Superkontynent - Supercontinent

Mimo że zgodnie ze współczesnymi definicjami superkontynenty dzisiaj nie istnieją, obecny ląd Afro-Eurazji obejmuje około 57% powierzchni lądowej Ziemi.

W geologii , o superkontynent jest montaż większości lub wszystkich Ziemia „s continental bloki lub cratons tworząc jeden duży ląd. Jednak niektórzy naukowcy zajmujący się Ziemią używają innej definicji, „grupy dawniej rozproszonych kontynentów”, która pozostawia miejsce na interpretację i jest łatwiejsza do zastosowania w czasach prekambryjskich, chociaż co najmniej około 75% istniejącej wówczas skorupy kontynentalnej zostało zaproponowane jako ograniczyć się do oddzielenia superkontynentów od innych grup.

W przeszłości geologicznej superkontynenty wielokrotnie gromadziły się i rozpraszały (patrz tabela). Według współczesnych definicji superkontynent dziś nie istnieje; najbliższy superkontynentowi jest obecny ląd afro-eurazjatycki , który obejmuje ok. 2 tys. 57% całkowitej powierzchni lądowej Ziemi. Superkontynent Pangea to zbiorowa nazwa opisująca wszystkie lądy kontynentalne, kiedy ostatnio znajdowały się blisko siebie. Położenie kontynentów zostało dokładnie określone aż do wczesnej jury , na krótko przed rozpadem Pangei (patrz animowany obraz). Wcześniejszy kontynent Gondwana nie jest uważany za superkontynent zgodnie z pierwszą definicją, ponieważ masy lądowe Baltica , Laurentia i Syberia były w tym czasie oddzielne.

Superkontynenty w historii geologicznej

Poniższa tabela zawiera nazwy zrekonstruowanych starożytnych superkontynentów, używając luźniejszej definicji Bradleya z 2011 r., z przybliżoną skalą czasową sprzed milionów lat (Ma).

Nazwa superkontynentu Wiek (Ma) Okres/zakres ery Komentarz
Vaalbara 3,636–2,803 Eoarchean-Mesoarchean Określany również jako superkraton lub po prostu kontynent
Ur 2803–2408 Mesoarchean-Siderian Opisywany zarówno jako kontynent, jak i superkontynent
Kenorland 2720–2114 Neoarchejsko-Riacki Alternatywnie kontynenty mogły uformować się w dwie grupy Superia i Sclavia
Arktyka 2 114–1995 Rhyacian-Orosirian Nie ogólnie uważany za superkontynent, w zależności od definicji
Atlantyk 1991–1124 Orosirian-Stenian Nie ogólnie uważany za superkontynent, w zależności od definicji
Kolumbia (Nuna) 1820–1350 Orosirian-ektazjański
Rodinia 1,130–750 stenian-tonański
Pannotia 633-573 Ediacaran
Gondwana 550–175 Ediacaran-jurajski Z karbonu, utworzona część Pangei, nie zawsze uważana za superkontynent
Pangea 336–175 karbon-jura

Ogólna chronologia

Istnieją dwa przeciwstawne modele ewolucji superkontynentu w czasie geologicznym. Pierwszy model zakłada, że ​​istniały co najmniej dwa oddzielne superkontynenty obejmujące Vaalbarę (od ~3636 do 2803 mln lat temu ) i Kenorland (od ~2720 do 2450 mln lat temu ). Neoarchaik superkontynent składał Superia i Sclavia. Te części ery neoarchijnej załamały się około 2480 i 2312 milionów lat temu, a ich części zderzyły się później, tworząc Nuna (Europa Północna Ameryka Północna) ( ~1820 milionów lat temu ). Nuna nadal rozwijała się w okresie mezoproterozoiku , głównie przez boczne narastanie łuków młodocianych, aw ~1000 Ma Nuna zderzyła się z innymi masami lądowymi, tworząc Rodinię . Między ~825 a 750 Ma Rodinia rozpadła się. Jednak przed całkowitym rozpadem, niektóre fragmenty Rodinii połączyły się, tworząc Gondwanę (znaną również jako Gondwanaland) przez ~608 mln lat . Pangea utworzona przez ~336 Ma w wyniku zderzenia Gondwany, Laurazji ( Laurentia i Baltica ) oraz Syberii.

Drugi model (Kenorland-Arctica) oparty jest zarówno na dowodach paleomagnetycznych, jak i geologicznych i sugeruje, że skorupa kontynentalna składała się z jednego superkontynentu od ~2,72 Ga do rozpadu w okresie ediakarskim po ~0,573 Ga . Rekonstrukcji wywodzi się z obserwacji, że słupy paleomagnetycznych zbieżne pozycji quasi-statyczne dla długich przerwach ~ 2.72-2.115, 1.35-1.13 i 0.75-0.573 Ga z tylko małymi modyfikacjami obwodowych do odbudowy. W międzyczasie bieguny dostosowują się do jednolitej, pozornej ścieżki wędrówki polarnej. Chociaż kontrastuje z pierwszym modelem, pierwsza faza (Protopangea) zasadniczo zawiera Vaalbarę i Kenorland z pierwszego modelu. Wyjaśnienie przedłużonego czasu trwania superkontynentu Protopangea-Paleopangea wydaje się być takie, że tektonika pokrywy (porównywalna z tektoniką działającą na Marsie i Wenus) dominowała w czasach prekambryjskich . Zgodnie z tą teorią, tektonika płyt widoczna na współczesnej Ziemi stała się dominująca dopiero w drugiej połowie czasów geologicznych. To podejście było szeroko krytykowane przez wielu badaczy, ponieważ wykorzystuje nieprawidłowe zastosowanie danych paleomagnetycznych.

Fanerozoiku superkontynent Pangea zaczęła się zerwać 215 Ma i nadal robi tak dzisiaj. Ponieważ Pangea jest najnowszym superkontynentem na Ziemi, jest najbardziej znana i rozumiana. Do popularności Pangaei w klasie przyczynia się fakt, że jej rekonstrukcja jest prawie tak prosta, jak dopasowanie obecnych kontynentów graniczących z oceanami typu Atlantyckiego jak puzzle.

Cykle superkontynentalne

Cykl superkontynent jest rozpad jednego superkontynentu i rozwój drugiego, który odbywa się w skali globalnej. Cykle superkontynentalne to nie to samo, co cykl Wilsona , który jest otwieraniem i zamykaniem pojedynczego basenu oceanicznego. Cykl Wilsona rzadko synchronizuje się z czasem cyklu superkontynentalnego. Jednak cykle superkontynentalne i cykle Wilsona były zaangażowane w powstanie Pangei i Rodinii.

Świeckie trendy takie jak karbonatytach , granulites , eclogites i pasów greenstone wydarzeń odkształcenia są wszystkie możliwe wskaźniki prekambryjskiego superkontynentu cykliczności, chociaż Protopangea- Paleopangea rozwiązanie zakłada, że styl fanerozoiku od cykl superkontynentalny nie działają w tych czasach. Zdarzają się również przypadki, w których te świeckie trendy mają słaby, nierówny lub nieobecny ślad w cyklu superkontynentalnym; świeckie metody rekonstrukcji superkontynentów dadzą wyniki, które mają tylko jedno wyjaśnienie, a każde wyjaśnienie trendu musi pasować do reszty.

Superkontynenty i wulkanizm

Gdy płyta jest subdukowana do płaszcza, gęstszy materiał odłamie się i opadnie na niższy płaszcz, tworząc nieciągłość w innym miejscu znaną jako lawina płyty
Skutki pióropuszy płaszcza prawdopodobnie spowodowane przez lawiny płytowe w innym miejscu dolnego płaszcza na rozpad i montaż superkontynentów

Uważa się, że przyczyną gromadzenia się i rozprzestrzeniania superkontynentów są procesy konwekcyjne w płaszczu Ziemi . Około 660 km w głąb płaszcza występuje nieciągłość, która wpływa na powierzchnię skorupy poprzez procesy takie jak pióropusze i superpióropusze ( znane również jako duże prowincje o niskiej prędkości ścinania ). Kiedy płyta subdukowanej skorupy jest gęstsza niż otaczający ją płaszcz, opada do nieciągłości. Gdy płyty się ułożą, zatopią się do dolnego płaszcza w tak zwanym „lawinie płytowej”. To przemieszczenie na nieciągłości spowoduje, że dolny płaszcz skompensuje się i uniesie w innym miejscu. Płaszcz wznoszący się może tworzyć pióropusz lub superpióropusz.

Poza tym, że ma wpływ kompozycyjny na górny płaszcz poprzez uzupełnianie elementów litofilnych z dużymi jonami , wulkanizm wpływa na ruch płyt. Płyty zostaną przesunięte w kierunku dołu geoidalnego, być może tam, gdzie wystąpiła lawina z płyty, i zostaną odepchnięte od wysokości geoidalnej, co może być spowodowane przez pióropusze lub superpióropusze. To powoduje, że kontynenty łączą się, tworząc superkontynenty i najwyraźniej był to proces, który spowodował agregację wczesnej skorupy kontynentalnej w Protopangea. Rozproszenie superkontynentów jest spowodowane akumulacją ciepła pod skorupą z powodu wznoszenia się bardzo dużych komórek konwekcyjnych lub pióropuszy, a masowe wydzielanie ciepła spowodowało ostateczny rozpad Paleopangei. Akrecja występuje na geoidach niżej, co może być spowodowane przez płyty lawinowe lub opadające odnogi komórek konwekcyjnych. Dowody akrecji i dyspersji superkontynentów są widoczne w geologicznym zapisie skalnym.

Wpływ znanych erupcji wulkanicznych nie jest porównywalny z wpływami bazaltów powodziowych . Moment pojawienia się bazaltów powodziowych odpowiadał załamaniu się kontynentu na dużą skalę. Jednak ze względu na brak danych na temat czasu potrzebnego do wytworzenia bazaltów powodziowych, oddziaływanie klimatyczne jest trudne do oszacowania. Czas pojedynczego wypływu lawy również jest nieokreślony. Są to ważne czynniki określające wpływ bazaltów powodziowych na paleoklimat .

Superkontynenty i tektonika płyt

Globalna paleogeografia i interakcje płyt już od czasów Pangei są dziś stosunkowo dobrze poznane. Jednak w historii geologicznej dowody stają się coraz rzadsze. Morskie anomalie magnetyczne , pasywne zestawienia brzegów , geologiczna interpretacja pasów górotwórczych , paleomagnetyzm, paleobiogeografia skamieniałości i rozmieszczenie warstw wrażliwych na klimat to metody pozwalające uzyskać dowody na lokalizację kontynentów i wskaźniki środowiska na przestrzeni czasu.

Fanerozoik (541 Ma do chwili obecnej) i prekambr (od 4,6 Ga do 541 Ma ) miały przede wszystkim pasywne brzegi i detrytyczne cyrkony (i granity orogeniczne ), podczas gdy pangea zawierała niewiele. Pasujące krawędzie kontynentów tworzą marginesy pasywne. Krawędzie tych kontynentów mogą pękać . W tym momencie siłą napędową staje się rozprzestrzenianie się dna morskiego . Marginesy pasywne rodzą się zatem podczas rozpadu superkontynentów i umierają podczas montażu superkontynentów. Cykl superkontynentu Pangaei jest dobrym przykładem efektywności wykorzystania obecności lub braku tych istot do rejestrowania rozwoju, okresu i rozpadu superkontynentów. W czasie zgromadzenia Pangaei nastąpił gwałtowny spadek marginesów pasywnych między 500 a 350 Ma . Kadencja Pangei charakteryzuje się niewielką liczbą marginesów pasywnych w okresie od 336 do 275 mln lat, a jej rozpad jest dokładnie wskazywany przez wzrost marginesów pasywnych.

Pasy orogeniczne mogą tworzyć się podczas montażu kontynentów i superkontynentów. Pasy orogeniczne obecne na blokach kontynentalnych są podzielone na trzy różne kategorie i mają znaczenie dla interpretacji ciał geologicznych. Międzykratonowe pasy orogeniczne są charakterystyczne dla zamknięcia basenów oceanicznych. Wyraźne wskaźniki aktywności wewnątrzkratonowej zawierają ofiolity i inne materiały oceaniczne obecne w strefie szwu. Wewnątrzkratonowe pasy orogeniczne występują jako pasy oporowe i nie zawierają żadnego materiału oceanicznego. Jednak brak ofiolitów nie jest mocnym dowodem na istnienie pasów wewnątrzkratonowych, ponieważ materiał oceaniczny może zostać wyciśnięty i erodowany w środowisku wewnątrzkratonowym. Trzecim rodzajem pasa orogenicznego jest zamknięty pas orogeniczny, który jest zamknięciem małych zbiorników. Montaż superkontynentu musiałby pokazywać wewnątrzkratonowe pasy orogeniczne. Jednak interpretacja pasów orogenicznych może być trudna.

Zderzenie Gondwany i Laurazji nastąpiło w późnym paleozoiku . Przez to zderzenie powstało pasmo górskie Variscan , wzdłuż równika. To pasmo górskie o długości 6000 km jest zwykle określane w dwóch częściach: pasmo górskie Hercyna z późnego karbonu stanowi część wschodnią, a część zachodnia nazywana jest Appalachami , wypiętrzonymi we wczesnym permie . (Istnienie płaskiego wyniesionego płaskowyżu, podobnego do Płaskowyżu Tybetańskiego, jest przedmiotem wielu dyskusji.) Lokalizacja pasma waryscyjskiego sprawiła, że ​​wywarł on wpływ zarówno na półkuli północnej, jak i południowej. Wzniesienie Appalachów miałoby ogromny wpływ na globalną cyrkulację atmosferyczną.

Klimat superkontynentalny

Kontynenty drastycznie wpływają na klimat planety, przy czym superkontynenty mają większy i bardziej dominujący wpływ. Kontynenty modyfikują globalne wzorce wiatrów, kontrolują ścieżki prądów oceanicznych i mają wyższe albedo niż oceany. Wiatry są przekierowywane przez góry, a różnice w albedo powodują zmiany wiatrów na lądzie. Wyższe wzniesienie we wnętrzach kontynentalnych powoduje chłodniejszy, suchszy klimat, zjawisko kontynentalizmu . Widać to dzisiaj w Eurazji , a zapisy skalne wskazują na kontynentalizm w środku Pangei.

Lodowaty

Termin epoka lodowcowa odnosi się do długiego epizodu zlodowacenia na Ziemi trwającego miliony lat. Lodowce mają duży wpływ na klimat, zwłaszcza poprzez zmianę poziomu morza . Zmiany położenia i wysokości kontynentów, paleogeograficzna i cyrkulacja oceaniczna wpływają na epoki lodowcowe. Istnieje związek między rozpadem i rozpadem kontynentów, superkontynentów i epok lodowcowych. Zgodnie z pierwszym modelem dla superkontynentów prekambryjskich opisanym powyżej rozpad Kenorlandu i Rodinii był związany odpowiednio z epokami lodowcowymi paleoproterozoiku i neoproterozoiku . Natomiast drugie rozwiązanie opisane powyżej pokazuje, że zlodowacenia te były skorelowane z okresami niskiej prędkości kontynentalnej i można wnioskować, że spadek aktywności tektonicznej i odpowiadającej jej aktywności wulkanicznej był odpowiedzialny za te przedziały globalnej oziębłości. Podczas akumulacji superkontynentów z okresami regionalnego wypiętrzenia, epoki lodowcowe wydają się być rzadkie i nie ma na to dowodów. Jednak brak dowodów nie pozwala na stwierdzenie, że epoki lodowcowe nie są związane z kolizyjnym montażem superkontynentów. To może po prostu reprezentować błąd zachowania.

W późnym ordowiku (~458,4 mln lat temu) szczególna konfiguracja Gondwany mogła umożliwić jednoczesne występowanie zlodowacenia i wysokiego poziomu CO 2 . Jednak niektórzy geolodzy nie zgadzają się z tym i uważają, że w tym czasie nastąpił wzrost temperatury. Silny wpływ na ten wzrost mógł mieć ruch Gondwany przez biegun południowy, co mogło zapobiec długotrwałemu gromadzeniu się śniegu. Chociaż temperatury późnego ordowiku na biegunie południowym mogły sięgnąć zera, od wczesnego syluru (~443,8 mln) do późnego Missisipi (~330,9 mln) nie było pokrywy lodowej . Można zgodzić się z teorią, że śnieg kontynentalny może wystąpić, gdy krawędź kontynentu znajduje się w pobliżu bieguna. Dlatego Gondwana, chociaż położona stycznie do bieguna południowego, mogła doświadczyć zlodowacenia wzdłuż swojego wybrzeża.

Opad atmosferyczny

Chociaż tempo opadów podczas cyrkulacji monsunowych jest trudne do przewidzenia, istnieją dowody na istnienie dużej bariery orograficznej we wnętrzu Pangei w późnym paleozoiku (~251.902 mln lat temu). Możliwość występowania trendów w kierunku południowo-wschodnim Appalachów-Hercynów sprawia, że ​​cyrkulacje monsunowe w regionie są potencjalnie powiązane z dzisiejszymi cyrkulacjami monsunowymi otaczającymi Wyżynę Tybetańską, co ma pozytywny wpływ na wielkość okresów monsunowych w Eurazji. W związku z tym można oczekiwać, że niższa topografia w innych regionach superkontynentu w okresie jurajskim miałaby negatywny wpływ na zmiany opadów. Rozpad superkontynentów mógł wpłynąć na lokalne opady. Kiedy jakikolwiek superkontynent rozpadnie się, nastąpi wzrost spływu opadów atmosferycznych na powierzchnię lądu, zwiększając wietrzenie krzemianów i zużycie CO 2 .

Temperatura

Chociaż podczas archaiku promieniowanie słoneczne zostało zredukowane o 30 procent, a granica kambr - prekambr o sześć procent, Ziemia doświadczyła tylko trzech epok lodowcowych w całym prekambrze. Błędne wnioski są bardziej prawdopodobne, gdy modele są ograniczone do jednej konfiguracji klimatycznej (która jest zwykle dzisiejsza).

Mroźne zimy we wnętrzach kontynentów są spowodowane stosunkiem współczynnika chłodzenia radiacyjnego (większego) i transportu ciepła z obrzeży kontynentów. Aby podnieść temperatury zimą we wnętrzach kontynentów, tempo transportu ciepła musi wzrosnąć, aby stać się większe niż tempo chłodzenia radiacyjnego. Dzięki modelom klimatycznym zmiany zawartości CO 2 w atmosferze i transportu ciepła przez oceany nie są porównywalnie skuteczne.

Modele CO 2 sugerują, że wartości były niskie w zlodowaceniach późnego kenozoiku i karbońsko - permskiego . Chociaż wartości wczesnego paleozoiku są znacznie większe (o ponad dziesięć procent wyższe niż dzisiejsze). Może to wynikać z wysokiego tempa rozprzestrzeniania się dna morskiego po rozpadzie superkontynentów prekambryjskich oraz braku roślinności lądowej jako pochłaniacza dwutlenku węgla .

Oczekuje się, że w późnym permie sezonowe temperatury pangejskie znacznie się różniły. Latem w strefie podzwrotnikowej temperatury były wyższe niż obecnie aż o 6–10 stopni, a zimą na średnich szerokościach geograficznych nie przekraczało -30 stopni Celsjusza. Na te sezonowe zmiany w superkontynencie wpłynęły duże rozmiary Pangei. I tak jak dzisiaj, regiony przybrzeżne doświadczyły znacznie mniejszej zmienności.

W okresie jurajskim temperatury latem nie rosły powyżej zera stopni Celsjusza wzdłuż północnego obrzeża Laurazji , która była najbardziej wysuniętą na północ częścią Pangei (najbardziej wysuniętą na południe częścią Pangei była Gondwana). Ice-rafted dropstones pochodzące z Rosji są wskaźnikami tej północnej granicy. Uważa się, że jury było o około 10 stopni Celsjusza cieplejsze na obszarze 90 stopni długości geograficznej wschodniej w porównaniu z obecną temperaturą dzisiejszej środkowej Eurazji.

Cykle Milankovitch

Wiele badań nad fluktuacjami Milankovitcha w okresach superkontynentalnych koncentrowało się na środkowej kredzie . Obecne amplitudy cykli Milankovitcha w dzisiejszej Eurazji mogą być odzwierciedlone zarówno na południowej, jak i północnej półkuli superkontynentu Pangea. Modelowanie klimatu pokazuje, że wahania letnie wahały się od 14 do 16 stopni Celsjusza na Pangei, co jest podobne lub nieco wyższe niż letnie temperatury w Eurazji w plejstocenie . Oczekuje się, że cykle Milankovitcha o największej amplitudzie miały miejsce na średnich i wysokich szerokościach geograficznych w triasie i jurze.

Pełnomocnicy

U-Pb w wieku 5246 zgodnych cyrkonii detrytycznych z 40 głównych rzek Ziemi

Granity i detrytyczne cyrkonie mają szczególnie podobny i epizodyczny wygląd w zapisie skalnym. Ich wahania korelują z cyklami prekambryjskiego superkontynentu. W U Pb daty cyrkonu z orogenicznych granity są jednymi z najbardziej wiarygodnych determinant starzenia. Istnieją pewne problemy z poleganiem na cyrkonach pochodzących z granitu, takie jak brak równomiernie pozyskiwanych danych z całego świata i utrata cyrkonii granitowej przez pokrycie osadów lub zużycie plutoniczne . Tam, gdzie granitowe cyrkonie są mniej odpowiednie, pojawiają się detrytyczne cyrkonie z piaskowców i uzupełniają luki. Te szczątkowe cyrkonie pochodzą z piasków głównych współczesnych rzek i ich zlewni. Oceaniczne anomalie magnetyczne i dane paleomagnetyczne są głównymi zasobami wykorzystywanymi do rekonstrukcji lokalizacji kontynentów i superkontynentów z powrotem do około 150 milionów lat temu.

Superkontynenty i gazy atmosferyczne

Tektonika płyt i skład chemiczny atmosfery (w szczególności gazy cieplarniane ) to dwa najbardziej dominujące czynniki występujące w geologicznej skali czasu . Dryf kontynentalny wpływa zarówno na zimne, jak i ciepłe epizody klimatyczne. Na cyrkulację atmosferyczną i klimat duży wpływ ma położenie i ukształtowanie się kontynentów i megakontynentów. W związku z tym dryf kontynentalny wpływa na średnią temperaturę globalną.

Poziomy tlenu w Archaean Eon były znikome i dziś wynoszą około 21 procent. Uważa się, że zawartość tlenu na Ziemi rosła etapami: sześć lub siedem kroków, które są ściśle zsynchronizowane z rozwojem ziemskich superkontynentów.

  1. Kontynenty zderzają się
  2. Forma Supergóry
  3. Erozja super gór
  4. Duże ilości minerałów i składników odżywczych wypłukują do otwartego oceanu
  5. Eksplozja życia alg morskich (częściowo pozyskiwana z zauważonych składników odżywczych)
  6. Masowe ilości tlenu wytwarzanego podczas fotosyntezy

Uważa się, że proces wzrostu zawartości tlenu atmosferycznego na Ziemi rozpoczął się od zderzenia kontynent-kontynent ogromnych mas lądowych tworzących superkontynenty, a zatem prawdopodobnie superkontynentalne pasma górskie (super góry). Te supergóry uległyby erozji, a masowe ilości składników odżywczych, w tym żelaza i fosforu , wypłynęłyby do oceanów, tak jak widzimy to dzisiaj. Oceany byłyby wtedy bogate w składniki odżywcze niezbędne dla organizmów fotosyntetycznych, które byłyby w stanie oddychać masowymi ilościami tlenu. Istnieje wyraźny bezpośredni związek między orogenezą a zawartością tlenu atmosferycznego. Istnieją również dowody na zwiększoną sedymentację w czasie tych zdarzeń masowego natleniania, co oznacza, że w tamtych czasach węgiel organiczny i piryt były bardziej prawdopodobnie zakopane pod osadami, a zatem niezdolne do reakcji z wolnym tlenem. To podtrzymywało wzrost tlenu atmosferycznego.

W tym czasie przy 2,65 Ga nastąpił wzrost frakcjonowania izotopów molibdenu . To było tymczasowe, ale wspiera wzrost tlenu atmosferycznego, ponieważ izotopy molibdenu wymagają wolnego tlenu do frakcjonowania. Między 2,45 a 2,32 Ga wystąpił drugi okres natleniania, nazwany „wielkim wydarzeniem natleniania”. Wiele dowodów potwierdza istnienie tego zdarzenia, w tym pojawienie się czerwonych pokładów 2,3 Ga (co oznacza, że ​​Fe 3+ był produkowany i stał się ważnym składnikiem gleby). Trzeci etap natleniania około 1,8 Ga jest wskazywany przez zanik formacji żelaza . Badania izotopowe neodymu sugerują, że formacje żelaza pochodzą zwykle ze źródeł kontynentalnych, co oznacza, że ​​rozpuszczone Fe i Fe 2+ musiały być transportowane podczas erozji kontynentalnej. Wzrost tlenu atmosferycznego uniemożliwia transport Fe, więc brak formacji żelaza mógł być spowodowany wzrostem ilości tlenu. Czwarte zdarzenie natleniania, w przybliżeniu 0,6 Ga, opiera się na modelowanych ilościach izotopów siarki z morskich siarczanów związanych z węglanami . Sugerowany przez te modele wzrost (niemal dwukrotne stężenie) izotopów siarki wymagałby zwiększenia zawartości tlenu w głębokich oceanach. Między 650 a 550 mln lat miały miejsce trzykrotne wzrosty poziomu tlenu w oceanach, okres ten jest piątym etapem natleniania. Jednym z powodów wskazujących, że okres ten jest zdarzeniem natleniania, jest wzrost zawartości molibdenu wrażliwego na redoks w czarnych łupkach . Szóste zdarzenie miało miejsce między 360 a 260 Ma i zostało zidentyfikowane przez modele sugerujące przesunięcia w równowadze 34 S w siarczanach i 13 C w węglanach , na które silny wpływ miał wzrost zawartości tlenu atmosferycznego.

Zobacz też

Bibliografia

Dalsza lektura

  • Nield, Ted, Superkontynent: dziesięć miliardów lat w życiu naszej planety , Harvard University Press, 2009, ISBN  978-0674032453

Zewnętrzne linki