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2.7 : Eon Précambrien - Géosciences

2.7 : Eon Précambrien - Géosciences


Histoire géologique et évolution biologique

Les sections suivantes de ce chapitre passent en revue les principaux événements géologiques, l'évolution biologique et certains concepts importants liés à l'histoire de la Terre, en commençant par les événements les plus anciens et l'apparition de formes de vie dans les archives fossiles et menant au présent.

Eon précambrien

Précambrien est le nom général de la période de temps géologique entre le moment où la Terre s'est formée dans le système solaire (au temps des Hadéens il y a environ 4,56 milliards d'années) et le début de Eon phanérozoïque (il y a environ 540 millions d'années). La roche la plus ancienne sur Terre est d'âge précambrien. Le Précambrien est subdivisé en trois Eons :
Hadéen Eon (avant il y a environ 4 milliards d'années)
Eon archéen (entre environ 4,0 et 2,5 milliards d'années)
Eon protérozoïque (entre environ 2,5 milliards et 540 millions d'années).

Le Précambrien englobait toute l'histoire de la Terre primitive et les roches de cette époque préservent des preuves de la évolution des formes de vie au niveau microbien. En biologie, théorie cellulaire déclare qu'un cellule est l'unité structurelle et fonctionnelle fondamentale de la matière vivante, et que l'an organisme un corps multicellulaire composé de cellules autonomes dont les propriétés sont la somme de celles de ses cellules. Organismes multicellulaires (animaux et plantes) n'apparaissent dans les archives fossiles qu'à la fin du Précambrien (Protérozoïque supérieur).

le Eon phanérozoïque a commencé après la fin de l'éon protérozoïque il y a environ 540 millions d'années, et marque le changement lorsque les restes fossiles d'organismes multicellulaires ont commencé à apparaître en grande abondance dans les archives fossiles (voir ci-dessous).

Temps géologiqueFaits saillants de l'évolution biologique
Graphique 2.15.
La pensée actuelle est que la Lune s'est formée à partir des débris créés par la collision d'un petit objet de la taille d'une planète avec le Terre ancestrale (ou alors Proto-Terre) au début de l'histoire du système solaire il y a environ 4,5 milliards d'années.

PRECUNEMBRjeUNEN

Il y a environ 4,56 milliards d'annéesFormation de la Terre et de la Lune dans la nébuleuse du Système solaire (Figure 2.15). (Ceci est discuté en détail dans le chapitre 1).
Il y a environ 4 milliards d'annéesPreuve de la première vie cellulaire de la Terre (procaryotes).
Il y a environ 3 milliards d'annéesPreuve de photosynthèse et premières cellules eucaryotes capables de respiration à base d'oxygène.
Il y a environ 3,0 à 1,8 milliard d'annéesdépôt mondial de formations de fer rubané fondamental à la conversion progressive de l'atmosphère terrestre riche en dioxyde de carbone (CO2) à oxygène (O2) (discuté ci-dessous). Cette conversion a duré près d'un milliard d'années. Une fois qu'il y avait suffisamment d'oxygène libre dans l'atmosphère, cela a permis le développement d'un couche d'ozone pour protéger la Terre de l'énergie solaire mortelle rayonnement ultraviolet (UV). Les UV détruisent de nombreux composés organiques organiques. Sans couche d'ozone, les UV solaires intenses auraient probablement tué la vie dans les eaux océaniques peu profondes.
Il y a environ 1,8 milliard d'annéesReproduction sexuée pleinement établi dans eucaryotes. La reproduction sexuée a augmenté le taux de mutation dans les espèces, entraînant une augmentation biodiversité.
Il y a environ 1 milliard d'annéesLa première preuve de Organismes multicellulaires (métazoaires). Les premiers organismes multicellulaires étaient très primitif mais s'est très vite diversifiée à travers les temps géologiques.
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Période cambrienne
Commençant il y a environ 540 millions d'années
Le début de la Période cambrienne a commencé un rayonnement des espèces conservé dans les archives fossiles. C'est, en partie, parce que de nombreux organismes ont commencé à développer le premier matériel squelettique dur dans le cadre de plans corporels défensifs et fonctionnels. La diversité des espèces préservées dans les sédiments cambriens est en partie due au fait que les organismes à corps mou n'étaient pas préservés dans les sédiments d'âge précambrien.

Des changements importants se sont produits dans l'environnement physique mondial à l'époque cambrienne. La formation de la couche d'ozone a créé des habitats hospitaliers et un nouvel espace pour que les organismes puissent se déplacer et utiliser des environnements marins chauds et peu profonds qui ont suivi une transgression majeure sur les continents. Les organismes ont enfin pu s'adapter à ce nouvel environnement en leur permettant d'utiliser calcite (CaCO3) pour parties dures du corps sont (coquilles et exosquelettes). Organismes avec calcaire les parties du corps ont été sélectivement ou préférentiellement préservées dans les roches sédimentaires cambriennes et plus récentes. La préservation sélective de parties du corps calcaires a donc permis de trouver plus facilement des preuves de formes de vie aujourd'hui conservées sous forme de fossiles. Sédiments composé des restes squelettiques d'organismes (avec des coquilles et des exosquelettes riches en CaCO3) est appelé chaux, qui se transforme en une roche parfois assez fossilifère, calcaire.

Preuve précoce de la vie à l'échelle mondiale

Formations de fer rubané (BIF) sont des gisements de minéraux sédimentaires constitués d'une alternance de lits de minéraux riches en fer (principalement de l'hématite) et de couches riches en silice (chert ou quartz) qui se sont formés il y a environ 3,0 à 1,8 milliards d'années (figure 2.16). La théorie suggère que les BIF sont associés à la capture de l'oxygène libre libéré par les processus photosynthétiques par fer dissous dans l'ancienne eau de l'océan. Les anciens océans se sont enrichis en CO2 (tout comme l'ambiance). Le fer se dissout facilement dans CO2-eau riche — c'est une expérience facile à illustrer : déposer et repasser le clou dans une bouteille de soda et il se dissoudra complètement en quelques jours ! Les premiers océans devaient être riches en fer (semblable à sel c'est aujourd'hui)! Une fois que presque tout le fer libre dissous dans l'ancienne eau de mer était consommé, l'oxygène pouvait progressivement s'accumuler dans l'atmosphère. Une fois que suffisamment d'oxygène était libre dans l'atmosphère, une couche d'ozone pouvait se former.

Les dépôts BIF d'âge précambrien sont préservés dans de nombreux endroits à travers le monde, se présentant sous la forme de dépôts massifs et étendus, de centaines à des milliers de pieds d'épaisseur. Les BIF que nous voyons aujourd'hui ne sont que des vestiges de ce qui était probablement tous les gisements les plus importants et les plus étendus. Au cours de l'époque précambrienne, les dépôts BIF couvraient probablement largement de grandes parties des anciens bassins océaniques mondiaux. Aujourd'hui, les BIF sont la principale source de minerai de fer dans le monde et se trouvent préservés sur toutes les principales régions du bouclier continental.


Graphique 2.16. Un échantillon du Précambrien formation de fer rubané (BIF) du comté de Fremont, Wyoming.

Théorie cellulaire en évolution

Théorie cellulaire dicte que tous les êtres vivants connus sont constitués d'un ou plusieurs cellules (la structure fondamentale et l'unité vivante fonctionnelle de tous les êtres vivants. Toutes les cellules vivantes proviennent de cellules préexistantes par des processus impliquant la division cellulaire.

Les cellules sont divisées en deux classes principales : les cellules procaryotes et les cellules eucaryotes.

Les cellules procaryotes comprennent (les bactéries et les organismes apparentés). Procaryotes manque un noyau (ou alors enveloppe nucléaire) et sont généralement des génomes plus petits, structurellement plus simples et moins complexes (matériel génétique) que des cellules eucaryotes (Figure 2.17).

Graphique 2.17. Structures cellulaires de Procaryotes et Eucaryotes

Des cellules eucaryotes contenir cytoplasmique organites ou un cytosquelette, et contenir un noyau dans lequel le matériel génétique est séparé du cytoplasme. Eucaryotes comprennent les champignons, les plantes, les animaux et certains organismes unicellulaires. Les cellules eucaryotes sont capables de reproduction sexuée (Figure 2.17).

Les plus anciens fossiles de procaryotes connus ont environ 3,5 milliards d'années.
Les plus anciens fossiles eucaryotes connus ont environ 1,5 milliard d'années.

Les mêmes processus moléculaires de base sont impliqués dans la vie des procaryotes et des eucaryotes, suggérant que toutes les cellules actuelles descendent d'un seul ancêtre primordial.

Endosymbiose
est une théorie qui suggère organites évolué dans les cellules eucaryotes et s'est produit lorsqu'un type de cellule s'est incorporé à un autre type de cellule, créant un relation symbiotique au profit des deux (comme chloroplastes dans les plantes et mitochondries chez les animaux).

Virus sont non vivant des structures organiques capables d'auto-réplication génétique qui ne sont pas classées comme des cellules et ne sont ni des organismes unicellulaires ni multicellulaires ; les virus n'ont pas de système métabolique et dépendent des cellules hôtes qu'ils infectent pour se reproduire. Les virus ont probablement influencé l'évolution au niveau cellulaire à l'époque précambrienne, tout comme ils ont un impact sur l'évolution des espèces aujourd'hui.

UNE stromatolite est un monticule de sédiments calcaires constitué de couches de calcaire sécrétant cyanobactéries (bactéries bleu-vert, algues et autres plus primitif formes de vie eucaryotes) qui piègent les sédiments, créant des accumulations de couches (Figure 2.18). Les stromatolites se trouvent dans les roches précambriennes et représentent certains des premiers fossiles connus. Les stromatolites sont connus de toutes les périodes géologiques et sont toujours présents aujourd'hui, avec des exemples exceptionnels ressemblant à d'anciennes formes de vie qui se forment encore aujourd'hui dans des endroits comme Shark Bay, en Australie (Figure 2.19).

La vie à la fin du Précambrien (Éon du Protérozoïque supérieur)

Des preuves de la première reproduction sexuée apparaissent dans les archives fossiles sur il y a 1,2 milliard d'années. De nombreux organismes eucaryotes, y compris protiste (formes unicellulaires et coloniales), les champignons et les organismes multicellulaires (y compris les plantes et les animaux) se reproduisent sexuellement.

Métazoaires sont des animaux multicellulaires qui ont des cellules qui se différencient en tissus et organes et ont généralement une cavité digestive et un système nerveux. Les métazoaires sont apparus sur Terre en Précambrien supérieur heure (en retard Eon protérozoïque) consistant en des cellules qui, avec la croissance, se différencieraient en tissus ou organes uniques utilisés à des fins spéciales, telles que la locomotion, l'alimentation, la reproduction, la respiration, des tissus capables de sens l'environnement, etc...

Des formes de vie du Précambrien supérieur ont été découvertes, mais les fossiles de cette période sont rares et mal conservés car ils ne contenaient pas de parties dures (squelettes, dents, etc.). L'impression est que les sédiments sont dominants traces de fossiles (traces, sentiers, traces de repos et d'alimentation) et de rares empreintes corporelles ont été retrouvées.

Un groupe d'organismes fossiles anciens appelés les Faune édiacarienne est l'une des premières occurrences connues d'animaux multicellulaires est le dossier fossile. Ils ont été nommés pour les collines d'Ediacaran en Australie-Méridionale où ils ont été découverts pour la première fois. Des traces de la faune d'Ediacaran ont été trouvées dans le monde entier dans des roches sédimentaires d'environ 635 à 541 millions d'années (âge précambrien très tardif) et se composaient d'organismes à corps mou en forme de frondes et de tubes, principalement des formes de vie sessiles (sessile signifiant attaché au fond marin). De nombreux fossiles de cette période partagent des caractéristiques similaires à certains familles ou alors Des classes d'organismes encore présents sur Terre aujourd'hui (y compris les vers segmentés, les méduses, les cordés et autres invertébrés).


Tome 3

Humberto L.S. Reis, Evelyn A.M. Sanchez , dans Encyclopédie de géologie (deuxième édition) , 2021

Définition et chronogramme chronostratigraphique

Précambrien est un terme informel largement utilisé dans la littérature scientifique pour décrire une grande partie de l'échelle de temps géologique, s'étendant de c. Il y a 4,560 à 541 millions d'années. Avec des frontières marquant respectivement l'origine de la planète Terre et l'apparition de fossiles propices à une corrélation biostratigraphique systématique, cet intervalle correspond à près de 88 % de l'existence de la Terre. Bien qu'il soit difficile d'identifier son origine, le terme précambrien a été appliqué de manière informelle depuis le milieu du XIXe siècle, immédiatement après l'établissement de la période cambrienne par le géologue anglais Adam Sedgwick, en 1835. Des termes tels que protozoïque, azoïque et cryptozoïque (dérivé de le grec ζωή, signifiant la vie) ont également été trouvés dans la littérature comme synonymes du Précambrien. Cependant, comme la plupart d'entre eux ont été définis pour décrire un ancien enregistrement rupestre dépourvu de preuves de vie animale ou dans lequel l'existence de fossiles est «cryptique», les progrès croissants de la paléontologie précambrienne au cours du siècle dernier ont rendu ces termes inexacts ou obsolètes. Bien que moins courant, le terme pré-phanérozoïque peut également être trouvé dans certains manuels et articles scientifiques comme équivalent du précambrien.

Dans la Charte chronostratigraphique internationale, une publication de la Commission internationale de stratigraphie, le Précambrien a été abordé de différentes manières au cours des dernières décennies. En divisant le temps profond en intervalles formels qui marquent d'importants événements et processus géologiques enregistrés dans le monde, la carte chronostratigraphique vise à synthétiser et à améliorer la compréhension de l'évolution du système Terre, ainsi qu'à créer un langage commun pour la communication scientifique et non scientifique internationale. La plupart de ses subdivisions sont définies sur la base de points de référence mondiaux définis dans les archives géologiques des roches, les Global Boundary Stratotype Section and Points (GSSP) ( Lucas, 2020 ). Bien que ces points aient été établis avec succès tout au long de l'éon phanérozoïque à différents niveaux, leur reconnaissance dans l'enregistrement de la roche précambrienne est toujours difficile. Les principales limitations sont le résultat, entre autres, de la préservation relativement pauvre et dispersée des unités rocheuses et des enregistrements paléontologiques, de l'histoire géologique longue et polycyclique post-formation et de l'absence de fossiles index dans la plupart des unités précambriennes. Pour ces raisons, de multiples schémas de classification basés sur différents critères et des enregistrements géologiques contrastés dans le monde ont été proposés pour cet intervalle de temps au cours des dernières décennies.

Indépendamment du débat continu et actif sur les critères appropriés à utiliser pour subdiviser le Précambrien dans le diagramme chronostratigraphique, les progrès récents des géosciences et des sujets connexes ont permis les premières tentatives de le diviser selon des intervalles chronométriques complets. Ces intervalles sont actuellement organisés au niveau des éons (éothèmes), des ères (érathèmes) et des périodes (systèmes), qui sont pour la plupart délimités par des âges définis arbitrairement (c'est-à-dire les âges stratigraphiques standard mondiaux, GSSA). Bien qu'il ait encore besoin d'améliorations appropriées, le schéma actuel de classification du Précambrien prend en compte certains des : (i) cycles tectoniques, sédimentaires et magmatiques majeurs affectant le système Terre depuis ses premiers stades d'évolution et (ii) les événements paléoclimatiques et paléobiologiques du Néoprotérozoïque tardif d'importance mondiale. La figure 1 résume les intervalles de temps actuellement établis pour le Précambrien, qui englobent l'Hadéen (vers 4,560-4 000 Ma) et l'Archéen formel (4 000-2 500 Ma) et le Protérozoïque (2 500-541 Ma), ainsi que les éons inférieurs. divisions de rang. Afin de faciliter la traduction dans différentes langues, la nomenclature disponible est principalement dérivée du grec classique. La version mise à jour de l'International Chronostratigraphic Time Chart est actuellement disponible en 18 langues différentes.

Fig. 1 . Échelle chronostratigraphique de la Terre montrant les éons, les ères et les systèmes précambriens séparés par les âges stratigraphiques standard mondiaux (GSSA) et la seule section et point de stratotype de frontière mondiale ratifié (GSSP). Certains des plus anciens enregistrements géologiques connus sont également indiqués dans l'échelle de temps, qui est présentée dans une perspective de système solaire et comparée à l'échelle de temps géologique de la Lune et de Mars. L'illustration de la nébuleuse solaire a été inspirée par l'illustration mise à disposition par le Jet Propulsion Laboratory de la NASA pour représenter le disque protoplanétaire inhabituel repéré autour de la naine brune OTS-44. Des images de la Terre (« Marbre bleu »), de la Lune et de Mars (« La planète rouge ») ont été capturées respectivement par MODIS/Terra, le vaisseau spatial Lunar Reconnaissance Orbiter et l'orbiteur Viking (composition), et sont disponibles sur www.science.nasa. gouv. Lune : Age minimum de formation selon Barboni et al. (2017) et le chronogramme chronostratigraphique basé sur Stöffler et Ryder (2001) et Ding et Xu (2019) . Mars : chronogramme chronostratigraphique basé sur Carr et Head (2010) et périodes climatiques (Phyl, Phyllosian THEI, Theiikian et Siderikian) extrait de Bibring et al. (2006). Abréviations : Sd, Siderian Rhy, Rhyacian Ors, Orosirian Sth, Statherian Clym, Calymmian Ec, Ectasian Stn, Stenian Cry, Cryogenian E, Ediacaran N, Nectarian EI, Early Imbrian P.D., aujourd'hui.

Suite au travail exhaustif de nombreux autres chercheurs précédents, les membres actuels de la Commission Internationale de Stratigraphie en charge du Précambrien ont repris les discussions sur les critères appropriés pour améliorer le schéma disponible de la Carte Chronostratigraphique Internationale et sur la possibilité de définir de nouveaux GSSP pour cet intervalle de temps, spécialement pour l'Archéen et le début du Protérozoïque. Le seul GSSP établi dans l'ensemble du Précambrien marque la limite entre les périodes cryogénienne et édiacarienne et est situé dans les Flinders Ranges, en Australie-Méridionale (Fig. 1 ).


Roches archéennes

Les roches archéennes constituent la plus ancienne des roches précambriennes et sont subdivisées en deux unités ou terrains (le mot terrain indique une zone d'un type particulier de roche) sur la base de leur âge et de leur histoire métamorphique. Toutes les roches archéennes du Minnesota font partie de la province supérieure du Bouclier canadien. La province du Supérieur est subdivisée en sous-provinces, qui sont plus ou moins d'est en ouest, des ceintures linéaires de roches d'histoire et d'âge géologiques similaires. Les sous-provinces du Minnesota du sud au nord comprennent la vallée de la rivière Minnesota, Wawa, Quetico et Wabigoon.

Le plus ancien groupe de roches archéennes, d'âge paléoarchéen à néoarchéen (figures 1 et 2), se trouve dans la sous-province de la vallée de la rivière Minnesota. Ces roches sont exposées dans la vallée de la rivière Minnesota entre New Ulm et Ortonville, et des roches similaires sous-tendent le quart sud-ouest de l'État sous des roches plus jeunes et des sédiments glaciaires. La plupart d'entre eux sont différents types de gneiss (prononcé "nice"), une famille de roches à gros grains, striées ou rubanées (Fig. 3). Ces gneiss ont subi de multiples événements d'intrusion ignée et ont été comprimés et déformés profondément dans la croûte terrestre comme de la tire, produisant l'apparence en bandes que nous voyons aujourd'hui. Les composants les plus anciens du gneiss ont un âge compris entre 3 500 et 3 100 Ma, mais plus tard, vers 2 600 Ma, après la fin de la plupart des déformations et du métamorphisme, le gneiss a été recoupé par plusieurs grands corps de granite, qui n'ont pas été métamorphisés. Ces granites tardifs peuvent être vus près de Fort Ridgely, au sud du Sacré-Cœur, et près d'Ortonville, entre autres. Les roches gneissiques de ce fragment continental qui composent la sous-province de la vallée de la rivière Minnesota ont environ 900 millions d'années de plus que les roches volcaniques archéennes du nord du Minnesota.

Photo reproduite avec l'aimable autorisation de Jason Woodhead / CC BY (https://creativecommons.org/licenses/by/2.0)

Les roches archéennes plus jeunes (appelées Néoarchéen) se trouvent principalement dans le nord du Minnesota, au nord de la chaîne ferrifère de Mesabi, et peuvent être observés dans le parc national des Voyageurs, dans la partie ouest de la région sauvage de Boundary Waters Canoe Area, et dans des zones dispersées ailleurs entre le lac des Bois et Ely. Ce groupe comprend la sous-province de granite-greenstone de Wawa, la sous-province de Quetico (roches sédimentaires métamorphisées et gneiss qui en dérivent) et le terrane de granite-greenstone de Wabigoon (Fig. 4). Les sous-provinces de Wawa et Wabigoon étaient à l'origine des parties de chaînes volcaniques qui ont ensuite été déformées et traversées par des roches granitiques. La sous-province de Quetico était probablement un grand bassin sédimentaire sur ou entre ces arcs volcaniques. Greenstone (un basalte gris verdâtre foncé, à grain fin, faiblement métamorphisé Fig. 5), la métadacite (une roche volcanique blanc grisâtre, à grain fin, métamorphisée) et la grauwacke (une roche grise stratifiée composée de sable et de boue érodée par sources) étaient les principaux matériaux dans les parties supérieures des îles volcaniques archéennes. Lorsque ces chaînes volcaniques sont entrées en collision, elles ont été envahies par de grandes quantités de granit et de roches à gros grains apparentées qui se sont cristallisées en profondeur à partir de l'état fondu, mais sont maintenant révélées à la surface par une érosion profonde au fil du temps. Les granites ont soudé les ceintures de roches vertes ensemble pour former un continent archéen. Les roches néoarchéennes, collectivement, sont appelées le terrane de roches vertes et de granit. La roche verte d'Ely est un exemple bien connu de roche néoarchéenne.

Photo gracieuseté de James St. John / CC BY (https://creativecommons.org/licenses/by/2.0)

Les roches du terrane de gneiss sont extraites dans la vallée de la rivière Minnesota pour être utilisées comme pierre de construction et sont également concassées pour la construction de routes et le ballast de chemin de fer, entre autres. Les roches du terrane de roches vertes et de granit sont également exploitées pour la pierre et ont été largement explorées pour divers métaux, notamment l'or, le cuivre, le zinc, le plomb et le fer, mais aucun gisement digne d'être exploité n'a été trouvé, à l'exception des mines de fer maintenant fermées. près d'Ely et du Soudan. La mine Soudan est ouverte au public au parc d'État de la mine souterraine du lac Vermilion-Soudan.


2.7 : Eon Précambrien - Géosciences

Bienvenue à la semaine 10 de la géologie du nord-ouest du Pacifique. Cette semaine, nous terminons de remonter le temps à travers l'histoire géologique du nord-ouest du Pacifique. Le sujet de la conférence de cette semaine est l'histoire géologique paléozoïque, protérozoïque et archéenne du nord-ouest du Pacifique. Les deux tiers de l'État de Washington et la majeure partie de l'Oregon n'existaient pas à cette époque, à l'exception de quelques morceaux lointains qui sont ensuite devenus des parties de terranes accrétés. Une exception est le nord-est de Washington autour de Spokane, Newport et Colville, où l'on peut trouver des roches de certaines de ces premières étapes de l'histoire du nord-ouest du Pacifique.

À l'époque archéenne, la majeure partie du socle continental de l'Amérique du Nord s'est formée. Au cours de l'éon protérozoïque, une vaste étendue d'eau salée peu profonde couvrait une grande partie du nord-ouest du Pacifique, accumulant des sédiments qui enregistraient les environnements de l'époque. À la fin de l'éon protérozoïque, une partie de la croûte continentale de la région du nord-ouest du Pacifique a été déchirée par un événement de rifting majeur, créant une nouvelle marge continentale. Au cours de l'ère paléozoïque, des mers peu profondes ont recouvert à plusieurs reprises cette marge continentale, formant de vastes dépôts de sédiments marins.

Géologie paléozoïque du nord-ouest du Pacifique

L'ère paléozoïque a commencé il y a près de 541 millions d'années avec la période cambrienne. Dans toutes les régions des Rocheuses, du bassin et de la chaîne, ainsi que dans le nord-est de l'État de Washington, la période cambrienne se distingue par la grande transgression cambrienne. L'océan s'est progressivement élevé et a recouvert les basses terres le long du bord du continent, transgressant lentement de plus en plus à l'intérieur des terres jusqu'à ce qu'une grande partie de la terre soit sous la mer. Au fur et à mesure que la mer transgressait, elle déposait des couches de sable le long de la plage et près du rivage. Au fur et à mesure que l'océan devenait plus profond, les couches de boue des rivières se jetant dans la mer se sont accumulées dans les eaux plus calmes plus loin du rivage. Au fur et à mesure que la mer devenait plus profonde et que le rivage avançait loin à l'intérieur des terres, des dépôts de calcaire se sont formés dans les eaux calmes loin du rivage dans lesquelles ni boue ni sable ne s'accumulaient.

Le résultat d'une telle transgression de l'océan à travers la terre est une séquence stratigraphique distinctive consistant en une formation de grès recouverte d'une formation de schiste, qui est recouverte d'une formation de calcaire. C'est ce qu'on appelle une séquence transgressive. La séquence transgressive cambrienne se produit du Mexique au Canada dans les États des montagnes Rocheuses et du bassin et de l'aire de répartition.

Dans le nord-est de l'État de Washington, le quartzite cambrien d'Addy (grès légèrement métamorphisé) est recouvert par la phyllite Maitlen (schiste métamorphisé à faible teneur), au sommet de laquelle se trouve le calcaire métallisé cambrien. Cette séquence de roches cambriennes est cohérente avec la transgression cambrienne. A la base de la séquence transgressive cambrienne se trouve une discordance. Sous la discordance se trouve le paysage précambrien plus ancien et érodé qui était recouvert par la mer et enfoui sous les couches de sédiments cambriens.

Partout dans le monde, la période cambrienne se distingue par la première apparition généralisée d'animaux dans les archives fossiles. Tous les animaux cambriens étaient des types qui vivaient dans la mer, y compris les premiers parents des palourdes, des escargots, des crabes et des étoiles de mer. Dans le sud-est de la Colombie-Britannique, les schistes de Burgess se sont formés à partir de sédiments qui se sont formés à l'endroit où le fond océanique s'inclinait du bord du continent vers des eaux plus profondes. Les schistes de Burgess contiennent des fossiles exceptionnellement bien conservés d'une grande variété de créatures cambriennes. Beaucoup d'entre eux étaient des arthropodes, parents d'insectes, de crabes et d'araignées, qui vivaient au fond de l'océan ou nageaient près du fond de l'océan.

Un type d'arthropode bien connu qui vivait sur les fonds boueux des mers anciennes est le trilobite, qui avait une tête en forme de casque avec des yeux, un abdomen segmenté avec de nombreuses paires de pattes articulées et un segment de queue émoussé. Les trilobites sont apparus pour la première fois au Cambrien et ont existé tout au long de la période paléozoïque. Ils se sont éteints au Permien. Quelques fossiles de trilobites ont été trouvés dans le nord-est de Washington, dans des roches sédimentaires formées à partir de dépôts le long du bord du continent. Les fossiles de trilobites sont communs dans les schistes du Cambrien et de l'Ordovicien de la région des Rocheuses. Les trilobites se trouvent également dans certains des terranes accrétés du nord-ouest du Pacifique, et beaucoup d'entre eux ne correspondent pas aux types de trilobites des mêmes périodes que ceux d'Amérique du Nord. Ceci est cohérent avec l'origine exotique des terranes.

La transgression peut être suivie d'une régression, dans laquelle la mer devient moins profonde et le bord de la mer se retire de l'intérieur du continent. Lors d'une régression, les dépôts calcaires sont recouverts de boue puis de sable, formant une séquence régressive de calcaire-schiste-grès de bas en haut. Cependant, les séquences régressives ne sont pas aussi souvent préservées que les séquences transgressives. Une fois que la régression s'est produite, la terre est au-dessus du niveau de la mer et susceptible d'être soumise à l'érosion. L'érosion aura tendance à faire disparaître les couches sédimentaires supérieures et à effacer les traces directes de régression.

L'océan qui a transgressé pendant la période cambrienne est resté sur une grande partie du continent pendant la période ordovicienne, augmentant ou diminuant progressivement sa profondeur et couvrant des quantités variables de terres. Au cours de la période silurienne, la mer a régressé et peu de sédiments sont conservés de l'époque silurienne dans la région des Rocheuses. Au cours de la période du Dévonien moyen, une autre transgression s'est produite et des sédiments marins d'âge Dévonien se trouvent dans une grande partie des régions des Rocheuses et du bassin et de la chaîne.

À la fin du Dévonien, ce qui est maintenant l'ouest de l'Amérique du Nord était une marge continentale passive pendant des centaines de millions d'années, accumulant progressivement des couches sédimentaires sous des mers peu profondes, avec des intervalles régressifs occasionnels au cours desquels des sédiments se déposaient sur la terre ou bien la terre s'érodait. Puis, à la fin du Dévonien, une ceinture qui comprend des parties du Nevada, de l'est de l'Idaho et du sud-ouest du Montana a été soumise à des failles de chevauchement, à un soulèvement et à une érosion à grande échelle. S'il y avait un arc volcanique dans la région, il est resté bien au large et n'a laissé aucune roche volcanique ni sédiments volcaniques érodés sur le continent.

C'était l'orogenèse Antler, qui s'est poursuivie jusqu'à la période pennsylvanienne. Au cours de l'orogenèse Antler, apparemment, la convergence des plaques tectoniques a poussé et accrété des roches de l'océan plus profond, au-delà du plateau continental peu profond, sur le continent. La zone de faille de chevauchement de l'orogenèse Antler se trouve dans ce qui est maintenant l'ouest du Nevada, la Californie, le sud-ouest de l'Oregon et peut-être le nord-est de Washington et le sud-est de la Colombie-Britannique. L'orogenèse Antler s'est terminée bien avant la fin de l'ère paléozoïque et les montagnes Antler ont été en grande partie érodées à la fin de l'ère mésozoïque qui a suivi. Avec sa ceinture de plis et de poussées étendue et son accrétion de roches au moins légèrement au-delà du bord du continent, l'orogenèse Antler était comme un réchauffement des orogenèses qui se développeraient dans le nord-ouest du Pacifique à une échelle encore plus grande au cours de l'ère mésozoïque. et continuer à travers l'ère cénozoïque jusqu'à nos jours.

Dans la période du Mississippien, une autre transgression de la mer a conduit au dépôt d'une épaisse séquence de calcaires dans la plupart des régions des montagnes Rocheuses et du bassin et de la chaîne. Dans l'Idaho, le Montana et le Wyoming, ces calcaires du Mississippien sont appelés le groupe de Madison. Le calcaire de Madison est si épais et si résistant à l'érosion dans les climats arides et semi-arides des États des Rocheuses, que de nombreuses collines et crêtes proéminentes sont constituées de calcaire de Madison. De nombreux fossiles se trouvent dans le groupe Madison, des coquillages et des squelettes d'animaux et de constructeurs de récifs qui ont prospéré dans les mers chaudes et peu profondes.

Pendant la majeure partie de l'ère paléozoïque, ce qui est maintenant l'ouest des États-Unis chevauchait l'équateur. À la fin de l'ère paléozoïque, pendant les périodes pennsylvanienne et permienne, le supercontinent Pangée s'est assemblé. Au cours de cet intervalle, une grande partie des régions des montagnes Rocheuses et du bassin et de la chaîne étaient des terres sèches, la mer ayant régressé à la fin de la période du Mississippien. Certaines des formations pennsylvaniennes et permiennes dans ces régions sont des mudstones provenant des sols, des rivières et des baies de l'océan, et d'autres sont des grès formés à partir de dunes de sable soufflées par le vent traversant les déserts.

À la fin de la période permienne, la mer a transgressé et s'est approfondie dans certaines parties de l'Idaho et des États des montagnes Rocheuses adjacentes, formant un bassin fermé d'eau océanique profonde et stagnante. Dans ce bassin, des couches de boue riches en débris organiques se sont déposées, ainsi que des couches riches en phosphore. Il s'agit de la formation de phosphore du Permien tardif de l'Idaho, du sud-ouest du Montana et du nord-ouest du Wyoming. La formation Phosphoria est un exemple de la façon dont les roches sédimentaires marines peuvent être une ressource économique. Le schiste riche en matières organiques a été une source de pétrole et le phosphore a été extrait pour être utilisé dans la fabrication d'engrais, de détergents et d'autres produits nécessitant du phosphore.

Enfin, à la fin de la période permienne il y a environ 252 millions d'années, l'ère paléozoïque s'est terminée. La Pangée était un continent largement aride balayé par des vents violents. Dans les sédiments laissés par l'océan de cette époque ainsi que dans les sédiments déposés sur la Pangée, la fin de la période permienne est marquée par la plus grande extinction de masse dans les archives fossiles, la majorité des espèces fossiles du Permien cessant d'apparaître dans la roche couches. Cela a ouvert la voie sur terre pour la montée des dinosaures à l'ère mésozoïque.

Géologie protérozoïque du nord-ouest du Pacifique

Toute l'histoire de la terre avant l'ère paléozoïque est appelée de manière informelle le précambrien. Au cours de l'éon protérozoïque, la partie la plus récente du précambrien, les sédiments du supergroupe de la ceinture se sont déposés au sommet du socle archéen dans le nord-ouest du Pacifique intérieur.

Le supergroupe de la ceinture, connu au Canada sous le nom de supergroupe de Purcell, est le groupe de roches protérozoïques le plus distinctif du nord-ouest du Pacifique. "La ceinture" s'étend à travers la région nord des montagnes Rocheuses jusqu'à ce qui est maintenant l'État de Washington, près de Spokane, Colville et Newport. Le supergroupe de la ceinture est une séquence stratifiée de formations rocheuses sédimentaires, comprenant des calcaires, des grès, des siltites et des schistes. Les strates de la ceinture ont mesuré des âges compris entre 1,5 et 1,4 milliard d'années, sur la base des âges des coulées de lave qui font partie de la séquence et des dykes qui traversent les strates. Ce sont des âges du Protérozoïque moyen. Most of the rocks of the Belt Supergroup have been metamorphosed. However, in most of the Belt the metamorphism is at such a low grade that the rocks still appear to be sedimentary and are usually referred to as sedimentary.

Near the Belt Supergroup is a highly metamorphosed formation of rock called the Pritchard Formation, which is thought to be metamorphosed Belt rocks.

The rocks of the Belt Supergroup preserve many detailed sedimentary structures, including mud cracks and salt crystal impressions that indicate the sediments were in shallow water that occasionally dried up. Among the other sedimentary structures in the Belt are cross-beds and ripples, which indicate that water was flowing and in some cases reveal which direction it was flowing. Glacier National Park in northern Montana consists largely of Belt Supergroup rocks with countless examples of these and other sedimentary structures.

Some formations in the Belt Supergroup contain stromatolites, which are layered fossil structures created by mats of primitive algae. As observed in modern stromatolites, the algae that create stromatolites are one-celled organisms that grow in mats on the bottom of shallow bodies of salty water. This type of algae is called cyanobacteria and apparently existed during the Proterozoic eon, as indicated by the stromatolites. There are no other signs of life in the Belt sedimentary layers, no shell or skeleton or leaf fossils, no fossil tracks, and no fossil burrows. Animals that could leave fossils of shells or skeletons did not occur until later, near the end of the Proterozoic eon, and fossils of recognizable animals such as mollusks or arthropods did not become common around the world until the Cambrian period.

Within the Belt Supergroup are several igneous sills, intrusions that squeezed between the sedimentary layers. Because the sills are largely parallel to the sediment layers, from a distance they may be mistaken for sedimentary strata. Close inspection shows that the layers are igneous rocks that, when they intruded as molten magma, contact metamorphosed (baked) the sedimentary rock immediately above and below the sill. The sills in some places cut across the sedimentary layers, showing where the magma moved through cracks and formed dikes.

In Granite Park in Glacier National Park, there are rocks produced by mafic lava that flowed out onto the surface of the earth, on top of limestone deposits, into shallow water. This formed pillow lava, which is overlain by more sedimentary formations of the Belt Supergroup.

The ages of the dikes, sill, lava flows, and tuff layers in the Belt Supergroup range from 1.6 billion to 750 million years ago, all Proterozoic in age. However, many of these ages are from altered rocks and are probably far from accurate, and the younger ages may be from intrusions much younger than the sedimentary formations. The latest age measurements, using the best methods in the most carefully chosen volcanic rocks interbedded with the Belt Supergroup sedimentary layers, range from 1.40 and 1.47 billion years ago. The locations of these volcanic layers does not encompass the entire thickness of the Belt Supergroup, but the dated rocks span over half of the Belt pile, which suggests that many kilometers (and thus many miles) of Belt sediments accumulated in less than 100 million years, all of this occurring well over a billion years ago.

Approximately 800 million years ago the continent rifted apart. A large part of the Belt Supergroup drifted away with the missing part of the continent. A variety of geologic evidence points to the late Proterozoic rifting event. Geologic structures of that age map out as a jagged system of normal faults and grabens - rift valleys--intersecting at 120 degree angles, which is characteristic of a rifted continental margin. Layers of volcanic rock from that time along the continental margin are the types of basalt associated with the beginning of ocean-floor spreading. To the east, the Belt Supergroup tapers to thin beds that overlap older rock formations. To the west, the Belt Supergroup is abruptly truncated along faults that cut through Belt beds thousands of feet thick., Flow features in the sediments show they were derived from erosion of elevated land that was located even farther the west. This makes it clear that a large portion of the Belt Supergroup is missing.

Following the late Proterozoic rifting event, the land to the west of the Belt Supergroup, including the missing piece of the Belt Supergroup itself, was removed from North America as new oceanic crust formed between the rifted continental masses. Some of the missing the Belt Supergroup crust may now be part of Siberia in Russia, where rocks with ages and sedimentary structures similar to the Belt Supergroup occur. Once the ocean basin opened up, what was left behind in the Pacific Northwest was a passive continental margin with no plate boundary activity to interfere with gradual accumulation of sediment in broad basins and occasional erosion of elevated areas. The region continued to be a passive continental margin for hundreds of millions of years.

The Windermere Supergroup, of late Proterozoic age, lies unconformably on top of the Belt Supergroup. The Windermere Supergroup is a mixed bag of volcanic and sedimentary formations. The volcanic rocks provide evidence of continental rifting and the opening of a new ocean basin along the edge of the continent. One of the sedimentary strata is a lithified layer of what appears to be glacial till. This is consistent with more definitive evidence from other continents of a global ice age, with continental-scale glaciers, late in the Proterozoic eon.

Archean Geology of the Pacific Northwest

The Archean eon is the earliest stage of earth history from which rocks still exist. The oldest rocks on earth are gneisses in eastern Canada that go back to 3.9 - 4.0 billion years ago, according to the radiometric ages of the minerals in the rocks. Other evidence narrows the age of the earth down to somewhere in the range 4.5to 4.6 billion years ago. No rocks have been found from the first 500 million years of earth history, due to a combination of factors. The whole earth was probably molten for a while after the planet formed. The early earth was subjected to frequent collisions with huge meteorites. Erosion has erased many rocks from the geologic record the older the rock, the more likely it has been lost to erosion. Subduction constantly recycles oceanic crust back into the mantle, and none of today's ocean floor is older than Mesozoic. Finally, the earliest continents, the nuclei around which the continents grew larger by accretion and orogeny, may not have formed until hundreds of millions of years after the earth formed.

(There are some minerals, zircons, with measured radiometric ages of 4.1- 4.4 billion years. The zircons are from a 3.0 billion year old metamorphosed conglomerate in Australia. The presence of the zircons in the rock suggests that granite, the most typical source of zircons, had formed in earth's crust 4.2 billion years ago and then undergone uplift and erosion, becoming part of the detrital sediment in the conglomerate.)

In the Rocky Mountain region, the Laramide orogeny has uplifted blocks of deep crustal rocks into high mountain ranges where erosion has revealed them at the surface. The centers of many Laramide mountain ranges contain metamorphic and plutonic rocks of Archean age, part of the basement of the North American continent.

In the Beartooth Range, a Laramide mountain range in southwestern Montana, there is an unusual body of plutonic rock known as the Stillwater Complex. The Stillwater Complex consists of mafic and ultramafic rock that formed layers as the magma intruded and crystallized. Some of the layers are rich in minerals that contain such elements as chromium and platinum, which are economically valuable. The minerals and ultramafic igneous composition of the Stillwater Complex indicate that it formed at very high temperatures, higher than the temperatures of more recent igneous intrusions. This is consistent with the interior of the earth being hotter in the Archean than it is now, with gradual cooling of the earth lowering its temperature over the eons.

The Archean eon ended 2.5 billion years ago. By that time all the continents had formed a stable central region founded on a basement of plutonic and metamorphic rocks. This stable central region of the continent, with its basement of Precambrian rocks, is called the craton. The craton of North America underlies the Rocky Mountain and much of the Basin and Range region. It extends into northeastern Washington in the area west and northwest of Spokane, past the town of Colville. The rest of the states of Washington and Oregon have been added to North America since the Precambrian.


Investigation 5: Comparing Fossils over Time

Fossil Identification Key, Kentucky Geologic Survey
This key will help you use shape and descriptive terms to identify fossils.

Where are the Fossils, San Diego Natural History Museum
This site offers eight suggestions for finding and identifying fossils. It begins by investigating location and continues with procedures for fossil recovery and identification.

Follow a Fossil, Denver Museum of Nature and Science
Join a Denver Museum of Nature and Science paleontologist in a fossil hunt, from the beginning of the dig to the final display in a museum case! Site visitors can choose to explore vertebrates, invertebrates, or plants and in doing so, learn how paleontologists work.

Evolution and the Fossil Record, American Geosciences Institute (AGI)
Explore this online publication to learn more about evolution and the fossil record.

Proterozoic Era: Life, Museum of Paleontology
Explore this site for information on the early life forms in the Proterozoix Era. This site provides an informative glossary, links, and color pictures to help you build your conceptual framework.

Localities of the Vendian: Ediacara Hill, Australia, Museum of Paleontology
Explore the discovery of soft-bodied organisms from the Vendian Period of the late Precambrian Eon by an Australian geologist in the 1940's.

Learning about the Vendian Animals, Museum of Paleontology
This site provides text and illustrations for may Precambrian organisms.

The Burgess Shale: A Hidden Treasure in the Canadian Rockies, Hooper Virtual Paleontological Museum
To find out more about the scientific significance of the Burgess Shale, explore this museum's web site.


Multicellular Animals - the Ediacaran Fauna

Multicellular animals first become significant life-forms, leaving the earliest clear fossil evidence, at the beginning of the Vendian, about 0.6 bya (600 Mya). The Ediacaran fauna of the Vendian Period is represented by the casts in our collection from the famous fossil beds of the Flinders Ranges of South Australia, the White Sea beds of Northern Russia, and the beds in Charnwood Forest of Leicestershire, England. The Ediacaran fauna probably represent the first ecosystem in which multicellular organisms play a significant role.

The Ediacaran fauna represent a mystery however - with the exception of coelenterates (medusa and anemones), these organisms are not clear ancestors of those which followed them in the Cambrian. In addition, modern DNA-based sequence information predicts that today's phyla split much earlier than the Vendian, perhaps as much as a billion years ago. So where did the organisms of the Cambrian, and our modern phyla, come from?

As with many later Periods the Vendian probably ended with a mass extinction, in this case associated with an ice age. The extent of the Vendian extinction event may have even exceeded later events, such as the Permo-Triassic crisis, when 90% of marine species vanished. In this case the loss of the Ediacaran fauna allowed the rapid diversification of bilaterian animals to fill the empty niches. Recent work has shown that the Cambrian Explosion was not only a phenomena of bilaterian animals, it was an ecosystem-wide diversification of organisms including bacteria, protists, algae, and sponges as well.

Radiata: The Radiata (coelenterata) include today's Cnidaria (hydras, jellies, sea anemones, and corals) and Ctenophora (comb jellies) and are characterized by radial symmetry. They probably represent the earliest multicellular animals with true tissues, and strongly dominate the Vendian fauna around the world. Fossils of Radiata, impressions since they have no hard tissues, are common in the Vendian Period.

The Radiata are represented by two body-plans: polyps (e.g. anemones and corals) and medusa (jellies).

  • Polyps: The burrowing sea anemone (Niemiana), is thought to represent the earliest and most primitive Radiata. Note that they have no tentacles, as seen the the group in our cast from the White Sea deposits of Russia, and unlike modern examples as in the engraving. These organisms also had an undifferentiated body cavity and reproduced asexually.
  • Medusa: Medusa-like fossils have been found as old as 1200 Mya in Australia. As with the polyps they appear to be much simpler than modern medusa, such as the jelly in the engraving. The museum has a number of representative fossil casts of White Sea specimens courtesy of M. A. Fedonkin (Paleontological Institute, Moscow) and the University of California Museum of Paleontology:
      represents one of the earliest forms of medusa. It was a sedentary form, which may have evolved by a flattening of a polyp resulting in a concentric body plan. This simple organism reproduced asexually by fission. (White Sea deposits of Russia) rugulosum another sedentary form of medusa, it appears to have reproduced asexually by budding. (White Sea deposits of Russia) appears to be a more advanced form of medusa, incorporating both concentric and radial symmetry in its body plan. In the cast the radially arranged tentacles can be seen to be concentrically arranged in series around the oral cavity. As with Cyclomedusa, reproduction was asexual. (White Sea deposits of Russia)
  • Colonial Forms: Some authors also consider a variety of other pinnate-shaped, fan-shaped, and comb-shaped organisms to be colonial representatives of the Radiata. Others consider them to be failed early experiments in animal biology, with no modern descendants. These organisms have no apparent mouths or anuses, thus they must have absorbed food, or harbored photosynthetic symbionts to provide them with energy. Examples of both modes of feeding exist in modern organisms. A variety of corals have never been observed to feed, rather existing on the photosynthetic products of symbiotic cyanobacteria. And the giant worms found around hydrothermal vents in the ocean have no mouths or anuses. Rather they harbor symbiotic bacteria which use the methane, hydrogen sulfide and other reduced substances to generate energy for themselves and their hosts. The original ink drawing by Rachel Rogge at the left is an artists representation of a living Charnia masoni commissioned by the museum (©2002 HSU NHM).

    Casts of Charnia masoni fossils from two localities are on display:

    • The White Sea region, Russia (positive and negative impressions), courtesy of M. A. Fedonkin (Paleontological Institute, Moscow) and the University of California Museum of Paleontology. , Two specimens, second on Please Touch shelf

    Trilateria: A variety of Vendian organisms exhibit trilateral radial symmetry. The relationship of these animals to modern organisms is controversial. Many paleontologists feel they represent early experiments in animal biology which failed, becoming completely extinct and leaving no modern representatives. The original ink drawing by Rachel Rogge at the left is an artists representation of a living Tribrachidium commissioned by the museum (©2002 HSU NHM).

    • The cast of Tribrachidium heraldicum in our collection is from the famous Ediacara fossil beds of Australia courtesy of James Gehling. It may represent a more advanced form of medusa, with more similarity to modern cnidarians than with other Vendian medusa. is a frond-like organism with three-fold symmetry, which may indicate a relationship to the Tribrachidium discussed above. On the other hand its frond-like body plan could argue for a closer relationship to Charnia, and a colonial nature. The Museum's cast of a White Sea specimen is courtesy of M. A. Fedonkin (Paleontological Institute, Moscow) and the University of California Museum of Paleontology.

    Bilateria: The bilateria (animals with bilateral symmetry such as the majority of living forms) are represented by two types of Precambrian fossils: trace fossils and impressions. Trace fossils of burrows and tracks are perhaps the best evidence for the existence of animals ancestral to modern forms in the Precambrian. Unlike the various fossils represented in the Vendian impressions, these animals would have possessed the key characteristic of most animals - mobility. Unfortunately there are no known fossils of these organisms themselves, so we can't know who made these tracks and burrows.

    Among the best known and common impressions of animals thought to represent bilateria are the fossils of Dickinsonia. These discoidal, segmented animals are thought by some experts to represent early annelid worms, while others feel they are unique Ediacaran species with no descendants. le Dickinsonia varied greatly in size, from small coin-sized to doormat sized. Some impressions are surrounded by smoothed areas indicating the organisms expanded and contracted while maintaining their shapes and segmentation numbers. Some specimens appear to have orifices which have been interpreted as a mouth and an anus at the ends of the central ridge, though others dispute this interpretation. Perhaps future specimens will enable us to determine the true relationships of these and other Ediacaran animals, but currently we just don't know. The original ink drawing by Rachel Rogge at the left is an artists representation of a living Dickinsonia commissioned by the museum (©2002 HSU NHM). The museum has two casts of Australian specimens provided courtesy of James Gehling:


    Abstract

    The principle of uniformitarianism may be applied to Precambrian basin evolution and to the sedimentary record as a whole. The major difference in the Precambrian Eon lay in variability of rates and intensities of processes controlling weathering, erosion, transport, deposition, lithification, and diagenesis. This paper examines Precambrian sedimentation patterns within the larger framework of Earth evolution. Pre-rock record sedimentation probably comprised deep water oceanic realms within which meteoritic and cometary impact events generated very large tsunamis, resulting in very coarse volcaniclastic detritus combined with fine dust settling out of suspension, all reworked by marine current systems and localised turbidites.

    From c. 4 to 3.2 Ga, greenstone belts provided the predominant settings for the thin passive margin carbonates, BIF, stromatolitic evaporites, pelites and quartzites, and lesser synorogenic turbidites, conglomerates, and sandstones that accompanied the volcanic and volcaniclastic rocks typical of these settings. Common palaeoenvironments were high gradient alluvial fans, low sinuosity braided rivers, and relatively shallow marine settings, subject to wave and tidal action, and turbidity currents. Although continental crustal growth continued largely through greenstone belts until c. 2.7 Ga, the Witwatersrand basin (c. 3.0–2.7 Ga Kaapvaal craton, South Africa) reflects initial stabilisation of the oldest craton, with an epeiric sea accumulating largely fluvial detritus subject to tidal (inland) and storm-wave (craton-marginal) reworking within a retroarc foreland basin setting.

    Neoarchaean–Palaeoproterozoic sedimentation is discussed within a framework of two global “superevents”, at c. 2.7 Ga and 2.2–1.8 Ga, each encompassing major changes in Earth's evolution related to the supercontinent cycle, mantle superplumes, peaks in crustal growth rates, and significant biochemical changes within the atmosphere–hydrosphere system. Concomitant globally raised sea levels led to chemical and clastic epeiric seas within which the first giant carbonate platforms developed, and deposition of iron-formation peaked globally at c. 2.5 Ga. The first global glaciation at c. 2.4–2.2 Ga provides little support for the “Snowball Earth” theory, but does suggest a negative feedback loop model whereby intraglacial CO2-related warming and synglacial decreases in weathering alternated up to three times. Models for palaeo-atmospheric and -oceanic evolution are mutually exclusive, but by c.1.8 Ga, the existence of large landmasses and free oxygen in Earth's atmosphere enabled erg development and red bed sedimentation globally the full spectrum of Phanerozoic–Modern sedimentary environments was thus present on Earth. A third postulated “superevent” at c. 0.8–0.6 Ga essentially recreated conditions experienced at c. 2.2–1.8 Ga, with, additionally, at least three global refrigeration events.


    Life before the Cambrian [ edit | edit source ]

    It is not known when life originated, but carbon in 3.8 billion year old rocks from islands off western Greenland may be of organic origin. Well-preserved bacteria older than 3460 million years have been found in Western Australia. Probable fossils 100 million years older have been found in the same area. There is a fairly solid record of bacterial life throughout the remainder of the Precambrian.

    Excepting a few contested reports of much older forms from USA and India, the first complex multicelled life forms seem to have appeared roughly 600 Ma. A quite diverse collection of soft-bodied forms is known from a variety of locations worldwide between 542 and 600 Ma. These are referred to as Ediacaran or Vendian biota. Hard-shelled creatures appeared toward the end of that timespan.

    A very diverse collection of forms appeared around 544 Ma, starting in the latest Precambrian with a poorly understood small shelly fauna and ending in the very early Cambrian with a very diverse, and quite modern Burgess fauna, the rapid radiation of forms called the Cambrian explosion of life.


    The Archean Eon and the Proterozoic Eon make up the Precambrian, starting with Earth's beginning at 4,500 million years ago (Ma) and going to about 542 Ma. Life first appeared during the Archean, perhaps as early as 3,800 to 3,500 Ma, as single-celled organisms. Such simple life-forms dominated the Precambrian, leaving little fossil evidence. Finally, just before the end of the Proterozoic Eon, larger organisms appear, but their soft bodies only form fossils under special conditions. Until recently in fact, they were not even known to exist. The first case in the Life Through Time exhibit explores the Precambrian, including fossil organisms and the effects of life on Earth's geology.

    The third, Phanerozoic Eon, begins about 542 mya with the appearance of hard-bodied or shelled organisms. The occurence of hard body parts also signals the beginning of the main fossil record at the beginning of the Cambrian Period.

    The Phanerozoic Eon is divided into three Eras: the Paleozoic Era (542-251 Ma), the Mesozoic Era (251-65.5 Ma), and the Cenozoic Era (65.5 Ma-present).

    twelve cases in the Natural History Museum correspond to the twelve periods of the Phanerozoic. Thus we see cases for the six periods and subperiods of the Paleozoic Era: the Cambrian, the Ordovician, the Silurian, the Devonian, the Carboniferous (two cases for Mississippian and Pennsylvanian subperiods), and Permian.

    Three cases comprize the Mesozoic Era, "the Age of Reptiles", one each for the Triassic, the Jurassic and the Cretaceous Periods.

    Finally two cases, one for the Paleogene, and one for the Neogene comprise the Cenozoic, "the Age of Mammals", or Recent Era.

    Additional cases address specific aspects of the fossil record. You will find links to some of these displays as you explore the Life Through Time Timeline. Others may be accessed through the main Exhibit page.


    Voir la vidéo: Hadeano ao Proterozoico - Formação da Terra e Geologia do Brasil - Eras Geológicas parte 2