van het Late Heavy Bombardment dat 100 miljoen jaar eerder begon (Hadeïcum). Er is een stevige korst die op vele locaties mogelijk nog onvolledig was met lava aan de oppervlakte. Onderzoek van de voornaamste Eoarcheïsche supracrustale[92] gordels en geochemische en isotopische gegevens tonen volgens Windley et al. (2021)[189] aan dat er door Accretionary Cycle Plate Tectonics[188] minstens vanaf 4 miljard jaar geleden aanzienlijke hoeveelheden jonge mafische korst en daaruitvolgend eilandbogen gevormd werden. Ook de klassieke Wilson Cycle Plate Tectonics, het uiteenvallen en terug samenvoegen van grote landmassa's, bestond volgens Windley et al. tijdens het Eoarcheïcum al, maar werd pas algemeen nadat de landmassa's rond 2,7–2,5 Ga (tijdens het era Neoarcheïcum) groot genoeg werden.
  • Ca. 4000 Ma: De vorming van de kratonische kern van de Napier Mountains-orogenese neemt een aanvang.[190] De Napier Mountains liggen in Enderby Land (Oost-Antarctica). Slechts 7 % van de huidige kratons bestaat uit Archeïsch gesteente. Zelfs rekening houdend met erosie en vernietiging van vroegere formaties, betekent dit dat slechts 5 tot 40 % van de huidige continentale korst tijdens het Archeïcum gevormd werd.[191] De kratonvorming werd waarschijnlijk op het einde van het era Mesoproterozoïcum (periode Stenian (Engels)) voltooid. De laatste miljard jaar groeiden de continenten aan hun randen door het proces van accretie.[192] De atmosfeer bevatte tijdens het Eoarcheïcum nog geen zuurstof en werd gedomineerd door koolstofdioxide.[193]
Canadees Schild[bewerken | brontekst bewerken]
Eoarcheïsche Greenlandite, een muscoviet-kwarts gneis met een ouderdom van ca. 3,8 miljard jaar (Nuup Kangerlua, Zuidwest-Groenland).
Isua Greenstone Belt (Groenland), biomarkers en mogelijke micro-organismen[bewerken | brontekst bewerken]
Noord-Chinakraton[bewerken | brontekst bewerken]
Oost-Europees Kraton[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 3750-3700 Ma: begin van de vorming van het Oost-Europees Kraton met de kratons van Fennoscandië (een deel van het Baltisch schild) in het noordwesten, Volgo-Uralia in het oosten en Sarmatia in het zuiden.[206] De jongste Archeïsche gesteenten van deze kratons zijn ca. 2,6 miljard jaar oud (era Neoarcheïcum). Claesson et al.[207] dateerden de oudste continentale korst van het Oekraïens Schild, dat deel uit maakt van het Oost-Europees Kraton (Sarmatia kraton), met behulp van radiometrische U–Pb-datering op ca. 3,75 Ga.

Paleoarcheïcum (ca. 3600-ca. 3200 Ma)[bewerken | brontekst bewerken]

De benaming 'Paleoarcheïcum' betekent 'het Oude Archeïcum', afgeleid van het Griekse palaios (παλαιός: 'oud'). Dit tweede era van het eon Archeïcum werd door het ICS chronometrisch[3] gedefinieerd tussen 3600 en 3200 Ma,[1] maar wordt niet geassocieerd met een specifiek niveau in de stratigrafische kolom. Het Paleoarcheïcum wordt gekenmerkt door opkomst en bloei van eencellige organismen met zuurstofproductie door fotosynthese, maar pas ongeveer op de overgang van het Archeïcum met het eon Proterozoïcum (era Paleoproterozoïcum, periode Siderium (Engels: Siderian)) zou zuurstof massaal in de atmosfeer opgenomen worden in een episode die de Great Oxidation Event genoemd wordt (tussen ca. 2,45 en 2,31 miljard jaar geleden).[204] Na het ontstaan van Cyanobacteria was oxygene fotosynthese[208] een van de belangrijkste vormen metabolisme die op Aarde evolueerde omdat daardoor complexe, hoger ontwikkelde levensvormen konden ontstaan. Hierbij is de fundamentele vraag in de biologie wanneer oxygene fotosynthese voor het eerst ontstond en evolueerde, en via paleobiogeologische processen leidde tot de toename van de hoeveelheid zuurstof in de atmosfeer van de jonge Aarde.[209] Moderne platentektoniek kwam waarschijnlijk nog niet voor, maar een of andere vorm van primitieve subductie kan bestaan hebben. Hoe het klimaat was tijdens het Archeïcum blijft hoogst onzeker, aangezien relevante geologische sporen schaars zijn en soms tegenstrijdige interpretaties geven. Zuurstofisotopen in cherts suggereren dat tussen 3,5 en 3,2 miljard jaar geleden het Archeïsche klimaat heet was (55 tot 85° C). Het feit dat deze cherts slechts matig verweerd zijn wijst er echter op dat het klimaat gematigd was.[210]

Pilbarakraton (Noordwest-Australië), Kaapvaalkraton (Zuid-Afrika) en supercontinent Vaalbara[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 3600 Ma: begin van de vorming van het Pilbarakraton (Noordwest-Australië) en het Kaapvaalkraton[211] (Zuid-Afrika). De vorming van het granitoïde Pilbarakraton werd voltooid tijdens het Neoarcheïcum (2,7 Ga) en van het Kaapvaalkraton eveneens tijdens dit era (2,5 Ga).[211] Dit zijn primordiale kratons waarvan overeenkomsten in vooral de bedekkende laat-Archeïsche gesteentelagen aangeven dat beide ooit deel uitmaakten van het supercontinent Vaalbara, dat gevormd werd uit kleinere proto-continenten. Het toenmalige bestaan van dit supercontinent wordt ondersteund door geochronologische en paleomagnetische gegevens.[212] De Paleoarcheïsche tot Neoarcheïsche evolutie van het Pilbarakraton wordt door goed bewaarde vulkanische sequenties gedocumenteerd. Het gebied biedt het beste geologische bewijs met betrekking tot het stadium in de geschiedenis van de Aarde wanneer moderne tektonische processen ontstonden. Volgens Smithies et al.[213] is het heel onwaarschijnlijk dat moderne platentektoniek een rol speelde in de Paleoarcheïsche evolutie van het Pilbarakraton, maar een of andere vorm van primitieve subductie kan bestaan hebben. Het Kaapvaalkraton werd gevormd door de plaatsing van een grote granitoïde batholiet die tijdens de vroege stadia van een magmatische- en sedimentatiecyclus van een vulkanische boog boven een subductieplaat de continentale korst verdikte en stabiliseerde.
Dharwarkraton (Zuid-India)[bewerken | brontekst bewerken]
Diagram van de vroege evolutie van het Leven, 3,5 Ga - Recent (stippellijnen wijzen op onzekerheden) (Javaux & Lepot, 2018;[214] Johnston et al., 2009;[215] aangepast door Lepot, 2020).[204]
  • Ca. 3600 Ma: begin van de vorming van het Dharwarkraton (Zuid-India). Het wordt beschouwd als het oudste deel van het Indische schiereiland. De vorming eindigde ca. 2,5 miljard jaar geleden op de overgang van het eon Archeïcum (era Neoarcheïcum) met het eon Proterozoïcum (era Paleoproterozoïcum, periode Siderium (Engels: Siderian)).[216] Het Dharwarkraton werd gevormd door het samenvoegen van kleine blokken continentale korst, elk met eigen thermale kenmerken en een eigen accretionaire ontwikkelingsgeschiedenis. In dit geval wordt met accretie de aangroei van het kraton door opname van materie bedoeld. Het kraton kan in een westelijk, centraal en oostelijk blok continentale korst verdeeld worden, gescheiden door grote afschuifzones. Het westelijke blok bevat enkele van de in het kraton oudste bekende sokkelgesteenten met twee generaties vulkanosedimentaire greenstoneopeenvolgingen en kleinschalige kaliumhoudende plutonieten. Het centrale blok bestaat uit oudere migmatitische TTG complexen (tonaliet-trondheimiet-granodioriet), resten van zeer oude supracrustale gesteenten,[92] lineaire vulkanischdominante greenstone belts en uitgebreide magnesium- en calciumoxiderijke granitoïden met sanukitoïde[217] affiniteit. Het oostelijke blok bevat overvloedige migmatiet, jongere overgangs-TTG complexen, magnesium- en calciumoxiderijke plutonieten en dunne vulkanisch-sedimentaire greenstone belts. Rond ca. 3450–3300, 3230–3150, 3000–2960, 2700–2600 en 2560–2520 Ma vonden er vijf belangrijke periodes van felsische korstvorming plaats die ongeveer samenvallen met periodes van greenstonevulkanisme. Kennis van de vorming, preservering en vernietiging van continentale korst op Aarde is van groot belang voor een juist begrip van de vorming van kratons, continenten, supercontinenten en geassocieerde minerale afzettingen. Jayananda et al. (2018) verschaften belangrijke inzichten in de opbouw van continenten op de Archeïsche en Proterozoïsche Aarde door de evaluatie van de accretieprocessen van jonge korst, de mechanismen van continentale groei en de globale evolutie van de geodynamische processen binnen het Dharwarkraton. De korstaccretiepatronen vertonen overeenkomsten met die van andere Archeïsche kratons zoals het Antongilkraton (Noordoost-Madagaskar), het Bundelkhandkraton (Noordwest-India), de Barberton Greenstone Belt en de Limpopo Belt (Zuid-Afrika), het Pilbarakraton en het Yilgarnkraton (resp. Noordwest- en west-Australië), het Noord-Chinakraton en het Tanzaniakraton (Oost-Afrika).
Barberton Greenstone Belt (Barberton Supergroup, Zuid-Afrika): uitzonderlijk rijk aan microbiële biomarkers[bewerken | brontekst bewerken]
Zimbabwekraton (Zuid-Afrika)[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 3550 Ma: begin van de vorming van het Zimbabwekraton in Mozambique (Zuid-Afrika). Ca. 1 miljard jaar later (ca. 2,58 Ga), tijdens het era Neoarcheïcum, is de vorming voltooid.[223] In een reeks groeistadia voegde de continentale korst van dit graniet-greenstone kraton greenstones en granitoïden toe aan een ca. 3,5 miljard jaar oude kern. De plaatsing van mantelpluimen onder de continentale korst veroorzaakte verbrokkeling en smelten van deze korst. Het Zimbabwekraton ontstond door de samenvoeging van het zuidelijke Tokwe Segment en het noordelijke Rhodesdale Segment, twee kleinere blokken continentale korst.[224] Beide segmenten stabiliseerden ca. 3,3 miljard jaar geleden.[223]
Kaart van Australië met in het noordwesten het Pilbaragebied in rood aangeduid. De vorming van het Pilbarakraton begon ca. 3,6 en eindigde ca. 2,7 miljard jaar geleden (Neoarcheïcum). Onder meer in de 3,48 miljard jaar oude Dresserformatie en de 3,4 miljard jaar oude Strelley Poolformatie zijn bewijzen van microbiële activiteit gevonden.
Singhbhumkraton (Oost-Indië)[bewerken | brontekst bewerken]
Barberton Supergroup (Zuid-Afrika): draadvormige organismen in de Onverwacht Group[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 3500 Ma: Hoewel er talloze meldingen geweest zijn van vondsten van microfossielen in de Zuid-Afrikaanse Barberton Supergroup werd de biologische oorsprong van de meeste in vraag gesteld. Omdat organische sferoïdale (afgeplat bolvormige) structuren op verschillende manieren abiotisch kunnen gevormd worden, werden de best gepreserveerde eenvoudige sferoïdale structuren uit het vroege Archeïcum als 'mogelijke microfossielen' beschouwd. Walsh & Lowe (1985)[226] meldden de ontdekking van structuren met een meer gecompliceerde biologische morfologie. Talrijke gebogen draadvormige structuren, vooral buisvormige, van dezelfde afmetingen zijn moeilijk uit te leggen als iets anders dan de fossiele resten van draadvormige organismen. Ze werden in twee verschillende stratigrafische niveaus in de Onverwacht Group aangetroffen. Hun morfologie en grote aantallen bewijzen volgens Walsh & Lowe overtuigend dat tijdens het vroege Archeïcum bacterie- of Cyanobacteria-achtige organismen bestonden, en hun ontdekking ondersteunde toenmalige meldingen van gelijkaardige draadvormige microfossielen in 3,5 miljard jaar oude gesteenten in West-Australië.
Baltisch Schild[bewerken | brontekst bewerken]
Dresserformatie (Warrawoona Group, West-Australië): zeer diverse microbiële levensgemeenschappen[bewerken | brontekst bewerken]
Apex Chert (Warrawoona Group, West-Australië): abiotische draadvormige structuren[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 3460 Ma: De levensboom vertakt door de opsplitsing van Bacteria en Archaea, en variëteiten van Bacteria beginnen zich te verspreiden. In de Apex Chert van de Warrawoona Group (Pilbarakraton) (Noordwest-Australië), werden in 1983 fossielen van Bacteria en Cyanobacteria ontdekt, als het oudste morfologische bewijs van leven ter wereld beschouwd en als een vroeg begin voor zuurstofproducerende fotosynthese. Omdat abiotische processen niet konden uitgesloten worden rees er discussie of de resten wel werkelijk van organische aard zijn.[230] Initieel werden elf taxa 'micro-organismen' beschreven uit een afzetting die, door bepaalde kenmerken zoals afgeronde en gesorteerde sedimentkorrels, mogelijk gevormd werd aan de monding van een rivier.[148] Intensieve kartering en petrogenetische[231] analyse heeft aangetoond dat de habitat van de vermeende micro-organismen echter van hydrothermale aard was. Met behulp van transmissie-elektronenmicroscopie en rasterelektronenmicroscopie werd aangetoond dat de draadvormige 'microfossielen' door de hydrothermale omstandigheden minerale structuren zijn die gevormd werden tijdens afschilfering van fyllosilicaat. De draadvormige structuren vertonen geen enkele biologische morfologie en hebben geen enkele gelijkenis met jongere echte koolstofhoudende microfossielen.[232]
Paleomagnetisch onderzoek[bewerken | brontekst bewerken]
Barberton Greenstone Belt (Zuid-Afrika): draadvormige organismen uit de Onverwacht Group[bewerken | brontekst bewerken]
Strelley Poolformatie (Noordwest-Australië): microbiële matten en Stromatolieten[bewerken | brontekst bewerken]
Lensvormige koolstofhoudende microstructuren, aangetroffen in 3,4 miljard jaar oude chert van de Strelley Poolformatie in Noordwest-Australië. De microstructuren hebben equatoriale flenzen, geplaatst in verschillende posities. Op de microstructuren zijn donkere koolstofhoudende bolletjes zichtbaar en inwendige blaasjes zijn gevuld met helderwitte chert.[204]
Doorsnede door een ca. 3,4 miljard jaar oude stromatoliet uit de Strelley Pool Chert, Strelley Poolformatie van het Pilbarakraton (Noordwest-Australië). De meeste stromatolieten vertonen een karakteristieke gelaagde structuur. Enkel deze lagen zijn zichtbaar voor het blote oog. De kolonies worden in de loop van jaren in ondiep zeewater gevormd door 1 tot 10 mm dikke matten micro-organismen (zoals Cyanobacteria) die mineraalpartikels afzetten waardoor deze matten dikker (en gelaagd) worden. Enkel de bovenste laag blijft in leven.
  • Ca. 3400 Ma: Duda et al. beschrijven uit de Strelley Poolformatie (Pilbarakraton, Noordwest-Australië) een facies met microbiële matten[203] die stromatoliethoudende carbonaten uit dezelfde formatie bedekt.[237] Het facies bestaat uit gelaagde, heel fijnkorrelige zwarte chert met onderbroken lagen en lenzen witte kwarts. Het bevat kleine koepelvormige stromatolieten en vertoont halvemaanvormige, door de wind gevormde fossiele (zand)ribbels. Licht- en kathodeluminescentie,[238] Ramanspectroscopie en Time-of-Flight Secondary Ion Mass Spectrometry (ToF-SIMS)[239] tonen een ruimtelijke associatie van carbonaten, organisch materiaal en een overvloedige hoeveelheid pyriet binnenin de zwarte chert. Nanoscale secondary ion mass spectrometry (NanoSIMS)[240] bevestigde de aanwezigheid van verschillende lens- en bolvormige koolstofhoudende microstructuren die tot verschillende tientallen μm groot zijn en door pyriet en organische materie omgeven worden. Duda et al. beschouwen deze aggregaten als organische aggregaten. Vergeleken met microbiële matten uit het Fanerozoïcum (541 ± 1,0 Ma tot heden) vertegenwoordigt de Paleoarcheïsche facies een ondiep marien paleomilieu. Tijdens sedimentatie en primordiale diagenese trad door hydrothermale vloeistoffen neerslag en silicificatie[241] op van carbonaat. Het bestudeerde milieu en de delta-O-13-handtekening[242] van de organische materie wijzen op de aanwezigheid van fotoautotrofe organismen. De overvloedig voorkomende pyriet heeft een isotopische handtekening voor zwavel die consistent is met microbiële afbraak[243] van sulfaat. De onderzoeksresultaten van Duda et al. wijzen erop dat microbiële matten aan de oorsprong liggen van de zwarte chertfacies van de Strelley Poolformatie.
Johannesburg Dome (Zuid-Afrika)[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 3340 Ma: vorming van de Johannesburg Dome in het centrale deel van het Kaapvaalkraton (Zuid-Afrika).[244] De Johannesburg Dome ('Johannesburg Koepel') is een van de belangrijkste gebieden in dat deel van het kraton omdat het een betere kijk kan geven op de evolutie van de Archeïsche aardkorst. Het omvat een verscheidenheid aan Archeïsche granitische gesteenten die binnengedrongen zijn in mafische–ultramafische restanten van geërodeerde greenstone. Nauwkeurige U-Pb-datering van zirkoon gaf voor een trondheimitische gneis uit het noordwestelijke deel van de koepel een ouderdom van 3340 ±3 Ma. Omdat onder meer de gneis in de greenstone geïntrudeerd was, zijn de restanten van de geërodeerde greenstone die verspreid doorheen de koepel voorkomen dus ouder dan 3,34 miljard jaar (3,34 Ga).
Limpopo Belt (Zuid-Afrika en Zimbabwe)[bewerken | brontekst bewerken]
Barberton Greenstone Belt (Zuid-Afrika): een asteroïde-impact 3,26 miljard jaar geleden[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 3260 Ma: in het gebied van de Barberton Greenstone Belt vindt een van de grootste asteroïde-impacten ooit plaats.[258] Het ca. 3,26 miljard jaar oude contact tussen de grotendeels vulkanische Onverwacht Group en de bedekkende grotendeels sedimentaire Fig Tree Group in de Barberton Greenstone Belt (Barberton Supergroup) in Zuid-Afrika wordt gekenmerkt door een gesteentelaag die onder meer uit overvloedige kleine bolletjes met de grootte van een zandkorrel bestaat (Engels: spherules).[259] Na de impact door een grote asteroïde (met een diameter van mogelijk 50 km) werd een wolk verdampt gesteente gevormd waaruit deze bolletjes condenseerden, op Aarde neersloegen en zo de kenmerkende gesteentelaag vormden. De afzetting bevat veel iridium en vertoont anomaliën in chroomisotopen. Dit wijst op een kosmische oorsprong in de vorm van een koolstofhoudende chondriet. Als geologisch bewijs voor de impact wijst Lowe (2013)[260] op beschadigd gesteente ten gevolge van zeer sterke seismische golven en evenals op sporen van impactgerelateerde tsunami's.
Fig Treeformatie (Barberton Greenstone Belt, Zuid-Afrika): een diverse levensgemeenschap Stromatolieten[bewerken | brontekst bewerken]
Locatie (in rood) van de ca. 3,55 tot ca. 3,22 miljard jaar oude Barberton Greenstone Belt (Barberton Supergroup) in Zuid-Afrika en Swaziland (era Paleoarcheïcum), aan de oostelijke rand van het Kaapvaalkraton. De belt bevat sedimentaire, vulkanische en intrusieve gesteenten (Homann, 2019).[218]
  • Ca. 3259-3225 Ma[220]: In dunne chertlagen van de Fig Tree Group (Barberton Greenstone Belt, Barberton Supergroup) in Zuid-Afrika werd een morfologisch diverse levensgemeenschap stromatolieten ontdekt.[261] Ze bestaan uit zijdelings verbonden koepels die over het algemeen een laag-reliëf hebben en werden bijna parallel aan de beddingvlakken[262] van het omgevende gesteente gevormd (stratiform). Zeldzamere vormen zijn pseudozuilvormig of stratiform met een 'gekreukt' reliëf. De stromatolieten groeiden op een substraat van metamorf komatiitische lava en op sedimenten die op het oppervlak van de lava afgezet werden, en werden later op de meeste plaatsen bedekt door komatiitische extrusie.[263] De aanwezigheid van overvloedige fijnkorrelige toermalijn binnenin de laminae (lagen) van de stromatolieten suggereert dat de kolonies gevormd werden in een paleomilieu gedomineerd door evaporitische pekel en door boriumrijke uitstoot van een warmwaterbron. De Fig Tree Group bestaat uit vulkanoklastische[264] zandsteen, conglomeraat, turbiditische leisteen, breccie, chert, mudstone, turbiditische siltsteen, lithische grauwacke, ijzerrijke leisteen en banded iron formation. Ook de oudste bekende en beschreven microscopische organismen werden ontdekt in zwarte koolstofhoudende chert van de Fig Tree Group (soms ook de Fig Treeformatie genoemd). De eencellige staafvormige bacterie-achtige Eobacterium isolatum (superrijk Prokaryota of Monera, domein Bacteria) en de eencellige afgeplat bolvormige blauw-groene alg Archaeosphaeroides barbertonensis (superrijk Prokaryota, domein Bacteria, stam Cyanobacteria, orde Chroococcales)[265] werden beide ontdekt in de zestiger jaren en zijn meer dan 3,1 miljard jaar oud.[266] Deze ouderdom wijst erop dat het leven veel vroeger dan 3,1 Ga uit chemische bestanddelen ontstond. De fotosynthetische aard van deze micro-organismen lijkt bevestigd te worden door koolstofisotopisch en organogeochemisch onderzoek op organische materie uit de Fig Tree Group.[266][267] Toen Schopf en Barghoorn een stuk zwarte chert afkomstig van de Fig Treeformatie in dunne schijfjes zaagden, vonden ze de aan bacteriën en blauw-groene algen gelijkaardige organismen. De bacteriën zijn in grootte vergelijkbaar met nu levende staafvormige soorten. Hun uiteinden zijn afgerond en alle wanden bestaan klaarblijkelijk uit twee lagen. In de dunne schijfjes werden ook eencelligen aangetroffen die Archaeosphaeroides barbertonensis benoemd werden en waarvan aangenomen wordt dat ze de oudste bekende vertegenwoordigers zijn van de blauw-groene algen. De soortnaam Archaeosphaeroides barbertonensis is de combinatie van de aanduiding van de extreem hoge ouderdom (Archaeo) van dit organisme en de locatie (Barberton Greenstone Belt) waar het ontdekt werd. De afgeplat bolvormige cellen lijken op die van moderne soorten in de orde Chroococcales. Soortgelijke cellen komen ook voor in de Gunflint Chert van Ontario (Canada) en in de Bitter Springsformatie van Australië en zijn respectievelijk twee en een miljard jaar oud. Schopf en Barghoorn (1966, 1967) stelden dat, indien deze cellen representatief zijn voor blauw-groene algen, ze de biogeochemische eigenschappen onderbouwen die het voorkomen van fotosynthese suggereren op het moment van de afzetting van de Fig Treeformatie meer dan 3,1 miljard jaar geleden. Schopf en Barghoorn troffen in de schijfjes zwarte chert naast de blauw-groene algen en de bacteriën ook nog draadachtige structuren aan die volgens hen eveneens organisch zijn. Ondanks het ontbreken van morfologische details draagt de organische aard van deze structuren bij aan de mogelijkheid dat organismen in de chert tijdens de vorming ervan vast kwamen te zitten. Zowel het directe bewijs van de aanwezigheid van organismen en het indirecte bewijs van de organische geochemie van de vindplaats ondersteunen de visie dat de oudste planten meer dan drie miljard jaar geleden verschenen en de daaraan gerelateerde oudste zuurstofproducerende fotosynthetische activiteit plaatsvond.
Siberisch Kraton[bewerken | brontekst bewerken]

Mesoarcheïcum (ca. 3200-ca. 2800 Ma)[bewerken | brontekst bewerken]

De benaming 'Mesoarcheïcum' betekent zoveel als 'het Middelste Archeïcum'. Dit derde era van het eon Archeïcum werd door het ICS chronometrisch[3] gedefinieerd tussen 3200 en 2800 Ma,[1] maar wordt, zoals de voorgaande era's Eoarcheïcum en Paleoarcheïcum, niet geassocieerd met een specifiek niveau in de stratigrafische kolom. Verdere bloei en diversificatie van microbieel leven. Moderne subductie komt voor het eerst op grote schaal voor.

Tanzaniakraton[bewerken | brontekst bewerken]
Ruw bolvormige microstructuren aangetroffen in de ca. 3 miljard jaar oude Farrel Quartzsite in het Mount Goldsworthy–Mount Grant-gebied (Pilbarakraton, Noordwest-Australië).[204]
  • Ca. 3160 Ma: Sun et al.[269] dateren op basis van de samenstelling van neodymium-isotopen de oudste korst van het Tanzaniakraton (Dodoman Supergroup) op 3159±23 Ma en de jongste op 2623±234 Ma (Nyanzian Supergroup). De belangrijkste periode met zowel toevoeging van jonge korst als crustal recycling[95] vond plaats tussen 2,7 en 2,6 miljard jaar geleden (era Neoarcheïcum). Het Tanzaniakraton bevindt zich in Centraal- en Noord-Tanzania en strekt zich naar het noorden door het Victoriameer uit naar West-Kenia en Zuidoost-Oeganda. Het kan van oud naar jonger in drie hoofdeenheden onderverdeeld worden: Dodoman Supergroup, Nyanzian Supergroup en Kavirondian Supergroup. Het kraton is voornamelijk samengesteld uit granitoïden, en in het noordelijk deel bevinden zich vooral oost-west lopende greenstone belts. Volgens isotopische gegevens is het noordelijke deel van het kraton ca. 100 miljoen jaar jonger dan het centrale deel, wat erop wijst dat de bron van het mantelgesteente voor de beide delen in een ander gebied lag.
Pilbarakraton (Noordwest-Australië): ontstaan van moderne subductie[bewerken | brontekst bewerken]
Singhbhumkraton (Oost-Indië): stabilisering[bewerken | brontekst bewerken]
Farrel Quartzite (Gorge Creek Group, Noordwest-Australië): morfologisch gediversifieerde koolstofhoudende microstructuren[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 3000 Ma: Sugitani et al. (2007,[271] 2009)[272] meldden morfologisch gediversifieerde, koolstofhoudende microstructuren in chertlagen van de Farrel Quartzite (Gorge Creek Group) in het Mount Goldsworthy–Mount Grant-gebied in het noordoostelijke deel van het Pilbarakraton in Noordwest-Australië. Het voorkomen van lagen grote verkiezelde[273] pseudomorfen en fijne tot grofkorrelige vulkanoklastische[264] en/of klastische lagen in de chertlagen wijst op afzetting in een deels evaporietisch bekken met terrigeen klastische en vulkanoklastische toevoer. In hetzelfde stratigrafisch niveau in dagzomen meer dan 2 km van elkaar verwijderd komen vergelijkbare gemeenschappen microstructuren voor. Er zijn vier hoofdtypen: afgeplat bolvormige (klein (<15 μm) en groot (>15 μm)), lens- tot staafvormige, draadachtige en microstructuren die niet meer dan een film achtergelaten hebben. Elk type kan in verschillende subtypen verder onderverdeeld worden. Alhoewel voor sommige draadachtige microstructuren een synsedimentaire[274] oorsprong niet kan bevestigd worden, werden de meeste microstructuren afgezet als onderdeel van een geheel aan chemische en klastische sedimenten. Sommige specimina komen voor in kolonie-achtige clusters en vele lijken oorspronkelijk flexibele maar breekbare wanden te hebben gehad. Ramanspectroscopie wees uit dat de microstructuren uit amorfe koolstof[275] bestaan. Het grootste deel van de isotopische samenstelling van de koolstof is δ¹³C[276] < −30 ‰, wat consistent is met biologische activiteit. Het gecombineerde morfologische en geologische bewijs toont aan dat de microstructuren in de chertlagen van de Farrel Quartzite waarschijnlijk tot heel waarschijnlijk de fossiele resten zijn van micro-organismen. Hun morfologische verscheidenheid wijst op een bloeiend en divers microbieel ecosysteem in het Pilbaragebied tijdens het Archeïcum. In hun artikel uit 2009 ondernemen Sugitani et al. een poging om de microstructuren taxonomisch te groeperen en suggereren dat de graad van morfologische complexiteit op de aanwezigheid van reproductieve stadia wijst en op een hoger biodiversiteitsniveau dan voorheen aangenomen werd.
Supercontinent Ur[bewerken | brontekst bewerken]
Doorsnede-illustratie met enkele belangrijke geodynamische fenomenen in de platentektoniek en met de belangrijkste soorten plaatgrenzen (Simkin et al., 2006).[277]
Pongola-ijstijd[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 2900 Ma: begin van de Pongola-ijstijd.[284] De oudste bekende bewijzen voor glaciatie (de vorming van ijskappen) op gemiddelde breedtegraad werden aangetroffen in de Pongola Supergroup diamictiet. De Pongola Supergroup[285] is een uitzonderlijk goed bewaard gebleven opeenvolging supracrustale[92] vulkanische en sedimentaire gesteenten dicht bij de oostelijke rand van het Kaapvaalkraton in Zuid-Afrika en Swaziland. De Pongolaglaciatie duurde tot ca. 2,78 miljard jaar geleden (Vroeg Neoarcheïcum). De globale temperaturen verschilden niet veel van de huidige. In de Pongola Supergroup bevinden zich vier sedimentlagen diamictiet in een interval dat vooral uit mudrock[286] bestaat en dat door arenietafzettingen van de vijfduidend meter dikke Mozaan Group doorsneden wordt. De meest opvallende van deze diamicten heeft een dikte van 80 meter. Het gesteente is zwart en bestaat uit een homogene matrix die zelzame klasten met karakteristieke variërende samenstelling bijeenhoudt. Sommige klasten zijn gestreept en hebben platte vlakken (gefacetteerd), wat op transport wijst. De heterogene klastensamenstelling, het voorkomen van gestreepte keien en de chemische gegevens van de belangrijkste componenten wijzen op een glaciale oorsprong van de diamicten[287] die aldus onder meer een herwerkte[151] toevoeging van glaciatiegerelateerd puin vertegenwoordigen (puin dat zich in ijskappen en gletsjers bevond).

Neoarcheïcum (ca. 2800-ca. 2500 Ma)[bewerken | brontekst bewerken]

De benaming 'Neoarcheïcum' betekent zoveel als 'het Nieuwe Archeïcum'. Dit vierde era van het eon Archeïcum werd door het ICS chronometrisch[3] gedefinieerd tussen 2800 en 2500 Ma,[1] maar wordt, zoals de voorgaande era's Eoarcheïcum, Paleoarcheïcum en Mesoarcheïcum, niet geassocieerd met een specifiek niveau in de stratigrafische kolom. Isotopische gegevens van koolstof (C) en zwavel (S) van twee continenten over een tijdspanne van 200 miljoen jaar wijzen erop dat de reducerende Neoarcheïsche atmosfeer tijdelijk rijk was aan methaandampen (CH4). Methaan is de eenvoudigste koolwaterstof. Verhoogde methaanuitstoot in de atmosfeer versnelde het verlies aan waterstof, bespoedigde planetaire oxidatie en maakte de weg vrij voor de Great Oxidation Event[288] dat ongeveer op de overgang van het Neoarcheïcum met het eon Proterozoïcum (era Paleoproterozoïcum, periode Siderium (Engels: Siderian)) begon (tussen ca. 2,45 en ca. 2,31 miljard jaar geleden).[204] Zuurstofproductie door aerobe fototrofe micro-organismen (oxygene fotosynthese)[208] en opname van zuurstof in de atmosfeer namen tijdens het Neoarcheïcum gestaag toe. De evolutie van microbiële metabolismen, de daaruit volgende biodiversiteit en de veranderingen in het paleomilieu, zoals de zich ontwikkelende atmosfeer en bodem, onderscheiden het era beduidend van andere. De vorming van jonge continentale korst en het in werking treden van de platentektoniek tijdens het Archeïcum werkten de kolonisatie van een grotere verscheidenheid aan niches door micro-organismen in de hand door het stijgende aantal gesteentesoorten en de daaruit volgende toenemende chemische diversiteit van het aardoppervlak. Aerobe metabolismen werden mogelijk begunstigd door een toename van koper in de Neoarcheïsche milieus. Mogelijk bleef aerobe fotosynthese vroeger in het Archeïcum beperkt door een gebrek aan fosfor veroorzaakt door ontoereikende biologische recycling in anaerobe omstandigheden. Tijdens het Neoarcheïcum was dit probleem verholpen door de overvloed aan fosfor in magmatisch gesteente. Dit laatste, in combinatie met andere evoluerende geodynamische processen, zoals een toename van de opname van organische materie in sedimenten en hogere oxidatiewaarden in vulkanische zwavel en magmatisch ijzer, droeg bij tot een grote opbouw van zuurstof in de atmosfeer wat uiteindelijk leidde tot de Great Oxidation Event.[204]

Geodynamisch schema met continentale collisie (Vanderhaeghe & Duchêne, 2010). Vooruitschuivende platen continentale korst gecombineerd met de ontkoppeling van korst en aardmantel resulteren in verdikking van de lithosfeer aan beide kanten van de collisienaad als gevolg van zowel horizontale verkorting van de overschuivende plaat en korstoverdracht van de onderschuivende naar de overschuivende plaat (tektonische accretie).[289]
Noord-Chinakraton: vorming van de Neoarcheïsche basis[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 2800 Ma: begin van de vorming van de Neoarcheïsche basis van het Noord-Chinakraton.[205] Het kraton ligt in Noordoost-China, Binnen-Mongolië, de Gele Zee en Noord-Korea en bestaat uit een Archeïsche tot Paleoproterozoïsche basis (keldergesteenten) bedekt door Mesoproterozoïsche tot Cenozoïsche (eon Fanerozoïcum) sedimentaire gesteenten en stollingsgesteenten. In het oostelijk deel van het kraton komen plaatselijk beperkte hoeveelheden Eoarcheïsche (ca. 3800 Ma) tot Mesoarcheïsche keldergesteenten voor maar er is weinig bekend over hun omvang, aard en tektonische evolutie door uitgebreide herwerking[151] ten gevolge van latere geodynamische gebeurtenissen. De Neoarcheïsche basis van het Noord-Chinakraton werd tijdens twee afgescheiden episoden gevormd, tussen 2,8 en 2,7 en tussen 2,6 en 2,5 miljard jaar geleden. De eerste periode wordt beschouwd als een belangrijke periode van vorming van jonge korst zoals aangetoond door isotopische gegevens van neodymium (Nd) en hafnium (Hf). Gesteenten uit deze periode komen maar beperkt aan de oppervlakte. De vorming van de Neoarcheïsche kratonbasis tijdens de tweede episode, tussen 2,6 en 2,5 miljard jaar geleden, was waarschijnlijk het gevolg van mantelpluimconvectie. De Precambrische basis van het Noord-Chinakraton bestaat voor ca. 80 % uit gesteenten die dateren uit de tweede vormingsepisode. Deze gesteenten kunnen onderverdeeld worden in hooggradige[290] gneiscomplexen en lage- tot middelgradige graniet-greenstone belts die wijd verbreid zijn over het gehele kraton, wat de hypothese lijkt te ondersteunen dat de kratonisering (stabilisering) zich ca. 2,5 miljard jaar geleden (2,5 Ga) voordeed. Maar de 2,6 tot 2,5 Ga oude gesteenten in het oosten en westen van het kraton verschillen van de even oude gesteenten in het centrale deel (Trans-North China Orogen). Het Jong-Paleoproterozoïsche Trans-North China Orogen wordt gedomineerd door gneiskoepels en metamorfoseerde ca. 2,5 Ga. Komatiieten en komatiitische gesteenten komen voor in de graniet-greenstone belts in de oostelijke en westelijke delen van het kraton maar in het centrale deel over het algemeen niet. Deze verschillen impliceren dat de 2,6 tot 2,5 Ga keldergesteenten van de kratonbasis in de oostelijke en westelijke delen van het kraton onder andere tektonische omstandigheden gevormd werden dan de gesteenten in het centrale deel. Paleoproterozoïsche keldergesteenten zijn voornamelijk beperkt tot drie lineaire tektonische belts. Dit zijn de Fengzhen Belt (Inner Mongolia Suture Zone), Central Orogen Belt en Jiao-Liao-Ji Belt. De geodynamische processen continentale collisie en subductie waren volgens lithologische en tektonische gegevens betrokken bij de ontwikkeling van deze belts.
Abitibi Greenstone Belt (Canada)[bewerken | brontekst bewerken]
Hamersley Group (Mount Bruce Supergroup, Noordwest-Australië): Cyanobacteria-biomarkers[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 2780-ca. 2450 Ma: Bitumen[297] dat onttrokken werd uit 2,78 tot 2,45 miljard jaar oude schalie van de Fortescue Group en Hamersley Group (Mount Bruce Supergroup) van het Pilbarakraton in Noordwest-Australië[298] bevat sporen van moleculaire fossielen (biomarkers) en werpt licht op de Neoarcheïsche biodiversiteit. De aanwezigheid van hopaan[299] in deze Archeïsche gesteenten bevestigt de hoge ouderdom van het Domein Bacteria, en hoge relatieve concentraties van 2α-methylhopaan[300] wijzen erop dat het primair door Cyanobacteria geproduceerd werd. Daarom moet zuurstofgenererende fotosynthese meer dan 2,8 miljard jaar geleden ontstaan zijn, wat beduidend vroeger is dan de periode waarin grote hoeveelheden zuurstof in de atmosfeer begonnen te accumuleren (Great Oxidation Event, ca. 2,45-ca. 2,31 miljard jaar geleden). De overvloed aan biomarkers afkomstig van Cyanobacteria in schalie verweven met banded iron formation wijst erop dat, niettegenstaande sommige Archeïsche banded iron formations door abiotische fotochemische processen zouden kunnen gevormd zijn of door anaerobe fototropische Bacteria, de banded iron formations van de Hamersley Group hun oorsprong vinden in biologische zuurstofproductie. Het voorkomen van biomarkers uit de 3β-methylhopaanreeks wijst erop dat micro-aerofiele heterotrofe Bacteria of methylotrofen[301] actief waren in Laat-Archeïsche paleomilieus. De aanwezigheid van steranen in een breed scala van structuren met relatieve abundanties zoals die van Laat-Paleoproterozoïsche tot Fanerozoïsche sedimenten vormt het overtuigende bewijs voor het bestaan van Eukaryota (mogelijk ontstaan via endosymbiose) in het Laat-Archeïcum, negenhonderd miljoen jaar vóór zichtbare fossielen het bewijs leveren dat deze evolutielijn ontstaan was. Sterole biosynthese bij bestaande Eukaryota vereist moleculaire zuurstof. Het voorkomen van steranen met biomarkers afkomstig van zuurstofproducerende Cyanobacteria in Neoarcheïsche gesteenten wijst erop dat de concentratie opgeloste zuurstof in sommige delen van de bovenste waterkolom van de oceanen minstens ongeveer 1% bedroeg van het huidige atmosferische niveau, wat voldoende kan geweest zijn om aerobe ademhaling mogelijk te maken.
Supercontinent Kenorland[bewerken | brontekst bewerken]
Reconstructie van het supercontinent Kenorland ten tijde van het Neoarcheïcum, ca. 2,7 miljard jaar geleden (ca. 2,7 Ga) (Lubnina & Slabunov, 2011; Slabunov & Lubnina, 2016). 1 = actieve mantelpluim (ca. 2,7 Ga), 2 = orogenese door continentale collisie (ca. 2,7 Ga), 3 = subductie(a)- en collisiesystemen (b) (ca. 2,7 Ga), 4 = continentale korst: (a) > 3,0 Ga (minstens Mesoarcheïcum), (b) 3,0–2,8 Ga (Mesoarcheïcum), 5 = hypothetische grenzen van het supercontinent tijdens het Neoarcheïcum.
Blake River Megacaldera Complex (Blake River Group, Canada): de oudste bekende supervulkaan[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 2707-ca. 2696 Ma: in het Blake River Megacaldera Complex (Blake River Group), dat zich uitstrekt over de grens van de provincies Quebec en Ontario (Canada), begint de vorming van de oudste bekende supervulkaan.[304] Het complex is een reusachtig grote onderzeese megacaldeira met een huidige oppervlakte van 3000 km² en heeft een ouderdom van ca. 2,7 miljard jaar (ca. 2,7 giga-annum (Ga)). Het bestaat uit een reeks overlappende caldeiras van verschillende ouderdom en afmetingen en ligt in het zuiden van de Abitibi Greenstone Belt van het Superiorkraton. Door de grote afmetingen, meerdere dikes en meerdere vulkaanpijpen wordt het complex als een supervulkaan beschouwd. De gesteenten zijn samengesteld uit hoofdzakelijk mafische tot intermediaire stollingsgesteenten, minder talrijke felsische stollingsgesteenten en geïntrudeerde pyroclastische gesteenten, welke drie belangrijke stadia via vulkanische activiteit ondergingen. De Blake River Group vormde zich op een monotone opeenvolging van tholeiitische basalt dat een onderzeese vlakte vormde. Het eerste stadium vulkanische activiteit resulteerde in het ontstaan van de ca. 2707 tot ca. 2704 miljoen jaar oude Misema Caldera met een diameter van 80 km. De caldeira is een samensmelting van minstens twee grote mafische schildvulkanen. Een endogene dikecluster intrudeerde de aanwezige synvulkanische[305] breuken en er ontwikkelde zich een onderliggende magmakamer. Plaatselijke vulkanische centra vormden uitgebreide vulkanoklastische gesteentepakketten en langs de buitenste en binnenste ringplooien[306] ontstonden topcaldeiras. Het plooiencomplex diende als uitlaat voor CO2-rijke hydrothermale activiteit. Door nieuwe vulkanische activiteit ontstond een oprijzende centrale koepel binnenin de Misema Caldera: beweging in de onderliggende magmakamer deed de bodem van de caldeira stijgen of zwellen. Het tweede stadium resulteerde tussen 2704 en 2701 miljoen jaar geleden in de vorming van de 35 km lange en 14 km brede noordwest lopende New Senator Caldera. Deze caldeira ontstond door een verzakking in meerdere fases nadat de onderliggende magmakamer zich naar het zuidoosten verplaatste en de Flavrian-Powel Plutons (plutonieten) vormde. Het derde stadium vulkanische activiteit in het Blake River Megacaldera Complex begon 2696 miljoen jaar geleden en gaf vorm aan de oost-noordoost lopende Noranda Caldera die een zeven tot negen km dikke opeenvolging van mafische en felsische stollingsgesteenten bevat, gevormd tijdens vijf grote reeksen erupties. Het ontstaan van de Noranda Caldera creëerde een uitgebreid breukenpatroon met meerdere vulkanogene[307] massieve sulfide-ertsafzettingen (vms-ertsafzettingen).[308]
Marra Mambaformatie (Hamersley Group, West-Australië): Cyanobacteria-biomarkers[bewerken | brontekst bewerken]
Campbellrand-Malmani carbonaatplatform (Onder-Transvaal Supergroup, Zuid-Afrika): een van de oudste bekende carbonaatplatformen[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 2670- ca. 2460 Ma: vorming van het Campbellrand-Malmani carbonaatplatform in de Onder-Transvaal Supergroup van Zuid-Afrika, een van de oudste bekende carbonaatplatformen ter wereld.[311] Een carbonaatplatform is een sedimentair lichaam met topografisch reliëf en is samengesteld uit autochtone[312] kalkhoudende afzettingen. Het platform groeit doordat sessiele organismen met hun skeletten het rif opbouwen of door organismen, meestal microben, die door hun metabolisme carbonaatneerslag veroorzaken. Carbonaatplatformen weerspiegelen de wisselwerking tussen organismen, de oceanische chemie, zeeniveau en subsidentie doorheen de geschiedenis van de Aarde. De Onder-Transvaal Supergroup bestaat uit een gemengd siliciclastisch-carbonate helling die overgaat in een uitgestrekt carbonaatplatform dat door diepe subtidale[313] banded iron formations bedekt wordt. Het werd afgezet op het Kaapvaalkraton tussen ca. 2,67 (Neoarcheïcum) en ca. 2,46 miljard jaar geleden (eon Proterozoïcum, era Paleoproterozoïcum, periode Siderium (Engels: Siderian)).[314] De strata[315] van de Onder-Transvaal Supergroup zijn zeer goed bewaard gebleven. Het Campbellrand-Malmani carbonaatplatform bestaat uit veertien eustatische sequenties of cycli van de derde orde.[316] Deze sequenties ontwikkelden zich van een gemengd siliciclastisch-carbonate helling tot een steile rand gevolgd door de vorming van een afgebakende rand die lagunaire paleomilieus van de open oceaan scheidde. Overstroming van het platform viel samen met de afzetting van banded iron formation doorheen het Kaapvaalkraton. Onderzoek van Proterozoïsche en Fanerozoïsche microbiële riffen toont aan dat platformgeometrie, reactie op veranderingen in leefruimte en faciesdistributie dezelfde zijn, zelfs in afwezigheid van skeletdragende organismen om het frame van het rif te bouwen.[317][318] Deze overeenkomsten werden gedocumenteerd door gedetailleerd facies- en sequentiestratigrafisch onderzoek van platformstructuur, waardoor de tektonische omgeving, faciespatronen en relatieve zeespiegelschommelingen konden gereconstrueerd worden. De onderzoeksresultaten geven aan dat carbonaataccumulatie dikwijls hoofdzakelijk gebeurt door de fysische en chemische dynamica van platformgroei eerder dan door specifieke biologische activiteit, en ze voorspellen hetzelfde voor carbonaatplatforms van alle tijdperken, inclusief die van het Archeïcum. Slechts enkele Neoarcheïsche platforms, waaronder het Campbellrand-Malmani carbonaatplatform,[319] zijn voldoende gepreserveerd om sequentiestratigrafische analyse van platformdynamica mogelijk te maken. Het Campbellrand-Malmani carbonaatplatform voorziet in een gevalstudie voor platformontwikkeling tijdens het Laat-Archeïcum en wijst op vele overeenkomsten met jongere platforms wat betreft geometrie en stratigrafische ontwikkeling, alhoewel de kenmerken van vele facies duidelijk verschillend zijn.[319] De sequentiestratigrafische ontwikkeling van dit platform toont aan dat de dynamica van sedimentatie, subsidentie en zeespiegelschommelingen vergelijkbaar zijn van Neoarcheïsche tot in Fanerozoïsche tijden, zelfs tijdens het optreden van grote evolutionaire veranderingen onder de rifbouwende organismen.
Prokaryota: de eerste organismen die het land koloniseerden (2,6 Ga)[bewerken | brontekst bewerken]
Cyanobacteria in de Gamohaanformatie (Transvaal Supergroup, Zuid-Afrika)[bewerken | brontekst bewerken]
Siphonophycus transvaalensis, een niet-gesegmenteerde fotoautotrofe Cyanobacterie uit de 2,52 miljard jaar oude Gamohaanformatie van Zuid-Afrika (Campbellrand Subgroup, Transvaal Supergroup) (naar Schopf, 2006).

Ca. 2520 Ma : In het bovenste Neoarcheïcum van de 2,52 miljard jaar oude Gamohaanformatie van Zuid-Afrika (Campbellrand Subgroup, Transvaal Supergroup) komen 15 tot 27 μm brede filamenten voor (lange fijne draden) die toegewezen werden aan Syphonophycus transvaalensis, waarschijnlijk een niet-heterocyste[321] Cyanobacterie die vergelijkbaar is met moderne Oscillatoriales.[322] Dit wordt in het bijzonder ondersteund door hun ca. 2 μm dikke slijmlaag die de cellen omgeeft en algemeen voorkomt bij Cyanobacteria, maar niet bij andere typen Bacteria (sensu review door Baghekema et al., 2017),[323] en door hun alternerende horizontale en vertikale rangschikking in microbiële matten.[203] Het is echter mogelijk dat in het verleden dikke celomhullende lagen ook voorkwamen bij Bacteria die geen Cyanobacteria waren. In voorkomend geval zouden bijkomende morfologische en microchemische[324] criteria die Cyanobacteria ondersteunen noodzakelijk zijn. Andere formaties waarin microfossielen voorkomen die ook vergelijkbaar zijn met moderne Oscillatoriales zijn de 2,1-1,88 miljard jaar oude stromatolitische cherts van de Vempalleformatie in India. De 1,62 miljard jaar oude Dahongyuformatie in de bovenste Changcheng Group (geologische groep) van Noord-China bevat brede filamenten (25–36 μm in diameter) met tonvormige cellen die Oscillatoriopsis benoemd werden. Ze werden door Shi et al. (2017) geïnterpreteerd als Cyanobacteria behorend tot de orde Oscillatoriales, maar Knoll et al. (1988) menen dat vergelijkbare specimina Oscillatoriopsis in chertnodules[325] van de ca. 1,8 miljard jaar oude Duck Creekformatie (Turee Creek Group, West-Australië) echter ook zwaveloxiderende Bacteria van het genus Beggiatoa zouden kunnen zijn.

De microfossielen van Siphonophycus transvaalensis, volgens Klein et al. (1987)[326] uitstekend bewaard gebleven als verweven microbiële matten van filamenteuze microbiële omhulsels, werden aangetroffen dicht onder de banded iron formations (BIFs) en binnen de overgangszone van de carbonaatgesteenten[327] naar de BIFs in de Campbellrand Subgroup. De gemiddelde waarden δ¹³C[276] van -36 ‰ van het kerogeen in het verzamelmonster toont hun verwantschap aan met fotoautotrofe Cyanobacteria. De omhulsels van Siphonophycus transvaalensis vertonen minuscule naalden (ca. 0.1 μm diameter) bestaande uit mineraal kristal die oorspronkelijk waarschijnlijk samengesteld waren uit aragoniet. Dit kan erop wijzen dat biogene[328] verkalking reeds in het Neoarcheïcum actief was. Waar de omhulsels uit elkaar vallen, drijven de verkiezelde naalden vrij in de diagenetische chertmatrix, wat de oorsprong van carbonaatmicriet in de Neoarcheïsche stromatolitische carbonaatplatformen verklaart. Siphonophycus transvaalensis komt ook voor in de 2,56 miljard jaar oude Zuid-Afrikaanse Ghaapformatie (Transvaal Supergroup) met specimina met een grootte van 10 tot 28 μm (Altermann & Schopf, 1995).

Proterozoïcum (ca. 2500-ca. 538,8 ± 0,2 Ma)[bewerken | brontekst bewerken]

Het Proterozoïcum, uit het Oudgrieks πρότερος (próteros), 'eerder' of 'vroeger', en ζωή (zoè), 'leven', en met het achtervoegsel -icum, dus 'tijdperk van het vroegere leven', is het derde eon van het Precambrische supereon.[4] Het chronostratigrafische equivalent van het eon is een eonothem. De naam Proterozoïcum werd in 1887 door de Amerikaanse geoloog Samuel Franklin Emmons voorgesteld.[329] Volgens de International Chronostratigraphic Chart van het ICS[1] situeert de chronometrische[3] ondergrens van het Proterozoïcum zich op ca. 2500 miljoen jaar geleden (2500 mega-annum of 2500 Ma) en de bovengrens volgens GSSP (Global Boundary Stratotype Section and Points) op 538,8 ± 0,2 miljoen jaar geleden (538 ± 0,2 Ma), gedefinieerd door het ichnofossiel Treptichnus pedum Seilacher, 1955 (fossiele graafgangen van een organisme zonder harde lichaamsdelen). Deze bovengrens, waarvan de GSSP te Fortune Head in Newfoundland (Canada) ligt (47° 5′ NB, 55° 50′ WL), markeert het einde van de geochronologische periode (chronostratigrafisch systeem) Ediacarium (Engels: Ediacaran) en het begin van het Cambrium, het eerstvolgende chronostratigrafisch systeem na het Precambrium en de vroegste geochronologische periode van de era Paleozoïcum (eon Phanerozoïcum). Het Proterozoïcum duurde ongeveer 2 miljard jaar en is daarmee het langste tijdsinterval in de geschiedenis van de Aarde. Het wordt in drie geochronologische era's onderverdeeld: het Paleoproterozoïcum (ca. 2500 tot ca. 1600 Ma), het Mesoproterozoïcum (ca. 1600 tot ca. 1000 Ma) en het Neoproterozoïcum (ca. 1000 tot ca. 538,8 Ma). De onder- en bovengrenzen van deze era's zijn chronometrisch bepaald, behalve de bovengrens van het Neoproterozoïcum dat door GSSP bepaald is. De chronostratigrafische equivalenten noemt men erathemen.

Het Proterozoïcum beslaat de tijd van de transitie naar een zuurstofaccumulerende atmosfeer tot het verschijnen in het Onder-Ediacarium van de oudste bekende en onbetwiste fossielen van multicellulaire levensvormen, zoals Caveasphaera, Tianzhushania en Spiralicellula juist voor de Cambrische explosie, die ca. 538.8 ±0.2 miljoen jaar geleden begon en gekenmerkt wordt door het overvloedige verschijnen van mariene organismen met harde schalen. Deze voor de biosfeer zeer belangrijke transitie vond plaats tussen ca. 2,45 en ca. 2,31 miljard jaar geleden[204] in het Paleoproterozoïcum. Karakteristiek voor het Proterozoïcum zijn onder meer nog de evolutie van de Eukaryota, het optreden van verschillende glaciaties en de zeer grote tektonische activiteit. De eerste glaciatie begon in het Onder-Paleoproterozoïcum tijdens de Sideriumperiode en er bestaan geologische aanwijzingen voor minstens vier glaciaties tijdens het Neoproterozoïcum, meer bepaald tijdens het Cryogenium, mogelijk culminerend in de hypothetische Snowball Earthperiode.[330] Het geologisch bestand van het Proterozoïcum is intacter dan dat van het oudere eon Archeïcum. In tegenstelling tot de Archeïsche afzettingen werden in het Proterozoïcum vele afzettingen in uitgestrekte ondiepe epicontinentale zeeën[331] gevormd. Verder zijn vele van deze gesteenten minder gemetamorfoseerd dan de Archeïsche of hebben geen veranderingen ondergaan.[330] Geologisch onderzoek wees uit dat de grootschalige continentale accretie[332] die tijdens het late Archeïcum begon tijdens het Proterozoïcum verdergezet werd. Tijdens dit eon ontstonden ook de moderne orogenese en de eerste definitieve supercontinent cycli.[330]

Paleoproterozoïcum (ca. 2500-ca. 1600 Ma)[bewerken | brontekst bewerken]

Het Paleoproterozoïcum is het eerste en dus oudste era van het eon Proterozoïcum. Volgens de International Chronostratigraphic Chart van het ICS[1] situeert de chronometrische[3] ondergrens van het Paleoproterozoïcum zich op ca. 2500 miljoen jaar geleden (2,5 Ga) (giga-annum) en de chronometrische bovengrens op ca. 1600 miljoen jaar geleden (1,6 Ga). Het era wordt in vier geochronologische perioden (chronostratigrafische systemen) onderverdeeld: het Siderium (ca. 2500 tot ca. 2300 Ma), het Rhyacium (ca. 2300 tot ca. 2050 Ma), het Orosirium (ca. 2050 tot ca. 1800 Ma) en het Statherium (ca. 1800 tot ca. 1600 Ma). De onder- en bovengrenzen van deze perioden werden chronometrisch bepaald. Het Paleoproterozoïcum kende minstens drie ijstijden die tot diep in de toenmalige tropische gebieden lijken doorgedrongen te zijn.[333] Deze ijstijden, minder bekend maar waarschijnlijk van een even grote intensiteit als de meer bekende Neoproterozoïsche snowballijstijden,[334] vonden plaats binnen het eerder beperkt tijdsinterval van ca. 2,45 tot ca. 2,22 miljard jaar geleden (perioden Siderium en Rhyacium). Zoals met de Neoproterozoïsche ijstijden (perioden Cryogenium en Ediacarium) wordt de schatting van het aantal Paleoproterozoïsche glaciaties bemoeilijkt omdat de diamictieten zelf algemeen de voornaamste correlatiestructuren zijn tussen de kratons doorheen dit tijdsinterval. De kenmerken van de glaciale sedimenten worden gebruikt om er de omstandigheden van de paleomilieus van de toenmalige biosfeer uit af te leiden. Tijdens het Paleoproterozoïcum ondergingen de atmosfeer en de bovenste lagen van de oceanen voor het eerst een aanzienlijke stijging van de hoeveelheid zuurstof.

Siderium (ca. 2500-ca. 2300 Ma)[bewerken | brontekst bewerken]

Het Siderium is de eerste geochronologische periode (chronostratigrafisch systeem) van de era Paleoproterozoïcum. Volgens de International Chronostratigraphic Chart van het ICS[1] situeert de ondergrens van het Siderium zich op ca. 2500 miljoen jaar geleden (2,5 Ga) (giga-annum) en de bovengrens op ca. 2300 miljoen jaar geleden (2,3 Ga). De onder- en bovengrens van deze periode werden chronometrisch[3] bepaald. Tijdens het Siderium greep een van de belangrijkste innovaties van de planeet en het Leven plaats: de overgang van een wereld die grotendeels zuurstofloos was naar een wereld die overvloedig zuurstof bevatte. Deze Zuurstofcrisis viel grotendeels samen met de Huronische ijstijd, de oudst bekende reeks glacialen die een gobale impact hadden.

Great Oxidation Event, Cyanobacteria en banded iron formation[bewerken | brontekst bewerken]
Evolutie van de partiële druk van atmosferische O2 ('pO2') in verhouding tot het huidige atmosferische niveau ('PAL'). Het diagram omvat veronderstelde ontsnappingen van O2 in de atmosfeer ('O2-whiffs'), het Great Oxidation Event (GOE), onzekerheden (vraagtekens en pijlen) over de omvang van de toename van het zuurstofniveau, over de daaropvolgende verlaging van het zuurstofniveau en over de timing. Het Neoproterozoic Oxygenation Event (NOE) wordt ook vermeld. Voor Proterozoïsche atmosferische zuurstofniveaus werd een bereik opgegeven dat consistent is met geochemische gegevens (Lyons et al., 2014;[335] hertekend en aangepast door Lepot, 2020).[204]
  • Ca. 2450-ca. 2310 Ma :[204][336] binnen deze tijdspanne van het Siderium, dat het Great Oxidation Event (GOE), Great Oxygenation Event, Oxygen Crisis of Oxygen Catastrophe genoemd wordt, ondergingen de atmosfeer en de bovenste lagen van de oceanen voor het eerst een aanzienlijke stijging van de hoeveelheid zuurstof. Geochemische, petrologische en isotopische markers geven aan dat biologisch geproduceerde moleculaire zuurstof, dizuurstof (O2), begon te accumuleren in de atmosfeer en deze wijzigde van een reducerende bijna zuurstofloze tot een oxiderende atmosfeer met overvloedige hoeveelheden zuurstof. De overheersende opvatting is dat deze zuurstofproductie veroorzaakt werd door fotosynthese door voorouderlijke Cyanobacteria waarvan aangenomen wordt dat ze al minstens 3,5 miljard jaar geleden ontstonden.[337][338] Cyanobacteria diversifieerden door de langdurige productie van zuurstof en maakten het ontstaan en de evolutie van meercellige organismen mogelijk.[339][340] De plotse toevoer van zuurstof was toxisch voor de anaerobe biosfeer en veroorzaakte het uitsterven van vele soorten anaerobe micro-organismen.[341] Deels door de extreme ouderdom van de microfossielen[342] en deels vanwege de grote moeilijkheid om de populatiegrootte van microscopisch kleine soorten te onderzoeken wordt het Great Oxidation Event niet tot de grote extincties gerekend. Meerdere continentale indicators, zoals het voorkomen van paleosols (fossiele bodems) en verweringsdeeltjes leveren het bewijs dat er zich vóór 2,45 miljard jaar geleden, dus vóór het begin van het Great Oxidation Event, inderdaad zeer weinig zuurstof in de atmosfeer bevond.[343] Mineralogisch en geochemisch onderzoek van een 2,45 miljard jaar oud verweringsprofiel op Onder-Proterozoïsche mafische stollingsgesteenten nabij Cooper Lake (Ontario, Canada) toont aan dat de vermindering van het ijzergehalte in het profiel kan verklaard worden door anoxische verwering, wat erop wijst dat de atmosfeer meer dan 2,45 miljard jaar geleden heel zuurstofarm was.[344] Meerdere analyses van zwavel (S) en ijzer (Fe) isotopen van afgeronde verweringsdeeltjes pyriet afkomstig van Zuid-Afrikaanse Mesoarcheïsche tot Neoarchaeïsche conglomeraten (dus ouder dan 2,45 miljard jaar) duiden op hun detritische oorsprong, wat het heersen van zuurstofloze of zuurstofarme omstandigheden ondersteunt. Deze verweringsdeeltjes kunnen enkel onder zuurstofloze of zuurstofarme omstandigheden stabiel zijn.[345]

Strata[315] met een ouderdom van meer dan 2,5 miljard jaar tot 1,8 of minder dan 1,8 milard jaar in Zuid-Afrika (Pretoria Group) lijken de transitie te overbruggen van een niet oxiderende atmosfeer tot een atmosfeer gekenmerkt door vrije zuurstof. Deze strata bevatten redbeds[346] die bedekt zijn met hematiet, wat erop wijst dat er voldoende zuurstof was om ijzer te oxideren tot IJzer(III)oxide.[347] De concentratie atmosferische zuurstof steeg tijdens het Great Oxidation Event van minder dan van het huidige atmosferische niveau (PAL) (Present Atmospheric Level) tot meer dan 0.01 PAL, en mogelijk tot meer dan 0,1 PAL.[348] Deze transitie vond plaats lang nadat zuurstofproducerende (oxygene) fotosynthese ontstond (over dit tijdstip bestaat nog steeds veel discussie),[349] maar de oorzaken van deze vertraging of van het ontstaan van het Great Oxidation Event zelf blijven onzeker.[350] Fischer et al. (2016)[204][351] hebben voorgesteld dat zuurstofproducerende fotosynthese misschien pas ontwikkeld werd vanaf de vroegste stadia van de Great Oxidation Event, dus vanaf ten vroegste ca. 2,45 miljard jaar geleden. Om te begrijpen welk mechanisme grote hoeveelheden zuurstof in de atmosfeer implementeerde en accumuleerde is het volgens Catling & Claire (2005)[352] noodzakelijk te bepalen hoe O2 doorheen de geologische tijd geconsumeerd werd door reactie met gereduceerde gassen die ontsnapten uit de aardkorst en uit de aardmantel. Het grote hiaat tussen het ontstaan van de zuurstofproducerende fotosynthese lang voor het begin van het Great Oxidation Event en de accumulatie van zuurstof in de atmosfeer kan verklaard worden door de consumptie van fotosynthetische O2 door een teveel aan gereduceerde gassen in de vroege atmosfeer. Niet alle wetenschappers beschouwen Cyanobacteria als de voornaamste oorzaak van het Great Oxidation Event. Holland (2002)[353] oppert dat geleidelijke veranderingen in de samenstelling van gassen die toegevoegd werden in het atmosfeer-oceaan systeem aan de oorsprong liggen van het Great Oxidation Event ongeveer 2,3 miljard jaar geleden. Catling et al. (2001)[354][355] suggereren dat de transitie van zuurstofarm naar zuurstofrijk niveau veroorzaakt werd door toename van waterstofoutflux in de ruimte ten gevolge van hoge methaanconcentraties (CH4) in de zuurstofarme laat-Archeïsche-vroegste Proterozoïsche atmosfeer (3 tot 2,3 Ga). Waterstof (H) ontsnapt snel vanuit een zuurstofarme atmosfeer die rijk is aan gereduceerde gassen zoals diwaterstof (H2) en methaan. Het grootste deel van de waterstof was initieel als water geïncorporeerd in de planeet. Het versnelde ontsnappen ervan in de ruimte resulteerde in een netto accumulatie van zuurstof.

Banded iron formation te Fortescue Falls in Dales Gorge Area van het Karijini National Park (centrale Hamersley Ranges van de Pilbararegio in West-Australië). De formatie werd afgezet tussen ca. 2,78 en ca. 2,63 miljard jaar geleden (Neoarcheïcum)[356] en maakt deel uit van de Fortescue Group.

Een van de eerste bewijzen die aangewend konden worden voor het bepalen van het tijdsinterval waarbinnen het Great Oxidation Event zich voordeed is het voorkomen van geologische structuren die banded iron formations genoemd worden.[357] Paleoproterozoïsche banded iron formations worden aangetroffen in de Iron Range en andere delen van het Canadees Schild.[358] De benaming 'Iron Range' verwijst naar een aantal districten met ijzerertsmijnen rond Lake Superior in Canada en de Verenigde Staten. De Iron Range bestaat uit sedimentaire en metasedimentaire[149] afzettingen die tussen ca. 2500 Ma en ca. 1800 Ma gevormd werden en alle deel uitmaken van de Animikie Group.[359] De Animikie Group is geografisch onderverdeeld in Gunflint Range, Mesabi Range, Vermilion Range en Cuyuna Range. De geologische groep is een donkergrijze noordoost lopende gordel die zich uitstrekt van zuidcentraal Minnesota (V.S.) tot Thunder Bay in Ontario, Canada. Banded iron formations or banded ironstone formations (BIFs) zijn onderscheiden eenheden sedimentair gesteente bestaande uit dunne enkele millimeter tot enkele centimeter dikke lagen zilver tot zwarte ijzeroxiden (ofwel magnetiet (Fe3O4), ofwel hematiet (Fe2O3)) alternerend met banden veelal roodkleurige ijzerarme chert van dezelfde dikte. Ze kunnen tot verschillende honderden meter dik zijn en zich over verschillende honderden kilometer uitstrekken. Al deze formaties dateren uit het Precambrium en documenteren de massale implementatie en accumulatie van zuurstof in de oceanen. Enkele van de oudste gesteenten op Aarde, onder meer de 3,71 tot 3,8 miljard jaar oude Isua Greenstone Belt uit het Eoarcheïcum van (Groenland), bevatten banded iron formations.

De Amerikaanse aardwetenschapper, biogeoloog, kosmoloog en paleontoloog Preston Ercelle Cloud (1912 – 1991) verklaarde in zijn wetenschappelijk artikel uit 1968[360] over de vroege atmosfeer en oceanen van de Aarde het mechanisme achter de vorming van banded iron formations. Cloud nam aan dat de vorming van banded iron formations het gevolg was van anaerobe ijzerrijke wateren die uit de diepzee omhoog welden tot in een fotische zone bewoond door Cyanobacteria, die het vermogen hadden ontwikkeld zuurstof te produceren via fotosynthese, maar die nog geen enzymen (zoals superoxidedismutase) hadden ontwikkeld voor een leven in een zuurstofrijk paleomilieu. Deze Cyanobacteria zouden tegen hun eigen zuurstofafval beschermd zijn geweest door de snelle verwijdering ervan via het reservoir van ijzer(II)oxide (gereduceerd ijzerhoudend ijzer) in de vroege oceaan. De zuurstof die door fotosynthese vrij kwam oxideerde het ijzer(II)oxide tot ijzer(III)oxide die uit het zeewater neersloeg als onoplosbare ijzeroxiden en die zich afzetten op de bodem van de oceaan.[357] Cloud opperde dat de typische gelaagdheid van de banded iron formations het gevolg is van schommelingen in de Cyanobacteriapopulaties ten gevolge van vrije radicalenschade door zuurstof, wat ook de relatief gelimiteerde omvang van de vroeg-Archeïsche banded iron formations verklaart.

De grote toename in afzetting van banded iron formations op het einde van het Archeïcum werd toegeschreven aan de ontwikkeling van mechanismen voor een aerobe levenswijze. Dit beëindigde zelfvergiftiging door zuurstofafval en leidde tot een explosie in de populaties van Cyanobacteria die snel de overblijvende voorraad gereduceerd ijzer uitputten en waardoor de vorming van banded iron formation bijna geheel stilviel. In de atmosfeer begon de geproduceerde zuurstof zich op te stapelen.[357][360] Er moet een overvloedige bron gereduceerd ijzer geweest zijn die vrij kon circuleren binnen het gebied van de oceanen van waaruit de banded iron formations uiteindelijk door neerslaan afgezet werden.[358] Mogelijke bronnen voor ijzer omvatten onder meer hydrothermale bronnen langs mid-oceanische ruggen, gletsjerijs, doorsijpeling aan de randen van continentale platen en rivieren.[361] De enkele formaties die na ca. 1,85 miljard jaar geleden (geochronologische periode/ chronostratigrafisch systeem Orosirium), volgend op de impact in de oceaan door de zeer grote Sudburymeteoriet, afgezet werden,[362] kunnen wijzen op periodieke lage niveaus van vrije atmosferische zuurstof.[363] De kleine stijging in de afzetting van bandend iron formation ca. 750 miljoen jaar geleden (chronostratigrafisch erathem/geochronologisch era Neoproterozoïcum, periode/systeem Tonium) kan verband houden met de hypothetische Snowball Earth.[364] Enkele aspecten van Clouds originele oxidatiemodel werden verlaten. Zo toonde verbeterde datering van Precambrische gesteenten aan dat de Laat-Archeïsche piek van afzetting van banded iron formation over tientallen miljoenen jaren verspreid was, eerder dan volgens Cloud plaats te vinden in een zeer kort tijdsinterval volgend op de ontwikkeling van mechanismen die zuurstof konden verwerken. Maar in het bijzonder blijft zijn concept van het opwellen van diep oceaanwater rijk aan gereduceerd ijzer tot in een door Cyanobacteria met zuurstof verrijkte oppervlaktelaag die arm aan ijzer was een sleutelgegeven in de meeste theorieën over de oorsprong en vorming van banded iron formations.[358]

Huronische IJstijd[bewerken | brontekst bewerken]
Stratigrafische kolom van de Canadese Huron Supergroep (era Paleoproterozoïcum, perioden Siderium en Rhyacium) met lithostratigrafische, sedimentologische en geochemische gegevens volgens de onderzoeken van de opgegeven auteurs (references), in Cui et al., 2018.[365] Lithostratigrafie gewijzigd naar Young et al. (2001), Dutkiewicz et al. (2006) en Hill et al. (2016). Sedimentologische gegevens over red beds, naar Roscoe (1973). De geochronologische onder- en bovengrens van de stratigrafische kolom worden resp. vertegenwoordigd door de Copper Cliff Rhyolite (2450 +25/−10 Ma) en de Nipissing Diabase (2217 ± 1,6 Ma). This study = Cui et al. (2018):[365] de door Papineau et al. (2007)[366] voorgestelde MIF–MDF overgang werd gereëvalueerd (MIF–MDF Transition ? in kolom geochemistry ter hoogte van de glaciomariene Bruceformatie). Afkortingen (vertaald uit het Engels): MIF = massa-onafhankelijke fractionering,[367] MDF = massa-afhankelijke fractionering,[368] CIA = chemische index van wijziging,[369] RSE = redox[370]-gevoelige elementen en MISS = sedimentaire structuur van microbiële oorsprong.

Papineau et al. (2005[385] en 2007)[366] analyseerden met behulp van SHRIMP[165] gegevens van zwavelisotopen voor sulfiden afkomstig van de Huronian Supergroup. De kenschetsing van autogene[386] sedimentaire of hydrothermale sulfiden en detritaal pyriet en hun massa-onafhankelijke[367] en massa-afhankelijke[368] isotopische fractioneringspatronen werden door Reuschel et al. (2013)[372] gebruikt om de evolutie van de toename van atmosferische zuurstof te reconstrueren en om de activiteit van sulfaatreducerende Bacteria binnen het sedimentatiepaleomilieu op te sporen. Vooral de gegevens van de massa-onafhankelijke gefractioneerde zwavelisotopen wijzen erop dat het zuurstofniveau onomkeerbaar toenam na de Huronische glaciaties. De sedimentaire gesteenten van de Pecorsformatie, die de sedimentaire gesteenten van het Ramsay Lake-glaciaal bedekken, en dus jonger zijn en het eerste interglaciaal van de Huronische ijstijd vertegenwoordigen, vertonen nog altijd 'MIF-S' (mass independently fractionated sulphur isotopes of massa-onafhankelijke gefractioneerde zwavelisotopen) van kleine omvang. Daartegenover vertonen de sedimentaire gesteenten boven het tweede glaciaalniveau (Bruceformatie) enkel 'MDF-s' (mass dependently fractionated sulphur isotopes of massa-afhankelijke gefractioneerde zwavelisotopen) van grote omvang. Dit toont aan dat het niveau atmosferische zuurstof voldoende toenam om verdere MIF-S te voorkomen.

Meer atmosferische zuurstof vergrootte continentale verwering door oxidatie, verhoogde de verweringssnelheid en implementeerde waarschijnlijk meer 'voedingsstoffen' in de oceanen, wat oxygene (zuurstofproducerende) fotosynthese verder zou hebben gestimuleerd. Verder zou zulke verwering de ontbinding van continentale sulfidemineralen door oxidatie hebben geactiveerd. Dit resulteerde in een verhoogde implementatie van opgeloste sulfaat in de oceanen wat dan waarschijnlijk weer bacteriële sulfaatreductie stimuleerde. In dit opzicht wordt de grote waarde δ34S[387] voor sulfiden van de tweede en derde glaciale en interglaciale sedimentaire formaties verondersteld het gevolg te zijn van de verhoogde microbiële omzetting van sulfaat onder variabele sulfaatconcentraties van het zeewater. Deze transitie van een MIF-zwavelisotooppatroon naar een MDF-zwavelisotooppatroon is niet enkel zichtbaar in de sedimentaire gesteenten van de Huronian Supergroup van Noord-Amerika, maar ook in de post-glaciale sedimentaire gesteenten van de Transvaal Supergroup in Zuid-Afrika (Rietfontein Diamictiet) en in Finland.[385] Ze geven aan dat een onomkeerbare toename in atmosferische zuurstof optrad tussen de eerste (Ramsey Lakeformatie) en tweede (Bruceformatie) glacialen van de Huronische ijstijd.[366] Volgens Pavlov & Kasting (2002)[388] wijst het verdwijnen van de MIF-S isotopische handtekening van de sedimentaire gesteenten erop dat tijdens het Paleoproterozoïcum het niveau atmosferische zuurstof steeg van minder dan PAL (Present Atmospheric Level: huidig atmosferisch niveau) tot meer dan PAL. De zwavelkringloop na deze eerste stijging atmosferische zuurstof is uitsluitend geassocieerd met massa-afhankelijke zwavelisotoopfractionering en δ34S-waarden die duidelijk de activiteit van sulfaatreducerende Bacteria reflecteren.[385][389] Deze vaststellingen zijn vergezeld van een schijnbaar snelle en substantiële stijging van δ¹³C[276] gevolgd door een zachte daling naar normale waarden. Een causaal verband en precieze timing tussen de globale veranderingen in zwavel en koolstof kringlopen en de stijging in atmosferische zuurstof kan door verder onderzoek vastgesteld worden.[372]

Rhyacium (ca. 2300- ca. 2050 Ma)[bewerken | brontekst bewerken]

Het Rhyacium is de tweede geochronologische periode (chronostratigrafisch systeem) van de era Paleoproterozoïcum. Volgens de International Chronostratigraphic Chart van het ICS[1] situeert de ondergrens van het Rhyacium zich op ca. 2300 miljoen jaar geleden (2,3 Ga) (giga-annum) en de bovengrens op ca. 2050 miljoen jaar geleden (2,05 Ga). De onder- en bovengrens van deze periode werden chronometrisch[3] bepaald.

Makganyene IJstijd: een Paleoproterozoïsche snowball-Aarde[bewerken | brontekst bewerken]
Yarrabubba Impactstructuur (Murchison Domain, West-Australië): een van de oudste bekende meteorietimpacten (2,23 Ga)[bewerken | brontekst bewerken]
Samengestelde aeromagnetische[395] anomaliekaart van de Yarrabubba Impactstructuur in het Yilgarnkraton (West-Australië), met aanduiding van gesteentemonsters gebruikt bij het onderzoek van Erickson et al. (2020)[396] en met aanduiding van belangrijke dagzomen. De gedemagnetiseerde anomalie in het centrum van de ontsluitingen van de Barlangi Granofier wordt beschouwd als het geërodeerde restant van het centrale opgestuwde gebied. Dit gebied vormt de basis van een meteorietinslagkrater met een diameter van 70 km. De smalle lineaire structuren die de gedemagnetiseerde zone oost-west doorkruisen zijn mafische dikes die na de inslag gevormd werden. Erickson et al. dateerden de Yarrabubba Impactstructuur op ca. 2229 miljoen jaar (Rhyaciumperiode). De afbeelding combineert de totale magnetische intensiteit of TMI (koude tot warme kleuren)[397] met de tweede vertikale afgeleide van de globale magnetische intensiteitgegevens (2VD, grijswaarden).
  • Ca. 2229 ± 5 Ma: tijdens het Rhyacium vond een van de oudste bekende en erkende meteorietimpacten plaats,[396] wat resulteerde in de Yarrabubba Impactstructuur met een diameter van ca. 70 km in het Murchison Domain van het Archeïsche graniet-greenstone Yilgarnkraton (West-Australië). Erickson et al. (2020) bepaalden het precieze impactmoment op 2229 ± 5 Ma door U-Pb-datering van monazietkristallen uit het impactgebied. Deze kristallen werden door de schokimpact geherkristalliseerd. Het impactmoment verschuift de ouderdom van de oudste bekende en erkende meteorietkrater tweehonderd miljoen jaar terug in de geologische tijd. De ouderdom van de Yarrabubba Impactstructuur valt samen met de afzetting van de Zuid-Afrikaanse Rietfontein Diamictiet tijdens het jongste Paleoproterozoïsche glaciaal (periode Siderium). Numerieke impactsimulaties tonen aan dat een meteorietimpact in een continentale gletsjer resulterend in een krater met een diameter van 70 km, tussen 8,7 x tot 5,0 x H2O onmiddellijk in de atmosfeer kon injecteren. Deze simulaties leveren schattingen op van de hoeveelheid impactgerelateerde waterdamp voor modellen in het onderzoek naar de beëindiging van de Paleoproterozoïsche glaciaties en leggen de nadruk op de mogelijke rol van meteorietimpacten in wijzigingen van het klimaat. Te Yarrabubba is geen cirkelvormige inslagkrater bewaard gebleven, maar de structuur bevat een ellipsvormige aeromagnetische[395] anomalie bestaande uit een gebied met een gelijkmatige laagmagnetische intensiteit dat ongeveer 20 km noord-zuid bij 11 km oost-west meet. De huidige dagzoom van de impactstructuur heeft een diep erosieniveau want er komen geen impactbreccies, noch topografische resten van een kraterrand of centrale opstuwing voor. Daarom werd de magnetische anomalie met een diameter van 20 km als het restant van de diep begraven centrale opstuwing van de structuur geïnterpreteerd. Deze centrale opstuwing vertegenwoordigt een inslagkrater waarvan de initiële diameter 70 km bedroeg. De belangrijkste gesteenten in de Yarrabubba structuur zijn granitoïden bekend als de Yarrabubba monzograniet. Monzogranieten zijn biotiet granitische gesteenten die als het finale fractioneringsproduct van magma beschouwd worden. Ze zijn karakteristiek felsisch, licht peralumineus en bevatten ilmeniet, titaniet, apatiet en zirkoon als secundaire mineralen. Identificatie van shatter cones[398] en geschokte kwarts in de monzograniet van Yarrabubba bevestigde de impactoorsprong van de structuur. De impactstructuur ligt midden op een grote dagzoom granofier bekend als 'Barlangi Granofier' dat geïnterpreteerd werd als een impact-gegenereerd gesmolten gesteente. De Barlangi Granofier heeft dike-achtige aanhangsels granofierontsluitingen die tot 3 km van het centrum van de structuur uitstralen, en wordt, eerder dan een vlakke kratervullende gesmolten gesteenteplaat, beschouwd als een ganggesteente dat de Yarrabubba monzograniet langs breuken intrudeerde. Radiometrisch bepaalde ouderdom van gesteenten wijst op het samenvallen van de Yarrabubba impact ca. 2229 miljoen jaar geleden met het einde van glaciale omstandigheden ongeveer 2225 miljoen jaar geleden, zoals vastgesteld in de Rietfontein diamictiet, wat verder onderzoek naar de invloed van meteorietimpacten op het klimaat kan aansporen.
Paleosols en evolutie van het niveau atmosferische zuurstof in de loop van de geologische geschiedenis[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 2200–ca. 2000 Ma: Om de evolutie van het niveau atmosferische zuurstof in de loop van de geschiedenis van de Aarde te reconstrueren hebben een aantal onderzoekers de chemische profielen van paleosols gebruikt (bv. Ohmoto, 1996).[399] Holland et al.(1998)[400] onderzochten in de negentiger jaren zes paleosols die tussen 2,75 miljard en 450 miljoen jaar geleden gevormd werden. Deze paleosols zijn onder meer de Hokkalampi paleosol in Noord-Karelië (Oost-Finland, Fennoscandinavisch Schild), de Ville Marie paleosol in Québec (Canada, Huronian Supergroup), de Hekpoort paleosol in Zuid-Afrika (Transvaal Supergroup) en de Wolhaarkop paleosol of Drakenstein paleosol in Griqualand West (Zuid-Afrika, Kaapvaalkraton). Ze stelden vast dat de chemische profielen van deze paleosols op een drastische toename van de partiële druk van atmosferische O2 (pO2) wijzen van ≤ 0.002 tot ≥ 0.03 atm tussen 2,2 en 2,0 miljard jaar geleden (Holland, 1994). Analyse van de Ville Marie paleosol (2,38-2,22 Ga) door Rainbird et al. (1990) en van de Hokkalampi paleosol (2,44-2,2 Ga) door Marmo (1992) gaven dubbelzinnige resultaten met betrekking tot de partiële druk van atmosferische O2 (pO2). Verlies van ijzer tijdens erosie van de Hekpoort paleosol (2,25-2,2 Ga) (Button, 1979) wijst erop dat atmosferische pO2 vóór 2,2 miljard jaar geleden minder bedroeg dan 8 x atm. De aanwezigheid van bedekkende red beds[346] op de Hokkalampi,- Ville Marie,- en Hekpoort paleosols suggereert dat er rond ongeveer 2,2 miljard jaar geleden een onbekende maar aanzienlijke hoeveelheid zuurstof in de atmosfeer was. Verlies van ijzer was verwaarloosbaar tijdens de vorming van de Drakenstein paleosol (2,2-2,0 Ga) (Wiggering & Beukes, 1990) en Wolhaarkop paleosol (2,2-2,0 Ga) (Holland & Beukes, 1990) en tijdens de vorming van alle jongere paleosols die door Holland & Rye (1998)[400] bekeken werden. Sinds ergens tussen 2,2 en 2 miljard jaar geleden is atmosferische pO2 dus waarschijnlijk ≥ 0.03 atm geweest. Ohmoto (1996)[399] onderzocht de chemische eigenschappen van twaalf paleosols, in ouderdom variërend van 2,9 tot 1,8 miljard jaar, en besloot dat de chemische profielen aantonen dat atmosferische pO2 tijdens de laatste drie miljard jaar geologische geschiedenis niet beduidend wijzigde.
Eburneaanse orogenese (Baoulé-Mossi gebied, West-Afrika)[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 2200-ca. 2000 Ma:[401] Eburneaanse orogenese. De Eburneaanse gebergtevorming (orogenese) in West-Afrika (Gabon, Congo, Kameroen) verwijst naar alle tektonische, metamorfe en plutonische processen die het zuidelijke deel van het West-Afrikaanse kraton (het Baoulé-Mossi gebied) beïnvloedden. De gebergtevorming is het resultaat van de continentale collisie tussen het Congokraton en het São Franciscokraton. Het Congokraton vormt met het Kaapvaalkraton, het Tanzaniakraton, het West-Afrikakraton en het Zimbabwekraton het huidige Afrikaanse continent. De Eburneaanse orogenese wordt als een overschuiving (fold-thrust belt) beschouwd. Het Palaeoproterozoïsche Baoulé-Mossi gebied bestaat vooral uit uitgestrekte, afwisselende graniet-greenstoneprovincies verbonden door kratonische schuifzones die overeenkomsten vertonen met het Archeïsche Kénéma-Mankraton (Guinea).[402] Het West-Afrikaanse kraton geeft de gelegenheid om de evolutie van geologische processen op de Archeïsche-Palaeoproterozoïsche overgang te bestuderen en te vergelijken met huidige processen. Het kraton vertegenwoordigt de eerste fase van gebergtevorming in een periode van globale orogenese tussen 2,1 en 1,8 miljard jaar geleden. Tijdens deze periode werd het supercontinent Columbia (ook nog foutief 'Nuna' of 'Nena' genoemd) gevormd. Gedurende minstens honderdvijftig miljoen jaar was het gehele Baoulé-Mossi gebied onderhevig aan voortdurende magmatische activiteit dat nogal verschilde in het oostelijke tegenover het westelijke gedeelte van het gebied.[403] Deze verschillen komen tot uiting in een westwaartse migratie van de magmatische activiteit, het ophouden van deze activiteit ca. 2050 Ma in het meest westelijke deel en ca. 2100 Ma in het meest oostelijke deel. Het Baoulé-Mossi gebied werd gevormd door de accretie (het 'samengroeien') van twee grote blokken aardkorst.
Hekpoortformatie (Waterval Onder, Zuid-Afrika): Diskagma buttonii, het oudste bekende landorganisme (2,2 Ga)[bewerken | brontekst bewerken]
Dun plaatje groenschist uit een paleosol van de Hekpoortformatie (Rhyacium) nabij Waterval Onder (Zuid-Afrika), met de contouren van het 2,2 miljard jaar oude landorganisme Diskagma buttonii Retallack, 2013 (naar Retallack et al., 2013).[404]
Reconstructietekening van Diskagma buttonii Retallack, 2013 (naar Retallack et al., 2013).[404]
  • Ca. 2200 Ma: In oppervlaktehorizonten van een vertisolpaleosol in de 2,2 miljard jaar oude (2,2 giga-annum of 2,2 Ga) Hekpoortformatie nabij Waterval Onder (Zuid-Afrika) werden plaatselijk veelvuldig voorkomende 0,3 tot 1,8 mm grote urnvormige fossielen ontdekt.[404] Zoals de omvattende matrix zijn de fossielen gemetamorfoseerd tot groenschistfacies. Niettegenstaande deze metamorfose bevatten de fossielen 0,04 % organische koolstof. De isotopensamenstelling (δ¹³C)[276] is −25.6 ± 0.08 ‰. De organische contouren van de fossielen worden geaccentueerd door geherkristalliseerde berthieriete en donkere oxiden. De chemische samenstelling van de paleosol wijst op een gematigd vochtig klimaat met een gemiddelde jaarlijkse temperatuur van 11,3 ± 4,4 °C en gemiddelde jaarlijkse neerslag van 1489 ± 182 mm. Gerelateerde paleosols wijzen op 0,9 tot 5 % atmosferische O2 en op een atmosferische CO2 van 6640 ppm (0,6%). De fossielen werden in 2013 door de Australische paleontoloog Gregory Retallack beschreven, benoemd als Diskagma buttonii Retallack (2013) en taxonomisch geplaatst in het Rijk schimmels (Fungi), stam Glomeromycota, orde Archaeosporales, geslacht (genus) Diskagma en soort (species) (en typesoort) Diskagma buttonii Retallack (2013). De best bewaard gebleven specimina hebben de vorm van een urn met een bekervormige top. Het holle en ellipsvormige inwendige bevatte, in tegenstelling tot de donkere omvattende matrix, geen donker opvulmateriaal. Onder de bekervormige top is de urn gesloten. Onderzoek van honderden specimina met behulp van dunne slijpplaatjes matrix wijst op beduidende variatie in groei en verval. De bekervormige top bevatte vezelvormige structuren waarvan door herkristallisatie van de omvattende matrix de precieze aard onzeker is. De basis van de holle urnen bestaat uit een systeem van holle buisjes die over de paleosol lopen en de urnen in groepen verbinden. De wanden van de urnen vertonen verspreide stekelige of buisvormige verlengingen. Reproductieve structuren zijn onbekend. Door de ondoorzichtigheid van de matrix, de kleine afmetingen van de fossielen en hun driedimensionale structuur was voor beeldvorming computertomografie nodig waarbij van een cyclotronbron gebruik gemaakt werd. Voor sommige onderzoekers is Diskagma buttonii een problematisch fossiel dat benoemd werd vooraleer de biologische verwantschappen begrepen werden. Afmetingen en complexiteit geven aan dat het een graad van cytoskeletale complexiteit had zoals bij Eukaryota. Met een ouderdom van 2,2 miljard jaar is Diskagma buttonii ca. honderd miljoen jaar ouder dan de tweede oudste (bekende) Eukaryoot, Grypania spiralis Walter, Oehler & Oehler (1976), uit het Rhyacium van de Negaunee IJzerformatie te Michigan (VS), en veel ouder dan de moleculaire klokschattingen voor Eukaryota op 1,6 miljard jaar (overgang era's Paleoproterozoïcum-Mesoproterozoïcum). De oudste bekende Fungi vóór de ontdekking van Diskagma buttonii hebben een ouderdom van 1,5 miljard jaar en de moleculaire klokschattingen voor dit Rijk liggen rond de 1,1 miljard jaar. De afmetingen en holle vorm zijn vergelijkbaar met nu levende korstmossen (Rijk Fungi) zoals Geosiphon (Stam Glomeromycota) en Cladonia (Stam Ascomycota), maar een bekervormige top met vezelvormige structuren komen bij deze geslachten niet voor. Geosiphon is endosymbiotisch met de fotosynthetiserende Cyanobacterie Nostoc. Diskagma buttonii leefde in een periode waarin de oceanen en de atmosfeer een aanzienlijke toename van de hoeveelheid zuurstof kenden (Great Oxidation Event) vergeleken met het voorgaande eon Archeïcum. Indien in de centrale holte van Diskagma buttonii, zoals bij Geosiphon, een fotosymbiont (een fotosynthetiserende endosymbiont) leefde, is het mogelijk dat het organisme bijdroeg tot de zuurstofvorming en de zuurstofopslag in de Paleoproterozoïsche atmosfeer. Alhoewel er geen zekerheid over de biologische verwantschappen bestaat leveren de fossielen van Diskagma buttonii bewijs voor heel vroege levensvormen op het land en voor de algemene morfologie van dit vroege landleven. Met een ouderdom van 2,2 miljard jaar (2,2 Ga) was het groter dan de gelijktijdig levende marine micro-organismen van de Gunflint Chert in Ontario (Canada) en complexer dan de kolonievormende Stromatolieten. Een nauw verwant geslacht is Horodyskia (rijk Fungi, stam Glomeromycota, orde Archaeosporales, familie Geosiphonaceae) dat voorkomt in Noord-Amerikaanse, West-Australische en Zuid-Chinese siliciclastische gesteenten met een ouderdom van 1,5 miljard (1,5 Ga) (periode Calymmium) tot 900 miljoen jaar (900 Ma) (periode Tonium).
Francevilleformatie (Zuidoost-Gabon, West-Afrika): kolonievormende multicellulaire organismen of pseudofossielen ?[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 2100 Ma: in zwarte leisteen van de Francevilleformatie (Franceville B formatie) (FB2) die dagzoomt nabij de stad Franceville in Zuidoost-Gabon (Afrika) komen centimetergrote structuren voor die door El Albani et al. (2014) als georganiseerde populaties kolonievormende organismen beschouwd worden die leefden in een zuurstofrijk marien ecosysteem.[405] Deze gestructureerde gepyritiseerde macrofossielen[406] hebben verschillende afmetingen en vormen zoals stokvormig, gelobd en langwerpig. Er zijn ook talrijke niet-gepyritiseerde schijfvormige macrofossielen en acritarchen[407] met organische wanden. Een combinatie van sedimentaire analyse, geochemie en microtomografie[408] onderstelt een biota[409] dat vroeg tijdens de diagenese fossiliseerde. Het verschijnen van deze biota volgt op een toename van atmosferische zuurstof, wat correleert met het idee dat dit laatste de evolutie en ecologische uitbreiding van complex macroscopisch leven mogelijk maakte. Meldingen van Paleoproterozoïsche macrofossielen zijn controversieel zodat grote onzekerheid over de aard van zulke resten blijft bestaan. Maar Volgens El Albani et al. (2014) werpen de vondsten in de zwarte leisteen van Franceville nieuw licht op de evolutie van macroscopische muliticellulaire organismen. De vermoedelijke biologische oorsprong werd getest met behulp van niet-invasief structureel onderzoek gecombineerd met δ34S[387]-analyse ter verheldering van het proces van pyritizatie. Het onderzoek van Albani et al. besloot dat de structuren voldoen aan de algemeen aanvaarde criteria voor biogeniciteit (van organische aard) en zijn dus waarschijnlijk fossielen van organismen die zich mogelijk op een evolutionair pad richting het verschijnen van muliticellulaire macro-organismen bevonden.
Schijfvormig 'organisme' (links) en grote cirkelvormige 'organische' aggregaat[410] (rechts) in de 2,1 miljard jaar oude Francevilleformatie van Zuidoost-Gabon, Afrika. Naar El Albani et al., 2014.[405]

Uitgebreid onderzoek van de Franceville B formatie leidde tot het onderscheiden van minstens vijfenveertig fossielhoudende niveaus zwarte leisteen en het verzamelen van meer dan vierhonderd specimina. El Albani et al. waren er zich bij hun onderzoek van bewust van de potentieel verstorende en misleidende effecten van sommige diagenetische (bv. de groei van concreties) en sedimentaire (bv. de binding van sedimenten door microbiële matten) processen waardoor macroscopische structuren kunnen ontstaan. Het nagaan van de wijze van vorming en de oorsprong is dus cruciaal. De fossielhoudende leisteen is vijf meter dik. De bedekkende Franceville C formatie bevat vooral stromatolitische chert en dolomiet wat op een sedimentatiepaleomilieu met ondiep marien zuurstofrijk water wijst. Alle specimina zijn afkomstig uit fijngelaagde delen van de leisteenlagen. Tussen de lagen fossielhoudende leisteen bevinden zich dunne lagen zandsteen waarin zich geen macrofossielen bevinden. Analyse van het lithofacies[411] toont de afwezigheid aan van beddingparallelle microbiële matten[203] doorheen het volledig fossielhoudend profiel, rustige sedimentatie en ontbreken van herwerking.[151] De macrofossielen komen zonder beduidende overlapping verspreid op de gesteente-oppervlakken voor.

De leisteen bevat vele dunne sedimentlaagjes die de specimina omgeven, wat erop wijst dat de specimina al aanwezig waren voordat compactie door bedekkend sediment optrad. De meeste fossielen zijn gedeeltelijk tot volledig gepyritiseerd, maar sommige komen slechts als indrukken voor in het sediment. Andere zijn bedekt met ijzeroxiden ten gevolge van pyrietoxidatie. Er zijn twee hoofdcategorieën vermeende macrofossielen: niet-gepyritiseerde ronde schijven op het oppervlak van de leisteen en gepyritiseerde gelobde en ogenschijnlijk verwante langwerpige vormen. De fossielhoudende niveaus kunnen meerdere morfotypen bevatten. Vooral niet-gepyritiseerde of licht gepyritiseerde schijfvormige morfotypen komen tezamen met gepyritiseerde specimina voor. Soms bevinden er zich per vierkante meter meer dan veertig specimina. Het gelobde morfotype is het meest voorkomende (ca. 40%). De langwerpige en schijfvormige specimina maken beide ongeveer 30% van het fossielenbestand uit. Naar de top van de fossielhoudende lagen, waar zandige en siltige lagen meer algemeen voorkomen, neemt de dichtheid van de specimina af, wat doet veronderstellen dat grotere hydrodynamische[412] energie en ondieper water minder gunstig waren voor fossilisatie. De gelobde specimina variëren van langwerpig tot bijna isodiametrisch[413] en hebben verschillende afmetingen; lengte ca. 7 tot 170 mm, breedte ca. 5 tot 70 mm en dikte ca. 1 tot 10 mm.

El Albani et al. beschreven de fossielen als afkomstig van kolonievormende organismen die mogelijk verwant zijn met microbiële matten vormende Eukaryota, maar die verschillend zijn van alle bekende structuren in het fossielenbestand. Zij wijzen op de complexiteit van de fossielen en op de aanwezigheid van steraan als suggestief voor een mogelijke Eukaryote identiteit. De paleontologen Philip Donoghue en Jonathan Antcliffe van het Department of Earth Sciences van de Universiteit van Bristol (Bristol, Groot-Brittannië) pleitten in Nature (2010)[414] in afwachting van verder bewijs voor een meer conservatieve benadering vooraleer de biota van Franceville als Eukaryota te beschouwen. Maar de paleontoloog Adolf Seilacher van Yale (New Haven, Connecticut, V.S.) interpreteert de 'fossielen' niet als afkomstig van organismen, maar als pseudofossielen gevormd door anorganische pyriet.[415] El Albani et al. (2014) trekken Seilachers interpretatie uitdrukkelijk in twijfel omdat zowel gepyritiseerde als niet-gepyritiseerde indrukken van de fossielen, evenals licht gepyritiseerde vormen, bewaard bleven en omdat de structuren in één keer, op hetzelfde moment als het sediment, gevormd werden. Dit wordt aangetoond door de uniforme verdeling van zwavelisotoop ratio's. De biota van Franceville ontbreekt in de zwarte leisteen die zich er boven bevindt, wat El Albani et al. aan uitsterven wijten. De biota werd gevormd tijdens het Great Oxidation Event (GOE) en verdween weer als gevolg van mariene anoxie[416] tijdens een daling van het zuurstofniveau gedurende het Lomagundi–Jatuli Event (LJE) tussen 2,3 en 2,1 Ga. Indien de structuren van de Francevilleformatie werkelijk fossielen zijn, dan vertegenwoordigen deze het oudste bekende experiment op weg naar meercellige organismen.

Natuurlijke kernreactoren van Oklo (Zuidoost-Gabon, West-Afrika)[bewerken | brontekst bewerken]
Oostwestdoorsnede door een dagzoom van de natuurlijke kernreactor nr. 9 in sedimentaire lagen van het Rhyacium te Oklo (Zuidoost-Gabon, West-Afrika) (Bentridi et al., 2011).

De circulatie van uranium in het Franceville Bekken werd veroorzaakt door de toename van atmosferische zuurstof tijdens het Rhyacium,[420] waardoor het uranium beter oplosbaar werd in het diagenetische water dat circuleerde door een netwerk van breuken, die karakteristiek zijn voor de zandsteen-conglomeraat formatie in het Franceville Bekken. Uranium in de vorm van uraninietinclusies is nauw geassocieerd met organische materie dat een belangrijke reducerende rol speelde bij de neerslag van het uranium. De uraniumafzetting van Oklo is de oudste bekende hooggradige uraniumafzetting in een sedimentaire opeenvolging en kan beschouwd worden als een oud koolwaterstofveld voordat het een uraniumafzetting werd.[421]

Het verklaren van de omstandigheden waaronder te Oklo een natuurlijke kernreactor ontstond is niet eenvoudig. Het onderzoek van Bentridi et al. (2011)[417] legt uit dat twee tegenovergestelde chemische en fysische processen de opstart van de kernsplijtingreacties veroorzaakten, nl. progressieve verarming van 235U en uraniumverrijking. Geavanceerde fysische, geologische en geochemische onderzoeken werden uitgevoerd[422] om te achterhalen onder welke fysische en geologische omstandigheden natuurlijke kernsplijtingreacties spontaan konden opstarten in een natuurlijke omgeving, om het effect te bepalen van zulke reacties op de omgevende gesteenten[423] en om informatie te bekomen over het gedrag van actinoïden[424] en splijtingproducten die voor een lange periode in een geologische omgeving opgeslagen werden. Omdat deze fossiele reactoren goed bewaard zijn gebleven en door hun hoge opslagcapaciteit van actinoïden, fissiogene[425] rare earth elements (REE) en vele afgeleiden van splijtingproducten, is de locatie te Oklo een uniek voorbeeld van een natuurlijke (geologische) opslagplaats van hoogradioactief afval.[426]

Megascopische algen uit de 2,1 miljard jaar oude Negaunee Ironformatie (Michigan, V.S.)[bewerken | brontekst bewerken]

Grypania spiralis was een lang, draadvormig organisme dat spiraalsgewijs of spiraalsgewijs-kronkelig of gekruld-kronkelig opgewonden was. Sommige exemplaren worden als slechts licht gekronkelde, langgerekt geknikte of bijna rechte linten in het gesteente aangetroffen. Grypania werd maximum ongeveer een halve meter lang en had een diameter tot 2 mm. Doorgaans is het gepreserveerd als onvertakte, lintachtige films of afdrukken op het oppervlak van de afzettingen waar het aangetroffen wordt. Maar in India ontdekte men een uniek exemplaar dat niet samengedrukt is en dat laat zien dat Grypania bij leven een cirkelvormige doorsnede had. Begin- en uiteinden van het lichaam komen zelden voor en zijn afgerond. Goed gefossiliseerde exemplaren uit China vertonen overdwarse markeringen die het best kunnen worden geïnterpreteerd als de sporen van spiraalvormige elementen binnenin de wand van het organisme. De spiraalvormige morfologie van Grypania lijkt dus het gevolg te zijn geweest van intensieve kronkeling die tijdens het leven en in de dood gehandhaafd werd met behulp van spiraalvormige filamenten[431] in de lichaamswand. Dientengevolge zijn fossielen van Grypania bijna altijd gepreserveerd als samengedrukte spiraalvormige spoelen, kronkelige linten of geknikte linten ('cuspaat'). Walter et al. beschouwde de geknikte linten als specimina die door stromingen waren uitgerekt. Hierom hypothetiseert men dat Grypania tijdens het leven sessiel was.

Lintvormige fossielen van de Eukaryote alg Grypania spiralis op een magnetiet/carbonaat/silicaat/chert-sedimentoppervlak in de Empire Mine van de Onder-Negaunee Ironformatie te Michigan (V.S.). De fossielhoudende laag heeft een ouderdom van ca. 2,1 miljard jaar (Rhyacium).

De exemplaren Grypania spiralis uit de Negaunee Ironformatie werden ontdekt in dunne lagen magnetiet/carbonaat/silicaat/chert in de silicaathorizont van de Empire Mine. De fossielen bevinden zich aan de basis en aan de top van 1 tot 10 mm dikke magnetietrijke lagen. Ze zijn talrijk en koolstofhoudend en kunnen in twee hoofdtypen onderverdeeld worden : opgerolde, dunne filamenten die gelijkenis vertonen met de Grypania spiralisspecimina van Montana en opgerolde, dikkere vormen die een nieuw geslacht of een nieuwe soort kunnen vertegenwoordigen. De dunnere vormen zijn vlakke gebogen of opgerolde, gelijkmatig brede filamenten met een lengte tot 90 mm en een breedte van 0,7 tot 1,1 mm. Vele specimina werden gefossiliseerd als strak gewonden spoelen van drie of minder windingen. Maar op sommige sedimentoppervlakken liggen de filamenten in bochtige, onregelmatige of geknikte curves. Sommige sedimentoppervlakken zijn bedekt met fragmenten van vele verschillende grootten. De spoelen zijn van 5 tot 30 mm in gemiddelde diameter, zijn van verschillende afmetingen op hetzelfde oppervlak en zijn typisch ovaalvormig als gevolg van post mortem vervorming. Begin- en uiteinden van het lichaam zijn afgerond, behalve in die specimina waarbij ze duidelijk gescheurd zijn. De dikkere vormen hebben een breedte van ongeveer 1,5 mm, zijn tot ca. 30 mm lang en zijn strakker spoelvormig opgerold dan de dunnere vormen. De spoelen van de dikkere vormen meten 5 tot 9 mm in diameter. Ze zijn in andere opzichten niet duidelijk verschillend van de dunnere vormen. Geen van beide typen vertoont sporen van dwarsmarkeringen.

Grypania wordt als een waarschijnlijke eukaryote alg beschouwd vanwege zijn complexiteit, structurele rigiditeit en grote omvang en heeft geen levende verwanten. Fossiele spiraalvormige Cyanobacteria zoals Spirellus en Obruchevella zijn wijdverspreid tijdens het Boven-Proterozoïcum en Onder-Cambrium (eon Fanerozoïcum, era Paleozoïcum), maar zelfs de uitzonderlijk grote Cambrische Spirellus is veel kleiner dan Grypania. Het is even onwaarschijnlijk dat Grypaniafossielen de verlaten omhullingen zijn van zeer grote sulfide-oxiderende bacteriën (geslacht Beggiatoa), zoals is gesuggereerd voor Laat-Proterozoïsche koolstofhoudende macrofossielen[432] van het geslacht Vendotaenia. De grootste bekende bacteriële omhulsels meten een halve mm in diameter en zijn smaller dan grote specimina Grypania. Ze missen echter een opgerolde morfologie, afgeronde uiteinden en dwarsstructuren. Dat Grypania een cluster van bacteriële of cyanobacteriële filamenten zou zijn, zoals bij onder meer Nostockolonies, kan eveneens verworpen worden omdat Nostockolonies de structuren die een opgerolde morfologie mogelijk maken, zoals bij Grypania, missen. De beste moderne analoog voor Grypania is eventueel de zeer grote eencellige groene alg Acetabularia (familie Dasycladaceae, orde Dasycladales, klasse Ulvophyceae, stam Chlorophyta, clade Viridiplantae, domein Eukaryota). Concreet wordt Grypania beschouwd als een sessiele eukaryote alg die mogelijk eencellig was, maar meer waarschijnlijk meercellig of meerkernig. Weinig eenkernige[433] organismen hebben het cytoplasmatische volume (1,5 ml) van Indiase exemplaren van Grypania uit de Rohtasformatie. Grypania had geen duidelijke moderne tegenhanger en kan tot een uitgestorven groep algen behoren. Omdat het waarschijnlijk ademde had het minstens 1% van het huidige atmosferische niveau (present atmospheric level of PAL) aan zuurstof nodig om te kunnen overleven, wat aangeeft dat zuurstof al geruime tijd een belangrijk bestanddeel vormde van de aardatmosfeer ten tijde van de afzetting van de Negaunee Ironformatie.

Supercontinent Columbia (wereldomvattend)[bewerken | brontekst bewerken]
Paleogeografische kaart van het supercontinent Columbia ca. 1,6 miljard jaar geleden.

Het bestaan van Columbia, ook nog foutief 'Nuna' of 'Nena' genoemd,[436] werd voor het eerst voorgesteld door Rogers en Santosh in 2002.[437] Zij stelden de naam Columbia voor voor een supercontinent dat bestond vóór het supercontinent Rodinia en kozen deze naam omdat doorslaggevend bewijs voor Columbia geleverd werd door het verband tussen het Columbiagebied van Noord-Amerika (in de staat Washington) en Oost-Indië.[437] Van noord naar zuid wordt het supercontinent op het breedste deel op ongeveer 12.900 km geschat. De oostelijke kust van Indië was vastgehecht aan westelijk Noord-Amerika, met Zuid-Australië aanleunend tegen Westelijk Canada. In dit tijdperk was het grootste deel van Zuid-Amerika zodanig geroteerd dat de westelijke rand van het huidige Brazilië op één lijn lag met het oosten van Noord-Amerika en een continentale rand vormde die zich tot de zuidelijke rand van Scandinavië uitstrekte.[438] Nadat ca. 1,82 miljard jaar geleden de vorming van het supercontinent voltooid was, onderging het tot ca. 1,5 miljard jaar geleden een subductiegerelateerde groei door accretie aan sleutelposities van continentale randen,[439] waardoor in dat tijdsinterval een grote magmatische accretiegordel langs de huidige zuidelijke rand van Noord-Amerika, Groenland en Baltica gevormd werd.[439]

Ongeveer 1,5 tot 1,35 Ga begon Columbia uiteen te vallen ten gevolge van continentale rifting langs de westelijke rand van Laurentia (Belt-Purcell Supergroup), de zuidelijke rand van Baltica (Telemark Supergroup), de noordwestelijke rand van Zuid-Afrika (Kalahari Copper Belt), de noordelijke rand van het Noord China Block (Zhaertai-Bayan Obo Belt), de zuidoostelijke rand van Siberia (Meso- en Neoproterozoïsche aulacogenen) en langs de oostelijke rand van Indië (de rivieren Mahanadi en Godavari).[439] Het uiteenvallen ging gepaard met uitgebreide anorogene magmatische activiteit,[440] waardoor anorthosiet-mangeriet[441]-charnockiet[442]-graniet (AMCG) opeenvolgingen in Noord-Amerika, Amazonia, Baltica en Noord-China gevormd werden. De anorogene magmatische activiteit hield aan totdat Columbia rond ongeveer 1,3 to 1,2 miljard jaar geleden volledig uiteen gevallen was. De inplanting van de 1,27 miljard jaar oude Mackenzie dykes en de 1,24 miljard jaar oude Sudbury mafische dikeclusters in Canada, markeren dit tijdstip.[439] Onder meer de dikecluster van het eiland Galiwinku in Noord-Australië en de dikecluster van het Finse Satakunta-Ulvö in Fennoscandië zijn nog enkele voorbeelden van dikeclusters die in verband gebracht worden met de extensietektoniek van het uiteenvallen van Columbia.[443] De fragmenten van het uiteengevallen supercontinent werden tussen 1,2 miljard en 1 miljard jaar geleden (tijdens het Stenium) weer samengevoegd tot het supercontinent Rodinia.[444]

Orosirium (ca. 2050-ca. 1800 Ma)[bewerken | brontekst bewerken]

Het Orosirium is de derde geochronologische periode (chronostratigrafisch systeem) van de era Paleoproterozoïcum. Volgens de International Chronostratigraphic Chart van het ICS[1] situeert de ondergrens van het Orosirium zich op ca. 2050 miljoen jaar geleden (2,05 Ga) (giga-annum) en de bovengrens op ca. 1800 miljoen jaar geleden (1,8 Ga). De onder- en bovengrens van deze periode werden chronometrisch[3] bepaald. De laatste honderd miljoen jaar van de periode was een interval met intensieve orogenese op nagenoeg alle toenmalige continenten.

Vredefort Impactstructuur (Witwatersrand Bekken, Zuid-Afrika)[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 2023 ± 4 Ma: Een meteoriet met een mogelijk zuidzuidoost-noordnoordwest traject slaat in op de Aarde in de buurt van de locatie van de huidige Zuid-Afrikaanse stad Vredefort in het Witwatersrand Bekken en veroorzaakt een schokgolf die doorgegeven wordt naar de geïmpacteerde gesteenten en terug naar het impacterende lichaam.[445] Gesteente wordt straalsgewijs vanuit het inslagpunt weggeslingerd (ejecta). Met het afnemen van de extreme schokgolfdruk wordt meer en meer Aards gesteente en materiaal van de meteoriet gebroken, gesmolten en verdampt. Gedurende dit impactstadium worden pseudotachyliete gesteenten en shatter cones[446] gevormd. Uitdieping door de impact en verplaatsing van materiaal langs de wanden van de tijdelijke inslagkrater vond plaats in een straalsgwijs groeipatroon. De primaire schokgolf degradeerde naar een elastische drukgolf die zich verder verplaatste buiten de tijdelijke krater. Het breken van de geïmpacteerde gesteenten werd door rekdruk voortgezet en cataclistische deformatie door de uitwaaierende elastische drukgolf. Granietbreccie en granofiere gesteenten bevinden zich onder de maximum penetratiediepte van de meteoriet. De ejecta vertegenwoordigen verschillende niveaus van inslagmetamorfose. Vóór de vorming van een scharnierzone en vóór het bereiken van de maximale straalsgewijze groei van de impactstructuur wordt een opwaartse beweging (uplift) van granitisch gesteente opgestart, later resulterend in een dome die de Vredefort Dome wordt genoemd. Het terugstuiten van de geïmpacteerde gesteenten begon bij de lager gelegen delen van de kraterwanden waardoor een deel van de bodem van de tijdelijke krater en delen van de centrale naar beneden gedreven kegel geïsoleerd werden. Na het bereiken van de top van hun traject vielen de ejecta onder invloed van de zwaartekracht naar de Aarde. Een door opeenhoping van strata te hoge en daardoor onstabiele centrale uplift stortte in. Perifere blokken vielen naar binnen en de fel gebroken tijdelijke kraterwand en rand stortten in de ringvormige trog van de krater rond de centrale uplift. Door de zeer fragmentarische staat van de kraterrand ging deze als afzonderlijke structuur tijdens de instorting waarschijnlijk verloren. Ejecta, smelten,[447] breccie en kleine blokken van de scharnierzone en de bovenste gedeelten van de krater vallen, worden vermengd en accumuleren uiteindelijk op de flanken van de uplift in breuken en in de perifere depressie. Verder van het centrum van de inslagkrater was de kinetische energie kleiner en de instorting minder chaotisch. Structurele materieverplaatsingen in de finaal gevormde inslagkrater gebeurden op geringe diepte en in het centrum sterk in opwaartse richting. Voor impactkraters die voldoende diep zijn vergeleken met de plaatselijke dikte van de aardkorst kan een beduidende opwelling van compact mantelmateriaal onder de centrale uplift optreden. De centrale uplift stortte in tot onder het oorspronkelijk oppervlak en er vond verdere uitdieping van de perifere depressie plaats.
Kaart met de locatie van de ca. 2023 ± 4 Ma Vredefort Impactstructuur met in het centrum de Vredefort Dome (WitwatersrandsBekken, Zuid-Afrika). De oorspronkelijke krater had een diameter van ca. 300 km. De oorspronkelijke kraterrand, weergegeven door de gestippelde cirkel, werd in het noordwesten door erosie uitgevlakt en in het zuidoosten door sedimenten bedekt. De granieten Vredefort Dome in het midden van de krater is een gebied met omhooggestuwde strata (naar King).[448]

Na de afzetting van post-impact fall out, dat niet langer voorkomt in het Vredefortgebied, en vóór de afzetting van de bedekkende Karoo Supergroupsedimenten uit de perioden Carboon tot Perm, was erosie van ongeveer acht tot tien kilometer gesteente nodig om te komen tot de huidige geomorfologie van de Vredefortstructuur. Het huidige erosieniveau opent een zeldzaam venster op de diepere structuur van een complexe inslagkrater met dagzomende gesteenten die aangetroffen werden onder het niveau van de smeltplaat, en mogelijk op of onder de kraterbodem. Deze dagzomende gesteenten zijn onder meer door de inslag verstoorde gesteentemassa's, pseudotachyliete breccie en resten van de impactsmelt die voorkomen als breukopvulling (granofier dikes). Dat de Vredefortstructuur het gevolg is van een meteorietimpact wordt onder meer aangetoond door shatter cones in de rand- en basisgesteenten (bv. in de rivierbedding van de nabijgelegen Vaalrivier), door microscopische planaire[449] deformatiekenmerken in kwartskorrels van de omgevingsgesteenten en in klasten binnenin de granofiere dikes. Andere kenmerken die consistent zijn met kenmerken van een meteorietimpact omvatten het voorkomen van coesiet en stishoviet,[450] circulariteit doorheen de gehele structuur, circumferentiële ringbreuken en groepen van plooien gecentreerd rond de granitische kern van Vredefort, de uplift (de Vredefort Dome) en het aan de oppervlakte komen van granulietfaciesgesteente (bv. het Inlandsee Leucogranofels Terrain) in het midden van de structuur. De Vredefort structuur onderging ongeveer 2 miljard jaar erosie, wat resulteerde in het verwijderen van de oorspronkelijke kraterstructuur en alle uitwendige afzettingen. Enkel kleine hoeveelheden van de inwendige afzettingen, inbegrepen delen van de impactsmeltplaat (de granofier dikes) en breccie (pseudotachyliete aders en dikes, en granitische breccie in de Inlandsee Leucogranofels Terrain) bleven bewaard binnenin de structuur.

De Vredefortmeteoriet was sinds het Hadeïcum een van de grootste die ooit op Aarde insloegen, en had een geschatte diameter van ongeveer 10 tot 15 km.[451] Men schat de diameter van de oorspronkelijke impactstructuur op ruwweg 300 km. Het zou groter geweest zijn dan de Sudburykrater (Sudbury Structure of Sudbury Basin) (250 km in diameter) in Ontario (Canada) en eveneens groter dan de Chicxulubkrater (180 km in diameter) onder het Yucatán Schiereiland tussen de Golf van Mexico, de Straat Yucatán en de Caribische Zee. De huidige structuur, de Vredefort Dome, bestaat uit een onderbroken ring van heuvels met een diameter van 70 km. Het is het restant van een dome die ontstond na het terugstuiten van de gesteentemassa's onder de impactlocatie na de inslag. De centrale granieten dome (de uplift) heeft een diameter van 40 km. Dit gedeelte van de structuur wordt niet bedekt door de veel jongere gesteenten van de Karoo Supergroup. De Karoo Supergroup is een dagzomend deel van het Kaapvaalkraton. De dome typeert een complexe impactstructuur waar de gesmolten gesteenten omhoog spatten in het kielzog van de meteoriet toen deze het aardoppervlak binnendrong. De Vredefort Impactstructuur is de tweede oudste algemeen aanvaardde impactstructuur op onze planeet. De Yarrabubba Impactstructuur (Murchison Domain, West-Australië) is met een ouderdom van ca. 2,23 miljard jaar de oudste bekende (periode Rhyacium). De Sudburykrater is ca. 1,85 miljard jaar oud (periode Orosirium). Deze drie impactstructuren behoren tot de weinige multi-ring impactstructuren op Aarde. De Vredefortimpact vervormde de geologische structuur van het Witwatersrand Bekken dat tussen 950 en 700 miljoen jaar vóór de inslag over een periode van 250 miljoen jaar afgezet werd. De bedekkende Ventersdorp Lavas en de gesteenten van de Transvaal Supergroup werden eveneens vervormd door de vorming van de impactstructuur. Vandaag vormen de gesteenten onvolledige concentrische ringen rondom het centrum van de structuur. De oudste gesteenten, die van het Witwatersrand Bekken, vormen op 25 km van het centrum een semicirkel. De Witwatersrandgesteenten bestaan uit verscheidene lagen zeer harde sedimenten, zoals bv. banded iron formation en kwartsiet.[452]

Glenburgh Orogenese (West-Australië)[bewerken | brontekst bewerken]
Stirling Rangeformatie (Zuid-West Australië) : Myxomitodes stirlingensis en Cyclomedusa davidi, terrestrische megascopische eukaryota[bewerken | brontekst bewerken]
1,9 miljard jaar oud holotype van het ichnofossiel (ichnospecies) Myxomitodes stirlingensis Bengtson et al. (2007) uit de Stirling Rangeformatie (Orosirium) van Zuid-West Australië (Barnett Peak-locatie) (Retallack & Mao, 2019). Myxomitodes stirlingensis is mogelijk de oudst bekende vertegenwoordiger van klontervormende cellulaire slijmzwammen (infrastam Mycetozoa, familie Dictyostelidae).

De Stirling Rangeformatie is minstens 1600 m dik en bestaat voornamelijk uit kwartsrijke zandsteen met ingebedde leisteenlagen. Deze harde gesteenten vormen kegelvormige heuvels, structureel en topografisch boven en ten noorden van metamorfe gesteenten van de in het zuiden gelegen Albany Mobile Belt, waarvan ze door een grote oost-west lopende plooi gescheiden zijn. In het noorden bedekt de formatie discordant hoog-metamorfe gesteenten van het Archeïsche Yilgarnkraton. Volgens onder meer Bengtson et al. (2007)[458] wijzen de sedimentaire structuren van de Stirling Rangeformatie op ondiepe mariene, fluviatiele en intertidale paleomilieus. Vlakke en trogvormige gelaagdheid wijst op stroming vanuit het zuidwesten en westen, wat samen met de kwartsrijke samenstelling van de formatie en datering van detritische xenotiem- en zirkoonkristallen duidt op herkomst uit het in het noorden gelegen Yilgarnkraton. De Stirling Rangeformatie werd gevormd op een stabiele continentale rand die al bestond vooraleer de metamorfose, deformatie en tektonische opheffing van de Albany Mobile Belt plaatsvond, geologische processen die het samengevoegde Yilgarn-Pilbarakraton aan het Mawsonkraton (Oost-Antarctica) hechtten binnen het supercontinent Rodinia. SHRIMP[165]-U-Pb-datering van detritische xenotiem- en zirkoonkristallen resulteerde in een ouderdom tussen ca. 2,0 en ca. 1,8 miljard jaar voor de Stirling Rangeformatie.[460]

Bengtson et al. (2007) interpreteren de sedimentaire eigenschappen van de formatie als de kenmerken van een wad, een kustvlakte en ondiepe zee. Maar het onderzoek van Retallack & Mao (2019) bracht binnen hetzelfde geobserveerde gedeelte van Barnett Peak een verscheidenheid aan kenmerken aan het licht die ongewoon zijn in milieus die door de zee beïnvloed zouden geweest zijn. Deze kenmerken komen alleen voor in de redbeds van Barnett Peak, Mondurup en op de toppen van Toolbrunup en Mount Hassell. De verschillende intergetijde tot mariene facies vastgesteld door Bengtson et al. (2007) werden door Retallack & Mao (2019) bevestigd na onderzoek van grijskleurige delen van de Stirling Rangeformatie op Bluff Knoll en de lagere gedeelten van Toolbrunup en Mount Hassel. De redbeds van de westelijke Stirling Rangeformatie vormen volgens Retallack & Mao (2019) een opeenvolging van fossiele bodems (paleosols) die naar het oosten bij Bluff Knoll in grijze mariene tot intergetijde facies overgaan. Deze auteurs ondersteunen de interpretatie van Cruse et al.[461][462] van de Stirling Rangeformatie als een reeks van fluviatiele,- eolische,- intergetijde,- en ondiepe mariene paleomilieus. Bij Toolbrunup en Bluff Knoll in het oosten bevinden zich grijze gesteentelagen met getijde- en turbidietfacies, in het westen bij Barnett Peak redbeds met ingebedde zandsteen dat de paleokanalen[463] van oude rivieren vult. De locaties van Mount Hassell en Toolbrunup bevatten ook paleosols en eolische ripple marks[464] in redbeds nabij de toppen. Eronder bevinden zich leisteen en grijze zandsteen. De paleokustlijn[465] bevindt zich in de buurt van de huidige lengtegraad van 118° OL (oosterlengte).[466] De brongesteenten waaruit de paleosols samengesteld werden waren meestal slib en zand met arkosische samenstelling waarbij kaliveldspaat het dominante veldspaat was. Muscovitische mica en biotiet waren ook belangrijke componenten. Kleien bestaan voornamelijk uit illiet en alle sedimenten hebben een hoge chemische veranderingsindex (chemical index of alteration of CIA).[467] Deze sedimenten waren afkomstig van een laaggelegen granitisch-metamorf terrein van het Yilgarnkraton.

Het veldwerk van Retallack & Mao (2019) wijst op geografische verspreiding voornamelijk naar het westen van megascopische fossielen op de paleosites[468] Barnett Peak en Mondurup en nabij de toppen van Mount Hassell en Toolbrunup. De uitgestrekte ontsluitingen van Bluff Knoll zijn niet fossielhoudend. De door Bengtson et al. (2007) onderzochte locatie op Barnett Peak met Myxomitodes stirlingensis-fossielen ligt op 50 m ten oosten van de hoofdsectielijn op een stratigrafisch niveau van 54 m. De specimina bevinden zich in kleigesteenten van het Tulborr-pedogenesetype (Tulborr-paleosol)[469] langs een ondiepe erosiegeul. Schijfvormige organismen, door Cruse et al. (1993, 1994) geïdentificeerd als Cyclomedusa davidi, werden op drie niveaus aangetroffen : bovenop Wiluk-paleosols op 10 en op 20,5 m en bovenop een Kumbar-paleosol op 72,2 m. Wiluk-paleosols bestaan uit grijsgroene siltsteen op rode zandsteen dat wit kristal bevat. Kumbar-paleosols vertonen een textuur met een complex patroon van barsten op rode zandsteen dat witte kristalpseudomorfen bevat.

Reconstructie van de paleomilieus van de diverse paleosols in de Stirling Rangeformatie van Zuid-West Australië (Retallack & Mao, 2019).

Rasmussen et al. (2002a) beschouwen Myxomitodes als het spoor van een wormachtige vertegenwoordiger van de Metazoa, Rasmussen et al. (2002b) en Bengtson & Rasmussen (2009) als het spoor van een rollende cyanobacteriële of algenbal, Seilacher (2007) als het spoor van gasbellen voortgedreven door de wind en Bengtson et al. (2007) als het spoor van een cellulaire slijmzwam (infrastam Mycetozoa, familie Dictyostelidae). De interpretatie als slijmzwammen bevestigt het paleosolmilieu zoals aangegeven door Retallack & Mao (2019). Slijmzwammen zijn meestal verspreide amoeboïde bodemorganismen, maar klonteren ook samen tot een massa om korte afstanden af te leggen voordat ze een sporenvormende steel opbouwen (Bonner, 2015). Andere waarschijnlijke sporen van fossiele slijmzwammen zijn bekend uit de 2,1 miljard jaar oude (2,1 Ga) Francevilleformatie in Zuidoost-Gabon (Afrika) (periode Rhyacium) (El Albani et al., 2019) en uit de 550 miljoen jaar oude (550 Ma) Shibantan Member van de Doushantouformatie in China (periode Ediacarium) (Retallack, 2013b). De problematische Nilpenia rossi uit de 550 miljoen jaar oude Ediacara Member van Zuid-Australië is mogelijk een vertegenwoordiger van plasmodiale slijmzwammen (infrastam Mycetozoa, klasse Myxogastrea) (Droser et al., 2014). Dit zijn allemaal Eukaryota, maar de oudste bekende bodem-eukaryoot is de 2,2 miljard jaar oude Diskagma buttonii (Retallack, 2013) uit een paleosol van de Hekpoortformatie (periode Rhyacium) nabij Waterval Onder (Zuid-Afrika) (Retallack et al., 2013). Van vergelijkbare ouderdom zijn de 2,1 miljard jaar oude intergetijde-mariene Franceville biota[409] (El Albani et al., 2010, 2014, 2019) en misschien de 1,9 miljard jaar oude lacustrine Grypania spiralis (Walcott, 1899) (Han & Runnegar, 1992).

In de paleosols Kumbar en Wiluk komen fossielen voor van Cyclomedusa davidi, een soort die voor het eerst beschreven en benoemd werd naar aanleiding van de ontdekking van de Ediacarische biota in 1946 door de Australische geoloog Reginald Claude Sprigg in de Zuid-Australische Ediacara Hills. Cyclomedusa davidi werd door onder meer Sprigg (1947) en Glaessner & Wade (1966) als een vertegenwoordiger van de kwallen beschouwd (Rijk Animalia, stam Cnidaria, onderstam Medusozoa). Zoals de specimina van de Ediacara Hills zijn de schijfvormige fossielen van de Stirling Rangeformatie gefossiliseerd als positieve indrukken aan de onderkant van bedekkende zandsteen en zijn ze ten gevolge van compressie afgeplat (Retallack, 1994). Zoals de Cyclomedusaspecimina van de Ediacara Hills missen de Stirling Rangespecimina de straalsgewijze opdeling, het spierstelsel en de geslachtsklieren van kwallen (Seilacher, 1992). Dergelijke vormloze schijfvormige organismen worden nu algemeen als microbiële kolonies beschouwd, zoals die van cyanobacteriën (Grazhdankin & Gerdes, 2007). Hoewel de verschillende soorten bacteriën morfologisch verschillend ogende kolonies vormen, wordt hun vorm ook door de lokale omgeving beïnvloed (Ben-Jacob et al., 1994, Shapiro, 1995). De precieze biologische verwantschap van Cyclomedusa stirlingensis met andere organismen is onbekend en dus ook de taxonomische positie.

Het 1,9 miljard jaar oude ichnotaxon[470][471] Rivularites repertus uit de ontsluiting op de top van Mount Hassel, Stirling Rangeformatie, Zuid-West Australië (Retallack & Mao, 2019).

Naast deze problematische megascopische fossielen bevatten de paleosols microbieel geïnduceerde sedimentaire structuren.[471] Op de paleosoloppervlakken komen dikwijls texturen voor met een complex patroon van scheuren en barsten, waarnaar wordt verwezen als het ichnotaxon[470] Rivularites repertus (Retallack, 2012, 2013a). Naast texturen met een complex patroon van scheuren en barsten komen op de paleosoloppervlakken ook opstaande richels en koepels voor, wat op afwisselend spanning en samendrukking wijst in het sediment. Deze door uitdroging gebarsten zandsteen was volgens Retallack (1992),[472] toen het nog niet gelithificeerd was ca. 1,9 miljard jaar geleden, een bodem gebonden door een uitdrogingsgevoelige matrix. Deze bodem noemt hij 'microbiële aarde' omdat de paleosols van de Stirling Rangeformatie, in tegenstelling tot microbiële matten,[203] moeras, zoutmoeras en vennen met drassige bodems (Retallack, 2012), goed gedraineerd waren. Microbiële matten van lokale aquatische (waterbewonende) levensgemeenschappen werden in de Stirling Rangeformatie ook onderscheiden, en beschreven en benoemd als het ichnotaxon Rugalichnus matthewi (Stimson et al., 2017). In tegenstelling tot de terrestrische (landbewonende) Rivularites heeft de aquatische Rugalichnus minder hechtingen met het substraat (Retallack, 2012). Zowel gebarsten als golvende matten komen algemeen voor in Paleoproterozoïsche niet-mariene gesteenten. In de paleosolen van de Stirling Rangeformatie komen eveneens onregelmatige oppervlakken met organisch materiaal voor en subvertikale (bijna vertikale) microfilamenteuze[473] buisvormige structuren die ingebed zijn in het sediment en met rode kleisteen gevuld zijn. Deze structuren zijn vergelijkbaar met cyanobacteriële draden (Garcia-Pichel & Wojciechowski, 2009), rhizines[474] van korstmossen (Vogel, 1955, Poelt & Baumgärtner, 1964) en slijmzwammen (Martin et al., 1983, Stephenson & Stempen, 1994), die recent veel voorkomen in biologische bodemkorsten (Belnap, 2003).[475] Het is niet mogelijk om onderscheid te maken tussen deze buisvormige structuren wegens de lage graad van preservering ervan in paleosolen (Driese et al., 1995, Retallack, 2008, 2009b). Subvertikale buisvormige structuren in sediment zijn kenmerken van microbiële biomassa dat gestructureerd is om oppervlakteverstoring te weerstaan, door latere lagen te groeien en in stand te blijven ondanks oppervlaktescheuren, en vergelijkbaar met microbiële sporenfossielen bekend uit paleosolen van het Ediacarium tot het Cambrium (Retallack, 2008, 2009b, 2011). Microbiële bodems omvatten een verscheidenheid aan draadvormende (filamenteuze) en bolvormige massa's van interstitiële micro-organismen (Belnap, 2003).[476] Het oppervlak van de gesteenten die onderworpen werden aan petrografisch onderzoek bevat geen stromatolieten.

Hoge verhoudingen ijzerhoudend/ijzer in de paleosols van de Stirling Rangeformatie wijzen erop dat het niveau atmosferische zuurstof 1,9 miljard jaar geleden zeer laag was, vergelijkbaar met het niveau atmosferische zuurstof in recente moerasbodems die ten gevolge van microbiële ademhaling zuurstofarm zijn (Vepraskas & Sprecher, 1997). De rode kleur van de zandsteen en de gipshoudende zandkristallen geven echter aan dat deze paleosols niet waterverzadigd waren. De schattingen atmosferische zuurstof zijn zeer laag aangezien de paleosols gevormd werden na het Great Oxidation Event (GOE) dat begon tijdens het Neoarcheïcum ca. 2,45 miljard jaar geleden, toen het niveau dizuurstof (O2) mogelijk van 21 naar 210 ppm (– PAL = Present Atmospheric Level) steeg, tot 2100–84,0000 ppm (0,01–0,4 PAL) tijdens het Paleoproterozoïcum (Kump, 2008). Deze overgang van een nagenoeg zuurstofloze toestand vóór het Great Oxidation Event naar een aanzienlijke stijging van de hoeveelheid zuurstof in de aardatmosfeer en de bovenste lagen van de oceanen wordt niet langer gezien als een eenvoudig stapsgewijs proces, maar als een reeks gebeurtenissen die gerelateerd zijn aan ijstijden en isotopische afwijkingen tussen 2,7 en 2 miljard jaar geleden (Lyons et al., 2014). Het is onduidelijk wanneer precies binnen deze schommelingen de Stirling Rangeformatie werd afgezet. Wijdverspreide mariene anoxie en sedimentaire Cr-isotopische fractionatie[477] tonen aan dat tijdens het Paleoproterozoïcum het gehalte atmosferische zuurstof kleiner was dan 2100 ppm. De paleosols in de Stirling Rangeformatie zijn roodkleurig omdat ze hematiet bevatten maar ook veel gereduceerd ijzer, zoals algemeen voorkomt in paleosols van het Proterozoïcum (Planavsky et al., 2018). De analyse door Retallack & Mao (2019) van zesentwintig monsters uit sedimenten en paleosols van de formatie geeft een gematigd paleoklimaat aan tijdens de afzetting ervan. Een ruwe leidraad voor de afleiding van paleotemperaturen, temperaturen zoals die heersten in het geologisch verleden, is de chemische veranderingsindex[467] die nu < 65% bedraagt in polaire klimaatgordels en > 80% in tropische klimaatgordels. Tussen deze grenzen in liggen gematigde klimaatgordels (Nesbitt & Young, 1989). De chemische veranderingsindex voor de zesentwintig analyses van de Stirling Rangeformatie bedraagt 76,2 ± 1,2%, wat een gematigd paleoklimaat aangeeft. In tropische paleolatitudes kunnen tijdens de afzetting van de formatie de equatoriale temperaturen laag geweest zijn.

Barramundi Orogenese (Noordoost-Australië)[bewerken | brontekst bewerken]
Kakabekia umbellata : een 1,88 miljard jaar oude prokaryoot (Gunflint Ironformatie, Ontario, Canada)[bewerken | brontekst bewerken]
Kakabekia umbellata uit het Orosirium van Zuid-Ontario, Canada (links) en de levende vertegenwoordiger Kakabekia barghoorniana uit Wales, Alaska en IJsland. 3840x vergroot (resp. naar Barghoorn & Tyler, 1965 en Siegel & Siegel, 1968).
  • Ca. 1880 Ma : De Gunflint Chert in de Gunflint Ironformatie bevat een variëteit aan goed gepreserveerde micro-organismen. In 1964 ontdekte men in een 1,88 miljard jaar oude laag compacte zwarte chert[484] in de buurt van Kakabek Falls (Zuid-Ontario, Canada) een afgeplat bolvormig organisme met een slanke stengel en een 'kroon' of 'mantel' met een paraplu-achtige vorm. In 1965 werd het typesoort door Barghoorn en Tyler beschreven en benoemd als de prokaryoot Kakabekia umbellata Barghoorn & Tyler, 1965. De lengte van de stengel varieert van 12 to 30 µm en de diameter van de 'paraplu' (umbrella) van 5 to 30 µm. Een mogelijk specifiek kenmerk van de typesoort is de variatie in het diep ingesneden patroon van de mantelomtrek. In een review van de verschillende mogelijke groepen binnen dewelke structurele analogieën met Kakabekia umbellata werden gezocht merkten Barghoorn en Tyler in 1965 op dat het moeilijk is om verwantschap met een levende vertegenwoordiger vast te stellen, laat staan dat er een bestaat. Maar men vond, eveneens in 1964, in een kweekcultuur afkomstig van een bodemstaal uit Noordwest-Wales (nabij Harlech en Tremadoc Bay) een levende vertegenwoordiger van het geslacht, nl. Kakabekia barghoorniana Siegel, 1968. Het wordt soms het oudste levende fossiel genoemd.[485] Het heeft een diameter van ongeveer 5 µm, heeft een bloemvormige umbrella en een basaal vergrote steel. De meeste variaties in mantelmorfologie komen zowel bij fossiele als bij levende vormen van Kakabekia voor, maar het diep ingesneden patroon dat bij iets meer dan de helft van de fossiele specimina algemeen voorkomt ontbreekt totaal bij levende specimina. Wat betreft vele andere kenmerken overlapt elke populatie de andere populaties. Het voorkomen van een enkel marginaal type in het fossielenbestand leidt tot de vraag of de diep ingesneden mantel een gevolg is van inbedding in sediment[486] en van compressie eerder dan van biologische variatie ?

Volgens Siegel en Giumarro (1966)[487] is Kakabekia barghoorniana waarschijnlijk een ammonofiel[488] en facultatief (an)aeroob koudetolerant micro-organisme. Kakabekia barghoorniana is eveneens bekend uit Noord-Alaska (nabij Point Barrow) en uit Zuid-Alaska (nabij Juneau, laterale zijmorene van de Mendenhall Glacier). Een expeditie van NASA (Washington D.C., V.S.) en het Boston College (Massachusetts, V.S.) naar Surtsey (zuidkust van IJsland) in juni 1970 resulteerde in bodemstalen afkomstig van Bláfjöll nabij Reykjavik, van Reykjahlíð op de noordoostelijke oever van het Mývatnmeer en van de rand van de Fláajökull Glacier. In deze bodemstalen kon Kakabekia barghoorniana gecultiveerd worden. Barghoorn en Tyler (1965) stelden voor Kakabekia umbellata een ontogenie voor waarbij startend van een spore de steel begon te groeien die dan de umbellate 'mantel' produceerde. De morfologie van Kakabekia barghoorniana verschilt van die van Kakabekia umbellata omdat het een ronde structuur heeft met straalsgewijze segmentatie.[489] Kakabekia barghoorniana heeft een mogelijk kiezelhoudende ring rond deze structuur.[490] De stofwisseling is ongewoon omdat het geen zuurstof nodig heeft om te groeien terwijl het er ook niet door beperkt wordt, zoals bij Clostridium. Dit, en het feit dat het enkele van de zuurstofgebruikende enzymen heeft, geeft aan dat Kakabekia barghoorniana een overgangsfase in het gebruik van zuurstof vertegenwoordigt. Het kan enkel in een ammoniarijke omgeving gecultiveerd worden wat kan verwijzen naar de samenstelling van de oude atmosfeer ten tijde van het Precambrium.

Het microfossiel Gunflintia, een draadvormige Cyanobacterie uit de 2,1 miljard jaar oude Gunflint Chert. Boven : globaal zicht, onder : uitvergroting. Orosirium van Zuid-Canada (naar Schopf, 2000).[491]

Microfossielgemeenschappen van het Gunflint-type komen voor in cherts die in ondiep water gevormd werden en rijk zijn aan Stromatolieten en oncoïden[492] en in niet-stromatolitische cherts die mogelijk in relatief dieper water gevormd werden. De best gepreserveerde en tevens typegemeenschap werd ontdekt in de 1,88 miljard jaar oude Gunflint Ironformatie in Ontario (Canada).[493] De Gunflint-type microfossielgemeenschap wordt gewoonlijk gedefinieerd door het onderlinge verband van haar dominante fossielen. Deze omvatten a) Gunflintia spp.[494] (genoemd naar de Gunflint Ironformatie), een genus draadvormige (filamenteuze) Cyanobacteria, en andere niet-gedetermineerde draadvormige micro-organismen die Cyanobacteria zouden kunnen vertegenwoordigen of FE/S-oxiderende Bacteria,[484] b) Huroniospora spp.,[494] een geslacht Cyanobacteria of andere, mogelijk heterotrofe micro-organismen,[484] c) Eoastrion spp.,[494] FE/Mn-oxiderende Bacteria of pseudofossielen[495] en d) Kakabekia, mogelijk een ammonia-metaboliserende bacterie.[485] Deze microbiële fossiele levensgemeenschappen kunnen cruciale informatie bevatten over de Paleoproterozoïsche biosfeer. Ze zijn afwezig in oudere gesteenten en zeldzaam in jongere gesteenten, maar komen wijd verbreid voor in het Paleoproterozoïcum, onder meer nog in de 2,1 miljard jaar oude cherts van de Francevilleformatie die dagzoomt nabij de stad Franceville in Zuidoost-Gabon (Afrika),[496] de 1,88 miljard jaar oude Frereformatie in West-Australië,[497] de 1,88 miljard jaar oude Ferriman Group van Canada,[498] de 1,8 miljard jaar oude Tylerformatie van Michigan (V.S.),[499] de 1,80–1,65 miljard jaar oude McArthur Group (Noord-Australië)[500] en in de 1,77-1,65 miljard jaar oude Dahongyuformatie.[501]

Sudburykrater (grens Superior Province en Southern Province, Ontario, Canada)[bewerken | brontekst bewerken]

Het smelten en de verdamping van een hemellichaam tijdens een impact aan hypersnelheid[505] kan resulteren in meteoritisch materieel dat ingesloten werd binnenin impactieten.[506] In het onderzoek van Petrus et al (2014)[502] werden ejectamonsters geselecteerd die verzameld werden in de Onapingformatie en monsters van niet-gedifferentieerde impactsmelten die verzameld werden in de kwartsdioriet dikes, om de aanwezigheid en verspreiding van meteoritisch materieel geassocieerd met de Sudbury-impact vast te kunnen stellen. De meerderheid van de geanalyseerde monsters werd verzameld gebruik makend van intervals van honderd meter in twee trajecten van 3 km door de Onapingformatie te Joe Lake en te Morgan, en werd nog aangevuld met extra monsters uit dezelfde formatie rond het Sudbury Igneous Complex (SIC) en met twee analyses van glazige[507] kwartsdioriet van de Trill Offset dike (Sudbury, Canada). Gebaseerd op de aanwezigheid van geschokte (shocked)[508] lithische klasten en meerdere 'glazige' vormingsfasen beschrijven Grieve et al. (2010)[504] de Onapingformatie als een suevitische[509] breccie. De oorspronkelijke samenstellende componenten van deze breccie bestaan minstens deels uit ejecta. De Sudbury Impactstructuur werd gevormd in een bekken op een landtong. Water speelde een essentiële rol in de evolutie van de Onapingformatie, wat aangegeven wordt door het voorkomen van een omvangrijk hydrothermisch systeem dat tijdens de vorming van de formatie gegenereerd werd. De wisselwerking van het zeewater met de impactsmelt resulteerde in repetitieve explosieve interacties waarbij proto-materialen van het Sudbury Igneous Complex (SIC) betrokken waren en vermenging met reeds bestaande gesteenten.

Capricorn Orogenese (West-Australië)[bewerken | brontekst bewerken]
Vereenvoudigde geologische kaart van de Capricorn orogene gordel in West-Australië met locatie van de voornaamste tektonische structuren. Rechts boven : geografische situering van de orogene gordel. Rechts onder : verspreiding van de gesteentesoorten in de stratigrafische kolom (Government of Western Australia. Department of Mines, Industry and Safety. Geological Survey).

Statherium (ca. 1800-ca. 1600 Ma)[bewerken | brontekst bewerken]

Het Statherium is de vierde en laatste geochronologische periode (chronostratigrafisch systeem) van de era Paleoproterozoïcum. Volgens de International Chronostratigraphic Chart van het ICS[1] situeert de ondergrens van het Statherium zich op ca. 1800 miljoen jaar geleden (1,8 Ga) en de bovengrens op ca. 1600 miljoen jaar geleden (1,6 Ga). De onder- en bovengrens van deze periode werden chronometrisch[3] bepaald. Na het Statherium begon de era Mesoproterozoïcum (ca. 1,6 Ga-ca. 1,0 Ga). De benaming 'Statherium' werd afgeleid van het Griekse statherós ('stabiel, vast') en werd gekozen om een geologisch interval met gestabiliseerde kratons aan te duiden. Het volgt op een periode van globale episodische orogenese, het Orosirium, dat eindigde met de voltooiing van de samenstelling van het supercontinent Columbia. Het wordt dus verondersteld dat de Paleoproterozoïsche-Mesoproterozoïsche stratigrafische grens afgebakend werd door verhoogde continentale stabiliteit, gedefinieerd als de overgang van gebergtevorming en boog-magmatisme tijdens het Orosirium tot niet-gemetamorfoseerde sedimentatie in ondiep-water en intraplaatmagmatisme tijdens het Statherium. Door onderzoek werd echter duidelijk dat de samenstelling van Columbia zeer diachronisch[513] bleek te zijn, zich situerend tussen ca. 1,8 Ga en 1,4 Ga. Bijkomend lijken vele stabiele kratonische sedimentaire opeenvolgingen die als Mesoproterozoïsch beschouwd werden afgezet te zijn vóór 1,6 miljard jaar geleden. Deze tegenstrijdigheden hebben geleid tot de recente suggestie door een grote groep Precambrische geologen dat het Statherium meer tot het Mesoproterozoïcum behoort en dat het einde van het Paleoproterozoïcum dus opnieuw moet worden fijngesteld op ca. 1,8 miljard jaar geleden. Het Noord-Chinakraton is een van de kratons dat pre-1,6 Ga stabiele sedimentaire opeenvolgingen bevat. Volgend op het Statherium vertegenwoordigt het Calymmium (ca. 1600– ca. 1400 Ma) een periode waarin oude platforms werden voortgezet of nieuwe platforms werden ontwikkeld. Het Statherium was dus een belangrijke overgangsperiode.[514] Vanaf de basis van het Statherium ca. 1,8 miljard jaar geleden tot ca. 1,7 miljard jaar geleden valt de vorming van banded iron formations langzaam stil en worden de diepe oceanen anoxisch en sulfidisch. De oxidatie van ijzer naar IJzer(III)oxide (Fe2O3) gebeurde waarschijnlijk enkel in de oppervlaktewateren van de oceanen. Het zuurstofniveau bedroeg 10 to 20% van de huidige waarden.[348] Het begin van het Statherium markeert het aanbreken van een periode van ca. een miljard jaar (ca. 1,8 miljard tot ca. 800 miljoen jaar geleden) die omstreden de "Boring Billion" ('Saai Miljard') genoemd wordt, ook wel bekend als het 'Midden-Proterozoïcum'. De Boring Billion begon ca. 200 miljoen jaar vóór het aanbreken van de era Mesoproterozoïcum (ca. 1600-ca. 1000 Ma), overspande dit era voor de volledige 600 miljoen jaar en nam ca. 200 miljoen jaar in beslag van het daarop volgende era Neoproterozoïcum (periode Tonium), en wordt gekenmerkt door min of meer tektonische stabiliteit, het ontbreken van glaciaties en door een vertraging van de evolutie van complex leven voornamelijk ten gevolge van een laag gehalte aan atmosferische zuurstof.

Colorado Orogenese (Zuidwestelijke Verenigde Staten)[bewerken | brontekst bewerken]
Gotische Orogenese (Zuid-Oost Noorwegen)[bewerken | brontekst bewerken]
Vereenvoudigde geologische kaart van Noorwegen en Zweden, onderverdeeld in belangrijke domeinen[517] van het Baltisch Schild. Rechtsonder een weergave van de belangrijkste Proterozoïsche orogeneses, onder meer de Gotische Orogenese, en hun tijdsinterval (main crustal formation age). Baltican Basement betekent 'Baltische sokkel'. De afkortingen A=Alta, Bö=Börgefjellet, CN=Centraal Noorwegen, LV=Lofoten-Vesterålen, Na=Nasafjellet, No=Nordland, R=Rombak en UH=Utsira High staan voor acht locaties in Noorwegen waar Proterozoïsche sokkelgesteenten aan de oppervlakte komen. WT=West Troms (Noord-Noorwegen), waar Archeïsche sokkelgesteenten dagzomen. De domeinen van de Zweeds-Noorse Orogenese (Sveconorwegian Orogenesis) zijn B-K=Bamble-Kongsberg Terrane, RAP=Rogaland Anorthosite Province, SFDZ=Sveconorwegian Frontal Deformation Zone, SMB=Sirdal Magmatic Belt en TIB=Transcandinavian Igneous Belt. De overige zes afkortingen (CF, LN, UHP, WGR, ØC en OR) vertegenwoordigen locaties met domeinen uit de Caledonische Orogenese die buiten het Precambrium valt (van het begin van het Cambrium 538,8 ± 0,2 Ma tot in het vroege Devoon ca. 400 Ma)(naar Wiest, 2016).[518]
  • Ca. 1760-ca. 1560 Ma : De stratigrafische ondergrens van de Gotische Orogenese in Zuid-Oost Noorwegen werd vastgelegd op basis van de ouderdom van de supracrustale[92] gneisen van de Østfold-St. Le-Marstrandformatie. Deze formatie ligt binnen de zuidwestelijke grens van het Baltisch Schild. De gneisen werden door Åhåll & Daly (1989) op ca. 1,76 miljard jaar gedateerd met een Sm-Nd errorchronouderdom van 1758 ± 78 Ma, MSWD[156] : 9,4. Brooks et al. (1972) stelden de term errorchron voor voor de situatie waarin de ouderdomsgegevens (vertegenwoordigd door punten op een diagram) van een reeks monsters niet op een rechte lijn liggen binnen de grenzen van analytische afwijkingen. Hoe meer de ouderdomsgegevens van een reeks monsters een lijn vormen (isochron), hoe betrouwbaarder de ouderdomsbepaling. Concreet houdt een errorchron in dat de niet-lineaire spreiding van de punten een gevolg is van een geologische afwijking, en geeft aan dat een of meer van de aanvankelijke aannames van de isochron niet vervuld zijn. De oorsprong van een isochroonverspreiding is een van de belangrijkste interpretatieve aspecten van de geochronologie.[19] Als de spreiding resulteert in een MSWD[156] van 2,5 of minder, wordt dit als analytisch beschouwd. Als de MSWD groter is dan 2,5 is het geologisch. De stratigrafische ondergrens werd verder nog mede bepaald door de ouderdom van de oudste orthogneisen die het supracrustale gesteentecomplex binnengedrongen zijn (intrusie). Deze zijn de augengneis[519] geïntrudeerd in het Mediaan Segment (een geologische provincie in Zuid-West Zweden) en het biotietgneis geïntrudeerd in het Østfold Segment (Zweeds-Noorse geologische provincie), beide ca. 1,71 miljard jaar geleden.[520][521] De initiële stadia van de Gotische Orogenese worden gekenmerkt door subductie en langdurige calcium-alkalische magmatische activiteit langsheen de rand van het Svecofennisch Orogeen of Svecofennia[522] (Zweeds-Fins Orogeen, 1,96-1,82 Ga). Deze kenmerken passen bij het B-subductiemodel[523] en de vormingscriteria voor type F kristallijne stuwplaten.[524] De voorlopers en vroege stadia van de orogenese in de oostelijke subprovincie,[525] werden gedomineerd door subductie-gerelateerde intrusie van de oude suites van de 1,85-1,65 miljard jaar oude (1,85-1,65 Ga) Trans-Scandinavian Igneous Belt (TIB). Granitoïden van de Trans-Scandinavian Igneous Belt intrudeerden in de rand van Svecofennia (ook nog Svecofennisch Kraton) en incorporeerden continentale korst bestaande uit gneisen met vermoedelijk een Gothiaanse ouderdom. Aangenomen wordt dat de subductie, die de accretie (korstaangroei) van deze subprovincie domineerde, in oostelijke richting verliep.

De locatie van de Gotische accretiesuturen is onbekend, maar ligt vermoedelijk ergens ten westen van de Kongsberg-Bamble Belt (Kongsberg-Bamble Gordel)[526] onder de oppervlakte verborgen. Tijdens de Gotische Orogenese werden jongere terreinen in westwaartse richting door accretie samengevoegd met het voorland van de Trans-Scandinavian Igneous Belt over een ca. 175 km brede noord-zuid lopende gordel. Tijdens dit proces werd het voorland van de Trans-Scandinavian Igneous Belt (TIB) vervormd, wat blijkt uit gneisachtige granitoïden van 1,8–1,65 miljard jaar oud van het Klarälven Terrane. Deze granitoïden worden dan ook als vervormde TIB-gesteenten beschouwd. De protolietouderdom van de belangrijkste aardkorstcomponenten van het Gotische Orogeen neemt af naar het westen. Het parallochtone[527] oostelijke segment bestaat uit twee terreinen : het Klarälven Terrane (TIB-voorland) en het Ätran Terrane, met dominante orthogneisen die het voornaamste 1,7–1,65 miljard jaar oude Gotische accretie-interval vertegenwoordigen. De late fase van de Gotische Orogenese 1,57-1,50 miljard jaar geleden, wordt gekenmerkt door uplift, tektonische stabilisering[528] en het begin van een anorogeen[529] regime waarvan wordt aangenomen dat het tot het begin van de Sveconoorse Orogenese (Zweeds-Noorse Orogenese) (1,1–0,9 Ga) geduurd heeft. De huidige bovenste aardkorstgesteenten van het Gotische Orogeen waren gedurende een lange tijdspanne onderhevig aan voornamelijk ductiele vervorming.[530] Het ca. 1,56-1,58 miljard jaar oude (1,56-1,58 Ga) Nordstrand-Sørmarka metatonaliet/graniet complex markeert de stratigrafische bovengrens van de Gotische Orogenese. Het onderzoek van Lassen en Thybo (2004) geeft duidelijk aan dat de geologische structuren van de Gotische en Sveconoorse Orogenen tijdens het late Precambrium gereactiveerd werden en eveneens meerdere keren tijdens de daaropvolgende Fanerozoïsche vorming van geologische bekkens.

Big Sky Orogenese (Westelijke Verenigde Staten)[bewerken | brontekst bewerken]
Kimban Orogenese (Centraal Zuid-Australië)[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 1730-ca. 1690 Ma : De Kimban Orogenese wordt beschouwd als het meest ingrijpende orogeen proces in het Gawlerkraton (Centraal Zuid-Australië).[539] Geochronologisch onderzoek toonde aan dat de orogenese over het gehele kraton plaatsvond. Gegevens uit het noorden, zuiden en westen van het kraton met betrekking tot syntektonisch[540] magmatische en metamorfose wijzen erop dat de orogene gordel tussen 1,73 en 1,69 miljard jaar geleden gevormd werd. Ten gevolge van dextrale transpressie[541] ontstonden in het zuiden van het Gawlerkraton noord-oost lopende orogene structuren die uiteindelijk naar het noorden afbuigen. Binnen de Peake Inlier[542] en Denison Inlier, in het noorden van het kraton, kunnen oude noord-zuid lopende orogene structuren met de Kimban Orogenese gecorreleerd worden. Payne et al. (2008)[543] zijn van mening dat de Kimban Orogenese ook tot uiting komt in de opvallende noord-oost richting van de regionale aeromagnetische[544] gegevens van het noordwestelijke Gawlerkraton. Het metamorfisme en het magmatisme van de Kimban Orogenese wijzen erop dat het Gawlerkraton tijdens het interval ca. 1730- ca. 1690 Ma effectief samengevoegd werd. De ca. 1730- ca. 1690 Ma-tijdlijn wordt beschouwd als een belangrijke geologische gebeurtenis in functie van correlatie en reconstructie van Proterozoïsche kratons.[545]
Vereenvoudigde geologische kaart met ontsluitingen in het noordelijke deel van Eyre Peninsula (Zuid-Australië).[546] De kaart toont schematische ruimtelijke variatie in metamorfosegraad (cirkels) tijdens de Kimban Orogenese (Statherium). AF : Allalone Fault, MF : Melaleuca Fault, SPF : Shoal Point Fault, JDF : Jungle Dam Fault, PAF : Pickaxe Fault, CHF : Camel Hill Fault, IKF : Iron Knob Fault, PF-Pankalla Fault, RF : Roopena Fault.

De metamorfosegraad in het westelijke Gawlerkraton bedraagt 625-650 °C en 5,5-6,5 kbar (kilobar) tot 700-750 °C en 8-9 kbar, en 600-675 °C en 5–7 kbar tot 800–850 °C en 7–9 kbar in het zuidelijke Gawlerkraton. Binnen het Kimban Orogeen (de Kimban orogene gordel) wordt aanzienlijke variatie in metamorfosegraad waargenomen. Dit blijkt uit de gebieden in het zuidelijke Gawlerkraton (bv. in het noordelijke deel van het schiereiland Eyre Peninsula (Zuid-Australië)) die de metamorfosegraad van groenschistfacies (een metamorfe facies die wordt gekenmerkt door een graad van metamorfose van gemiddelde druk en temperatuur) behouden en grenzen aan gebieden met granulietfacies (de metamorfe facies met de hoogste graad van metamorfose). Het bijna samenvallen van het metamorfisme tijdens de vroege Kimban Orogenese (ca. 1730- ca. 1720 Ma) met het metamorfisme van de Nimrod Group[547] (ca. 1730- ca. 1723 Ma) suggereert een verwante en mogelijk aangrenzende thermotektonische[516] gebeurtenis waarbij beide regio's betrokken waren. Volgens Payne et al. (2009)[539] duiden de aanwezigheid van relict[548]-eclogiet (ca. 1730 Ma) en het gebrek aan bewijzen voor latere continentale accretie op het samenvoegen van het Miller Range terrein met het Gawler-Adeliekraton tijdens de ca. 1730- ca. 1690 Ma Kimban-Nimrod Orogenese. De sutuurzone die door deze samenvoeging ontstond bevindt zich mogelijk op of nabij de locatie van de Nimrod Group, zoals aangegeven door de aanwezigheid van eclogietfacies binnen de opeenvolgingen van deze geologische groep.

In de suites van de Moody Suite, Middlecamp Suite en Tunkillia Suite kan magmatisme worden waargenomen dat gerelateerd is aan de Kimban Orogenese. De Middlecamp Suite in het oostelijke Gawlerkraton is een granietsuite met een ouderdom tussen 1737 ± 7,0-1726 ± 7,0 Ma, dus tot juist vóór en vroeg in de Kimban Orogenese. De Moody Suite situeert zich met een ouderdom van 1720 ± 9,0-1701 ± 12 Ma later in de orogenese en bevat intrusies variërend van muscoviethoudende leucograniet[549] tot hoornblendehoudende granitoïden. De Tunkillia Suite heeft een ouderdom van ca. 1690-ca. 1670 Ma en wordt, gebaseerd op geochemie van sporenelementen en van Nd-isotopen, beschouwd als een post-tektonische magmatische suite. De plaatselijke vorming van een bekken tijdens de Kimban Orogenese bleef bewaard in het centrale Gawlerkraton. Hier wordt de ca. 1715 miljoen jaar oude Labyrinthformatie gekenmerkt door opwaartse geërodeerde opeenvolgingen. Deze formatie werd binnen een breukbegrensd bekken gevormd met sedimenten uit lokale bronnen. De ouderdom van ca. 1715 ± 9,0 Ma werd afgeleid van de datering van een ryoliet binnen de formatie. In het Kimban Orogeen kunnen geen aanwijzingen gevonden worden voor subductiegerelateerd magmatisme.

Yavapai Orogenese (Zuidwestelijke Verenigde Staten)[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 1720-ca. 1680 Ma : Tijdens dit orogeen interval van het Statherium vond in wat nu het zuidwesten van de Verenigde Staten is de continentale collisie met progressive vervorming plaats van het complexe 1800-1700 miljoen jaar oude Yavapai-eilandboogterrein (een reeks eilandbogen) met het proto-Noord-Amerikaans continent.[550][551] Het Yavapai-eilandboogterrein maakt het grootste deel uit van de noord-oost lopende 1800-1700 miljoen jaar oude Yavapai-geologische provincie die samen met de 1700–1600 miljoen jaar oude Mazatzal-geologische provincie tijdens een reeks orogene episodes door accretie[332] aan de zuidwestelijke rand van het paleocontinent Laurentia toegevoegd werd. Deze twee geologische provincies bestaan voornamelijk uit jonge aardkorst en ondergingen tijdens de accretie door de hoge temperatuur vervorming en metamorfose op gemiddelde diepte, waar ze doorsneden worden door 1,45–1,35 miljard jaar oude Mesoproterozoïsche intrusies. Onder meer Karlstrom & Humphreys (1998) definieerden de Yavapai-geologische provincie als de brede zone van overwegend jonge (aard)korst die reikt van Arizona tot het gebied van Colorado ten zuiden van de Cheyenne Belt en vervolgens noordoostwaarts in de ondergrond tot het midden van het Noord-Amerikaanse continent. De gesteenten van de Yavapai-geologische provincie zijn langs twee semi-continue routes in het westen van de Verenigde Staten ontsloten, nl. de noordwest-zuidoost lopende Arizona Transition Zone en de noord-zuid lopende Rocky Mountains.[552] De Arizona Transition Zone is een diagonaal van noordwest naar zuidoost lopend gebied in centraal-Arizona. De regio is een overgang van het hoger gelegen Coloradoplateau in het noordoosten van Arizona naar het Basin and Range gebied met lager gelegen woestijnen in het zuiden en zuidwesten. Paleoproterozoïsche gesteenten (ca. 1,8-1,7 Ga) van beide regio's omvatten grotendeels vergelijkbare metasedimentaire gesteenten,[149] bimodale metavulkanische gesteenten[553] en granietachtige intrusies. Het magmatische raamwerk van de Yavapai-geologische provincie is zeer goed bekend, maar de tektonische setting, timing en regionale omvang van de orogeneses in het westen van de Verenigde Staten blijven onderwerp van discussie.

Accretie van het Archeïsche (?) Mojavia Terrane en bijbehorende herwerkte[151] Paleoproterozoïsche aardkorstcomponenten, zoals onder meer de Elves Chasm Gneiss (nabij Grand Canyon Village, Grand Canyon, Arizona), culmineerde tijdens de Yavapai Orogenese. In sommige delen van de Yavapai-geologische provincie werden zirkonen aangetroffen waarvan de radioactieve isotopen de aanwezigheid van oudere korstcomponenten aantonen en in sommige supracrustale[92] opeenvolgingen werden zirkonen van Archeïsche ouderdom geïdentificeerd. De hoeveelheid Archeïsch en pre-1,80 Ga Paleoproterozoïsch materiaal dat in de Yavapai-geologische provincie opgenomen is, wordt op basis van de ouderdom van Nd-modellen van 2,0-1,8 Ga echter als klein beschouwd. 2,0-1,8 Ga is iets ouder dan 1,8-1,7 Ga, de ouderdom van de Yavapai-geologische provincie. Onderzoek met behulp van Pb-isotopen geeft evenzo aan dat de geologische provincie voornamelijk van jong aardmantelmateriaal afkomstig is. In het zuiden van Colorado geven de aanwezigheid van aureolen[554] en dateringen van monaziet rond syntektonische[540] plutonieten aan dat een globale noordwest-zuidoostelijke verkorting[478] door het orogeen plaatsvond rond 1,71-1,70 en 1,69-1,67 Ga. Deze dateringen duiden op een tientallen miljoenen jaren durende piek tijdens de Yavapai Orogenese. Het verloop van de gebergtevorming toont dat decompressie[555] van sommige aardkorstblokken plaatsvond door omhoogstuwing ten gevolge van collisie en dat andere blokken op hetzelfde moment begraven werden. Structureel onderzoek van foliaties en plooien toont aan dat de structuur van de gesteenten gedomineerd werd door contractievervorming[556] waardoor de Yavapai Orogenese kan geïnterpreteerd worden als een langdurig convergent orogeen langs de rand van een tektonische plaat aan een zuidwaarts groeiend Laurentia. De accretie van de Yavapai-eilandbogen werd op de voet gevolgd door omvangrijke intrusie door granitoïden die bestaande provinciegrenzen binnendrongen en hielpen om de jonge korst te stabiliseren. Rond ca. 1,7 miljard jaar geleden werden ryoliet- en kwartsietopeenvolgingen gevormd.

1,6 miljard jaar oude rode algen in de Tirohan Dolomite (Vindhyan Supergroup, Centraal-India)[bewerken | brontekst bewerken]
Rafatazmia chitrakootensis (SRXTM),[557] rode alg uit het Statherium (Vindhyan Supergroup) van Centraal-India. Specimen NRM X4229 : I) oppervlak, J) volume, K) sectie, L) uitvergroting van K). Legende L) : sw = tussenschot, is = onvolledig tussenschot. Schaalaanduiding = 50 μm.
Denaricion mendax (SRXTM),[557] rode alg óf Prokaryoot uit het Statherium (Vindhyan Supergroup) van Centraal-India. Holotype NRM X5644 : A) oppervlak, B) volume, C) slice. Schaalaanduiding = 50 μm.
Ramathallus lobatus, rode alg uit het Statherium (Vindhyan Supergroup) van Centraal-India. Holotype NRM X5638 : dunne doorsnede, A) globaal zicht op complexe thallus met cellen in de vorm van waaiers ('celfonteinen'), (B) detail van A) met verlengde cellen, (C) ander gedeelte van A) met bolvormige of vingervormige uitsteeksels.

Tijdens veldwerk te Jankikund (district Chitrakoot) in november 2006 en januari 2011 werden drie soorten Rhodophyta ontdekt. De eerste soort is de typesoort en enige soort Rafatazmia chitrakootensis,[559] een niet-vertakte draadvormige alg met een breedte van 58 tot 175 μm. De cellen hebben een variërende grootte, met cellengtes van de helft tot meer dan tweemaal de celbreedte. Rafatazmia groeide door middel van septatie (het vormen van tussenschotten). Nieuw gevormde septa hebben een centrale porie. Sommige septa dragen ook een centraal bolvormig object dat soms in het septum doordringt. Deze structuren zijn mogelijke 'verbindingen' en 'pluggen' tussen de cellen. In het midden van elke cel bevindt zich een grote ruitvormige schijf die als een pyrenoïde beschouwd wordt, een onderdeel van het fotosynthetische apparaat van rode algen. De tweede soort is de typesoort en enige soort Denaricion mendax,[559] eveneens een niet-vertakte draadvormige alg, óf een Prokaryoot. Specimina zijn 130 tot 275 μm breed en zijn opgebouwd uit korte, muntvormige cellen. De interne structuur lijkt op een stapel munten. Denaricion groeide door gecoördineerde septatie waardoor een geometrisch 4/8/16 patroon van cellen binnen compartimenten geproduceerd werd. Deze compartimenten zijn minstens gedeeltelijk van elkaar afgesloten door een solide tussenschot (septum). De cellen vertonen gelijkenis met die van grote zwaveloxiderende bacteriën. Er zijn ook overeenkomsten met oscillatorische cyanobacteriën,[560] hoewel de celvolumes van de laatste veel kleiner zijn. De bredere verwantschappen van Denaricion zijn onzeker. De derde soort is de typesoort en enige soort Ramathallus lobatus (Sallstedt, 2017), een sessiele alg met een gelobde thallus die bolvormige en vingerachtige takken heeft die vanuit een centraal gebied uitstralen. Het pseudoparenchymateus weefsel vormt dikwijls cellen in de vorm van waaiers ('celfonteinen'). De celgrootte varieert van ongeveer 5 tot 15 μm. In bolvormige lichamen bevinden zich mogelijke tetrasporen.[561] De thallus wordt bedekt door niet-cellulaire matrix die tot 40 μm dik is. Er is geen duidelijke cortex, maar de distale cellaag in een tak is soms groter dan die van het aangrenzende pseudoparenchymateuze weefsel. De groeiwijze is apicaal,[562] wat op verwantschap met Florideophyceae wijst, een klasse roodwieren (rode algen). Indien Ramathallus en Rafatazmia meercellige kroongroeproodwieren zijn, zijn ze ongeveer 400 miljoen jaar ouder dan de oudste eerder geaccepteerde rode alg in het fossielenbestand. Dit kan erop wijzen dat Eukaryota een langere evolutiegeschiedenis hebben dan algemeen werd aangenomen. Er bestaat consensus dat de laatste gemeenschappelijke voorouder van moderne Eukaryota tijdens het Mesoproterozoïcum leefde, ongeveer 1,6 tot 1 miljard jaar geleden, mogelijk iets eerder (perioden Boven-Statherium-Boven-Stenium).[559]

De Chitrakootformatie maakt deel uit van het bovenste deel van de Semri Group (geologische groep) in Centraal-India. De Tirohan Dolomite te Chitrakoot (deelstaat Madhya Pradesh, district Satna, Bundelkhandregio) kan gecorreleerd worden met de Rohtas Limestone in de Son Valley. De ouderdom van 1,6 Ga voor de Tirohan Dolomite wordt bevestigd door overeenstemming tussen meerdere radiometrische dateringen. De belangrijkste zijn de U-Pb-analyses, de meest precieze en accurate absolute dateringsmethode voor gesteenten van deze ouderdom, van magmatisch zirkoon uit het Onder-'Vindhyan' van de Son Valley en de rechtstreekse Pb-Pb-isochrondatering[19] van het fossielhoudende fosfaatgesteente. Drie Pb-Pb-isochrondateringen van de Rohtas Limestone leverden de ouderdom van 1.601 ± 130 Ma, 1.599 ± 48 Ma en 1.514 ± 120 Ma respectievelijk. De correlatieve equivalenten van de Tirohan Dolomite in de Son Valley zijn dus met precisie en congruentie zeer dicht bij 1,6 Ga gedateerd. Dit valt binnen de foutmarges identiek aan de ouderdom van 1.650 ± 89 Ma die verkregen werd uit een rechtstreekse Pb-Pb-isochrondatering van het fossielhoudende fosforiet in de Tirohan Dolomite.

Mesoproterozoïcum (ca. 1600-ca. 1000 Ma)[bewerken | brontekst bewerken]

Het Mesoproterozoïcum is het middelste era van het eon Proterozoïcum. Volgens de International Chronostratigraphic Chart van het ICS[1] situeert de chronometrische[3] ondergrens van het Mesoproterozoïcum zich op ca. 1600 miljoen jaar geleden (1,6 Ga) en de chronometrische bovengrens op ca. 1000 miljoen jaar geleden (1,0 Ga). Het era wordt in drie geochronologische perioden (chronostratigrafische systemen) onderverdeeld: het Calymmium (ca. 1600 tot ca. 1400 Ma), het Ectasium (ca. 1400 tot ca. 1200 Ma) en het Stenium (ca. 1200 tot ca. 1000 Ma). De onder- en bovengrenzen van deze perioden werden chronometrisch bepaald en zijn arbitrair. De perioden vertegenwoordigen dus geen geostratigrafische of biostratigrafische eenheden. De tijdschaal van het Precambrium is gebaseerd op radiometrische datering omdat het fossielenbestand zeer schaars is. De geologische onderverdelingen van de tijdschaal vertegenwoordigen ruwweg belangrijke tektonische cycli. Het Precambrium is onderwerp van voortdurend onderzoek zodat mogelijk in de toekomst de onderverdelingen van de tijdschaal meer natuurlijke grenzen vertegenwoordigen op basis van gecorreleerde geologische gebeurtenissen.

Het Mesoproterozoïcum is het eerste era in de geschiedenis van de aarde waarvan het geologisch bestand redelijk bewaard gebleven is. Het Calymmium wordt gekenmerkt door de uitbreiding van toenmalige platforms op toen recent gekratoniseerd keldergesteente. Deze platforms blijven tijdens het daaropvolgende Ectasium belangrijke componenten van de meeste geologische schilden. Het Stenium, de laatste periode van het Mesoproterozoïcum, wordt gekenmerkt door smalle polymetamorfe[563] en actieve orogene gordels die de talrijke platforms van elkaar scheidden.[564] Belangrijke gebeurtenissen waren het uiteenvallen van het supercontinent Columbia tussen 1,5 en 1,2 miljard jaar geleden (tijdens het Calymmium en Ectasium) waarna de fragmenten ervan tussen 1,2 miljard en 1 miljard jaar geleden (tijdens het Stenium) weer samengevoegd werden tot het supercontinent Rodinia,[444] en vanaf ca. 1,2 miljard jaar geleden rond de overgang van het Ectasium naar het Stenium het ontstaan en de evolutie van seksuele voortplanting[565] waardoor de complexiteit van het toekomstige leven exponentieel toenam en de ontwikkeling van echte meercellige organismen ingeluid werd. Meercellige organismen behoren tot het domein Eukaryota, een van de drie domeinen waarin de huidige biologische wetenschap het leven indeelt. Er werd lang aangenomen dat er vóór de geologische periode Ediacarium (van 635 tot 538,8 ± 0,2 miljoen jaar geleden)[1] geen noemenswaardige biosfeer was buiten het bestaan van de ééncellige Bacteria (superrijk Prokaryota, domein Bacteria), voornamelijk Cyanobacteria die Stromatolieten vormden. Stromatolieten kenden hun hoogtepunt van ontwikkeling tijdens het Calymmium en Ectasium, maar ook meercellige organismen begonnen deel uit te maken van de Mesoproterozoïsche biotopen.[566][567]

'Boring Billion' (ca. 1800- ca. 800 Ma)[bewerken | brontekst bewerken]

Buick et al (1995)[568] beschreven het ogenschijnlijke ontbreken van belangrijke klimatologische, geologische en biologische gebeurtenissen tijdens de volle 600 miljoen jaar tellende tijdspanne van het Mesoproterozoïcum als "The dullest time in Earth's history". Dit leidde in 2012[569] tot het ontstaan van de nu omstreden term "Boring Billion" ('Saai Miljard') voor de periode tussen 2 miljard (2 Ga) en 1 miljard jaar geleden (1 Ga) die volgens de paleontoloog Brasier gekenmerkt wordt door glaciale en geochemische stilstand, terwijl langdurige glaciale perioden of ijstijden met regelmatige periodiciteit wél waargenomen worden in andere perioden van de geologische geschiedenis van de Aarde. Young omschreef in 2013 de tijdspanne tussen 1,8 en 0,8 Ga als "Barren Billion" wegens het schijnbare ontbreken van afwijkingen in de waarden van koolstofisotopen en schijnbare glaciale stasis. Wegens de ogenschijnlijke afwezigheid van tektonische activiteit omschreven Cawood & Hawkesworth (2014)[570] de tijdspanne tussen 1,7 miljard en 750 miljoen jaar geleden als "Earth's Middle Ages". Met Boring Billion wordt nu vrij algemeen de tijdspanne van ca. 1,8 miljard tot ca. 800 miljoen jaar geleden bedoeld, vervat in het eon Proterozoïcum en voornamelijk het volledige Mesoproterozoïcum. Na de uitvinding van de term door Brasier in 2012 geraakte deze stevig ingebed in het geologische bewustzijn.

Evolutie van complex leven (Eukaryota)[bewerken | brontekst bewerken]

Onderzoek door onder meer Buick et al. (1995) resulteerde in opmerkelijk stabiele en vlakke curven koolstof- en chroomisotopen en lage hoeveelheden sporenelementen tijdens de zogenaamde 'stasis' (Boring Billion), een periode van 'stilstand' veroorzaakt door langdurige klimatologische, atmosferische en tektonische stabiliteit, en door langdurig gebrek aan toevoer van nutriënten. Volgens Lyons et al. (2014)[335] wijst hun onderzoek op een vertraging in de evolutie van complex leven, voornamelijk als gevolg van het ontbreken van zuurstof in de atmosfeer, maar meer waarschijnlijk als gevolg van een te laag gehalte aan zuurstof. Er werd aangenomen dat pas in het era Neoproterozoïcum (ca. 1000- ca. 538,8 ± 0,2 Ma), meer bepaald tegen het einde van het Boring Billion tijdens de Toniumperiode, een grote biodiversiteit in zowel het microscopische als het macroscopische[406] complexe leven ontstond. Afwezigheid van fosforiet,- evaporiet,- banded iron formation,- glaciatie- en ertsafzettingen gerelateerd aan convergente plaatranden valt ook in de periode van de stasis. Deze afzettingen zijn orogene goudafzettingen,[571] porfierafzettingen, VMS (Volcanic-hosted Massive Sulfide)-afzettingen[572] en MVT (Mississippi Valley Type)-afzettingen.[573] De bewegingen van de tektonische platen werden mogelijk door een stagnerende dekseltektoniek[574] onderdrukt. Moderne platentektoniek trad pas tegen het einde van het Neoproterozoïcum in werking.

Reconstructie van de Montana Biota (eon Proterozoïcum, perioden Orosirium-Tonium : 1,88 miljard-780 miljoen jaar geleden) (Troppenz, 2019).[566] (1) Stromatolieten (1,25 Ga), (2) spoorfossiel ? : langwerpige Västervik-struktuur (1,88 Ga-1.85 Ga, Zweden), (3) bruine algen ? : ronde Västervik-struktuur (Zweden), (4) Horodyskia sp.[494] (1.4 Ga-0.42 Ga, West-Australië) : een schimmel (Fungi), (5) "Wellenwurm" (1,35 Ga-1,2 Ga, Noord-Duitsland) : een worm-achtig organisme, (6) "Gotländer Mysterium" (1,4 Ga-1.3 Ga, Zweden), (7) spoorfossiel Myxomitodes stirlingensis (2,0 Ga-1,8 Ga, Zuid-West Australië) : een slijmzwam (Mycetozoa), (8) Chorhat spoorfossielen (1,62 Ga-1,59 Ga, India) : graafgangen van wormen, 9) Grypania spiralis (1,87 Ga-0,60 Ga, Michigan, V.S.) : een alg, (10) Ramathallus lobatus (1,6 Ga, Centraal-India) : een rode alg, (11) Orbisiana sp. : een Protozoo (Protozoa), (12) Aspidella/Cyclomedusa en andere schijfvormige fossielen : Medusa ? (Newfoundland, Canada), (13) Olivooides multisulcatus : zeeanemoon ?, (14) algen ? (1,56 Ga).

Door dit alles was de algemene consensus dat de periode van ca. 1800 tot ca. 800 miljoen jaar geleden een miljard jaar geologische 'stilstand' vertegenwoordigt die de evolutie van complex leven tot 'stilstand' bracht. Maar tijdens deze periode vonden juist verschillende belangrijke gebeurtenissen plaats op het gebied van biologische evolutie zoals de eerste grote biodiversificatie[575] van de kroongroep Eukaryota en het ontstaan van meercelligheid en seksuele voortplanting.[567] De eerste grote diversificatie binnen de Eukaryota, het verschijnen van Viridiplantae (meercellige planten)[576][559] en de voorlopers van Metazoa (Animalia),[576][577][578] gebeurde tussen het Great Oxidation Event (GOE) dat plaatsvond tussen ca. 2,45 en ca. 2,31 miljard jaar geleden tijdens de Paleoproterozoïsche periode Siderium en het Neoproterozoïc Oxidation Event (NOE) dat plaatsvond tussen ca. 800 en ca. 600 miljoen jaar geleden (tijdens de Neoproterozoïsche perioden Tonium en Ediacarium). Tijdens de intermediaire periode tussen deze oxidation events, de Boring Billion dus, was het niveau zuurstof zeer laag met kleine schommelingen, wat resulteerde in wijdverspreide anoxische wateren,[335] en wat aangeeft dat zuurstof misschien niet de enige motor achter de diversificatie van de Eukaryota was. Mogelijk veroorzaakte een periode met weinig voor complex leven essentiële nutriënten in de oceanen, tussen ca. 1800 en ca. 1400 Ma, evolutionaire druk als essentiële trigger voor het bevorderen van biologische innovaties in het domein Eukaryota. Deze essentiële nutriënten zijn stikstof, molybdeen, fosfor en ijzer en de lage concentraties ervan waren grotendeels het gevolg van een gebrek aan zuurstof en de resulterende oxidatie die nodig is voor deze geochemische cycli. Latere perioden met een relatief hoge concentratie aan sporenelementen en nutriënten vergemakkelijkten de biodiversificatie. Mogelijk kwamen nutriënten overvloediger voor in terrestrische milieus,[579] zoals meren of kustgebieden die dichter bij continentale afvoer liggen.

Mukherjee et al. (2018)[567] interpreteren de tijdspanne van de Boring Billion als een periode van sequentiële stapsgewijze evolutie en biodiversificatie van complexe Eukaryota (met celorganellen), waarschijnlijk als resultaat van schommelingen in de beschikbare nutriënten en sporenelementen. Hierdoor werden evolutionaire paden geactiveerd die de latere opkomst ca. 750 miljoen jaar geleden (tijdens het Tonium) van micrometazoa (Animalia) en hun macroscopische tegenhangers mogelijk maakten. In de boeken Wohin die Spuren führen (Troppenz, 2015)[580] en The New Precambrian (Troppenz, 2017)[581] compileert Troppenz de kennis over de Boring Billionperiode en maakt een actuele stand van zaken op. Hij verving de term Boring Billion ('Saai Miljard') door Bustling Billion ('Bruisend Miljard') en voerde voor de effectief bestaande toenmalige biosfeer de term Montana Biota in, genoemd naar de eerste vindplaats in Montana (VS) van het 1,4 miljard jaar oude schimmelgeslacht Horodyskia (domein Eukaryota, rijk (regnum) Fungi, stam (phylum) Glomeromycota, orde (ordo) Archaeosporales, familie (familia) Geosiphonaceae). De Montana Biota bestonden uit complexe meercellige levensgemeenschappen die lang vóór de Ediacarische biota bestonden en minstens 2,1 miljard jaar in de tijd teruggaan, gebaseerd op de ouderdom van de Franceville biota[405] van Zuidoost-Gabon (Afrika). De Ediacarische biota omvatten complexe meercellige organismen die ca. 600 miljoen jaar geleden verschenen en een grote bloei kenden tot het begin van de oudste periode van het eon Fanerozoïcum, het Cambrium (538,8 ± 0,2 miljoen jaar geleden). Volgens Troppenz bewijst de ontdekking van de Franceville biota het bestaan van een overgangsfauna tussen de Franceville- en Ediacarische biota.[409]

Oceanen en zuurstof[bewerken | brontekst bewerken]

Tijdens de Boring Billion was de oppervlaktelaag van de oceanen mogelijk relatief zuurstofrijk,[335] was de middenlaag sulfidisch en de bodemlaag suboxisch (< 1 μM zuurstof).[582] De suboxische[583] bodemlaag werd mogelijk in stand gehouden door de uitstoot van lagere concentraties waterstofsulfide (H2S) en diwaterstof (H2) door hydrothermale bronnen in de diepzee, gassen die anders door zuurstof chemisch zouden gereduceerd zijn. De voornamelijk sulfidische samenstelling heeft er mogelijk voor gezorgd dat de oceanen in plaats van een blauwe een zwarte- en melkachtige/turquoise kleur hadden. Zelfs in de meest ondiepe wateren kunnen grote hoeveelheden zuurstof voornamelijk beperkt gebleven zijn tot de kustgebieden. De ontbinding van zinkende organische resten zou ook zuurstof uit diep water onttrokken hebben.[584] Het zuurstofniveau bedroeg tijdens de Boring Billion mogelijk minder dan 0,1 tot 1% van het huidige niveau. In de Velkerriformatie (ca. 1380 Ma, periode Ectasium) van de Roper Group (geologische groep) in de Northern Territory (McArthur Basin) van Noord-Australië, de Xiamalingformatie (ca. 1400 Ma, Ectasium) in het noorden van het Noord-Chinakraton en de Kaltasyformatie (ca. 1443 Ma) van de Wolga-Oeralregio in Rusland vond men echter duidelijke aanwijzingen van een oxidation event ca. 1,4 miljard jaar geleden (1,4 Ga). Maar het is onduidelijk in welke mate deze gebeurtenis representatief is voor de zuurstofniveaus wereldwijd. Tijdens het Neoproterozoïc Oxidation Event (NOE) dat plaatsvond tussen ca. 800 en ca. 600 miljoen jaar geleden (tijdens de Neoproterozoïsche perioden Tonium en Ediacarium) werden oxische omstandigheden (paleomilieus met vrij opneembare zuurstof) dominant, waardoor aërobe activiteit de overhand kreeg over anaërobe.[585][335][586]

Oceanen en ijzer[bewerken | brontekst bewerken]

In gesteenten die tijdens de Boring Billion gevormd werden heerst een opvallend gebrek aan banded iron formations, die ontstaan uit ijzer dat in de bovenste waterkolom reageert met zuurstof en uit het water neerslaat, waardoor op de bodem de banded iron formations gevormd worden. Dit ijzer is afkomstig uit de diepe oceaan. Na 1,85 miljard jaar geleden was er over de hele wereld slechts zeer sporadische vorming van banded iron formations. Canfield (1998)[585] voerde aan dat SO42− in de oceanen al het ijzer in de anoxische diepzee reduceerde. Maar het ijzer kan ook gemetaboliseerd zijn door anaërobe bacteriën.[587] Slack (2009)[362] bracht ook aan dat tsunami's volgend op de inslag van de Sudburymeteoor 1,84 miljard jaar geleden in Ontario (Canada) de voorheen gelaagde waterzones in de oceaan vermengde, interactie veroorzaakte tussen verdampt zeewater en de relatief zuurstofrijke atmosfeer, oceanische cavitatie[588] teweegbracht en massale afvoer van vernietigde continentale randen in de oceaan. Als gevolg van de vermenging van zuurstofrijk oppervlaktewater met voorheen zuurstofloos diep water door de meteorietimpact werd het diepe water suboxisch waardoor het ijzer uit dit diepe water zou geoxideerd zijn en niet kon worden getransporteerd en afgezet op continentale randen. Toch bestonden er ijzerrijke wateren tijdens de Boring Billion, zoals de samenstelling van de 1,4 miljard jaar oude Xiamalingformatie in Noord-China aangeeft. Misschien werden deze afzettingen gevoed door hydrothermale bronnen in diep water. Ijzerrijke paleomilieus in deze formatie duiden ook op anoxisch bodemwater in dit gebied, aangezien oxische milieu-omstandigheden al het ijzer zouden hebben geoxideerd.[589]

'Tektonische stilstand'[bewerken | brontekst bewerken]

De evolutie van de atmosfeer, biosfeer en hydrosfeer van de Aarde is gerelateerd aan de supercontinentcyclus, waarin de paleocontinenten samengevoegd worden (aggregatie) en vervolgens uit elkaar drijven (rifting). Tijdens de Boring Billion evolueerden twee supercontinenten : enerzijds Columbia, dat tussen ca. 2,1 en ca. 1,8 miljard jaar geleden (ca. 2,1 en ca. 1,8 Ga) gevormd werd (tijdens het Rhyacium tot het einde van het Orosirium) en tussen ca. 1,5 en 1,35 Ga begon uiteen te vallen (tijdens het Calymmium en het Ectasium),[439] en anderzijds Rodinia, dat tussen ca. 1,2 en ca. 1 Ga (tijdens het Stenium) samengesteld werd uit de aggregatie van de fragmenten van het voormalige supercontinent Columbia.[444] Paleomagnetische en geologische gegevens geven aan dat Columbia tijdens haar evolutie slechts kleine veranderingen onderging. Vanwege het gebrek aan bewijs van sedimentaccumulatie op passieve marges, een accumulatie die normaliter het gevolg is van rifting,[590] viel het supercontinent Columbia vermoedelijk niet uiteen, maar was eerder een verzameling van naast elkaar geplaatste kratons en proto-continenten.[591] Volgens Cawood (2014)[570] is er geen bewijs van rifting tot de vorming van Rodinia 1,2 miljard jaar geleden in Noord-Laurentia en 1 miljard jaar geleden in Zuid-Siberië en Oost-Baltica. Rodinia begon door rifting uit elkaar te vallen rond ca. 750 miljoen jaar geleden (tijdens het Tonium).

De asthenosfeer, de plastische laag van de aardmantel waarop tektonische platen drijven en bewegen, was tijdens de Boring Billion mogelijk te heet voor moderne platentektoniek. In plaats van krachtige plaatrecycling in subductiezones, werden tektonische platen honderden miljoenen jaren door accretie[332] aan elkaar gekoppeld totdat de aardmantel voldoende was afgekoeld. Pas aan het einde van de Boring Billion koelde de aardkorst voldoende af en verdikte, waardoor de plaatsubductie geïnitieerd werd.[570] Moderne platentektoniek trad pas tegen het einde van het Neoproterozoïcum in werking (tijdens de periode Ediacarium). Maar toch vonden er nog steeds grote magmatische gebeurtenissen plaats, bv. de vorming van de 2700000 km² grote Canadian Mackenzie Large Igneous Province 1,27 miljard jaar geleden (Ectasium)[592] en de vorming 1,22 tot 1,12 miljard jaar geleden (Ectasium-Stenium) van de 220000 km² grote Central Australian Musgrave Province.[593] De toenmalige primitieve plaattektoniek was tijdens de Boring Billion nog steeds actief genoeg om te resulteren in meerdere perioden van gebergtevorming. Tijdens het Calymmium bv. de Isan Orogenese (Queensland, Noordoost-Australië) (ca. 1600-ca. 1500 Ma)[594] en de vorming van de Belt Supergroup (Canada, West-Montana, Noord- en Centraal-Idaho, Oost-Washington) (ca. 1470- ca. 1400 Ma),[595] tijdens het Ectasium bv. de Grenville Orogenese (zuidoostelijk en zuidelijk Noord-Amerika) (ca. 1300-ca. 980 Ma)[596] en tijdens het Stenium bv. de Sveconoorse Orogenese (langs de zuidwestelijke rand van Fennoscandia) (ca. 1065–ca. 915 Ma),[597] de Late Ruker Orogenese (ook nog Nimrod Orogenese genoemd) (West-Antarctica) (ca. 1000 ± 150 Ma)[598] en de Musgrave Orogenese (Centraal-Australië) (ca. 1220-ca. 1120 Ma).[599]

Klimatologische stabiliteit[bewerken | brontekst bewerken]

De gesteenten die tijdens de Boring Billion afgezet werden bevatten weinig bewijzen van beduidende klimatologische variabiliteit.[600] Omdat de zon 5 tot 18 % minder licht gaf dan nu, werd het klimaat initieel waarschijnlijk niet bepaald door haar helderheid. Niettegenstaande de lichtintensiteit van de zon lager was, zijn er echter geen aanwijzingen dat het klimaat op aarde aanzienlijk koeler zou geweest zijn.[601] In feite lijkt de tijdspanne van de Boring Billion geen enkel geologisch bewijs van langdurige ijstijden te bevatten, ijstijden die met regelmatige periodiciteit in andere perioden van de geologische geschiedenis van de aarde wel kunnen waargenomen worden.[602] Maar een schijnbaar ontbreken van zulke bewijzen zou ook en misschien eerder kunnen te wijten zijn aan de onvolledigheid van het geologisch bestand dan aan de afwezigheid ervan. Het lage niveau zonne-intensiteit en het lage zuurstofgehalte in de aardatmosfeer kunnen de vorming van een ozonlaag verhinderd hebben, waardoor atmosferische broeikasgassen niet in de atmosfeer werden opgeslagen en een broeikaseffect voorkomen werd, en wat ijsvorming zou hebben veroorzaakt[210] Eventuele glaciale bewegingen tussen 1,8 miljard en 800 miljoen jaar geleden hebben misschien niet veel zichtbare sporen achtergelaten. Hoewel er niet veel zuurstof nodig is om een ozonlaag in stand te houden en het zuurstofniveau tijdens de Boring Billion daarvoor misschien voldoende hoog was, werd de Aarde in die tijdspanne mogelijk zwaarder door UV-straling gebombardeerd dan nu.

De eerste sporen van ijsvorming achtergelaten tijdens de Boring Billion werden gerapporteerd door Hartley et al. (2020).[603] Zij beschreven een dropstone-horizont in meerafzettingen van een paleovallei in de ca. 1 miljard jaar oude Diabaigformatie van de Torridon Group (geologische groep) in Noordwest-Schotland. In dezelfde horizont bevinden zich over een laterale afstand van meer dan 250 meter vijf lokale dropstones in fijnkorrelige silt- en zandsteen met golfribbels. Deze silt- en zandsteen vertonen syneresescheuren[604] en mudcracks,[605] wat op wisselende meerniveaus wijst. De meest waarschijnlijke verklaring voor de aanwezigheid van de dropstone-horizont is de aanwezigheid van puin op en in ijs. Het gebied lag toen tussen 35-50° zuiderbreedte (ZB),[606] en was een mogelijk hooggelegen meer waarvan wordt aangenomen dat het in de winter bevroren was en in de lente ontdooide, waarbij puin dat van de valleihellingen in en op het ijs van het meer terecht kwam door het smelten van de ijslaag op de bodem van het meer terechtkwam. De Diabaigformatie levert het oudste bewijs voor de aanwezigheid van ijs aan het aardoppervlak tijdens de Boring Billion, meer bepaald tijdens het late Mesoproterozoïcum (Bovenste Stenium) tot het vroege Neoproterozoïcum (Onderste Tonium), ongeveer 1 miljard jaar geleden.

Calymmium (ca. 1600-ca. 1400 Ma)[bewerken | brontekst bewerken]

Calymmium, Belt Supergroup). Glacier National Park, Noordwest-Montana, VS.]] Het Calymmium (afgeleid van het Oudgrieks κάλυμμα en geromaniseerd naar kálymma, wat 'deksel' betekent) is de eerste geochronologische periode (chronostratigrafisch systeem) van de era Mesoproterozoïcum. Volgens de International Chronostratigraphic Chart van het ICS[1] situeert de ondergrens van het Calymmium zich op ca. 1600 miljoen jaar geleden (1600 Ma of 1,6 Ga) en de bovengrens op ca. 1400 miljoen jaar geleden (1400 Ma of 1,4 Ga). De onder- en bovengrens van deze periode werden chronometrisch[3] bepaald. Het Calymmium wordt gekenmerkt door de uitbreiding van toenmalige platforms op toen recent gekratoniseerd keldergesteente. Volgens onder meer Zhang et al. (2021)[607] begon tijdens het Calymmium het Mesoproterozoic Oxidation Event (MOE) (ca. 1,59–ca. 1,36 Ga), dat zich dus situeert tussen de twee belangrijkste oxidation events van het eon Proterozoïcum, het Great Oxidation Event (GOE) (ca. 2,45-ca. 2,31 Ga) en het Neoproterozoïc Oxidation Event (NOE) (ca. 0,8-ca. 0,6 Ga). Het Mesoproterozoic Oxidation Event is gekoppeld aan het uiteenvallen van het supercontinent Columbia tussen 1,5 en 1,2 miljard jaar geleden (tijdens het Calymmium en Ectasium). Uit het Calymmium stammen ook enkele van de oudste bekende soorten Eukaryota (ca. 1,48 Ga), nl. Horodyskia moniliformis en Horodyskia williamsii (Rijk Fungi (schimmels)), ontdekt in onder meer de Lower Appekunny Argillite van Glacier National Park (Montana, VS). Onder meer het verschijnen van Horodyskia, het plaatsvinden van het Mesoproterozoic Oxidation Event en verder nog enkele tektonische gebeurtenissen zoals bv. de Isan Orogenese (Queensland, Noordoost-Australië) (ca. 1600-ca. 1500 Ma), doen afbreuk aan het Boring Billion-concept van onder meer Buick et al (1995),[568] Brasier (2012)[569] en Cawood & Hawkesworth (2014).[570]

Isan Orogenese (Noordoost-Australië)[bewerken | brontekst bewerken]

Het onderzoek van Giles et al. (2006)[594] wijst op een orogenese in twee fasen waarin er een transitie plaatsvond van vroege dunlagige deformatie naar latere diklagige deformatie tijdens de evolutie van het orogeen. Metasedimentaire gesteenten[149] van de Maronan Supergroup (ca. 1700 -ca. 1650 Ma) werden afgezet in een bekken aan de rand van de Mount Isa Inlier. Daarna werden deze naar het noorden en westen geduwd tijdens vroege stadia van tektonische verkorting[478] tussen ca. 1600 -ca. 1580 miljoen jaar geleden, waardoor een boogvormige plooi- en stuwgordel ontstond met oostwest lopende plooien in het oosten en noordzuid lopende plooien in het westen van de Mount Isa Inlier. Tijdens de vroege fase van deformatie werd amfiboliet- tot bovenamfibolietfacies bereikt (metamorfe omstandigheden met hoge temperatuur en lage druk), wat aangetoond wordt door de aanwezigheid van andalusiet,- granaat,- en sillimanietporfyroblasten. Daaropvolgende deformatie, tussen ca. 1550 -ca. 1500 Ma, resulteerde in rechtopstaande tot steil hellende plooiing van oudere gesteenten en steil naar het oosten aflopende omgekeerde breuken. Giles et al. (2006) zijn van mening dat, op basis van de verschillende aard en oriëntatie van geologische structuren in de Mount Isa Inlier en hun verband met afzonderlijke metamorfose-events, de twee fasen van deformatie, ca. 1600 –ca. 1580 Ma en ca. 1550 –ca. 1500 Ma, afzonderlijke tektonische processen vertegenwoordigen die mogelijk verschillende drijvende krachten hebben gehad.

Mesoproterozoïc Oxidation Event[bewerken | brontekst bewerken]
Grafiek met de co-evolutie van zuurstofproductie/zuurstofaccumulatie (boven), biologische evolutie (midden) en supercontinent cycli (onder) doorheen de geologische tijd.[607] Histogrammen met U-Pb-dateringen van detritische zirkonen (onder), volgens Cawood (2020).[609] Verklaring van afkortingen : Whiff= ontsnappingen van kleine maar belangrijke hoeveelheden O2 in de atmosfeer, GOE=Great Oxidation Event, MOE=Mesoproterozoïc Oxidation Event, NOE=Neoproterozoïc Oxidation Event, POE=Phanerozoïc Oxidation Event, PAL=Present Atmospheric Level (huidig atmosferisch niveau), Ga=miljard jaar geleden

.

De atmosferische opstapeling van zuurstof wordt als de belangrijkste factor beschouwd bij het ontstaan en de ontwikkeling van complexe levensvormen (Eukaryota), en de "Boring Billion", de periode met het vermeende zeer geringe gehalte aan atmosferische zuurstof en weinig zuurstofrijke oppervlaktewateren in de oceanen, als de meest essentiële omgevingsfactor die de evolutie van Eukaryoten beperkte. De graad van de Mesoproterozoïsche biodiversiteit en de evolutie van het paleomilieu bleken na het uitgebreide onderzoek van de afgelopen jaren[607][610] veel gecompliceerder dan eerder werd aangenomen. Er zijn vijf formaties in het Noord-Chinese Yanliao Basin (het Noord-Chinese Yanliao Bekken) die de geochemische kenmerken van oxidation events vertonen : de Xiamalingformatie, de Gaoyuzhuangformatie, de Yangzhuangformatie, de Wumishanformatie en de Tielingformatie. In de Gaoyuzhuang,-[611] Tieling-[612] en Xiamaling formaties[613] werd geochemisch bewijs gevonden van aanzienlijke zuurstofaccumulatie in de atmosfeer en in de oceanen, met gehaltes atmosferische zuurstof van meer dan 4% PAL. Het Mesoproterozoïc Oxidation Event wordt geassocieerd met het optreden van de oudste bekende meercellige Eukaryota. Deze zuurstofaccumulatie was waarschijnlijk het resultaat van versterkte erosie van intermediaire tot mafische gesteenten. Deze erosie kan de primaire zuurstofproductie bevorderd hebben door de verhoogde instroom van fosfor (chemisch element P) in de oceanen en leidde tot de toename van het zuurstofgehalte. De geochemische gegevens van vooral de Gaoyuzhuangformatie wijzen erop dat tijdens het Midden-Proterozoïcum versterkte erosie kortstondige oxidation events kan uitgelokt hebben.

Horodyskia moniliformis en Horodyskia williamsii : 1,48 miljard jaar oude eukaryoten (Appekunnyformatie, Montana, VS)[bewerken | brontekst bewerken]
1,48 miljard jaar oud fossiel van Horodyskia williamsii in gelaminereerde schalie van de Lower Appekunny Argillite, Appekunnyformatie (periode Calymmium), Belt Supergroup (Glacier National Park, Montana, VS).[566]
Horodyskia, reconstructie van een kolonie in levensechte positie. Mesoproterozoïcum van Montana, Tasmanië en West-Australië en Neoproterozoïcum van Noord- en Zuid-China (naar Fedonkin & Yochelson, 2002).[617]

Onderzoek van dunne plaatjes sediment toont aan dat Horodyskia uit serieel uitgelijnde koolstofhoudende indrukken van 'kralen' (blaasjes) op het gesteente-oppervlak bestaat. Deze brede kegelvormige blaasjes ('zooiden')[618] hebben een relatief constante grootte en een relatief constante onderlinge tussenruimte, en zijn gewoonlijk door een fijne stoloon verbonden om zo lineaire subparallelle tot boogvormige, halfronde en onregelmatig gevormde 'snoeren' te vormen. Horodyskia was een kolonievormend organisme met een benthischsessiele levenswijze en kreeg door zijn morfologie de bijnaam string of beads (kralensnoer) en lijkt op een halsketting met kralen.[619] De zooiden bereikten een maximale hoogte van een centimeter. Een Horodyskiakolonie werd maximaal dertig centimeter lang en begon te groeien als een horizontale uitloper (stoloon) op het oppervlak van het substraat waarop het leefde. In het volgende groeistadium begonnen de zich op de stoloon ontwikkelende zooiden te zwellen. Zodra Horodyskia door sediment overdekt werd, groeide elke tweede zooide sneller opwaarts dan zijn buren, die hun celmateriaal aan de groeiende zooide doorgaven en zelf degenereerden. Omdat de overdekking door sediment zich steeds herhaalde werd dezelfde groeiwijze gestimuleerd, wat resulteerde in een steeds groter wordende onderlinge afstand tussen de groeiende zooiden in het sediment. De complexe groeiwijze van de kolonie, de regelmatige opstelling van de zooiden, de afwezigheid van vertakte zooiden, de stijve wand van de zooiden en de sterke stoloon die bij sommige specimina zelfs transport van de kolonie door waterstromingen overleefd heeft, wijzen op een organisme met weefsel en op een set regulerende genen. Horodyskia vertegenwoordigt het eerste optreden van weefsels en complexe meercelligheid (zoals bij Metazoa, maar Horodyskia wordt als een schimmel beschouwd (rijk Fungi)) in de geschiedenis van het leven en levert het oudste bewijs dat de morfologie van een organisme een essentiële factor in het evolutieproces werd.[617] Het onderscheid tussen Horodyskia williamsii en Horodyskia moniliformis is gebaseerd op de diameter van de zooiden.[404] Een bepalend kenmerk van Horodyskia is de aanwezigheid van een halo rond de zooiden. Dit kenmerk is beschreven aan de hand van exemplaren Horodyskia die op verschillende tafonomische manieren bewaard zijn gebleven. De halo's zijn geïnterpreteerd geweest als biologische structuren zoals geleiachtige omhulsels, bladachtige linten van zeewier of samengeklonterde schalen van Protista en als abiotische structuren die het resultaat zijn van recente activiteit en afbraak van organisch materiaal. In de loop van de jaren werd Horodyskia geïnterpreteerd als een pseudofossiel, een slijmzwam (Mycetozoa), een prokaryote kolonie, een bruine alg ('Algae'), een spons (Porifera), Foraminifera, een Hydrozoo (Hydrozoa), een kolonie Bryozoa (Bryozoa), een bovist (Bovista) of een fecale[620] sliert van een Metazoo (Metazoa). Deze interpretaties worden volgens Retallack et al. (2013)[404] door hun onderzoek ontkracht, en ze zijn van mening dat de Horodyskiazooiden endolietblazen[621] zijn, vergelijkbaar met de nu levende Geosiphon pyriformis (rijk Fungi, phylum Glomeromycota, orde Archaeosporales). Deze hypothese is verenigbaar met het weinige dat bekend is over de evolutie van schimmels en kan worden geëvalueerd door aanvullende studies van de paleomilieus en thanatocoenoses waarin Horodyskia aangetroffen werd. Het genus Horodyskia Yochelson & Fedonkin (2000), met typesoort Horodyskia moniliformis Yochelson & Fedonkin (2000), wordt taxonomisch geclassificeerd in het rijk Fungi (schimmels), phylum Glomeromycota, orde Archaeosporales, familie Geosiphonaceae. Er zijn vier soorten bekend : Horodyskia moniliformis Yochelson & Fedonkin (2000), Horodyskia minor Dong, Xiao, Shen & Zhou (2008) (Boven-Ediacarium van Zuid-China), Horodyskia williamsii Grey, Yochelson, Fedonkin & Martin (2010) en Parahorodyskia minor Liu & Dong (2022) (Ediacarium-Cambrium van Zuid-China).

Horodyskia, reconstructie van een zooide in levensechte positie. Mesoproterozoïcum van Montana, Tasmanië en West-Australië en Neoproterozoïcum van Noord- en Zuid-China (naar Fedonkin & Yochelson, 2002).[617]

Maar gebaseerd op vondsten van Horodyskia minor in de Jiuliqiaoformatie (Toniumperiode, ca. 950– ca. 720 Ma) in het gebied van de stad Huainan en in de Shiwangzhuangformatie (Tonium, ca. 850– ca. 720 Ma) in West-Shandong, beide in Noord-China, interpreteren Li et al. (2023)[622] Horodyskia als een kolonievormende Protist bestaande uit zeer grote cellen en meer bepaald waarschijnlijk een coenocytische ('veelkernige') alg. Horodyskia minor is ook nog bekend uit het Laat-Ediacarium van de Piyuancunformatie (provincie Anhui) en uit het Laat-Ediacarium van de Liuchapoformatie (provincies Guizhou en Hunan), beide in Zuid-China. De Noord-Chinese specimina zijn uniek wat betreft de diverse vormen van conservatie, onder meer als koolstofhoudende samengedrukte fossielen, driedimensioneel gepreserveerde fossielen met organische wanden, ondiepe afdrukken en als 'afgietsels' (Engels : casts)[623] en 'mallen' (Engels : molds).[624] De gegevens van het onderzoek door Li et al. (2023) vormen een morfologische en chronologische brug tussen de Mesoproterozoïsche Horodyskia moniliformis uit Montana, Tasmanië en West-Australië (perioden Calymmium, Ectasium en Stenium) en Horodyskia minor uit het Neoproterozoïcum (perioden Tonium en Laat-Ediacarium) van Noord- en Zuid-China. De bewaard gebleven organische wanden in de Horodyskiaspecimina uit het Tonium versterkt hun biogeniciteit (hun organische aard). Samen met ander onderzoek van Horodyskiafossielen uit het Mesoproterozoïcum en Ediacarium wijzen Li et al. (2023) op het uitzonderlijk uitgebreid stratigrafisch voorkomen (Vroeg-Mesoproterozoïcum tot Laat-Ediacarium, > 900 miljoen jaar) en op de morfologische stilstand van dit kolonievormende Proterozoïsche macrotaxon.

Horodyskia heeft in de Lower Appekunny Argillite een Calymmiumouderdom, wat kan afgeleid worden uit stromatolietbiozones met de geslachten Collenia en Conophyton in de Helenaformatie en het geslacht Collenia in de Altyn Limestone. De stromatolieten en de leisteen van de Belt Supergroup werden door onder meer Fedonkin & Yochelson (2002) als marien beschouwd, maar er zijn steeds meer aanwijzingen dat een groot deel van het Belt-Purcell Basin een intracontinentaal riftbekken was met grote meren en vlechtende rivieren (Winston et al., 1984). Dit is verenigbaar met de afwezigheid van glauconiet in de Horodyskiafossielen en het zeer zeldzame voorkomen van pyriet rond Horodyskia. De ouderdom van de Belt Supergoup werd nauwkeurig bepaald door U-Pb-datering met behulp van SHRIMP, [165] wat resulteerde in een ouderdom van ca. 1,48 miljard jaar voor de Horodyskiahorizonten op alle drie de locaties in de Lower Appekunny Argillite, waarin Horodyskia een grote verspreiding heeft. De Lower Appekunny Argillite bestaat uit een dikke opeenvolging van grijze en groene gemetamorfoseerde gelamineerde leisteen, onderliggende red beds[346] van de Grinnellformatie en bedekkende stromatolitische Altyn Limestone. De wijze van mineraalbreuk en de aanwezigheid van geïllitiseerde klei en chloriet wijzen erop dat de Appekunnyformatie (genoemd naar Appekunny Mountain) laaggradige groenschistfaciesmetamorfose onderging. Zoals bij andere organische resten in de Belt Supergroup heeft deze metamorfose de preserveringskwaliteit van organische resten in Horodyskia aanzienlijk verminderd.

Zicht op de zuidoostelijke flank van Singleshot Mountain (Lewis Range, Glacier National Park in Montana, VS) en de sedimentaire lagen van de Appekunnyformatie die de Lower Appekunny Argillite (1,48 Ga) bevat met fossielen van Horodyskia moniliformis en Horodyskia williamsii. De formatie werd tijdens het Proterozoïcum afgezet in een ondiepe zee en bestaat voornamelijk uit siltsteen en mudstone.

In de Lower Appekunny Argillite werden de fossielen van Horodyskia aangetroffen in koolstofhoudende schilferige schalie en in gelamineerde (fijngelaagde) slibachtige schalie dat paleokanalen[625] in zandsteen bevat. Het paleomilieu wordt als een zeer ondiepe meerrand geïnterpreteerd, Horodyskia leefde dus in zeer ondiep water. In tegenstelling tot de kenmerken van dorre en koele paleoklimaten op andere stratigrafische niveaus in de Belt Supergroup, geeft de chemische index van wijziging (Engels: Chemical Index of Alteration (CIA))[369] van horizonten met Horodyskia aan dat er een warm gematigd tot subtropisch vochtig paleoklimaat heerste. Op de vindplaats Appekunny Falls en in soortgelijke facies van de vindplaats Rising Sun wordt Horodyskia geïnterpreteerd als een sessiel organisme dat op ondiepe modderige meerbodems leefde. De vindplaats Two Medicine bevindt zich in slibachtige leisteenfacies met donkergrijze leisteen en vertegenwoordigt mogelijk een dieper lacustrien paleomilieu. Zulke variatie in waterdiepte is vergelijkbaar met de subtidale[313] tot intertidale paleomilieus die in West-Australië aan Horodyskia gerelateerd worden en waar de sedimentaire kenmerken eerder als marien dan als lacustrien beschouwd worden (onder meer Calver et al., 2010). Ten gevolge van een chemische index van wijziging van 77–86 wordt aan de onderste zestig meter van de Appekunny Argillite een vochtig tropisch paleoklimaat gekoppeld, maar boven zestig meter is er een terugval naar een index van 62 in de stratigrafische kolom, wat dus op een droger en koeler klimaat wijst, en waar Horodyskia niet meer voorkomt.

Belt Supergroup (West-Montana, Noord- en Centraal Idaho, Oost-Washington (VS) en Canada)[bewerken | brontekst bewerken]

De gesteenten van de Belt Supergroup werden afgezet in het Belt-Purcell Basin, het grootste Midden-Proterozoïsche bekken op het Noord-Amerikaanse continent. Volgens de meeste onderzoekers was het een intrakratonisch bekken[627] dat periodiek verbonden was met de oceanen. De perioden waarin deze verbinding er niet was, was het intrakratonisch bekken ingesloten en vormde het lacustriene afzettingen.[628] Gebaseerd op sedimentologie en geochemie wordt algemeen aangenomen dat het intrakratonisch bekken ten gevolge van rifting van het achterland[629] binnen een compressieve orogene gordel en binnen een 1,45 miljard jaar oud Midden-Proterozoïsch supercontinent, de voorloper van Rodinia, gevormd werd.[630] Maar er is uitgebreide discussie over de vraag of extensie van het Belt Supergroup bekken resulteerde in de vorming van een oceaanbekken[631] en het volledig uiteenvallen van het continent of dat rifting mislukte voordat een groot oceaanbekken werd gevormd. Reconstructie van de tektonische platen voor de periode tussen ca. 1,47 en ca. 1,38 miljard jaar geleden is complex en onderwerp van actief onderzoek. Toen de rifting een aanvang nam en het Belt-Purcell Basin gevormd werd, werd de snelle tektonische daling van het bekken veroorzaakt doordat de korst met tafelvormige basalthoudende intrusies verzwaard werd, die de Pritchardformatie binnendrongen. Daaropvolgende plooiing en breukvorming binnen de Idaho-Montana stuwgordel en het binnendringen van magma uit het Neoproterozoïcum, Ordovicium (era Paleozoïcum), Krijt (era Mesozoïcum) en Eoceen (periode Paleogeen) hebben de Belt Supergroup beïnvloed.

Geologische kaart met weergave van de dagzomen van de Belt Supergroup (ca. 1,47- ca. 1,38 Ga) in Zuidoost-British Columbia (Canada, gecorreleerde Purcell Supergroup), West-Montana, Noord- en Centraal Idaho en Oost-Washington.
Kaart met reconstructie van de locatie van de tektonische platen tijdens de afzetting van de Belt Supergroup tussen ca. 1,47 en ca. 1,38 miljard jaar geleden.

De Belt Supergroup wordt in vier grote stratigrafische eenheden onderverdeeld. Deze zijn van ouder naar jonger de Lower Belt, Ravalli Group (Yellowjacketformatie en Hoodoo Quartzite), Piegan Group (Apple Creekformatie en voorheen ook de Middle Belt Carbonate) en de Missoula Group (Gunsightformatie en Swauger Quartzite). De Lower Belt bestaat overwegend uit sedimenten van de Prichardformatie met een diepwaterfacies van een uit het zuidwesten afkomstige fijnkorrelige klastische wig. Sommige zirkonen in de Prichardformatie zijn niet uit Noord-Amerika afkomstig en vonden hun oorsprong waarschijnlijk in het Oost-Australische kraton. De Ravalli Group is een fluviatiele klastische wig die grotendeels aan de oppervlakte gevormd werd en ook uit het zuidwesten afkomstig is. De Piegan Group is samengesteld uit cyclische carbonaat-siliciclastische afzettingen. De Missoula Group bevat ook een fluviatiele klastische wig die vanuit het zuiden vanuit een ander riviersysteem dan de Ravalli Group bevoorraad werd. Vanwege de omvang van de Belt Supergroup variëren de namen van formaties en beschreven gesteentesoorten naargelang de locatie. Een voorbeeld zijn de Mesoproterozoïsche gesteenten in Oostcentraal-Idaho die door grote overschuivingen en door de Bitterroot Batholith van de Belt Supergroup gescheiden worden. Correlaties tussen de Belt Supergroup en gesteenten in Oostcentraal-Idaho zijn omstreden (Link et al., 2007).[632] Waarover wel consensus bestaat is dat zowel in de Belt Supergroup als in gesteenten in Idaho dezelfde populaties detritische zirkonen voorkomen en dat de Swaugerformatie in Idaho veel gelijkenis vertoont met de Bonnerformatie uit de Bovenste Missoula Group. Een buitengewoon kenmerk van de Belt Supergroup is dat de sedimenten voornamelijk accumuleerden in een snel tektonisch dalend en weinig gevuld sedimentair bekken waar dus voldoende opslagruimte was voor vertikale opstapeling van sedimenten bestaande uit zand, silt, klei en carbonaat. Het Belt-Purcell Basin produceerde niet het soort sedimentaire structuren die in Paleozoïsche mariene kustafzettingen voorkomen. Dergelijke opeenvolgingen vertonen een sequentiestratigrafie die verband houdt met plaatselijke en mondiale veranderingen in het zeespiegelniveau. De afzetting van de sedimenten vond grotendeels plaats in een enorm meerbekken waar de ruimte voor accumulatie niet beperkt was en het sediment zich kon ophopen om de buitengewoon dikke Belt Supergroup te vormen.

Ectasium (ca. 1400-ca. 1200 Ma)[bewerken | brontekst bewerken]

Het Ectasium (afgeleid van het Oudgrieks ἔκτασις en geromaniseerd naar éktasis, wat 'uitbreiding' betekent) is de tweede (middelste) geochronologische periode (chronostratigrafisch systeem) van de era Mesoproterozoïcum. Volgens de International Chronostratigraphic Chart van het ICS[1] situeert de ondergrens van het Ectasium zich op ca. 1400 miljoen jaar geleden (1400 Ma of 1,4 Ga) en de bovengrens op ca. 1200 miljoen jaar geleden (1200 Ma of 1,2 Ga). De onder- en bovengrens van deze periode werden chronometrisch[3] bepaald. Het Ectasium wordt gekenmerkt door onder meer de voortdurende uitbreiding van platforms en vanaf ca. 1,2 miljard jaar geleden (ca. 1,2 Ga), rond de overgang van het Ectasium naar de periode Stenium, het ontstaan en de evolutie van seksuele voortplanting.

Supercontinent Rodinia[bewerken | brontekst bewerken]
  • Ca. 1300-ca. 850 Ma : het ontstaan van het supercontinent Rodinia is het gevolg van de wereldomvattende Grenville Orogenese (ca. 1300-ca. 980 Ma). De meeste Precambrische continentale blokken maakten deel uit van het supercontinent. Rodinia werd grotendeels tussen ca. 1100 en ca. 850 Ma (tussen ca. 1,1 en ca. 0,85 Ga) gevormd (perioden Stenium en Tonium, era's Mesoproterozoïcum en Neoproterozoïcum), niettegenstaande sommige collisies, zoals tussen de zuidelijke en westelijke Australische tektonische platen en collisies in het noordwestelijke Grenville Orogeen (Oost-Canada), al ca. 1,3 miljard jaar geleden (ca. 1,3 Ga) begonnen (periode Ectasium, era Mesoproterozoïcum).[633] Relatief minder omvangrijke collisies tussen ca. 1000 en ca. 900 miljoen jaar geleden (periode Tonium, era Neoproterozoïcum), zoals tussen het Yangtzekraton en het Cathaysiakraton en tussen het Amazoniakraton en het Rockallkraton, voltooiden de vorming van Rodinia. De meeste continentblokken lijken tussen ca. 1,27 en ca. 1,070 miljard jaar geleden onafhankelijk van elkaar bewogen te hebben (Pisarevsky et al., 2014b). Gedetailleerde paleomagnetische gegevens wijzen erop dat tijdens dit tijdsinterval de belangrijkste samenstellende blokken van Rodinia (Laurentia, Baltica, Australië en Amazonia) geen deel kunnen uitgemaakt hebben van een enkel supercontinent. Dit interval kan een overgangsfase geweest zijn tussen het ultieme uiteenvallen van het supercontinent Columbia tussen ca. 1,3 tot ca. 1,2 miljard jaar geleden en de vorming van Rodinia. Globale paleomagnetische gegevens geven aan dat deze ongeveer 850 miljoen jaar geleden voltooid was. Vanaf ca. 780 Ma. tot ca. 600 Ma. (perioden Tonium, Cryogenium en Ediacarium, era Neoproterozoïcum) begon het supercontinent uiteen te vallen (waarschijnlijk aangewakkerd door mantelconvectie) met de afscheiding van Siberia, Australië, Oost-Antarctica en Zuid-China van Laurentia. Het initiële uiteenvallen ca. 780 miljoen jaar geleden (ca. 780 Ma) viel waarschijnlijk samen met de vorming van een large igneous province (LIP). Uitgestrekte dikezwermen (dikeswarms),[634] ongeveer 780 miljoen jaar geleden (periode Tonium) geïntrudeerd in West-Laurentia, documenteren mogelijk het initiële uiteenvallen van Rodinia in dit gebied (Harlan et al., 2003). Alhoewel dit uiteenvallen vooral tussen ca. 750 en ca. 650 miljoen jaar geleden plaatsvond (perioden Tonium en Cryogenium, era Neoproterozoïcum), begon de daaruit volgende opening van de Iapetusoceaan pas ca. 600 miljoen jaar geleden (periode Ediacarium, era Neoproterozoïcum) met de scheiding van Baltica-Laurentia-Amazonia. Daarbij werden verscheidene kratons van West-Laurentia en kleinere continentale kratons zoals Avalonia en Cadomia (ook Armorica genoemd) door rifting (extensie) zo recent als ca. 600 tot ca. 550 miljoen jaar geleden (periode Ediacarium, era Neoproterozoïcum) divergent verplaatst (Condie, 2003b).


Bronnen, noten en/of referenties[bewerken | brontekst bewerken]

  1. ↑ a b c d e f g h i j k l m n o p q r s t u v Cohen, K.M., Harper, D.A.T., Gibbard, P.L., Car, N. (2023). (c) International Commission on Stratigraphy, April 2023. [1]
  2. ↑ Global Standard Stratigraphic Age is in de geologie, meer bepaald in de hulpwetenschap stratigrafie, een chronologisch referentiepunt en criterium om de grenzen tussen verschillende geologische tijdseenheden in de globale geologische tijdschaal af te bakenen in een chronostratigrafisch bruikbare gesteentelaag.
  3. ↑ a b c d e f g h i j k l m n o p 'Chronometrie' betekent 'tijdmeting'. Het is gebaseerd op radiometrische datering.
  4. ↑ a b Een 'supereon' is een geochronologische eenheid en duidt dus een tijdspanne aan, meer bepaald een tijdspanne die meerdere eonen omvat. Het chronostratigrafische equivalent is een supereonothem en vertegenwoordigt gesteentelagen.
  5. ↑ Engelse Wikipedia: Geologic time scale: terminology.
  6. ↑ Nature. 'Precambrian geology is the study of solid Earth and environmental processes that occurred during the Precambrian supereon' [2].
  7. ↑ a b c d Gradstein, F.M., Ogg, J.G. and Hilgen, F.J. (2012). On The Geologic Time Scale. Newsletters on Stratigraphy, Vol. 45/2, 171–188, Stuttgart, July 2012 [3].
  8. ↑ a b c Bouvier, A., Wadhwa, M. (2010). "The age of the solar system redefined by the oldest Pb-Pb age of a meteoritic inclusion". Nature Geoscience. 3 (9): 637–641 [4] & [5]
  9. ↑ a b c Een 'chondrule' is een ronde korrel die zich in een chondriet bevindt. Chondrieten worden als gedeeltelijk of geheel gesmolten druppeltjes gevormd in de ruimte alvorens vastgehecht te worden aan hun ouderasteroïde (Engels: parent asteroid). Volgens Connelly et al. (2012)(*) zijn chondrieten een van de oudste vaste stoffen (vaste materie) in het zonnestelsel en worden als de bouwstenen van het planetenstelsel beschouwd. Kennis van de vorming van chondrules is belangrijk om de initiële ontwikkeling van het planetair systeem te kunnen begrijpen. (*) Connelly, J.N., Bizzarro, M., Krot, A.N., Nordlund, A., Wielandt, D., Ivanova, M.A. (2012). The Absolute Chronology and Thermal Processing of Solids in the Solar Protoplanetary Disk. Science. 338 (6107): 651–55. doi:10.1126/science.1226919.
  10. ↑ a b 'CAI’s' zijn Ca–Al-rijke, minder dan een millimeter tot een centimeter grote, lichtkleurige insluitsels die aangetroffen worden in koolstofhoudende chondrieten.
  11. ↑ a b Amelin, Y; Krot, An; Hutcheon, Id; Ulyanov, A. (2002). "Lead isotopic ages of chondrules and calcium-aluminum-rich inclusions". Science. 297 (5587): 1678–83. doi:10.1126/science.1073950 [6]
  12. ↑ Baker, J.; Bizzarro, M.; Wittig, N.; Connelly, J.; et al. (2005-08-25). "Early planetesimal melting from an age of 4.5662 Gyr for differentiated meteorites". Nature. 436 (7054): 1127–1131. doi:10.1038/nature03882 [7](09/2002).
  13. ↑ a b Dodd, M.S, Papineau, D., Grenne, T., Slack, J.F., Rittner, M., Pirajno, F., O’Neil, J. & Little, C.T.S. (2017). Evidence for early life in Earth’s oldest hydrothermal vent precipitates. Nature 543, 60-64 (2017). [8].
  14. ↑ U.S. Geological Survey Geologic Names Committee (2010). "Divisions of geologic time – major chronostratigraphic and geochronologic units", U.S. Geological Survey Fact Sheet 2010–3059, United States Geological Survey, p. 2 [9].
  15. ↑ De tijdspanne die men 'Precambrium' noemt heeft geen stratigrafische rang omdat vele gesteenten uit deze periode intensief gemetamorfiseerd werden waardoor hun oorsprong onduidelijk is. Andere Precambrische gesteenten werden vernietigd door erosie of blijven onbereikbaar diep onder lagen van het Phanerozoïcum.
  16. ↑ '± 0,2' en '± 1,9 miljoen jaar' geven de afwijkingen weer die typisch zijn bij het bepalen van de absolute ouderdom.
  17. ↑ Reis, H.L.S., Sanchez, E.A.M. (2021). Precambrian: definition and the Chronostratigraphic Time Chart. In Encyclopedia of Geology (Second Edition), 2021 [10].
  18. ↑ Universiteit Gent: 'absolute datering' [11].
  19. ↑ a b c d e f Isochron datering is een algemeen toegepaste techniek radiometrische datering en wordt gebruikt voor het dateren van metamorfose, kristallisatie, shock wave events, enz. in de geschiedenis van gesteenten. Isochron datering kan verder gesplitst worden in datering van mineralen en datering van de mineraalhoudende gesteenten zelf. Beide technieken worden veel toegepast om de ouderdom van terrestrische (Aardse) en extraterrestrische gesteenten (meteorieten) te dateren.
  20. ↑ 'Relatieve datering' is een wijze van ouderdomsbepaling waarbij wordt nagegaan welke gesteentelaag het oudst is, maar niet hoe oud ze precies is. Het geologische principe van superpositie is een van de eenvoudigste toepassingen van relatieve ouderdomsbepaling.
  21. ↑ talkorigings.org: Radiometric Dating and the Geological Time Scale [12].
  22. ↑ Preston, C. (1972). "A working model of the primitive Earth". American Journal of Science. 272 (6): 537–548. doi:10.2475/ajs.272.6.537 [13].
  23. ↑ Bleeker, W. (2004). "10. Toward a "natural" Precambrian time scale". In Gradstein, F.M.; Ogg, J. G.; Smith, A.G. (eds.). A Geologic Time Scale 2004. Cambridge, England, UK: Cambridge University Press. p. 145 [14].
  24. ↑ Engelse Wikipedia: Chaotian.
  25. ↑ De benamingen Jack Hillsian en Zirconian verwijzen beide naar de Jack Hills Greenstone Belt waar de oudste bekende mineraalkorrels van de planeet, zirkoon, ontdekt werden.
  26. ↑ Goldblatt, C., Zahnle, K.J., Sleep, N.H. and Nisbet, E.G. (2010). The Eons of Chaos and Hades. Solid Earth, 1, 1–3, 2010 [15].
  27. ↑ The Meteoritical Society: Efremovka.
  28. ↑ The Meteorological Society: recommended classifications
  29. ↑ Amelin, Y, Kaltenbach, A., Iizuka, T. Stirling, C., Ireland, T, Petaev, M., Jacobsen, S.B. (2010). "U–Pb chronology of the Solar System's oldest solids with variable 238U/235U". Earth and Planetary Science Letters. 300 (3–4): 343–350. [16] (12/2010).
  30. ↑ a b Connelly, J.N., Bizzarro, M., Krot, A.N., Nordlund, A., Wielandt, D., Ivanova, M.A. (2012). The Absolute Chronology and Thermal Processing of Solids in the Solar Protoplanetary Disk. Science. 338 (6107): 651–55. doi:10.1126/science.1226919 [17].
  31. ↑ a b Montmerle, T., Augereau, J., Chaussidon, M. (2006). "Solar System Formation and Early Evolution: the First 100 Million Years". Earth, Moon, and Planets. Springer. 98 (1–4): 39–95. doi:10.1007/s11038-006-9087-5 [18].
  32. ↑ Williams, J. (2010). "The astrophysical environment of the solar birthplace". Contemporary Physics. 51 (5): 381–396. doi:10.1080/00107511003764725 [19].
  33. ↑ a b 'De galactische bewoonbare zone' is dat deel van een melkwegstelsel waarin zich hoogstwaarschijnlijk leven zou kunnen ontwikkelen. Het concept van zulke zone analyseert verschillende factoren, zoals de dichtheid en snelheid van grote rampen zoals supernovae en metalliciteit (de aanwezigheid van elementen zwaarder dan waterstof en helium), en gebruikt deze factoren om te berekenen welke gebieden van een melkwegstelsel waarschijnlijker zijn om aardse planeten te vormen, in eerste instantie eenvoudig leven te ontwikkelen en een geschikte omgeving te bieden waarin dit leven kan evolueren.
  34. ↑ a b c d e f g Angular momentum is een pseudovector die het product van de rotatie-inertia van een object en de rotatiesnelheid in radialen per seconde om een bepaalde as vertegenwoordigt. Inertia is de weerstand van een object tegen een verandering in zijn snelheid.
  35. ↑ Greaves, J.S. (2005). "Disks Around Stars and the Growth of Planetary Systems". Science. 307 (5706): 68–71. doi:10.1126/science.1101979 [20].
  36. ↑ Moskowitz, C. (2012). "Life's Building Blocks May Have Formed in Dust Around Young Sun". Space.com. Salt Lake City, UT: Purch (March 29, 2012) [21].
  37. ↑ 'Dating the Earliest Solids in our Solar System'. Krot, A.N. (2002). PSRD Discoveries, 09/2002.
  38. ↑ 'Verstoring' in de astronomie is de complexe beweging van een massief lichaam dat onderhevig is aan andere krachten dan de zwaartekracht van een enkel ander massief lichaam. De andere krachten kunnen bestaan uit een derde (vierde, vijfde, enz.) lichaam, weerstand, vanuit een atmosfeer, en de excentrische aantrekking van een afgeplat of anderszins misvormd lichaam.
  39. ↑ Zabludoff, A. (2003). "Lecture 13: The Nebular Theory of the origin of the Solar System". [22]
  40. ↑ George Wetherill (1925 – 2006) deed aan het Department of Terrestrial Magnetism (DTM) te Washington D.C. vanaf 1975 onderzoek naar de oorsprong van de Aardse planeten Mercurius, Venus, Aarde en Mars. Hij ontwikkelde een techniek om numeriek de omloopevolutie en accumulatie van zwermen planetesimalen te berekenen en gebruikte die om specifieke voorspellingen van de fysieke- en omloopeigenschappen van Aardse planeten mogelijk te maken. Zijn resultaten kwamen goed overeen met de huidige vaststellingen (Henbest, N. (2018). "Science: Are there lots of Earths out there?". New Scientist, 2021-08-18 [23]). Wetherill legde de basis van een model voor een grote-impactoorsprong voor de Maan en de kern van Mercurius en hij toonde aan dat Jupiter een belangrijke rol speelde in de ontwikkeling van het zonnestelsel door kometen eruit te ejecteren en waardoor de binnenste planeten beschermd werden.
  41. ↑ Burkhardt, C., Spitzer, F., Morbidelli, A., Budde, G., Render, J.H., Kruijer, T.S., Kleine, T. (2021). Terrestrial planet formation from lost inner solar system material. Science Avances, 22 Dec 2021, Vol 7, Issue 52 [24].
  42. ↑ Douglas N.C. Lin (2008). "The Genesis of Planets". Scientific American. 298 (5): 50–59. [25].
  43. ↑ Kasting, J.F. (1993). "Earth's early atmosphere". Science. 259 (5097): 920–926. doi:10.1126/science.11536547 [26].
  44. ↑ Frankel, Ch. (1996). Volcanoes of the Solar System, Cambridge University Press, pp. 7–8.
  45. ↑ Staff (2010). "Oldest measurement of Earth's magnetic field reveals battle between Sun and Earth for our atmosphere". Physorg.news. Retrieved 2010-03-27 (March 4, 2010) [27].
  46. ↑ Jacobs, J.A. (1953). "The Earth's inner core". Nature. 172 (4372): 297–298. doi:10.1038/172297a0 [28].
  47. ↑ van Hunen, J., van den Berg, A.P. (2007). "Plate tectonics on the early Earth: Limitations imposed by strength and buoyancy of subducted lithosphere". Lithos. 103 (1–2): 217–235. doi:10.1016/j.lithos.2007.09.016 [29].
  48. ↑ 'Metallisch' betekent de eigenschap van een metaal hebbend.
  49. ↑ Prescher, C., Allu, P.D., Bell, E.A., Bello, L., Cernok, A., Ghosh, N., Tucker, J., Wielicki, M.M., Zahnle, K.J. (2012). Origin and mixing timescale of Earth's late veneer. American Geophysical Union, Fall Meeting 2012, abstract id. V51B-2775 [30].
  50. ↑ Schilling, G. (2019). Planetaire botsing waaruit maan voortkwam maakte leven op aarde mogelijk. Eos Wetenschap, gebaseerd op Science Advances, 23 januari [31].
  51. ↑ Yin, Q., Jacobsen, S.B., Yamashita, K., Blichert-Toft, J., Télouk, P., Albarède, F. (2002). "A short timescale for terrestrial planet formation from Hf-W chronometry of meteorites". Nature. 418 (6901): 949–952. doi:10.1038/nature00995 [32].
  52. ↑ a b 'Ontgassing' is de natuurlijke vrijlating van gassen vanuit het inwendige van een planeet, onrechtstreeks door erosie van stollingsgesteenten op het oppervlak van een planeet of rechtstreeks door vulkanisme.
  53. ↑ Kasting, J.F., Catling, D. (2003). "Evolution of a habitable planet". Annual Review of Astronomy and Astrophysics. 41 (1): 429–463. doi:10.1146/annurev.astro.41.071601.170049 [33].
  54. ↑ Drake, J.M. (2005). Origin of water in the terrestrial planets. In: Meteoritics & Planetary Science. Band 40, Nr. 4, S. 1–9, 2005 [34].
  55. ↑ a b Sagan, C., Mullen, G. (1972). "Earth and Mars: Evolution of Atmospheres and Surface Temperatures". Science. 177 (4043): 52–56. doi:10.1126/science.177.4043.52 [35].
  56. ↑ Engelse Wikipedia: Faint young Sun paradox.
  57. ↑ Runaway greenhouse effect treedt op wanneer de atmosfeer van een planeet broeikasgassen bevat in hoeveelheden voldoende om te beletten dat warmtestraling de planeet verlaat, waardoor afkoeling voorkomen wordt en vloeibaar oppervlaktewater behouden blijft. Een broeikasgas absorbeert en stoot stralingsenergie uit binnen het thermisch infrarood bereik waardoor het greenhouse effect veroorzaakt wordt. De primaire broeikasgassen in de atmosfeer van de Aarde zijn waterdamp (H2O), koolstofdioxide (CO2), methaan (CH4), distikstofmonoxide (N2O) en ozon (O3).
  58. ↑ Sleep, N.H., Zahnle, K., Neuhoff, P.S. (2001). "Initiation of clement surface conditions on the earliest Earth". Proceedings of the National Academy of Sciences. 98 (7): 3666–3672. doi:10.1073/pnas.071045698 [36].
  59. ↑ Papiewski, J. (2017). What Do We Mean by "Outgassing" in the Context of Planetary Geology ? [37] (April 25, 2017).
  60. ↑ a b Blankenship, R.E. (2010). Early Evolution of Photosynthesis. Plant Physiol. 2010 Oct; 154(2): 434–438. Published online 2010 Oct 6 [38].
  61. ↑ Buick, R. (2008). When did oxygenic photosynthesis evolve ? Philos Trans R Soc Lond B Biol Sci. 2008 Aug 27; 363(1504): 2731–2743. Published online 2008 May 9 [39].
  62. ↑ a b De 'ijslijn' is in de astronomie of in de planetologie de afstand in de zonnenevel van de centrale protoster (proto-Zon) waar het koud genoeg is voor vluchtige componenten zoals water, methaan, ammoniak, koolstofdioxide en koolstofmonoxide om te kunnen condenseren tot solide ijskorrels die door accretie kunnen clusteren.
  63. ↑ Gradie, J. Tedesco, E. (1982). "Compositional Structure of the Asteroid Belt". Science. 216 (4553): 1405–1407. doi:10.1126/science.216.4553.1405 [40] (1982-06-25).
  64. ↑ Martin, R.G., Livio, M. (2013). "On the evolution of the snow line in protoplanetary discs – II. Analytic approximations". Monthly Notices of the Royal Astronomical Society. 434 (1): 633–638. doi:10.1093/mnras/stt1051 [41] (2013-07-03).
  65. ↑ Peslier, A.H., Schönbächler, M., Busemann, H., Karato, S-I (2017). "Water in the Earth's Interior: Distribution and Origin". Space Science Reviews. 212 (1–2): 743–810. doi:10.1007/s11214-017-0387-z [42] (2017-08-09).
  66. ↑ Fazekas, A. (2014). Mystery of Earth's Water Origin Solved, Nationalgeographic.com, 30 October 2014 [43].
  67. ↑ Sarafian, A.R., Nielsen, S.G., Marschall, H.R., McCubbin, F.M., Monteleone, B.D. (2014). "Early accretion of water in the inner solar system from a carbonaceous chondrite-like source". Science. 346 (6209): 623–626. doi:10.1126/science.1256717 [44] (2014-10-30).
  68. ↑ Drake, M.J. (2005). "Origin of water in the terrestrial planets". Meteoritics & Planetary Science. 40 (4): 519–527. doi:10.1111/j.1945-5100.2005.tb00960.x [45].
  69. ↑ Drake, M.J. et al. (2005). "Origin of water in the terrestrial planets". Asteroids, Comets, and Meteors (IAU S229). 229th Symposium of the International Astronomical Union. Vol. 1. Búzios, Rio de Janeiro, Brazil: Cambridge University Press. pp. 381–394. doi:10.1017/S1743921305006861 [46] (August 2005).
  70. ↑ a b c Gomes, R., Levison, H.F., Tsiganis, K., Morbidelli, A. (2005). "Origin of the cataclysmic Late Heavy Bombardment period of the terrestrial planets". Nature. 435 (7041): 466–469. doi:10.1038/nature03676 [47].
  71. ↑ Cowen, R. (2013). "Common source for Earth and Moon water". Nature. doi:10.1038/nature.2013.12963 [48] (9 May 2013).
  72. ↑ a b Budde, G., Burkhardt, Chr., Kleine, T. (2019). "Molybdenum isotopic evidence for the late accretion of outer Solar System material to Earth". Nature Astronomy. 3 (8): 736–741. doi:10.1038/s41550-019-0779-y [49] (20 May 2019).
  73. ↑ a b c Een 'isotopische vingerafdruk' (of 'isotopische handtekening') is een verhouding van stabiele radiogene (ioniserende straling veroorzakend) isotopen, niet-radiogene stabiele isotopen of onstabiele radioactieve isotopen van bepaalde elementen in een onderzochte materie.
  74. ↑ Monday, N., Taylor, R. (2019). "Where did Earths water come from". Astronomy.com. [50].
  75. ↑ Pepin, Robert O. (July 1991). "On the origin and early evolution of terrestrial planet atmospheres and meteoritic volatiles". Icarus. 92 (1): 2–79. doi:10.1016/0019-1035(91)90036-s [51].
  76. ↑ Q. Choi, Ch. (2014). "Most of Earth's Water Came from Asteroids, Not Comets". Space.com. [52] (2014-12-10).
  77. ↑ Daly, R.T., Schultz, P.H. (2018). "The delivery of water by impacts from planetary accretion to present". Science Advances. 4 (4) doi:10.1126/sciadv.aar2632 [53](25 April 2018).
  78. ↑ Gorman, J. (2018). "How Asteroids May Have Brought Water to Earth". The New York Times (15 May 2018).
  79. ↑ a b CI-chondrieten (Ivuna type) bevatten geen chondrules en resistente insluitsels en zijn bijna uitsluitend samengesteld uit fijnkorrelige materie dat op de ouderasteroïde een hoge graad van wijziging in de watersamenstelling onderging (isotopen en moleculaire structuur). Het zijn sterk geoxideerde samengestelde gesteenten die overvloedig magnetiet en sulfate mineralen bevatten. Metallisch ijzer is niet aanwezig. De chemische samenstelling van CI-chondrieten lijkt sterk op die van de fotosfeer van de Zon, waterstof en helium buiten beschouwing gelaten, hebben dus van alle metorieten de meest primitieve samenstelling en worden dikwijls gebruikt als een standaard voor de vaststelling van de graad van chemische fractionering van materie gevormd in het zonnestelsel. CM-chondrieten zijn voor ongeveer 70 % samengesteld uit fijnkorrelige materie. De meeste ondergingen diepgaande wijziging in de watersamenstelling (isotopen en moleculaire structuur).
  80. ↑ Alexander, Conel M. O'D. (2017). "The origin of inner Solar System water". Philosophical Transactions of the Royal Society A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences. doi:10.1098/rsta.2015.0384 [54] (2017-04-17).
  81. ↑ Chan, Queenie H.S., Zolensky, M.E., Kebukawa, Y., Fries, M., Ito, M., Steele, A., Rahman, Z., Nakato, A., Kilcoyne, A.L.D., Mase, K., Suga, H., Takahashi, Y., Takeichi, Y. (2018). "Organic matter in extraterrestrial water-bearing salt crystals". Science Advances. 4. doi:10.1126/sciadv.aao3521 [55] (10 January 2018).
  82. ↑ Sarafian, A.R., Nielsen, S.G., Marschall, H.R., McCubbin, F.M., Monteleone, B.D. (2014). "Early accretion of water in the inner solar system from a carbonaceous chondrite–like source". Science. 346 doi:10.1126/science.1256717 [56] (2014-10-31).
  83. ↑ Morbidelli, A., Chambers, J., Lunine, J.I., Petit, J.M., Robert, F., Valsecchi, G.B., Cyr, K.E. (2000). "Source regions and timescales for the delivery of water to the Earth". Meteoritics & Planetary Science. 35 (6) doi:10.1111/j.1945-5100.2000.tb01518.x [57].
  84. ↑ Piani, L., Marrocchi, Y., Rigaudier T., Vacher, L.G., Thomassin, D. and Marty, B. (2020). "Earth's water may have been inherited from material similar to enstatite chondrite meteorites". Science. 369 (6507): 1110–1113. doi:10.1126/science.aba1948 [58] (28 August 2020).
  85. ↑ Washington University in Saint Louis (2020). "Meteorite study suggests Earth may have been wet since it formed – Enstatite chondrite meteorites, once considered 'dry,' contain enough water to fill the oceans -- and then some". EurekAlert! [59] (27 August 2020).
  86. ↑ American Association for the Advancement of Science. (2020). "Unexpected abundance of hydrogen in meteorites reveals the origin of Earth's water". EurekAlert!. [60] (27 August 2020).
  87. ↑ Wu, J., Desch, S.J., Schaefer, L., Elkins-Tanton, L.T., Pahlevan, K., Buseck, P.R. (2018). Origin of Earth's Water: Chondritic Inheritance Plus Nebular Ingassing and Storage of Hydrogen in the Core. agupubs.onlinelibrary.wiley.com [61].
  88. ↑ Alexander, C.M.O.'.D., Bowden, R., Fogel, M.L., Howard, K.T., Herd, C.D.K., & Nittler, L.R. (2012). The provenances of asteroids, and their contributions to the volatile inventories of the terrestrial planets. Science, 337(6095), 721–723 [62].
  89. ↑ Marty, B. (2012). The origins and concentrations of water, carbon, nitrogen and noble gases on Earth. Earth and Planetary Science Letters, 313–314, 56–66. [63].
  90. ↑ a b c d e Wilde S.A., Valley J.W., Peck W.H. and Graham C.M. (2001). "Evidence from detrital zircons for the existence of continental crust and oceans on the Earth 4.4 nGyr ago". Nature. 409 (6817): 175–8. doi:10.1038/35051550 [64].
  91. ↑ a b Pinti, D.L., Arndt, N. (2014). "Oceans, Origin of", Encyclopedia of Astrobiology, Springer Berlin Heidelberg, pp. 1–5, doi:10.1007/978-3-642-27833-4_1098-4 [65].
  92. ↑ a b c d e f g h i j k l m n 'Supracrustaal gesteente' is gesteente dat gevormd werd op een reeds bestaand basisgesteente van de aardkorst.
  93. ↑ Cates, N.L., Mojzsis, S.J. (2007). "Pre-3750 Ma supracrustal rocks from the Nuvvuagittuq supracrustal belt, northern Québec". Earth and Planetary Science Letters. 255 (1–2): 9–21. doi:10.1016/j.epsl.2006.11.034 (March 2007) [66].
  94. ↑ O'Neil, J., Carlson, R.W., Paquette, J.-L., Francis, D. (2012). "Formation age and metamorphic history of the Nuvvuagittuq Greenstone Belt". Precambrian Research. 220–221: 23–44. doi:10.1016/j.precamres.2012.07.009 (November 2012) [67].
  95. ↑ a b Crustal recycling is een tektonisch proces waarbij oppervlaktegesteente van de lithosfeer door subductie-erosie of delaminatie in de aardmantel herwerkt wordt. 'Subductie-erosie' of tektonische erosie is het verlies van korst van een overheersende tektonische plaat als gevolg van subductie. 'Delaminatie' verwijst naar het zinken en het verlies van de onderste lithosfeer van de tektonische plaat waaraan het vastgehecht was.
  96. ↑ Zahnle, K.J., Gacesa, M., Catling, D.C. (2019). "Strange messenger: A new history of hydrogen on Earth, as told by Xenon". Geochimica et Cosmochimica Acta. 244: 56–85. doi:10.1016/j.gca.2018.09.017 [68].
  97. ↑ Sleep, N.H., Zahnle, K., Neuhoff, P.S. (2001). "Initiation of clement surface conditions on the earliest Earth". Proceedings of the National Academy of Sciences. 98 (7). doi:10.1073/pnas.071045698 [69].
  98. ↑ Halliday, A.N. (2008). "A young Moon-forming giant impact at 70–110 million years accompanied by late-stage mixing, core formation and degassing of the Earth". Philosophical Transactions of the Royal Society A. Philosophical Transactions of the Royal Society. 366 (1883): 4163–4181. doi:10.1098/rsta.2008.0209 [70] (November 28, 2008).
  99. ↑ Bottke, W. F., Vokrouhlicky, D., Marchit, S., Scott, E.R.D., Weirich, J.R. and Levison, H. (2015). Dating the Moon-forming impact event with asteroidal meteorites. Science, 17 Apr 2015, Vol 348, Issue 6232, pp. 321-323 DOI: 0.1126/science.aaa0602.
  100. ↑ Barboni, M., Boehnke, P., Keller, B., Kohl, I.E., Schoene, B., Young, E.D., McKeegan, K.D. (2017). "Early formation of the Moon 4.51 billion years ago". Science Advances. 3 (1) doi:10.1126/sciadv.1602365 [71] (January 11, 2017).
  101. ↑ Maurice, M.; Tosi, N., Schwinger, S., Breuer, D., Kleine, T. (2020). "A long-lived magma ocean on a young Moon". Science Advances. 6 (28) [72] (1 July 2020).
  102. ↑ Thiemens, M.M., Sprung, P., Fonseca, R.O.C., Leitzke, F.P., Münker, C. (2019). "Early Moon formation inferred from hafnium-tungsten systematics". Nature Geoscience. 12 (9): 696–700. doi:10.1038/s41561-019-0398-3 [73] (July 2019).
  103. ↑ Universe Today (2019). "The Moon is older than scientists thought" [74].
  104. ↑ Binder, A.B. (1974). "On the origin of the Moon by rotational fission". The Moon. 11 (2): 53–76. doi:10.1007/BF01877794 [75].
  105. ↑ Daly, R.A. (1946). "Origin of the Moon and Its Topography". PAPS. 90 (2): 104–119.
  106. ↑ Hartmann, W.K.; Davis, D.R. (1975). "Satellite-sized planetesimals and lunar origin". Icarus. 24 (4): 504–514. doi:10.1016/0019-1035(75)90070-6 [76] (April 1975).
  107. ↑ Canup, R.M., Asphaug, E. (2001). "Origin of the Moon in a giant impact near the end of the Earth's formation". Nature. 412 (6848): 708–712. Bibcode:2001Natur.412..708C . doi:10.1038/35089010 [77] (August 2001).
  108. ↑ Cuk, M., Stewart, S.T. (2012). "Making the Moon from a Fast-Spinning Earth: A Giant Impact Followed by Resonant Despinning". Science. 338 (6110): 1047–1052. doi:10.1126/science.1225542 [78] (2012-10-17).
  109. ↑ Taylor, G.J. (2015). "Origin of the Earth and Moon". Solar System Exploration. NASA. Archived from the original on March 8, 2015 [79].
  110. ↑ a b c Sleep, N.H. (2010). The Hadean-Archaean Environment. Cold Spring Harb Perspect Biol 2010;2:a002527 [80].
  111. ↑ Rubie, D.C., Nimmo, F., Melosh, H.J. (2007). Formation of Earth's Core. Amsterdam: Elsevier. pp. 51–90. doi:10.1016/B978-044452748-6.00140-1 [81].
  112. ↑ Zahnle, K., Arndt, N., Cockell, Ch., Halliday, A., Nisbet, E., Selsis, F., Sleep, N.H. (2007). Fishbaugh, K.E., Lognonné, Ph., Raulin, F., Marais, D.J.D., Korablev, O. (eds.). Emergence of a Habitable Planet. Space Sciences Series of ISSI. Springer New York. pp. 35–78. doi:10.1007/978-0-387-74288-5_3 [82].
  113. ↑ a b c d Elkins-Tanton, L.T. (2012). "Magma Oceans in the Inner Solar System". Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 40 (1): 113–139. doi:10.1146/annurev-earth-042711-105503 [83].
  114. ↑ a b c d Barr, A.C. (2016). "On the origin of Earth's Moon". Journal of Geophysical Research: Planets. 121 (9): 1573–1601. doi:10.1002/2016JE005098 [84].
  115. ↑ Tucker, J.M., Mukhopadhyay, S. (2014). "Evidence for multiple magma ocean outgassing and atmospheric loss episodes from mantle noble gases". Earth and Planetary Science Letters. 393: 254–265. doi:10.1016/j.epsl.2014.02.050 [85].
  116. ↑ Li, J., Agee, C.B. (1996). "Geochemistry of mantle–core differentiation at high pressure". Nature. 381 (6584): 686–689. doi:10.1038/381686a0 [86].
  117. ↑ Righter, K., Drake, M.J.,Yaxley, G. (1997). "Prediction of siderophile element metal-silicate partition coefficients to 20 GPa and 2800°C: the effects of pressure, temperature, oxygen fugacity, and silicate and metallic melt compositions". Physics of the Earth and Planetary Interiors. 100 (1): 115–134. doi:10.1016/S0031-9201(96)03235-9 [87].
  118. ↑ Marebasalten ontstaan door gedeeltelijk smelten aan temperaturen van ongeveer 1200° C, waarschijnlijk op diepten tussen 200 en 400 km. Ze bestaan grotendeels uit pyroxeen, plagioklaas en olivijn, met kleinere of aanvullende hoeveelheden ilmeniet, chromiet, troiliet en sporen van metallisch ijzer.
  119. ↑ De 'drijfkorst' (Engels: flotation crust) is een laag nog vloeibaar magma bovenop een gesolidifieerde magma-oceaan. Men spreekt van een 'drijfkorst' wanneer de magma-oceaan voor ongeveer 80% verhard is.
  120. ↑ Discover magazine (2009). When worlds collide [88] (August 10, 2009).
  121. ↑ Fox News (2009). Two Planets Collide In Deep Space (August 10, 2009).
  122. ↑ Clavin, W. (2009). "Planet Smash-Up Sends Vaporized Rock, Hot Lava Flying". NASA (August 10, 2009).
  123. ↑ Paniello, R.C., Day, J.M.D., Moynier, F. (2012). "Zinc isotopic evidence for the origin of the Moon". Nature. 490 (7420): 376–9. doi:10.1038/nature11507 [89] (18 October 2012).
  124. ↑ Zhang, J., Dauphas, N., Davis, A.M., Leya, I., Fedkin, A. (2012). "The proto-Earth as a significant source of lunar material". Nature Geoscience. 5 (4): 251–255. doi:10.1038/ngeo1429 [90] (25 March 2012).
  125. ↑ Saal, A.E., Hauri, E.H., Van Orman, J.A., Rutherford, M.J. (2013). "Hydrogen Isotopes in Lunar Volcanic Glasses and Melt Inclusions Reveal a Carbonaceous Chondrite Heritage". Science. 340 (6138): 1317–20. doi:10.1126/science.1235142 [91] (14 June 2013).
  126. ↑ Wang, K., Jacobsen, S.B. (2016). "Potassium isotopic evidence for a high-energy giant impact origin of the Moon". Nature. 538 (7626): 487–490. doi:10.1038/nature19341 [92] (Sep 12, 2016).
  127. ↑ Jones, J.H. (2006). "Tests of the giant impact hypothesis" Pdf-document. Origin of the Earth and Moon Conference [93] (2006).
  128. ↑ Wiechert, U., Halliday, A.N., Lee, D.C., Snyder, G.A., Taylor, L.A., Rumble, D. (2001). "Oxygen Isotopes and the Moon-Forming Giant Impact". Science. 294 (12): 345–348. doi:10.1126/science.1063037 [94] (October 2001).
  129. ↑ Pahlevan, K., Stevenson, D. (2007). "Equilibration in the Aftermath of the Lunar-forming Giant Impact". Earth and Planetary Science Letters. 262 (3–4): 438–449. doi:10.1016/j.epsl.2007.07.055 [95] (October 2007).
  130. ↑ Zhang, J., Dauphas, N., Davis, A.M., Leya, I. and Fedkin, A. (2012). The proto-Earth as a significant source of lunar material. Nature Geoscience, Advance Online Publication [96] (March 25, 2012).
  131. ↑ Canup, R.M. (2012). Forming a Moon with an Earth-like composition via a Giant Impact. [97].
  132. ↑ Gorkavyi, N.N. (2004). "The New Model of the Origin of the Moon". Aas/Division of Dynamical Astronomy Meeting #35. 35: 07.11. Bulletin of the American Astronomical Society, Vol. 36, p.861 [98] (2004-05-01).
  133. ↑ a b c Greenwich Institute for Science and Technology (2010). The Origin of the Moon and Satellites. [99]
  134. ↑ Adushkin, V.V., Vityazev, A.V., Pechernikova, G.V. (2013). Development of the theory of the origin and early evolution of the Earth. Russian Academy of Sciences [100]
  135. ↑ a b c Rufu, R., Aharonson, O. & Perets, H.A. (2017). "A multiple-impact origin for the Moon". Nature Geoscience. 10 (2): 89–94. doi:10.1038/ngeo2866 [101] (February 2017).
  136. ↑ Barbuzano, J. (2018). "Could a Giant Impact Have Vaporized Earth to Create the Moon?". Sky and Telescope [102] (March 1, 2018).
  137. ↑ Boyle, R. (2017). "Huge impact could have smashed early Earth into a doughnut shape". New Scientist [103] (23 June 2017).
  138. ↑ Gough, E. (2017). "Scientists propose a new kind of planet: A smashed-up torus of hot, vaporized rock". Universe Today [104] (24 May 2017).
  139. ↑ Lock, S.J., Stewart, S.T. (2017). "The structure of terrestrial bodies: Impact heating, corotation limits and synestias". Journal of Geophysical Research: Planets. 122 (5): 950–982. doi:10.1002/2016JE005239 [105].
  140. ↑ Lock, S.J. (2018). The Formation, Structure and Evolution of Terrestrial Planets. Graduate School of Arts & Sciences (Ph.D. thesis). Harvard University [106].
  141. ↑ a b Lock, S.J. (2019). "When Earth and the Moon were one". Scientific American, July 2019 [107].
  142. ↑ Lock, S.J., Stewart, S.T., Petaev, M.I., Leinhardt, Z.M., Mace, M.T., Jacobsen, S.B.; Ćuk, M. (2018). "The origin of the Moon within a terrestrial synestia". Journal of Geophysical Research. 123 (4): 910. doi:10.1002/2017JE005333 [108].
  143. ↑ a b Cassidy, K.F., Champion, D.C., Krapez, B., Barley, M.E., Brown, S.J.A., Blewett, R.S., Groenewald, P.B., Tyler, I.M. (2006). A revised geological framework for the Yilgarn Craton, Western Australia. Geol. Surv. W. Aust. – Rec., 8 (2006), p. 8.
  144. ↑ a b c d Mole, D.R., Kirkland, C.L., Fiorentini, M.L., Barnes, S.J., Cassidy, K.F., Isaac, C., Belousova, E.A., Hartnady, M., Thebaud, N. (2019). Time-space evolution of an Archean craton: A Hf-isotope window into continent formation. Earth-Science Reviews, Volume 196, September 2019, 102831 [109].
  145. ↑ a b Wang, Q., Wilde, S.A. (2018). New constraints on the Hadean to Proterozoic history of the Jack Hills belt, Western Australia. Gondwana Research, Volume 55, March 2018, Pages 74-91 [110].
  146. ↑ NASA Earth Observatory newsroom (2006-10-01). "Western Australia's Jack Hills" [111].
  147. ↑ a b c d 'Delta-O-18' ('δ18O') is in de geochemie, paleoklimatologie en paleo-oceanografie een waardeaanduiding van de ratio van de stabiele isotopen zuurstof-18 en zuurstof-16 en wordt algemeen aangewend als een waardeaanduiding van de temperatuur van neerslag, van de interacties tussen grondwater en mineralen en als een indicator van processen die isotopenfractionering vertonen, zoals methanogenese.
  148. ↑ a b Schopf, J.W. (1993). Microfossils in the early Archean Apex Chert: New evidence for the antiquity of life. Science 260, 640±646 (1993).
  149. ↑ a b c d e f g h i Metasedimentair gesteente is een soort metamorf gesteente dat oorspronkelijk door afzetting en lithificatie van sediment gevormd werd. Later werd dit gesteente bedekt door jongere afzettingen en onderworpen aan hoge druk en temperaturen waardoor het herkristalliseerde.
  150. ↑ 'Biogenese' is het ontstaan van organismen uit andere organismen door reproductie.
  151. ↑ a b c d e f g h i j k 'Herwerkt gesteente' omvat elke geologische materie die van haar (plaats van) oorsprong verwijderd of verplaatst werd door natuurlijke oorzaken, en opgenomen in een jongere formatie.
  152. ↑ 'Korstaccretie' is de aangroei van korst door opname van materie.
  153. ↑ Valley, J.W., Peck, W.H., King, E.M., Wilde, S.A. (2002). A cool early Earth. Geology (2002) 30 (4): 351–354 [112]
  154. ↑ Science, 6 May 2005. Was Early Earth a Cool World ? Pleasant conditions may have allowed life to arise sooner than thought. [113]
  155. ↑ a b O’Neil, J., Carlson, R.W., Paquette, J-L., Francis, D. (2012). Formation age and metamorphic history of the Nuvvuagittuq Greenstone Belt. Precambrian Research, Volumes 220–221, November 2012, Pages 23-44 [114].
  156. ↑ a b c 'MSWD' is de afkorting van mean square of weighted deviates, het gemiddelde kwadraat van gewogen afwijkingen. Het is een statistische methode die extensief gebruikt wordt in de geochronologie.
  157. ↑ Een 'paragneis' is een gneis ontstaan door metamorfisme van afzettingsgesteente.
  158. ↑ Choi, Ch.Q., Dutfield, S. (2022). 7 theories on the origin of life
  159. ↑ Martin, W., Baross, J., Kelley, D. and Russell, M.J. (2008). Hydrothermal vents and the origin of life. Nature Reviews Microbiology, vol. 6, November 2008, pp. 805-814.
  160. ↑ 'Reactieve gassen' zijn chemisch actieve gassen.
  161. ↑ 'Gradiënt' = geleidelijke overgang tussen verschillende milieus.
  162. ↑ 'Prebiotische chemie' is natuurlijk optredende voornamelijk organische chemie die kan bijgedragen hebben tot het ontstaan van leven op Aarde, en mogelijk op andere planeten.
  163. ↑ O’Neil, J., Carlson, R.W., Francis, D., Stevenson R.K. (2009). Neodymium-142 evidence for Hadean mafic crust. Science 321: 1828–1831.
  164. ↑ a b Iizuka, T., Horie, K., Komiya, T., Maruyama, S., Hirata, T., Hidaka, H., Windley, B.F. (2006). 4.2 Ga zircon xenocryst in an Acasta gneiss from northwestern Canada: Evidence for early continental crust. Geology (2006) 34 (4): 245–248 [115].
  165. ↑ a b c d e SHRIMP (sensitive high-resolution ion microprobe of sensitive high mass-resolution ion microprobe) is een grote diameter, dubbelfocus secondary ion mass spectrometer (SIMS) dat gebruikt wordt in het onderzoeksgebied van de massaspectrometrie.
  166. ↑ Taylor, G.J. (2006). "Wandering Gas Giants and Lunar Bombardment". University of Hawaii [116] (August 2006).
  167. ↑ Bottke, W.F. and Norman, M.D. (2017). The Late Heavy Bombardment. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, volume 45, pp. 619-647 [117].
  168. ↑ Met 'geschokt' (Engels: shocked) worden schuifzones bedoelt die voorkomen langs glijvlakken in het kristalrooster van de aanwezige kristallen. Deze structuren zijn het gevolg van deformatie onder relatief gezien extreem hoge druk maar lage temperatuur. De schuifzones worden schoklamellae genoemd.
  169. ↑ Een 'impactor' is een grote asteroïde, meteoroïde, komeet of ander hemellichaam dat een impact veroorzaakt.
  170. ↑ Gomes, R., Levison, H.F., Tsiganis, K., Morbidelli, A. (2005). "Origin of the cataclysmic Late Heavy Bombardment period of the terrestrial planets". Nature. 435 (7041): 466–9 [118].
  171. ↑ Boehnke, P. and Harrison, T.M. (2016). Illusory Late Heavy Bombardments. Proc Natl Acad Sci U S A. 2016 Sep 27; 113(39): 10802–10806. [119].
  172. ↑ 'Eccentriciteit' is de mate waarin de baan van een hemellichaam afwijkt van een perfecte cirkel.
  173. ↑ Crida, A. (2009). "Solar System Formation". Reviews in Modern Astronomy. Vol. 21. pp. 215–227. doi:10.1002/9783527629190 [120].ch12.
  174. ↑ Engelse Wikipedia: Nice model
  175. ↑ Bell, E.A., Boehnke, P., Harrison, T.M. and Mao, W.L. (2015). Potentially biogenic carbon preserved in a 4.1 billion-year-old zircon. Proc Natl Acad Sci U S A. 2015 Nov 24; 112(47): 14518–14521 [121].
  176. ↑ Betts, H.C., Puttick, M.N., Clark, J.W., Williams, T.A., Donoghue, P.C.J. and Pisani, D. (2018). Integrated genomic and fossil evidence illuminates life’s early evolution and eukaryote origins. Nat Ecol Evol. 2018 Oct; 2(10): 1556–1562 [122].
  177. ↑ Engelse Wikipedia: Molecular clock.
  178. ↑ dos Reis, M., Donoghue, P.C.J., Yang, Z. (2016). Bayesian molecular clock dating of species divergences in the genomics era. Nat Rev Genet. 2016 Feb;17(2):71-80 [123].
  179. ↑ Inoue, J., Donoghue, P.C.J., Yang, Z. (2010). The impact of the representation of fossil calibrations on Bayesian estimation of species divergence times. Systematic Biology. 2009;59:74–89 [124].
  180. ↑ Bowring, S.A., and Williams, I.S. (1999). Priscoan (4.00–4.03 Ga) orthogneisses from northwestern Canada. Contributions to Mineralogy and Petrology, v. 134, 3–16 [125].
  181. ↑ Bowring, S., Williams, I. (2007). "Priscoan (4.00–4.03 Ga) orthogneisses from northwestern Canada". Contributions to Mineralogy and Petrology. 134 (1): 3–16. [126]. (2007-03-01)
  182. ↑ Iizuka, T., Komiya, T., Ueno, Y., Katayama, I., Uehara, Y., Maruyama, S., Hirata, T., Johnson, S.P., Dunkley, D.J. (2007). "Geology and zircon geochronology of the Acasta Gneiss Complex, northwestern Canada: New constraints on its tectonothermal history". Precambrian Research. 153 (3–4): 179–208. [127] (2007-03-01).
  183. ↑ Ketchum, J.W.F. (2004). Early crustal history of the Slave craton, northwestern Canada. ARC National Key Centre for the Geochemical Evolution and Metallogeny of Continents (GEMOC), Department of Earth and Planetary Sciences, Macquarie University Sydney, New South Wales, 2109 Australia [128] Pdf-document.
  184. ↑ Bleeker W., Ketchum J.W.F., Jackson V.A. & Villeneuve M.E. (1999a). The Central Slave Basement Complex, Part I: its structural topology and autochthonous cover, Canadian Journal of Earth Sciences, 36, 1083-1109.
  185. ↑ Bleeker W., Ketchum J.W.F. & Davis, W.J. (1999b). The Central Slave Basement Complex, Part II: high-strain zones along the basement/cover contact, Canadian Journal of Earth Sciences, 36, 1111-1130.
  186. ↑ Davis, W.J. & Hegner, E. (1992). Neodynium isotopic evidence for the tectonic assembly of Late Archean crust in the Slave province, northwest Canada, Contrib. Mineral. Petrol., 111, 493-504.
  187. ↑ a b Barley, M.E., Bekker, A., Krapez, B. (2005). Late Archean to Early Paleoproterozoic global tectonics, environmental change and the rise of atmospheric oxygen. Earth and Planetary Science Letters, Volume 238, Issues 1–2, 30 September 2005, Pages 156-171 [129]
  188. ↑ a b Accretionary Cycle Plate Tectonics is een proces waarbij materie aan een tektonische plaat in een subductiezone toegevoegd wordt. Het toegevoegde materiaal kan oceanische korst, sediment, onderzeese bergen, vulkanische bogen enz. zijn.
  189. ↑ Windley, B.F., Kusky, T., Polat, A. (2021). Onset of plate tectonics by the Eoarchean. Precambrian Research Volume 352, January 2021, 105980 [130].
  190. ↑ Lloyd G., Gibson M. (2010). "Crustal Formation sequence". Tectonics of the Transantarctic Mountains. London: self-published (2010-11-26).
  191. ↑ Stanley, S.M. (1999). Earth System History. New York: W.H. Freeman and Company. pp. 297–302. ISBN 0-7167-2882-6.
  192. ↑ Petit, C. (2010). "Continental Hearts – Science News". Science News. Society for Science & the Public. 178 (13): 24. [131].
  193. ↑ Mulkidjanian, A.Y., Bychkov, A.Y., Dibrova, D.V., Galperin, M.Y., Koonin, E.V. (2012). "Origin of first cells at terrestrial, anoxic geothermal fields". Proc. Natl. Acad. Sci. USA. 109 (14): E821–30. [132].
  194. ↑ Een terrane (Engels) is een korstfragment gevormd op een tektonische plaat (of ervan afgebroken) en is 'samengegroeid' met korst dat op een andere plaat ligt.
  195. ↑ Nutman, A.P. and Friend, C.R.L. (2009). "New 1:20,000 scale geological maps, synthesis and history of investigation of the Isua supracrustal belt and adjacent orthogneisses, southern West Greenland: A glimpse of Eoarchaean crust formation and orogeny". Precambrian Research. 172 (3): 189–211. [133].
  196. ↑ Nutman, A.P., Friend, C.R.L., Horie, K., Hidaka, H. (2007). The Itsaq Gneiss Complex of Southern West Greenland and the Construction of Eoarchean Crust at Convergent Plate Boundaries (PDF). Developments in Precambrian Geology. Vol. 15. pp. 187–218. [134].
  197. ↑ Ramírez-Salazar, A., Müller, T., Piazolo, S., Webb, A., Alexander, G., Hauzenberger, C., Zuo, J., Haproff, P., Harvey, J., Wong, T.K., Charlton, C. (2021). "Tectonics of the Isua Supracrustal Belt 1: P-T-X-d Constraints of a Poly-Metamorphic Terrane". Tectonics. 40 (3)[135].
  198. ↑ Nutman, A.P., Bennett, V.C., Friend, C.R.L., Van Kranendonk, M.J., Chivas, A.R. (2016). "Rapid emergence of life shown by discovery of 3,700-million-year-old microbial structures". Nature. 537 [136].
  199. ↑ a b Allwood, A.C., Rosing, M.T., Flannery, D.T., Hurowitz, J.A., Heirwegh, C.M. (2018). "Reassessing evidence of life in 3,700-million-year-old rocks of Greenland". Nature. 563 (7730): 241–244. [137].
  200. ↑ Webb, A.A.G., Müller, T., Zuo, J., Haproff, P.J. and Ramírez-Salazar, A. (2020). "A non–plate tectonic model for the Eoarchean Isua supracrustal belt". Lithosphere. 12 (1): 166–179 [138].
  201. ↑ Czaja, A.D., Johnson, C.M., Beard, B.L., Roden, E.E.; Li, W., Moorbath, S. (2013). "Biological Fe oxidation controlled deposition of banded iron formation in the ca. 3770 Ma Isua Supracrustal Belt (West Greenland)". Earth and Planetary Science Letters. 363: 192–203. [139].
  202. ↑ Mojzsis, S.J., Arrhenius, G., McKeegan, K.D., Harrison, T.M., Nutman, A.P. & Friend, C.R.L. (1996). Evidence for life on Earth before 3,800 million years ago. Nature volume 384, pages 55–59 (1996) [140].
  203. ↑ a b c d e f g h Een 'microbiële mat' is een slijmerige en geleiachtige langzaam doorlatende laag van zowel levende als dode anaerobe micro-organismen, vergezeld van uitstromende vaste stoffen, neerslag (bezinking) van mineralen en de bijproducten van ontbinding.
  204. ↑ a b c d e f g h i j k Lepot, K. (2020). Signatures of early microbial life from the Archean (4 to 2.5 Ga) eon. Earth-Science Reviews Volume 209, October 2020, 103296 [141].
  205. ↑ a b Zhao, G., Zhai, M. (2013). Lithotectonic elements of Precambrian basement in the North China Craton: Review and tectonic implications. Gondwana Research, Volume 23, Issue 4, May 2013, Pages 1207-1240 [142].
  206. ↑ Bogdanova, S.V., Bingen, B., Gorbatschev, R., Kheraskova, T.N., Kozlov, V.I., Puchkov, V.N., Volozh, Yu.A. (2007). The East European Craton (Baltica) before and during the assembly of Rodinia. Fig.1, p.2. Precambrian Res. (2007) [143] [144].
  207. ↑ Claesson, S., Bibikova, E., Shumlyanskyy, L., Dhuime, B. and Hawkesworth, C.J. (2014). The oldest crust in the Ukrainian Shield – Eoarchaean U–Pb ages and Hf–Nd constraints from enderbites and metasediments. Geological Society, London, Special Publications, 389, 227-259, 3 January 2014 [145]
  208. ↑ a b 'Oxygene fotosynthese' vindt plaats in ecosystemen waar zonlicht kan doordringen, dus op het land en in de toplaag van wateren. Daarbij wordt zuurstofgas geproduceerd, dat 21% uitmaakt van de (huidige) aardatmosfeer.
  209. ↑ Sánchez-Baracaldo, P., Cardona, T. (2019). On the origin of oxygenic photosynthesis and Cyanobacteria. New Phytologist, 09 October 2019 [146].
  210. ↑ a b Kasting, J.F., Ono, S. (2006). "Palaeoclimates: the first two billion years". Philosophical Transactions of the Royal Society of London B: Biological Sciences. 361 (1470): 917–929 [147]
  211. ↑ a b Poujol, M., Robb, L.J., Anhaeusser, C.R. & Gericke, B. (2003) "A review of the geochronological constraints on the evolution of the Kaapvaal Craton, South Africa", Precambrian Research, 127 (1–3), 181–213 [148].
  212. ↑ Zegers, T.E., De Wit, M.J., Dann, J. and White, S.H. (2002). Vaalbara, Earth's oldest assembled continent? A combined, structural, geochronological, and palaeomagnetic test. Terra Nova, 21 April 2002 [149].
  213. ↑ a b Smithies, R.H., Van Kranendonk, M.J., Champion, D.C. (2007). The Mesoarchean emergence of modern-style subduction, Gondwana Research, Volume 11, Issues 1–2, 2007, pages 50-68 [The Mesoarchean emergence of modern-style subduction – ScienceDirect].
  214. ↑ Javaux, E.J., Lepot, K. (2018). The Paleoproterozoic fossil record: Implications for the evolution of the biosphere during Earth’s middle-age Earth-Science Rev., 176 (2018), pp. 68-86 [150].
  215. ↑ Johnston, D.T., Wolfe-Simon, F., Pearson, A., Knoll, A.H. (2009). Anoxygenic photosynthesis modulated Proterozoic oxygen and sustained Earth’s middle age. Proc. Natl. Acad. Sci. U. S. A., 106 (2009), pp. 16925-16929 [151].
  216. ↑ Jayananda, M., Santosh, M., Aadhiseshan, K.R. (2018). "Formation of Archean (3600–2500 Ma) continental crust in the Dharwar Craton, southern India". Earth-Science Reviews. 181: 12–42 (June 2018) [152].
  217. ↑ 'Sanukitoïden' zijn een verscheidenheid aan granitoïden met een hoog magnesiumgehalte. Ze worden aangetroffen op locaties met subductie van oceanische en continentale korst en worden gekarakteriseerd door diepzeetroggen aan hun zeewaartse rand.
  218. ↑ a b c Homann, M. (2019). Earliest life on Earth: Evidence from the Barberton Greenstone Belt, South Africa [153].
  219. ↑ Lowe, D.R., Byerly, G. (2007). An Overview of the Geology of the Barberton Greenstone Belt and Vicinity: Implications for Early Crustal Development. Developments in Precambrian Geology 15:481-526 [154].
  220. ↑ a b Byerly, G.R., Kröner, A., Lowe, D.R., Todt, W., Walsh, M.M. (1996). Prolonged magmatism and time constraints for sediment deposition in the early Archean Barberton greenstone belt: evidence from the Upper Onverwacht and Fig Tree groups. Precambrian Research Volume 78, Issues 1–3, May 1996, Pages 125-138 [155].
  221. ↑ Homan, M., Heubeck, C., Airo, A., Tice, M.M. (2015). Morphological adaptations of 3.22 Ga-old tufted microbial mats to Archean coastal habitats (Moodies Group, Barberton Greenstone Belt, South Africa). Precambrian Research Volume 266, September 2015, Pages 47-64 [156].
  222. ↑ Knauth, L.P., Lowe, D.R. (2003). "High Archean climatic temperature inferred from oxygen isotope geochemistry of cherts in the 3.5 Ga Swaziland Supergroup, South Africa". Geological Society of America Bulletin. 115: 566–580 [157].
  223. ↑ a b Dirks, P.H.G.M., Jelsma, H.A. (2002). Crust–mantle decoupling and the growth of the Archaean Zimbabwe craton. Journal of African Earth Sciences Volume 34, Issues 3–4, April–May 2002, Pages 157-166 [158].
  224. ↑ Jelsma, H.A. and Dirks, P.H.G.M. (2002). "Neoarchean Tectonic Evolution of the Zimbabwe Craton". In Fowler, C. M. R.; Ebinger, C. L.; Hawkesworth, C. J. (eds.). The Early Earth: Physical, Chemical and Biological Development. Geological Society Special Publications, issue 199. London: Geological Society of London. pp. 183–211.
  225. ↑ a b Mukhopadhyay, D. and Matin, A. (2019). The Architecture and Evolution of the Singhbhum Craton. Episodes 2020; 43(1): 19-50 [159].
  226. ↑ Walsh, M.M. & Lowe, D.R. (1985). Filamentous microfossils from the 3,500-Myr-old Onverwacht Group, Barberton Mountain Land, South Africa. Nature volume 314, pages530–532 (1985) [160].
  227. ↑ Slabunov, A.I. , Lobach-Zhuchenko, S.B., Bibikova, E.V., Balagansky, V.V., Sorjonen-Ward, P., Volodichev, O.I., Shchipansky, A.A., Svetov, S.A., Chekulaev, V.P., Arestova, N.A. and Stepanov, V.S. (2006). The Archean of the Baltic Shield: Geology, Geochronology, and Geodynamic Settings. Geotectonics, 2006, Vol. 40, No. 6, pp. 409–433, Fig.1. p. 410 [161].
  228. ↑ Noffke, N., Christian, D., Wacey, D. and Hazen, R.M. (2013). Microbially Induced Sedimentary Structures Recordingan Ancient Ecosystem in the ca. 3.48 Billion-Year-OldDresser Formation, Pilbara, Western Australia. Astrobiology Volume 13, Number 12, 2013 [162].
  229. ↑ Een 'sabkha' is een supralitorale modder- of zandvlakte waarin onder de oppervlakte evaporietzouthoudende mineralen accumuleren als gevolg van een semi-aride tot aride klimaat. Sabkha's zijn intermediair tussen land en intertidale zone binnen kleinere kustvlaktes juist boven courant hoogwaterniveau.
  230. ↑ Brasier, M.D., Green, O. R., Jephcoat, A.P., Kleppe, A.K., Van Kranendonk, M.J., Lindsay, J.F., Steele, A., Grassineau, N.V. (March 2002). "Questioning the evidence for Earth's oldest fossils". Nature. 416 (6876): 76–81. [163].
  231. ↑ 'Petrogenese' is onderdeel van het onderzoeksterrein van de petrologie en bestudeert de oorsprong en vorming van gesteenten. Alhoewel de term algemeen gebruikt wordt om te verwijzen naar het onderzoek van processen die stollingsgesteenten vormen, kan dit onderzoek ook metamorfe en sedimentaire processen omvatten zoals onder meer diagenese.
  232. ↑ Wacey, D., Saunders, M., Kong, C., Brasier, A., Brasier, M. (2016). "3.46 Ga Apex chert 'microfossils' reinterpreted as mineral artefacts produced during phyllosilicate exfoliation". Gondwana Research. 36: 296–313 [164].
  233. ↑ McElhinny, M.W., Senanayake, W.E. (1980). Paleomagnetic evidence for the existence of the geomagnetic field 3.5 Ga ago [165].
  234. ↑ Usui, Y., Tarduno, J.A., Watkeys, M., Hofmann, A., Cottrell, R.D. (2009). "Evidence for a 3.45-billion-year-old magnetic remanence: Hints of an ancient geodynamo from conglomerates of South Africa". Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 10 (9) [166].
  235. ↑ Cavalazzi, B., Lemelle, L., Simionovici, A., CADY, S.L., RUSSELL, M.J., Bailo, E., Canteri, R., Enrico, E., Manceau, A., Maris, X., Salomé, M., Thomassot, E., Bouden, N., Tucoulou, R., and HOFMANN, A. (2021). Cellular remains in a ~3.42-billion-year-old subseafloor hydrothermal environment. Science Advances • 14 Jul 2021 • Vol 7, Issue 29 [167].
  236. ↑ Een methanotroof organisme is een prokaryoot (bacterie of Archaea) die zich kan ontwikkelen door alleen methaan te gebruiken als een bron van koolstof en energie (chemoautotrofie).
  237. ↑ Duda,J.-P., Van Kranendonk, M.J., Thiel, V., Ionescu, D., Strauss H., Schäfer N., Reitner, J. (2016). A Rare Glimpse of Paleoarchean Life: Geobiology of an Exceptionally Preserved Microbial Mat Facies from the 3.4 Ga Strelley Pool Formation, Western Australia. PLoS ONE 11(1): e0147629 [168].
  238. ↑ 'Kathodoluminescentie' is een optisch en elektromagnetisch fenomeen waarbij elektronen die inslaan op een luminescent materiaal, zoals fosfor, de emissie van fotonen veroorzaken die golflengten in het zichtbare spectrum kunnen hebben.
  239. ↑ Time-of-Flight Secondary Ion Mass Spectrometry (ToF-SIMS) is een oppervlaktegevoelige analytische methode die een gepulseerde ionenstraal gebruikt om molecules te verwijderen van het uiterste buitenste oppervlak van een monster.
  240. ↑ Nanoscale secondary ion mass spectrometry (NanoSIMS) is een analytisch instrument dat werkt op basis van het principe van de secondary-ion mass spectrometry (SIMS) en wordt gebruikt om van de elementaire en isotopische samenstelling van een monster metingen met nanoschaalresolutie te verkrijgen.
  241. ↑ 'Silicificatie' is de verzadiging van een gesteente met kwarts.
  242. ↑ 'Delta-O-13' is in de paleoklimatologie, geochemie en paleoceanografie een isotopensignatuur, een maat voor de verhouding van stabiele isotopen ¹³C:¹²C, uitgedrukt in delen per duizend.
  243. ↑ 'Microbiële afbraak' is de afbraak van chemische verbindingen door bacteriën.
  244. ↑ Poujol, M., Anhaeusser, C.R. (2001). The Johannesburg Dome, South Africa: new single zircon U–Pb isotopic evidence for early Archaean granite–greenstone development within the central Kaapvaal Craton. Precambrian Research, Volume 108, Issues 1–2, 1 May 2001, Pages 139-157 [169].
  245. ↑ Khoza, D., Jones, A.G., Muller, M.R., Evans, R.L., Webb, S.J., Miensopust, M. (2013). Tectonic model of the Limpopo belt: Constraints from magnetotelluric data [170]
  246. ↑ van Reenen et al., (2011).
  247. ↑ Rollinson, H.R. (1993). A terrane interpretation of the Archean Limpopo belt. Geological Magazine 130, 755–765.
  248. ↑ S-type granitoïden hebben een specifieke set geochemische, mineralogische, isotopische en texturele kenmerken. Ze zijn oververzadigd in aluminium en hun petrografische kenmerken zijn representatief voor de chemische samenstelling van het initiële magma waaruit ze ontstonden.
  249. ↑ 'Charnokiet' is elk orthopyroxeenhoudend kwarts-veldspaatgesteente gevormd bij hoge temperatuur en druk. Gewoonlijk wordt het aangetroffen in granulitische metamorfe gebieden als een eindlid van de charnockietreeks.
  250. ↑ 'Enderbiet' is een stollingsgesteente uit de charnokietgroep en bestaat essentieel uit kwarts, antipertiet (of pertiet), orthopyroxeen en magnetiet. Enderbiet is het equivalent van orthopyroxeenhoudende tonaliet.
  251. ↑ van Reenen, D.D., Roering, C., Ashwal, L.D., de Wit, M.J. (1992). Regional geological setting of the Limpopo Belt. Precambrian Research, Volume 55, Issues 1–4, March 1992, Pages 1-5 [171].
  252. ↑ 'Continent-Continent Collision': [172].
  253. ↑ a b 'Compressie' ('samendrukking') verwijst in de geologie naar een reeks spanningen die op het midden van een gesteentemassa zijn gericht. Druksterkte refereert naar de maximale drukspanning die op een materiaal kan uitgeoefend worden voordat het bezwijkt. Wanneer de maximale drukspanning zich in een horizontale richting beweegt kunnen stuwkrachtbreuken optreden, wat in het verkorten en verdikken van dat deel van de korst resulteert. Wanneer de maximale drukspanning verticaal is, zal een stuk gesteente vaak bezwijken in normale breuken waarbij een bepaalde gesteentelaag zich horizontaal uitbreidt en verticaal dunner wordt. Drukspanningen kunnen ook leiden tot het plooien van gesteenten. Vanwege de grote hoeveelheden lithostatische spanning in tektonische platen is vervorming op tektonische schaal altijd onderworpen aan netto drukspanning.
  254. ↑ 'Extensie' is in de geodynamica het tektonische deformatieproces van geologische structuren zoals tektonische platen waarbij korst of lithosfeer uitgerokken wordt.
  255. ↑ In de geologie is 'transpressie' bij langs elkaar schuivende blokken en in het geval van sinistrale (linksdraaiende) horizontale verschuiving het omhoogkomen van gesteente onder invloed van schuif- en zijdelingse druk.
  256. ↑ In de geologie is 'transtensie' bij langs elkaar schuivende blokken en in het geval van sinistrale (linksdraaiende) horizontale verschuiving het omlaag trekken van korst waardoor zich een sedimentair bekken ontwikkelt.
  257. ↑ Barton, J.M., Klemd, R., Zeh, A. (2006). The Limpopo Belt: A result of Archean to Proterozoic, Turkic-type orogenesis ? January 2006, Special Paper of the Geological Society of America 405:315-332 [173].
  258. ↑ Sleep, N.H., Lowe, D.R. (2014). Physics of crustal fracturing and chert dike formation triggered by asteroid impact, ∼3.26 Ga, Barberton greenstone belt, South Africa. Geochemistry, Geophysics, Geosystems. First published: 03 March 2014 [174].
  259. ↑ Lowe, D.R., Byerly, G.R., Kyte, F.T., Shukolyukov, A., Asaro, F. and Krull, A. (2003). Spherule beds, 3.47–3.24 billion years old in the Barberton Greenstone Belt, South Africa: A record of large meteorite impacts and their influence on early crustal and biological evolution, Astrobiology, 3(1), 7–48.
  260. ↑ Lowe, D.R. (2013). Crustal fracturing and chert dike formation triggered by large meteorite impacts, ≈3.260 Ga, Barberton greenstone belt, South Africa, Geol. Soc. Am. Bull., 125, 894–912.
  261. ↑ Byerly, G.R., Lower, D.R. & Walsh, M.M. (1986). Stromatolites from the 3,300–3,500-Myr Swaziland Supergroup, Barberton Mountain Land, South Africa. Nature volume 319, pages489–491 (1986) [175].
  262. ↑ Een 'bedding' is de kleinste opdeling van een gesteente of afzetting. Het is een geologische formatie of stratigrafische gesteenteserie die wordt gekenmerkt door goed gedefinieerde scheidingsvlakken (beddingvlakken) die haar scheiden van bovenliggende en onderliggende lagen.
  263. ↑ 'Extrusie' is het opstijgen van vaste, vloeibare en gasvormige materie uit de aardkorst.
  264. ↑ a b c 'Vulkanoklastisch' betekent door een vulkaan uitgeworpen, bv. vulkanische assen, tufsteen, vulkanische sintels (korrelige stolsels die door een vulkaan uitgeworpen zijn), puimsteen en vulkanische bommen.
  265. ↑ Banks, H.P. (1964). Evolution and Plants of the Past. The MacMillan Press Ltd., 170 pp.
  266. ↑ a b Barghoorn, E.S., Schopf, J.W. (1967). Alga-like fossils from the early precambrian of South Africa. PubMed, National Library of Medicine, National Center for Biotechnology Information, 1967 Apr 28;156(3774):508-12 [176].
  267. ↑ Barghoorn, E.S., Schopf, J.W. (1966). Microorganisms three billion years old from the precambrian of South Africa. PubMed, National Library of Medicine, National Center for Biotechnology Information, 1966 May 6;152(3723):758-63 [177].
  268. ↑ Shatsky, V.S, Ragozin, A.L., Qin Wang, Wu, M. (2022). Evidence of Eoarchean crust beneath the Yakutian kimberlite province in the Siberian craton, Precambrian Research Volume 369, February 2022, 106512 [178].
  269. ↑ Sun, K., Zhang, L., Zhao, Z., He, F., He, S., WU, X., Qiu, L. & Ren, X. (2018). Episodic crustal growth in the Tanzania Craton: evidence from Nd isotope compositions. China Geology, Volume 1, Issue 2, June 2018, Pages 210-224 [179].
  270. ↑ Anorogenische of anhydrische granitische gesteenten worden gekenmerkt door een laag gehalte aan water en de afwezigheid van orogenetische of intermediaire tektonische structuur.
  271. ↑ Sugitani, K., Grey, K., Allwood, A., Nagaoka, T., Mimura, K., Minami, M., Marshall, C.P., Van Kranendonk, M.J., Walter, M.R. (2007). Diverse microstructures from Archaean chert from the Mount Goldsworthy–Mount Grant area, Pilbara Craton, Western Australia: microfossils, dubiofossil, or pseudofossils. Precambrian Res. 158, 228–262 [180].
  272. ↑ Sugitania, K., Grey, K., Nagaoka, T., Mimura, K., Walter, R.M. (2009). Taxonomy and biogenicity of Archaean spheroidal microfossils (ca. 3.0 Ga) from the Mount Goldsworthy–Mount Grant area in the northeastern Pilbara Craton, Western Australia. Precambrian Research Volume 173, Issues 1–4, September 2009, Pages 50-59 [181].
  273. ↑ 'Verkiezeling' is het resultaat van silica-neerslag afkomstig van bijvoorbeeld een silicieuze vloeistof uit een hydrothermale bron dat in organische resten dringt tijdens het fossilisatieproces.
  274. ↑ 'Synsedimentair' betekent 'tijdens de sedimentatie'.
  275. ↑ 'Amorfe koolstof' is vrije, reactieve koolstof zonder kristallijne structuur.
  276. ↑ a b c d e In geochemie, paleoklimatologie en paleoceanografie is δ¹³C ('Delta-C-13') een isotopensignatuur, een maat voor de verhouding van stabiele isotopen ¹³C: ¹²C, uitgedrukt in delen per duizend.
  277. ↑ Simkin, T., Tilling, R.I., Vogt, P.R., Kirby, S.H., Kimberly, P. and Stewart, D.B.(2006). This dynamic Planet. World map of volcanoes, earthquakes, impact craters, and plate tectonics. Smithsonian Institution, U.S. Geological Survey, U.S. Naval Research Laboratory, Institute of Earth Sciences Jaume Almera, Spanish National Research Council [182][183].
  278. ↑ Schofield, D.I., Thomas, R.J., Goodenoug, K.M., De Waele, B., Pitfield, P.E.J., Key, R.M., Bauer, W., Walsh, G.J., Lidke, D.J., Ralison, A.V., Rabarimanana, M., Rafahatelo, J.M., Randriamananjarae, T. (2010). Geological evolution of the Antongil Craton, NE Madagascar. Precambrian Research, Volume 182, Issue 3, 1 October 2010, pp. 187-203 [184].
  279. ↑ Eriksson, P.G., Banerjee, S., Nelson, D.R., Rigby, M.J., Catuneanu, O., Sarkar, S., Roberts, J., Ruban, D., Mtmkulu, M.N., Sunder Raju, P.V. (2009). A Kaapval craton debate: Nucleus of an early small supercontinent or affected by an enhanced accretion event ? Gondwana Research 15, 354–372.
  280. ↑ Rogers, J.J.W., Santosh, M. (2003). Supercontinents in earth’s history. Gondwana Research 6, 357–368.
  281. ↑ Mahapatro, S.N., Pant, N., Bhowmik, S.K., Tripathy, A.K., Nanda, J. (2012). Archaean granulite facies metamorphism at the Singhbhum Craton-Eastern Ghats Mobile Belt interface: Implication for the Ur supercontinent assembly. March 2012, Geological Journal [185].
  282. ↑ Een 'platform' is in de geologie een continentaal gebied dat wordt bedekt door relatief vlakke of licht gekantelde, voornamelijk sedimentaire lagen boven geconsolideerde (verharde) stollingsgesteenten of metamorfe gesteenten (keldergesteenten) van een eerdere vervorming. Platforms, schilden en de keldergesteenten vormen samen kratons.
  283. ↑ Saha, L., Pant, N.C., Pati, J.K., Upadhyay, D., Berndt, J., Bhattacharya, A., Satynarayanan, M. (2011). NeoArchaean high‐pressure margarite–phengitic muscovite–chlorite corona mantled corundum in quartz‐freehigh‐Mg, Al phlogopite–chlorite schists from the Bundelkhand craton, North Central India. Contributions to Mineralogy and Petrology 116,511–530.
  284. ↑ a b c d Kopp, R.E., Kirschvink, J.L., Hilburn, I.A., Nash, C.Z. (2005). The Paleoproterozoic snowball Earth: A climate disaster triggered by the evolution of oxygenic photosynthesis. PNAS, August 1, 2005,| 102 (32) 11131-11136 [186].
  285. ↑ 35th International Geological Congress, 27 August-4 September 2016, Cape Town, South Africa: SOUTH AFRICA: THE PONGOLA SUPERGROUP [187].
  286. ↑ Met mudrock wordt een klasse fijnkorrelige siliciclastische sedimentaire gesteenten bedoeld zoals kleisteen, moddersteen (mudstone), siltsteen, schalie en leisteen. De meeste samenstellende partikels van mudrock zijn kleiner dan 1⁄16 mm. De verschillende mudrocksoorten lijken op elkaar, maar er zijn belangrijke verschillen in samenstelling en nomenclatuur.
  287. ↑ von Brunn, V., Gold, D.J.C. (1993). Diamictite in the Archaean Pongola sequence of southern Africa. Journal of African Earth Sciences (and the Middle East) Volume 16, Issue 3, April 1993, Pages 367-374 [188].
  288. ↑ Zerkle, A., Izon, G.J. & Claire, M. (2016). State of the Haze: The Causes and Consequences of a Hydrocarbon-rich Neoarchean Atmosphere. American Geophysical Union, Fall Meeting 2016, abstract #PP21D-03 [189].
  289. ↑ Vanderhaeghe, O. & Duchêne, S. (2010). Crustal-scale mass transfer, geotherm and topography atconvergent plate boundaries. Terra Nova, 22, 315–323, 2010 [190].
  290. ↑ 'Hooggradig' (Engels: high-grade) betekent aan grote druk en hoge temperaturen onderworpen geweest zijn.
  291. ↑ Monecke, T., Mercier-Langevin, P., Dubé, B., Frieman, B.M. (2017). Archean Base and Precious Metal Deposits, Southern Abitibi Greenstone Belt, Canada. Society of Economic Geologists, Inc., volume 19 [191].
  292. ↑ Thurston, P.C., Ayer, J.A., Goutier, J. and Hamilton, M.A. (2008). Depositional Gaps in Abitibi Greenstone Belt Stratigraphy: A Key to Exploration for Syngenetic Mineralization. Society of Economic Geologists, Inc. Economic Geology, v. 103, pp. 1097–1134 [192].
  293. ↑ 'Metallogenese' betreft de vorming van verschillende metaalertsen.
  294. ↑ 'Transversaal' betekent een richting hebbend loodrecht op een andere richting, of die andere richting onder een bijna rechte hoek snijdend.
  295. ↑ 'Syngenetisch' betekent gelijktijdig gevormd met het omringende nevengesteente. Bv.: syngenetische ertsafzettingen.
  296. ↑ Ludden, J.N. (1985). Volcanic environments of ore formation in the late Archaean Abitibi greenstone belt of Canada. Geol. Soc. Am., Abstr. Programs; (United States). Journal Volume: 17; Conference: 98. annual meeting of the Geological Society of America, Orlando, FL, USA, 28 Oct 1985 [193].
  297. ↑ 'Bitumen' is hoofdzakelijk een secundair product ontstaan uit de biologische afbraak van kerogeen tijdens diagenese. Geochemici definiëren kerogeen als de massafractie van organische materie dat in sedimentaire gesteenten bewaard gebleven is (Tissot & Welte, 1984. Petroleum Formation and Occurrence. Second ed. Springer, Berlin, 699 p.). Kerogeen is afgeleid van de afbraak en diagenese van oorspronkelijke plantaardige en dierlijke materie.
  298. ↑ Brocks, J.J., Buick, R., Summons, R.E. & Logan, G.A. (2003). A reconstruction of Archean biological diversity based on molecular fossils from the 2.78 to 2.45 billion-year-old Mount Bruce Supergroup, Hamersley Basin, Western Australia, Geochimica et Cosmochimica Acta, Volume 67, Issue 22, pages 4321-4335