Geocronologia pré-cambriana

Paleoclima

Evolução da atmosfera e do oceano

Durante o longo curso do tempo pré-cambriano, as condições climáticas da Terra mudaram consideravelmente. Evidências disso podem ser vistas no registro sedimentar, que documenta mudanças consideráveis ​​na composição da atmosfera e dos oceanos ao longo do tempo.

Oxigenação da atmosfera

A Terra quase certamente possuía uma atmosfera redutora antes de 2,5 bilhões de anos atrás. A radiação do Sol produzia compostos orgânicos a partir de gases redutores - metano (CH ₄) e amônia (NH ₃). Os minerais uraninita (UO ₂) e pirita (FeS ₂) são facilmente destruídos em uma atmosfera oxidante; a confirmação de uma atmosfera redutora é fornecida por grãos não oxidados desses minerais em sedimentos com 3,0 bilhões de anos de idade. No entanto, a presença de muitos tipos de microfósseis filamentosos datados de 3,45 bilhões de anos atrás, nos queridinhos da região de Pilbara, sugere que a fotossíntese começou a liberar oxigênio na atmosfera naquele tempo. A presença de moléculas fósseis nas paredes celulares de algas verde-azuladas (cianobactérias) de 2,5 bilhões de anos estabelece a existência de organismos raros produtores de oxigênio naquele período.

Os oceanos do Arquean Eon (4,0 a 2,5 bilhões de anos atrás) continham muito ferro ferroso derivado de um vulcão (Fe ²⁺), que foi depositado como hematita (Fe ₂ O ₃) nos BIFs. O oxigênio que combinava o ferro ferroso era fornecido como um produto residual do metabolismo das cianobactérias. Uma grande explosão na deposição de BIFs de 3,1 bilhões para 2,5 bilhões de anos atrás - chegando a cerca de 2,7 bilhões de anos atrás - limpou os oceanos do ferro ferroso. Isso permitiu que o nível de oxigênio atmosférico aumentasse consideravelmente. Na época do aparecimento generalizado de eucariotos há 1,8 bilhão de anos atrás, a concentração de oxigênio havia subido para 10% do atual nível atmosférico (PAL). Essas concentrações relativamente altas foram suficientes para ocorrer o desgaste oxidativo, como evidenciado por solos fósseis ricos em hematita (paleossolos) e leitos vermelhos (arenitos com grãos de quartzo revestidos com hematita). Um segundo pico principal, que elevou os níveis de oxigênio atmosférico para 50% de PAL, foi atingido em 600 milhões de anos atrás. Foi denotado pela primeira aparição da vida animal (metazoários) que requer oxigênio suficiente para a produção de colágeno e a subsequente formação de esqueletos. Além disso, na estratosfera durante o Pré-Cambriano, o oxigênio livre começou a formar uma camada de ozônio (O ₃), que atualmente atua como um escudo protetor contra os raios ultravioletas do Sol.

Desenvolvimento do oceano

A origem dos oceanos da Terra ocorreu antes da das rochas sedimentares mais antigas. Os sedimentos de 3,85 bilhões de anos em Isua, no oeste da Groenlândia, contêm BIFs depositados na água. Esses sedimentos, que incluem grãos de zircão detrítico desgastados que indicam transporte de água, são intercalados com lavas basálticas com estruturas de travesseiro que se formam quando as lavas são extrudadas sob a água. A estabilidade da água líquida (isto é, sua presença contínua na Terra) implica que as temperaturas da água do mar na superfície foram semelhantes às do presente.

As diferenças na composição química das rochas sedimentares arqueanas e proterozóicas apontam para dois mecanismos diferentes para controlar a composição da água do mar entre as duas eras pré-cambrianas. Durante o arqueano, a composição da água do mar foi influenciada principalmente pelo bombeamento de água através da crosta oceânica basáltica, como ocorre hoje em centros de expansão oceânica. Em contraste, durante o Proterozóico, o fator de controle foi a descarga de rios nas margens continentais estáveis, que se desenvolveram após 2,5 bilhões de anos atrás. Os oceanos atuais mantêm seus níveis de salinidade através do equilíbrio entre os sais liberados pelo escoamento de água doce dos continentes e a deposição de minerais da água do mar.

Condições climáticas

Um fator importante que controlou o clima durante o Pré-Cambriano foi o arranjo tectônico dos continentes. Em épocas de formação de supercontinentes (em 2,5 bilhões, 2,1 a 1,8 bilhões e 1,0 bilhões a 900 milhões de anos atrás), o número total de vulcões era limitado; havia poucos arcos de ilhas (longas cadeias de ilhas curvas associadas a intensa atividade vulcânica e sísmica), e o comprimento total dos cumes de expansão oceânica era relativamente curto. Essa escassez relativa de vulcões resultou em baixas emissões de dióxido de carbono dos gases de efeito estufa (CO ₂). Isso contribuiu para baixas temperaturas da superfície e extensas glaciações. Por outro lado, em épocas de ruptura continental, que levaram a taxas máximas de expansão e subdivisão do fundo do mar (de 2,3 a 1,8 bilhão, 1,7 a 1,2 bilhão e 800 a 500 milhões de anos atrás), houve altas emissões de CO ₂ de numerosos vulcões em cordilheiras oceânicas e arcos de ilhas. O efeito estufa atmosférico foi aprimorado, aquecendo a superfície da Terra e a glaciação estava ausente. Estas últimas condições também se aplicavam ao Eixo Arqueano antes da formação dos continentes.

Temperatura e precipitação

A descoberta de sedimentos marinhos de 3,85 bilhões de anos e lavas de travesseiros na Groenlândia indica a existência de água líquida e implica uma temperatura da superfície acima de 0 ° C (32 ° F) durante a parte inicial do tempo pré-cambriano. A presença de estromatólitos de 3,5 bilhões de anos na Austrália sugere uma temperatura superficial de cerca de 7 ° C (45 ° F). Condições extremas de estufa no arqueano causadas por níveis atmosféricos elevados de dióxido de carbono do intenso vulcanismo (efusão de lava de fissuras submarinas) mantiveram as temperaturas da superfície altas o suficiente para a evolução da vida. Eles neutralizaram a luminosidade solar reduzida (taxa de produção total de energia do Sol), que variou de 70 a 80% do valor atual. Sem essas condições extremas de estufa, a água líquida não teria ocorrido na superfície da Terra.

Por outro lado, é muito difícil encontrar evidências diretas de precipitação no registro geológico. Algumas evidências limitadas foram fornecidas por poços de chuva bem preservados em rochas de 1,8 bilhões de anos no sudoeste da Groenlândia.