proterozoik
 
Encyklopedia PWN
proterozoik
[gr. próteros ‘wcześniejszy’, zṓon ‘zwierzę’],
eon proterozoiczny, eozoik,
drugi eon (jednostka geochronologiczna) w dziejach Ziemi, trwający od ok. 2,5 mld lat temu do ok. 540 mln lat temu, także jednostka chronostratygraficzna (eonotem) obejmująca powstałe w tym czasie skały;
proterozoik dzieli się na 3 ery: paleoproterozoik (2,5–1,6 mld lat temu), mezoproterozoik (1,6–1 mld lat temu) i neoproterozoik (1–0,54 mld lat temu); w podziale chronostratygraficznym jednostkom tym odpowiadają 3 eratemy o tych samych nazwach. Dolna granica proterozoiku jest jednocześnie górną granicą poprzedniego eonu archaiku, natomiast granica górna pokrywa się z dolną granicą okresu kambryjskiego (kambr), a tym samym z dolną granicą ery paleozoicznej (paleozoik).
Procesy geologiczne. Przejawy zachodzących w proterozoiku procesów tektonicznych są najlepiej rozpoznawalne w obrębie starych kontynentalnych platform, czyli na obszarach, które po proterozoiku nie ulegały już intensywnym deformacjom tektonicznym. Uzyskane dane wskazują, że wykształcenie skorupy ziemskiej i litosfery nie odbiegało już w proterozoiku w zasadniczy sposób od ich obecnego stanu, tak, że rozwój wielkich struktur tektonicznych zachodził, tak jak obecnie, zgodnie z regułami teorii tektoniki płyt litosfery. W wyniku ruchu płyt litosferycznych kontynenty ulegały kolizji i zespalaniu w większe superkontynenty, które z kolei rozpadały się na mniejsze bloki kontynentalne. Wskutek deformacji zachodzących wzdłuż brzegów płyt litosferycznych powstawały orogeny, np. w obrębie starej platformy wschodnioeuropejskiej wyodrębnić można m.in. karelidy, svekofenidy, gotydy.
Na przełomie środkowego i późnego proterozoiku (ok. 1 mld lat temu) zaznaczyła się na obszarze późniejszej Laurencji (dzisiejszej Ameryki Północnej i Grenlandii) orogeneza zwana grenwilską; w tym samym czasie na pozostałych kontynentach (późniejsza Baltica, Syberia, północna część Ameryki Północnej, Australia, Antarktyda, Indie) powstał superkontynent Rodinia; jego rozpad między 800 a 700 mln lat temu był związany z procesami rozciągania skorupy kontynentalnej, prowadzącymi w konsekwencji do powstania skorupy oceanicznej przyszłego Oceanu Spokojnego. W trakcie rozpadu Rodinii formowały się jednocześnie zaczątki późniejszej Gondwany (której jądro stanowiła Afryka) oraz Syberii. Pod koniec proterozoiku istniały zatem paleokontynenty: Gondwany, Laurencji, Baltiki i Syberii.
Klimat w proterozoiku był znacznie chłodniejszy niż w archaiku, o czym świadczą kopalne osady lodowcowe z paleoproterozoiku, jak również rozległe osady lodowcowe zachowane na wszystkich głównych kontynentach datowane na neoproterozoik; te ostatnie są uważane za pozostałości zlodowaceń, które powstały znacznie bliżej równika niż zlodowacenia czwartorzędowe czy permsko-triasowe; wskazują na to znajdowane osady kopalnych glin zwałowych (tillitów) z fragmentami węglanów (osadów ciepłych mórz) czy też iły warwowe przewarstwiające węglany i ewaporaty. Zlodowacenia neoproterozoiczne były zapewne bodźcem do powstania w późnym proterozoiku nowych form życia.
Z początkiem proterozoiku następował również stopniowy wzrost stężenia tlenu w atmosferze ziemskiej. Jego źródłem były fotosyntetyzujące organizmy nie mające jądra komórkowego (prokarionty). Początkowo tlen był związany przez pierwiastki chemiczne mające powinowactwo do tlenu; w proterozoiku były to żelazo i siarka, obecne w skorupie ziemskiej od początku powstania Ziemi. Jeszcze na początku proterozoiku stężenie tlenu w atmosferze przypuszczalnie wynosiło ok. 1–2% jego dzisiejszej zawartości; świadczą o tym występujące w skałach dolnego proterozoiku niezmienione minerały uranu i żelaza, które we współczesnej atmosferze bardzo szybko ulegają utlenieniu. Dowodem na wzrost stężenia tlenu atmosferycznego jest rozprzestrzenienie wstęgowych rud żelazistych — jaspilitów i kwarcytów żelazistych — formacja zwana BIF (angielskie Banded Iron Formation); są to skały datowane na 3,5–1,9 mld lat temu, powstałe w środowisku otwartego morza, zawierające związki żelaza i in. minerały; żelazo występuje w nich w postaci magnetytu, w którym stosunek liczby atomów żelaza do atomów tlenu jest większy niż w hematycie, a zatem żelazo jest w nich słabiej utlenione. Zanik tych rud ok. 1,9 mld lat temu był prawdopodobnie związany ze wzrostem stężenia tlenu w głębokich wodach oceanicznych; nastąpił wzrost ilości czerwonych osadów krzemionkowych, przy czym barwa ta pochodzi od hematytu, w którym żelazo jest bardziej utlenione niż w przypadku magnetytu. W skałach starszych, liczących więcej niż 2 mld lat, czerwone osady krzemionkowe w zasadzie nie występują.
Świat organiczny. Dominującą rolę w ekosystemach mórz proterozoicznych odgrywały sinice tworzące stromatolity. Intensywny rozwój stromatolitów był związany z rozrostem powierzchni kontynentów, a tym samym szelfów kontynentalnych — głównych siedlisk życia tych glonów. Maksimum zróżnicowania stromatolitów przypada na ok. 1,2 mld lat temu, gdy pojawiły się stromatolity o kształcie stożkowatym. W erze neoproterozoicznej (ok. 0,6 mld lat temu) zróżnicowanie stromatolitów wyraźnie się zmniejszyło. W proterozoiku pojawiły się pierwsze organizmy eukariotyczne, tj. takie, które mają jądro komórkowe i chromosomy (eukarionty); najstarszymi znalezionymi w stanie kopalnym organizmami eukariotycznymi są plechy glonowe datowane na ok. 2,1 mld lat temu. Świat organiczny był jednak wciąż zdominowany przez organizmy prokariotyczne, np. w skałach formacji Gunflint znad Jeziora Górnego, datowanych na 1,9 mld lat temu, dominują skamieniałości prokariotów. Schyłek neoproterozoiku zaznaczył się bardzo szybkimi zmianami ewolucyjnymi; powszechne stały się wielokomórkowe glony z grupy zielenic i brunatnic oraz duże i bardziej złożone akritarchy; wyraźnie spadło wówczas znaczenie stromatolitów. Na ostatnie 30 mln lat neoproterozoiku przypadła gwałtowna ewolucja zwierząt (tzw. radiacja ewolucyjna), udokumentowana przez zawarte w skałach proterozoiku skamieniałości śladowe, a także skamieniałości organizmów bezszkieletowych i szkieletowych. Skamieniałościami organizmów bezszkieletowych są przedstawiciele fauny z Ediacara, nazwanej tak od najbardziej znanego stanowiska tych form w Australii, datowane na ok. 550 mln lat; ich pozycja systematyczna nie została określona. Najstarsze skamieniałości szkieletowe to organizmy o nieznanej przynależności taksonomicznej, występujące w postaci węglanowych rurek, a pochodzące z utworów neoproterozoicznych.
Skały. Do głównych skał proterozoiku zalicza się gnejsy, łupki krystaliczne, kwarcyty, zlepieńce, piaskowce i dolomity. Znaczna ilość osadów niezmetamorfizowanych umożliwia szczegółowe badania geologiczne, w tym paleontologiczne. Skały metamorficzne i osadowe są często poprzecinane intruzjami skał magmowych, np. granitów i gabr. W Polsce utwory proterozoiku odsłaniają się w Sudetach; należą do nich gnejsy i amfibolity Gór Sowich, gnejsy izerskie i granity rumburskie Gór Izerskich, gnejsy i łupki krystaliczne w górach Bystrzyckich i Orlickich, gnejsy i łupki krystaliczne Masywu Śnieżnika. Natomiast w północno-wschodniej Polsce skały proterozoiczne występują pod przykryciem młodszych utworów; należą do nich gnejsy i amfibolity, kwarcyty, piaskowce, mułowce i łupki oraz bazalty.
Przeglądaj encyklopedię
Przeglądaj tabele i zestawienia
Przeglądaj ilustracje i multimedia