Proterozoikum

z Wikipédie, slobodnej encyklopédie
Prejsť na: navigácia, hľadanie
Proterozoikum
Zaradenie
Eón
← archaikum fanerozoikum →
Časové rozpätie proterozoika
(v miliónoch rokov)
Začiatok 2 500
Koniec 542 (± 0,3)
Trvanie 1 958
Pozri aj portál Vedy o Zemi
Červená riasa Laurencia. Podobné riasy sa vyskytovali už v mezoproterozoiku.

Proterozoikum alebo starohory alebo algonkium je eón vo vývoji Zeme, v poradí tretí po archaiku, po ňom nasledovalo fanerozoikum. Časový interval proterozoika je 2,5 miliardy – 542 mil. rokov. Pojem starohôr vymedzil E. Emmons a Ch. D. Walcott v roku 1888.

Pôvodne bola hranica medzi proterozoikom a fanerozoikom (kambriom) stanovená na prvý masívny výskyt skamenelín vyšších živých foriem (napr. trilobitov), no napriek neskorším objavom existencie života v proterozoiku sa táto hranica už nemenila, takže zostáva zachovaná na 542 mil. rokov.

Rozdelenie[upraviť | upraviť zdroj]

Podľa nového delenia sa proterozoikum delí na tri éry:

Staršie delenie:

  • Sinikum (545 – 800 mil. rokov)
  • Riphaikum (800 mil. – 1,65 mld. rokov)
  • Animikium (1,65 – 2,2 mld. rokov)
  • Huronikum (2,2 – 2,45 mld. rokov)

Geologický vývoj[upraviť | upraviť zdroj]

Proterozoikum je z hľadiska geologického vývoja oveľa lepšie doložené ako archaikum. V proterozoiku sa často vyskytujú súvrstvia sedimentov plytkých (epikontinentálnych) morí, na rozdiel od prevažne hlbokomorských metamorfovaných usadenín. Ďalším typom horninových formácií, ktoré sú typické najmä pre začiatok proterozoika, sú „páskaté železné rudy“. Proterozoikum je známe vývojom a následným rozpadom niekoľkých superkontinentov (Atlantika, Columbia, Nena a Rodinia) a s nimi spojenými orogénnymi udalosťami. V proterozoiku došlo k hurónskemu zaľadneniu počas periódy siderium – orosirium a globálnemu zaľadneniu v periódach kryogenium – ediakarium, nazývanému aj Zem – snehová guľa („Snowball Earth“).

Počiatok proterozoika sa ešte stále nesie v znamení nižšieho obsahu kyslíka v atmosfére. S pribúdajúcim nárastom organizmov, najmä tých, u ktorých sa vyvinula fotosyntéza, sa zvyšoval podiel O2 v atmosfére, až kým koncom proterozoika nedosiahol dnešnú úroveň.

Severná Európa[upraviť | upraviť zdroj]

Ku kontinentom, ktoré vznikli v archaiku, sa pričleňovali nové pevninové masívy. K jadru Baltského štítu v severnej Európe sa pripojili ďalšie oblasti súše: väčšia časť Fínska a Švédska s výnimkou najkrajnejšieho juhu a juhozápadu, baltský kontinentálny chrbát, stredoruská a povolžská doska. Pevnina sa utvárala v troch tektonických cykloch:

Keďže zároveň s karelidmi sa prvý raz v Európe jednoznačne vyskytli plytkovodné sedimenty, predpokladá sa, že pred 2 000 až 1 800 mil. rokmi zaplavili veľké priestory Baltského štítu na východe rozsiahle plytké moria.

Horské pásma[upraviť | upraviť zdroj]

V dôsledku intenzívnych tektonických pohybov vznikali v tomto období na celej Zemi početné vrásové horské systémy. Tri z piatich tektonických fáz sa odohrali približne pred 1900 mil. rokmi. Veľký význam malo aj zvetrávanie a odnos zvetranín, ktoré zmenili vzhľad a charakter nových pohorí. Obdobie, v ktorom vzniklo jedno vrásové pohorie nazývame, tektonický cyklus. Často trvalo dlhšie ako 100 mil. rokov a vždy ho sprevádzali magmatické javy, ktorých cyklus predstavoval tektonickú éru. Na Začiatku bol vznik geosynkinály, zvyčajne viac ako 1 000 km dlhej depresie zemskej kôry, vyplnenej horninami. Geosynklinála sa mohla pri svojom pozvoľnom klesaní naplniť sedimentami hrubými až niekoľko tisíc metrov. Na konci geosynklinálneho obdobia sa centrálne časti začali dvíhať. Sčasti tu pôsobila tlaková šmyková sila, sčasti vztlak ľahších hornín v ťažšom materiáli zemského plášťa. Keď sa vrásnenie presunulo z centrálnej časti geosynlikály k jej okrajom, nastali tektonické obdobia. V priebehu času sa geosynlinála vyvrásnila v celom rozsahu, pričom sa na jej okrajoch nahromadilo veľké množstvo sedimentov (molasa) pochádzajúcich z už vysokého centrálneho pohoria. V týchto fázach vznikali z odkrytých kryštalických jadier centrálne horské časti veľkých vrásových pohorí, zatiaľ čo zo sedimentárnych hornín okrajové obalové oblasti. Systém vrás v horninách postihnutých orogenézou (gr. oros = pohorie, genesis = vznik) na konci tektonickej fázy už nemenil. Začalo sa vysokohorské obdobie orogenetického cyklu, v priebehu ktorého sa pohorie pôsobením vztlaku v zemskom materiáli dvíhalo. V tejto etape postupoval a silnej vplyv zvetrávania a odnosu materiálu z vyčnievajúceho pohoria, prehlbovali sa doliny a postavenie štítov v pohorí sa zvýrazňovalo. Opísaný mechanizmus je pre väčšinu teórii viac-menej spoločný.

Pevninové masívy v Severnej Amerike[upraviť | upraviť zdroj]

Severoamerické archaické jadrá sa rozdelili na nové pevninové rozsiahle masívy : Arktické ostrovy, oblasť veľkých prérií, oblasť centrálnych rovín a Labradoru. Pri zväčšovaní plochy sa uplatnila iná schéma ako vo východoeurópskej platforme. Kým litosferická doska vo východnej Európe ma skôr mriežkovitú stavbu, americká sa rozširovala zonálne – archaické jadrá boli obklopované stále novými geologickými časťami. Mobilná zóna (oblasť hromadenia sedimentov, metamorfózy hornín a granitizácie) sa priebežne presúvala z centrálnych častí k okraju. Keďže v každej oblasti pôsobilo niekoľko na seba nadväzujúcich geologických cyklov, sú na americkom kontinente vzájomné vzťahy geologických činiteľov mimoriadne zložité.

Morská voda bez soli[upraviť | upraviť zdroj]

Vzorka sodíka
Dolomit

Zloženie morskej vody v proterozoiku nie je presne známe. Isté je len to, že obsah minerálnych látok v mori sa výrazne odlišoval od dnešného. Podobne ako dnes aj vtedy záviselo zloženie morskej vody od procesov a pomerov na povrchu Zeme. More pred 2 500 mil. rokmi obsahovalo extrémne málo takých minerálnych zložiek, ktoré by sa doňho splavili ako produkty erózie kontinentov. Chýbali rozpustné soli sodíka (teda aj kamenná soľ), draslíka, horčíka a vápnika. Vo vysokej miere boli pravdepodobne prítomné prvky pochádzajúce zo sopečnej činnosti ako chróm, bróm, jód a síra. Pokiaľ ide o obsah kyslíka vo vode, môžeme s istotou povedať, že morská voda v ranom proterozoiku pôsobila redukčne, vytláčala kyslík z chemických zlúčenín. Iba pred 2 300 mil. rokmi sa morská voda obohatila kyslíkom v dôsledku prudkého nástupu fotosynteticky aktívnych mikroorganizmov.

Tvorba dolomitu[upraviť | upraviť zdroj]

Na začiatku proterozoika sa začala v stále sa rozširujúcich plytkých moriach rozsiahla tvorba dolomitických hornín. Spolu s vápencami patria medzi karbonátové horniny, ktoré nie sú v predkambrijských súboroch veľmi rozšírené a zastúpené sú len dolomitmi. Ich sedimenty často dosahujú mocnosť niekoľko tisíc metrov. Dolomit je vápenato-horečnatý uhličitan CaMg(CO3)2. Z morskej vody sa vylučuje len za určitých podmienok, najmä pri kolísaní jej chemického zloženia alebo pri teplotných zmenách. Vznikal väčšinou z vápnitých sedimentov ako produktov činnosti živých organizmov. Prudký prírastok fotosynteticky aktívnych organizmov v plytkých moriach, viedol v proterozoiku k zvýšenej spotrebe oxidu uhličitého, ktorý má pri rozpúšťaní vápenca významnú úlohu: ak klesá jeho obsah, vyzráža sa pevný vápenec, čím sa vytvorí predpoklad vzniku dolomitickej horniny. Pri charakteristickom zložení vtedajších morí vápenec dolomitizoval (zmena na dolomit). Ak sa vápenec vyskytol vo forme aragonitu (rombická kryštalická štruktúra), celý proces sa odohral veľmi jednoducho: štruktúra zostala zachovaná, len vápnik bol sčasti nahradený horčíkom.

Uránové ložiská[upraviť | upraviť zdroj]

Ruda uránu

Rozšírenie veľkých a plytkých morských paniev v dôsledku transgresie mora a zvýšenie obsahu kyslíka v morskej vode po náraste fotosynteticky aktívnych organizmov spôsobili základnú zmenu uránových ložísk. Prvotné uránové rudy dovtedy (pred 4 000 – 2 500 mil. rokmi) vznikali na povrchu archaických pevninových jadier. Tu boli postupne rozrušované, transportované a ukladané v moriach do rozsypov, kde ich obohacovalo gravitačné triedenie a iné procesy. Asi pred 2 000 mil. rokmi začali tieto uránové zlúčeniny v prostredí plytkého mora oxidovať a mohli sa rozpúšťať vo vode. Morskými prúdmi a prúdením podzemnej vody urán migroval a opätovne sa vyzrážal vo forme pevnej rudy na inom mieste. Veľmi vhodné na to boli oblasti starého morského dna alebo strižné zóny so zvýšeným obsahom grafitu, v ktorých nastávajú priaznivé redukčné pomery (znižuje sa obsah kyslíka vo vode). Keď sa rozpustený urán dostal na takéto miesto, opäť sa zmenil na pevnú rudu a vytváral bohaté ložiská. Príkladom je panva jazera Athabasca v Kanade alebo austrálske Severné teritórium. Všeobecne takéto ložiská, v ktorých ruda vznikla vyzrážaním minerálov z roztokov, sa nazývajú infiltračné. Tento nový typ bohatých uránových ložísk opäť potvrdzuje mohutné rozšírenie fotosynteticky aktívnych rias a mikroorganizmov, pretože ich vznik prinajmenšom v prvej fáze sprevádzala veľká spotreba kyslíka.

Meteorit v Kanade[upraviť | upraviť zdroj]

Sudburský kráter

Približne pred 1800 mil. rokmi neďaleko dnešného Sudbury (Kanada) dopadol na Zem obrovský meteorit s niekoľkokilometrovým priemerom. Sudburský meteorit svojím dopadom nielenže rozdrvil horniny vonkajšej zemskej kôry, ale porušil kôru až po žeravotekutý plášť, čo vyvolalo náhly pokles tlaku. Pod vplyvom obrovskej energie dopadu sa plastický materiál plášťa ešte viac roztavil a prenikol do roztavenej zemskej kôry. Výsledkom bola heterogénna magma, ktorá stuhla pozdĺž krátera. V mnohých sa pritom obohatila sulfidmi, hlavne pentlanditom, sírnikom niklu a železa [(Ni, Fe)9S8]. Vzniklo tak najvýznamnejšie ložisko niklu na Zemi. Celkové zásoby niklu v ňom sú 5,8 mil. ton, pričom 6,7 mil. ton niklu sa už vyťažilo, údaj je z roku 1996. Intenzita dopadov meteoritických častíc sa postupne znížila na dnešnú úroveň. Štatisticky sa dá rátať so vznikom podobného krátera asi raz za 250 000 rokov.

Rudné minerály[upraviť | upraviť zdroj]

Asi pred 2300 mil. rokmi sa začalo intenzívne zásobovanie oceánov kyslíkom, ktorý sa vtedy nachádzal predovšetkým v plytkých moriach. Neskôr sčasti unikal do atmosféry. Kyslík rozpustený v morskej vode vytváral (v regionálnom meradle) nové možnosti pre tvorbu sedimentov, hlavne pre vznik rudných ložísk. Vyvolával totiž vo veľkých rozmeroch oxidáciu železa rozpusteného vo vode, a tým podnecoval jeho vyzrážanie. V oblastiach dovtedy chudobných na kyslík sa v rôznych typoch sedimentárnych hornín, ako sú íly, uhličitany či bituminózne sedimenty, začali utvárať sulfidické rudy farebných kovov (viazané so sírou) – kýzové ložiská. Vďaka týmto okolnostiam vznikli podmienky na tvorbu rúd olova, chromitu, zinku, zlata, medi, uránu a platiny. Približne pred 1800 mil. rokmi dosiahla tvorba týchto ložísk maximum. Potom intenzita ich vzniku začala klesať.

Galenit[upraviť | upraviť zdroj]

Galenit

Galenit je sulfid olovnatý (PbS) s hutnosťou 7,2 – 7,6. Je to geologicky najvýznamnejšia ruda olova (obsahuje až 86,6% olova), ktorá sa často vyskytuje nielen v sedimentoch proterozoika, ale aj v hydrotermálnych rudných žilách. Takéto žily vznikajú, keď sa v horninovom prostredí ochladí voda, zohriata vulkanickou činnosťou, obsahujúca vysoký podiel rozpustených minerálov. Pritom sa vylučuje ruda. Vyskytuje sa aj v kontaktne metasomatických horninách, metamorfitoch a pegmatitoch. U nás sa nachádza pri Banskej Štiavnici. Kryštály galenitu sú kubické alebo oktaédrické a majú olovenú farbu.

Oloveno-zinková ruda[upraviť | upraviť zdroj]

Sfalerit

Sfalerit je sírnik zinočnatý (ZnS). Vyskytuje sa vo farebných variáciách od žltej cez hnedú až po čiernu. Tvorí hexagonálne tetraédrické kryštály. Sfalerit je najviac rozšírená zinková ruda. často sa vyskytuje zároveň s galenitom a tvorí tak zmiešanú oloveno-zinkovú rudu. Minerály v tejto zmiešanej rude len málokedy tvoria väčšie kryštály, skôr sa vyskytujú v podobe jemno až hrubozrnných agregátov. Všeobecne sa kovový zinok vyskytuje s inými kovmi, okrem olova najmä so železom, ale aj so zlatom alebo meďou. Dnes sa tieto rudy ťažia na Slovensku v okolí Banskej Štiavnice.

Kremenec[upraviť | upraviť zdroj]

Kremenec

Kremenec (kvarcit) sa v proterozoiku usadzoval vo veľkej miere. Je to veľmi pevný kremenný pieskovec bez základnej hmoty. Jeho farba sa mení od bielej po svetlosivú. Vznikol rastom jednotlivých zrniek kremeňa pod zvýšeným tlakom v určitom chemickom prostredí, až úplne zaplnil póry. Kremeň (SiO2) v jemne kryštalickej forme sa nazýva chalcedón. Prúžkovanou a často rôznofarebnou formou je achát, ktorý kryštalizuje v dutinách. Kremeň sa vyskytuje v mnohých farebných variáciách (fialový ametyst alebo hnedá záhneda).

Titánová ruda[upraviť | upraviť zdroj]

Rutil

V proterozoiku boli priaznivé podmienky pre vznik titánových rúd. Ťažisko ich tvorby ležalo v časovom rozsahu pred 2 000 – 1 200 mil. rokmi, pričom vznik titánových rúd pravdepodobne nebol podmienený obohatením atmosféry kyslíkom. Nachádza sa totiž v riftových zónach, ktoré sa v tomto období vyskytli prvý raz. Preto sa predpokladá, že titánové rudy sú magmatického pôvodu. Medzi tieto rudy patria rutil a anatas (TiO2), ilmenit (FeTiO3) a titanit [CaTiO (SiO4)]. Hlavné náleziská rutilu sú v Rakúsku, kryštalický rutil sa nachádza v Revúcej.

Chromit[upraviť | upraviť zdroj]

Chromit

Chromitové ložiská v raných dejinách Zeme vznikali veľmi zriedka, mali však aj dve krátkodobé etapy intenzívnej tvorby pred 2 500 – 2 000 mil. rokmi. Chromity sa väčšinou vyskytujú spolu s platinovými rudami. Chromit je oxid železa a chrómu (FeCr2O4). Je hnedočiernej až čiernej farby, tvorí pevnú zrnitú hmotu, zriedka býva hrubokryštalický. Je to najdôležitejšia ruda chrómu. Podobne ako titánová ruda nevznikal pôsobením atmosféry, ale tvoril sa z magmy v riftových oblastiach. Významné ložisko chromitu je Bushveldský masív v južnej Afrike.

Pyrit[upraviť | upraviť zdroj]

Pyrit

Okrem vzniku primárnych minerálov vznikali minerály aj premenou z iných (sekundárne). Pod vplyvom zvyšovania kyslíka v atmosfére korodoval a rozrušoval sa pyrit (FeS2) alebo uraninit (UO2). Z pyritu sa odštiepila síra a vznikol oxid železitý, hematit (Fe2O3), charakteristická zložka nových červených sedimentov. Pyrit v tomto období aj vznikal a to v oblasti riftových sedimentov pri prenikaní magmy do hlbinných hornín. Tieto pyrity nepatria medzi kvalitné rudy kvôli obsahu neželanej síry.

Niklová ruda[upraviť | upraviť zdroj]

Nikel

Pred 1 800 mil. rokmi nastalo krátke obdobie intenzívnej tvorby sulfidických niklových ložísk spolu s ložiskami rúd medi a platiny. Tieto rudy sa vo veľkej miere vyskytovali už pred 2 800 – 2 500 mil. rokmi, keď boli viazané iba na podmorské lávové výlevy. V tom čase vznikali niklové rudy v magmatických ložiskách, v zónach veľkých pevninových zlomov a v priekopových štruktúrach. Najdôležitejšia ruda niklu je pentlandit (Ni, Fe)9S8. Na Slovensku sa niklové rudy vyskytujú v Rudňanoch, Rožňave a Dobšinej.

Vývoj života[upraviť | upraviť zdroj]

V proterozoiku sú dôkazy existencie života stále vzácne. S určitosťou je možné tvrdiť, že v tomto období existovali baktérie a sinice a predpokladá sa vznik organizmov s bunkovým jadrom, najmä rias. Na konci proterozoika sa už rozvíjali aj mnohobunkové organizmy (mechúrniky, obrúčkavce, článkonožce) – úplne prvý výskyt je z obdobia pred 2 000 mil. rokmi zo západného Texasu. O asi 100 miliónov rokov neskôr sa objavujú diskovité mnohobunkovce označované ako gabonionty[1]. Dve veľké ľadové periódy priniesli útlm vo vývoji, no začiatkom kambria nastáva „populačná explózia“. Zo starohôr je známy aj prvý organizmus so sexuálnym mechanizmom rozmnožovania (t. j. rozdielne orgány samčích a samičích rastlín) – červená riasa Bangiomorpha pubescens.

Nové baktérie v moriach[upraviť | upraviť zdroj]

Vo všetkých okrajových moriach prakontinentu, do ktorého sa zjednotili kratóny, sa zjavili jednobunkové baktérie (tzv. Schizomycetes), ktoré sa začali rýchlo rozmnožovať. Uskutočňovali fotosyntézu a odoberali tak z morskej vody oxid uhličitý, pričom sa vylučovali uhličitany. Nové baktérie sa tak zúčastňovali na vzniku organogénnych sedimentov (vznikli za účasti organizmov). Kyslík, ktorý sa pri fotosyntéze uskutočňovanej baktériami uvoľňoval ako vedľajší produkt, sa však nedostal do atmosféry. V redukčnom prostredí pramorí sa opäť viazal s inými prvkami. Kmene raných baktérií sa svojou stavbou veľmi ponášali na sinice (Syanophyta), ktoré už existovali viac ako 1000 mil. rokov (už pred 3600 mil. rokmi). Spoločným znakom obidvoch skupín bolo, že ich bunky ešte nemali oddelené bunkové jadro. Organizmy, ktoré nemajú bunkové jadro oddelené membránou sa nazývajú prokaryotické na rozdiel od eukaryotických, ktorých jadro je od cytoplazmy oddelené membránou. Prokaryotická bunka má veľmi jednoduchú stavbu a je oveľa menšia. Jej priemer je iba 1/1 000 mm. Je obklopená jednoduchou membránou. Vnútri bunky sa nachádza prstencovitá molekula DNA (deoxyribonukleová kyselina), ktorá obsahuje všetky genetické informácie (genómy) a pravdepodobne je predstupňom bunkového jadra (nukleoid). Vonkajšia membrána býva často prehnutá a vytvára vnútorné hadicové útvary alebo vnútorné membránové systémy. Prehnutia vonkajšej membrány sú pravdepodobne miesto, kde sa koncentrovali mnohé enzýmy. Vo vnútorných membránových systémoch sú látky potrebné pre fotosyntézu. Na vonkajšej strane majú prokaryotické baktérie bičíky, tenké rúrkovité útvary, ktoré sú zložené z rovnakých bielkovín ako bunková membrána. Bičíky umožňujú organizmu pohyb a súčasne víria vodu s čiastočkami potravy.

Referencie[upraviť | upraviť zdroj]

  1. Hyžný, M., Harzhauser, M., 2014, Najstaršie mnohobunkovce za humnom. Quark, 5, XX, s. 51

Pozri aj[upraviť | upraviť zdroj]

Externé odkazy[upraviť | upraviť zdroj]

Iné projekty[upraviť | upraviť zdroj]

Eón (mil. rokov)
Hadaikum
(4 570 – 3 800)
Archaikum
(3 800 – 2 500)
Proterozoikum
(2 500 – 542)
Fanerozoikum
(542 – dnešok)
Proterozoikum (2 500 – 542 mil. rokov)
Paleoproterozoikum
(2 500 – 1 600)
Mezoproterozoikum
(1 600 – 1 000)
Neoproterozoikum
(1 000 – 542)