Historie Země

Historie Země pokrývá přibližně 4,5 miliardy let (4,567,000,000 let), od vytvoření Země ze sluneční mlhoviny až po současnost.

Je rozdělena do čtyř chronologických období, věků , prvních tří definujících Precambrian  :

1. Hadaikum trvá půl miliardy let. Nenechal téměř žádnou horninu na místě, kromě fragmentů v pozdějších erupčních horninách, a je nejlépe známý modelováním sluneční soustavy a srovnávací analýzou izotopových složení různých nebeských těles;
2. Archaický , trvá miliardu a půl roku. Je poznamenán jak výskytem prvních kontinentálních krust, tak původem života, který vytváří biosféru . Tento věk je nejlépe známý analýzou hornin, které zanechal, jejich stáří a podmínek jejich vzniku;
3. Proterozoic , trvá dvě miliardy let. Je poznamenán masivním vzhledem kyslíku v atmosféře, který nahrazuje primitivní atmosféru oxidem uhličitým . Stejně jako předchozí je nejznámější skrz skály, které tam byly vytvořeny, v nyní obecně oxidačním prostředí;
4. Fanerozoiku , doslova to „viditelných zvířat“, mnohobuněčných organismů: vedle horninových analýz, je známo z fosilií levé těchto živočišných a rostlinných organismů ve svých různých geologických vrstev. Je to věk života, jak jej známe dnes, který začal až před 540 miliony let.

Dějiny Země jsou také poznamenány velkými katastrofickými epizodami, velkými chemickými posuny, jako je Velká oxidace , nebo masivními vymíráními , jako je permsko-triasový zánik  ; naopak oddělené dlouhými obdobími stability, během nichž zpětné vazby mezi biosférou , atmosférou , hydrosférou a litosférou stabilizují podmínky existence.

Sluneční Soustava

−4,57  Ga  : vznik Slunce

Stáří vesmíru se odhaduje na 13 799 ± 0,021 miliardy let. Hlavní teorií vzniku vesmíru je Velký třesk  : Vesmír byl bodem vysoké energie, který se náhle začal rozpínat. Zpomalením a postupným ochlazováním se část této energie stává hmotou ve formě atomů deuteria , helia 4 a lithia 7  : jedná se o prvotní nukleosyntézu . Tyto mračna plynu z dihydrogen zaměřením na popud gravitace , v podobě galaxií a hvězd. Když sféra plynu dosáhne určité hustoty, je možná reakce jaderné fúze spojením čtyř atomů vodíku za vzniku helia . Když se hvězda zestárne a množství hélia vede ke zvýšení jaderné fúze produkuje těžší atomy : uhlík , kyslík ,  atd V určitém věku se může hvězda zhroutit sama na sebe a poté explodovat do supernovy, která vypudí veškerou hmotu, kterou vyprodukovala od svého vzniku.

Tento materiál je zdrojem sluneční mlhoviny , plynového mraku (nebo akrečního disku ), ze kterého byla vytvořena sluneční soustava. To je pak velký rotující mrak, složený z prachu , hornin a plynu . Gravitace a setrvačnosti ke zploštění v protoplanetary disku orientovanou kolmo k jeho ose otáčení, která zrychluje jeho rychlost otáčení. Většina hmoty se poté koncentruje ve středu a začíná se zahřívat, ale malé poruchy v důsledku kolizí a moment hybnosti jiných velkých úlomků vytvářejí podmínky pro vznik protoplanet . Padající materiál, zvyšující se rychlost otáčení a komprese vyvolaná gravitací vytvářejí ve středu obrovské množství kinetické energie . Neschopnost dostatečně rychle přenést tuto energii ven způsobí postupné zvyšování teploty ve středu disku. Nakonec znovu začne jaderná fúze vodíku na hélium a po kontrakci se z našeho mladého Slunce před 4,57  Ga stala hvězda T typu Tauri .

−4,57 až −4,54  Ga  : narůstání Země

Mezitím, jak gravitace způsobuje kondenzaci hmoty kolem dříve narušených objektů, částice prachu a zbytek protoplanetárního disku se začaly rozpadat na prstence. Větší a větší fragmenty se srazí a stávají se většími objekty, které se nakonec stanou protoplanetami. Patří mezi ně shluk nacházející se přibližně 150 milionů kilometrů od středu: Země . Takto se sluneční soustava dokázala prosadit.

Podobnost složení v žáruvzdorných prvcích mezi pozemskými planetami , asteroidy a samotným Sluncem je považována za silný důkaz jejich společného původu. Následně Země ztrácí ve vesmíru většinu časného vodíku a hélia, což může překročit rychlost uvolňování v důsledku jejich tepelného míchání . Je však možné, že další těkavé prvky by mohly být přivedeny následnými epizodami meteorického bombardování.

Slunce na svém počátku vyzařuje méně než v současnosti. V době vzniku Země má pouze 70% své současné síly a získává 7% na miliardu let.

V době jejího narůstání je plynná složka Země z velké části tvořena lehkými prvky, vodíkem a heliem . Sluneční vítr z této nové hvězdy T Tauri pohony většinu plynu a prachu z disku, který nebyl již kondenzuje do větších těles, tím snadněji, protože jádro nepraská. Je dosud diferencovaná se Země nemá magnetické pole, které by odklonilo sluneční vítr a vytvořilo Van Allenův pás . Tyto světelné prvky se nyní v zemské atmosféře nacházejí ve zanedbatelném množství ve srovnání s jejich kosmickým množstvím.

Kosmické hodiny

Abychom pomohli pochopit relativní hodnoty milionu nebo miliardy let, lze tyto časy zkrátit na dvanáctihodinový „obrat číselníku“ představující historii Země, od jejího narůstání o půlnoci, do „do současnosti v poledne. V tomto časovém měřítku, kde je 4,54 miliardy let zastoupeno za dvanáct hodin, trvá milion let o něco méně než deset sekund.

V době vzniku Země byl tedy Vesmír vytvořen před více než 36 hodinami. Slunce svítilo tři minuty do půlnoci. Kolem naší galaxie Mléčné dráhy trvá asi 230 milionů let , což v tomto časovém měřítku představuje asi čtyřicet minut.

Vzhled v Africe z Homo erectus se koná v posledních deseti vteřinách. Ve srovnání s historií Země je tedy vzhled člověka doposud kvantitativně zanedbatelný. Vzhled noosféry je v praxi „okamžitou přítomností“ .

Hadean (od -4,5 do -4  Ga )

-4,54  Ga  : počátek

O historii rané Země, mezi -4,54 a -4 miliardami let (tj. Během prvního věku , Hadeanů ), je známo jen málo .

Mladá Země se během Hadeanu velmi liší od světa, jak jej známe dnes. Ve své atmosféře nemá ani oceán, ani kyslík. Je bombardován planetoidy a materiály z formování sluneční soustavy. Země se formuje po miliony let nárazů a narůstání, poté se s ní asteroidy i nadále sráží, což na povrchu vyvolalo silné zahřátí. Země je také nepřetržitě zahřívána vnitřní radioaktivitou .

Toto bombardování, kombinované s teplem radioaktivních transformací, odpadním teplem a to v důsledku kontrakčního tlaku, uvedlo horniny celé planety do stavu fúze .

Plyny z roztavených suchozemských hornin byly stejně jako nyní hlavně dusík , oxid uhličitý , amoniak , metan , vodní pára a menší množství jiných plynů. Tato anoxická atmosféra však nemá ozonovou vrstvu a umožňuje pronikání ultrafialového záření, které disociuje nejkřehčí molekuly. Pouze ty nejsilnější se hromadí v pozoruhodných množstvích: CO 2, N 2 a H 2 O.

Jádro by se nejprve vytvoří, za méně než 15  Ma .

Je to převážně kovové železo, ale obsahuje trochu niklu a asi o 10% lehčí prvky (které nejsou s jistotou identifikovány). Kovové prvky uvnitř (železo a nikl) se tavily a tekly směrem ke středu planety, což vydávalo ještě více tepla a urychlovalo proces. Tekuté železo obsažené v jádru vytváří kolem sebe skutečné magnetické pole působením dynama . Ve skutečnosti je to toto pole, které chrání atmosféru planety před slunečním větrem .

Takto vzniká jádro během prvních čtyřiceti milionů let Země. Jak těžší prvky klesají do středu, ty lehčí stoupají na povrch a diferenciací tvoří různé obálky Země (viz „  Vnitřní struktura Země  “), a tak produkují další teplo. To vede k domněnce, že model oceánu měsíčního magmatu může být převeden do počáteční formace Země, povrch je pak rozšířená magma oceánu asi 2000  ° C .

Zpočátku je sluneční mlhovina tvořena převážně vodíkem , proto tvoří velmi redukční médium . Uhlík se objevuje jako metan ( CH 4 ), dusíku jako amonné ( NH 4+ ), Kyslík ve formě vody (H 2 O), Síra ve formě sirovodíku ( H 2 S ) ...

Ale železo migrující v jádru ve snížené formě, odplynění primitivních asteroidů, které zpočátku vede k silně redukující atmosféře, ustupuje oxidovanějšímu odplynění ve formě oxidu uhličitého CO 2a voda. Omezené plyny, jako je CH 4 nebo oxid uhelnatý CO, jsou fotosociovány v horních vrstvách atmosféry a vedou k produkci vodíku , jehož průměrná rychlost v důsledku tepelného míchání překračuje rychlost uvolňování , takže uniká do vesmíru . Snížený únik plynného vodíku bude neustálou příčinou zvyšování stupně oxidace zemského povrchu po celou dobu jeho historie. S touto diferenciací je vytvořena nová zemská atmosféra z odplynění magmatu .

O několik milionů let později významná srážka s protoplanetou zvanou Theia nebo planetka o velikosti asteroidu změnila směr zemské osy . Dopad mísí fúzí při vysoké teplotě s vnějšími vrstvami obou planet, což způsobuje zvětšení Země, zatímco zbytek trosek tvoří Měsíc. V důsledku chaosu prvních let života planety jsou srážky vzácnější a Země se může ochladit.

−4,5  Ga  : vznik Měsíce

Původ Měsíce je stále nejistý, ačkoli mnoho vodítek podporuje tezi o velké srážce . Země možná nebyla jedinou planetou, která se vytvořila 150 milionů kilometrů od Slunce. Jedna hypotéza naznačuje, že by se vytvořila další kupa, která by ve svém čtvrtém nebo pátém Lagrangeově bodě nakreslila rovnostranný trojúhelník se Sluncem a Zemí . Tato planeta jménem Theia by byla menší než dnešní Země, pravděpodobně o velikosti a hmotnosti Marsu. Jeho oběžná dráha mohla být zpočátku stabilní, ale aby se destabilizovala, jak Země hromadila hmotu a zvětšovala svoji hmotu.

Theia osciluje relativně k Zemi až do přibližně 4,533 miliardy let, když se srazí, pod malým šikmým úhlem. Úhel a rychlost nestačí ke zničení Země, ale velká část kůry se vysune. Většina těžších prvků Théie klesá do srdce Země, zatímco zbytek materiálů a výhozy kondenzují do jediného těla během několika týdnů. Pod vlivem vlastní gravitace se z něj stává sférickější těleso: Měsíc.

Energie nárazu odpařuje velké objemy horniny. Horní část této žhavé plynné vrstvy evakuuje teplo do prostoru při účinné teplotě 2300  K  : Země je pak zářivá oranžová světelná koule, jejíž odpařený plášť tvoří fotosféru . Toto chlazení způsobuje konvekční pohyby ve fotosféře a celá hmota zemského pláště tam musí opakovaně cirkulovat, aby evakuovala své teplo do vesmíru.

Komponenty pláště po ochlazení postupně kondenzují, přičemž nejprve nacházejí kapalnou fázi. Po tisíce let zanechává chlazení v atmosféře pouze těkavé plyny, několik stovek barů vodní páry a sto barů CO 2..

V té době obíhal Měsíc mnohem rychleji a ve vzdálenosti 15krát menší než dnes. Předpokládá se také, že náraz by změnil zemskou osu a vytvořil její ostrý sklon osy 23,5 °, který je zodpovědný za roční období na Zemi - ideální model pro vznik planet se domnívá, že by měly počáteční sklony osy blízké 0 °, tedy bez rozpoznatelné sezóny. Dopad mohl také urychlit rotaci Země tím, že jí dal dobu rotace 6  hodin a zahájil deskovou tektoniku planety.

Důležitým důsledkem této srážky je to, že Země zachytila ​​měsíční jádro, přičemž Měsíc byl mnohem méně hustý než Země, protože je tvořen hlavně horninami pláště. Tato výměna povoleno Země mít větší jádro, a tudíž lepší ochranu před slunečním větrem od tohoto magnetického pole Země .

−4,5 až −4  Ga  : chlazení

Tepelný tok uvnitř Země v tomto okamžiku je 140  W / m 2 . Povrch zůstává horký, mezi 1 800 a 2  000 K , částečně roztaven trochou pevné pěny. Jak Země přestává být žárovková, na vrchu atmosféry kondenzují vodní mraky, což omezuje evakuaci tepla a způsobuje skleníkový efekt , který zpomaluje chlazení. Měsíc navíc způsobuje velké přílivy a odlivy , jejichž energie je rozptýlena ve formě dalšího tepla.

CO 2zůstal v atmosféře při tlaku 100  MPa, protože tato sloučenina je mírně rozpustný ve magma k tomuto tlaku a uhličitany jsou nestabilní při teplotě skály na fúzi , řádově 1800  K .

Živecká pěna může tvořit a tvořit primitivní zemskou kůru gabros a anorthositů , ale musí být neustále recyklována do roztaveného materiálu.

Zdá se, že stabilní zemská kůra je na místě kolem 4 400  Ma , jak naznačují krystaly zirkonu nalezené v západní Austrálii (datováno kolem 4 404 ± 8  Ma ).

Po 20 milionech let se povrch Země dostatečně ochladil a tok tepla poklesl na 0,5  W / m 2 , což je ekvivalent moderní oceánské kůry z doby před milionem let .

Hypotézu oceánu magmatu, který zaujímá nezanedbatelnou část Země v celém Hadean, zpochybňují geochemické studie ( datování podle samaria-neodymu , izotopy hafnia v zirkonech ), které naznačují, že pevný čedič (složený z čedičů a komatiites ) nebo granitická zemská kůra je mnohem dříve než nejstarší pozemské horniny (fr) . Díky vylepšené přesnosti hmotnostního spektrometru se zdá, že studie z roku 2005, stále kontroverzní, naznačují, že tato primitivní kůra by se vytvořila kolem -4,45  Ga a přežila by několik set milionů let, než by byla „promíchána“ do pláště.  

Protože se Země dostatečně ochladila, zemská kůra se pravděpodobně objevila před 3,8 až 4  Ga , na začátku Archeanu , kolem zárodků na povrchu. Oblasti se znovu spojují při příležitosti velkých dopadů, ke kterým dochází v intervalech několika desítek či stovek let, a byly by původem částečných diferenciací.

-4,2  Ga  : tvorba oceánu

Planeta pokračuje v ochlazování a deště pravděpodobně vedly ke vzniku oceánů před 4,2 miliardami let.

I když Slunce pracuje pouze na 70% svého současného výkonu, množství CO 2v atmosféře stačilo k udržení povrchové teploty řádově 500  K ( 227  ° C ) na povrchu kapalného moře (tlak nasycených par vody je 26,5  barů při 500  K ).

Voda naplněná CO 2tvoří kyselinu uhličitou , která napadá vulkanické horniny a prodlužuje její působení v oceánech také nasycených CO 2. Kyseliny uhličité (CO 3 H - + H + ), je slabá kyselina, ale v průběhu geologického období, útočí na čedič , to koroduje živec , například anortit vzorce CaSi 2 Al 2 O 8, jejich disociací zejména na ionty vápníku Ca 2+ , normálně rozpustné.

Ale při tomto stupni ochlazování a v oceánu nasyceném uhličitany a kyselinou uhličitou jeho interakce s vápníkem poskytuje uhličitan vápenatý (vápenec), prakticky nerozpustný:

Ca 2+ + CO 3 H - ↔ CaCO 3 + H +

Uhličitany vápenaté a hořečnaté jsou na povrchu stabilní a mohou se srážet v rovnováze s erozí čedičových hornin. Jsou však stabilní pouze v nejchladnější oblasti (500  m ) oceánské kůry. Objem uhličitanů, které se mohou hromadit v této tloušťce, na celém povrchu oceánské kůry planety, odpovídá zachycení množství CO 2což umožňuje snížit jeho parciální tlak řádově o 50  barů.

Retenční kapacita CO 2karbonátovými horninami je však omezen omezenou hmotou CaO a MgO vystavených erozi, vystavení nepříznivému počasí na celém povrchu oceánské kůry umožňuje srážení ekvivalentu asi deseti barů. Celá oceánská kůra proto musí projít mnoha subdukčními cykly, než se uhličitany dostatečně přenesou do zemského pláště, aby odstranily většinu CO 2.atmosférické, nechte povrch vychladnout pod 100  ° C a nechte působit život .

Jednou většina CO 2je vyloučeno, nastává dynamická rovnováha mezi alterací hornin na povrchu a zachycením CO 2o oceánské kůře k reformě uhličitanů, která udržuje omezenou koncentraci CO 2 ve vzduchu a v oceánu.

-4,1  Ga  : velké pozdní bombardování

Od -4 do -3,8  Ga zemská Země zažívá období velkého pozdního bombardování , jako je Měsíc a další tělesa ve sluneční soustavě. Tato fáze je pravděpodobně způsobena přeskupením vnější sluneční soustavy .

Toto velké bombardování pravidelně sterilizuje oceán energií, kterou přenáší ve formě tepla: asteroid o průměru ~ 300  km je dostatečný k odpaření části oceánu a ohřevu zbytku po sterilizaci; asteroid o průměru ~ 450  km vypařuje všechny oceány; poté déšť padá pomalu, řádově jeden metr za rok, a oceánu trvá několik tisíc let, než se zotaví. Je však i nadále možné, že teplomilné živé organismy zůstanou v mezilehlé zóně asi tisíc metrů hluboko v kůře, dostatečně hluboko, aby se neopařily, a dostatečně na povrchu, aby nebyly vařeny zemským pláštěm.

Ačkoli je historie těkavých prvků Země jistě podrobně složitá a každopádně není dobře známa, je docela dobře prokázáno, že velká část hmoty způsobená velkým pozdním bombardováním je ve formě hydratovaných prvků a redukovaných uhličitanů, stejně jako významná část kovu. Dopad kovových asteroidů také uvolňuje odpařené nebo tekuté železo do atmosféry a oceánu. Při vysokých teplotách železo reaguje s vodou, aby oxidovalo a uvolňovalo vodík. Tento vodík zase reaguje s atmosférickým složek, snížení emisí CO 2pro vytvoření metanu CH 4 a dusík N 2 , které dávají amoniak , rozpustnou v oceánu jako amoniaku NH 4+ . Obecně platí, že odplynění této sprchy asteroidů, ať už během jejich dopadu nebo následným vulkanickým uvolňováním, vede k heterogenitě v zemské kůře a zemském plášti a vytváří redukčnější atmosféru než dříve.

Tato pozdní dodávka redukovaných povrchových prvků má důležitý důsledek opětovného vstřikování dusíku ve formě N.H 4+ přímo využitelné pre-biotickou chemií. Na druhé straně jsou meteority železa obzvláště nabité fosforem , prvkem nezbytným pro život, ale zpočátku vzácným v zemské kůře (tento siderofilní prvekmigruje se zemským jádrem ). Ze série prvků „  CHNOPS  “ nezbytných pro život a tvořících biosféru je přirozeně vzácným prvkem pouze fosfor.

-4,0  Ga  : poprvé datované kameny

První horniny, které lze odlišit od oceánské kůry, jsou magmatické horniny, které jsou výsledkem sopečných erupcí. Nejstarší doposud identifikované horniny jsou datovány do -4,03  Ga . Označují konec hadaikum, eonu která se vyznačuje nepřítomností geologických svědků. Nejstarší sedimentární horniny jsou datovány do -3,8  Ga .

Mladší metasedimentární horniny v západní Austrálii ( Jack Hills ) odhalily hadské zirkony datované pro nejstarší při -4,4  Ga . Zirkon vzniká při vzniku magmatických hornin měst, hlavní složky „ granitoid “ ze zemské kůry , zejména žuly a kameny zásadité , jako pegmatitu nebo syenitu . Objevuje se u raných produktů primární krystalizace těchto hornin. Přítomnost tohoto recyklovaného minerálu v dotyčných horninách naznačuje, že v té době existovaly povrchy podléhající erozi; ale tyto povrchy nebyly nalezeny.

Archean (od -4 do -2,5  Ga )

-3,8  Ga  : počátky mikrobiálního života

Na začátku Archeanu byla nižší sluneční aktivita kompenzována atmosférou silně zatíženou skleníkovými plyny . Teplota byla vysoká. Jak se voda a oxid uhličitý přenášejí do oceánů a uhličitanů, zbývající atmosféra se postupně skládá hlavně z dusíku. Skleníkový efekt klesá se ztrátou CO 2, povrchová teplota postupně klesá a dosahuje hodnot ( 70  až  100  ° C ), kde jsou možné chemické reakce termofilů . Izotopová analýza křemíku ukazuje, že teplota oceánů poklesla ze 70  ° C před 3 500  Ma na 20  ° C před 800  Ma . Kdyby byla tato atmosféra zachována, Země by dnes již nebyla obyvatelná.

V tuto chvíli se objevuje mikrobiální život. Kvalitativně určité médium s chemickým gradientem umožňovalo produkci organických sloučenin a různé reakce. Některé reakce vedou k polymeracím ( polynukleotidy ) a určité vytvořené sloučeniny působí jako katalyzátory pro ostatní. V tak složitém systému, jakmile se řetězec reakcí sám katalyzuje , má tendenci dominovat a vyčerpávat dostupné zdroje a poté může být základem nových složitostí.

V této rostoucí složitosti neexistuje jasná hranice mezi autokatalytickým systémem a „životem“; v obou případech vede konkurence k přirozenému výběru, který odlišně upřednostňuje to, co je nejúčinnější z hlediska reprodukce a efektivního využívání zdrojů. Jakmile se systém stane dostatečně stabilním a robustním, aby zajistil dostatečně věrnou reprodukci, za rozmanitějších podmínek prostředí, lze jej nazvat autopoetickým  : „život“ začíná a šíří se do všech souvisejících prostředí za několik stovek nebo tisíců let.

Přesná trasa, po které následují počátky života , o nichž se předpokládá, že sahají zhruba do 3,5 až 3,8 miliardy let, zůstává nejistá a přesné datum vzniku první buňky vědci neznají. Ale život nakonec nějak přešel do podoby „buňky“, schopné udržovat integritu „jednotlivce“ s ohledem na životní prostředí, schopné udržovat konzistentní metabolismus. Chemickými výměnami s okolním prostředím a schopné replikace se produkující další identické „jednotlivce“.

Tyto tři základní funkce jsou pro život zásadní. Vymezení „jedince“ ve vztahu k „vnějšímu“ prostředí odkazuje na to, co je plazmatická membrána , schopná zajistit takovou separaci. Identická replikace formálního systému se týká genetického kódování informací nezbytných pro tuto buňku, pravděpodobně nejprve ve formě světa RNA , poté ve formě stabilizované DNA . Je to však metabolismus těchto buněk, který se ukáže jako nezbytný pro popis jejich vývoje a jejich vlivu na historii Země, a to prostřednictvím dopadu, který bude mít tato biochemie na vývoj planety.

Kromě několika pokusů o koloniální život zůstane „život“ jednobuněčný po celé archeanské a proterozoické období , během něhož se „  prvotní polévka  “ jednoduše promění v polévku replikujících se entit, postupně se diferencuje na viry , archea a bakterie a nakonec eukaryota. . Teprve poté, co se objeví, o tři a půl miliardy let později, se objeví „život“, jak jej známe, který zahájí Phanerozoic .

Cykly uhlíku a dusíku

Na energetické úrovni se život velmi pravděpodobně objevil kolem hydrotermální hory rozptylující redukující vodík v prostředí naplněném oxidem uhličitým. Primárním zdrojem energie primitivních buněk byla methanogeneze , exotermická oxidačně-redukční reakce produkující metan z vodíku a oxidu uhličitého  :

CO 2+ 4 H 2 → CH 4 + 2 H 2 O+ 135  kJ

Výhodou fermentace je praktické použití stejného procesu jako v předchozím methanogenním metabolismu, a byla proto na dosah těchto primitivních buněk. Pro fermentaci , nejméně účinný katabolismus , samotné organické sloučeniny hrají roli akceptoru elektronů. Fermentace organických látek uvést (CH 2 O) vede k uvolnění metanu (a oxidu uhličitého) v reakci, která může být popsán schematicky:

2 (CH 2 O) → CO 2+ CH 4

Primitivní buňky spotřebovávají CO 2, bohaté na životní prostředí té doby, ale také na vzácnější vodík, který lze nalézt v sopečných emisích. Tato závislost na vodíku je omezujícím faktorem, primární produkce , kterou umožňuje, je nutně velmi omezená. Katabolismus prvních buněk nemůže spoléhat na buněčné dýchání vyžaduje volný kyslík, pak nepřítomný planety, ani anaerobní respirace za použití anorganické sloučeniny, jako je například dusičnan (NO 3 - ) nebo síran (SO 4 2- ), méně účinné než ten předchozí.

Existence cesty katabolismu mohla umožnit výskyt prvních heterotrofních buněk , jakmile jim vývoj buněk umožnil zachytit a strávit další buňky, aniž by samy ztratily svoji identitu.

Začátek života je navíc také začátkem cyklu dusíku .

Dusík je základní složkou života, například centrální složkou aminokyselin . Nicméně, většina z dusíku je ve formě dusíku, N 2 , které je relativně inertní. Na počátku oceánu byla další stabilní forma dusíku amonný dusíkH 4+ , přinesené velkým pozdním bombardováním, nebo rozptýlené kolem oceánských hřebenů pomocí hydrotermálních hor . Právě tato forma je pro biochemii vstupním bodem pro organickou hmotu. Potřeba fixovaného dusíku proto zpočátku prošla nebiologickým cyklem, na kterém byla závislá biosféra, přičemž v oceánu byla vytvořena rovnováha mezi dusíkem fixovaným v biomase a tím, který se vrátil ve formě NH 4+ organickým odpadem.

Termostatový účinek methanogenů

V horních vrstvách atmosféry je methan disociován ultrafialovým zářením a volný vodík uniká do vesmíru, což přispívá k postupné oxidaci zemského povrchu.

Jakmile se primitivní methanogenní buňky stanou dostatečně hojnými, aby jejich produkce mohla překonat zmizení metanu fotolýzou ve stratosféře , produkovaný metan se šíří do atmosféry, kde má mnohem účinnější skleníkový efekt než oxid uhličitý. Poté se stává důležitým přispěvatelem ke skleníkovému efektu a může svou pomalou akumulací velmi dlouhodobě kompenzovat pokles CO 2., se postupně transformoval na uhličitany a znehybnil se ve svém uhlíkovém cyklu v litosféře .

Příliš vysoká nebo příliš nízká teplota může inhibovat tento proces methanogeneze , který klesá, jakmile se teplota vzdálí od svého optima. Výsledkem je, že metan cyklus má termostatický účinek, udržuje účinnou teplotu biosféry na úrovni, kde je produkce CH 4 právě kompenzuje jeho disociaci od ultrafialového záření , tak, že jeho akumulace je samoregulační. Tato regulace je podobná té, která je popsána mezi obsahem CO 2 a podnebí, ale hraje se v mnohem pomalejším časovém horizontu.

Koncentrace metanu je zpočátku nízká. V této fázi se objevuje pozitivní regulace mezi geologickým úbytkem CO 2a biologický vzhled CH 4 , který nejprve stabilizuje teplotu na horní hranici kapacity methanogenních bakterií: pokud teploty poklesnou, produkce CH 4 se zvýší a skleníkový efekt s ní obnoví vysokou teplotu.

Později atmosférický tlak v CO 2by mohla nadále klesat, dokud se fugacita metanu nepřiblíží oxidu uhličitému, což vede k tvorbě uhlovodíkového smogu v atmosféře. Tento smog má negativní skleníkový efekt (podobný tomu, který byl pozorován na Titanu ), protože sluneční energie je poté absorbována ve stratosféře a vyzařuje do vesmíru, aniž by dosáhla země. V tomto případě je předchozí regulace obrácená: teplota klesá, zvyšuje se CH 4, zvyšuje se také smog a efektivní teplota biosféry klesá s efektem sněhové koule . Pokles teploty však nepřesahuje spodní hranici kapacity methanogenních bakterií. Pod touto mezí produkce CH 4 klesá a již nevyrovnává ztráty, smog se vyčistí a teploty stoupnou na druhou rovnovážnou hodnotu.

Tato druhá regulace již nesouvisí přímo s teplotou, ale s podmínkami vzniku smogu . Může proto umožnit, aby teploty i nadále klesaly se zmizením oxidu uhličitého. Na druhou stranu by vzhled deky filtrující sluneční záření mohl umožnit přežití primitivních buněk na povrchu, což by otevřelo cestu k fotosyntéze.

-3,7  Ga  : výskyt anoxygenní fotosyntézy

Fotosyntéza se vyvinuly z fotokatalytických reakcí, které poskytují alternativní způsob výroby uhlohydrátů (obecný vzorec CH 2 O) od sulfidů a oxidu železa .

S neustálým únikem vodíku do vesmíru se povrch Země postupně zmenšuje a objevují se více oxidované látky, jako je síran nebo oxid železitý . Za prvé, tyto minerály lze použít jako konečný akceptor elektronů, což připravuje cestu pro anaerobní dýchání .

2 (CH 2 O) + SO 4 2- → 2 CO 2+ S 2- + 2 H20 + energie 2 (CH 2 O) + 2 Fe 2 O 3 → CO 2+ 4 FeO + H 2 O + energie

Jak je uvedeno výše, fermentace je poměrně neefektivní cestou katabolismu . Vznik efektivnějších katabolických drah proto poskytuje okamžitou selektivní výhodu heterotrofním buňkám, což vede k zobecnění procesu.

Břidlicové a jílovité půdy mohou obsahovat pyrity (v anoxickém prostředí) působením bakterií na organickou hmotu. Výchozím bodem této mineralizace je produkce sirovodíku proteolytickými bakteriemi, které degradují proteiny, nebo bakteriemi redukujícími sulfáty, které rozkládají sírany (produkty vzniklé rozkladem proteinů) na sirovodík. Jiné bakterie redukují hydroxidy železité (hydroxidy z hornin nebo organických látek) a uvolňují železnaté ionty do životního prostředí. Kombinací se železem vede sirovodík k vysrážení sulfidů železa, prekurzorů pyritu. Když má pyrit sedimentární původ, představuje autentickou minerální vlastnost charakteristickou pro anoxické mořské prostředí bohaté na organickou hmotu.

Anaerobní dýchání je tvořeno řetězcem spojených reakcí katalyzovaných bílkovinami, což na jedné straně umožňuje konzumovat organickou hmotu a na druhé straně uvolňovat energii. Naopak, pokud je energie dodávána na druhém konci řetězce, rovnováhy se pohybují opačným směrem, směrem k syntéze organické hmoty. Bakterie (první formy života) zachycují sluneční energii správným fotoreceptorem a vyvíjejí nový proces: fotosyntézu, po obecných reakcích:

2 CO 2+ S 2- + 2 H20+ hν → 2 (CH 2 O) + SO 4 2- CO 2+ 4 FeO + H 2 O+ hν → 2 (CH 2 O) + 2 Fe 2 O 3

Tato reakce zahrnuje produkci redukujícího koenzymu NADPH a koenzymu, který uchovává chemickou energii, ATP . Kromě toho reakce nezávislé na světle využívají tok těchto dvou koenzymů k absorpci a redukci oxidu uhličitého pomocí NADPH jako zdroje elektronů a ATP jako zdroje energie.

Stejně jako u původu života měl vynález fotosyntézy účinek sněhové koule . První buňky, kde se tento metabolismus mohl vyvinout, byly zpočátku methanogenní buňky, přicházející do mělkého mořského prostředí, dostatečně osvětlené, aby umožňovaly využití těchto iontů (ale v dostatečné hloubce na ochranu před ultrafialovým zářením). Zpočátku byla nízká dostupnost vodíku H 2 , které uvádějí tlak na výběr ve prospěch vzniku alternativního cyklu; a větší dostupnost síry a železa umožnila zvýšit jejich primární produkci , což představovalo selektivní výhodu . První buňka schopná zcela se zbavit vodíku již nebyla závislá na těchto omezených zdrojích a dokázala se šířit po celé planetě. Ve srovnání s předchozími energetickými zdroji mají kvantitativní odhady tendenci ukazovat, že metabolický tok se mohl zvýšit stokrát.

Tento nový zdroj energie je mnohem dostupnější než vodík z počáteční biochemie. Stále je však omezena dostupností akceptorů elektronů, jako je sirovodík nebo železité železo . Přístup ke sluneční energii přesto umožňuje růst fotosyntetických bakterií do té míry, že zanechávají v sedimentaci významné a zjistitelné stopy:

• vědci se domnívají, že našli fosilní mikroorganismy v horninách Isua v Grónsku z doby před 3,8 miliardami let. Ale mohly by to být artefakty. Izotopová analýza ložisek železa na stejném ložisku ukazuje nadměrné zastoupení 56 Fe, což je známka fotosyntetické aktivity;
• nejčasnější ložiska páskovaného železa jsou datována do -3,7  Ga . Pokud jsou známkou epizody oceánské oxidace železa, můžeme v nich vidět podpis důležité aktivity anaerobního dýchání, tedy fotogeneze;
• nejstarší známé fosilie buněk jsou stromatolity datované do doby před 3,5 miliardami let, které jsou tvořeny koloniemi buněk v nasyceném prostředí.

V tomto posledním bodě je třeba zdůraznit, že stromatolity jsou strukturně tvořeny bakteriálními závoji, ale původ těchto závojů může být proměnlivý. V dnešní době jsou tyto závoje pouze závoje sinic , ale to neznamená, že fosilní stromatolity byly také vytvořeny stejnými sinicemi: kandidátem může být jakýkoli prokaryot schopný vytvořit kolonii. A zejména výskyt stromatolitů v žádném případě neznamená produkci kyslíku, jehož prokázané účinky jsou mnohem později. Nástup fotosyntézy je odlišný od kyslíkové fotosyntézy.

Pokud biologicky dostupný dusík nebyl nutně omezujícím faktorem na začátku života, určitě se tak stalo s nástupem fotosyntézy anoxy.

Přístup k fixovanému dusíku, který je limitujícím faktorem biomasy, měl od té doby selektivní výhodu v metabolické cestě umožňující fixovat atmosférický dusík rozpuštěný v povrchové oceánské vrstvě. Ve skutečnosti podpis izotopového obohacování dusíku v depozitech od -3,2 do -2,5  Ga má tendenci ukazovat, že taková cesta již v tomto okamžiku existovala.

-3,4  Ga (?): Vzhled kyslíkové fotosyntézy

Po vynálezu anoxygenní fotosyntézy se vyvinuly bakterie a přirozeným výběrem se objevily různé verze fotosyntetické reakce umožňující optimální přizpůsobení různým prostředím kolonizovaným těmito bakteriemi. Tyto verze mohly být vyměněny přenosem horizontálních genů z jedné rodiny do druhé a náhodně z těchto křížení byl předchůdce sinic (nebo možná bakterie z jiné rodiny) schopen zdědit dvě sady proteinů schopných fungovat v sérii. Tato serializace umožňuje použít samotnou vodu jako donor elektronů v biochemických redoxních reakcích :

2 H 2 O→ 4 H + + 4 e - + O 2 ↑

Tato transformace probíhá ve dvou fázích: v první fázi reakce závislé na světle zachycují světelnou energii a používají ji k výrobě redukujícího koenzymu NADPH a koenzymu, který uchovává chemickou energii, ATP . Tyto dva koenzymy pak budou živit buněčný metabolismus , stejně jako dříve. Označení „sacharidů“ podle obecného vzorce (CH 2 O), fotosyntézu lze obecně popsat:

CO 2+ H 2 O + světelná energie → (CH 2 O) + O 2↑

Vzhled kyslíkové fotosyntézy radikálně mění ekonomiku primární výroby  : pro tento nový zdroj energie je nyní ve vodním prostředí nevyčerpatelný donor elektronů, kterým je voda. Důležitým bodem tohoto nového cyklu je, že vede k produkci molekuly kyslíku v životním prostředí.

Různé studie naznačují, že nástup fotosyntézy sahá až do -3,4  Ga . Ale toto datum je předmětem kritických diskusí, datum vzniku kyslíkové fotosyntézy se pohybuje od „nejdříve“ spojeného s prvními stromatolity do 3,5, až po „nejpozději“ vyznačené Velkou oxidací , při -2,4  Ga .

Jedna stopa k produkci fotosyntetického kyslíku pochází z izotopového podpisu uhlíku v Archeanových ložiskách. Fixace uhlíku přes Calvinův cyklus skutečně vede k významné izotopové separaci, která ve srovnání s 12 C vyčerpává 13 C o několik promile . Snížení hmotnosti biosféry ve 13 C vede symetricky k obohacení hydrosféry a atmosféra, jejíž úroveň se zaznamenává během srážení mořských uhličitanů .

-3,26  Ga  : nárazový kráter Barberton

Tyto deskové tektoniky je poháněn převážně gravitací potopení litosféry v oblastech subduction  : na oceánské kůry v průběhu 30  Ma je hustší (od ~ 1%) jako astenosféry , a tmavý se potápí co nejdříve. Ale tato současná inverze hustoty nebyla během Archeanu tak výrazná , protože vyšší teplota pláště měla vést k tenčí litosféře. K zahájení a udržení takového pohybu navíc nestačí jej zahájit jednoduchou subdukční jámou  ; musí být zaveden celý systém páteřních kostí a transformujících se poruch, které jakmile budou na místě, mohou dynamicky pokračovat. Kromě toho, aby byla zahájena subdukce podle tohoto modelu, musí být pohyb tažen potápěcí deskou, a proto subdukce již začala.

Před nástupem deskové tektoniky byl u většiny Archeanů povrch Země pravděpodobně ve stejném stavu jako u jiných suchozemských planet nebo planetoidů: pod oceánskou hydrosférou tvoří čedičová litosféra relativně souvislý „kryt“ nad astenosférou . Z pera může občas propíchnout oceánské kůry a způsobit sopečný povrch, přetížení, je pravděpodobné, že k vytvoření systému zlomů. Kousky kůry se mohou potopit lokálně a do astenosféry, poté je možné je později recyklovat vulkanismem. Přirozený vývoj tohoto typu kůry spočívá v tom, že při ochlazování planety en bloc zesiluje.

První prvky kontinentální kůry mohly být vytvořeny z velkých čedičových plošin a jejich následné eroze. Není však známo žádné uhličité sedimentární ložisko pocházející z Hadeanského věku .

v Dubna 2014Vědci uvedli, že našli důkaz dosud největší události dopadu meteorů na Zemi poblíž pásu Barberton Greenstone. Odhadli, že k nárazu došlo před asi 3,26 miliardami let a že nárazové těleso mělo průměr asi 37 až 58 kilometrů, což je pětinásobek nárazu kráteru Chicxulub na poloostrově Yucatan. Nárazové těleso zasáhlo Zemi a uvolnilo obrovské množství energie, což vyvolalo ekvivalent zemětřesení o síle 10,8 stupně a Megatsunami vysoké tisíce metrů. Kráter této akce  (v) , je-li to ještě existuje, nebyl dosud nalezen.

Modelování ukazuje, že desková tektonika může být inicializována dopadem asteroidu o průměru 500  km nebo dokonce ze 100  km . Barbertonův dopad však není takové třídy, i když mohl být součástí příběhu. Je také možné, že dostatečně aktivní oblak by mohl vytvořit hlavní magmatickou provincii o průměru přes 1000  km , jejíž zhroucení v důsledku inverze hustoty pravděpodobně zahájí pohyb desky. Ale ani v tomto případě není jisté, že tento pohyb pokračuje až do současnosti: na Zemi mohla být několikrát zahájena desková tektonika, oddělená epizodami souvislého krytu, což vedlo ke střídání geologických stop. Přítomnosti a nepřítomnosti subdukce.

Pomalá agónie proterozoika

Odplynění kyslíkem bylo potom plýtváním cyklu, jedem pro anaerobní organismy. Ale výroba O 2v oceánu neznamená, že se jeho obsah zvyšuje, protože kyslík je velmi reaktivní tělo; v redukčním prostředí, kde je emitováno, je mnoho „studní“ schopných způsobit jeho reakci a zmizení: v roztoku, amoniaku, železu, sulfidech. Po více než miliardu let je kyslík uvolněný těmito fotosyntetickými činnostmi spotřebováván „propady kyslíku“, v podstatě oxidací redukčních látek obsažených v mořských vodách (železo a jiné kovy, organické látky) a na povrchu zemského povrchu, a atmosférického metanu.

Může se zdát paradoxní, že k výskytu kyslíku v atmosféře, Velké oxidaci , která sahá až do -2,4 miliard let, došlo až téměř miliardu let po nástupu kyslíkové fotosyntézy. To je to, že ve skutečnosti, kyslík je impozantní oxidační činidlo pro ekologii v proterozoikum , která způsobila řadu katastrof, které téměř zničily biosféry, protože v té době existovala:

• toto bylo nejprve redukováno na hladovění odstraněním dusíku fixovaného ve formě amoniaku, vstupního bodu biologického dusíkového cyklu ;
• pokud by bylo možné tuto překážku překonat biologickou fixací dusíku , produkce výrazně snížila biologickou dostupnost železa, což je nezbytné pro enzymy vázající dusík nebo fotosyntézu, a opět snížila biomasu;
• biosféry se pak masivně pod vlivem alkoholu, rozpuštěného kyslíku je jed pro methanogenních metabolismus té doby, zejména fungování nitrogenázy dříve vyvinuty;
• když po miliardě let přežití této chronické intoxikace byly tyto dvě překážky překonány, s fotosyntézou spojenou s aerobním dýcháním , se biosféra dokázala vyvinout do bodu umožňujícího Velkou oxidaci - bohužel potlačující účinek ochranného skleníku a vyvolávající třetí katastrofa v podobě velké doby ledové , během níž byla biologická aktivita prakticky vyhlazena.

Za prvé, produkce kyslíku musí být větší než produkce redukovaných prvků oceánskými hřebeny . Kromě toho je redukovaný uhlík, který organická hmota představuje, sám o sobě „jímkou“. Ať už aerobním dýcháním nebo oxidací mrtvé hmoty, reoxidace organické hmoty obrátí proces fotosyntézy a spotřebovává kyslík k přeměně redukovaného uhlíku na oxid uhličitý. K významné akumulaci kyslíku v atmosféře může dojít pouze v případě, že je pohřbeno ekvivalentní množství uhlíku, které má být odstraněno z oxidace.

-3  Ga  : první kontinenty

Odhaduje se, že 80% kontinentální kůry Země se tvořilo mezi -3,2 a -2,5  Ga . To je pak poznamenáno změnou režimu, přecházejícími od průniků tvořených sodnými granitoidy po draselné žuly.

Tato shoda mezi pozorovanými změnami ve složení a tloušťce zemské kůry a postupnou oxidací zemského povrchu v důsledku vynálezu fotosyntézy (anoxygenní a potom kyslíkové) naznačuje, že existuje souvislost mezi geochemickými procesy a biologickou produkcí, ale povaha tohoto odkazu zůstává nejasná.

To je začátek důležitosti deskové tektoniky . Při tvorbě kontinentální kůry se tam mohou akumulovat uhličitany v litosféře , která pak slouží jako záchyt uhlíkového cyklu . Pokračující růst kontinentální kůry vystavuje stále více povrchu erozi kyseliny uhličité a postupně zrychluje zachycování CO 2 atmosférický.

Na oceánském dně poskytuje hydrotermální cirkulace kolem oceánských hřebenů regulační mechanismus pro koncentraci CO 2a kyselost oceánu. Oceánská voda, více či méně nabitá CO 2Napadá čedič a nabije se kationty , poté se vysráží ve formě uhličitanů a vytvoří hydrotermální horu při svém návratu do oceánu.

Subdukce vede k tvorbě sopečných oblouků , které se hromadí na začátku kontinentální kůry . Uhličitany strhnuté subdukcí se rozkládají do hloubky a vulkanismus oblouku uvolňuje část uhlíku ve formě CO 2.

V případě desek nesoucích hodně sedimentu mohou být ostrovní oblouky dvojnásobné:

• první nevulkanický oblouk tvořený sedimentárním akrečním hranolem blízko oceánského příkopu, jako je Barbados v Západní Indii nebo ostrovy Mentawai v Indonésii  ;
• druhý sopečný oblouk dále od jámy.

První „kontinenty“ jsou datovány z tohoto období. Jsou hypotetické a mají podobu „ superkratonů  “ srovnatelné velikosti s Austrálií  :

• Vaalbara , která se začala formovat před 3,6  Ga a existovala od -3,1 do 2,5  Ga  ;
• Ur , vytvořený asi před třemi miliardami let během Archeanu;
• Kenorland , vytvořený během neoarchejské éry, přibližně před 2,7 miliardami let (2,7  Ga ).

−2,9  Ga  : dusíková krize, zalednění Pongola a dusičnan

Vyrobený kyslík okamžitě reaguje s těmito redukčními sloučeninami, které zachycují kyslík a omezují možnosti života na množení pouze anaerobních organismů .

Prvním ovlivněným je dusíkový cyklus . V primitivním oceánu je amoniak stabilní a slouží jako zdroj dusíku pro biosféru . Pokud je oceánské médium redukčním médiem bohatým na amoniak, kyslík nemůže uniknout do atmosféry, ale oxiduje tento amoniak a uvolňuje dusík ve formě dusíku. Reakce je celková:

4 NH 3 + 3 O 2→ 2 N 2 ↑ + 6 H 2 O

Tento amoniak je jímka spotřebovávající kyslík rozpuštěný v primitivním oceánu, ale naopak, tato neutralizace je jímkou ​​dostupného dusíku, protože postupně přenáší dusík nahromaděný v oceánu ve formě amoniaku do své inertní formy dusíku který se hromadí v atmosféře. Produkce kyslíku proto vedla k nedostatku biologicky asimilovatelného dusíku.

Rovnováha v oceánu mezi dusíkem fixovaným v biomase a dusíkem uvolňovaným ve formě NH4 + organickým odpadem se poté posune k méně dostupnému dusíku, a tedy k menší biomase. Toto progresivní zadušení vyvolává velkou ekologickou krizi. Při absenci rozpuštěného amoniaku je potom biomasa vyvážena pouze tokem NH 3 pocházejícím z oceánských hřebenů (a produkcí vyplývající z primitivní fixace biomasou). Naopak toto snížení biomasy následně přímo omezuje tok kyslíku kvůli nedostatku biomasy k jeho výrobě. Usadil se v této fázi mezi cyklem zpětné vazby cyklu kyslíku a dusíku , výroba kyslíku se konečně vyrovnala s tou, která je nutná ke spotřebě dusíkatého produktu, odstraněním kyslíkového produktu.

Omezení je o to závažnější, jako tok základních skeletů je primárně spotřebována na místě organismy metabolizujících vodíku, zatímco výroba kyslíku probíhá na povrchu, kde je NH 3 koncentrace se snižuje. Biosféra proto ztrácí podstatnou část své kapacity k produkci methanu NH 4+ . Tato krize mohla být počátkem zalednění Pongoly  : nedostatečná produkce metanu jí již neumožňuje hrát roli „termostatu“; vede to ke snížení skleníkového efektu a poklesu průměrných teplot po celém světě.

Archské oceánské prostředí proto muselo vyvíjet velmi silný selekční tlak na fotosyntetické organismy ve vztahu k závislosti na amoniaku . V důsledku toho, schopnost katalyzovat redukci N 2 na NH 3 je tvořena adaptivní výhodu, tlačí směrem ke vzniku stále účinné nitrogenázy, a selektivní výhody poskytované prostřednictvím autotrofní metabolismu , který je schopen transformovat. Dusík N 2 v asimilovatelný amoniak, který provádí biologickou fixaci dinitrogenu , byl zpočátku okamžitý, protože takový organismus byl schopen expandovat, aniž by byl spojen se zdrojem amoniaku.

Analýza sedimentů a jejich obohacení v 15 N dusíku ve srovnání s jeho aktuální verzí 14 N naznačuje, že metabolický cyklus fixace dusíku byl v provozu mezi 3,2 a 2,5  Ga .

S výskytem bakterií vázajících dusík je v oceánech nastolena rovnováha mezi koncentracemi dusíku a asimilovatelným fosfátem, poměrem [ NO 2- ]: [ PO 4 3- ] je stanoven na přibližně 15: 1, tj. Přibližně na stechiometrii odpovídající částicímrozkládajících se organických látek ve vodním sloupci (viz Redfieldova zpráva ). Tato stabilizace pochází z konkurence mezi bakteriemi vázajícími dusík a jinými formami biosféry a je výsledkem vysokých metabolických nákladů na tuto fixaci: když se zvyšuje dostupný dusík, jsou bakterie vázající dusík znevýhodněny jejich metabolickými náklady. Vysoké, které snižuje jejich biomasu a tím i fixaci dusíku; naopak, když je dusík méně dostupný než fosfát, mohou bakterie fixující dusík využívat fosfát efektivněji, což zvyšuje jejich biomasu a zvyšuje fixaci dusíku a poté dostupnost dusíku v rozpadajících se částicích. Celkově je rovnováha usazen kolem stechiometrii z organických látek , s mírným relativním deficitu NO 3 - kompenzovat metabolické handicap bakterií dusík upevnění.

Proterozoikum (od −2,5 do −0,54  ga )

-2,5  Ga  : srážení železa

Vzhled dusíkaté látky umožnil biologickou fixaci dusíku a produkci kyslíku na vyšších úrovních.

Čistá produkce kyslíku je však možná pouze tehdy, je-li organická hmota zachycena v litosféře . Ve skutečnosti v přítomnosti kyslíku byla organická hmota (obecně označována C (H 2 O)) je sám o sobě kyslíkovým záchytem, ​​když oxiduje a uvolňuje oxid uhličitý:

C (H 2 O) + O 2 → CO 2↑ + H 2 O

Dalším záchytem kyslíku je spotřeba pyritu FeS 2 , tvořená celkovou reakcí:

2 Fe 2 O 3 + 8 SO 4 2- + 16 H + ↔ 15 O 2 + 4 FeS 2 + 8 H 2 O

Tento globální reakce je superpozice tří procesů, které jsou anoxygenic fotosyntéza výrobu organických látek, snížení anoxického síranů na H 2 S pomocí této organické hmoty jako redukční činidlo, a srážení pyritu reakcí H 2 S na Fe 2 O 3 .

Za druhé, kyslík reaguje hlavně s kovy, jako je železné železo , sráží se na hematit a magnetit . Anaerobní produkce produkuje kyslík a tato produkce ničí anaerobní produkci. Následuje cyklus nestability: smrt anaerobních organismů pohlcuje a fixuje O 2a snižuje jeho obsah, čímž jsou kontinentální pánve a náhorní plošiny anoxické a dezertifikované. Během oceánské anoxické události jsou mrtvé organismy pohřbeny a odpovídající uhlík je přenesen do litosféry spolu s přidruženými stopovými prvky. Ale eroze, která přináší nové stopové prvky, zmizení jedu umožňuje anaerobním organismům opět se množit, což vyvolává podmínky pro jejich nové zmizení. Tato nestabilita se odráží v ložiskách ložisky pruhovaného železa , střídavě černou a červenou. Vyrobený kyslík byl tedy z velké části absorbován minerály a izolován v půdě. Tato srážka, která zde odráží výbuchy produkce kyslíku, se střídá s usazeninami jílovité břidlice a křemičitými uhličitany usazenými za anoxičtějších podmínek, které samy o sobě jsou načervenalé barvy. Je to původ velkých pásů páskovaného železa .

Výsledkem bylo, že volný kyslík v atmosféře existoval až před asi 2 400  Ma , kdy v paleoproterozoiku byla většina těchto redukovaných forem železa oxidována.

Železná krize a kyslíková katastrofa

Biologicky fixované železo je základní součástí fotosyntézy  : fotosystém I obsahuje dvanáct atomů železa. Kromě toho je nezbytnou složkou pro tvorbu dusíkaté látky , a tedy pro biologickou fixaci dusíku. Ale toto železo je biologicky dostupné pouze v případě, že je v roztoku.

Se srážením sloučenin železa se dostupnost železa stala limitujícím faktorem v biosféře.

Chemická rovnováha rozpouštění železa se posunula v důsledku poklesu koncentrace železa; a současné zvýšení koncentrace O 2v oceánu se v důsledku fotosyntézy z něj postupně stalo oxidační médium, zatímco zpočátku se snižovalo.

Když se v paleoproterozoiku oxidovala většina redukovaných forem železa, sedimentace páskovaného železa byla omezená a obsah O 2poté vzrostly nejprve v oceánech, poté v atmosféře, aby se prokázalo, že jsou vysoce toxické pro anaerobní organismy: toto je „Kyslíková katastrofa“. Kyslík byl skutečně toxický pro anaerobní organismy té doby, biomasa je otrávena vlastním odpadem a znovu se zhroutí. Nahromaděním kyslík způsobí, že methanogenní archaea zahyne, pro kterou je jedem, což prakticky zastaví produkci metanu .

Přechod končí pouze objevením buněk schopných žít v okysličeném prostředí. Z geologického hlediska se objevují červené usazeniny označené železitým železem a sedimentární horniny se mění z převážně černé na červenou.

Aerobní dýchání

Kyslík je navíc mimořádně účinným zdrojem energie, mnohem více než kvašení , což otevírá cestu novému vývoji. Život se stává složitějším. Některé bakterie se učí používat kyslík: je to nástup dýchání .

Samotné sinice se přizpůsobily prostředí obsahujícímu tento kyslík, který produkují. Kyslík je zvláště reaktivní a umožňuje mnohem efektivnější katabolismus než při anaerobním dýchání.

Ukazuje se, že schopnost využívat kyslík v aerobním dýchání , která zahrnuje enzym kyslík- reduktázu , mohla být předmětem horizontálních genových přenosů mezi skupinami bakterií. Horizontální přenos genů se také zdá být rozšířený mezi archaea .

Kvůli horizontálnímu přenosu genů, který je vždy možný, musíme zůstat opatrní tváří v tvář analýzám genetického driftu nebo fylogenické klasifikace, které umisťují vzhled takové a takové kapacity v dané skupině nebo k takovému datu.

Ačkoli všechny metabolity využívají kyslík tak či onak, některé jeho sloučeniny, které se objevují v metabolických cyklech, mohou být toxické. Kyslík O 2je paramagnetické , a má dva elektrony z paralelního rotace . Při aerobním dýchání je obtížné reagovat s O 2, protože dárce elektronů musí být schopen obrátit rotaci, než může darovat elektron. K vyřešení problému je kyslík kombinován s paramagnetickým kovem (např. Mědí nebo železem) nebo přijímá další elektrony. Proto je redukce O 2v H 2 Oprochází superoxidy jako je ⋅O 2- , peroxid vodíku H 2 O 2 , nebo hydroxylový radikál (⋅OH). Tyto volné radikály představují potenciální hrozbu pro rovnováhu buněk

Mnohobuněčnost sinic

Analýza genetických posunů sinic ukazuje, že jejich mnohobuněčnost se vyvinula krátce před velkou oxidací.

Skutečnost, že buňky se drží pohromadě, je zpočátku nevýhodou, protože sousedství jiné buňky je nutně méně naloženo živinami a více naloženo odpadem než méně obydlená oblast. Ale tato nutriční nevýhoda je do značné míry kompenzována v přítomnosti predátorů schopných zachytit a trávit volné bakterie fagocytózou . V této souvislosti je mnohobuněčnost selektivní výhodou , protože mnohobuněčná skupina je příliš velká na to, aby ji bylo možné zachytit.

Tato produkce kyslíku bude mít rozhodující dopad na vývoj planety.

Kyslík v bakteriích je produkován v takovém množství, že je ním nasycen oceán. Kyslík uniká do atmosféry a stává se jednou z jeho složek. Tomu se říká Velká oxidace .

-2,4  Ga  : Velká oxidace

Produkce atmosférického kyslíku začala s nástupem fotosyntézy u sinic , již −3,5  Ga . Ale různé oxidační mechanismy vedly k zachycení O 2aniž by bylo možné se skutečně hromadit v horní vrstvě oceánu, ani v atmosféře. Kyslík byl nejprve spotřebován jeho reakcemi na redukční prvky v oceánu: oxidací dusíkuH 4+ potom Fe 2+ , což omezuje jeho uvolňování do atmosféry. Dokud úroveň kyslíku opouštějícího povrchovou vodu zůstává nízká, je spotřebováván metanem přítomným v atmosféře, jehož hladinu reguluje hlavně rovnováha, kterou vytváří mezi skleníkovým efektem a produkcí methanogenních bakterií.

Ale jakmile byl redukující oceán dostatečně oxidován, prudce vzrostl tok kyslíku do atmosféry.

Od okamžiku, kdy je odtok větší než odtok zachycení O 2podle CH 4 , koncentrace O 2se stává významným v atmosféře a může začít vytvářet ozonovou vrstvu . Tvorba této vrstvy má účinek sněhové koule , protože blokování ultrafialového záření horní atmosférou snižuje disociaci přítomného metanu , a proto inhibuje jeho zachycení kyslíkem, který pak může ještě více posílit ozonovou vrstvu .

Existenci této oxygenace lze vyčíst z izotopové separace sulfidů, což umožňuje ukázat, že až do -2,45  Ga je hladina kyslíku nejvýše stotisícina současnosti, zatímco stoupá na 1 při 10% hladina přítomna od -2,33  Ga . V této době také vidíme pokles sedimentárních písků ložisek minerálů citlivých na kyslík, jako je uranit , pyrit nebo siderit .

S nárůstem obsahu kyslíku zpočátku zůstává metan, který nadále hraje svou roli ve skleníkovém efektu , ale produkovaný kyslík se také hromadí v horní vrstvě oceánu. Výsledkem bude při -2,4  Ga ekologická krize zvaná „  Velká oxidace  “. Model Canfield oceánu, domnívá se však, že voda v hlubokém mořském dně zůstala anoxické dlouho po Velkém oxygenace.

Nejprve oxiduje redukované látky, které se mohou vyskytovat v atmosféře, povrchových vodách nebo zvětralých půdách. Kyslík reagoval s velkými oxidovatelnými povrchy přítomnými na povrchu Země (hlavně železem ).

Zdá se, že hladina kyslíku zpočátku dosáhla vysokých úrovní během „události Lomagundi“, která zaznamenala přebytek 13 C v ložiskách ve věku 2,2 až 2,3  Ga . Původem může být to, že kyslík emitovaný sinicemi umožňoval úplnější oxidaci usazenin organické hmoty , čímž uvolňoval fixovaný obsažený dusík. Tato dodávka dusíku by zase mohla vést k dalšímu množení sinic, což by způsobilo sněhovou kouli . Teprve po vyčerpání těchto fosilních zdrojů se dusík opět stal omezujícím faktorem a biomasa sinic se pomalu snižovala, a to v důsledku postupné denitrifikace v anaerobním prostředí a oxidace přímým amoniakem kyslíkem. S tímto udušení sinic, kyslík byl již nevyrábí ve značném množství, a pak se pomalu eliminován s oxidací na zemský povrch a sopečných plynů, na úroveň, která umožňuje obnovu fungování nitrogenázy, což nitrogenase jeho selektivní výhodu.

Kyslík poté zůstává na omezené úrovni, řádově 2 až 10% aktuální koncentrace. Nitrogenase která katalyzuje kompletní sekvenci reakcí, ve kterých se redukce dusného N 2 vede k tvorbě amoniaku NH 3 , je Fes Protein se nevratně oxiduje a inaktivovány kyslíku (O 2) Výsledkem je, že tok kyslíku generovaného fotosyntézou je omezen schopností půd oxidovat: pokud biosféra produkuje příliš mnoho kyslíku, příliš rychle ničí dusíkaté látky , což snižuje biologickou dostupnost dusíku a tím snižuje expanzi samotné biosféry .

-2,4 až -2,1  Ga  : velké zalednění

Metan postupně mizí z atmosféry, což snižuje potenciál vodíku a způsobuje, že reaguje s nově vytvořeným kyslíkem za vzniku oxidu uhličitého a vody. Ale metan je emise skleníkových plynů mnohem silnější než oxid uhličitý. Tato substituce způsobuje prudký pokles teploty na Zemi, což se zhoršuje skutečností, že Slunce, ještě v raném mládí, stále vydává pouze 85% své současné síly. Následuje epizoda globálního zalednění, huronské zalednění . Reflexní síla Země, aktuálně 0,3, se mění na mnohem vyšší hodnoty, od 0,6 do 0,8, kdy má planeta podobu „  sněhové koule Země  “. Tento vzestup albeda s výskytem prvních ledových čepiček dále posiluje zalednění, které se nakonec trvale rozšíří po celé planetě.

Pod vlivem globálního zalednění již nemůže docházet ke změně hornin kyselinou uhličitou a chemický uhlíkový cyklus zmrzne a přestane spotřebovávat oxid uhličitý z atmosféry.

Indikátory ukazují, že biosféra byla během tohoto období redukována téměř na nic. Izotopová analýza frakcionace mezi C12 a C13 odráží aktivitu biosféry , protože reakční rychlosti buněčného metabolismu se mírně liší v závislosti na příslušném izotopu, což vede k frakcionaci uhlíku při vstupu do biosféry. Pro tato období však tato frakcionace již není pozorována, hladina C13 zůstává stejná jako u vulkanického zdroje, což pro tuto dobu ukazuje virtuální zmizení biosféry . Stejný fenomén frakcionace síry lze pozorovat i v depozicích sulfidů.

Metan již biosféra neprodukuje a zbytkový atmosférický metan nadále uniká, což zdůrazňuje zalednění.

Avšak proti proudu se oxid uhličitý nadále produkuje v malém množství vulkanismem a v atmosféře se hromadí velmi postupně. Po 300 milionů let, v Rhyacien je skleníkový efekt bude dostatečná ke spuštění oteplování, který taje led. Výsledná ztráta albeda proces urychluje a Země přechází docela náhle z úplného zalednění do tropického podnebí zobecněného na Orosirien .

Kontinentální termostat

Na konci tohoto velkého zalednění zanechává ústup ledovců odkryté holé kontinenty a spouští masivní erozi, která rozpouští křemičitany a absorbuje CO2 .v přebytku a způsobuje jeho vysrážení v oceánech ve formě silikátů. Tato eliminace CO 2zmírňuje silný skleníkový efekt, který umožnil vznik zalednění, a umožňuje návrat k mírnějším teplotám.

Obecně z dlouhodobého hlediska obsah CO 2 v atmosféře, a odtud jsou teplota a pH oceánu řízeny cyklem minerálního uhlíku pomocí „termostatu“, který bude mít s růstem kontinentů stále větší význam. Obsah oxidu uhličitého v atmosféře bude regulován kapacitou kontinentálních povrchů spotřebovávat tento CO 2, přičemž rovnovážný obsah je o to nižší, čím větší je povrch exponované kontinentální kůry .

• Pokud obsah CO 2zvyšuje se nad svou rovnovážnou hodnotu, zvyšuje se skleníkový efekt a zvyšuje se průměrná teplota zeměkoule.
• Na kontinentální kůře způsobují vysoké atmosférické teploty zrychlenou erozi silikátů, což vede k zachycení CO 2 v přebytku.
• Na druhé straně v oceánu vede globální oteplování k teplým mořím, kde se srážejí uhličitany , což urychluje chemický uhlíkový cyklus .

Tato regulace je náhodný, než jak vyplývá z emisí metanu, protože zůstatek vyplývající z celkového počtu kontinentálních ploch závisí na účinné geografické uspořádání různých cratons v kontinentální kůry  :

• Když krátery vytvoří jediný superkontinent , účinná eroze ovlivní pouze její okraj, a nikoli obecně pouštní střed. Takto neutralizované povrchy se nemohou účastnit eroze, což obecně vede ke zvýšení teplot ve srovnání s teoretickou rovnováhou.
• Když je část kontinentální kůry pokryta ledovými pláty působením zalednění nebo polární šířky, její oxidace je de facto neutralizována, lokálně snižuje účinek eroze. Tvorba ledového příkrovu však snižuje hladinu oceánu a odkrývá více povrchů dostupných pro erozi, pokud prvky kontinentální kůry zůstávají v mírných zeměpisných šířkách. Účinek může být pozitivní nebo negativní v závislosti na skutečné geografické poloze daného okamžiku.
• Když se superkontinent rozpadne, dříve pouštní povrchy opět přispívají k regulaci, což, pokud jsou všechny ostatní věci stejné, vede k poklesu teplot. Tento pokles může být o to více oslaben, že celá kontinentální kůra nebo její část migruje do vysokých zeměpisných šířek a poté je pokryta ledovou vrstvou  : teplota je poté regulována tvorbou této ledové vrstvy  : blokuje erozi, která blokuje zachycení CO 2, čímž se omezuje ztráta skleníkového efektu a pokles globální teploty.

Nulová hladina moře

Dalším aspektem eroze je, že má tendenci snižovat kontinentální kůru na nulové úrovni, jaké známky světového oceánu: cokoliv, co je zvednutý nad mořem, má tendenci být rozrušený a nivy odpovídající vklady jsou uloženy v mořském prostředí, což přispívá k sedimentární vklady .

Naopak, a zanedbáním usazenin na hluboké oceánské kůře , vše pod průměrnou hladinou moře má tendenci být postupně zesilováno sedimentárními usazeninami , které způsobují její nadmořskou výšku.

Celkově lze dosáhnout rovnováhy (a žádné změny profilů) pouze tehdy, když je tloušťka kontinentální kůry taková, že globálně kompenzuje podle obsazeného objemu ztrátu povrchu globálního oceánu v důsledku akumulace kráterů. Globální rovnováhy času, mezi ložiskem a erozí, je dosaženo, když v kontinentální kůře je vynořená část (zhruba) ekvivalentní ponořené části, s výjimkou současné orogeneze .

S postupným hromaděním kráterů na stále větších kontinentálních masách proto paralelně uvidíme v průměru postupné prohlubování oceánů. Kromě toho bude existovat globální rovnováha mezi povrchem kontinentálního šelfu a povrchem kontinentální kůry vystavené erozi.

Tato logika pokračuje i v současnosti: jsme aktuálně na konci zalednění, hladina moře je pod jeho rovnováhou a přirozený vzestup oceánských vod pokryje mnoho povrchů považovaných geologicky za „oceánské pláně“.

−2,2 až −1,6  Ga  : první mnohobuněčné pokusy a kolumbijský superkontinent

Při -2,2  Ga je nárůst δ 13 C org v uhličitanech vysvětlen větší fosilizací organické hmoty, zejména ve stromatolitech , strukturách uhličitanu vápenatých pravděpodobně vytvořených sinicemi. Fotosyntetická aktivita má za následek obohacení atmosféry kyslíkem.

Franceville Fossil , datovaný -2,1  Ga , ukazuje složitý a organizovaný mnohobuněčného života na začátku Orosirian . Tento výskyt byl neúspěšný, pravděpodobně kvůli dopadům Vredefortu (-2,02  ga ) a Sudbury (1,849  ga ) a následnému poklesu hladin kyslíku. Ze všech identifikovaných kráterů dopadu jsou tyto dva dopady skutečně nejdůležitější, jednoznačně lepší než dopad Chicxulub, o kterém se předpokládá, že ukončil vládu dinosaurů. Dopady této úrovně vyvrhují prach a popel, což v zimě způsobí trvalý náraz , a fotosyntéza klesá kvůli nedostatku světla. Složité formy života jsou závislé na aerobním dýchání a tyto katastrofy nepřežijí.

Columbia je jedním z prvních superkontinentů , které se formovaly během období kolizí a rozsáhlé vrásnění od −2,2 do 1,8  Ga , během paleoproterozoické éry . Od -1,8  Ga jsou paleosoly obohaceny o železo. Parciální tlak z kyslíku je v řádu 15% aktuální.

Po svém finálním shromáždění ve statherianském kontinentu došlo k dlouhodobému růstu (1,8 až 1,3  ga ) se zónami subdukce na úrovni hlavních kontinentálních okrajů, což způsobilo velký pás magmatického narůstání.

Fragmentace Kolumbie začala kolem -1,6  Ga , na začátku Calymmian , a pokračovala až do zmizení kontinentu, mezi -1,3 a -1,2  Ga , na konci Ectasian .

Eukaryoty a sexuální reprodukce

Domény proteinů specificky spojeno s eukaryotickou data od -1,5  Ga podstatě dnem nástupu specifických proteinů kapsidy z viru (-1,6  Ga ), což naznačuje společný spouštěcí událost v bakteriální ekologii.

Nejstarší a nepochybně eukaryotická mikrofosilie je datována do -1,45  Ga .

Kolem -1,2  Ga , přítomnost eukaryot je červená řasa Bangiomorpha pubescens , to dosvědčuje mikro- fosílií z Hunting formace na Somerset Island, Kanada . Je to nejstarší známý komplexní mnohobuněčný organismus schopný pohlavní reprodukce. Komplexní mnohobuněčnost se liší od „jednoduché“ mnohobuněčnosti, kolonií společně žijících organismů. Pravé mnohobuněčné organismy vykazují specializované buňky pro různé funkce. Toto je základní charakteristika sexuální reprodukce, protože mužské a ženské gamety jsou samy o sobě specializovanými buňkami. Sexuálně se množící organismy musí být schopné generovat celý organismus z jedné zárodečné buňky.

Struktura eukaryot umožňuje například různé vyhýbací pohyby

• Hypotéza vodíku pro první eukaryot . Martin W, Muller M. Nature 1998, 392 (6671): 37-41.
• Zvířata a vynález systému fanerozoické Země . Nicholas J. Butterfield. Trendy v ekologii a evoluci. Elsevier, únor 2011

-1,1 až -0,75  Ga  : superkontinent Rodinia

Supercontinent Rodinia začne tvořit na začátku Stenian na -1,1  Ga . Před 750 miliony let, na konci Tonianu , se rozděluje na osm kontinentů a jejich drift způsobí jeho dislokaci.

K microfossils z tonian ukazují první evoluční záření z acritarcha .

Roztržka tohoto kontinentu by byla příčinou doby ledové kryogenia a rychlého vývoje života v Ediacaranu a Kambrii .

K velmi starým velkým kráterům je obtížné se na Zemi přiblížit, protože eroze a desková tektonika rozmazávají a mazají veškeré stopy, které po sobě zanechali; ale studium lunárních kráterů a jejich datování umožňuje rekonstituovat sprchu asteroidů, ke kterým došlo v systému Země-Měsíc kolem -0,8  Ga , což na Zemi znamená vstup do kryogenického . Extrapolace toku asteroidů zaznamenaných na Měsíci na Zemi by poskytla řadu dopadů, které by společně přinesly ekvivalent asteroidu o průměru 30 až 40  km .

Kromě možnosti nárazové zimy a závažného narušení složení a teploty oceánů mohl mít tento dopad významný vliv na cyklus fosforu . Obsah fosforu v ložiskách pro tento účel je v Tonianu ve skutečnosti čtyřikrát vyšší než obsah v předchozích ložiscích; a zadání takového objemu ve formě Chondritu CI , kde je fosfor přítomen v řádu řádově 1 ‰, by vedlo k zadání řádově většího, než je současný obsah oceánů.

−720 až −635  Ma  : Země sněhové koule

Na konci proterozoika existují před 800 miliony lety, supercontinent Rodinia , který v té době byl zaměřen na rovníku a rozšířena 60 th  stupeň zeměpisné šířky na sever do 60 th  stupňů jižní šířky, se začal rozpadat z horkých míst . Tato událost byla doprovázena otevřením oceánů a vpustí, které umožnilo dešťům zasáhnout všechny pevniny. CO 2atmosférický, který je v dešti přítomen ve formě kyseliny uhličité , obnovuje svou práci eroze, solubilizuje horniny ve formě hydrogenuhličitanů, poté se sráží v oceánu, uvězněn v sedimentech ve formě uhličitanů . Na druhou stranu obrovské lávové proudy spojené s zlomeninou Rodinie vytvořily na povrchu kontinentů velké čedičové povrchy . Tyto povrchy, změněné působením vlhkosti, však spotřebovávají osmkrát více uhlíku než stejný povrch žuly .

Tyto okolnosti způsobují výrazné snížení hladiny oxidu uhličitého v atmosféře , snížení skleníkového efektu oxidu uhličitého a způsobení poklesu teplot. Kromě toho bylo Slunce mladší a vyzařovalo o 6% méně tepla.

Obecně platí, že když se Země ochladí, chlazení tyto povětrnostní reakce zpomalí. Ale v kryogenii byly kontinenty v tropických zeměpisných šířkách, což snížilo účinnost tohoto nařízení, přičemž eroze pokračovala na vysokých úrovních i na chladnější Zemi. Všechny tyto faktory mohly vést k obzvláště intenzivní době ledové, která pokryla povrch Země ledovci až do 30 ° zeměpisné šířky. Jakmile bylo těchto mezí dosaženo, globální albedo je potom takové, že nastavuje samo-zesilovací smyčku, která umožňuje pokrytí celé planety ledem. Nástup zalednění je poznamenán prudkým poklesem hodnoty δ 13 C org v sedimentech, což lze připsat poklesu biologické produktivity v důsledku nízkých teplot a oceánů pokrytých ledem.

V předchozím scénáři velkého huronského zalednění „termostat“, původně poskytovaný hlavně metanem , zcela zmizel a zalednění trvalo tak dlouho, dokud se akumulovalo CO 2.atmosférický neumožňoval dosáhnout dostatečného skleníkového efektu . Zde je naopak pozemský „termostat“ od počátku poskytován oxidem uhličitým , jehož počáteční úroveň začíná od úrovně umožňující nástup zalednění. Rekonstrukce úrovně CO 2 vulkanickými emiseminutnost dostat se z ledovce je proto rychlejší. Na konci doby ledové může smyčka pozitivní zpětné vazby roztavit led ve velmi krátké době v geologickém měřítku, možná za méně než 1 000 let. Na konci zalednění uvolňují tající ledovce velké množství ledovcových usazenin. Výsledné sedimenty dodávané do oceánu jsou údajně bohaté na živiny, jako je fosfor, který spolu s množstvím CO 2, vyvolat demografickou explozi sinic, která by vedla ke zrychlené reoxygenaci atmosféry. Ale doplnění atmosférického kyslíku a vyčerpání CO 2 v přebytku může trvat desítky nebo stovky tisíciletí.

Tato eliminace CO 2by pak mohlo vést k novým glaciálním epizodám, pokud by čedičové povrchy nebyly dostatečně pozměněny. Konec neoproterozoika je tedy poznamenán třemi (nebo čtyřmi?) Zaledněním s klesající amplitudou.

K výbuchu okysličení došlo mezi -0,8  Ga a -0,65  Ga , okysličením neoproterozoika (Neoproterozoic Oxyenation Event, NOE). Oceány přestávají být anoxické, aby zbohatly na sírany . Toto okysličení mohlo přispět k výskytu ediacaranské fauny, vyšší koncentrace kyslíku umožňující vývoj velkých mnohobuněčných forem života.

−600 až   −540 Ma : superkontinent Pannotia a fauna ediacaranů

Pannotie nebo Pannotie je starobylá supercontinent , který existoval v pozdní Precambrian , na -600 až -540 milionů let (MA) cca a raně kambria . Tento hypotetický superkontinent zapadá do modelu Wilsonových cyklů, který by vysvětloval periodicitu epizod formování pohoří , orogenézy . Vzniklo v důsledku několika kolizí, během kterých došlo k panafrické vrásnění, jehož místní fází jsou brazilský vrásnění v Jižní Americe a kadomský vrásnění v Severní Americe a západní Evropě.

600 Ma starý  Ediacaran mořský život je důkazem existence tohoto supercontinent. Fosílie této fauny byly nalezeny v oblastech, které jsou v současné době od sebe velmi vzdálené ( Austrálie , Namibie atd.). Tato zvířata nemohla cestovat na velké vzdálenosti, musela žít na kontinentálních okrajích jediného kontinentu.

Tato ediacaranská fauna je čím dál záhadnější. V současné době je klasifikace těchto druhů kontroverzní. Určení polohy organismů Ediacaran ve stromu života se ukázalo jako obtížné; není jisté, že šlo o zvířata, která by mohla být lišejníky , řasy, foraminifera , houby, mikrobiální kolonie nebo prostředníci mezi rostlinami a zvířaty. Morfologie určitých taxonů naznačuje vztah s houbami , ctenofory a dokonce i cnidariány . Zatímco některé z těchto fosilií, jako je Kimberella , Bomakellia a Xenusion , nebo dokonce některé fauny malého prostředí, lze vysledovat do kambrijských forem života , mnoho dalších, například slza, disk, prak nebo domino, nemají žádný známý vztah s pozdějším fauna. Většina makrofosilií je morfologicky odlišná od pozdějších forem života: vypadají jako disky, tuby nebo rouna. Kvůli obtížím při navazování vztahů mezi těmito organismy někteří paleontologové navrhli, že by mohly představovat vyhynulou formu života na rozdíl od žádného živého organismu, jakýsi „zmeškaný experiment“ mnohobuněčného života. Paleontolog Adolf Seilacher navrhla nové pravidlo s názvem „  Vendozoa  “ seskupit tyto záhadné subjekty. V poslední době bylo mnoho z těchto zvířat seskupeno do skupiny Petalonamae , což je skupina spřízněná s ctenofory .

Fragmenty z Pannotie později tvoří Pangea .

Phanerozoic (od -541  Ma )

−541 Ma  : Kambrijská  exploze

Kambrijská exploze proběhla před 550 miliony let . Objevila se první ryba s kostmi; jsou předky všech moderních obratlovců .

Díky kyslíku se vytváří ozonová vrstva ; chrání živé bytosti před zářením a umožňuje jim vydat se na suchou zem: vyhynutí ordoviku-siluru a devonu , poznamenáno důležitými biologickými krizemi, které do té doby zbídačily život výlučně mořské, podporují dobytí nově vzniklých zemí rostlinami chlorofylu a několik velkých skupin zvířat, zejména členovců a obratlovců . Tento adaptační proces se nazývá odtok vody .

Během horního ordoviku se na suché zemi usazovaly a vyvíjely nevaskulární rostliny . Tato hlavní modifikace biosféry by urychlila proces alterace silikátů na kontinentech. Tento proces by fixací velmi velkého množství oxidu uhličitého vedl k poklesu teplot na Zemi a rozvoji polárních čepiček .

−445  Ma  : vyhynutí ordovik-siluru

Ordovikál souvisí s výbuchem sopečné činnosti, při kterém byly uloženy nové silikátové horniny, které extrahují CO 2vzduch, jak erodují. To mělo za následek pokles atmosférického oxidu uhličitého (z 7000 na 4400  ppm ).

Vzhled a vývoj suchozemských rostlin a mikrofytoplanktonu, které spotřebovávaly atmosférický oxid uhličitý, snižovaly skleníkový efekt a podporovaly přechod klimatického systému do ledovcového režimu. Studium dávných mořských sedimentech z doby okolo 444  Ma (pozdní ordoviku) ukazuje velmi mnoho z chlorofylu derivátů , jejichž izotopové složení z dusíku shoduje s moderním řas . Za pouhých několik milionů let se množství usazených mrtvých řas více než pětinásobně zvýšilo. Tyto řasy by prospívaly na úkor jiných druhů, včetně sinic . Mrtvé řasy by byly nejméně dvakrát tak velké jako ty druhé a rychle by se nahromadily na dně oceánů, místo aby se jejich uhlík recykloval, což by vedlo k úbytku mořských organismů (a v té době byl život v podstatě omezen na střední mořské) a velké zalednění (snížením skleníkového efektu ).

Gondwana byl poté umístěn na jižním pólu , což vedlo k rychlému kontinentálního zalednění, na ledové ordoviku . Výsledný pokles hladiny ve světovém oceánu způsobil vznik kontinentálních šelfů a mělkých pánví, odstranění hlavní niky ordovického biotopu a vystavení stresu celé biosféře.

Stejně jako u jiných epizod masového vyhynutí se i tato krizová situace setkala se spouštěcími faktory, v podobě velké fáze dopadu vulkanismu nebo asteroidu, zakrývající atmosféru a vedoucí k zimnímu dopadu . Omezení fotosyntézy odstraňuje primární produkci a ničí potravní řetězce, které na ní závisí.

Vyhynutí ordoviku-siluru mělo za následek zmizení 27% rodin a 57% rodů mořských živočichů. To je považováno za druhé nejdůležitější z pěti velkých masivních vyhynutí phanerozoic po permu-triasu, ke kterému dojde přibližně o 200 milionů let později.

Míra vyhynutí rodin mořských živočichů v horním ordoviku, za přibližně 20 milionů let, je nejvyšší, jaká kdy byla v historii Země zaznamenána, je řádově 20 rodin za milion let.

−440  Ma  : výstup vody a druhé okysličení

Od -440  Ma , v siluru , řasy se vynoří z vody, a tyto primitivní formy mnohobuněčných rostlin napadnout půdu a začnou opustit organické usazeniny tam. Několik vzácných členovců migruje k Zemi a inaugurují třídy suchozemských členovců: pavoukovci (-435  Ma ), myriapods (-428  Ma ).

Tyto cévnatých rostlin z vody v pořadí až -420  Ma na počátku devonu . Na rozdíl od řas mají cévnaté rostliny kořenový systém, kterým čerpají živiny z litosféry . Tyto nečistoty vznikají transformací povrchové vrstvy podloží, degradované a obohacené organických vstupů živých procesy pedogeneze, postupně tvořící pedosféry . První hexapody se objevují na Zemi kolem -395  Ma a zvládnou let kolem -380  Ma .

Vzhled suchozemských rostlin činí zastaralou regulaci obsahu kyslíku pomocí dusičnanů, protože vzdušná produkce kyslíku těmito rostlinami je nezávislá na fixaci dusíku v půdách a vodním prostředí. To má za následek postupné zvyšování obsahu kyslíku v atmosféře, což vede k nové krizi v biosféře .

V reakci na vyšší hladinu kyslíku cyanobakterie, které žijí v koherentních koloniích (v trichomech vytvářejících filmy, shluky nebo vlákna), fixují dusík ze vzduchu prostřednictvím specializovaných buněk zvaných heterocysty, které fungují nezávisle na jiných buňkách, v anaerobní formě. Některé vykazují velmi dobrou odolnost vůči chladu, teplu a ionizujícímu nebo ultrafialovému záření, což jim umožňuje zejména žít v polární zóně. Pokud chybí dusičnany nebo amoniak, část buněk těchto sinic (asi 10%) zahušťuje jejich stěny, vylučuje jejich pigmenty a syntetizuje enzym ( dusíkaté látky ), který fixuje dusík (uložený ve formě glutaminu, který lze použít v jiných buňkách) žijící aerobně).

Opakované a významné rozdíly v mořské hladině a podnebí, stejně jako výskyt důležitého rostlinného pokryvu na kontinentech, by mohly být původcem fenoménů anoxie oceánů a velkých biologických krizí, které by vedly k vyhynutí devonu . O příčinách těchto změn se stále diskutuje.

Regulace hladiny kyslíku

Vývoj suchozemských rostlin v raném devonu vedl k dlouhodobému zvýšení hladiny kyslíku fotosyntézou , čímž se vytvořily sacharidy obecně reprezentované C (H 2 O):

CO 2+ H 2 O+ Hν → C (H 2 O) + O 2 ↑

Samotná fotosyntéza však neumožňuje akumulaci kyslíku, pokud je organická hmota vystavena chemické oxidaci nebo buněčnému dýchání , které tento kyslík spotřebovávají a uvolňují oxid uhličitý:

C (H 2 O) + O 2 → CO 2↑ + H 2 O + energie

Kyslík se může hromadit v atmosféře pouze tehdy, když organická hmota zmizí v sedimentaci zachycené v litosféře .

Tento pohřeb vede k dlouhodobé regulaci obsahu kyslíku v atmosféře prostřednictvím frakce vyrobené organické hmoty, která zůstává zachycena v sedimentech. Tento podíl je v současné době velmi nízký (kolem 0,1%) z důvodu účinnosti aerobního rozkladu; tato sedimentace globálně kompenzuje oxidaci nově exponovaných hornin, což brání další akumulaci kyslíku. Pokles atmosférického obsahu by snížil účinnost rozkladu, což by umožnilo větší sedimentaci organické hmoty. Zejména, má-li oceánské dno sklon k anoxii, nemůže již umožnit rozklad organických částic pocházejících z povrchu.

-359 až -299  Ma  : karbon

Karbon je období aktivní orogeny: Pangea je v procesu formování. Po zahájení chlazení během devonu teplota zůstává navzdory úrovni CO 2 tepláodhaduje na 0,9% (což odpovídá třiceti časů to XIX th  století ) a stabilní v průběhu první části karbon během druhé části uhlíkatých klimatických chladne znovu.

Pro toto období jsou typické první velké stromy. Vysoká hladina CO 2Atmosféra (30 krát, že z XIX -tého  století ) rozhodně podpořil růst vegetace. Velká ložiska uhlí jsou způsobena dvěma faktory:

• vzhled stromů s kůrou, zejména stromů s dřevitou kůrou;
• hladina moře, nízká ve srovnání s devonskou, což umožnilo rozšíření rozsáhlých bažin.

Předpokládá se, že pohřbívání velkého množství dřeva je způsobeno skutečností, že bakterie ještě nebyly dostatečně vyvinuty, aby dokázaly strávit a rozložit nové dřeviny. Lignin je obtížné rozložit. Není rozpustný a může zůstat v půdě stovky let a bránit rozkladu dalších rostlinných látek.

Mohutný pohřeb uhlíku mohl vést k přebytku kyslíku ve vzduchu až o 35%, ale revidované modely považují tento údaj za nereálný a odhadují, že procento kyslíku ve vzduchu musí být mezi 15 a 25%. Vysoká hladina kyslíku je jednou z příčin gigantismu určitých druhů hmyzu a obojživelníků , jejichž velikost souvisí s jejich schopností absorbovat kyslík. Velké stromové kapradiny , vysoké až 20 metrů, doprovázené lykožruty 30 až 40 metrů, dominovaly karbonským lesům, které se dařilo v bažinách rovníkového typu, od Appalačanů po Polsko, později na svazích hor Uralu. .

Uhlí zastavil tvoření existuje téměř 290000000rok (Late karbonu). Podle studie, která ve srovnání s molekulární hodiny a genom 31 druhů Basidiomycetes ( agaricomycetes  : „  bílou hnilobu  “, skupina, která obsahuje také houby, které nesnižují lignin -  hnědé hniloby  - a ektomykorhizních druhů ), tento útvar se zastaví antrax zdá vysvětlit výskytem nových druhů lignivorních hub (také známých jako xylofágní ) schopných degradovat veškerý lignin díky enzymům ( ligninperoxidázy ).

Vysoký obsah kyslíku a vysoký atmosférický tlak umožňovaly energetičtější metabolismus, který podporoval vznik velkých suchozemských obratlovců a velmi velkého létajícího hmyzu.

-360 až -260  Ma  : zalednění Karoo

Od začátku této karbonské éry generovalo shromáždění tektonických desek Laurussie a Proto- Gondwany , tvořící Pangea , důležitou pevninu v antarktické oblasti; Uzavření Rheicského oceánu a Iapétuského oceánu narušilo oběh teplých proudů v Panthalassě a Thetysově oceánu , což vedlo k postupnému ochlazování léta a také k hromadění sněhu v zimě, což zvyšovalo teplotu. ledovců, které pokrývaly většinu Gondwany . Navíc se zachycením uhlíku snižuje celková rychlost oxidu uhličitého. Karbon se vyznačuje tendencí a chlazení ledem list tvorby na polárních kontinentů. Byly identifikovány nejméně dvě hlavní epizody zalednění.

Pokles teploty omezil růst rostlin a vysoká hladina kyslíku upřednostňovala požáry; i mokré rostliny by mohly hořet. Tyto dva jevy přispěly k uvolnění oxidu uhličitého do atmosféry, zpomalení efektu „sněhové koule Země“ a generování oteplování skleníku .

-300 až -250  Ma  : Pangea

Pangea , která se objeví v raném permu , vytvořený na konci karbonu kolize Laurussia a Protogondwana . Všechny pevniny kromě části jihovýchodní Asie se spojily do jediného superkontinentu, který se táhl od rovníku k pólům a byl obklopen oceánem jménem Panthalassa (dále jen „univerzální moře“).

Průměrná hladina moře zůstala během permu poměrně nízká.

Vznik superkontinentu Pangea měl důležité důsledky pro život: délka pobřeží, a tedy i povrch pobřežních vod, které jsou domovem většiny mořských druhů, byly podstatně sníženy. Díky znovusjednocení všech kontinentů v jednom superkontinentu zmizí kontinentální šelfy, které ukrývají velké množství druhů, na úrovních srážky tvořící hercynský řetězec; pak průchod několika kontinentů na jeden, pokud to může zachovat celkovou plochu vynořeného souše, jasně snižuje celkovou délku pobřeží. Pobřežní oblasti podléhající oceánskému podnebí jsou proto omezenější. A konečně, na souši, odlehlost pevninských oblastí Střední Pangea (Severní Amerika, Jižní Amerika a Afrika) od moře vedla k prudkému poklesu srážek v těchto oblastech, a tedy k rozšíření obrovských pouští.

Pangea se začíná zlomit na konci permu (-252  Ma ), ale skutečně intenzivním způsobem až na konci triasu (~ 200 milionů let), rozporuplnými systémy oddělujícími Severní Ameriku a Afriku. V triasu byla rozdělena na Laurasii na severu a Gondwanu na jihu.

−252  Ma  : Permian-triasový zánik (Great Extinction)

Intenzivní kontinentální sopečná činnost (Emeishanské pasti v Číně, kolem -258  Ma ); a velmi důležitá aktivita oceánských hřebenů oceánu Tethys produkující značný objem čedičových láv , na počátku přestoupení ovlivňujícího pobřeží Pangea, přes deset milionů let.

Katastrofické události je pravděpodobně výbuch v supervulkánu v Sibiři (způsobeného příchodem na zemském povrchu hot spot a které sibiřské pasti jsou stopy), což by uvolnilo do ovzduší fenomenální množství sirného plynu, a doprovázené silným okyselením oceánů .

Jiné hypotézy uvažují o jednom nebo více dopadech meteoritu nebo náhlém uvolnění CO 2a metan hydratuje z oceánů, což vede k významnému snížení obsahu atmosférického O 2. Tyto Bedout impaktní kráter se datuje od tohoto času. Leží u severozápadního pobřeží Austrálie . Je to třetí největší impaktní kráter na Zemi . Někteří vědci se domnívají, že tento zánik mohl být dopadem obřího meteoritu.

Tato extinkce je poznamenáno zmizením 95% mořských druhů (hlavně pobřežní druhy, jako například korálů , brachiopods , ostnokožců ,  atd ), a 70% druhů žijících na kontinentech (zejména snížením mnoho skupin rostlin a z zvířata , včetně hmyzu ), což z něj činí největší masové vyhynutí ovlivňující biosféru . Výsledkem bylo, že znovuzískání ekvivalentní úrovně biologické rozmanitosti trvalo mnohem déle než u jiných hromadných vyhynutí. Tuto událost popsal paleobiolog Douglas Erwin  (ne) jako „matku všech hromadných vyhynutí“.

−201  Ma  : Triasovo-jurský zánik

-66  Ma  : vyhynutí křídy

Dalším potenciálním kandidátem by mohl být kráter Šiva pocházející ze stejného období, o něco dříve než vznik decanských pastí .

Země, která se postupně zpomaluje přílivem způsobeným měsícem, se v tomto okamžiku točila rychleji a rok poté sestával z 372 dnů.

−2,58  Ma  : kvartérní zalednění

Podle analýzy DNA , zejména molekulárních hodin , se větev, která vedla k lidem, odchýlila od větve vyšších primátů asi před 7 miliony let.

Lucy , fosílie druhu Australopithecus afarensis , pochází z doby před asi 3,2 miliony let.

Homo habilis , moderní hominid , se objevil ve východní Africe asi před 2 miliony let.

Tyto Homo sapiens moderní objevují v Africe je asi 300 000 let.

−0,6  Ma  : konec Homo erectus

Před 0,079 mil  . Let zasáhl meteor jižní Laos.

Od zhruba 10 000 let se lidé scházejí v organizovaných společnostech. V této době se také zrodilo zemědělství a chov dobytka, zejména v Evropě a na Středním východě . První města se objevují v Úrodném srpku měsíce (příklad: Babylon ) kolem roku 5000 př. N.l., pak psaní způsobí revoluci v lidstvu kolem -3000 a porodí první království ( starověký Egypt ...): to je počátek starověku .

Poté se ve Středomoří a na Středním východě vyvinuly moderní civilizace s řeckými městy, později s římskou říší, která trvala až do roku 476. První vazby mezi středomořskými civilizacemi a civilizacemi na Dálném východě během antiky byly vytvořeny zejména dobytí Alexandra Velikého kolem -330 a umožnilo šířit řeckou kulturu až do dnešního Íránu. Později to byl Marco Polo, pak velcí námořní průzkumníci ( Christophe Colomb , Magellan , Vasco de Gama ...), kteří umožnili ( evropský ) objev Asie, afrického pobřeží a poté Ameriky, což vyvolalo začátek moderní doby od XV th  století.

Poznámky a odkazy

1. (in) Autor neznámý „  Pozorování devítileté Wilkinsonovy mikrovlnné anizotropické sondy (WMAP): Konečné mapy a výsledky  “2013. .
2. Vesmír a jeho tajemství , Tony Long , Produkce letu 33, 2007, ep.  6 („Země, naše kosmická loď“) .
3. (en) Atmosféra Země - Hadean do raného proterozoika . George H. Shaw. Chemie der Erde 68 (2008) 235–264.
4. Když byla Země sněhová koule , Anne-Sophie Boutaud, Le journal du CNRS, 12. května 2017
5. Étienne Klein , Gilles Ramstein, „  Byla Země vždy modrá jako oranžová?  » , Na franceculture.fr ,5. prosince 2015(zpřístupněno 19. srpna 2016 ) .
6. (in) James F. Kasting , „  Zemská raná atmosféra  “ , Science , sv.  259, n O  5097,1993, str.  920–926 ( PMID  11536547 , DOI  10.1126 / science.11536547 ).
7. (in) Asish Basu a Stan Hart, Earth Processes: Reading the Isotopic Code , Americká geofyzikální unie,1996( číst online ) , s.  63.
8. (en) Alain R. Meunier, Zrození Země. Od jeho formace až po zdání života , Dunod ,2014( číst online ) , s.  101.
9. (en) ST Petsch , kap.  8.11 „Globální kyslíkový cyklus“ , Heinrich D. Holland a Karl K. Turekian, Pojednání o geochemii , sv.  8: Biogeochemistry , Elsevier,1 st 12. 2003, 682  s. ( ISBN  0-08-043751-6 , DOI  10.1016 / B0-08-043751-6 / 08159-7 , abstrakt ).
10. (in) Carsten Münker Jörg A. Pfänder, Stefan Weyer, Anette Büchl, Thorsten Kleine, Klaus Mezger, Evolution of Planetary Cores and the Earth-Moon System od Nb / Ta Systematics , Science , 4. července 2003, svazek 301, n ° 5629, s. 84–87.
11. (in) G. Jeffrey Taylor, Původ Země a Měsíce , NASA, 26. dubna 2004.
12. (en) Norman H Sleep, Hadean-Archaean Environment , Perspectives Cold Spring Harbor v biologii , červen 2010.
13. [video] „Měsíc a jeho tajemství“ , TV5, 2005 (přístup 22. prosince 2019).
14. (in) Wilde SA, JW Valley, WH Peck a Graham CM Důkazy z detritických zirkonů o existenci kontinentální kůry a oceánů na Zemi před 4,4 Gyr. , Příroda, v. 409, 2001, s. 175-178 Číst online , wisc.edu
15. Bernard Bourdon, "  Po stopách primitivní kůry  " La Recherche , n o  386,1 st 05. 2005, str.  54 ( číst online ).
16. (v) Guillaume Caro, Bernard Bourdon, Bernard J. Wood & Alexander Corgne, "  stopových živin frakcionace v hadaikum mantlegenerated segregací taveniny z magma oceánu  " , Nature , n o  436,14. července 2005, str.  246-249 ( DOI  10.1038 / nature03827 ).
17. (in) P. Richard, N. Shimizu, C. Allegre , „  43Nd / 146Nd , přírodní remíza: Aplikace na oceánské čediče  “ , Earth and Planetary Science Letters , sv.  31, n O  2Červenec 1976, str.  269–278 ( DOI  10.1016 / 0012-821X (76) 90219-3 ).
18. (in) Alfvén Hannes Gustaf Arrhenius, Evoluce sluneční soustavy , NASA, 1976.
19. (in) AJ Cavosie, JW Valley, SA, Wilde EIMF, Magmatic δ 18 O v detritických zirkonech Moje 4400-3900: Záznam o změně a recyklaci kůry v raných archanských , pozemských a planetárních vědeckých dopisech , svazek 235, číslo 3-4, 15. července 2005, s. 663-681.
20. Edward Young, Shrnutí 2005 „Archivovaná kopie“ ( Internet Archive verze 14. listopadu 2007 ) , 4. července 2005.
21. Stručná historie klimatu Země , Gilles Ramstein, Reflets de la Physique Number 55 (říjen - listopad 2017), Revue de la Société Française de Physique
22. (in) Robert Roy Britt, Evidence for Ancient Bombardment of Earth , Space.com, 24. července 2002.
23. Fosfor z meteoritů umožnil život na Zemi , CIRS, Futura Santé, USA3. září 2004.
24. François Robert a Marc Chaussidon, Křivka paleoteploty pro prekambrické oceány na základě izotopů křemíku v chertách , Nature , 443, 26. října 2006, s. 969-972.
25. o původu heterotrofie . Peter Schönheit, Wolfgang Buckel, William F. Martin. Trends in Microbiology, leden 2016, sv. 24, č. 1.
26. A Coupled Ecosystem-Climate Model for Predicting the Methane Concentration in the Archean Atmosphere . James F. Kasting, Alexander A. Pavlov, Janet L. Siefert. Počátky života a vývoj biosféry, červen 2001, svazek 31, číslo 3, str. 271–285.
27. Původ života a metaloenzymy železo-síra . Tábory Juan C. Fontecilla. Vystaveno na Collège de France, 26. května 2010.
28. Inhibice nitrogenázy omezená okysličování proterozoické atmosféry Země . John F. Allen, BrendaThake, William F. Martin. Trendy ve vědě o rostlinách, Elsevier, listopad 2019.
29. (in) Ilana Berman-Frank, Chen Yi-bu, Yuan Gao, Katja Fennel, Mick Follows, Allen J. Milligan a Paul Falkowski, [PDF] Zpětné vazby mezi cykly dusík, uhlík a kyslík . Dusík v mořském prostředí ( 2 d Edition - 2008), Academic Press, pp 1537-1563..
30. Snížený abiotický cyklus dusíku před vzestupem kyslíku . Ward, Lewis M, James Hemp a Woodward W. Fischer.
31. Cyklus dusíku před vzestupem kyslíku . Ward, LM; Konopí, J.; Fischer, WW Americká geofyzikální unie, podzimní setkání 2016.
32. (en) Země: Atmosférický vývoj obyvatelné planety . Stephanie L. Olson, Edward W. Schwieterman, Christopher T. Reinhard, Timothy W. Lyons. arXiv: 1803,05967 [astro-ph.EP].
33. Jean-François Deconinck, Benjamin Brigaud, Pierre Pellenard, Petrografie a sedimentární prostředí , Dunod ,2016( číst online ) , s.  223.
34. vývoj a budoucnost koloběhu dusíku zemského . Donald E. Canfield a kol. Science, 330, 192 (2010).
35. Quentin Mauguit, fotosyntéza stárne: je to 3,8 miliardy let staré , Futura, 28. 2. 2013
36. Quentin Mauguit, fotosyntéza stárne: je stará 3,8 miliardy let , Futura, 28. 2. 2013 .
37. Život: první dvě miliardy let . Andrew H. Knoll, Kristin D. Bergmann, Justin V. Strauss. Philosophical Transactions of the Royal Society B: Biological Sciences 371 (1707) (26. září): 20150493. doi: 10.1098 / rstb.2015.0493.
38. Pokračující hádanka události Velké oxidace . Alex L. Sessions, David M. Doughty, Paula V. Welander, Roger E. Summons, Dianne K. Newman. Current Biology, svazek 19, číslo 14, 28. července 2009, strany R567-R574.
39. (en) Vývoj biogeochemického cyklu dusíku na Zemi . Eva E. Stüeken, Michael A. Kipp, Matthew C. Koehler, Roger Buick. Recenze o Zemi, 160 (2016) 220–239.
40. Dvakrát si promyslete vývoj fotosyntézy . Tanai Cardona. Publikováno Královskou společností, CC-by 4.0; 20. března 2019
41. Fotosyntéza začala opravdu brzy , New Scientist, 2. října 2004
42. Odhalení úsvitu fotosyntézy , New Scientist, 19. srpna 2006
43. Tanai Caredona "  Early Archean Origin of heterodimeric Photosystem I  ", Elsevier , sv.  4, n o  3,6. března 2018, e00548 ( PMID  29560463 , PMCID  5857716 , DOI  10.1016 / j.heliyon.2018.e00548 , číst online , přistupováno 23. března 2018 ).
44. Victoria Howard , „  Fotosyntéza vznikla o miliardu let dříve, než jsme si mysleli, studijní programy,  “ v časopise Astrobiology Magazine ,7. března 2018(zpřístupněno 23. března 2018 ) .
45. Vývoj deskové tektoniky . Robert J. Stern. Jeden příspěvek ze dne 14 do diskuse na téma „Dynamika Země a vývoj deskové tektoniky“. Publikováno Královskou společností.
46. Vznik deskové tektoniky: záznam o poruše . Craig O'Neill, Simon Turner, Tracy Rushmer. 1. října 2018. Jeden příspěvek ze dne 14. do diskuse na téma „Dynamika Země a vývoj deskové tektoniky“. Publikováno Královskou společností.
47. Růst kontinentální kůry . Francis Albarède. Tectonophysics, svazek 296, čísla 1–2, 30. října 1998, strany 1-14.
48. François Ramade , Úvod do ekochemie , Lavoisier,2011, str.  41.
49. Genesis a původ kontinentální kůry . Christian Nicollet,
50. Když kůra dospívá : o chemickém vývoji archaejské, felsické kontinentální kůry krystalickou kapkovou tektonikou. O. Nebel, FA Capitanio, [...] a PA Cawood. Phil. Trans. R. Soc. A376: 20180103. http://dx.doi.org/10.1098/rsta.2018.0103 .
51. Vyvíjející se povaha pozemské kůry z Hadeanu, přes Archaeana, do Proterozoika . Balz S.Kamber. Precambrian Research, svazek 258, březen 2015, strany 48-82.
52. Vývoj kontinentální kůry . S. Ross Taylor, Scott M. McLennan, 1. července 2005. Scientific American.
53. Statistická geochemie odhaluje narušení sekulární litosférické evoluce asi před 2,5 roků . Keller, C., Schoene, B. Nature 485, 490–493 (2012) doi: 10,1038 / nature11024
54. (en) [PDF] Omezení podnebí a pH oceánu na počátku Země pomocí modelu geologického uhlíkového cyklu , Krissansen-Totton et al., PNAS Direct Submission,7. března 2018.
55. Cyklus oxidu uhličitého a důsledky pro klima na starověké Zemi . Sleep NH, Zahnle K (2001). J. Geophys Res Planets 106: 1373–1399.
56. elektrony, život a vývoj kyslíkového cyklu Země . Paul G Falkowski, Linda V Godfrey. Philos Trans R Soc Lond B Biol Sci. 2008 27. srpna; 363 (1504): 2705–2716.
57. Relativní vlivy dusíku a fosforu na oceánskou primární produkci . Tyrrell, T. Nature 400, 525–531 (1999).
58. Phanerozoic atmosférický kyslík , Berner et al. , Annual Review of Earth and Planetary Sciences, Vol. 31: 105-134 (květen 2003).
59. biogeochemické kontroly a zpětné vazby na primární produkci oceánu . Paul G. Falkowski, Richard T. Barber, Victor Smetacek. Science 10. července 1998: sv. 281, číslo 5374, str. 200-206
60. (in) Garcia-Vallvé S Romeu A, J Palau, „  Horizontální přenos genů v bakteriálních a archaálních genomech plný  “ , Genome research , sv.  10, N O  11,listopadu 2000, str.  1719-25 ( PMID  11076857 , číst online ).
61. Katerina Stamati, Vivek Mudera a Umber Cheema, Vývoj využití kyslíku v mnohobuněčných organismech a důsledky pro buněčnou signalizaci v tkáňovém inženýrství , J. Tissue Eng. , 2011, 2 (1).
62. Sinice a velká oxidační událost: důkazy z genů a fosilií . Schirrmeister, Gugger & Donoghue. Paleontologie, online knihovna, červen 2015.
63. Vývoj mnohobuněčnosti se shodoval se zvýšenou diverzifikací sinic a událostí Velké oxidace . Bettina E. Schirrmeister, Jurriaan M. de Vos, Alexandre Antonelli a Homayoun C. Bagheri. PNAS 29. ledna 2013 110 (5) 1791-1796.
64. Colin Goldblatt, Timothy M. Lenton a Andrew J. Watson, Bistabilita atmosférického kyslíku a velká oxidace , objem přírody 443, strany: 683–686 (2006).
65. Počátky biosférické evoluce a jejich biogeochemické důsledky . Preston Cloud. Paleobiology, sv. 2, č. 4 (podzim 1976), str. 351-387.
66. Uzavřeli bakteriální enzymy kyslík v atmosféře rané Země? Sarah Derouin, Zprávy o Zemi a vesmíru, 25. září 2019.
67. Timothy W. Lyons, Christopher T. Reinhard a Noah J. Planavsky., Vzestup kyslíku v raném oceánu a atmosféře Země , Nature, sv. 506, únor 2014.
68. Složitý život před 2 miliardami let: hypotéza je potvrzena! futura-sciences.com, 26. června 2014.
69. (in) Guochun Zhao , Mr. Sun , Simon A. Wilde a SZ Li , „  Paleo-mezoproterozoický superkontinent: shromáždění, růst a rozpad  “ , Earth-Science Reviews , sv.  67,listopadu 2004, str.  91-123.
70. Virová evoluce: Prvotní buněčný původ a pozdní adaptace na parazitismus . Arshan Nasir, Kyung Mo Kim & Gustavo Caetano-Anollés (2012), Mobile Genetic Elements, 2: 5, 247-252, DOI: 10,4161 / mge.22797.
71. Původ mitochondrií . William F. Martin, Ph.D. Přírodní výchova 3 (9): 58.
72. (en) Nicholas J. Butterfield , „  Bangiomorpha pubescens n. gen., n. sp.: implikace pro vývoj pohlaví, mnohobuněčnosti a mezoproterozoického / neoproterozoického záření eukaryot  “ , Paleobiologie , sv.  26, n o  3,2000, str.  386-404 ( DOI  10.1666 / 0094-8373 (2000) 026 <0386: BPNGNS> 2.0.CO; 2 ).
73. Složitá hierarchie vyhýbání se chováním v jednobuněčném eukaryotu .
74. Asteroid sprcha v systému Země-Měsíc bezprostředně před Cryogenian období odhalený Kaguya . Terada, K., Morota, T. & Kato, M. Nat Commun 11, 3453 (2020).
75. (in) AG Smith , „  Neoproterozoická stratigrafie a časové rámce  “ , Geological Society, London, Special Publications , Vol.  326,2009, str.  27–54 ( DOI  10.1144 / SP326.2 , Bibcode  2009GSLSP.326 ... 27S ).
76. (in) ML Droser a JG Gehling , „  Synchronous Aggregate Growth in year Abundant New Ediacaran Tubular Organism  “ , Science , sv.  319, n O  5870,2008, str.  1660–1662 ( PMID  18356525 , DOI  10.1126 / science.1152595 , Bibcode  2008Sci ... 319.1660D , číst online ).
77. (in) Guy Narbonne , „  Původ a raný vývoj zvířat  “ , Katedra geologických věd a geologického inženýrství, Queen's University,červen 2006(přístup 10. března 2007 ) .
78. (in) Adolf Seilacher , „  Vendobionta a Psammocorallia: ztracené stavby Precambrian Evolution  “ , Journal of the Geological Society , London, sv.  149, n O  4,1992, str.  607-613 ( DOI  10.1144 / gsjgs.149.4.0607 , číst online , přístup k 21. červnu 2007 ).
79. Jennifer F. Hoyal Cuthill a Jian Han, kambrijský petalonamid Stromatoveris fylogeneticky spojuje biotopy Ediacaran s pozdějšími zvířaty , 2018. DOI : 10.1111 / pala.12393 .
80. (in) Timothy Lenton, Michael Crouch Martin Johnson, Nuno Pires, Liam Dolan, první rostliny ordovikáře ochladily. , Nature Geoscience . Pásmo 5, 2012, S. 86–89, doi: 10,1038 / ngeo1390 , [1]
81. (in) „  Drobné řasy mohly vyvolat masové vyhynutí  “ na Eos (přístup 13. července 2018 ) .
82. (in) Jiaheng Shen, Ann Pearson, Gregory A. Henkes, Yi Zhang Ge, Kefan Chen a kol. , „  Zlepšení účinnosti biologického čerpadla jako spoušť pro pozdní ordovického zalednění  “ , Nature Geoscience , sv.  11,11. června 2018, str.  510-514 ( DOI  10.1038 / s41561-018-0141-5 ).
83. (in) J. John Sepkoski Jr. , Faktorový analytický popis phanerozoických mořských fosilních záznamů , Paleobiology, c. 7, 1981, s. 36–53
84. (in) Raup, DM a J. John Sepkoski Jr., Hromadné vyhynutí v záznamu o fosilních mořích , Science, 215, 1982 [PDF] str. 1501-1503.
85. (in) Antonio Quesada, Warwick F. Vincent, David RS Lean Community a pigmentová struktura arktických sinic sinic: výskyt a distribuce sloučenin absorbujících UV záření  ; FEMS Microbiology Ecology, Svazek 28, n O  4, duben 1999 str 315-323 ( abstrakt )
86. Proterozoická biosféra: Multidisciplinární studie. J. William Schopf, Cornelis Klein. Cambridge University Press, červen 1992.
87. (in) Jennifer M. Robinson , „  Lignin, suchozemské rostliny a houby: Biologická evoluce ovlivňující rovnováhu kyslíku ve Phanerozoic  “ , Geology , sv.  18, n o  7,1990, str.  607-610 ( DOI  10.1130 / 0091-7613 (1990) 018 <0607: LLPAFB> 2.3.CO; 2 , shrnutí ).
88. (in) Robert A. Berner , „  Atmosférický kyslík ve fanerozoickém čase  “ , PNAS , roč.  96, n o  20,1999, str.  10955-10957 ( číst online ).
89. (in) Timothy M. Lenton , „  Role suchozemských rostlin, zvětrávání fosforu a požár ve vzestupu a regulaci atmosférického kyslíku  “ , Global Change Biology , sv.  7, n O  6,2001, str.  613-629 ( DOI  10.1046 / j.1354-1013.2001.00429.x ).
90. Floudas D. a kol. (2012). Paleozoický původ enzymatického rozkladu ligninu rekonstruovaný z 31 Science Fungal Genomes Science, 336, 1715, ( abstrakt )
91. .
92. Pauline Gravel, „  Vědy - záhada velkého vyhynutí konečně objasněna  “ , Le Devoir ,31. ledna 2011.
93. (in) Stephen E. Grasby Hamed Sanei a Benoit Beauchamp , „  Katastrofická disperze popílku z uhlí do oceánů BĚHEM posledního permského vyhynutí  “ , Nature Geoscience , sv.  4,23. ledna 2011, str.  104–107 ( DOI  10.1038 / ngeo1069 , číst online ).
94. (in) Alexandra Witze , „  Kyselé oceány spojené s vyhynutím vůbec největší: Skály před 252 miliony let naznačují, že oxid uhličitý ze sopek způsobil smrtící mořskou vodu  “ , Nature ,9. dubna 2015( číst online ).
95. (in) MJ Benton , When Life Nearly Died: The Greatest Mass Extinction of All Time , Thames & Hudson ,2005, 336  s. ( ISBN  978-0-500-28573-2 ).
96. (in) DH Erwin , Velká paleozoická krize; Život a smrt v permu , Columbia University Press ,1993( ISBN  0-231-07467-0 ).
97. Starověké mušle ukazují, že dny byly před 70 miliony let kratší o půl hodiny . Novinky AGU 100, 9. března 2020.
98. Jared Diamond, Třetí šimpanz , Folio Eseje, str.40-45, ( ISBN  978-2-07-044133-4 ) .
99. (in) Kerry Sieh et al , { https://www.pnas.org/content/early/2019/12/24/1904368116 Australasian impaktní kráter pohřben pod sopečným polem Bolaven, jižní Laos], PNAS , 30. prosince, 2019.

Podívejte se také

Bibliografie

• Příručka astrobiologie . Vera M. Kolb, CRC Press, 7. prosince 2018.

Související články

• Geologický časový rámec
• Global Stratotypic Point (PSM)
• Evoluce (biologie)
• Evoluční historie života
• Přírodní historie
• Dějiny světa
• Věk Země
• Budoucnost Země
• Narození živých
• Historie podnebí před rokem 1850

Časová osa věků, období, systémů dějin Země .