La era Proterozoica es la era de la vida temprana. Comenzó hace 2600 ± 100 millones, duración 2000 millones de años.
En los depósitos del Proterozoico ya encontramos rastros de gusanos rastreros, huellas de celentéreos, agujas de esponja y caparazones de protozoos, criaturas biológicamente bastante complejas. El proceso evolutivo va de organismos simples a complejos. En consecuencia, la aparición de criaturas proterozoicas fue imposible sin un largo proceso evolutivo, que se originó a partir de trozos de citoplasma que aparecieron en los mares arcaicos.
La shungita, un material similar al carbón, se encontró en depósitos del Proterozoico. Esto indica la aparición en la era Proterozoica de plantas, a partir de cuyos restos se formó el carbón. Los depósitos de mármol sugieren que en el Proterozoico vivieron animales con conchas calcáreas. Con el tiempo, las calizas formadas a partir de los depósitos de estas conchas se convirtieron en mármol.
Los primeros grupos de criaturas actualmente conocidos en los mares del Proterozoico fueron, aparentemente, flagelados, ubicados en la frontera entre el mundo vegetal y animal. De ellos surgieron algas, setas y todos los grupos del mundo animal.
En la era Proterozoica, los primeros organismos multicelulares evolucionaron a partir de organismos unicelulares coloniales, cuyas células comenzaron a realizar diversas funciones. Eran esponjas, arqueociatos (animales parecidos a esponjas). La vida en aquella época estaba estrechamente relacionada con el mar. No había organismos en la tierra, excepto quizás bacterias, que pudieran adaptarse a una amplia variedad de condiciones. Pero sólo se puede adivinar qué eran las bacterias arcaicas o proterozoicas.
Las rocas proterozoicas contienen depósitos del mar, la tierra, los ríos, las montañas, los desiertos y los glaciares. En consecuencia, el clima del Proterozoico era bastante diverso. Los sedimentos marinos están cubiertos por sedimentos volcánicos, que también están cubiertos por sedimentos marinos. De esto podemos concluir que los períodos de desarrollo tranquilo de la corteza terrestre del Proterozoico fueron reemplazados por violentos procesos de formación de montañas.
Muchos minerales están asociados con depósitos proterozoicos: minerales de hierro, mármol, grafito, mineral de níquel, piezocuarzo, caolín, oro, mica, talco, molibdeno, cobre, bismuto, tungsteno, cobalto, minerales radiactivos y piedras preciosas. En el sur de Ucrania en ese momento había un mar poco profundo, rodeado por todos lados por cadenas montañosas. Las montañas fueron erosionadas y los productos de la meteorización se depositaron en el fondo del mar. Al final del Proterozoico, gracias a los procesos de formación de montañas, surgieron montañas en lugar del mar y los depósitos sedimentarios se metamorfosearon. Así se formó el yacimiento de mineral de hierro de la cuenca de Krivoy Rog. La duración de la era Proterozoica es de 2 mil millones de años.
Hace unos 2 mil millones de años, todo literalmente se volvió del revés. Hasta ese momento, la atmósfera estaba libre de oxígeno y este gas se acumulaba únicamente en las cavidades-bolsas de los plexos microbianos. Con el establecimiento de una atmósfera de oxígeno, las comunidades bacterianas “se cosieron” en bolsas libres de oxígeno donde se descomponía la materia orgánica. Sin embargo, la columna de agua del océano podía permanecer libre de oxígeno durante mucho tiempo y en el fondo se depositaban limos negros y olorosos, como en el Mar Negro.
Cerca de este límite, comienzan a aparecer restos de eucariotas en el registro fósil. Los eucariotas son organismos que tienen un núcleo (almacenamiento de genes), orgánulos celulares complejos (órganos celulares peculiares) y un método más avanzado de reproducción sexual, cuando el material hereditario se concentra en cromosomas pares divergentes.
Se han encontrado cintas curvas y ligeramente retorcidas de hasta medio metro de largo en rocas de América del Norte de aproximadamente 2.100 millones de años. Lo más probable es que fueran algas. Es posible que existieran eucariotas más pequeños un poco antes, pero es completamente imposible reconocerlos entre otros restos fósiles. Pero cualquier cosa con un diámetro superior a 0,75 mm (el tamaño más grande de las bacterias modernas) probablemente no fuera bacteria.
Los eucariotas no pudieron evitar aparecer. La ya estable comunidad microbiana, cada miembro de la cual era responsable de un área de trabajo estrictamente definida, se distinguió por su integridad. Es posible que un mayor fortalecimiento de las conexiones entre sus miembros condujera a la aparición de eucariotas. Los orgánulos individuales de los eucariotas son muy similares a los de algunas bacterias. Las mitocondrias (del gr. “hilo” y “grano”), que proporcionan energía a la célula, están cerca de las eubacterias violetas sin azufre. Por tanto, todos los eucariotas respiran oxígeno.
Los cloroplastos (del gr. “bulto verde”) se parecen a las cianobacterias y a las bacterias verdes. Las algas y plantas superiores que los poseen se convirtieron en fotosintéticas. Sin embargo, todavía no se ha superado la alienación total. Para evitar que suceda algo, los cloroplastos están envueltos en varias membranas.
Los flagelos, con la ayuda de los cuales se mueven los eucariotas unicelulares, podrían haber surgido de la captura de espiroquetas o espiroplasmas (bacterias retorcidas capaces de realizar movimientos de rotación). Si en los organismos unicelulares los flagelos son el mecanismo de propulsión (a veces los órganos de captura), entonces es difícil imaginar la vida de los organismos multicelulares sin ellos. Sobre la base del flagelo se han desarrollado todos los órganos sensoriales y de transmisión de información: pelos del gusto y del olfato, órganos del equilibrio y haces de nervios....
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Organismos animales. A finales del Proterozoico, hace 900-1000 millones de años, surgieron los primeros animales multicelulares. En las capas inferiores del océano vivían antiguas plantas y animales multicelulares. La mayoría de los animales del Proterozoico tardío estaban representados por formas multicelulares. El fin del Proterozoico se llama la "era de las medusas". Surgen los anélidos, de los que se originaron los moluscos y artrópodos. Durante el Proterozoico, el dominio de los organismos prenucleares (procariotas) fue reemplazado por el dominio de los organismos nucleares (eucariotas). Las formas multicelulares reemplazaron a las formas unicelulares y coloniales. La vida se ha convertido en un factor geológico. Los organismos vivos, al cambiar la forma y composición de la corteza terrestre, formaron la biosfera de la Tierra y, como resultado de la fotosíntesis, la composición de la atmósfera cambió. La acumulación de oxígeno en la atmósfera contribuyó al surgimiento y desarrollo de organismos superiores: los animales; Se supone que a finales del Proterozoico surgieron todos los grupos de animales, excepto los vertebrados.
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Conclusión: Durante el Proterozoico, el dominio de los procariotas fue reemplazado por el dominio de los eucariotas. Las formas multicelulares reemplazaron a las formas unicelulares y coloniales. La vida se ha convertido en un factor geológico. Los organismos vivos cambiaron la forma y composición de la corteza terrestre, formando su capa superior: la biosfera. Como resultado de la fotosíntesis, la composición de la atmósfera cambió. La acumulación de oxígeno en la atmósfera contribuyó al desarrollo de organismos animales heterótrofos superiores.
Como ya se mencionó, todas las plataformas y escudos actualmente conocidos se formaron en el Proterozoico. A mediados del Proterozoico, las antiguas plataformas se unieron en un supercontinente, Megagaia. En Riphean, todas las plataformas del hemisferio sur se unieron en un solo continente, Gondwana, y las plataformas del hemisferio norte (norteamericana, de Europa del Este, siberiana, china) formaron el continente de Laurasia.
Las áreas de la plataforma durante mucho tiempo conservaron una alta movilidad tectónica y su relieve permaneció bastante contrastante y dinámico. Los procesos de erosión, transporte y acumulación de sedimentos se produjeron con bastante intensidad. En las zonas elevadas niveladas, bajo la influencia de procesos exógenos, surgieron costras de meteorización bastante poderosas, lo que se explica por la existencia de altas temperaturas, grandes cantidades de humedad y oxígeno libre en la atmósfera.
Gracias a la actividad de las algas en el Proterozoico, la atmósfera y la hidrosfera se enriquecieron con oxígeno libre y surgió una pantalla de ozono que protegía a la Tierra de las duras radiaciones. El alto contenido de dióxido de carbono en la atmósfera influyó en la formación del régimen de invernadero en la superficie terrestre. El clima, como en la actualidad, estaba determinado principalmente por la radiación solar. El aumento de la superficie de los continentes provocó la división del clima en marino y continental.
Junto con los indicadores de condiciones húmedas y cálidas en la era Proterozoica, existen indicadores de tipos de clima áridos e incluso fríos. Los pocos datos fácticos disponibles nos permiten creer que las épocas de predominio de un clima árido en ciertos períodos de tiempo fueron reemplazadas por otras húmedas.
Cabe destacar la presencia de formaciones glaciares típicas, las tilitas, entre los estratos del Proterozoico. Tienen todas las características de las morrenas modernas y se encuentran junto con indicadores innegables de actividad del hielo como lechos pulidos, "rocas rizadas", "frentes de carnero", cantos rodados erráticos, vetas glaciales, etc.
Las formaciones más antiguas que se asemejan a las illitas se encuentran entre los estratos arcaicos dentro del Escudo Canadiense y en la parte suroeste de Australia. Sin embargo, aún no se han descubierto rastros fiables de una posible glaciación de una edad tan antigua.
Una de las primeras glaciaciones de la historia de la Tierra ocurrió hace unos 2.500 millones de años en el Proterozoico. Se han encontrado rastros de esta glaciación en Sudáfrica. Están representados por sedimentos altamente procesados de glaciares de montaña. Uno de los glaciares más grandes se encontraba en Canadá.
Los depósitos glaciares más jóvenes tienen entre 700 y 800 millones de años. En África Ecuatorial, se descubrieron dos horizontes glaciales a finales del Rife. La glaciación, cuya edad se estima en 740-780 millones de años, cubrió el territorio de Angola, Zambia, Namibia y Sudáfrica. Las formaciones glaciares de Australia, distribuidas desde el sur hasta el noroeste de este continente, tienen una edad similar.
También se han encontrado Tillites en Europa, pero son más jóvenes. Su edad es de 650 a 670 millones de años. Las Tillites de África occidental, Australia, China meridional y central son similares en edad. Esto sugiere que al final del Riphean se establecieron condiciones bastante frías en la Tierra y vastas áreas quedaron cubiertas por gruesos estratos glaciales.
A partir de la aparición de paquetes de rocas sedimentarias intercaladas con illitas, se puede suponer que las épocas glaciales fueron reemplazadas repetidamente por interglaciares y, por tanto, a este respecto prácticamente no existen diferencias entre las glaciaciones Cuaternaria, Proterozoica Inferior y, especialmente, Vendiana. . En consecuencia, los horizontes glaciales del Proterozoico deberían haberse formado como resultado de la acción de fundamentalmente los mismos procesos geológicos que las morrenas y los depósitos genéticamente relacionados durante la glaciación del Cuaternario.
Entonces, en el Proterozoico hubo glaciaciones, pero durante la mayor parte de este tiempo la Tierra estuvo bastante caliente. En el Riphean se encuentran pruebas de un clima cálido y árido. Se trata de areniscas carbonatadas continentales rojas con grietas de desecación, estratos de dunas, ondulaciones del viento y rastros de erosión eólica en las superficies del lecho. Junto a ellos, se encuentran estratos formados en condiciones de abundante humedad: varios depósitos aluviales (llanuras aluviales, deltaicas) con estratificación cruzada característica, arcillas caolinitas, arenas de cuarzo, etc.
A pesar de la diferenciación climática, especialmente al final del Proterozoico, hay que admitir que en comparación con la era moderna en la Tierra en aquellos tiempos lejanos, el clima era más monótono. Esto se explica por el pequeño espesor de la atmósfera, su alto contenido en dióxido de carbono y la gran superficie de océanos y mares. El régimen de invernadero determinó la existencia de temperaturas medias anuales elevadas. En el Riphean tardío, las temperaturas medias anuales, a juzgar por la naturaleza de la acumulación de carbonatos (abundancia de formaciones de arrecifes), el desarrollo generalizado de cortezas erosionadas, organismos peculiares, así como los datos sobre la determinación de los valores absolutos de temperatura mediante paleotermometría de isótopos y magnesio. , eran bastante altos. Según la proporción de isótopos de oxígeno pesados y ligeros en las rocas silíceas y carbonatadas del Proterozoico, la temperatura media de la superficie terrestre era de 50 a 60°C, y luego descendió a 40°C.
Los procesos cada vez mayores de fotosíntesis han llevado a un enriquecimiento significativo de la atmósfera y la hidrosfera con oxígeno libre. Esto, a su vez, afectó no sólo al desarrollo de los procesos biológicos, sino también a los procesos de meteorización y sedimentación. El volumen de formación de mineral de hierro está disminuyendo y los lugares de su formación se están desplazando gradualmente hacia zonas costeras e incluso continentales. La aparición de oxígeno atmosférico provocó la transición de estos compuestos a formas de óxido y limitó drásticamente la capacidad de migración del hierro y el manganeso. Las áreas de formación de dolomita disminuyeron gradualmente y, al final del Proterozoico, se trasladaron a áreas con un clima muy seco.
El reino vegetal del Riphean estaba dominado por algas (principalmente azul verdosas). El reino animal era mucho menos abundante, pero se caracterizaba por una diversidad bastante significativa en términos sistemáticos.
El grupo de organismos más numeroso en todo el Proterozoico fueron las bacterias, que participaron activamente en los procesos de descomposición, oxidación e incluso acumulación de diversas sustancias. La participación activa de las bacterias en la formación rocosa contribuyó a la amplia distribución de diversas rocas ferruginosas, incluidos minerales de hierro sedimentarios, lutitas de grafito y rocas con alto contenido de carbono y alúmina. Probablemente, los microorganismos desempeñaron un papel importante en los procesos de erosión de las rocas.
Durante la era Proterozoica, se desarrollaron los principales grupos de algas, desde las primitivas verdes azules hasta las más organizadas. Desempeñaron un papel destacado en la eliminación gradual de dióxido de carbono de la atmósfera y el aumento del oxígeno libre. Su papel formador de rocas es importante, especialmente en el Rife, cuando estaban muy extendidas una variedad de calizas de algas y dolomías. De los depósitos de Rife se conocen numerosos estromatolitos, oncolitos y catágrafos, nódulos calcáreos y de dolomita que surgieron como resultado de la actividad de las algas.
Los estromatolitos son concreciones estratificadas de diferentes tamaños en forma de crecimientos, con forma de barra y de columna. Los oncolitos son formaciones nodulares concéntricas y los catágrafos son concreciones de forma irregular sin capas en forma de grumos. La estructura concéntrica de estromatolitos y oncolitos probablemente se debe al desarrollo estacional de algas, similar a los anillos de crecimiento de los árboles modernos de zonas templadas. Se depositó cal alrededor de los hilos y células de las colonias.
Hasta hace poco, la vida en el Precámbrico sólo podía juzgarse por los restos de diversas algas, hongos y bacterias. Las tendencias bioquímicas y paleontológicas surgidas en los últimos años han permitido descubrir numerosos restos de organismos en rocas precámbricas. En los complejos más jóvenes de las formaciones Riphean se descubrieron restos de los animales multicelulares más antiguos. La singularidad de esta fauna radica en que, aunque tenía una diversidad significativa, estaba representada por organismos que carecían por completo de formaciones esqueléticas minerales.
Actualmente, la fauna no esquelética del Precámbrico tardío se ha descubierto en la región de Ediacara en el sur de Australia (por lo tanto, toda la fauna antigua a menudo se llama Ediacara), en Gran Bretaña, en el suroeste de África y Terranova, en la URSS - Podolsk Transnistria. y Carelia.
La fauna de Ediacara estaba formada principalmente por celentéreos: medusas, gusanos, artrópodos y organismos cuya posición sistemática aún no está clara. Jugó un papel importante en el desarrollo del mundo orgánico, siendo el antecesor de la fauna esquelética, aunque todavía no tuvo una continuación directa e inmediata en la era Paleozoica. Según muchos investigadores, la fauna de Ediacara fue probablemente una rama secundaria de la evolución de los organismos.
El paleontólogo soviético M.A. Fedonkin descubrió una gran cantidad de fauna no esquelética vendiana en las orillas del Mar Blanco. Estos organismos están representados por formas bentónicas (inferiores) y que nadan libremente, cuyo tamaño varía desde unos pocos milímetros hasta 30 cm.
Una de las características de la fauna vendiana es la presencia de restos fósiles entre formas multicelulares que se asemejan a las larvas de los invertebrados modernos. En los estratos de las rocas de Vendia se encontraron restos muy similares a las larvas de trilobites y equinodermos, pero todos ellos de mayor tamaño que los encontrados en sedimentos más jóvenes.
El mundo orgánico del Proterozoico se desarrolló principalmente en un ambiente marino. La ausencia de un esqueleto duro en los organismos del Proterozoico tardío puede haber sido causada por el alto contenido de dióxido de carbono en la atmósfera y la hidrosfera. Esto provocó un fuerte aumento de la solubilidad de la cal y dificultó su extracción del agua.
Los paisajes proterozoicos, especialmente en la época rifeña, están más diferenciados que los arcaicos. Aunque la saturación de los paisajes con organismos aumentó, el poder de la biosfera siguió siendo pequeño y no estaba muy extendido. La tierra era biológicamente un desierto.
Así, las condiciones paleogeográficas del Proterozoico, incluso para las etapas finales del Riphean y Vendian, aparecen en términos bastante generales. Al final del Proterozoico, el contenido de oxígeno en la atmósfera aumentó y ascendió al 1-2%, se formó una pantalla de ozono que redujo significativamente la fuerte radiación ultravioleta, la salinidad de las aguas del océano aumentó considerablemente y surgió la zonificación climática.
Proterozoico
Información general y división.
Proterozoico, la era proterozoica (del griego πρότερος (proteros) - antes y ζωή (zoe) - vida) es un eón geológico que dura unos 2 mil millones de años, después del Arcaico y precede al Paleozoico. Se estima que el límite inferior del Proterozoico fue hace 2.500 millones de años. Para el superior: 542 ± 1 millón de años.
Según conceptos modernos, el Proterozoico se divide en 3 períodos: Paleoproterozoico, Mesoproterozoico y Neoproterozoico. Anteriormente, el Proterozoico se dividía en inferior, medio y superior (Rifeo). Esta división hoy se considera obsoleta.
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División proterozoica |
Fin de divisiones (Ma) |
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Proterozoico |
Neoproterozoico |
Ediacara |
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criogenia |
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tony |
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mesoproterozoico |
estenio |
1000 |
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Éxtasis |
1200 |
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Kalimio |
1400 |
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paleoproterozoico |
Estaterio |
1600 |
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orosirio |
1800 |
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Riasiy |
2050 |
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Siderio |
2300 |
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La división del Proterozoico en períodos separados no es accidental y se basa en estudios estratigráficos. Así, el Paleoproterozoico es el momento en que el oxígeno alcanza el "punto Pasteur", el 1% de su contenido en la atmósfera moderna. Este evento ocurrió hace 2 mil millones de años y se llama catástrofe del oxígeno. Los científicos creen que esta concentración de oxígeno es suficiente para garantizar el funcionamiento sostenible de los organismos aeróbicos unicelulares, es decir, Organismos que requieren oxígeno molecular libre para mantener sus funciones vitales. A diferencia de los organismos aeróbicos, los organismos anaeróbicos, cuya diversidad era significativamente mayor en ese momento, en su mayoría se han extinguido. Para ellos, el oxígeno molecular era destructivo.
Además de la catástrofe del oxígeno, la primera estabilización de los continentes se produjo en la era Paleoproterozoica.
Después del Paleoproterozoico Mesoproterozoico es el momento de formación del supercontinente Rodinia.
Finalmente, el último de los períodos Proterozoico, el Neoproterozoico, se caracteriza por el colapso de Rodinia y una glaciación a gran escala que cubrió casi toda la superficie terrestre. Además, a este intervalo de tiempo pertenecen los restos fósiles más antiguos de animales, lo que está asociado a la formación de su duro esqueleto.
Tectónica
Durante la era Proterozoica, la formación de núcleos continentales tuvo lugar a partir de fragmentos de los protocontinentes más antiguos: los cratones. En particular, durante el Paleoproterozoico, se formaron partes importantes de los escudos de la India, el norte de China y América del Sur. Entonces el núcleo más antiguo de América del Sur es el llamado. Cratón amazónico, ocupa casi toda la parte norte y central de Brasil con áreas adyacentes de Venezuela, Guyana y Surinam. Al este del cratón amazónico, en la mitad oriental de la Amazonia, se encuentran fragmentos de un escudo de la época Arcaica.
El núcleo de la parte continental de Europa también se formó durante la era Proterozoica, uniendo tres cratones en un solo continente, el Báltico: Fennoscandia, que ocupa el territorio del escudo báltico, formado en la época arcaica, el Volga-Ural (Volga Cuenca fluvial) y Sármata, en el territorio de Ucrania, Moldavia y las partes adyacentes de Rumania. La unificación de los tres cratones descritos terminó a finales del Paleoproterozoico, hace 1.600 millones de años.
El núcleo continental de la India, formado como resultado de la combinación de cuatro cratones, también es de origen proterozoico.
A lo largo del Paleoproterozoico, así como durante la era Arcaica, se produjo una intensa actividad volcánica, principalmente en la superficie terrestre, y no bajo el agua, como en eras geológicas anteriores. Esto se debió a una distribución más amplia de los continentes, que a su vez fue provocada por la acumulación de importantes masas de corteza de tipo continental.
El período de la era Proterozoica posterior al Paleoproterozoico, el Mesoproterozoico, se caracteriza por la formación del primer supercontinente de la historia de la Tierra, Rodinia, como lo demuestran las coincidencias en los bordes de las placas litosféricas de América del Norte y la Antártida. Este evento ocurrió hace 1150 millones de años. Rodinia, como creen algunos científicos, no fue el primer supercontinente en la historia de la Tierra, aunque aún no se ha encontrado evidencia confiable de tal afirmación.
Hace 900 millones de años Rodinia comenzó a dividirse. Como resultado de la división, se formaron al menos 8 grandes fragmentos o continentes.
Durante la era Proterozoica, ocurrieron varias eras de tectogénesis (plegamiento). Así, hace unos 2 mil millones de años, terminó la era de Carelia Temprana (Escudo Báltico) o Eburneana (África Occidental), que duró 250 millones de años, que, junto con la posterior era de Carelia Tardía (Hudsoniana para el Escudo Canadiense y Mayombiana para África) , que duró hace unos 1.700 millones de años, jugó un papel decisivo en la formación de los cimientos de todas las plataformas antiguas. Las épocas tectonomagmáticas en el rango de 1700 a 1400 millones de años (por ejemplo, la era Laxford en Escocia, alrededor de 1400 millones de años) se han establecido sólo en continentes individuales.
La época de ectasia-estenia gótica (Escudo Báltico) o Elson (Escudo Canadiense) tiene un significado planetario, pero se expresó no tanto en el plegamiento de formaciones geosinclinales como en el metamorfismo repetido y la granitización de zonas individuales dentro de los cimientos de plataformas antiguas. . La siguiente época, el Dalslandiano (Escudo Báltico), Grenville (Escudo Canadiense) o Satpuriano (Indostano), en el límite de ectasia y estenia, fue la primera época importante de plegamiento de los cinturones geosinclinales de América del Sur y las Indias Occidentales.
Finalmente, el plegamiento del Baikal, que ocurrió durante el Tónico y precedió a la época tectónica del Caledonia del Paleozoico temprano, está asociado con el Proterozoico. El término "plegamiento del Baikal" fue propuesto en 1932 por N.S. Shatsky. La duración del plegamiento se tomó inicialmente desde la finalización de la formación del levantamiento del Escudo Báltico (1200 millones de años) hasta el Cámbrico Inferior o, en algunos lugares, incluso hasta el Cámbrico Medio (500 millones de años). Después de un estudio detallado de la estructura geológica del sur de Escandinavia, quedó claro que en este período de la historia de la Tierra no hubo una, sino dos eras: la Dalslandic (o Baikalian temprano) y la Baikalian (o Baikalian tardío) con el límite entre ellos a 900 millones de años. Las áreas típicas de desarrollo de formaciones geosinclinales formadas como resultado del plegamiento del Baikal (Baikalids) son los sistemas plegados del marco sur de la Plataforma Siberiana. Los Baikalids forman los núcleos antiguos de muchos macizos plegados del Paleozoico de los Urales, Taimyr, Kazajstán, Tien Shan, probablemente áreas importantes del basamento de la llanura de Siberia Occidental, etc. La presencia de antiguos macizos del plegamiento del Baikal, en un grado o otro regenerado por movimientos tectónicos alpinos, se ha establecido en el Cáucaso, en Afganistán, Irán y Turquía. Las estructuras de la misma edad que los Baikalides están ampliamente desarrolladas en todos los continentes. El plan estructural de la Tierra, creado durante el plegamiento del Baikal, predeterminó la ubicación de los principales elementos estructurales de la Tierra a lo largo de su historia posterior.
En Europa occidental (Francia), un análogo del plegamiento de Baikal es el plegamiento de Cadomian o Assynt. En la India, los primeros Baikalids (Dalslandids) corresponden al pliegue Singbumerinaura, Musgravidae, en Australia y América del Norte, al complejo Grenville, en América del Sur, al complejo Minas. Dentro de muchas plataformas antiguas, la era tectónica del Baikal fue una época de formación de antiguos surcos tectónicos (aulacógenos), que estaban llenos de poderosas masas de rocas sedimentarias y sedimentarias-vulcanógenas que formaban los horizontes inferiores de las cubiertas de estas plataformas.
Se establecieron aulacógenos similares mediante perforaciones e investigaciones geofísicas en las partes profundas de las plataformas de Europa del Este y Siberia (Pachelmsky, Moscú, Rusia Central, etc.).
Las antiguas plataformas del sur de la Tierra durante el período de plegamiento del Baikal experimentaron procesos de magmatismo y metamorfismo.
Hidrosfera y atmósfera. Clima
Al comienzo del Proterozoico, la masa de agua en la hidrosfera de la Tierra aumentó tanto que los protoocéanos individuales comenzaron a fusionarse en un solo Océano Mundial y su superficie cubrió el nivel medio de las zonas de ruptura en las crestas de las dorsales oceánicas. En este primer límite tectono-geoquímico, debido a la penetración del agua del océano en las zonas de rift, el grado de hidratación de la corteza oceánica del Proterozoico temprano comenzó a aumentar considerablemente. Durante unos 600 millones de años, la corteza oceánica estuvo completamente saturada de agua, y hace unos 2 mil millones de años, la superficie del océano ya había logrado "separarse" de las crestas de las dorsales oceánicas y comenzó a elevarse nuevamente.
Un fuerte aumento en el grado de hidratación de la corteza oceánica en el Proterozoico temprano fue acompañado por un aumento igualmente fuerte en la absorción de dióxido de carbono con la formación de carbonatos. Como resultado, a principios del Proterozoico Temprano, la presión parcial de dióxido de carbono en la atmósfera terrestre llegó a ser incluso algo menor que la actual.
A pesar de la fuerte disminución de la concentración de dióxido de carbono en la atmósfera del Proterozoico temprano, el contenido de oxígeno en ella seguía siendo bajo: sólo el 1% del nivel actual. Esto se debió al hecho de que en el manto del Proterozoico temprano todavía se conservaba entre un 4 y un 6% del hierro metálico, que seguía desempeñando el papel de un potente absorbente de oxígeno. En este caso, la reacción de oxidación del hierro aparentemente se produjo en dos etapas. Inicialmente, el hierro metálico, que ingresó a las zonas de rift junto con las rocas calientes del manto, se oxidó a un estado divalente y, después de la eliminación de los hidróxidos de hierro divalentes solubles en agua al océano abierto, se oxidó a un estado trivalente por el oxígeno producido a partir de algas y bacterias oxidantes del hierro. Hierro férrico, insoluble en agua, precipitado y acumulado junto con la sílice en yacimientos de mineral de hierro.
Así, a finales del Proterozoico Temprano, hace unos 2,10,9 años, la atmósfera terrestre estaba compuesta principalmente únicamente de nitrógeno con pequeñas adiciones de vapor de agua, argón, centésimas de porcentaje de dióxido de carbono y oxígeno. Por cierto, esta fecha es el momento del comienzo de la primera "crisis de la contaminación": la contaminación por oxígeno de la atmósfera. En menos de 200 millones de años, su contenido en la atmósfera proterozoica aumentó 15 veces, alcanzando el 15% del nivel actual. Los principales proveedores de oxígeno atmosférico fueron las plantas y bacterias fotosintéticas, que surgieron en la era Arcaica.
Junto con un cambio en la composición cuantitativa de la atmósfera y una disminución en la presión parcial de dióxido de carbono a principios del Proterozoico, el clima de la Tierra comenzó a cambiar. En primer lugar, disminuyó el efecto invernadero, lo que redujo significativamente la temperatura de la superficie terrestre. Al mismo tiempo, la luminosidad del Sol seguía siendo aproximadamente un 10% menor que la actual. El resultado de todos estos factores fue el inicio de la primera edad de hielo en la historia de la Tierra hace unos 2,5 10 9 años, pero aún no se han encontrado pruebas fiables de su existencia.
Después de 1.700 millones de años, en la criogenia comenzó otra edad de hielo, según muchos científicos, la más grande en la historia de la Tierra. En aquella época, casi todo el planeta estaba cubierto de hielo (teoría de la Tierra Bola de Nieve) y las temperaturas en el ecuador eran similares a las de la Antártida moderna. La evidencia de la expansión del hielo sobre un vasto territorio fue la presencia de depósitos glaciares (tilitas) en muchos lugares. Se encuentran en África Ecuatorial, Australia, los Urales, Tien Shan, la Plataforma de Europa del Este (Bielorrusia), Escandinavia (Noruega), Groenlandia y las Montañas Rocosas.
La principal causa de la Edad del Hielo Criogénica fue la misma que la causa de la Primera Edad del Hielo: una disminución de la concentración de dióxido de carbono, o dióxido de carbono, en la atmósfera.
Entonces, ¿por qué la Edad de Hielo del Proterozoico Superior fue mucho más poderosa? Esto fue facilitado por la ubicación de los continentes durante la criogenia muy cerca del ecuador. El hecho es que cuando la Tierra se enfría, por alguna razón, la reacción de extracción de dióxido de carbono de la atmósfera se ralentiza, evitando así un mayor enfriamiento. Pero la ubicación de los continentes en latitudes tropicales no permitió que la tasa de eliminación de dióxido de carbono disminuyera, como resultado de lo cual los glaciares avanzaron hacia el ecuador y la alta reflectividad del hielo contribuyó a un mayor enfriamiento.
La Edad de Hielo Criogénica terminó hace aproximadamente 635 millones de años, y de forma muy repentina. Durante el tiempo que la Tierra estuvo cubierta por una capa de hielo de varios metros, en su atmósfera, gracias a las explosiones volcánicas, la cantidad de dióxido de carbono aumentó gradualmente, porque el mecanismo para su eliminación ya no funcionaba. El dióxido de carbono, que alcanzó un nivel 350 veces superior al actual, como uno de los gases de efecto invernadero más importantes, contribuyó al calentamiento de la atmósfera y al proceso posterior de limpieza de superficies de hielo cada vez mayores: primero en el ecuador y luego en las zonas más altas. latitudes.
El derretimiento del hielo, como resultado del cual muchos nutrientes ingresaron al agua, así como la desaparición casi completa del hierro metálico del manto, contribuyeron a un rápido aumento de la presión parcial de oxígeno: en primer lugar, hubo un crecimiento explosivo en poblaciones de cianobiontes y, en segundo lugar, el mecanismo de unión del oxígeno atmosférico dejó de funcionar con hierro. Hubo un aumento en la biodiversidad, sobre la base del cual anteriormente se distinguió incluso un período especial de la era Proterozoica, el Vendiano.
Flora y fauna
En el cambio del Arcaico y el Proterozoico, la transición de la composición atmosférica de dióxido de carbono químicamente activo a neutral, por supuesto, debería haber afectado la organización de la vida terrestre.
Aparentemente, fue este evento el que impulsó el surgimiento de formas eucariotas fundamentalmente nuevas de organismos unicelulares y algas con un núcleo claramente separado y otros orgánulos. Entre estos eucariotas se encontraban representantes de 3 reinos: hongos, plantas y animales, cuya diversidad aumentó especialmente en la segunda mitad del Proterozoico, hace 1700-542 millones de años (anteriormente, este período se llamaba Riphean). Al comienzo de este período aparecieron las plantas unicelulares, luego, hace unos mil millones de años, las plantas multicelulares (algas verdes y rojas) y los animales unicelulares, y finalmente, hace 700 millones de años, los primeros representantes de los animales multicelulares. apareció.
Los registros más antiguos de metazoos parecen ser Charnia y Charnodiscus de la secuencia del bosque Charnwood en Gran Bretaña. Se descubrió una rica fauna neoproterozoica en la región de Ediacara en el sur de Australia, donde se encontraron alrededor de 1.600 especímenes de animales, según cuyo estudio los geólogos australianos M. Glesner y M. Wade describieron unas 30 especies. Más del 60% de la colección de la zona pertenece a celentéreos. Particularmente numerosas son las medusas (Beltanella, Medusinites, Cyclomedusa) y las formas problemáticas cercanas a las plumas marinas modernas (Rangea, Arborea). Existe una gran variedad de anélidos (5 especies de gusanos poliquetos del género Spriggina, Dickinsonia). Además de ellos, hay artrópodos (Precambridium) y animales de posición sistemática poco clara (Tribrachidium).
Diversidad de fauna de la zona, incl. Nuevas especies animales, previamente desconocidas para la ciencia, permitieron a los científicos llamarlo Ediacara, en honor al lugar del descubrimiento. Posteriormente, se encontraron representantes de la fauna de Ediacara en muchos lugares del mundo, incluidas América del Norte y del Sur, África y Terranova. En la CEI, las colecciones más ricas de animales multicelulares de esta fauna se obtuvieron en Transnistria y en la costa estival del Mar Blanco (Península de Onega), donde se conocen medusas (Cyclomedusa plana, Pteridinium Dickinsonia) y otras formas. En los pozos de la Plataforma de Europa del Este, aproximadamente en los mismos horizontes, se encontraron las peculiares Vendia sokolovi y Beltanelliformis brunsae. Hay hallazgos individuales de representantes de la fauna de Ediacara en diferentes regiones de Siberia.
Así, los representantes de la fauna de Ediacara estaban muy extendidos por toda la Tierra, es decir, el desarrollo de animales multicelulares de cuerpo blando que no tienen esqueleto mineral, como cnidarios, anélidos y platelmintos, artrópodos y equinodermos, fue planetario. La actividad vital de los animales de la era Proterozoica se manifestó en forma de huellas de gatear, comer tierra, cavar madrigueras y huellas. Particularmente impresionantes son los microfósiles que tienen paredes de origen orgánico. Estos microfósiles están representados no solo por bacterias, cianobiontes, animales invertebrados y algas filamentosas, sino, aparentemente, también por esporas de musgo. Si esto es así, entonces las primeras plantas terrestres podrían haber sido musgos del Proterozoico superior.
Y por supuesto, estaban muy extendidas las calizas estromatolíticas o estromatolitos, formadas por cianobiontes en simbiosis con bacterias, que se convirtieron en los primeros constructores de arrecifes en la historia de la Tierra. Las estructuras estromatolíticas de muchos géneros, como Kussiella, Baicalia, Conophyton, Gymnosolen, Boxonia, Linella, eran comunes en mares poco profundos de todo el mundo, pero hace aproximadamente 700 millones de años su diversidad comenzó a disminuir drásticamente. Según una teoría, esto fue facilitado por los herbívoros eucariotas, cuya actividad marcó el comienzo de la biomineralización del sílice.
Los microfitolitos, que son diversas concreciones y coágulos organógenos asociados con rocas carbonatadas (Vesicularitas, Osagia, etc.), son importantes para la división del Meso y Neoproterozoico. También en los sedimentos hay acritarcos, pequeños cuerpos de origen vegetal de 20 a 50 micrones de tamaño, que antes se confundían con esporas y tienen un cierto significado estratigráfico. Los más grandes (2-3 mm) fueron descritos como Chuaria wimani Brotzen.
Minerales
Los depósitos marinos y continentales del Meso y Neoproterozoico están muy extendidos en todos los continentes. Las plataformas durante este período ocuparon un área ligeramente más pequeña que en el Paleozoico, especialmente en el hemisferio sur. Representaban un terreno llano en el que se producía la erosión de rocas del Proterozoico Inferior sobre grandes superficies compuestas por gneises y granitos. Productos de destrucción de rocas acumulados en comederos; Así se formaron estratos de cuarzo y areniscas arcósicas en las plataformas de Europa del Este, América del Norte y otras. En las depresiones exteriores de los sistemas geosinclinales, junto con rocas arenosas, se depositaron estratos arcillosos, rocas carbonatadas con estromatolitos y, en algunos casos, flysch, por ejemplo en Tien Shan.
Al final de la era Proterozoica, en relación con la era del plegamiento del Baikal, la melaza se depositó en amplias áreas (Urales, Cordillera del Yenisei, Sayán oriental, región del Baikal, Montañas escandinavas, Montañas Rocosas).
Los depósitos de mineral de hierro (Urales del sur, Yenisei Ridge, Tien Shan) y fosforitas (Siberia occidental, región de Baikal) se limitan a los depósitos del Proterozoico superior. Los depósitos de plomo y zinc están asociados con estratos de carbonato (Gorevskoye en Angara, etc.).
En África Ecuatorial, los depósitos más ricos de minerales de cobre, cobalto y uranio también se encuentran confinados en las rocas de la era Proterozoica. Los depósitos terminales neoproterozoicos en la plataforma siberiana incluyen campos de condensado de gas (Markovskoye en la región de Irkutsk, etc.).
era proterozoica
Una enorme etapa de desarrollo geológico, identificada como el “Proterozoico”, corresponde al período comprendido entre 1900 y 570 millones de años. Está representado dentro de todos los salientes terrestres por una variedad de rocas de enorme espesor, entre las que ocupan un lugar destacado las rocas biogénicas.
La vida de bacterias y algas en el Proterozoico alcanzó una escala excepcional y está representada por diversos factores geológicos: formadores de rocas y minerales. Los productos de esta actividad vital fueron sedimentos carbonatados de cuencas de agua abiertas, minerales de hierro y manganeso, minerales sedimentarios de sulfuros, depósitos de sílice en forma de lutitas silíceas, silicilitas, etc.
La deposición sedimentaria de hierro ocurre en la Tierra en todos los tiempos geológicos, desde el Arcaico hasta los tiempos modernos. Su esencia hace tiempo que se desveló. Este es un proceso bacteriano en el que las bacterias utilizan compuestos ferrosos disueltos como fuente de energía. Resulta que cuando el hierro se convierte en un estado insoluble, se libera calor.
La investigación de N. G. Kholodny demostró que las bacterias del hierro son inusualmente comunes en la naturaleza. Suelen exhibir actividad vital en condiciones de temperaturas relativamente bajas (0°-16°C), en presencia de CO 2 y carbonato u otros compuestos ferrosos en ambientes ligeramente ácidos o neutros (pH de 5,8 a 7,6) en presencia de cualquier concentración de oxígeno. En ambientes pobres en oxígeno, las bacterias del hierro se desarrollan cerca de las colonias de algas. Estas bacterias o no necesitan sustancias orgánicas en absoluto o son indiferentes a ellas, así como a la presencia de luz. Las bacterias del hierro convierten el bicarbonato de hierro en hidrato de óxido de hierro y el dióxido de carbono es el material de construcción de la sustancia de sus células.
La formación biológica de depósitos sedimentarios de hierro a gran escala se produjo especialmente en el Proterozoico, es decir, a finales del Precámbrico. Los depósitos de hierro más grandes del mundo pertenecen al grupo de sedimentos de esta edad.
N. G. Kholodny creía que las bacterias del hierro están directamente relacionadas con el comportamiento del hierro en la biosfera, donde realizan un importante trabajo bioquímico sobre la oxidación de los óxidos de hierro y su conversión en hidróxido insoluble, en minerales de hierro de varios tipos, según las condiciones de su formación y cambios químicos posteriores, bajo la influencia de diversas condiciones geológicas (limonitas, hematitas, goethitas, así como silicatos, fosfatos y sulfuros de hierro). Estos minerales contienen muy a menudo materia orgánica residual, aparentemente bacteriana. Los minerales precámbricos de Kirunavara (Suecia) suelen contener hasta un 5% de esta materia orgánica. Los depósitos más ricos de América del Norte en la región del Lago Superior también se depositaron a principios del Proterozoico.
Los depósitos del Proterozoico Inferior incluyen minerales de hierro de Krivoy Rog, así como minerales de hierro de las regiones de Kursk y Voronezh y de los estados bálticos. Minerales silíceos. En los minerales de Krivoy Rog y en minerales silíceos similares de la península de Kola, el autor observó estructuras bacterianas reales, que se distinguían mejor precisamente en minerales pobres en hierro en un contexto de sílice ligera.
El comienzo de los depósitos de la serie de mineral de hierro de Kursk se remonta a 2060 millones de años y el final de su formación, a 1500 millones de años.
Tanto los suelos terrestres como las cuencas hidrográficas del Proterozoico fueron un amplio escenario para la actividad de varios grupos de microorganismos, a partir de los cuales ya entonces evolucionaron evolutivamente los grupos de autótrofos, adaptados para dominar las reacciones de descomposición y transformación de varios minerales. Sustancias asociadas con la liberación de energía libre. No encontramos granos de pirita en las rocas Arcaicas, pero ya en el Proterozoico la pirita se depositaba en rocas sedimentarias (piritización de rocas). Esto significa que en este momento aparecieron oxidantes de azufre en cantidades masivas, y luego bacterias reductoras de sulfato (destructoras de las sales de ácido sulfúrico). Es probable que también existieran bacterias desnitrificantes que liberaban nitrógeno elemental en la composición de la atmósfera antigua debido a los compuestos primarios de amoníaco y nitrógeno que surgían en su base.
Así, la vida orgánica en forma de bacterias del hierro se introdujo hace más de 2.000 millones de años. Para la existencia de estas bacterias se necesitaba oxígeno elemental, al menos en cantidades muy pequeñas. A menudo lo obtenían de algas, con las que en ocasiones creaban concentraciones de hidróxidos de hierro y carbonato de calcio. A veces, la actividad de las bacterias se alternaba con la actividad de las algas: el verano era la época de desarrollo óptimo de las bacterias del hierro. Los estromatolitos a menudo se formaron de esta manera en el Precámbrico.
El mundo de las plantas acuáticas, verdaderas fotosintetizadoras, ya estaba representado por formas unicelulares en el Arcaico Tardío. En la era siguiente, en el Proterozoico, se desarrollaron varias especies de organismos multicelulares en todas las cuencas de agua de la Tierra, que comenzaron a desempeñar un papel importante en la formación de rocas. La energía radiante del Sol, especialmente la parte roja del espectro, y las importantes reservas de dióxido de carbono en la biosfera, repuestas durante los fenómenos volcánicos, contribuyeron al desarrollo de la vegetación acuática, no solo flotante, sino también del fondo. Las aguas de los mares, todavía ligeramente saladas, pero ricas en bicarbonatos de calcio y magnesio, los precipitaban químicamente fácilmente. Al alcalinizar el agua, las algas desempeñaron un papel importante en la precipitación de dichos carbonatos, formando estromatolitos.
El desarrollo de algas multicelulares se produjo más o menos simultáneamente con la aparición de capas de densa piedra caliza en los sedimentos de la era Proterozoica. Existe una relación interesante entre los brotes volcánicos y la cantidad de materia de algas vegetales. Parece que en ocasiones el desarrollo de las plantas acuáticas en la Tierra estuvo limitado por el contenido de dióxido de carbono de la biosfera, lo que se confirma por la reducción en la deposición de sedimentos carbonatados en general.
Proterozoico es la era de las algas y las bacterias. Sólo hacia el final aparecieron los primeros representantes de animales multicelulares: gusanos, esponjas y arqueociatos. Esta fue también la era de los protozoos unicelulares, que aún no se diseccionaban bien durante los trabajos de investigación. Pero las manifestaciones visibles más importantes de vida en el Proterozoico fueron las algas de agua dulce. Estos últimos probablemente participaron, junto con las bacterias, en el desarrollo de los procesos de formación del suelo en la tierra. El lavado y la eliminación de masas sueltas de tierra fina ya desempeñaban un papel importante en la formación de rocas sedimentarias en los mares interiores y exteriores de aquella época. En aquella época, la vida ocupaba principalmente zonas de aguas marinas poco profundas. Las plantas multicelulares aún no han llegado a la tierra.
En la era Proterozoica, en las cornisas terrestres que no tenían vegetación, las rocas fueron erosionadas intensamente con la participación de procesos fisicoquímicos y microbiológicos; Los bancos de algas, a menudo de apariencia extraña, se desarrollaron en aguas marinas y de agua dulce poco profundas. Las plantas acuáticas crearon acumulaciones de piedra caliza muy peculiares e incluso arrecifes y bancos antiguos. “En el campo”, un investigador no siempre será capaz de distinguir pequeñas acumulaciones de algas en rocas carbonatadas de los sedimentos que las albergan. Pero la repetibilidad del patrón de la superficie de la roca a veces sugiere que se han encontrado restos de algas antiguas fosilizadas. La roca parece estar torcida en algunos lugares, lo que ya es un signo frecuente de su origen algal; A veces se ven cuerpos calcáreos que, cuando se destruyen o erosionan, parecen separarse en placas separadas. Se trata de formaciones calcáreas de algas: estromatolitos, que a veces alcanzan tamaños significativos. Se pueden construir de forma incorrecta o en forma de cúpulas relativamente regulares, que consisten en capas anuales en forma de cúpula que crecen sucesivamente una encima de la otra. En algunas capas, las secciones transversales de las formaciones de algas parecen redondeadas, estratificadas concéntricamente, mientras que en realidad son cuerpos alargados hacia arriba, a menudo de forma cónica, de hasta un metro de altura y hasta medio metro de diámetro en la base. A veces se trata de cuerpos grandes con una superficie redondeada, también compuestos como si estuvieran formados por cortezas separadas. La fractura muestra que el cuerpo calcáreo inicialmente pequeño, gradualmente, capa por capa, creció cada vez más en la parte superior y en los lados, manteniendo una forma casi esférica. En algunos lugares, las columnas parecen pintadas sobre las rocas, también formadas por capas, que se extienden en una dirección y se ramifican de vez en cuando. Sólo con un examen más detenido se puede ver que en algunos lugares crecen juntos y se desvían en una dirección u otra. En un caso, las colonias de algas construyeron una capa de roca de 36 m de espesor a una tasa de crecimiento de 1 mm por año. Esto quiere decir que este tipo de algas, con sus colonias microscópicas, existieron desde hace 36.000 años.
Un estudio de laboratorio especial muestra cómo los tipos de colonias de algas microscópicas se reemplazan continuamente a lo largo del tiempo. Las capas individuales de roca pueden tener diferentes estructuras y estar compuestas de estructuras de algas de diferentes formas y tamaños. A menudo, la vida geológica de la mayoría de estas especies fósiles resulta ser relativamente corta: la sustitución de unas formadoras de rocas por otras se producía a veces después de 20-30 cm, o incluso menos. Con un crecimiento anual de aproximadamente 0,1-0,5 mm, la vida útil de estas especies de algas se mide en sólo cientos de años.
Para estudiar los estromatolitos, se cortan finas secciones transparentes, orientadas de cierta manera con respecto a la dirección de crecimiento de los estromatolitos. Si la conservación de las estructuras primarias de las colonias de algas es suficiente, en la sección delgada se pueden observar las características estructurales de los restos de algas. Al dibujar con aumentos de 10 a 400 veces, se pueden ver colonias de células redondeadas a partir de coágulos fosilizados de masa mucosa en forma de hebras de diferentes formas o hilos alargados de varias filas, también con estructuras residuales de masas mucosas de colonias de algas verdiazules. . Estudios especiales de secciones delgadas, bocetos de ellas y microfotografías han revelado una gran variedad de estructuras de algas de depósitos precámbricos. Esto permitió describir una gran cantidad de especies pertenecientes a varias docenas de géneros de algas verdiazules y rojas.
Por lo tanto, acumulaciones calcáreas antes incomprensibles: los estromatolitos, que ahora se encuentran en cantidades cada vez mayores en capas de antiguos sedimentos marinos y de agua dulce y que a menudo forman gruesas capas de roca, resultan ser productos de la actividad vital de antiguos organismos fotosintéticos.
En algunas algas, durante la rápida fosilización, las burbujas de gas que quedaban en el moco se convirtieron en parte de la estructura de unos peculiares estromatolitos en forma de cinta, que tenían una capacidad temporal para elevarse por encima del sustrato. Como resultado, se formaron peculiares matorrales de cintas duras de piedra caliza que, a medida que las burbujas de oxígeno se disolvían y sus volúmenes se llenaban con calcita secundaria, se hundían hasta el fondo y, en ocasiones, se acumulaban en una capa de varios metros de espesor. A menudo, los bancos de algas del Proterozoico adquirieron un contorno general en forma de cúpula, aparentemente ventajoso en las condiciones de vida en la zona de las olas del mar (hasta una profundidad de 20 m). Es interesante notar que solo al final del período Cámbrico, es decir, mucho más tarde, esta capacidad de algunas algas que vivían en un arrecife o en un banco poco profundo adquirió una expresión muy elegante. Las colonias de algas, temporada tras temporada, formaron cientos y miles de columnas, cuyos extremos en forma de cúpula formaban cúpulas más grandes en la parte superior, que sin duda surgieron en el proceso de selección natural bajo la influencia de las olas. Los arrecifes de forma menos regular a menudo eran destruidos por las olas. Mientras tanto, la superficie en forma de cúpula de grupos de columnas de algas quedó protegida de tal destrucción. Es interesante que muchas especies de algas, incluso pertenecientes a diferentes géneros, a veces participaban en la construcción de las columnas. Debajo de la zona de olas del mar, a menudo coexistían muchos tipos de algas, una al lado de la otra, y formaban cuerpos calcáreos, estromatolitos de diversas formas.
Un tipo interesante de estromatolitos puntiagudos lo formaron diferentes tipos de algas, cuyas colonias igualmente móviles se deslizaron a lo largo del sustrato antes de separarse parcialmente de él. En tales casos, los bancos de algas parecían una empalizada puntiaguda, con diámetros máximos de hasta 10-15 cm.
También fue posible descubrir por qué los estromatolitos suelen tener capas convexas hacia arriba, a veces incluso en forma de cúpula. Resulta que en la masa mucosa de las algas verdiazules más antiguas, el oxígeno que liberaban a menudo estaba atrapado en forma de burbujas. Estas burbujas, al intentar elevarse, contribuyeron al deslizamiento de la colonia a lo largo del sustrato hasta puntos más altos de su superficie. Se formaron colonias hinchadas con tendencia a formar formas cónicas si las burbujas se acumulaban en la zona axial en mayor número que en los bordes del penacho de algas. A menudo, en las capas posteriores de la colonia, las algas se deslizaban por estas protuberancias y, a veces, incluso se desprendían parcialmente del sustrato y flotaban hacia las capas superiores del agua. Así, a lo largo de siglos y milenios se formaron estromatolitos cónicos, a veces incluso puntiagudos.
Esta propiedad se manifestó en muchos tipos de algas en diferentes momentos geológicos. Los estromatolitos cónicos se formaron en todo el Precámbrico, en diferentes épocas del Cámbrico e incluso del Ordovícico, desapareciendo por completo sólo con una disminución general de la actividad geológica de las algas, cuando aparecieron los grupos más antiguos de animales invertebrados marinos.
Por lo tanto, las formas de estromatolitos tanto cónicas como abovedadas no están directamente relacionadas con la sistemática de las algas formadoras de rocas.
Hay que tener en cuenta que el número predominante de especies de algas antiguas no formaban cuerpos claros de forma constante como los estromatolitos, sino que estratificaban el sedimento, convirtiéndolo en una roca densa, donde la morfología de las colonias y los productos de su la actividad vital se conservó sólo parcialmente, ya sea en forma de columnas intrincadamente curvadas o en forma de constricciones irregulares de pequeños trozos calcáreos, similares a la coliflor. El nivel de conocimiento sobre estas algas milenarias es todavía muy bajo. Sin embargo, en los últimos años, en las capas de sedimentos marinos formadas hace 1200 a 600 millones de años (período Siniano), se han revelado una gran variedad de géneros y especies de algas verdiazules y rojas, que al mismo tiempo revelaron a us las tasas de crecimiento absolutas de las colonias de algas y el reflejo de la influencia en su actividad vital de los ciclos de radiación solar de 11 años. A partir de la orientación espacial de las acumulaciones de material carbonatado creadas por la actividad vital de las colonias de algas durante largos períodos de tiempo, se puede determinar la dirección general del flujo luminoso.
El resultado más importante de la investigación es que se ha establecido que es posible descubrir estructuras biogénicas residuales en nódulos de carbonatos de origen algal. Se descubrió así todo un mundo de algas y comunidades de algas, sumamente interesante para el desarrollo de la ciencia paleobotánica, por la comparación de estos restos de sedimentos de diferentes regiones, a veces muy distantes entre sí, como la cordillera del Yenisei y la región del Baikal. , la región de Turukhansk y la cuenca del río. Aldana, etc
Se requieren esfuerzos aún mayores para revelar finalmente la evolución de las algas más antiguas, desarrollar su taxonomía y determinar la escala de su actividad geológica.
Podemos decir que las algas, y sólo ellas, durante unos dos mil millones de años, extrajeron cantidades colosales de dióxido de carbono de la biosfera, formando sobre su base cantidades igualmente colosales de sustancias orgánicas. Cuando las colonias murieron, estas sustancias sirvieron como entorno de vida para el desarrollo de otros organismos (bacterias y protozoos) y, en última instancia, como material de partida para la formación bioquímica de compuestos de hidrocarburos: petróleo y gas inflamable. Las algas contribuyeron a la deposición de enormes cantidades de carbonato de calcio y en parte de magnesio en el fondo de los mares antiguos. Se puede considerar que, dentro de los continentes modernos, las algas depositaron rocas carbonatadas con un espesor total de más de 1000 m durante el Proterozoico. Esta actividad geológica a menudo iba acompañada de la deposición de limos calcáreos con participación de "calcio" (. bacterias desnitrificantes). Las algas verdiazules a menudo iban acompañadas de bacterias de hierro, que a veces dominaban en las estaciones sin crecimiento y formaban películas de hierro en los tolitos estromales.
Al limpiar sistemáticamente la biosfera de dióxido de carbono y bicarbonatos (carbonatos solubles de calcio y magnesio), las algas liberaron enormes cantidades de oxígeno libre a expensas del oxígeno del agua. De esta manera, cambiaron significativamente las propiedades del medio ambiente en la Tierra, haciéndolo adecuado para la aparición y desarrollo de aerobios en un sentido amplio, es decir, para nuevos grupos de microorganismos y animales. La reducción de amoníaco y compuestos de hidrocarburos por la actividad de muchos grupos de bacterias, con la acumulación simultánea de grandes masas de materia orgánica en la biosfera, condujo a la acumulación de nitrógeno libre en la Tierra al final del Proterozoico (azul).
Por supuesto, el nitrógeno libre podría acumularse en la atmósfera no solo como resultado de la actividad de las bacterias desnitrificantes, sino también durante la descomposición de la materia orgánica de composición proteica en el ambiente libre de oxígeno de la biosfera de esa época. En el ciclo de las sustancias en la naturaleza, este camino también podría desempeñar un papel importante.
La actividad conjunta de todos los grupos destacados de organismos que vivían únicamente en los ambientes acuáticos de la Tierra cambió radicalmente la composición de la atmósfera y la hidrosfera, acercándolas significativamente al final de la era Proterozoica (hace 570 millones de años). al moderno.
Los restos de animales en los sedimentos del Proterozoico son muy raros, pero no hay duda de que las bases del mundo animal se sentaron simultáneamente con el surgimiento del mundo de las bacterias y las plantas fotosintéticas. Los animales están representados en el Proterozoico por formas pequeñas que no recibieron un desarrollo masivo y no participaron en la formación rocosa. Todavía están perdidos entre la abundante vida de algas y bacterias. Sin embargo, los descubrimientos de restos de organismos en los estratos metamórficos del Precámbrico ya son conocidos en varios países del mundo, especialmente en algunas regiones montañosas del Lejano Oriente, Siberia y el norte de la parte europea de la URSS. Ucrania también puede considerarse áreas de este tipo, en particular el Precámbrico del macizo cristalino ucraniano. En 1958, V.V. Bese observó en las rocas de la serie Krivoy Rog algunos restos “problemáticos” de organismos que no habían sido estudiados.
En 1965, durante un estudio microscópico de conglomerados de la formación superior de la serie Krivoy Rog del área de la mina que lleva su nombre. M.V. Frunze descubrió restos de organismos bien conservados. La estructura geológica del área de esta mina incluye rocas de las series metabásica y Krivoy Rog del Precámbrico profundo, formando una estructura sinclinal de rumbo sumergido. La parte superior de estas series está compuesta por diversas lutitas, mármoles, areniscas y conglomerados. Un rasgo característico de algunas lutitas, con menos frecuencia areniscas y calizas jaspeadas, es el contenido local de material carbonoso con transiciones incluso a lutitas carbonosas. Los conglomerados están formados por fragmentos redondeados de cuarcitas, areniscas, granitos y muy raramente calizas, aparentemente pertenecientes a una serie más antigua de depósitos precámbricos. En una muestra de núcleo de una profundidad de 1344-1345 m, representada por un conglomerado, se descubrió un guijarro de la misma composición con un solo guijarro de roca carbonatada con restos evidentes de organismos. El cemento es arenoso, recristalizado, mostrando metamorfismo de facies de esquisto verde en transición a anfibolita. La edad absoluta del conglomerado, más precisamente el momento de su metamorfismo, según F.I. Kotlovskaya (1961), A.P. Vinogradov, L.V Komlev y A.I.Tugarinov (1965), se indica en unos 2000 millones de años.
Con la ayuda de una delgada sección transparente, se establecieron indudables restos de algas verdiazules en guijarros de piedra caliza jaspeada, acompañados de varios ejemplares de restos de representantes de animales invertebrados con apariencia de coral, que, por supuesto, no solo pertenecen al Precámbrico. de Ucrania, pero en general es una gran sensación. Los restos de algas se presentan en forma de acumulaciones locales de formas unicelulares, así como tricomas de algas, enrollados en espiral, con rastros de una masa mucosa gelatinosa circundante (?). Este tipo de conservación se ha observado muchas veces antes. Los restos de organismos parecidos a los corales fueron expuestos en secciones oblicuas y longitudinales, y su cavidad interna se llenó con restos de algas unicelulares o con una espesa masa de materia orgánica metamorfoseada (¿betunes?). Coralitos Aseptalía Eran estrechamente cónicos o en forma de cuerno con una pared de doble capa y sin tabiques.
Restos no menos antiguos de la fauna de gusanos y anfibios. Udocania problemática descubierto por A.M. Leites en los depósitos de la Formación Bitun de la Serie Udokan de Transbaikalia, cuya edad se determinó entre 2000 y 1600 millones de años. En el mismo nivel estratigráfico, en la Formación Tulomozero de la Serie Segozero Jatulian de Karelia, V. A. Perevozchikova descubrió válvulas de concha.
En los sedimentos de la Formación Gonam en la cuenca del río. En Uchur (Lejano Oriente), el autor identificó restos de esponjas y dos tipos de problemáticas. Los fragmentos de espículas de esponja están representados por espículas uniaxiales: rabdis y espículas en forma de gancho. Se encontraron algas coloniales en la misma formación en la región de Ayano-Maisky gonamofiton, muy extendido en la formación Murandavsky de la cordillera Lesser Khingan de la región de Amur y la formación Shchekuryinsky en la vertiente oriental de los Urales subpolares, donde las algas coloniales también eran comunes Murandavía.
Se obtuvo abundante material sobre materia orgánica antigua de las capas del Proterozoico Inferior y Medio de Karelia Meridional y Central. Está representado aquí tanto por formas exclusivamente pequeñas como relativamente grandes, entre las cuales el papel más importante pertenece a las algas verdiazules que vivían como parte del plancton y el bentos. Están representados por formas unicelulares y, más a menudo, coloniales, en parte en forma de biocenosis complejas. Los representantes del bentónico a menudo se desarrollaron secuencialmente unos sobre otros en un proceso general que condujo a la formación del sedimento correspondiente cubierto por la litogénesis. Las microcapas son claramente visibles, probablemente debido a cambios estacionales en las condiciones de vida de los organismos fotosintéticos. El sustrato a veces era móvil (¿areniscas?) y se formaban las llamadas oncolitas. En la composición de la sustancia de sus capas, se pueden distinguir los restos de ciertos tipos de algas verdiazules. Es posible contar el número de temporadas de crecimiento durante la formación de dichas formaciones. A veces se formaban oncolitas de forma alargada y desarrollo direccional. Se observaron casos de fusión intravital, que podrían ocurrir durante la división de colonias celulares. Su sustancia tenía inicialmente una consistencia mucosa gelatinosa, típica de las algas verdiazules.
Restos de organismos: organismos parecidos a esponjas en diferentes secciones en secciones delgadas (aumento 4 veces) Ladogaella variabilis Vólogdin (A). Parte de la sección transversal de un oncolito formado por filamentos de algas (aumento de 20 veces) Ptilophyton makarovae Vólogdin (b). Karelia, región de Sortavala, formación Kontiosari (1770-1850 millones de años, pero A.G. Vologdin)
Se descubre la coexistencia de algas en capas de la Formación Kontiosari de Karelia (Proterozoico Inferior) Ptilofito con organismos parecidos a esponjas del género Ladogaella. Estos organismos tenían una cavidad interna distinta y simetría radial general. En su desarrollo individual, pasaron por la etapa planctónica inicial y la etapa adulta, adheridas al sustrato con la formación de un talón de crecimiento.
A veces, organismos parecidos a esponjas se adherían a colonias de algas, limitando su actividad vital. Sucedió que la etapa de natación libre se retrasó y los organismos vecinos a veces crecieron juntos. En los individuos sésiles, la parte superior se formó en forma de una depresión en forma de embudo, que, por así decirlo, predeterminó la forma externa de los corales posteriores y otros organismos similares a los corales. En el campo de una delgada sección transparente bajo un microscopio, es posible observar imágenes complejas de manifestaciones de vida tan antiguas. La cuenca marina aparentemente cubría toda Fennoscandia, ya que el autor logró hacer el segundo descubrimiento en el mundo en la misma formación. Corycium enigmáticoSederholm. Al estudiar esta forma, resultó que se caracteriza por una forma de cuerpo tubular-cónica con simetría radial. La cáscara (pared) está engrosada, acentuada por la materia orgánica residual. Al mismo tiempo, se descubrieron tabiques internos en diferentes etapas de desarrollo individual, generalmente porosos y planos. Este nuevo signo
Quizás esto indique que la forma pertenece a un grupo de animales más organizado. Es posible que el desarrollo se dirigiera hacia los cefalópodos (?). Los espongiformes concurrentes (Ladogella) en la etapa adulta exhibieron la capacidad de formar yemas, obviamente progresivas en relación con la división simple. Tanto Coricium como Ladogella aparentemente tenían una consistencia corporal gelatinosa y mucosa, lo que contribuía al libre desarrollo a largo plazo de los individuos. La fosilización posterior fue probablemente una manifestación del envejecimiento de los individuos, que provocó su muerte y su hundimiento en los sedimentos fangosos de la cuenca.
Se han descubierto muchos restos de organismos con simetría corporal radial-axial y una cavidad interna o un sistema de cavidades y canales. Llama la atención que no están del todo deformados en la roca; Esto puede explicarse por las manifestaciones únicas de fosilización. Probablemente, estos organismos estaban cerca de los pólipos hidroides, las hidromedusas.
Es muy interesante el color negro sólido de las rocas (esquistos cristalinos) de la Formación Kontiosari. Resultó ser causado por la acumulación de mica negra (secundaria), biotita y betún muy alterado, algunos de los cuales son bastante susceptibles de extracción con disolventes fuertes. La búsqueda de restos especialmente pequeños mediante cortes finos y muestras de polvo llevó al descubrimiento de muchas formaciones esqueléticas pequeñas y peculiares, algunas enteras, otras rotas, entre las que se encuentran restos fosilizados de algas como algas doradas (?), peridineáceas (?), diatomeas que todavía tienen una estructura muy primitiva, más a menudo compuestas de sílice, lo que puede ser consecuencia de fenómenos tanto primarios como secundarios. Esta ubicación tiene una edad cercana a la establecida en las capas de la Formación Gunflint en las orillas del lago. Ontario, pero en términos de riqueza en restos orgánicos es mucho más interesante.
En Siberia oriental, en Transbaikalia, en la cordillera de Udokan, están representados depósitos proterozoicos de gran espesor. Aquí, en las capas de la Formación Butun, también se encontraron muchos restos orgánicos, principalmente algas. En algunos lugares, las rocas de la formación, claramente de origen marino, están constituidas íntegramente por restos orgánicos fosilizados, en algunos lugares se encuentra materia orgánica residual sin estructura; Las algas pertenecen al tipo rojo. Los rastros de formación de moco en sus restos son insignificantes. Algunas formas con un talo filamentoso forman marañas que se retuercen en dos hebras, a modo de hilo, que se pueden distinguir en secciones de la roca en la dirección correspondiente. Cuando están bien conservados, los hilos de una sola fila pueden distinguir claramente la secuencia de crecimiento de las células o colonias de células. Algunas áreas de la roca están compuestas por filamentos fosilizados estrechamente entrelazados y orientados uniformemente con una polaridad clara en el desarrollo de penachos de algas. La fosilización ha fijado perfectamente las características morfológicas de varias especies de algas. Se han descubierto especies bastante comparables a las estudiadas por el autor de la Formación Jingling del azul chino. También fue posible descubrir restos de peculiares formaciones esqueléticas de doble pared con estructura laminar y porosidad, por lo que recuerdan algo a los arqueociatos del Cámbrico. La edad aproximada de las rocas hospedantes es del Proterozoico Medio.
En la región suroeste de Baikal, las capas de la Formación Uluntui del Proterozoico Superior resultaron ser predominantemente fitogénicas, pero los restos orgánicos que contenían estaban en su mayoría mal conservados. Aún así, a lo largo del río. Sarma pudo descubrir una variedad de piedra caliza de algas de Uluntui, compuesta casi en su totalidad por restos fosilizados de algas con colonias de células redondas y filamentosas. Como resultado, se describieron muy claramente varias especies y series de algas microscópicas. Contienen organismos unicelulares con células redondeadas de dos tamaños, clasificados como dos especies del mismo género, y una interesante forma filamentosa. Posteriormente se descubrió una forma similar en la Formación Murandava de la región proterozoica de Amur.
De la serie Uchur del Proterozoico Superior en el sureste de la Plataforma Siberiana en la zona del pueblo. Nelkan de la región de Ayano-Mai, se describieron varios géneros y especies interesantes de algas del grupo Chroococcal y Revulariaceae. Los primeros (gonamophytons) estaban representados en la roca por colonias de células separadas, rodeadas intravitalmente por una gruesa capa de masa mucosa gelatinosa. Esto es claramente visible en secciones delgadas. En este último caso se ven canales radiales a través de los cuales se podrían expulsar las células, como ocurre en el género moderno Voronihinia. (Voronichinia Elenkin). Curiosamente, se encontró un alga muy similar en una roca precámbrica en el fondo de un pozo de petróleo en la región de Tyumen, lo que permite correlacionar las capas huésped. Algas del grupo revulariaceae - Nelkanella con colonias de estructura radial desarrolladas desde el centro de la colonia o, como parecía, solo en la zona periférica con la formación de un mechón de forma esférica en el espacio. Es importante señalar que en la vertiente oriental del Proterozoico de Kuznetsk Alatau también se encontraron microalgas con divergencia radial de filamentos y una cavidad libre en su interior. La experiencia acumulada nos permite atribuir tales formas presumiblemente al alga verde tigo descubierta por el autor en Timan.
Los depósitos precámbricos de la cresta Batenevsky en Kuznetsk Alatau también resultaron ser abundantes en restos de algas de la Formación Martyukhin. El autor identificó y describió algas coloniales del orden Croococales Geiller parto Vesiculofiton Y Echaninía. Restos de una peculiar alga pustularia se encontraron en depósitos del Proterozoico superior (formación Jura) del tramo inferior del río. Graneros en la vertiente oriental de la cresta Yenisei, entre material de estromatolitos. Sus restos están representados por formaciones calcáreas en forma de cintas de una estructura muy peculiar, caracterizadas por microestructuras vesiculares claramente definidas.
Una colonia de algas de filamentos erectos microscópicos tenía la capacidad de crecer sucesivamente de forma lineal con la formación de placas en forma de cintas que posteriormente se calcificaban. Además, las acumulaciones de burbujas de aire situadas en el moco de la colonia, que interferían con su continua calcificación, determinaron la posterior presencia de su estructura burbujeante. En la roca se encuentran colonias de algas calcificadas, unas encima de otras, a intervalos de 0,3 a 2,0 mm.
En la vertiente occidental de Timan Ridge, a lo largo del río. Mezenskaya Pizhma, en las capas de la serie Proterozoica, expresadas por rocas limolitas, se identificó una gran bioherma, formada con la participación de grandes algas verdes. Como resultado de este descubrimiento, el autor describió una forma del género Timanella, que tiene un talo de hasta 10-12 cm de diámetro, con una parte axial gigante claramente definida y ramas filamentosas masivas que se engrosan gradualmente hacia los lados y hacia arriba. El alga tiene características que la acercan a las típicas algas sifón del Paleozoico, pero en términos de tamaño del talo es decenas de veces más grande. La mencionada bioherma se desarrolló sobre suelo limoso. Las algas individuales crecieron unas sobre otras, formando una masa continua, cuya sustancia muerta estaba saturada de material limoso. La consistencia primaria de esta sustancia era indudablemente mucosa gelatinosa. El material sólo se puede distinguir en las secciones pulidas humedecidas y en las secciones transparentes debido a la materia orgánica residual conservada.
Ya hemos mencionado anteriormente los estromatolitos, peculiares coágulos calcáreos de estructura en capas, que se encuentran en estratos antiguos desde los depósitos Arcaicos hasta los modernos. Algunos investigadores estudian dicho material basándose únicamente en sus características externas, teniendo en cuenta su forma y tamaño, sin revelar su estructura microscópica, dándoles incorrectamente una nomenclatura triple latinizada, como si se tratara de material paleontológico normal. Mientras tanto, dentro de estas formaciones, que son esencialmente microbiohermos, a menudo se encuentran restos de formas específicas de algas microscópicas. Son bastante distinguibles para el ojo entrenado y normalmente merecen un estudio paleontológico especial. Así, en los estromatolitos proterozoicos de la región de Amur (cordillera de Maly Khingan, margen izquierda del río Amur) en las capas de la Formación Murandavskaya, el autor pudo descubrir en la sustancia de estromatolitos grandes y de formas variables muchas especies distintas y géneros de verdes azules. algas, entre las que un lugar destacado lo ocupa Murandavia, que se desarrolló en colonias redondas. Para distinguirlos y comprenderlos, al estudiar las preparaciones sólo era necesario pasar de aumentos bajos a altos, hasta varios cientos de veces. Sus restos son claramente visibles en los preparados y a menudo se asemejan a la imagen de una colonia de algas viva en un portaobjetos de vidrio. También son visibles rastros fosilizados de la mucosa gelatinosa exterior de las colonias con características de su microestructura. Los taxones aislados de las preparaciones se diferencian en el tamaño de las colonias celulares o en el grosor y los detalles internos de la estructura de sus conchas, el tamaño de las células, etc. Gracias a esto, la lista de formas principales de la Formación Murandava se amplió significativamente. enriquecido, lo que permitió determinar su edad como la parte inferior del Proterozoico Superior, lo que obligó a reconocer el Precámbrico y la edad de la formación de mineral de hierro del Khingan Menor. Al final resultó que, los Murandavias aislados se extendieron desde aquí hacia el oeste, llegando a Karelia y, muy posiblemente, más lejos. Además de las colonias redondas, también se descubrieron aquí formas filamentosas de algas y colonias con células especialmente grandes. Destaca especialmente una de las formas filamentosas. Puede considerarse como el desarrollo de dos o tres hilos de una sola hilera enrollados en espiral en un coágulo de sustancia mucosa gelatinosa. Ella tiene parecido con Thisanaplanta filamentosa V.et J., identificado por el autor y T.N. Titorenko en las capas de la Formación Proterozoica Uluntui de la región suroeste de Baikal.
El autor descubrió un alga de estructura filamentosa con un hilo enrollado en espiral en un conglomerado intraformacional al final de la serie Krivoy Rog en Ucrania. Desgraciadamente, el metamorfismo ha alterado mucho sus restos. El hilo de algas también, aparentemente, se encontraba dentro de la vaina mucosa. Es prematuro comparar estas algas; Probablemente ambos pertenecen al mismo grupo, a la misma familia (?). Junto a esta alga “parecida a la espirogira”, los restos de organismos más interesantes fueron descubiertos en los guijarros del mismo conglomerado Aseptalía, gravitando hacia los tselenterados obvios mencionados anteriormente.
Pustularia taeniata Vólogdin. Disminuir 10 veces. Reconstrucción
El Macizo Checo (Checoslovaquia occidental) proporcionó al autor una gran cantidad de material nuevo e interesante sobre los organismos precámbricos. En la zona al sur de Pilsen, cerca de la ciudad de Votice, en las capas precámbricas, se descubrió una serie de moldanubica, un gran grupo de formas fósiles, entre ellas muchas algas con colonias esféricas. Varían en tamaño, contorno espacial y manifestaciones de rastros de estructura celular. Se diferencian significativamente de microalgas precámbricas siberianas similares. Junto a esto, se descubrieron mechones fosilizados, que también consisten en colonias de células redondeadas, pero de tamaño variable, con forma de hebras irregulares: hilos. Allí suelen ir acompañadas de grandes acumulaciones locales de betún carbonizado, a veces del tamaño de la cabeza de un niño. Este grupo de algas, aparentemente endémico, permitió al autor identificar y describir en una monografía especial una serie de especies y géneros bastante distintos, característicos específicamente de las capas de la abigarrada formación moldanubica en el sur de Bohemia. Curiosamente, en asociación con estas algas, se encontraron restos de animales invertebrados que se parecen mucho a los esqueletos de los arqueociatos, pero que se diferencian de los representantes típicos del Cámbrico de este grupo por su tamaño extremadamente pequeño. Es posible que se trate de formas ancestrales que requieran mayor investigación.
Timanella gigas Vólogdin. Aparición de algas. Disminuir 2 veces. Reconstrucción
Como parte del Precámbrico del macizo checo, en su serie de espilitas, el autor también descubrió distintas algas filamentosas asociadas con formas planctónicas unicelulares. Si se abren con éxito al cortar la muestra, es decir, longitudinalmente, en algunos lugares de las preparaciones parece que se forman matorrales enteros, en particular algas. Bystria boucekl. Allí, en la zona de la cuenca del río. Berounki, un alga filamentosa identificada en Algonkia lydites Berounkia, algo similar al hallazgo correspondiente en la región precámbrica del lago. Ontario.
En el material checo se encontraron rastros de acumulaciones de materia orgánica sin estructura, a veces bien registradas por procesos de fosilización, además de observarse en el desarrollo masivo de algas unicelulares. Al parecer, se trata también de restos de un alga capaz de formar colonias de células redondas con abundante secreción mucosa (?). Allí también se descubrieron restos de cuerpos cónicos o tubulares de paredes bastante gruesas. Es difícil clasificarlos como restos de algas.
Timanella gigas Vólogdin: A - estructura interna del talo; b - ramas laterales. Nat. condujo Reconstrucción
En el Precámbrico del macizo checo, con una posición estratigráfica poco clara, se encontraron restos de arqueociatos casi verdaderos con esqueletos de doble pared, cuyas paredes están conectadas entre sí mediante tabiques radiales porosos. Así, se están acumulando suficientes datos para considerar arqueociatos característicos del Proterozoico. En las capas de la formación abigarrada de la región de Votice, el autor identificó varios grupos de animales invertebrados que tenían un esqueleto calcáreo en forma de placa porosa. Algunos organismos se distinguían por un esqueleto de dos cámaras. En otros, tenía varias cámaras y su estructura recordaba a rodajas de naranja. Quizás estos también sean organismos similares a arqueociatos u organismos que se aproximan a los protozoos y foraminíferos. Esta pregunta permanece abierta por ahora. En las capas de Moravik checo en el área de Grudim, se identificaron restos de organismos multiloculares con rastros de tejido vesicular en la cavidad interna. Aún más importante, también se descubrieron allí secciones transversales de pequeñas conchas que carecían de cerradura, probablemente pertenecientes a braquiópodos similares a língulas. Las conchas yacían en el suelo con el lado cóncavo hacia arriba y sobre ellas se veían acumulaciones fosilizadas de algas planctónicas unicelulares.
Un gran grupo de rocas está formado por rocas formadas a partir de restos de materia orgánica y de los propios organismos vegetales, como el esquisto bituminoso (kukersitas estonias), las hullas y las hullas, y todo el grupo de los betunes fósiles (petróleo y gas combustible, asfalto y ozoquerita). ). En el Proterozoico también se encuentran rocas compuestas por restos de plantas (algas).
Entre las rocas precámbricas de Karelia se conocen desde hace mucho tiempo las shungitas, unas rocas peculiares de origen sedimentario que se encuentran en varias zonas de Zaonezhye, en particular en las zonas de Kondopoga, en el pueblo de Velikaya Guba. Shungui. Las Shungits forman un conjunto especial en los tramos superiores del Jatulian (Proterozoico Medio). Hay lutitas de Shungit, piedras de Shungit en forma de láminas que se encuentran en forma de venas cerca de las diabasas de cobertura. Externamente, la shungit se parece al carbón y a la antracita. En condiciones especiales, se caracterizan por su capacidad de quemarse, a menudo con un alto contenido de cenizas, lo que se explica por el alto contenido de carbono. Estas shungitas contienen hasta un 98% de carbono. Sus variedades densas y silíceas se utilizan como material ornamental o como piedra de toque. El polvo de Shungit es adecuado para producir pintura negra. Los suelos de shungit se caracterizan por una mayor productividad de los cultivos agrícolas debido a la presencia en ellos de un gran complejo de microelementos fitófilos: molibdeno, cobre, vanadio, arsénico, potasio, magnesio, etc.
Algunas variedades de shungit se hinchan a temperaturas de hasta 1090-1105° C, convirtiéndose en una masa ligera y porosa adecuada para su uso como material termoaislante: la shungizita. La masa expandida de shungit (penokeralita) es fácil de aserrar y tiene una resistencia a la compresión de hasta 40 kg/cm 2, lo que también la convierte en un valioso material de construcción.
El origen de los shungites ha sido un misterio durante muchas décadas. B. A. Borisov se acercó más a explicar la naturaleza de los shungitas, creyendo que fueron creados debido al metamorfismo de rocas tipo sapropel formadas en cuencas marinas estancadas poco profundas: bahías y estuarios, donde la vida de esa época se desarrolló intensamente. En 1968, en rocas de Shungit de la región de Ladoga, V.I. Gorlov descubrió restos de organismos representados en formas microscópicas. Durante el estudio de este hallazgo, así como de otros materiales de la formación de Shungit de la región de Onega, se descubrió en secciones delgadas una acumulación masiva de restos de algas microscópicas de tipo azul-verde. Al parecer, su desarrollo periódico en el pasado provocó el “florecimiento” del agua durante la temporada de crecimiento anual. Resultó que se trataba de algas planctónicas, que en sus propiedades biológicas son en realidad similares a las algas que forman sedimentos sapropélicos en las modernas masas de agua dulce y salobre.
El importante grupo descrito de géneros y especies de algas microscópicas, basándose en sus restos de rocas de shungit de Carelia, caracteriza las características de las manifestaciones de vida en las cuencas hidrográficas del pasado geológico profundo en el noroeste de la URSS y, probablemente, en Finlandia. Además, podemos suponer que al mismo tiempo se está desentrañando el origen de formaciones similares a la shungita de otras regiones de la URSS, en particular de Siberia oriental, el Lejano Oriente y Ucrania.
Es interesante que el proceso de fosilización de sedimentos en las cuencas más antiguas del tipo indicado anteriormente registró con bastante claridad las etapas de desarrollo individual de las células individuales de algas, las etapas de su reproducción por división simple, lo que indica su especial primitivismo, como era de esperar en formas de vida tan antiguas. Además, en las capas media y posterior del Proterozoico, principalmente en el azul, hay hallazgos destacables de restos de radiolarios, foraminíferos y esponjas de sílex en las lutitas carbonosas del Precámbrico de Bretaña. Charles D. Walcott descubrió restos de gusanos poliquetos y varios otros organismos en el Precámbrico del Gran Cañón de América del Norte. En el sur de Australia se han descubierto restos de radiolarios en el Precámbrico. En las capas precámbricas de Suecia se descubrió la huella de un animal artrópodo, el "xenusion", que puede reconocerse como un representante de la rama de animales a partir de la cual se desarrolló la clase de los trilobites en el Cámbrico. En el Precámbrico de Inglaterra y Australia se descubrieron restos peculiares de animales de posición sistemática poco clara, asignados al problemático género "Charnia".
La fauna del depósito de Ediacara en el sur de Australia, cerca de Adelaida, es extremadamente diversa en su composición sistemática. Aquí, en las areniscas de cuarcita de Pound, de unos 600 millones de años de antigüedad, se encontraron restos de una fauna esquelética, representada por formas medusoides, restos de gusanos y organismos de posición sistemática desconocida. Se encontraron organismos similares en sedimentos coetáneos de la Formación Kibis del sistema Nama en Sudáfrica. Yo ahí rongea Gurich, pteridinio Gurich, para medio. Se descubrieron organismos cribrociatoides del género Cloudina en la serie Nama en África. En Eurasia y América se han identificado varias huellas de medusas y gusanos, que se asemejan en forma y tamaño a sanguijuelas.
tipo de organismo Suvorovella aldanica Vologdin et A. Maslov en la superficie erosionada de la roca en la parte inferior de la Formación Yudom (ampliación 2 veces). Yakutia, región del pueblo. Ust-Yudoma, r. Mayo (según A. G. Vologdin)
En el Precámbrico de la URSS y China encontramos agujas de esponjas de sílex, las más primitivas en estructura, huellas de gusanos del tipo sabellita, que luego recibieron un desarrollo más significativo en el Cámbrico, restos de foraminíferos, antiguos arqueociatos, quiolitas y organismos de posición sistemática poco clara.
En las capas intermedias de piedra caliza dolomitizada de la parte inferior de la sección de la Formación Yudom a lo largo de la margen izquierda del río. May N.P. Suvorova descubrió restos orgánicos peculiares Suvorovella Y Majella, de origen sistemático desconocido, organismos con un esqueleto no poroso en forma de placa calcárea de dos etapas, con un intervalo sin elementos esqueléticos y una pared de proyecciones rómbicas dispuestas en filas en espiral.
Se descubren restos de organismos medusoides en el Precámbrico Superior de la Plataforma Rusa Beltanelloides formas esferoidales arrugadas que se asemejan charniodisco, en la península de Rybachy, las formas de medusas se asemejan medusina Y Ediacaría, en el núcleo de un pozo cerca de la ciudad de Yarensk se estableció a partir de arcillas laminaríticas Vendia, se observan rastros piritizados de organismos parecidos a gusanos en arcillas de laminorita Vendovernitas. En los depósitos de Valdai de la región del Báltico, se forman formas similares a Beltanella, y huellas de concha como Sabelliditas.
Impresiones de protomedusas Sajanella arshanica Vologdin en la superficie de arenisca arcillosa en el fondo de la formación Karagas (historia natural). Este de Sayan, región de Irkutsk, área del pueblo. arshan
Es interesante observar los hallazgos de huellas de medusas en las capas de la Formación Karagas del este de Sayan. Sajanella. Fueron asignados al orden Brucellidae, identificado con base en materiales del Paleozoico Inferior. Casi en las mismas capas se encontraron restos de gusanos sabeliditas, así como grandes crustáceos, que recuerdan algo a los euriptéridos del Paleozoico. Fueron descritos por el autor como caragassia y clasificados como quelicerados debido a sus telsons en forma de cuña y otras características del caparazón. Caragassia alcanzó una longitud de medio metro o más. Hasta el momento, estos son los organismos más grandes de los invertebrados del Precámbrico tardío. Sin embargo, algunos investigadores se inclinan a considerarlas “cortezas retorcidas de capas de arcilla secas en la superficie de la arena”. Los caragassia son aparentemente un grupo extinto de artrópodos que vivieron en algunas cuencas de agua dulce durante el período Precámbrico tardío.
Así, en los estratos más gruesos del Precámbrico sedimentario-metamórfico del norte de Eurasia, se ha identificado material paleontológico abundante y fundamentalmente nuevo, que cubre un enorme rango estratigráfico, desde el Arcaico superior hasta el comienzo del Cámbrico. Caracteriza muchos horizontes rocosos y etapas del tiempo geológico y comienza a formar la base de un nuevo esquema unificado, al menos para Eurasia, de división estratigráfica del Precámbrico.
Muchos investigadores han intentado establecer el límite entre el Precámbrico y el Cámbrico. En la actualidad, esta cuestión se está aclarando fundamentalmente, ya que resulta que la transición del Proterozoico al Paleozoico (570 millones de años) se expresó claramente por el cambio correspondiente en los representantes de la vida vegetal y animal en el curso general de su evolución. El predominio de las algas verdiazules dio paso al predominio de las algas rojas. El propio Proterozoico e incluso el Arcaico tardío resultaron ser no sólo potenciales, sino también anfitriones reales de restos de organismos durante un enorme período de tiempo geológico, es decir, más de dos mil millones de años más antiguo que el límite por debajo del cual los paleontólogos esencialmente no mirar. Es posible separar claramente el comienzo del Cámbrico de la parte superior del Precámbrico por los restos de formas específicas de algas, arqueociatos, trilobites y otros grupos de organismos, ya que la historia de la formación de las rocas de la corteza terrestre fue claramente registrados en ellos, simultáneamente con el curso general de la historia de la vida. Por lo tanto, el curso general de desarrollo de los organismos de la Tierra en las paleofacias de su biosfera surge, y en muchos aspectos de una manera nueva, casi desde el momento del surgimiento de la vida, alrededor de 3500 millones de años antes de Cristo. mi. Como resultado de esto, es posible introducir ampliamente el método paleontológico en la práctica de los estudios estratigráficos y geológicos asociados con estratos sedimentarios antiguos y, con su ayuda, identificar las principales formas de organismos fósiles como medida del tiempo geológico, al mismo tiempo. con el seguimiento del desarrollo de la vida misma en las primeras etapas.
En términos generales, se aclara la antigüedad de los organismos conocidos por la ciencia, nuevos grupos previamente desconocidos y formas ancestrales específicas de todo tipo de bacterias (?), plantas y animales, formados en el proceso de un cambio general en el entorno de vida en el La biosfera de la Tierra, en el proceso de evolución bioquímica de la materia viva, se establece inextricablemente acompañada de una evolución morfológica. Cabe señalar que la materia orgánica en forma de productos de organismos y sus restos específicos en las rocas huésped casi nunca desaparece por completo. Al estar modificado en un grado u otro (reducido, carbonizado, fosilizado), a menudo es capaz de preservar en la roca huésped las características morfológicas originales suficientes para el estudio paleontológico. Al mismo tiempo, esta sustancia es de considerable interés para estudios bioquímicos especiales, ya que en algunos lugares ya se ha establecido en las rocas precámbricas la presencia de muchos componentes químicos de la composición de la materia viva. Lo único importante es que el paleontólogo y el bioquímico trabajen juntos. Al mismo tiempo, el geólogo recibirá nuevo material de apoyo para sus construcciones estratigráficas, paleogeográficas, de facies y otras, así como datos sobre el paleoclima, la configuración de las facies fósiles de las rocas y la formación de minerales en condiciones sedimentarias, precisamente de testigos vivos del pasado geológico. . El biogeoquímico y bioquímico puede obtener importante material documental y datos sobre la evolución bioquímica de la vida en nuestro planeta.
Así, la era Proterozoica de la historia de nuestro planeta fue principalmente una época de dominio exclusivo de bacterias y algas en ambientes acuáticos. Durante esta etapa del tiempo, que según la geocronología absoluta duró unos 1200 millones de años, los grupos de organismos mencionados realizaron enormes trabajos geológicos en la formación de varios tipos de rocas y minerales sedimentarios, así como en el procesamiento de la Composición material de la propia biosfera y de la atmósfera terrestre.
