Precambrium

Het Precambrium (soms nog aangeduid als het eon Cryptozoïcum) is een supereon[4][5][6] dat de vroegste planetaire, geodynamische, geologische en geobiologische geschiedenis van de Aarde vertegenwoordigt. Het vroegste deel van die geschiedenis is het (informele eon) Hadeïcum (Engels: Hadean) met de start van het zonnestelsel en enkele miljoenen jaren later de vorming van onder meer een proto-Aarde,[7] volgens de ICS[1] ca. 4,6 miljard jaar geleden (4,6 Ga). Bouvier & Wadhwa[8] en Gradstein et al.[7] plaatsten het begin van het Precambrium nauwkeuriger op resp. ca. 4568 miljoen jaar geleden (4568 Ma) en ca. 4567 miljoen jaar geleden (4567 Ma), gebaseerd op de ouderdom van chondrules[9] en calciumaluminiumrijke insluitsels (CAI’s),[10] de oudst bekende vaste bestanddelen binnenin meteorieten die in de zonnenevel van het vroegste zonnestelsel gevormd werden.[11][12] Het Precambrium eindigde ca. 538 miljoen jaar geleden[1] met de geochronologische periode (chronostratigrafisch systeem) Ediacarium (Engels: Ediacaran), waarvan de bovenste grens het overvloedige verschijnen van mariene organismen met harde schalen aankondigt, organismen waarvan vele fossielen bewaard zijn gebleven. Het Precambrium neemt ongeveer 88% in van de totale ouderdom van de Aarde en geeft daarom een indruk van het begrip Deep Time. Er bestaan aanwijzingen dat het leven al vroeg in het Precambrium ontstond, mogelijk al ca. 4,28 miljard jaar geleden (4,28 Ga),[13] tijdens het Hadeïcum. De benaming 'Precambrium', die informeel is,[1][14] en een tijdspanne zonder specifieke stratigrafische rang vertegenwoordigt,[15] werd ontleend van het Latijnse pre ('vóór') en Cambria, de gelatiniseerde naam voor Wales (in het Welsh Cymru). Het Cambrium (538,8 ± 0,2 tot 485.4 ± 1.9 miljoen jaar geleden),[1][16] waarvan de gesteentelagen voor het eerst in Wales bestudeerd werden, is het eerstvolgende chronostratigrafisch systeem na het Precambrium en de vroegste geochronologische periode van de era Paleozoïcum (eon Phanerozoïcum). Alhoewel het moeilijk is om haar oorsprong te identificeren wordt de benaming 'Precambrium' informeel maar intensief in de wetenschappelijke literatuur toegepast en gebruikt sinds het midden van de negentiende eeuw, onmiddellijk na de definiëring en benoeming van de Cambrische periode door de Engelse geoloog Adam Sedgwick in 1835.[17]

ICS International Chronostratigraphic Chart van het Precambrium (februari 2022).[1] De ondergrenzen van de chronostratigrafische eenheden van alle niveaus zijn door de ICS onder revisie voor definiëring op basis van GSSP (Global Boundary Stratotype Section and Points), voorheen gedefinieerd door GSSA (Global Standard Stratigraphic Age).[2] Cursief weergegeven benamingen zijn informeel en tijdelijke aanduidingen voor onbenoemde eenheden. De absolute ouderdom (numerical age) van gesteentelagen volgt uit radiometrische datering. Wereldwijde correlatie volgt, met behulp van onder andere isotopenchemie en biostratigrafie. De wereldwijd gebruikte chronostratigrafische eenheden worden vastgelegd door de ICS. De uurwerksymbolen duiden chronometrische[3] grenzen aan. Een gouden spijker betekent een formeel erkende GSSP.

Wat bekend is over het Precambrium werd grotendeels pas vanaf 1960 ontdekt.

Geochronologie en chronostratigrafieBewerken

Radiometrische dateringBewerken

De datering van de onder- en bovengrens van elke Precambrische chronostratigrafische eenheid, met uitzondering van de 'ondergrens' van het informele eon Hadeïcum (Engels: Hadean), gebeurde door het gebruik maken van radiometrische datering. Radiometrische datering (of radioactieve datering) is een techniek die de absolute ouderdom van materie bepaald,[18] zoals Aardse- en maangesteenten en meteorieten. Het is gebaseerd op een vergelijking tussen de vastgestelde overvloed van een natuurlijk voorkomend radioactief isotoop en haar vervalproducten, gebruik makend van bekende halveringstijden, en is de voornaamste bron van informatie met betrekking tot de absolute ouderdom van gesteenten en andere geologische fenomenen, de ouderdom van de Aarde inbegrepen. Radiometrische datering kan ook gebruikt worden voor de ouderdomsbepaling van artefacten. Absolute ouderdom is het resultaat van het zo nauwkeurig mogelijk meten van ouderdom in jaren. De bepaling van de absolute ouderdom van gesteenten, mineralen en fossielen in jaren vormt de basis voor de geochronologie. Het meten van het verval van radioactieve isotopen, vooral uranium, strontium, rubidium, argon en koolstof, biedt de mogelijkheid om de ouderdom van gesteenteformaties nauwkeuriger te bepalen. Alhoewel de term 'absolute ouderdom' anders impliceert, heeft absolute ouderdom typisch een kleine afwijking. De meest gebruikte technieken radiometrisch dateren zijn Pb-Pb (lood-lood) isochron datering,[19] uranium-looddatering, kalium-argondatering en C14-datering. Het opstellen van geologische tijdschalen is gebaseerd op radiometrische datering. Het levert een aanzienlijke bron van informatie over de ouderdom van fossielen en over evolutionaire veranderingen. De verschillende technieken kunnen toegepast worden op verschillende tijdschalen en verschillende materialen. De implementatie van relatieve[20] en radiometrische datering resulteerde in de loop van de decennia in een reeks steeds preciezer wordende absolute (numerieke) geologische tijdschalen, tussen 1910 en 1930 met behulp van eenvoudige radio-isotopische schattingen en vanaf ongeveer 1950 met behulp van steeds nauwkeuriger wordende moderne radiometrische dateringstechnieken.[21]

HadeïcumBewerken

Het Hadeïcum (Engels: Hadean) is het oudste eon van het Precambrium. De naam is afgeleid van de Griekse god van de onderwereld Hades en werd in 1972 ingevoerd door de Amerikaanse geoloog Preston Ercelle Cloud in eerste instantie om de periode aan te duiden gelegen vóór die van de oudste bekende gesteenten op Aarde.[22][23] Cloud gebruikte de naam Hades om nadruk te leggen op de helse omstandigheden tijdens het Hadeïcum, met veelvuldige impacten, vulkanische activiteit en hitte. Het is een informeel eon dat ca. 4568 à 4567 miljoen jaar geleden (Ma) begon met de start van het zonnestelsel, en eindigde ca. 4000 Ma.[1] Gradstein et al.[7] hanteren de informele verdeling van het Hadeïcum in twee era's, het Chaotian met chronometrische[3] onder- en bovengrens van 4568 tot 4404 Ma[24] en het Jack Hillsian (ook nog Zirconian) van 4404 tot 4000 Ma.[25] Goldblatt et al. (2010)[26] stelden een opdeling van het Hadeïcum voor in de era Paleohadeïcum (Engels: Paleohadean) bestaande uit de perioden Hephaestean (4,5–4,4 Ga) en Jacobian (4,4–4,3 Ga), de era Mesohadeïcum bestaande uit de perioden Canadian (4,3–4,2 Ga) en Procrustean (4,2–4,1 Ga) en de era Neohadeïcum bestaande uit de perioden Acastan (4,1–4,0 Ga) en Promethean (4,0–3.9 Ga). Deze opdeling werd niet aanvaard door de International Union of Geological Sciences (IUGS).

Het Hadeïcum markeert de tijdspanne waarvan geen duidelijke sporen van hard gesteente bekend zijn. De chronometrische ondergrens werd bepaald door de absolute Pb-Pb (lood-lood) isochrondatering[19] van chondrules[9] en ondermeer de insluitsels CAI E60 en CAI E49 van de Efremovka koolstofhoudende chondriet (meteoriet). Deze CAI's hebben een gewogen gemiddelde ouderdom van 4567,2 ± 0,6 Ma.[11][27] CAI’s zijn CaAl-rijke, minder dan een millimeter tot een centimeter grote, lichtkleurige insluitsels die aangetroffen worden in koolstofhoudende chondrieten. De Pb-Pb isochron ouderdom van CAI SJ101 van de CV3[28] Allende meteoriet is 4567,18 ± 0,50 Ma.[29][30] In totaal werden vier CAI's met de Pb-Pb chronometer gedateerd, wat een gewogen gemiddelde ouderdom van 4567,30 ± 0,16 Ma opleverde. Omdat CAI's de oudste gedateerde vaste materie in de vorm van insluitsels in meteorieten vertegenwoordigen die door hitte gevormd werden in de nevelschijf (accretieschijf) rond de centrale proto-ster (proto-Zon), wordt de gewogen gemiddelde ouderdom van 4567,30 ± 0,16 Ma (ca. 4567 Ma) algemeen gebruikt om de ouderdom van het zonnestelsel weer te geven. Deze insluitsels worden beschouwd als de vroegst (bekende) gevormde vaste materie afkomstig van de zonnenevel waaruit het zonnestelsel ontstond.[8] Hun vorming markeert het begin van verschillende lang- en kortdurende radio-actieve klokken die gebruikt worden om begin en einde van gebeurtenissen in het zonnestelsel nauwkeurig te definiëren, zoals de vorming en evolutie van planeten. Volgens Bouvier & Wadhwa[8] (2010) is de CAI van de Noordwest-Afrikaanse 2364 CV3-groep chondritische meteoriet het oudst bekende object uit het zonnestelsel met een ouderdom van 4568,2 Ma. Het werd gedateerd met de absolute Pb-Pb isochrondatering. Volgens Connelly et al. (2012)[30] werden CAI's en chondrules gelijktijdig in de nevelschijf gevormd in een tijdsbestek van ca. 3 Ma.

Het vroegste zonnestelselBewerken

De nevelhypothese is het meest aanvaardde klassieke model voor de verklaring van de vorming en de evolutie van het zonnestelsel (en van andere planetenstelsels). Het zegt dat het zonnestelsel gevormd werd door de snelle ineenstorting in het melkwegstelsel ('de Melkweg') van een fragment van een roterende, reeds bestaande koude gigantische moleculaire wolk (interstellaire gas- en stofwolk) onder invloed van de zwaartekracht.[31] Het bestond uit waterstof, helium en een klein percentage zwaardere elementen uitgestoten door supernovae en ontstond kort na de Big Bang ongeveer 13,8 miljard jaar geleden (13,8 Ga). Maar die ineenstorting kan ook het gevolg geweest zijn van een interstellaire schokgolf.[32] Onderzoek op oude primitieve meteorieten leverde sporen op van kortlevende radionucliden, zoals ijzer-60, dat enkel in exploderende, kortlevende sterren gevormd wordt. Dit wijst op de aanwezigheid van een of meer supernovae. In de moleculaire wolk werden ten gevolge van de schokgolf van een exploderende supernova met invoer van nieuwe nucleosynthetische materie relatief dichte gebieden gevormd die door hun dichtheid ineenstortten. Het grootste deel van de wolk verzamelde zich tot een schijfvormige nevel die door de schokgolf begon te roteren. Omdat de materie condenseerde begonnen de erin aanwezige atomen steeds meer te botsen waarbij hun kinetische energie in hitte omgezet werd.

  • Ca. 4568,2 à 4567,30 ± 0,16 miljoen jaar geleden (Ma): Het grootste deel van de schijfvormige nevel verzamelde zich onder invloed van de zwaartekracht in het centrum waar het steeds heter werd dan de materie van de omgevende schijf en vormde in dit centrum een hete proto-ster (proto-Zon). De start van het zonnestelsel vindt plaats in een gebied van de galactische bewoonbare zone[33] op ongeveer 25.000 lichtjaar van het centrum van het melkwegstelsel.
  • Ca. 4566 ±2 Ma: De elkaar tegenwerkende krachten van angular momentum,[34] rotatie, zwaartekracht en inertie vlakten in ongeveer 100.000 jaar[31] de krimpende nevel verder af tot een roterende protoplanetaire schijf (accretieschijf) met een diameter van ongeveer tweehonderd astronomische eenheden (AE) (29.919.574.140 km).[35] Omdat het centrum van de nevel (de proto-Zon) weinig angular momentum had stortte het snel in en werd door de samendrukking verhit tot een ster van het T Tauristadium.

De oorsprong en vroegste evolutie van de AardeBewerken

 
Voorstelling van een protoplanetaire schijf met in het centrum een proto-ster en in een baan eromheen materiepartikels, stof en gassen.
 
Voorstelling van de proto-Aarde tijdens het Hadeïcum, het vroegste eon van het Precambrium.
  • Ca. 4560–4550 Ma: Door accretie van materiepartikels die zich rond de centrale proto-Zon bewogen vormden zich uit de protoplanetaire schijf, die zich in ringen begon te scheiden, de planeten (waaronder de Aarde), de manen, asteroïden en andere kleine lichamen van het zonnestelsel.[36][37] Verstoringen[38] in de buitenste regionen van de protoplanetaire schijf vormden door onderlinge collisies (botsingen) en het angular momentum[34] van grotere stukken materie materieclusters met een diameter van ca. 200 meter, welke op hun beurt weer botsten en planetesimalen van ca. 10 km diameter vormden (zogenaamde planetaire 'embryo's) die een baan rond het centrum van de schijf beschreven. In de loop van de volgende paar miljoenen jaren werden deze door verdere botsingen gradueel groter aan een tempo van centimeters per jaar. Het binnenste zonnestelsel, het gebied binnen 4 AE, was te heet voor vluchtige moleculen zoals methaan en water om te condenseren, zodat de planetesimalen die daar gevormd werden enkel konden gevormd worden van componenten met hoge smeltpunten zoals metalen (bijvoorbeeld nikkel, ijzer en aluminium) en silicaten. Silicaten vormen een belangrijke groep mineralen die bijna 95% van de aardkorst uitmaken. De Aardse planetenMercurius, Venus, de Aarde en Mars – zouden door clusterende silicaten gevormd worden. Deze componenten bedroegen slechts 0,6 % van de massa van de nevel en zijn dus zeldzaam in de ruimte, waardoor de Aardse planeten niet heel groot konden worden.[39] Er bestaan twee fundamenteel verschillende processen waardoor gesteenteplaneten kunnen geformeerd worden, maar het is niet duidelijk door welk proces de Aardse planeten van het zonnestelsel gevormd werden. Ze werden ofwel door collisies tussen planetaire embryo's van het binnenste zonnestelsel gevormd (Wetherill[40]-accretie) of door accretie van in de richting van de zon afdrijvende millimetergrote 'keien' (pebblesaccretie) afkomstig uit het buitenste zonnestelsel. Burkhardt et al.[41] wijzen er in hun onderzoek uit 2021 op dat de isotopische samenstelling van Aarde en Mars vooral uit vermenging van twee materiecomponenten uit het binnenste zonnestelsel bestaan, inclusief materie afkomstig van de meterorietvrije binnenste protoplanetaire schijf, terwijl de bijdrage van materie uit het buitenste zonnestelsel beperkt is tot enkele massaprocenten. Dit weerlegt de accretie van 'keien' als oorsprong van de Aardse planeten en is consistent met het groeiproces door colliderende planetaire embryo's afkomstig uit het binnenste zonnestelsel. Het lage gehalte aan materie uit het buitenste zonnestelsel in Aarde en Mars wijst op de aanwezigheid van een permanente barrière in de protoplanetaire schijf die de 'keien' tegenhield en de weg vrijmaakte voor het specifieke vormingsproces van de gesteenteplaneten van het zonnestelsel.

Door achtereenvolgende botsingen en samensmeltingen tussen planetesimalen roterend in de protoplanetaire schijf konden de Aardse planeten aan massa winnen tot ze hun huidige afmetingen bereikt hadden.[42] De proto-Aarde vormde zich in het binnenste zonnestelsel aan de buitenste, koudere rand van de galactische bewoonbare zone.[33] In dit stadium van de vorming van het zonnestelsel bedroeg de zonneconstante ca. 73 % van de huidige waarde omdat de kern van de zon een grotere verhouding van waterstof tot helium had. Omdat de omgeving van de proto-Aarde rijk was aan grote planetoïden en protoplanetair puin in een baan om de T Tauri-ster (de proto-Zon) onderging zij een aantal grote tot zeer grote impacten waardoor haar massa nog vergroot werd. Dit stadium in de evolutie van de Aarde wordt de vroege bombardementfase genoemd en vond plaats vanaf 4550 miljoen jaar geleden (Ma). Van de materie die nog overbleef in de protoplanetaire schijf en dat nog niet tot grotere hemellichamen samengeclusterd was, werd het grootste deel door de zonnewind van de T Tauri-ster verwijderd, alsook de primaire atmosfeer van de proto-Aarde, voornamelijk bestaande uit waterstof en helium, en gecapteerd uit de zonnenevel. Vandaar dat de huidige atmosfeer van deze vluchtige elementen uitgeput is, althans vergeleken met het overvloedige voorkomen ervan in het heelal.[43] Vanuit haar ten gevolge van veelvuldige collisies met andere hemellichamen (vroege bombardementfase) en extreem vulkanisme oorspronkelijk bijna volledig gesmolten toestand in de vorm van magma-oceanen, groeide de proto-Aarde door accretie, tot haar inwendige heet genoeg was om zware siderofiele metalen te laten smelten. Deze zonken in haar massa omdat ze een hogere massadichtheid hebben dan de overvloedige silicaten. Dit resulteerde in de scheiding van een primitieve aardmantel en een metalen kern slechts tien miljoen jaar na het begin van de vorming van de proto-Aarde, in de gelaagde structuur van de Aarde en het ontstaan van een nog gering magnetisch veld,[44] welke laatste ongeveer 3,5 miljard jaar geleden (3,5 Ga) tijdens het era Paleoarcheïcum al ongeveer de helft van de huidige sterkte had.[45] Waarschijnlijk groeit de soliede binnenkern van de Aarde in de loop van de miljarden jaren langzaam omdat de vloeibare buitenkern aan de grens met de binnenkern afkoelt en solidifieert ten gevolge van de graduele afkoeling van het inwendige van de planeet[46] aan ongeveer 100 °C per miljard jaar.[47]

Experimentele studies over de verdeling van hoogsiderofiele elementen in silicate en metallische[48] smelten geven als resultaat dat de aardmantel sterk van deze elementen beroofd had moeten zijn door de vorming van de aardkern in een vroege magma-oceaan.[49] Maar de huidige hoeveelheid siderofiele elementen in de aardmantel is ongeveer drie maal hoger dan het resultaat van het experimenteel onderzoek. Deze schijnbare overvloed werd algemeen verklaard door de massale implementatie van meteorieten tijdens wat men de late veneer-periode genoemd heeft. Deze periode volgde op de impact van een hypothetische planeet (Theia) op de proto-Aarde waardoor de Maan ontstond (ca. 4500 tot 4450 Ma), en eindigde met het einde van de hypothetische late heavy bombardment-fase ca. 3,8 miljard jaar geleden (ca. 3,8 Ga). Het sterkste bewijs voor deze theorie is dat de platinagroepelementen in de huidige aardmantel in chondritische relatieve abundanties voorkomen, wat tegengesteld is aan een gefractioneerd patroon dat bij silicaat-metaalverdeling verwacht kan worden. Komatiieten uit het Archeïcum (ca. 4,0 tot ca. 2,5 miljard jaar geleden),[1] het eon na het Hadeïcum, tonen aan dat de hoeveelheid platinagroepelementen van de aardmantel toenam van ongeveer 50% van hun huidige abundanties 3,5 miljard jaar geleden tot hun huidige abundanties 2,9 miljard jaar geleden. Deze toename van platinagroepelementen suggereert een progressieve vermenging van de late veneer-materie in de aardmantel. Er bestaan theorieën dat het de hypothetische planeet Theia was die door haar collisie met de Aarde ca. 4,5 miljard jaar geleden de meeste elementen die noodzakelijk waren voor het ontstaan van leven op Aarde (ca. 4,4 miljard jaar geleden), onder meer koolstof en stikstof, in onze planeet implementeerde.[50]

Volgens onder meer Yin et al. was de belangrijkste vormingsfase van de Aarde op de relatief korte tijdspanne van ongeveer tien miljoen jaar voltooid met de formatie van de initiële aardkorst.[51] Na haar vorming liet de Aarde, en de andere aardse planeten, gassen zoals koolstofdioxide, argon en stikstof uit haar inwendige vrij door vulkaanuitbarstingen, die gedurende de eerste miljoenen jaren veel meer voorkwamen. Later in haar evolutie ontsnapten gassen (methaan, stikstof, waterstof, ammoniak en waterdamp, kleinere hoeveelheden waterstofsulfide, koolstofmonoxide en koolstofdioxide) langzaam uit haar inwendige door ontgassing[52] waardoor een secundaire atmosfeer ontstond dat veel koolstofdioxide bevatte. Met verdere volledige ontgassing aan temperaturen van 1000 tot 1500 K, worden stikstof en ammoniak minder voorkomende bestanddelen, en vergelijkbare hoeveelheden koolstofmonoxide, koolstofdioxide, methaan, waterdamp en waterstof worden geloosd. Op de jonge Aarde in vorming werden mogelijk tegelijkertijd ook al oceanen met vloeibaar water geformeerd,[53] onder meer door ontgassing van de magma-oceanen,[54] wat een paradox lijkt omdat de zonneconstante van de jonge Zon slechts ca. 73 % van haar huidige waarde had, waardoor de jonge Aarde eigenlijk volledig bevroren had moeten geweest zijn.[55] Voorgestelde oplossingen voor deze paradox (Faint young Sun paradox)[56] houden rekening met een runaway greenhouse effect[57] mogelijk gemaakt door voldoende hoeveelheden koolstofdioxide uitgestoten door vulkanen op de jonge Aarde ongeveer 4,5 miljard jaar geleden,[55] veranderingen in de planetaire albedo, astrofysische invloeden of combinaties van deze voorstellen. Terwijl de planeet verder afkoelde werd veel koolstofdioxide uit de atmosfeer verwijderd door oplossing in oceaanwater en door subductie van de primitieve aardkorst, maar de niveaus koolstofdioxide schommelden hevig naarmate nieuwe vormingscycli van oppervlaktekorst en mantelmateriaal verschenen.[58] Door plantaardig leven en fotosynthese zal nog later bijna alle koolstofdioxide in zuurstof omgezet worden.[59] Op basis van een amalgaam aan gegevens trad fotosynthese in werking vanaf ongeveer 3,5 miljard jaar geleden (Paleoarcheïcum), maar over dit tijdstip bestaat nog steeds veel discussie.[60][61]

De oorsprong van water op AardeBewerken

 
Een ca. 8 cm breed en 520 gram wegend fragment van de koolstofhoudende CV3 chondrietmeteoriet Allende die op 8 februari 1969 in Mexico terechtkwam. Stukken zwarte fusiekorst en meerdere in de grijze matrix ingebedde chondrules[9] en CAI's[10] zijn zichtbaar. De Allendechondriet werd op ca. 4567,18 ± 0,50 miljoen jaar oud gedateerd. Deze meteoriet werd gevormd tijdens het ontstaan van het zonnestelsel.
 
Een gepolijste sectie van de 4,5 miljard jaar (4,5 Ga) oude Allendemeteoriet met zichtbare chondrules.

De oorsprong van water op Aarde is het onderwerp van onderzoek op het gebied van planetologie, astronomie en astrobiologie. Daar vroeg in de wordingsgeschiedenis van het zonnestelsel het deel van de protoplanetaire schijf dat zich het dichtst bij de Zon bevond zeer heet was, is het onwaarschijnlijk dat tezamen met de vroegste proto-Aarde grote watermassa's condenseerden wanneer onze planeet door accretie gevormd werd. Water heeft een veel lagere condensatietemperatuur dan andere materie waaruit de Aardse planeten samengesteld zijn, zoals silicaten en ijzer. Op grotere afstand van de jonge Zon heersten echter lagere temperaturen zodat water daar kon condenseren tot ijshoudende planetesimalen. De grens van het gebied waar zich ijs kon vormen in het vroege zonnestelsel wordt de ijslijn[62] genoemd, en was gesitueerd in het gebied waar zich nu de asteroïdengordel bevindt, tussen 2,7 en 3,1 AE verwijderd van de Zon.[63][64] Daarom waren objecten (planetesimalen) die de proto-Aarde door inslag van water voorzagen, bv. waterrijke meteoroïden (zoals protoplaneten), kometen en transneptunische objecten, objecten die in de asteroïdengordel en mogelijk voorbij de ijslijn gevormd werden. Volgens deze hypothese was de proto-Aarde vanaf ca. 4500 miljoen jaar geleden (Ma) in staat om water in een of andere vorm te behouden door accretie met en inslagen door waterrijke (ijshoudende) planetesimalen.[65] In die periode bedroeg de massa van de proto-Aarde 60 tot 90 % van haar huidige. De hypothese wordt ondersteund door overeenkomsten in de abundantie en de isotoopratio's van water tussen de oudst bekende koolstofhoudende chondrieten (de oudste meteorieten in het zonnestelsel) en meteorieten van de asteroïde (planetoïde) Vesta, die alle in de asteroïdengordel van het zonnestelsel hun oorsprong vonden.[66][67] De hypothese wordt verder nog ondersteund door onderzoek naar ratio's van osmiumisotopen die aangeven dat een aanzienlijke hoeveelheid water ingesloten was in de materie dat door accretie door de proto-Aarde opgenomen werd.[68][69] Modellen van de dynamica van het vroege zonnestelsel tonen dat ijshoudende asteroïden aan het binnenste zonnestelsel kunnen toegevoegd zijn, waaronder aan de proto-Aarde, indien Jupiter dichter naar de proto-Zon migreerde.[70] Metingen van de chemische samenstelling van maanmonsters die door de Apollomissies 15 en 17 verzameld werden ondersteunen de hypothese eveneens en tonen aan dat de proto-Aarde reeds water bevatte vóór de vorming van de Maan.[71] Een derde hypothese (Budde et al., 2019), ondersteund door ratio's van molybdeenisotopen, oppert dat de proto-Aarde het meeste van haar watermassa verkreeg ten gevolge van dezelfde interplanetaire impact die de vorming van de Maan veroorzaakte.[72] De bewijsvoering door Budde et al. toont dat de isotopische vingerafdruk[73] van het molybdeen in de aardmantel haar oorsprong vindt in het buitenste zonnestelsel, waar dus het water van de proto-Aarde waarschijnlijk vandaan kwam.

De hypothetische planeet Theia, vermeld in de impacthypothese volgens dewelke zij 4,5 miljard geleden (4,5 Ga) insloeg in de proto-Aarde, was mogelijk eerder afkomstig van het buitenste dan van het binnenste zonnestelsel, en implementeerde water en koolstofgebaseerde materie.[72] Volgens Monday en Taylor (2019)[74] echter toont hun onderzoek aan dat waterstof in het inwendige van de proto-Aarde een rol speelde in de vorming van water. De beide theorieën, het ontstaan van water door impact van ijshoudende planetesimalen met dezelfde samenstelling als asteroïden uit de buitenranden van de asteroïdengordel, en het ontstaan van water door waterstof, sluiten elkaar niet uit.[75] Veelvuldige geochemische onderzoeken leidden echter tot het besluit dat asteroïden het meest waarschijnlijk de primaire en voornaamste bron zijn van water op Aarde.[76] De isotopenniveaus van koolstofhoudende chondrieten, de oudste meteorieten in het zonnestelsel, hebben de meeste gelijkenis met oceaanwater, meer dan kometen.[77][78] Vooral de CI en CM onderklassen van koolstofhoudende chondrieten[79] hebben waterstof- en stikstofisotopenniveaus die sterke gelijkenis met zeewater vertonen. Het water in deze meteorieten zou de bron van de oceanen op Aarde kunnen zijn.[80] Dit wordt verder ondersteund door halietkristallen in de 4,5 miljard jaar (4,5 Ga) oude meteorieten Zag en Monahans die in 1998 op Aarde gevonden werden en die vloeibaar water bevatten naast een grote diversiteit van deuteriumarme organische componenten.[81] De huidige deuterium/waterstof ratio van de Aarde komt ook overeen met die van zeer oude eucriete chondrieten die afkomstig zijn van de Vesta-asteroïde in de buitenste asteroïdengordel.[82] Eucrieten zijn steenachtige meteorieten die geen chondrules bevatten en waarvan er velen afkomstig zijn van het oppervlak van Vesta. Er wordt aangenomen dat CI- en CM-chondrieten en eucriete chondrieten dezelfde samenstelling van water en isotoopratio's hebben als zeer oude ijshoudende protoplaneten uit de buitenste regionen van de asteroïdengordel, uit de Kuipergordel en uit het gebied van de grote planeten die later door impact en accretie water aan de proto-Aarde toevoegden.[83]

Piani et al., onderzoekers van Washington University in Saint Louis (Missouri, VS) en de American Association for the Advancement of Science rapporteerden in augustus 2020 dat sinds het begin van de vorming van de planeet mogelijk altijd voldoende water op Aarde aanwezig geweest is om oceanen te vormen.[84][85][86] Wu et al.[87] presenteerden voor het eerst een model voor de oorsprong van water op Aarde dat de bijdrage van de zonnenevel kwantificeert bovenop dat van chondrieten, de voornaamste bouwstenen van de planeet. De huidige consensus is dat het meeste water op Aarde afkomstig is van de accretie van koolstofhoudende chondriete materie, in het bijzonder CI-achtige chondrieten[79] afkomstig van buiten de ijslijn[62] in de zonnenevel.[88][89] Het model houdt rekening met oplossing van waterstof afkomstig van de zonnenevel in de magma-oceanen van de proto-Aarde en met de chemische reactie tussen waterstof en ijzerdruppels er binnenin. Zulke processen leverden niet alleen talloze waterstofatomen vanuit de aardmantel naar de aardkern, maar genereerden ook een aannemelijk verschil in de isotopische samenstelling van de waterstof tussen de mantel en de kern (verhouding 2H/1H). Een aan de huidige kennis van waterstof aangepast model geeft de beste combinaties van bijdragen van de zonnenevel en van chondritische meteorieten aan het water op Aarde. Bijna één op de honderd Aardse watermolecules is afkomstig van de zonnenevel. Met vier tot vijf oceanen in de kern en ruwweg twee in de aardmantel, houdt onze planeet het meeste water in haar inwendige.

In tegenstelling tot gesteenten zijn zirkoonmineralen hoog resistent tegen verwering en andere geologische processen en worden daarom gebruikt om de omstandigheden op de vroege proto-Aarde te begrijpen. Ze leveren het mineralogische bewijs dat 4404 ± 0.008 miljoen jaar geleden (4404 ± 0.008 Ma) een atmosfeer en vloeibaar water moeten bestaan hebben.[90] Kussenlava, een basaltisch of andesitisch uitvloeiingsgesteente dat tijdens een onderwater eruptie gevormd wordt, afkomstig van de Isua Greenstone Belt (Zuidwest-Groenland) levert ook geologisch bewijs dat minstens al 3,8 miljard jaar geleden (era Eoarcheïcum) op de proto-Aarde water aanwezig was.[91] Cates en Mojzsis (2007) dateerden zeldzame felsische intrusies in de uit mafisch en ultramafisch metamorfe supracrustale gesteenten,[92] geassocieerd met sedimentair gesteente, bestaande Nuvvuagittuq Greenstone Belt (Noord-Quebec, Canada) eveneens op ongeveer 3,8 miljard jaar.[93] O'Neil et al. dateerden de dominant mafische Ujaraaluk unit van de Nuvvuagittuq Greenstone Belt op ca. 4,28 (4313 +41 −69 Ma.) miljard jaar (eon Hadeïcum).[91][94] Indien oceanen vroeger dan deze tijdstippen bestonden, dan moet ofwel het geologische bewijs hiervoor nog gevonden worden of werd het in de loop van de miljarden jaren door tektonische processen zoals crustal recycling[95] vernietigd. Voor het berekenen van het verlies aan water in de loop van miljoenen jaren is het scheikundig element xenon nuttig. Omdat het een edelgas is wordt het niet verwijderd uit de atmosfeer ten gevolge van chemische reacties met andere elementen. Vergelijkingen tussen de abundantie (de hoeveelheidsverhouding van de chemische elementen in een bepaalde omgeving) van de negen stabiele isotopen van xenon in de huidige atmosfeer onthullen dat de Aarde vroeg in haar geschiedenis minstens één oceaan verloor (op de overgang tussen het Hadeïcum en het Archeïcum).[96]

De oorsprong van het Aarde-MaansysteemBewerken

De grote-inslaghypotheseBewerken
  • Ca. 4500-4450 Ma : De vorming van het Aarde-Maansysteem begint.[97] Haliday (2008) bekwam met behulp van Rb-Sr-radiometrische datering een ouderdom voor de Maan van 4,48 ± 0,02 Ga (miljard jaar), 70 tot 110 miljoen jaar na de start van het zonnestelsel.[98] Bottke et al. (2015) bekwamen op basis van onder meer sporen van impacthitte op meteorieten de ouderdom van 4,47 Ga.[99] Uranium-looddatering van zirkoonfragmenten in Maanmonsters door Barboni et al. (2017) geeft een resultaat van 4,51 miljard jaar, ca. 60 miljoen jaar na het ontstaan van het zonnestelsel.[100] Op basis van onder meer de ouderdom en de isotopische samenstelling van Maanmonsters bekwamen Maurice et al. (2020) 4.425 ± 0.025 Ma (ca. 4,43 Ga).[101] Deze vier waarden geven een gemiddelde ouderdom van ca. 4,47 miljard jaar (ca. 4.471,25 Ma). Deze vroegste era in de geologische ontwikkeling van de Aarde en de Maan kreeg de informele naam Crypticum (Engels: Cryptic era). Zoals alle onderverdelingen van het Hadeïcum is ook het Crypticum, dat ca. 4,15 miljard jaar geleden eindigde, niet erkend door het ICS. Uit het Crypticum bleven zeer weinig geologische sporen bewaard omdat de meeste landvormen en gesteenten, in zoverre die al op grote schaal bestonden, tijdens de vroege bombardement fase, die 4550 miljoen jaar geleden begon, vernietigd werden. Andere radiometrische dateringen van Maanmonsters geven aan dat de Maan ongeveer vijftig miljoen jaar na het ontstaan van het zonnestelsel gevormd werd.[102][103] De oudste theorie over het ontstaan van de Maan is afkomstig van George Darwin (1898) (een zoon van Charles Darwin) die opperde dat de Aarde en de Maan eens één gesmolten protoplaneet waren en dat een massa die later de Maan zou worden door invloed van de middelpuntvliedende kracht in de ruimte werd geslingerd. Dit werd de dominante wetenschappelijke verklaring.[104]

Een bijna halve eeuw jongere en nu nog algemeen aanvaardde, maar niet enige, hypothese over de oorsprong van de Maan is de grote-inslaghypothese die in 1946 door Reginald Aldworth Daly van de Harvard-universiteit gelanceerd werd. Daly's hypothese hield in dat de Maan niet door centrifugale krachten maar door impact van een andere protoplaneet op de proto-Aarde gevormd werd.[105] William K. Hartmann en Donald R. Davis herintroduceerden Daly's hypothese in 1974 in modellen die, op het einde van de periode waarin de planeten gevormd werden, met meerdere grotere satellieten rekening hielden die op hun baan met planeten konden botsen. Door de mogelijke impact van een van deze satellieten op het oppervlak van de Aarde, die vóór die impact aanzienlijk kleiner was dan nu, verdampte een groot deel van de nog primitieve aardkorst en werd materie de ruimte ingeworpen in een baan om de proto-Aarde. Deze materie zou gedurende enkele miljoenen jaren ringen vormen die later door accretie de Maan vormden. De unieke geochemische en geologische eigenschappen van de Maan zouden door zulke impact kunnen verklaard worden.[106] De impacthypothese vereist een collisie (een botsing) tussen een protoplaneet met een diameter die de helft bedroeg van die van de Aarde en die een tiende van haar massa had (vergelijkbaar met Mars), en een proto-Aarde waarvan de diameter ca. 90 % bedroeg van de huidige Aarde. De kleinere hypothetische protoplaneet wordt Theia genoemd, naar de moeder van Selene, de Maangodin in de Griekse mythologie. Deze afmetingen zijn nodig opdat het resulterende systeem voldoende angular momentum[34] zou hebben om te matchen met de huidige orbitale configuratie (de banen die de Aarde en de Maan in relatie tot elkaar in de ruimte beschrijven). Zulke impact zou voldoende materie in een baan rond de proto-Aarde gebracht hebben om uiteindelijk door accretie de Maan te vormen. De vorming van de eerste Maankorst luidt de eerste geologische periode van de Maan in (Prenectarium (Engels: pre-Nectarian)).

 
Voorstelling van een impact tussen twee planeetachtige objecten. Zulke impact op de proto-Aarde ca. 4,5 miljard jaar geleden, stond mogelijk aan het begin van de vorming van de Maan.

Computersimulaties van de impact tonen een afschampende inslag waardoor van een deel van het inslaand object vanuit de massa een lange arm materie gevormd wordt waarvan een deel waarschijnlijk in de ruimte verloren ging. Door de collisie verkreeg de proto-Aarde een asymmetrische vorm waardoor deze materie een baan rond de centrale massa begon te beschrijven. Trillioenen tonnen materie van een groot deel van de vroegste aardkorst en aardmantel moeten ten gevolge van de impact verdampt en gesmolten zijn en vormden een atmosfeer van verdampt gesteente rond de jonge planeet.[107][108] De huidige samenstelling van de Aarde geeft aan dat er geen volledige hersmelting was omdat het moeilijk is om enorme gesteentemassa's volledig te smelten en mengen.[109] De atmosfeer van verdampt gesteente zou binnen tweeduizend jaar gecondenseerd kunnen zijn met achterlating van hete vluchtige stoffen, wat waarschijnlijk resulteerde in een zware koolstofdioxideatmosfeer met waterstof en waterdamp. Door de vrijgekomen impactenergie, honderd miljoen keer meer dan bij de veel meer recente Chicxulubimpact van ca. zesenzestig miljoen jaar geleden, moet in delen van de proto-Aarde de temperatuur tot ca. 10.000 °C opgelopen zijn. Op tien miljoen jaar tijd koelde de proto-Aarde af tot het punt waar vloeibaar water aanwezig was.[110] De in vergelijking met andere vaste hemellichamen in het zonnestelsel relatief kleine ijzerkern van de Maan wordt verklaard door de versmelting van het grootste deel ervan in de kern van de proto-Aarde. Het ontbreken van vluchtige stoffen in Maanmonsters wordt ook gedeeltelijk verklaard door de hitte-energie gegenereerd door de impact.

De door de hitte-energie van de inslag en door de re-accretie van de materie die zich in een baan rond de proto-Aarde bevond vrijgekomen energie zou voldoende geweest zijn voor het smelten van een groot deel van de proto-Maan, waardoor een magma-oceaan gevormd werd. Ook op de proto-Aarde werd een magma-oceaan gevormd. Omdat ze de vorming van een kern door metaalsegregatie[111] vergemakkelijken en een atmosfeer en hydrosfeer door ontgassing,[52][112] vormen magma-oceanen een integraal deel van planeetvorming. Er bestaat bewijs van het bestaan van magma-oceanen op zowel de proto-Aarde als op de proto-Maan.[113][114] Magma-oceanen kunnen miljoenen tot tientallen miljoenen jaren blijven bestaan, afgewisseld met perioden van relatief mildere omstandigheden. Tijdens haar vroege ontwikkeling onderging de Aarde de vorming van een reeks magma-oceanen als gevolg van grote impacten (vroege bombardement fase)[115] en vrijgekomen energie door de vorming van de aardkern. De laatste grote inslag was de impact waaruit de Maan ontstond.[114] Het beste chemische bewijs voor het eens voorkomen van magma-oceanen op onze planeet is de overvloed aan bepaalde siderofiele elementen in de aardmantel die aangeven dat de magma-oceanen tijdens de accretie een diepte van ongeveer 1000 km hadden.[116][117] Dit wetenschappelijke bewijs is door het mixen van de aardmantel en de recyclage van de aardkorst doorheen de miljoenen jaren niet zo uitgebreid als het bewijs voor de Maan.[113] De eerste bewijzen die het bestaan van een magma-oceaan op de Maan aangeven waren door de Apollomissies verworven monsters van maangesteenten samengesteld uit het mineraal anorthiet dat vooral uit een verscheidenheid van plagioklase veldspaat bestaat, en die een kleinere massadichtheid hebben dan magma.[113] De ontdekking rees de hypothese dat de gesteenten gevormd werden door het opstijgen van een magma-oceaan naar de oppervlakte tijdens de vroege ontwikkeling van de Maan. Bijkomend bewijs voor het eens bestaan van de magma-oceaan zijn onder meer het voorkomen van marebasalten[118] en KREEP. Het bestaan van deze componenten in de grotendeels anorthositische korst van de Maan is het gevolg van de solidificatie van de magma oceaan na afkoeling. Daarenboven geeft de overvloed van het sporenelement europium in de Maankorst aan dat het vanuit de magma-oceaan geabsorbeerd werd met als gevolg het verlies van europium in de bronnen van de marebasalten. De magma-oceaan was oorspronkelijk 200 tot 300 km diep en bereikte een temperatuur van ongeveer 2000 K.[114] Na de beëindiging van de vroege stadia van de Maanaccretie koelde de magma-oceaan af door convectie in haar inwendige, zoals de mantelconvectie in de aardmantel.[114] In tegenstelling tot de Aarde bleven de aanwijzingen van een magma-oceaan op de Maan, zoals de 'drijfkorst',[119] elementcomponenten in gesteenten en KREEP bewaard doorheen haar geologische geschiedenis.[113]

Ten gevolge van tidal friction bewoog de pas gevormde proto-Maan zich op ongeveer een tiende van de huidige afstand rond de proto-Aarde spiraalsgewijs naar buiten. Tidal friction is spanning in hemellichamen die cyclische variaties in zwaartekracht ondergaan wanneer een hemellichaam een baan rond een ander hemellichaam beschrijft. In de loop van de evolutie van het Aarde-Maansysteem werd de rotatie van de Maan ten opzichte van de Aarde vastgezet zodat een kant van de Maan permanent naar de Aarde gericht is. Indien de proto-Aarde vóór de impact met 'Theia' reeds kleine sattelieten had, dan zouden deze door de Maan in vorming opgenomen zijn. Deze sattelieten zouden dezelfde samenstelling als de proto-Aarde gehad hebben, isotopenabundantie inbegrepen. Van het moment dat de proto-Maan een voldoende soliede korst had, kreeg zij haar eigen geologische eigenschappen. In 2004 werd door toepassing van astronomische spectroscopie en door astronomische observatie door de Spitzer Space Telescope van NASA het bewijs gevonden van een collisie enkele duizenden jaren geleden tussen twee protoplaneten in de omgeving van de witte hete A7V ster HD 172555 op vijfennegentig lichtjaar van de Aarde in de richting van het sterrenbeeld Pavo (Pauw).[120][121] Deze ster bevindt zich nog in de vroege stadia van planeetvorming in haar stelsel. Het kleinste object met ongeveer de grootte van de Maan sloeg met hoge snelheid in op een groter object dat ongeveer de afmetingen van Mercurius had. Het kleinste hemellichaam werd daarbij vernietigd en het grootste zwaar beschadigd. Rond HD 172555 werd de aanwezigheid van een ongewone en grote hoeveelheid amorfe silica en SiO-gas gedetecteerd, niet de gewone stenige silicaten zoals pyroxeen en olivijn, silicaten waaruit ook een groot deel van de Aarde bestaat.[122] De vorming van deze materie moet het gevolg geweest zijn van een impact aan hoge snelheid tussen twee grote objecten. Relatieve snelheden van minder dan 10 km/s zouden de veelvuldig voorkomende olivijn en pyroxeen niet in silica en SiO-gas transformeren. Bij zeer grote impacten tegen deze snelheid wordt het hemellichaam dat inslaat altijd vernietigd en van het hemellichaam dat de impact ondergaat smelt het volledige oppervlak. De observatie van deze relatief recente impact door de Spitzer Space Telescope ondersteunt de hypothese van een protoplaneet die ca. 4,5 miljard jaar geleden op de proto-Aarde insloeg en het Aarde-Maansysteem deed ontstaan.

Een onderzoek uit 2012 naar de verarming van zinkisotopen in Maanmonsters ondersteunt de impacthypothese als verklaring voor het ontstaan van het Aarde-Maansysteem.[123] De samenstelling van zuurstofisotopen van de Maan is identiek aan die van de Aarde.[124] Metingen van 50Ti/47Ti-ratio's in Maanmonsters met behulp van massaspectrometrie wezen uit dat deze ratio identiek is aan die van de Aarde binnen ongeveer vier delen per miljoen, wat slechts 1/150 is van de isotopische rijkwijdte vastgesteld in meteorieten. De isotopische homogeniteit van deze hoogresistente elementen geeft aan dat maanmaterie afkomstig was van de aardmantel van de proto-Aarde, een oorsprong die kan verklaard worden door efficiënte uitstoot van impactmaterie, door uitwisseling van materie tussen de magma-oceaan van de proto-Aarde en de accretieschijf van de proto-Maan, of door splijting van een snel roterende post-impact proto-Aarde. Een aantal onderzoeken hebben aangetoond dat de Maanmantel tijdens smeltprocessen even veel water bevatte als de bovenmantel van de Aarde. Saal et al. maten de isotopensamenstelling van waterstof opgelost in vulkanisch glas en olivijnhoudende smeltinclusies, verzameld op de Maan door de Apollomissies 15 en 17. Water in magma van de Maan was niet te onderscheiden van water in koolstofhoudende chondrieten en is gelijkaardig aan het water op Aarde, wat een gemeenschappelijke oorsprong impliceert van het water in het inwendige van de Aarde en Maan.[125] Volgens Wang & Jacobsen (2016) ondersteunt de verrijking van het zware kaliumisotoop in maangesteente vergeleken met deze van de Aarde en van chondrieten de hoge-energie/hoge angular momentum[34] impacthypothese voor de oorsprong van de Maan.[126]

Andere hypothesenBewerken
 
Gesteenteplaneten zoals de Aarde werden in de loop van de tijd gevormd door accretie van duizenden kleinere brokstukken. Objecten met hoge energie en hoog angular momentum zouden een synestia kunnen gevormd hebben, een overgangsfase in planeetvorming tijdens dewelke door impact verdampt gesteente in omloop gaat rond de kern van de structuur. Elk van de drie afgebeelde stadia in planeetvorming heeft dezelfde massa. Naar Simon Lock, Harvard University, 2017 (afbeeldingen op schaal).
 
Voorstelling van een synestia, een biconcave wolk van verdampt gesteente die ontstond als gevolg van een impact tussen twee roterende objecten in het vroege zonnestelsel. Volgens de synestiahypothese is dit een van de mogelijke structuren waaruit zich het Aarde-Maansysteem zou kunnen gevormd hebben.

Niettegenstaande de grote-inslaghypothese vele aspecten van het Aarde-Maansysteem verklaart, zijn er nog een aantal onopgeloste problemen, zoals vluchtige elementen die op de Maan meer voorkomen dan kan verwacht worden na een dusdanige energetische impact.[127] Vergelijking tussen Aarde- en Maanisotopen levert nog een ander probleem. Wiechert et al. publiceerden in 2001 de toen meest nauwkeurige meting van de isotopische vingerafdrukken[73] van maangesteenten.[128] Verrassend hierbij was dat Maanmonsters van de Apollomissies isotopische vingerafdrukken hebben die identiek zijn aan die van Aardse gesteenten, maar verschillend van die van andere hemellichamen in het zonnestelsel. Dit had men niet verwacht omdat gedacht werd dat na de impact de meeste materie die in omloop rond de proto-Aarde terechtkwam om de Maan te vormen van de hypothetische protoplaneet Theia afkomstig was. Onderzoekers van Caltech toonden in 2007 aan dat de waarschijnlijkheid dat Theia dezelfde isotopische vingerafdruk[73] had als de Aarde minder dan een procent bedraagt.[129] Zhang et al. (2012)[130] van University of Chicago publiceerden in 2012 een vergelijkende analyse van titaniumisotopen van Maanmonsters, van Aardse gesteenten en van meteorieten dat uitwees dat de materie waaruit de Maan bestaat enkel van de proto-Aarde afkomstig is en niet van de proto-Aarde en van een hypothetische planeet (Theia). Om deze problemen op te lossen werd in 2012 een nieuwe theorie gepubliceerd die poneert dat twee hemellichamen elk vijf keer de grootte van Mars collideerden en later opnieuw collideerden, waardoor een proto-Aarde gevormd werd omringd door een schijf materie dat samenklonterde tot de Maan. De tweede collisie en daaropvolgende samensmelting resulteerde in twee hemellichamen met dezelfde chemische samenstelling zoals op de dag van vandaag.[131]

In 2004 stelde de astrofysicus Nikolai Gorkavyi het nieuwe model multiple large asteroid impacts voor.[132][133] In 2013 werd het model ondersteund door Russische astronomen[134] en in 2017 door planetaire onderzoekers van het Weizmann Institute of Science (Israël).[135] Het voornaamste idee van het model suggereert dat de Maan gevormd werd als gevolg van herhaaldelijke hevige bombardementen door grote asteroïden (1 tot 100 km) die gedurende miljoenen jaren insloegen op de proto-Aarde. Een reeks kleinere impacten, die waarschijnlijk meer algemeen waren in het vroege zonnestelsel, kon genoeg gesteente en puin van de proto-Aarde in de ruimte ejecteren om rond haar een roterende accretieschijf te vormen die onder invloed van de zwaartekracht inkromp en waarvan de materie clusterde tot een kleine maan.[133][135] Herhaaldelijke impacten vormden meer kleine manen die in de loop van de tijd tot een grote maan samensmolten.[133][135]

In 2018 ontwikkelden onderzoekers aan de Harvard-universiteit en aan de Universiteit van Californië te Davis een computermodel dat de synestiahypothese genoemd wordt en een vroeg stadium vertegenwoordigt in de vorming van het Aarde-Maansysteem binnen de grote-inslaghypothese.[136] Een synestia is een hypothetische snel roterende donutvormige massa verdampt gesteente. In computersimulaties van grote impacten door roterende objecten kan een synestia gevormd worden indien het totale angular momentum[34] groter is dan de co-rotatielimiet.[137] De co-rotatielimiet is een functie die afhankelijk is van de samenstelling, de thermische toestand, angular momentum[34] en massa van Aarde-achtige planeten. Buiten de co-rotatielimiet zou de snelheid aan de evenaar van een lichaam de omloopsnelheid overschrijden.[138] In het geval van een synestia is het resultaat een binnenste gebied dat roteert aan een enkele snelheid, met een losjes verbonden torus die erbuiten in omloop is.[139] Synestias zouden verschillen hebben in de mantels, zowel qua temperatuur als qua samenstelling, deels ten gevolge van een lagere inwendige druk.[140] Volgens de hypothese vormde zich een synestia na een collisie met een object van hoge energie en met een hoog angular momentum.[34] Door het kookpunt van gesteente waren de oppervlaktetemperaturen van de synestia beperkt tot rondom 2000 °C.[141] Toen de synestia afkoelde door uitstraling van hitte in de ruimte, vormden zich in haar buitenste lagen gedurende een periode van tientallen jaren kleine magmadruppels waardoor de synestia samenkromp.[141] Materie dat buiten de Rochelimiet van het binnenste gebied van de synestia bleef trok samen tot kleine manen die daarna samenclusterden tot onze maan. Eens de synestia voldoende afgekoeld was om binnen de co-rotatiegrens te vallen, hervormde de proto-Aarde zich. Omdat de Maan zich volgens de synestiahypothese gevormd heeft binnen een dampwolk die van de Aarde afkomstig was, zijn haar isotopische ratio's dezelfde als die van de Aarde. De latere (her)vorming van de proto-Aarde, nadat de synestia afgekoeld was, is de reden waarom zij tijdens haar accretie meer vluchtige elementen opnam dan de Maan.[142]

 
Terreinen van het Hadeïsch-Archeïsch Yilgarnkraton in West-Australië, het oudste kraton ter wereld. Het bestaat uit granitoïde-gneis en uit greenstone belts en werd in verschillende opeenvolgende episoden tussen ca. 4,46 en ca. 2,6 miljard jaar geleden gevormd (ca. 4,46 – ca. 2,6 Ga). Roze = graniet-gneis, groen = supracrustale[92] belts (naar Cassidy et al., 2006).[143]
 
Gepolijst fragment van een metaconglomeraat bestaande uit kwarts en keien, afkomstig uit de Jack Hills Greenstone Belt (West-Australië). Deze conglomeraten bevatten de oudste bekende detritische zirkoonkristallen ter wereld die op ca. 4,4 miljard jaar gedateerd werden en de oudste bekende continentale aardkorst vertegenwoordigen.
  • Ca. 4460 Ma : mogelijk begin van de vorming van het Yilgarnkraton (West-Australië) in de vorm van een protokraton bestaande uit het Narryer Terrane en het North-Central Southern Cross Domain.[144] Mole et al. (2019)[144] zijn van mening dat zirkonen uit de Jack Hills van het Narryer Terrane, die een U-Pb-ouderdom van ca. 4400 tot ca. 3050 Ma hebben,[145] hun oorsprong vonden in een mafische korst met een ouderdom van ca. 4,46 miljard jaar (4,46 Ga).
  • Ca. 4404 Ma : einde van het informele era Chaotian.[7] Begin van het eveneens informele Zirconian of Jack Hillsian era dat 4 miljard jaar geleden, met het einde van het Hadeïcum,[1] afliep. Het oudste bekende mineraal (géén gesteente), een detritaal zirkoon (ZrSiO4, zirkoonsilicaat) met nummer W74/2-36, stamt uit deze tijd en werd ontdekt in een conglomeraat in metamorfe sedimenten in de Jack Hills (Jack Hills Greenstone Belt) van het middenwesten van West-Australië. De tachtig kilometer lange Jack Hills liggen in het Precambrische Narryer Terrane van het graniet-greenstone Yilgarnkraton (een kratons in West-Australië) en bestaan uit een noordoost lopende gordel geplooide en metamorfe supracrustale[92] gesteenten.[146] Zirkoon is een algemeen sporenmineraal in granitisch gesteente dat gedetailleerde gegevens over de oorsprong van magma bewaart. Het wordt ook gevormd in mafische gesteenten of tijdens metamorfose. Zirkonen leveren betrouwbare kristallisatietijdstippen, betrouwbare magmatische delta-O-18-waarden[147] en betrouwbare samenstellingen van magmatische rare earth elements (REE), en kunnen insluitsels van andere cogenetische mineralen bevatten. Deze kenmerken van zirkoon blijven behouden, zelfs wanneer een kristal uit het gastheergesteente verwijderd werd door verwering, daarna getransporteerd, afgezet, hydrothermaal gewijzigd en gemetamorfoseerd. Het detritaal dieppurper zirkoonkristalletje (W74/2-36), een gebroken fragment van een groter kristal, meet 220 bij 160 µ.m en werd gevonden te Eranandoo Hill. De ouderdom werd met behulp van 207Pb/206Pb-datering bepaald op 4404 ± 8 miljoen jaar (Ma) of ca. 4,4 miljard jaar (Ga).[90] Het is de oudst bekende en gedateerde materie op Aarde en is slechts ongeveer honderdvijftig miljoen jaar jonger dan de oudste bekende hogetemperatuurinclusies in meteorieten (ca. 4560 Ma), welke laatste de maximumouderdom van de Aarde aangeven. De samenstelling van rare earth elements (REE) en van zuurstofisotopen in zirkoonkristal W74/2-36 geeft unieke inzichten in de aardkorst van 4,4 miljard jaar geleden en de zonering ervan in de magmatische processen. Zulke zones konden zich vormen tijdens het smelten van continentale korstgesteenten waarbij smelten met sterk uiteenlopende isotopen en sporenelementen konden ontstaan. Wilde et al. (2001)[90] opperen dat zirkoonkristal W74/2-36 eerst kristalliseerde in een magma dat zijn oorsprong vond in het smelten van een reeds bestaande continentale korst en dat vervolgens een magmatische overvloed vormde wanneer het vermengd werd met, of hersmolten door een meer primitieve magma tussen 4.364 ± 6 Ma en 4.289 ± 7 Ma. Dit wijst erop dat er 4,4 miljard jaar geleden al intermediaire tot granitische continentale gesteenten bestonden met een hoog delta-O-18[147] ratio die de magma waarin zirkoonkristal W74/2-36 groeide konden contamineren. De ratio's van magmatische zuurstofisotopen van het zirkoonkristal wijzen op supracrustale[92] materie dat bij lage temperatuur interactie had met een vloeibare hydrosfeer (water), welke laatste op de verder afkoelende planeet door onder meer regenwolken gevormd werd. Het kristal vertegenwoordigt dus het vroegste bekende bewijs van continentale aardkorst en oceanen op Aarde,[90] en volgens Sleep (2010)[110] bestond continentale korst mogelijk reeds 4.5 Ga. Mole et al. (2019)[144] zijn van mening dat de Jack Hillszirkonen van het Narryer Terrane, die een U-Pb-ouderdom van ca. 4400 tot ca. 3050 Ma hebben,[145] hun oorsprong vonden in een mafische korst met een ouderdom van ca. 4,46 miljard jaar. Het voorkomen van vloeibaar water 4,4 miljard jaar geleden kan belangrijke implicaties gehad hebben voor de evolutie van leven. Er zijn microfossielen bekend met een ouderdom van 3,5 miljard jaar.[148] De oudst bekende metasedimenten[149] en koolstofhoudende materie met lage biogenetische[150] koolstofisotoopratio’s hebben een ouderdom van 3,8 miljard jaar. Zirkoonkristal W74/2-36 is zeshonderd miljoen jaar ouder dan deze organische materie. Als vloeibaar water beschikbaar was als oorzaak voor de geëvolueerde geochemie die Wilde et al. (2001)[90] tijdens hun onderzoek gemeten hebben, dan was er ook vloeibaar water beschikbaar voor mogelijke biologische processen. Indien het leven in de oceanen evolueerde, dan werd het vóór 3,9 miljard jaar geleden mogelijk meer dan eens bijna of geheel uitgeroeid door de zware asteroïdenbombardementen tijdens de Late Heavy Bombardment-fase in de evolutie van de Aarde (4100 Ma tot 3800 Ma).

Het Yilgarnkraton (ca. 4400–2600 Ma)[144] is een van de grootste stukken Precambrische korst op de planeet en een van de grootste graniet-greenstone terreinen. Het is voor 70 % samengesteld uit granitoïde-gneis en voor 30 % uit supracrustale[92] greenstone belts. Cassidy et al. (2006)[143] delen het kraton op in zeven tektonostratigrafische eenheden (terreinen), van oud naar jonger volgens zirkoon U-Pb-datering : Narryer Terrane (ca. 4400–3050 Ma), South West Terrane (ca. 4400–3050 Ma), Youanmi Terrane (4360–2640 Ma), Kurnalpi Terrane (3470-2600 Ma), Kalgoorlie Terrane (3400–2600 Ma), Burtville Terrane (2980-2600 Ma) en Yamarna Terrane (2830-2690 Ma). De kern van het Yilgarnkraton werd achtereenvolgens opgedeeld, uitgebreid en herwerkt[151] tijdens opeenvolgende episoden van korstaangroei (korstaccretie)[152] ca. 3700 Ma (era Eoarcheïcum), ca. 3300 Ma (era Paleoarcheïcum), ca. 3000–2900 Ma (era Mesoarcheïcum), ca. 2825–2800 Ma (era Mesoarcheïcum) en ca. 2730–2620 Ma. (era Neoarcheïcum).

  • Tussen ca. 4400 en 4000 Ma : tijdens dit tijdsinterval van ongeveer 400 miljoen jaar, dat begon na de extreme omstandigheden van de vroegste evolutie van de Aarde en dat eindigde vóór het begin van de hypothetische Late Heavy Bombardment-fase (4100 Ma tot 3800 Ma), waren er minder meteorietimpacten en heerste een koud klimaat waardoor vloeibaar water mogelijk was en dus ook het ontstaan van leven. Dit tijdsinterval wordt cool early Earth genoemd. De term werd in 2002 bedacht door de Amerikaanse geochemicus John Valley. Oppervlaktetemperaturen werden afgeleid van hoge delta-O-18-waarden[147] van zirkoonmineralen. Deze waarden zijn constant van 4,4 Ga (eon Hadeïcum) tot 2,6 Ga (era Neoarcheïcum), wat uniformiteit van processen en omstandigheden aangeeft. De hypothese cool early Earth suggereert lange intervallen met relatief gematigde omstandigheden van ca. 4,4 tot ca. 4.0 Ga[153] en druist in tegen het (verouderde) populaire beeld van de vroege Aarde als een planeet bedekt door heet magma. De zirkonen van de Jack Hills in West-Australië ondersteunen de hypothese. Volgens Bruce Watson en Mark Harrison[154] van Australian National University in Canberra werden de zirkoonkristallen aan lage kristallisatietemperaturen gevormd, rond ongeveer 700 °C. Dit kon enkel gebeuren in waterverzadigde sedimentpakketten die verhit werden totdat ze tot gesteente lithificeerden, wat dus dan weer betekent dat er 4,4 miljard jaar geleden (de ouderdom van het oudste bekende zirkoonkristal) al een soliede aardkorst aanwezig was, misschien al in de vorm van kleine proto-continenten. De hypothese wordt ondersteund door de lage kristallisatietemperaturen. Volgens Watson waren de omstandigheden tijdens cool early Earth gunstig voor de vorming van complexe en stabiele organische moleculen en ontstond het leven veel vroeger dan eerder gedacht werd.
 
Hydrothermale bronnen (white smokers) stoten vloeistof rijk aan koolstofdioxide, silicium, calcium en barium uit (Champagne Vent, Noordwest Eifuku vulkaan, Marianas Trench Marine National Monument, Marianen).
 
Granaten paragneis[155] afkomstig uit de Canadese Nuvvuagittuq Greenstone Belt (westelijke Ungava Peninsula, oostelijke zijde van de Hudson Bay, Noordwest-Quebec). Ouderdom : 4,28 miljard jaar (Hadeïcum).
  • Ca. 4280 Ma : alhoewel het onbekend is hoe,[156] wanneer precies en waar het leven op Aarde ontstond, zouden onderzeese hydrothermale bronnen enkele van de vroegste bewoonbare milieus kunnen geweest zijn.[13][157] Hydrothermale bronnen zijn over heel de wereld verspreid en komen voor in zones waar sea-floor spreading plaatsvindt. Ze vormen 'schoorstenen' bestaande uit sulfide en er heerst een temperatuur van 360 °C. Het zijn primordiale, basale milieus die doen denken aan de milieus van de vroege Aarde, met reactieve gassen[158] (bv. waterstof), opgeloste elementen (bv. koolstof), en thermale en chemische gradiënten[159] die actief zijn op ruimtelijke schalen van centimeters tot meters. Toen in 1978 onderzeese hydrothermale bronnen ontdekt werden had dit een onmiddellijke impact op de hypotheses over het ontstaan van leven op Aarde omdat ze beschouwd worden als chemisch reactieve milieu's met de gepaste omstandigheden voor het ontstaan van bestendige prebiotische synthesen door middel van prebiotische chemische processen.[160] Dodd et al. (2017) beschrijven uit ijzerhoudende sedimentaire gesteenten van de Nuvvuagittuq Greenstone Belt in Quebec (Canada), beschouwd als afzettingen gerelateerd aan hydrothermale bronnen op de zeebodem, bepaalde structuren als mogelijke gefossiliseerde micro-organismen (Bacteria) die minstens 3770 miljoen (3,78 miljard) en mogelijk 4280 miljoen (4,28 miljard) jaar oud zijn. Deze structuren bestaan uit lange fijne draden (filamenten) en microscopisch kleine hematietbuizen die dezelfde morfologiën en minerale samenstellingen hebben als die van fossiele micro-organismen met dezelfde functie maar met een andere morfologie uit jongere gesteenten, en als die van filamenteuze micro-organismen uit moderne hydrothermale bronnen. De Nuvvuagittuq Greenstone Belt is een opeenvolging van metamorf mafische tot ultramafische vulkanische en bijbehorende sedimentaire gesteenten op 40 km ten zuidoosten van Inukjuak (Quebec). Deze gesteenten behoren tot de oudste bekende op Aarde en bevatten isotopisch lichte koolstof in een carbonaat en koolstofhoudende matrix die als grafitische inclusies in diagenetische carbonate rosetten ('rozen', 'bloemen') voorkomen en als apatietbladen vergroeid tussen carbonaatrozetten en magnetiet-hematiet korrels. Deze matrix is geassocieerd met carbonaat in direct contact met de mogelijke microfossielen. De aanwezigheid van carbonate en koolstofhoudende mineralen wijst op oxidatie en biologische activiteit. Een verzameling monsters mafische korst uit de Nuvvuagittuq Greenstone Belt werd door O’Neil et al. (2009)[161] gedateerd met behulp van kortlevende radioactieve isotopen waarbij het isotoop 146Sm verviel tot het stabiele isotoop 142Nd, met een halfwaardetijd van ca. 103 miljoen jaar. O’Neil et al. bekwamen een isochronouderdom[19] van 4,28 miljard jaar (4,28 Ga). Het is onduidelijk of deze ouderdom de eruptie-ouderdom vertegenwoordigt of de ouderdom van het brongebied van de smelt. Indien de vulkaanuitbarsting, waaruit de stollingsgesteenten van de Nuvvuagittuq Greenstone Belt ontstonden, 4,3 miljard jaar geleden plaatsvond, dan leveren deze gesteenten het eerste rechtstreekse bewijs hoe de oppervlakte-omstandigheden waren tijdens het Hadeïcum. Het cummingtonitisch amfiboliet dat de Nuvvuagittuq Greenstone Belt domineert is waarschijnlijk metamorf basaltisch gesteente, mogelijk afkomstig van pyroclastische stromen. De Nuvvuagittuq Greenstone Belt bevat de oudste bekende gesteenten op Aarde.
 
Dagzoom van metamorfe vulkanosedimentaire gesteenten te Porpoise Cove, Nuvvuagittuq Greenstone Belt, Canada. Sommige delen van deze formaties zijn meer dan 4 miljard jaar oud en behoren tot de oudste bekende gesteenten op Aarde.

Door de voortdurende herwerking[151] van het aardoppervlak als gevolg van de gecombineerde effecten van erosie en kratonische groei, draagt de Aarde relatief weinig bij tot de kennis van vroege impactbombardementen in het binnenste zonnestelsel. Alhoewel de stabiliteit en de relatief korte duur van de groei van de Maankorst in princiepe de Aardse geologische beperkingen overstijgt, blijft de kennis van de impactgeschiedenis van de Aarde en de Maan na bijna vijftig jaar analyse van Maanmonsters beperkt. Redenen hiervoor zijn onder meer het relatief kleine gebied van het Maanoppervlak waarvan monsters verzameld werd, en mogelijk ook bemonstering van locaties die 4,1 of 3,9 miljard jaar geleden een piek van inslagen ondergingen. Het bestaan van een Late Heavy Bombardment-periode 4,1 of 3,9 miljard jaar geleden is echter niet algemeen geaccepteerd.[169] De ogenschijnlijke impactenpiek zou in de plaats echter een impactverzadiging van het (te kleine) bemonsterde oppervlak kunnen reflecteren en de potentieel cryptische aard van de thermale handtekeningen van de impacten. Maar ondanks deze beperkingen is er brede consensus dat er meer impacten waren tijdens en onmiddellijk na de accretie van de Aardse planeten en de Maan.

Het Nice-model stelt de migratie voor van de gigantische planeten Jupiter, Saturnus, Uranus en Neptunus, vanuit een initiële compacte configuratie naar hun huidige posities, lang na de accretie van de protoplanetaire schijf. Wat overblijft van de buitenste protoplanetaire schijf wordt verstoord door de migratie van Uranus en Neptunus. Hierdoor worden ijshoudende planetesimalen verstrooid en komen terecht op de omloopbanen van planeten, wat een scherpe piek van impacten door ijshoudende objecten als gevolg heeft. In de asteroïdengordel beïnvloeden deze planeten de eccentriciteiten[170] van objecten en drijven hen in omloopbanen die die van de Aardse planeten doorkruisen. Dit veroorzaakt eveneens een langere periode van impacten en verwijderd ca. 90 % van de massa van de asteroïdengordel.[70] Het aantal planetesimalen dat op de Maan zou inslaan komt overeen met de kratergegevens van de Late Heavy Bombardment.[70] De planeetmigratie wordt in dynamische simulaties van het zonnestelsel gebruikt om astronomische gebeurtenissen te verklaren, zoals de Late Heavy Bombardment-fase van het binnenste zonnestelsel, de vorming van de Oortwolk, het bestaan van groepen kleine zonnestelsellichamen zoals de Kuipergordel, de Trojanen van Neptunus en Jupiter en de talrijke resonant transneptunische objecten waarvan de omloopbanen gedomineerd worden door Neptunus. Het succes van het Nice-model bij het reproduceren van vele waargenomen kenmerken van het zonnestelsel leverde het brede acceptatie op als zijnde het meest realistische huidige model van de vroege evolutie van het zonnestelsel,[171] hoewel het onder planetaire wetenschappers niet universeel de voorkeur geniet. Later onderzoek onthulde een aantal verschillen tussen de initiële voorspellingen van het Nice-model en waarnemingen van het huidige zonnestelsel, zoals de omloopbanen van de Aardse planeten en van de asteroïden, wat leidde tot de aanpassing van het model.[172]

 
Acasta gneis met een ouderdom van ca. 4,03 miljard jaar (Hadeïcum van Slave Province, Slavekraton, Noorwestelijk Canadees Schild, Canada). In 2006 werd in dezelfde gneis een zirkoon van 4,2 miljard jaar ontdekt.

ArcheïcumBewerken

 
Voorstelling van een Paleoarcheïsch landschap met rechts een kolonie stromatolieten.

De chronometrische[3] ondergrens van het Archeïcum (van het Oudgrieks archaios, 'zeer oud' (tijdperk)), het tweede eon van het Precambrium, werd door het ICS met behulp van radiometrische datering bepaald op 4000 miljoen jaar geleden (4000 Ma of 4,0 Ga), de bovengrens op 2500 Ma (2,5 Ga). Het ICS deelt het Archeïcum (Engels: Archean) op in vier era's : het Eoarcheïcum (Engels: Eoarchean) (met chronometrische onder- en bovengrens 4000 Ma – 3600 Ma), het Paleoarcheïcum (Engels: Paleoarchean) (3600 Ma – 3200 Ma), het Mesoarcheïcum (Engels: Mesoarchean) (3200 Ma – 2800 Ma) en het Neoarcheïcum (Engels: Neoarchean) (2800 Ma – 2500 Ma). Het begin van het Archeïcum (Eoarcheïcum) wordt gekarakteriseerd door onder meer het mogelijke verschijnen van plaatstructuren en het eerste optreden van platentektoniek in de aardkorst. De oudste bekende, meer uitgebreide gesteenteformaties zijn dan ook ca. 4000 miljoen jaar oud. Het einde van het Archeïcum (Neoarcheïcum) wordt gekarakteriseerd door onder meer de vorming van een van de oudste bekende supercontinenten, genaamd Kenorland, ca. 2720 Ma (2,72 Ga).[185]

EoarcheïcumBewerken

De benaming 'Eoarcheïcum' betekent 'dageraad Archeïcum', afgeleid van het Oudgriekse eos (Ἠώς : 'dageraad'). Dit eerste (oudste) era van het eon Archeïcum werd door het ICS chronometrisch[3] gedefinieerd tussen 4000 en 3600 Ma.[1] Eerste (betwiste) optreden van ééncellige organismen. Geologische gegevens tonen aan dat Accretionary Cycle Plate Tectonics[186] sinds minstens het begin van het Eoarcheïcum actief zijn met vorming van intraoceanische eilandbogen en accretionaire orogenese. Ontstaan van anaerobe fotosynthese (anoxygene fotosynthese).

  • Ca. 4000 Ma : bij het aanbreken van het Eoarcheïcum was de Aarde beduidend afgekoeld met oceanen over het grootste deel van de planeet, en kenmerkend is de voortzetting van het Late Heavy Bombardment dat 100 miljoen jaar eerder begon (Hadeïcum). Er is een stevige korst die op vele locaties mogelijk nog onvolledig was met lava aan de oppervlakte. Onderzoek van de voornaamste Eoarcheïsche supracrustale[92] gordels en geochemische en isotopische gegevens tonen volgens Windley et al. (2021)[187] aan dat er door Accretionary Cycle Plate Tectonics[186] minstens vanaf 4 miljard jaar geleden aanzienlijke hoeveelheden jonge mafische korst en daaruitvolgend eilandbogen gevormd werden. Ook de klassieke Wilson Cycle Plate Tectonics, het uiteenvallen en terug samenvoegen van grote landmassa's, bestond volgens Windley et al. tijdens het Eoarcheïcum al, maar werd pas algemeen nadat de landmassa's rond 2.7–2.5 Ga (tijdens het era Neoarcheïcum) groot genoeg werden.
  • Ca. 4000 Ma : De vorming van de kratonische kern van de Napier Mountains-orogenese neemt een aanvang.[188] De Napier Mountains liggen in Enderby Land (Oost-Antarctica). Slechts 7 % van de huidige kratons bestaat uit Archeïsch gesteente. Zelfs rekening houdend met erosie en vernietiging van vroegere formaties, betekent dit dat slechts 5 tot 40 % van de huidige continentale korst tijdens het Archeïcum gevormd werd.[189] De kratonvorming werd waarschijnlijk op het einde van het era Mesoproterozoïcum (periode Stenian (Engels)) voltooid. De laatste miljard jaar groeiden de continenten aan hun randen door het proces van accretie.[190] De atmosfeer bevatte tijdens het Eoarcheïcum nog geen zuurstof en werd gedomineerd door koolstofdioxide.[191]
  • Ca. 3930 Ma : mogelijke stabilisering van het Canadees Schild begint. Het is een groot gebied met dagzomende Precambrische stollingsgesteenten en hoogwaardige metamorfe gesteenten (geologisch schild) dat de oude geologische kern van het Noord-Amerikaanse continent vormt (het Noord-Amerikaanse kraton).
 
Eoarcheïsche Greenlandite, een muscoviet-kwarts gneis met een ouderdom van ca. 3,8 miljard jaar (Nuup Kangerlua, Zuidwest-Groenland).

PaleoarcheïcumBewerken

De benaming 'Paleoarcheïcum' betekent 'het Oude Archeïcum', afgeleid van het Griekse palaios (παλαιός : 'oud'). Dit tweede era van het eon Archeïcum werd door het ICS chronometrisch[3] gedefinieerd tussen 3600 en 3200 Ma,[1] maar wordt niet geassocieerd met een specifiek niveau in de stratigrafische kolom. Het Paleoarcheïcum wordt gekenmerkt door opkomst en bloei van eencellige organismen met zuurstofproductie door fotosynthese, maar pas ongeveer op de overgang van het Archeïcum met het eon Proterozoïcum (era Paleoproterozoïcum, periode Siderium (Engels : Siderian)) zou zuurstof massaal in de atmosfeer opgenomen worden in een episode die de Great Oxidation Event genoemd wordt (tussen ca. 2,45 en 2,31 miljard jaar geleden).[201] Na het ontstaan van Cyanobacteria was oxygene fotosynthese[205] een van de belangrijkste vormen metabolisme die op Aarde evolueerde omdat daardoor complexe, hoger ontwikkelde levensvormen konden ontstaan. Hierbij is de fundamentele vraag in de biologie wanneer oxygene fotosynthese voor het eerst ontstond en evolueerde, en via paleobiogeologische processen leidde tot de toename van de hoeveelheid zuurstof in de atmosfeer van de jonge Aarde.[206] Moderne platentektoniek kwam waarschijnlijk nog niet voor, maar een of andere vorm van primitieve subductie kan bestaan hebben.

  • Ca. 3600 Ma : begin van de vorming van het Pilbarakraton (Noordwest-Australië) en het Kaapvaalkraton[207] (Zuid-Afrika). De vorming van het granitoïde Pilbarakraton werd voltooid tijdens het Neoarcheïcum (2,7 Ga) en van het Kaapvaalkraton eveneens tijdens dit era (2,5 Ga).[207] Dit zijn primordiale kratons waarvan overeenkomsten in vooral de bedekkende laat-Archeïsche gesteentelagen aangeven dat beide ooit deel uitmaakten van het supercontinent Vaalbara, dat gevormd werd uit kleinere proto-continenten. Het toenmalige bestaan van dit supercontinent wordt ondersteund door geochronologische en paleomagnetische gegevens.[208] De Paleoarcheïsche tot Neoarcheïsche evolutie van het Pilbarakraton wordt door goed bewaarde vulkanische sequenties gedocumenteerd. Het gebied biedt het beste geologische bewijs met betrekking tot het stadium in de geschiedenis van de Aarde wanneer moderne tektonische processen ontstonden. Volgens Smithies et al.[209] is het heel onwaarschijnlijk dat moderne platentektoniek een rol speelde in de Paleoarcheïsche evolutie van het Pilbarakraton, maar een of andere vorm van primitieve subductie kan bestaan hebben. Het Kaapvaalkraton werd gevormd door de plaatsing van een grote granitoïde batholiet die tijdens de vroege stadia van een magmatische- en sedimentatiecyclus van een vulkanische boog boven een subductieplaat de continentale korst verdikte en stabiliseerde.
 
Diagram van de vroege evolutie van het Leven, 3,5 Ga - Recent (stippellijnen wijzen op onzekerheden) (Javaux & Lepot, 2018;[210] Johnston et al., 2009;[211] aangepast door Lepot, 2020).[201]
 
Kaart van Australië met in het noordwesten het Pilbaragebied in rood aangeduid. De vorming van het Pilbarakraton begon ca. 3,6 en eindigde ca. 2,7 miljard jaar geleden (Neoarcheïcum). Ondermeer in de 3,48 miljard jaar oude Dresserformatie en de 3,4 miljard jaar oude Strelley Poolformatie zijn bewijzen van microbiële activiteit gevonden.
  • Ca. 3520 Ma : begin van de opbouw van het Singhbhumkraton (Oost-Indië) dat door opeenvolgende golven granitisch magmatisme ca. 3,52 Ga, ca. 3,47-3,43 Ga en ca. 3,40-3,35 Ga (trondheimitische granodioriet) gevormd werd, gevolgd door jongere golven ca. 3,32-3,35 Ga en 3,31-3,28 Ga (granitisch-granodioritisch magma).[221] Uitgebreide metamorfose en deformatie tastten het kraton 3,34-3,26 Ga aan en het stabiliseerde ca. 3,1 miljard jaar geleden (Mesoarcheïcum).
  • Ca. 3500 Ma : Hoewel er talloze meldingen geweest zijn van vondsten van microfossielen in de Zuid-Afrikaanse Barberton Supergroup werd de biologische oorsprong van de meeste in vraag gesteld. Omdat organische sferoïdale (afgeplat bolvormige) structuren op verschillende manieren abiotisch kunnen gevormd worden, werden de best gepreserveerde eenvoudige sferoïdale structuren uit het vroege Archeïcum als 'mogelijke microfossielen' beschouwd. Walsh & Lowe (1985)[222] meldden de ontdekking van structuren met een meer gecompliceerde biologische morfologie. Talrijke gebogen draadvormige structuren, vooral buisvormige, van dezelfde afmetingen zijn moeilijk uit te leggen als iets anders dan de fossiele resten van draadvormige organismen. Ze werden in twee verschillende stratigrafische niveau's in de Onverwacht Group aangetroffen. Hun morfologie en grote aantallen bewijzen volgens Walsh & Lowe overtuigend dat tijdens het vroege Archeïcum bacterie- of Cyanobacteria-achtige organismen bestonden, en hun ontdekking ondersteunde toenmalige meldingen van gelijkaardige draadvormige microfossielen in 3,5 miljard jaar oude gesteenten in West-Australië.
  • Ca. 3500 Ma : de korst van het Baltisch Schild vormt zich tussen 3,5 (Paleoarcheïcum) en 1,5 miljard jaar geleden (era Mesoproterozoïcum, periode Calymmian (Engels)). De Archeïsche korst (tektonische provincies Karelië, Belomorian, Kola en Moermansk) werd gedeeltelijk herwerkt[151] tijdens het Paleoproterozoïcum, plaatselijk met fragmenten van Paleoproterozoïsche korst.[223]
  • Ca. 3480 Ma : in de Dresserformatie van de Warrawoona Group (Pilbarakraton), een geologische groep te Warrawoona (Pilbara regio, West-Australië), komen sedimentaire structuren voor die het resultaat zijn van microbiële activiteit.[224] De structuren ontstonden als reactie van zeer diverse levensgemeenschapen microbiële matten op sedimentdynamiek. De Dresserformatie bevat enkele van de oudste goed gepreserveerde sedimentaire gesteenten ter wereld. Het tot op de millimeter nauwkeurig in kaart brengen van dagzomen definieerde vijf submilieu's die kenmerkend zijn voor een oeroude kustsabkha.[225]
  • Ca. 3460 Ma : De levensboom vertakt door de opsplitsing van Bacteria en Archaea, en variëteiten van Bacteria beginnen zich te verspreiden. In de Apex Chert van de Warrawoona Group (Pilbarakraton) (Noordwest-Australië), werden in 1983 fossielen van Bacteria en Cyanobacteria ontdekt, als het oudste morfologische bewijs van leven ter wereld beschouwd en als een vroeg begin voor zuurstofproducerende fotosynthese. Omdat abiotische processen niet konden uitgesloten worden rees er discussie of de resten wel werkelijk van organische aard zijn.[226] Initieel werden elf taxa 'micro-organismen' beschreven uit een afzetting die, door bepaalde kenmerken zoals afgeronde en gesorteerde sedimentkorrels, mogelijk gevormd werd aan de monding van een rivier.[148] Intensieve kartering en petrogenetische[227] analyse heeft aangetoond dat de habitat van de vermeende micro-organismen echter van hydrothermale aard was. Met behulp van transmissie-elektronenmicroscopie en rasterelektronenmicroscopie werd aangetoond dat de draadvormige 'microfossielen' door de hydrothermale omstandigheden minerale structuren zijn die gevormd werden tijdens afschilfering van fyllosilicaat. De draadvormige structuren vertonen geen enkele biologische morfologie en hebben geen enkele gelijkenis met jongere echte koolstofhoudende microfossielen.[228]
  • Ca. 3450 Ma : paleomagnetisch onderzoek van kussenlava en rood daciet uit de Dufferformatie van het Pilbarakraton (Noordwest-Australië) wees uit dat het magnetisch veld van de Aarde minstens sinds ca. 3,45 Ga bestaat.[229] Usui et al. (2009) kwamen door paleomagnetische en gesteentemagnetische analyse van ca. 3,45 miljard jaar oude conglomerate dacietklasten afkomstig van de Zuid-Afrikaanse Barberton Greenstone Belt tot dezelfde bevinding.[230] Geofysicus Tarduno en collega's van University of Rochester ontdekten dat ca. 3,5 Ga het Aardse magnetisch veld slechts half zo sterk was als het huidige. Hierdoor werd in combinatie met een sterke zonnewind van de jonge Zon waarschijnlijk water uit de atmosfeer onttrokken.
 
Doorsnede door een ca. 3,4 miljard jaar oude stromatoliet uit de Strelley Pool Chert, Strelley Poolformatie van het Pilbarakraton (Noordwest-Australië). De meeste stromatolieten vertonen een karakteristieke gelaagde structuur. Enkel deze lagen zijn zichtbaar voor het blote oog. De kolonies worden in de loop van jaren in ondiep zeewater gevormd door 1 tot 10 mm dikke matten micro-organismen (zoals Cyanobacteria) die mineraalpartikels afzetten waardoor deze matten dikker (en gelaagd) worden. Enkel de bovenste laag blijft in leven.
 
Lensvormige koolstofhoudende microstructuren, aangetroffen in 3,4 miljard jaar oude chert van de Strelley Poolformatie in Noordwest-Australië. De microstructuren hebben equatoriale flenzen, geplaatst in verschillende posities. Op de microstructuren zijn donkere koolstofhoudende bolletjes zichtbaar en inwendige blaasjes zijn gevuld met helderwitte chert.[201]
 
Locatie (in rood) van de ca. 3,55 tot ca. 3,22 miljard jaar oude Barberton Greenstone Belt (Barberton Supergroup) in Zuid-Afrika en Swaziland (era Paleoarcheïcum), aan de oostelijke rand van het Kaapvaalkraton. De belt bevat sedimentaire, vulkanische en intrusieve gesteenten (Homann, 2019).[214]
  • Ca. 3259-3225 Ma[216] : In dunne chertlagen van de Fig Tree Group (Barberton Greenstone Belt, Barberton Supergroup) in Zuid-Afrika werd een morfologisch diverse levensgemeenschap stromatolieten ontdekt.[257] Ze bestaan uit zijdelings verbonden koepels die over het algemeen een laag-reliëf hebben en werden bijna parallel aan de beddingvlakken[258] van het omgevende gesteente gevormd (stratiform). Zeldzamere vormen zijn pseudozuilvormig of stratiform met een 'gekreukt' reliëf. De stromatolieten groeiden op een substraat van metamorf komatiitische lava en op sedimenten die op het oppervlak van de lava afgezet werden, en werden later op de meeste plaatsen bedekt door komatiitische extrusie.[259] De aanwezigheid van overvloedige fijnkorrelige toermalijn binnenin de laminae (lagen) van de stromatolieten suggereert dat de kolonies gevormd werden in een milieu gedomineerd door evaporitische pekel en door boriumrijke uitstoot van een warmwaterbron. De Fig Tree Group bestaat uit vulkanoklastische[260] zandsteen, conglomeraat, turbiditische leisteen, breccie, chert, mudstone, turbiditische siltsteen, lithische grauwacke, ijzerrijke leisteen en banded iron formation. Ook de oudste bekende en beschreven microscopische organismen werden ontdekt in zwarte koolstofhoudende chert van de Fig Tree Group (soms ook de Fig Treeformatie genoemd). De eencellige staafvormige bacterie-achtige Eobacterium isolatum (superrijk Prokaryota of Monera, domein Bacteria) en de eencellige afgeplat bolvormige blauw-groene alg Archaeosphaeroides barbertonensis (superrijk Prokaryota, domein Bacteria, stam Cyanobacteria, orde Chroococcales)[261] werden beide ontdekt in de zestiger jaren en zijn meer dan 3,1 miljard jaar oud.[262] Deze ouderdom wijst erop dat het leven veel vroeger dan 3,1 Ga uit chemische bestanddelen ontstond. De fotosynthetische aard van deze micro-organismen lijkt bevestigd te worden door koolstofisotopisch en organogeochemisch onderzoek op organische materie uit de Fig Tree Group.[262][263] Toen Schopf en Barghoorn een stuk zwarte chert afkomstig van de Fig Treeformatie in dunne schijfjes zaagden, vonden ze de aan bacteriën en blauw-groene algen gelijkaardige organismen. De bacteriën zijn in grootte vergelijkbaar met nu levende staafvormige soorten. Hun uiteinden zijn afgerond en alle wanden bestaan klaarblijkelijk uit twee lagen. In de dunne schijfjes werden ook eencelligen aangetroffen die Archaeosphaeroides barbertonensis benoemd werden en waarvan aangenomen wordt dat ze de oudste bekende vertegenwoordigers zijn van de blauw-groene algen. De soortnaam Archaeosphaeroides barbertonensis is de combinatie van de aanduiding van de extreem hoge ouderdom (Archaeo) van dit organisme en de locatie (Barberton Greenstone Belt) waar het ontdekt werd. De afgeplat bolvormige cellen lijken op die van moderne soorten in de orde Chroococcales. Soortgelijke cellen komen ook voor in de Gunflint Chert van Ontario (Canada) en in de Bitter Springsformatie van Australië en zijn respectievelijk twee en een miljard jaar oud. Schopf en Barghoorn (1966, 1967) stelden dat, indien deze cellen representatief zijn voor blauw-groene algen, ze de biogeochemische eigenschappen onderbouwen die het voorkomen van fotosynthese suggereren op het moment van de afzetting van de Fig Treeformatie meer dan 3,1 miljard jaar geleden. Schopf en Barghoorn troffen in de schijfjes zwarte chert naast de blauw-groene algen en de bacteriën ook nog draadachtige structuren aan die volgens hen eveneens organisch zijn. Ondanks het ontbreken van morfologische details draagt de organische aard van deze structuren bij aan de mogelijkheid dat organismen in de chert tijdens de vorming ervan vast kwamen te zitten. Zowel het directe bewijs van de aanwezigheid van organismen en het indirecte bewijs van de organische geochemie van de vindplaats ondersteunen de visie dat de oudste planten meer dan drie miljard jaar geleden verschenen en de daaraan gerelateerde oudste zuurstofproducerende fotosynthetische activiteit plaatsvond.
  • Ca. 3220 Ma : begin van de vorming van het Siberische kraton.[264] Het is een van de grootste Precambrische kratons ter wereld. In vergelijking met andere kratons is er van het Siberische slechts een beperkte hoeveelheid geochronologische gegevens beschikbaar omdat een groot deel van het kraton bedekt wordt door jongere sedimentaire gesteenten. Shatsky et al. (2022) presenteren isotopische gegevens van het metaal hafnium (Hf) en uranium(U)-lood (Pb) radiometrische dateringen van zirkoonkristallen afkomstig van korstxenolieten uit de Zarnitsa en Nyurbinskaya kimberlietpijpen (resp. Daldyn- en Nakynkimberlietvelden) van de Anabar geologische provincie van het Siberische kraton. Uit deze gegevens kunnen vier belangrijke tektonisch-thermale episoden tijdens de ontwikkeling van de Archeïsche korst afgeleid worden, nl. 3.22, 2.9 (era Mesoarcheïcum), 2.8–2.7 (era Neoarcheïcum) en 1,9 miljard jaar geleden (era Paleoproterozoïcum, periode Orosirian (Engels)). Zirkoonkristallen met zeer primitieve hafniumratio's kunnen erop wijzen dat onder de Daldyn- en Nakynkimberlietvelden korst uit het Eoarcheïcum of zelfs uit het Hadeïcum aanwezig is die tijdens het Paleoproterozoïcum herwerkt[151] werd.

MesoarcheïcumBewerken

De benaming 'Mesoarcheïcum' betekent zoveel als 'het Middelste Archeïcum'. Dit derde era van het eon Archeïcum werd door het ICS chronometrisch[3] gedefinieerd tussen 3200 en 2800 Ma,[1] maar wordt, zoals de voorgaande era's Eoarcheïcum en Paleoarcheïcum, niet geassocieerd met een specifiek niveau in de stratigrafische kolom. Verdere bloei en diversificatie van microbieel leven. Moderne subductie komt voor het eerst op grote schaal voor.

 
Ruw bolvormige microstructuren aangetroffen in de ca. 3 miljard jaar oude Farrel Quartzsite in het Mount GoldsworthyMount Grant-gebied (Pilbarakraton, Noordwest-Australië).[201]
 
Doorsnede-illustratie met enkele belangrijke geodynamische fenomenen in de platentektoniek en met de belangrijkste soorten plaatgrenzen (Simkin et al., 2006).[273]

NeoarcheïcumBewerken

De benaming 'Neoarcheïcum' betekent zoveel als 'het Nieuwe Archeïcum'. Dit vierde era van het eon Archeïcum werd door het ICS chronometrisch[3] gedefinieerd tussen 2800 en 2500 Ma,[1] maar wordt, zoals de voorgaande era's Eoarcheïcum, Paleoarcheïcum en Mesoarcheïcum, niet geassocieerd met een specifiek niveau in de stratigrafische kolom. Isotopische gegevens van koolstof (C) en zwavel (S) van twee continenten over een tijdspanne van 200 miljoen jaar wijzen erop dat de reducerende Neoarcheïsche atmosfeer tijdelijk rijk was aan methaandampen (CH4). Methaan is de eenvoudigste koolwaterstof. Verhoogde methaanuitstoot in de atmosfeer versnelde het verlies aan waterstof, bespoedigde planetaire oxidatie en maakte de weg vrij voor de Great Oxidation Event[284] dat ongeveer op de overgang van het Neoarcheïcum met het eon Proterozoïcum (era Paleoproterozoïcum, periode Siderium (Engels : Siderian)) begon (tussen ca. 2,45 en ca. 2,31 miljard jaar geleden).[201] Zuurstofproductie door aerobe fototrofe micro-organismen (oxygene fotosynthese)[205] en opname van zuurstof in de atmosfeer namen tijdens het Neoarcheïcum gestaag toe. De evolutie van microbiële metabolismen, de daaruit volgende biodiversiteit en de veranderingen in het milieu, zoals de zich ontwikkelende atmosfeer en bodem, onderscheiden het era beduidend van andere. De vorming van jonge continentale korst en het in werking treden van de platentektoniek tijdens het Archeïcum werkten de kolonisatie van een grotere verscheidenheid aan niches door micro-organismen in de hand door het stijgende aantal gesteentesoorten en de daaruit volgende toenemende chemische diversiteit van het aardoppervlak. Aerobe metabolismen werden mogelijk begunstigd door een toename van koper in de Neoarcheïsche milieus. Mogelijk bleef aerobe fotosynthese vroeger in het Archeïcum beperkt door een gebrek aan fosfor veroorzaakt door ontoereikende biologische recycling in anaerobe omstandigheden. Tijdens het Neoarcheïcum was dit probleem verholpen door de overvloed aan fosfor in magmatisch gesteente. Dit laatste, in combinatie met andere evoluerende geodynamische processen, zoals een toename van de opname van organische materie in sedimenten en hogere oxidatiewaarden in vulkanische zwavel en magmatisch ijzer, droeg bij tot een grote opbouw van zuurstof in de atmosfeer wat uiteindelijk leidde tot de Great Oxidation Event.[201]

 
Geodynamisch schema met continentale collisie (Vanderhaeghe & Duchêne, 2010). Vooruitschuivende platen continentale korst gecombineerd met de ontkoppeling van korst en aardmantel resulteren in verdikking van de lithosfeer aan beide kanten van de collisienaad als gevolg van zowel horizontale verkorting van de overschuivende plaat en korstoverdracht van de onderschuivende naar de overschuivende plaat (tektonische accretie).[285]
  • Ca. 2780-ca. 2450 Ma : Bitumen[293] dat onttrokken werd uit 2,78 tot 2,45 miljard jaar oude schalie van de Fortescue Group en Hamersley Group (Mount Bruce Supergroup) van het Pilbarakraton in Noordwest-Australië[294] bevat sporen van moleculaire fossielen (biomarkers) en werpt licht op de Neoarcheïsche biodiversiteit. De aanwezigheid van hopaan[295] in deze Archeïsche gesteenten bevestigt de hoge ouderdom van het Domein Bacteria, en hoge relatieve concentraties van 2α-methylhopaan[296] wijzen erop dat het primair door Cyanobacteria geproduceerd werd. Daarom moet zuurstofgenererende fotosynthese meer dan 2,8 miljard jaar geleden ontstaan zijn, wat beduidend vroeger is dan de periode waarin grote hoeveelheden zuurstof in de atmosfeer begonnen te accumuleren (Great Oxidation Event, ca. 2,45-ca. 2,31 miljard jaar geleden). De overvloed aan biomarkers afkomstig van Cyanobacteria in schalie verweven met banded iron formation wijst erop dat, niettegenstaande sommige Archeïsche banded iron formations door abiotische fotochemische processen zouden kunnen gevormd zijn of door anaerobe fototropische Bacteria, de banded iron formations van de Hamersley Group hun oorsprong vinden in biologische zuurstofproductie. Het voorkomen van biomarkers uit de 3β-methylhopaanreeks wijst erop dat micro-aerofiele heterotrofe Bacteria of methylotrofen[297] actief waren in Laat-Archeïsche milieus. De aanwezigheid van steranen in een breed scala van structuren met relatieve abundanties zoals die van Laat-Paleoproterozoïsche tot Fanerozoïsche sedimenten vormt het overtuigende bewijs voor het bestaan van Eukaryota in het Laat-Archeïcum, negenhonderd miljoen jaar vóór zichtbare fossielen het bewijs leveren dat deze evolutielijn ontstaan was. Sterole biosynthese bij bestaande Eukaryota vereist moleculaire zuurstof. Het voorkomen van steranen met biomarkers afkomstig van zuurstofproducerende Cyanobacteria in Neoarcheïsche gesteenten wijst erop dat de concentratie opgeloste zuurstof in sommige delen van de bovenste waterkolom van de oceanen minstens ongeveer 1% bedroeg van het huidige atmosferische niveau, wat voldoende kan geweest zijn om aerobe ademhaling mogelijk te maken.
  • Ca. 2707-ca. 2696 Ma : in het Blake River Megacaldera Complex (Blake River Group), dat zich uitstrekt over de grens van de provincies Quebec en Ontario (Canada), begint de vorming van de oudste bekende supervulkaan.[298] Het complex is een reusachtig grote onderzeese megacaldeira met een huidige oppervlakte van 3000 km² en heeft een ouderdom van ca. 2,7 miljard jaar (ca. 2,7 giga-annum (Ga)). Het bestaat uit een reeks overlappende caldeiras van verschillende ouderdom en afmetingen en ligt in het zuiden van de Abitibi Greenstone Belt van het Superiorkraton. Door de grote afmetingen, meerdere dikes en meerdere vulkaanpijpen wordt het complex als een supervulkaan beschouwd. De gesteenten zijn samengesteld uit hoofzakelijk mafische tot intermediaire stollingsgesteenten, minder talrijke felsische stollingsgesteenten en geïntrudeerde pyroclastische gesteenten, welke drie belangrijke stadia vulkanische activiteit ondergingen. De Blake River Group vormde zich op een monotone opeenvolging van tholeiitische basalt dat een onderzeese vlakte vormde. Het eerste stadium vulkanische activiteit resulteerde in het ontstaan van de ca. 2707 tot ca. 2704 miljoen jaar oude Misema Caldera met een diameter van 80 km. De caldeira is een samensmelting van minstens twee grote mafische schildvulkanen. Een endogene dikecluster intrudeerde de aanwezige synvulkanische[299] breuken en er ontwikkelde zich een onderliggende magmakamer. Plaatselijke vulkanische centra vormden uitgebreide vulkanoklastische gesteentepakketten en langs de buitenste en binnenste ringplooien[300] ontstonden topcaldeiras. Het plooiencomplex diende als uitlaat voor CO2-rijke hydrothermale activiteit. Door nieuwe vulkanische activiteit ontstond een oprijzende centrale koepel binnenin de Misema Caldera : beweging in de onderliggende magmakamer deed de bodem van de caldeira stijgen of zwellen. Het tweede stadium resulteerde tussen 2704 en 2701 miljoen jaar geleden in de vorming van de 35 km lange en 14 km brede noordwest lopende New Senator Caldera. Deze caldeira ontstond door een verzakking in meerdere fases nadat de onderliggende magmakamer zich naar het zuidoosten verplaatste en de Flavrian-Powel Plutons (plutonieten) vormde. Het derde stadium vulkanische activiteit in het Blake River Megacaldera Complex begon 2696 miljoen jaar geleden en gaf vorm aan de oost-noordoost lopende Noranda Caldera die een zeven tot negen km dikke opeenvolging van mafische en felsische stollingsgesteenten bevat, gevormd tijdens vijf grote reeksen erupties. Het ontstaan van de Noranda Caldera creëerde een uitgebreid breukenpatroon met meerdere vulkanogene[301] massieve sulfide-ertsafzettingen (vms-ertsafzettingen).[302]
 
Reconstructie van het supercontinent Kenorland ten tijde van het Neoarcheïcum, ca. 2,7 miljard jaar geleden (ca. 2,7 Ga) (Lubnina & Slabunov, 2011; Slabunov & Lubnina, 2016). 1 = actieve mantelpluim (ca. 2,7 Ga), 2 = orogenese door continentale collisie (ca. 2,7 Ga), 3 = subductie(a)- en collisiesystemen (b) (ca. 2,7 Ga), 4 = continentale korst : (a) > 3,0 Ga (minstens Mesoarcheïcum), (b) 3,0–2,8 Ga (Mesoarcheïcum), 5 = hypothetische grenzen van het supercontinent tijdens het Neoarcheïcum.

ProterozoïcumBewerken

Het Proterozoïcum, uit het Oudgrieks πρότερος (próteros), 'eerder' of 'vroeger', en ζωή (zoè), 'leven', en met het achtervoegsel -icum, dus 'tijdperk van het vroegere leven', is het derde eon van het Precambrische supereon.[4] Het chronostratigrafische equivalent van het eon is een eonothem. De naam Proterozoïcum werd in 1887 door de Amerikaanse geoloog Samuel Franklin Emmons voorgesteld.[317] Volgens de International Chronostratigraphic Chart van het ICS[1] situeert de chronometrische[3] ondergrens van het Proterozoïcum zich op ca. 2500 miljoen jaar geleden (2500 mega-annum of 2500 Ma) en de bovengrens volgens GSSP (Global Boundary Stratotype Section and Points) op 538,8 ± 0,2 miljoen jaar geleden (538 ± 0,2 Ma), gedefinieerd door het ichnofossiel Treptichnus pedum Seilacher, 1955 (fossiele graafgangen van een organisme zonder harde lichaamsdelen). Deze bovengrens, waarvan de GSSP te Fortune Head in Newfoundland (Canada) ligt (47°04′34″N 55°49′52″W / 47.0762°N 55.8310°W / 47.0762; -55.8310), markeert het einde van de geochronologische periode (chronostratigrafisch systeem) Ediacarium (Engels: Ediacaran) en het begin van het Cambrium, het eerstvolgende chronostratigrafisch systeem na het Precambrium en de vroegste geochronologische periode van de era Paleozoïcum (eon Phanerozoïcum). Het Proterozoïcum duurde ongeveer 2 miljard jaar en is daarmee het langste tijdsinterval in de geschiedenis van de Aarde. Het wordt in drie geochronologische era's onderverdeeld : het Paleoproterozoïcum (ca. 2500 tot ca. 1600 Ma), het Mesoproterozoïcum (ca. 1600 tot ca. 1000 Ma) en het Neoproterozoïcum (ca. 1000 tot ca. 538,8 Ma). De onder- en bovengrenzen van deze era's zijn chronometrisch bepaald, behalve de bovengrens van het Neoproterozoïcum dat door GSSP bepaald is. De chronostratigrafische equivalenten noemt men erathemen.

Het Proterozoïcum beslaat de tijd van de transitie naar een zuurstofaccumulerende atmosfeer tot het verschijnen in het Onder-Ediacarium van de oudste bekende en onbetwiste fossielen van multicellulaire levensvormen, zoals Caveasphaera, Tianzhushania en Spiralicellula juist voor de Cambrische explosie, welke laatste ca. 538.8 ±0.2 miljoen jaar geleden begon en gekenmerkt wordt door het overvloedige verschijnen van mariene organismen met harde schalen. Deze voor de biosfeer zeer belangrijke transitie vond plaats tussen ca. 2,45 en ca. 2,31 miljard jaar geleden[201] in het Paleoproterozoïcum. Karakteristiek voor het Proterozoïcum zijn onder meer nog de evolutie van de Eukaryota, het optreden van verschillende glaciaties en de zeer grote tektonische activiteit. De eerste glaciatie begon in het Onder-Paleoproterozoïcum tijdens de Sideriumperiode en er bestaan geologische aanwijzingen voor minstens vier glaciaties tijdens het Neoproterozoïcum, meer bepaald tijdens het Cryogenium, mogelijk culminerend in de hypothetische Snowball Earthperiode.[318] Het geologisch bestand van het Proterozoïcum is intacter dan dat van het oudere eon Archeïcum. In tegenstelling tot de Archeïsche afzettingen werden in het Proterozoïcum vele afzettingen in uitgestrekte ondiepe epicontinentale zeeën[319] gevormd. Verder zijn vele van deze gesteenten minder gemetamorfoseerd dan de Archeïsche of hebben geen veranderingen ondergaan.[318] Geologisch onderzoek wees uit dat de grootschalige continentale accretie[320] die tijdens het late Archeïcum begon tijdens het Proterozoïcum verdergezet werd. Tijdens dit eon ontstonden ook de moderne orogenese en de eerste definitieve supercontinent cycli.[318]

PaleoproterozoïcumBewerken

Het Paleoproterozoïcum is het eerste en dus oudste era van het eon Proterozoïcum. Volgens de International Chronostratigraphic Chart van het ICS[1] situeert de chronometrische[3] ondergrens van het Paleoproterozoïcum zich op ca. 2500 miljoen jaar geleden (2,5 Ga) (giga-annum) en de chronometrische bovengrens op ca. 1600 miljoen jaar geleden (1,6 Ga). Het era wordt in vier geochronologische perioden (chronostratigrafische systemen) onderverdeeld : het Siderium (ca. 2500 tot ca. 2300 Ma), het Rhyacium (ca. 2300 tot ca. 2050 Ma), het Orosirium (ca. 2050 tot ca. 1800 Ma) en het Statherium (ca. 1800 tot ca. 1600 Ma). De onder- en bovengrenzen van deze perioden werden chronometrisch bepaald.

SideriumBewerken

Het Siderium is de eerste geochronologische periode (chronostratigrafisch systeem) van de era Paleoproterozoïcum. Volgens de International Chronostratigraphic Chart van het ICS[1] situeert de ondergrens van het Siderium zich op ca. 2500 miljoen jaar geleden (2,5 Ga) (giga-annum) en de bovengrens op ca. 2300 miljoen jaar geleden (2,3 Ga). De onder- en bovengrens van deze periode werden chronometrisch[3] bepaald. Tijdens het Siderium greep een van de belangrijkste innovaties van de planeet en het Leven plaats : de overgang van een wereld die grotendeels zuurstofloos was naar een wereld die overvloedig zuurstof bevatte. Deze belangrijke gebeurtenis viel grotendeels samen met de Huron-ijstijd, de oudst bekende reeks glacialen die een gobale impact hadden.

 
Evolutie van de partiële druk van atmosferische O2 ('pO2') in verhouding tot het huidige atmosferische niveau ('PAL'). Het diagram omvat veronderstelde ontsnappingen van O2 in de atmosfeer ('O2-whiffs'), het Great Oxidation Event (GOE), onzekerheden (vraagtekens en pijlen) over de omvang van de toename van het zuurstofniveau, over de daaropvolgende verlaging van het zuurstofniveau en over de timing. Het Neoproterozoic Oxygenation Event (NOE) wordt ook vermeld. Voor Proterozoïsche atmosferische zuurstofniveaus werd een bereik opgegeven dat consistent is met geochemische gegevens (Lyons et al., 2014;[321] hertekend en aangepast door Lepot, 2020).[201]
  • Ca. 2450-ca. 2310 Ma[201][322] : binnen deze tijdspanne van het Siderium, dat het Great Oxidation Event (GOE), Great Oxygenation Event, Oxygen Crisis of Oxygen Catastrophe genoemd wordt, ondergingen de atmosfeer en de bovenste lagen van de oceanen voor het eerst een aanzienlijke stijging van de hoeveelheid zuurstof. Geochemische, petrologische en isotopische markers geven aan dat biologisch geproduceerde moleculaire zuurstof, dizuurstof (O2), begon te accumuleren in de atmosfeer en het wijzigde van een reducerende bijna zuurstofloze tot een oxiderende atmosfeer met overvloedige hoeveelheden zuurstof. De overheersende opvatting is dat deze zuurstofproductie veroorzaakt werd door fotosynthese door voorouderlijke Cyanobacteria waarvan aangenomen wordt dat ze al minstens 3,5 miljard jaar geleden ontstonden.[323][324] Cyanobacteria diversifieerden door de langdurige productie van zuurstof en gaven impuls aan de oorsprong en evolutie van meercellige organismen.[325][326] De plotse invoer van toxisch zuurstof in een anaerobe biosfeer veroorzaakte het uitsterven van vele soorten anaerobe micro-organismen.[327] Deels door de extreme ouderdom van de microfossielen[328] en deels vanwege de grote moeilijkheid om de populatiegrootte van microscopisch kleine soorten te onderzoeken wordt het Great Oxidation Event niet tot de grote extincties gerekend. Meerdere continentale indicators, zoals het voorkomen van paleosols (fossiele bodems) en verweringsdeeltjes leveren het bewijs dat er zich vóór 2,45 miljard jaar geleden, dus vóór het begin van het Great Oxidation Event, inderdaad zeer weinig zuurstof in de atmosfeer bevond.[329] Mineralogisch en geochemisch onderzoek van een 2,45 miljard jaar oud verweringsprofiel op Onder-Proterozoïsche mafische stollingsgesteenten nabij Cooper Lake (Ontario, Canada) toont aan dat de vermindering van het ijzergehalte in het profiel kan verklaard worden door anoxische verwering, wat erop wijst dat de atmosfeer meer dan 2,45 miljard jaar geleden heel zuurstofarm was.[330] Meerdere analyses van zwavel (S) en ijzer (Fe) isotopen van afgeronde verweringsdeeltjes pyriet afkomstig van Zuid-Afrikaanse Mesoarcheïsche tot Neoarchaeïsche conglomeraten (dus ouder dan 2,45 miljard jaar) duiden op hun detritische oorsprong, wat het heersen van zuurstofloze of zuurstofarme omstandigheden ondersteunt. Deze verweringsdeeltjes kunnen enkel onder zuurstofloze of zuurstofarme omstandigheden stabiel zijn.[331]

Strata[311] met een ouderdom van meer dan 2,5 miljard jaar tot 1,8 of minder dan 1,8 milard jaar in Zuid-Afrika (Pretoria Group) lijken de transitie te overbruggen van een niet oxiderende atmosfeer tot een atmosfeer gekenmerkt door vrije zuurstof. Deze strata bevatten redbeds[332] die bedekt zijn met hematiet, wat erop wijst dat er voldoende zuurstof was om ijzer te oxideren tot IJzer(III)oxide.[333] De concentratie atmosferische zuurstof steeg tijdens het Great Oxidation Event van minder dan   van het huidige atmosferische niveau (PAL) (Present Atmospheric Level) tot meer dan 0.01 PAL, en mogelijk tot meer dan 0,1 PAL.[334] Deze transitie vond plaats lang nadat zuurstofproducerende (oxygene) fotosynthese ontstond (over dit tijdstip bestaat nog steeds veel discussie),[335] maar de oorzaken van deze vertraging of van het ontstaan van het Great Oxidation Event zelf blijven onzeker.[336] Fischer et al. (2016)[337][201] hebben voorgesteld dat zuurstofproducerende fotosynthese misschien pas ontwikkeld werd vanaf de vroegste stadia van de Great Oxidation Event, dus vanaf ten vroegste ca. 2,45 miljard jaar geleden. Om te begrijpen welk mechanisme grote hoeveelheden zuurstof in de atmosfeer implementeerde en accumuleerde is het volgens Catling & Claire (2005)[338] noodzakelijk te bepalen hoe O2 doorheen de geologische tijd geconsumeerd werd door reactie met gereduceerde gassen die ontsnapten uit de aardkorst en uit de aardmantel. Het grote hiaat tussen het ontstaan van de zuurstofproducerende fotosynthese lang voor het begin van het Great Oxidation Event en de accumulatie van zuurstof in de atmosfeer kan verklaard worden door de consumptie van fotosynthetische O2 door een teveel aan gereduceerde gassen in de vroege atmosfeer. Niet alle wetenschappers beschouwen Cyanobacteria als de voornaamste oorzaak van het Great Oxidation Event. Holland (2002)[339] oppert dat geleidelijke veranderingen in de samenstelling van gassen die toegevoegd werden in het atmosfeer-oceaan systeem aan de oorsprong liggen van het Great Oxidation Event ongeveer 2,3 miljard jaar geleden. Catling et al. (2001)[340][341] suggereren dat de transitie van zuurstofarm naar zuurstofrijk niveau veroorzaakt werd door toename van waterstofoutflux in de ruimte ten gevolge van hoge methaanconcentraties (CH4) in de zuurstofarme laat-Archeïsche-vroegste Proterozoïsche atmosfeer (3 tot 2,3 Ga). Waterstof (H) ontsnapt snel vanuit een zuurstofarme atmosfeer die rijk is aan gereduceerde gassen zoals diwaterstof (H2) en methaan. Het grootste deel van de waterstof was initieel als water geïncorporeerd in de planeet. Het versnelde ontsnappen ervan in de ruimte resulteerde in een netto accumulatie van zuurstof.

 
Banded iron formation te Fortescue Falls in Dales Gorge Area van het Karijini National Park (centrale Hamersley Ranges van de Pilbararegio in West-Australië). De formatie werd afgezet tussen ca. 2,78 en ca. 2,63 miljard jaar geleden (Neoarcheïcum)[342] en maakt deel uit van de Fortescue Group.

Een van de eerste bewijzen die aangewend konden worden voor het bepalen van het tijdsinterval waarbinnen het Great Oxidation Event zich voordeed is het voorkomen van geologische structuren die banded iron formations genoemd worden.[343] Paleoproterozoïsche banded iron formations worden aangetroffen in de Iron Range en andere delen van het Canadees Schild.[344] De benaming 'Iron Range' verwijst naar een aantal districten met ijzerertsmijnen rond Lake Superior in Canada en de Verenigde Staten. De Iron Range bestaat uit sedimentaire en metasedimentaire[149] afzettingen die tussen ca. 2500 Ma en ca. 1800 Ma gevormd werden en alle deel uitmaken van de Animikie Group.[345] De Animikie Group is geografisch onderverdeeld in Gunflint Range, Mesabi Range, Vermilion Range en Cuyuna Range. De geologische groep is een donkergrijze noordoost lopende gordel die zich uitstrekt van zuidcentraal Minnesota (V.S.) tot Thunder Bay in Ontario, Canada. Banded iron formations or banded ironstone formations (BIFs) zijn onderscheiden eenheden sedimentair gesteente bestaande uit dunne enkele millimeter tot enkele centimeter dikke lagen zilver tot zwarte ijzeroxiden (ofwel magnetiet (Fe3O4), ofwel hematiet (Fe2O3)) alternerend met banden veelal roodkleurige ijzerarme chert van dezelfde dikte. Ze kunnen tot verschillende honderden meter dik zijn en zich over verschillende honderden kilometer uitstrekken. Al deze formaties dateren uit het Precambrium en documenteren de massale implementatie en accumulatie van zuurstof in de oceanen. Enkele van de oudste gesteenten op Aarde, ondermeer de 3,71 tot 3,8 miljard jaar oude Isua Greenstone Belt uit het Eoarcheïcum van (Groenland), bevatten banded iron formations.

De Amerikaanse aardwetenschapper, biogeoloog, kosmoloog en paleontoloog Preston Ercelle Cloud (1912 – 1991) verklaarde in zijn wetenschappelijk artikel uit 1968[346] over de vroege atmosfeer en oceanen van de Aarde het mechanisme achter de vorming van banded iron formations. Cloud nam aan dat de vorming van banded iron formations het gevolg was van anaerobe ijzerrijke wateren die uit de diepzee omhoog welden tot in een fotische zone bewoond door Cyanobacteria, welke laatste het vermogen hadden ontwikkeld zuurstof te produceren via fotosynthese, maar die nog geen enzymen (zoals superoxidedismutase) hadden ontwikkeld voor een leven in een zuurstofrijk milieu. Deze Cyanobacteria zouden tegen hun eigen zuurstofafval beschermd zijn geweest door de snelle verwijdering ervan via het reservoir van ijzer(II)oxide (gereduceerd ijzerhoudend ijzer) in de vroege oceaan. De zuurstof die door fotosynthese vrij kwam oxideerde het ijzer(II)oxide tot ijzer(III)oxide die uit het zeewater neersloeg als onoplosbare ijzeroxiden en die zich afzetten op de bodem van de oceaan.[343] Cloud opperde dat de typische gelaagdheid van de banded iron formations het gevolg is van schommelingen in de Cyanobacteriapopulaties ten gevolge van vrije radicalenschade door zuurstof, wat ook de relatief gelimiteerde omvang van de vroeg-Archeïsche banded iron formations verklaart.

De grote toename in afzetting van banded iron formations op het einde van het Archeïcum werd toegeschreven aan de ontwikkeling van mechanismen voor een aerobe levenswijze. Dit beëindigde zelfvergiftiging door zuurstofafval en leidde tot een explosie in de populaties van Cyanobacteria die snel de overblijvende voorraad gereduceerd ijzer uitputten en waardoor de vorming van banded iron formation bijna geheel stilviel. In de atmosfeer begon de geproduceerde zuurstof zich op te stapelen.[343][346] Er moet een overvloedige bron gereduceerd ijzer geweest zijn die vrij kon circuleren binnen het gebied van de oceanen van waaruit de banded iron formations uiteindelijk door neerslaan afgezet werden.[344] Mogelijke bronnen voor ijzer omvatten onder meer hydrothermale bronnen langs mid-oceanische ruggen, gletsjerijs, doorsijpeling aan de randen van continentale platen en rivieren.[347] De enkele formaties die na ca. 1,85 miljard jaar geleden (geochronologische periode/ chronostratigrafisch systeem Orosirium), volgend op de impact in de oceaan door de zeer grote Sudburymeteoriet, afgezet werden,[348] kunnen wijzen op periodieke lage niveaus van vrije atmosferische zuurstof.[349] De kleine stijging in de afzetting van bandend iron formation ca. 750 miljoen jaar geleden (chronostratigrafisch erathem/geochronologisch era Neoproterozoïcum, periode/systeem Tonium) kan verband houden met de hypothetische Snowball Earth.[350] Enkele aspecten van Cloud's originele oxidatiemodel werden verlaten. Zo toonde verbeterde datering van Precambrische gesteenten aan dat de Laat-Archeïsche piek van afzetting van banded iron formation over tientallen miljoenen jaren verspreid was, eerder dan volgens Cloud plaats te vinden in een zeer kort tijdsinterval volgend op de ontwikkeling van mechanismen die zuurstof konden verwerken. Maar in het bijzonder blijft zijn concept van het opwellen van diep oceaanwater rijk aan gereduceerd ijzer tot in een door Cyanobacteria met zuurstof verrijkte oppervlaktelaag die arm aan ijzer was een sleutelgegeven in de meeste theorieën over de oorsprong en vorming van banded iron formations.[344]

 
Stratigrafische kolom van de Canadese Huron Supergroep (era Paleoproterozoïcum, perioden Siderium en Rhyacium) met lithostratigrafische, sedimentologische en geochemische gegevens volgens de onderzoeken van de opgegeven auteurs (references), in Cui et al., 2018.[351] Lithostratigrafie gewijzigd naar Young et al. (2001), Dutkiewicz et al. (2006) en Hill et al. (2016). Sedimentologische gegevens over red beds, naar Roscoe (1973). De geochronologische onder- en bovengrens van de stratigrafische kolom worden resp. vertegenwoordigd door de Copper Cliff Rhyolite (2450 +25/-10 Ma) en de Nipissing Diabase (2217 ± 1,6 Ma). This study = Cui et al. (2018)[351] : de door Papineau et al. (2007)[352] voorgestelde MIF–MDF overgang werd gereëvalueerd (MIF–MDF Transition ? in kolom geochemistry ter hoogte van de glaciomariene Bruceformatie). Afkortingen (vertaald uit het Engels) : MIF = massa-onafhankelijke fractionering,[353] MDF = massa-afhankelijke fractionering,[354] CIA = chemische index van wijziging,[355] RSE = redox[356]-gevoelige elementen en MISS = sedimentaire structuur van microbiële oorsprong.

Papineau et al. (2005[371] en 2007)[352] analyseerden met behulp van SHRIMP[163] gegevens van zwavelisotopen voor sulfiden afkomstig van de Huronian Supergroup. De kenschetsing van autogene[372] sedimentaire of hydrothermale sulfiden en detritaal pyriet en hun massa-onafhankelijke[353] en massa-afhankelijke[354] isotopische fractioneringspatronen werden door Reuschel et al. (2013)[358] gebruikt om de evolutie van de toename van atmosferische zuurstof te reconstrueren en om de activiteit van sulfaatreducerende Bacteria binnen het sedimentatiemilieu op te sporen. Vooral de gegevens van de massa-onafhankelijke gefractioneerde zwavelisotopen wijzen erop dat het zuurstofniveau onomkeerbaar toenam na de Huronische glaciaties. De sedimentaire gesteenten van de Pecorsformatie, die de sedimentaire gesteenten van het Ramsay Lake-glaciaal bedekken, en dus jonger zijn en het eerste interglaciaal van de Huron-ijstijd vertegenwoordigen, vertonen nog altijd 'MIF-S' (mass independently fractionated sulphur isotopes of massa-onafhankelijke gefractioneerde zwavelisotopen) van kleine omvang. Daartegenover vertonen de sedimentaire gesteenten boven het tweede glaciaalniveau (Bruceformatie) enkel 'MDF-s' (mass dependently fractionated sulphur isotopes of massa-afhankelijke gefractioneerde zwavelisotopen) van grote omvang. Dit toont aan dat het niveau atmosferische zuurstof voldoende toenam om verdere MIF-S te voorkomen.

Meer atmosferische zuurstof vergrootte continentale verwering door oxidatie, verhoogde de verweringssnelheid en implementeerde waarschijnlijk meer 'voedingsstoffen' in de oceanen, wat zuurstofproducerende fotosynthese verder zou hebben gestimuleerd. Verder zou zulke verwering de ontbinding van continentale sulfidemineralen door oxidatie hebben geactiveerd. Dit resulteerde in een verhoogde implementatie van opgeloste sulfaat in de oceanen wat dan waarschijnlijk weer bacteriële sulfaatreductie stimuleerde. In dit opzicht wordt de grote waarde δ34S[373] voor sulfiden van de tweede en derde glaciale en interglaciale sedimentaire formaties verondersteld het gevolg te zijn van de verhoogde microbiële omzetting van sulfaat onder variabele sulfaatconcentraties van het zeewater. Deze transitie van een MIF-zwavelisotooppatroon naar een MDF-zwavelisotooppatroon is niet enkel zichtbaar in de sedimentaire gesteenten van de Huronian Supergroup van Noord-Amerika, maar ook in de post-glaciale sedimentaire gesteenten van de Transvaal Supergroup in Zuid-Afrika (Rietfontein Diamictiet) en in Finland.[371] Ze geven aan dat een onomkeerbare toename in atmosferische zuurstof optrad tussen de eerste (Ramsey Lakeformatie) en tweede (Bruceformatie) glacialen van de Huron-ijstijd.[352] Volgens Pavlov & Kasting (2002)[374] wijst het verdwijnen van de MIF-S isotopische handtekening van de sedimentaire gesteenten erop dat tijdens het Paleoproterozoïcum het niveau atmosferische zuurstof steeg van minder dan   PAL (Present Atmospheric Level : huidig atmosferisch niveau) tot meer dan   PAL. De zwavelkringloop na deze eerste stijging atmosferische zuurstof is uitsluitend geassocieerd met massa-afhankelijke zwavelisotoopfractionering en δ34S-waarden die duidelijk de activiteit van sulfaatreducerende Bacteria reflecteren.[375][371] Deze vaststellingen zijn vergezeld van een schijnbaar snelle en substantiële stijging van δ¹³C[272] gevolgd door een zachte daling naar normale waarden. Een causaal verband en preciese timing tussen de globale veranderingen in zwavel en koolstof kringlopen en de stijging in atmosferische zuurstof kan door verder onderzoek vastgesteld worden.[358]

RhyaciumBewerken

 
Samengestelde aeromagnetische[376] anomaliekaart van de Yarrabubba impactstructuur in het Yilgarnkraton (West-Australië), met aanduiding van gesteentemonsters gebruikt bij het onderzoek van Erickson et al. (2020)[377] en met aanduiding van belangrijke dagzomen. De gedemagnetiseerde anomalie in het centrum van de ontsluitingen van de Barlangi Granofier wordt beschouwd als het geërodeerde restant van het centrale opgestuwde gebied. Dit gebied vormt de basis van een meteorietinslagkrater met een diameter van 70 km. De smalle lineaire structuren die de gedemagnetiseerde zone oost-west doorkruisen zijn mafische dikes die na de inslag gevormd werden. Erickson et al. dateerden de Yarrabubba impactstructuur op ca. 2229 miljoen jaar (Rhyaciumperiode). De afbeelding combineert de totale magnetische intensiteit of TMI (koude tot warme kleuren)[378] met de tweede vertikale afgeleide van de globale magnetische intensiteitgegevens (2VD, grijswaarden).

Radiometrisch bepaalde ouderdom van gesteenten wijst op het samenvallen van de Yarrabubba impact ca. 2229 miljoen jaar geleden en het einde van glaciale omstandigheden ongeveer 2225 miljoen jaar geleden, zoals vastgesteld in de Rietfontein diamictiet, wat verder onderzoek naar de invloed van meteorietimpacten op het klimaat bewerkstelligt. Het Rhyacium is de tweede geochronologische periode (chronostratigrafisch systeem) van de era Paleoproterozoïcum. Volgens de International Chronostratigraphic Chart van het ICS[1] situeert de ondergrens van het Rhyacium zich op ca. 2300 miljoen jaar geleden (2,3 Ga) (giga-annum) en de bovengrens op ca. 2050 miljoen jaar geleden (2,05 Ga). De onder- en bovengrens van deze periode werden chronometrisch[3] bepaald.

  • Ca. 2229 ± 5 Ma : tijdens het Rhyacium vond een van de oudste bekende en erkende meteorietimpacten plaats,[377] wat resulteerde in de Yarrabubba impactstructuur met een diameter van ca. 70 km in het Murchison Domain van het Archeïsche graniet-greenstone Yilgarnkraton (West-Australië). Erickson et al. (2020) bepaalden het preciese impactmoment op 2229 ± 5 Ma door U-Pb-datering van monazietkristallen uit het impactgebied. Deze kristallen werden door de schokimpact geherkristalliseerd. Het impactmoment verschuift de ouderdom van de oudste bekende en erkende meteorietkrater tweehonderd miljoen jaar terug in de geologische tijd. De ouderdom van de Yarrabubba impactstructuur valt samen met de afzetting van de Zuid-Afrikaanse Rietfontein Diamictiet tijdens het jongste Paleoproterozoïsche glaciaal (periode Siderium). Numerieke impactsimulaties tonen aan dat een meteorietimpact in een continentale gletsjer resulterend in een krater met een diameter van 70 km, tussen 8,7 x   tot 5,0 x   H2O onmiddellijk in de atmosfeer kon injecteren. Deze simulaties leveren schattingen op van de hoeveelheid impactgerelateerde waterdamp voor modellen in het onderzoek naar de beëindiging van de Paleoproterozoïsche glaciaties en leggen de nadruk op de mogelijke rol van meteorietimpacten in wijzigingen van het klimaat. Te Yarrabubba is geen cirkelvormige inslagkrater bewaard gebleven, maar de structuur bevat een ellipsvormige aeromagnetische[376] anomalie bestaande uit een gebied met een gelijkmatige laagmagnetische intensiteit dat ongeveer 20 km noord-zuid bij 11 km oost-west meet. De huidige dagzoom van de impactstructuur heeft een diep erosieniveau want er komen geen impactbreccies, noch topografische resten van een kraterrand of centrale opstuwing voor. Daarom werd de magnetische anomalie met een diameter van 20 km als het restant van de diep begraven centrale opstuwing van de structuur geïnterpreteerd. Deze centrale opstuwing vertegenwoordigt een inslagkrater waarvan de initiële diameter 70 km bedroeg. De belangrijkste gesteenten in de Yarrabubba structuur zijn granitoïden bekend als de Yarrabubba monzograniet. Monzogranieten zijn biotiet granitische gesteenten die als het finale fractioneringsproduct van magma beschouwd worden. Ze zijn karakteristiek felsisch, licht peralumineus en bevatten ilmeniet, titaniet, apatiet en zirkoon als secundaire mineralen. Identificatie van shatter cones[379] en geschokte kwarts in de monzograniet van Yarrabubba bevestigde de impactoorsprong van de structuur. De impactstructuur ligt midden op een grote dagzoom granofier bekend als 'Barlangi Granofier' dat geïnterpreteerd werd als een impact-gegenereerd gesmolten gesteente. De Barlangi Granofier heeft dike-achtige aanhangsels granofierontsluitingen die tot 3 km van het centrum van de structuur uitstralen, en wordt, eerder dan een vlakke kratervullende gesmolten gesteenteplaat, beschouwd als een ganggesteente dat de Yarrabubba monzograniet langs breuken intrudeerde. Radiometrisch bepaalde ouderdom van gesteenten wijst op het samenvallen van de Yarrabubba impact ca. 2229 miljoen jaar geleden met het einde van glaciale omstandigheden ongeveer 2225 miljoen jaar geleden, zoals vastgesteld in de Rietfontein diamictiet, wat verder onderzoek naar de invloed van meteorietimpacten op het klimaat kan aansporen.
  • Ca. 2200–ca. 2000 Ma : Om de evolutie van het niveau atmosferische zuurstof in de loop van de geschiedenis van de Aarde te reconstrueren hebben een aantal onderzoekers de chemische profielen van paleosols gebruikt (bv. Ohmoto, 1996).[380] Holland et al.(1998)[381] onderzochten in de negentiger jaren zes paleosols die tussen 2,75 miljard en 450 miljoen jaar geleden gevormd werden. Deze paleosols zijn onder meer de Hokkalampi paleosol in Noord-Karelië (Oost-Finland, Fennoscandinavisch Schild), de Ville Marie paleosol in Québec (Canada, Huronian Supergroup), de Hekpoort paleosol in Zuid-Afrika (Transvaal Supergroup) en de Wolhaarkop paleosol of Drakenstein paleosol in Griqualand West (Zuid-Afrika, Kaapvaalkraton). Ze stelden vast dat de chemische profielen van deze paleosols op een drastische toename van de partiële druk van atmosferische O2 (pO2) wijzen van ≤ 0.002 tot ≥ 0.03 atm tussen 2,2 en 2,0 miljard jaar geleden (Holland, 1994). Analyse van de Ville Marie paleosol (2,38-2,22 Ga) door Rainbird et al. (1990) en van de Hokkalampi paleosol (2,44-2,2 Ga) door Marmo (1992) gaven dubbelzinnige resultaten met betrekking tot de partiële druk van atmosferische O2 (pO2). Verlies van ijzer tijdens erosie van de Hekpoort paleosol (2.25-2.2 Ga) (Button, 1979) wijst erop dat atmosferische pO2 vóór 2,2 miljard jaar geleden minder bedroeg dan 8 x   atm. De aanwezigheid van bedekkende red beds[332] op de Hokkalampi,- Ville Marie,- en Hekpoort paleosols suggereert dat er rond ongeveer 2,2 miljard jaar geleden een onbekende maar aanzienlijke hoeveelheid zuurstof in de atmosfeer was. Verlies van ijzer was verwaarloosbaar tijdens de vorming van de Drakenstein paleosol (2,2-2,0 Ga) (Wiggering & Beukes, 1990) en Wolhaarkop paleosol (2,2-2,0 Ga) (Holland & Beukes, 1990) en tijdens de vorming van alle jongere paleosols die door Holland & Rye (1998)[381] bekeken werden. Sinds ergens tussen 2,2 en 2 miljard jaar geleden is atmosferische pO2 dus waarschijnlijk ≥ 0.03 atm geweest. Ohmoto (1996)[380] onderzocht de chemische eigenschappen van twaalf paleosols, in ouderdom variërend van 2,9 tot 1,8 miljard jaar, en besloot dat de chemische profielen aantonen dat atmosferische pO2 tijdens de laatste drie miljard jaar geologische geschiedenis niet beduidend wijzigde.

Bronnen, noten en/of referentiesBewerken

  1. a b c d e f g h i j k l m n o p Cohen, K.M., Harper, D.A.T., Gibbard, P.L., Car, N. (2022). (c) International Commission on Stratigraphy, February 2022. [1]
  2. Global Standard Stratigraphic Age is in de geologie, meer bepaald in de hulpwetenschap stratigrafie, een chronologisch referentiepunt en criterium om de grenzen tussen verschillende geologische tijdseenheden in de globale geologische tijdschaal af te bakenen in een chronostratigrafisch bruikbare gesteentelaag.
  3. a b c d e f g h i j k 'Chronometrie' betekent 'tijdmeting'.
  4. a b Een 'supereon' is een geochronologische eenheid en duidt dus een tijdspanne aan, meer bepaald een tijdspanne die meerdere eonen omvat. Het chronostratigrafische equivalent is een supereonothem en vertegenwoordigt gesteentelagen.
  5. Engelse Wikipedia: Geologic time scale: terminology [2].
  6. Nature. 'Precambrian geology is the study of solid Earth and environmental processes that occurred during the Precambrian supereon' [3].
  7. a b c d Gradstein, F.M., Ogg, J.G. and Hilgen, F.J. (2012). On The Geologic Time Scale. Newsletters on Stratigraphy, Vol. 45/2, 171–188, Stuttgart, July 2012 [4].
  8. a b c Bouvier, A., Wadhwa, M. (2010). "The age of the solar system redefined by the oldest Pb-Pb age of a meteoritic inclusion". Nature Geoscience. 3 (9): 637–641 [5] & [6]
  9. a b c Een 'chondrule' is een ronde korrel die zich in een chondriet bevindt. Chondrieten worden als gedeeltelijk of geheel gesmolten druppeltjes gevormd in de ruimte alvorens vastgehecht te worden aan hun ouderasteroïde (Engels: parent asteroid). Volgens Connelly et al. (2012)(*) zijn chondrieten een van de oudste vaste stoffen (vaste materie) in het zonnestelsel en worden als de bouwstenen van het planetenstelsel beschouwd. Kennis van de vorming van chondrules is belangrijk om de initiële ontwikkeling van het planetair systeem te kunnen begrijpen. (*) Connelly, J.N., Bizzarro, M., Krot, A.N., Nordlund, A., Wielandt, D., Ivanova, M.A. (2012). The Absolute Chronology and Thermal Processing of Solids in the Solar Protoplanetary Disk. Science. 338 (6107): 651–55. doi:10.1126/science.1226919.
  10. a b 'CAI’s' zijn CaAl-rijke, minder dan een millimeter tot een centimeter grote, lichtkleurige insluitsels die aangetroffen worden in koolstofhoudende chondrieten.
  11. a b Amelin, Y; Krot, An; Hutcheon, Id; Ulyanov, A. (2002). "Lead isotopic ages of chondrules and calcium-aluminum-rich inclusions". Science. 297 (5587): 1678–83. doi:10.1126/science.1073950 [7]
  12. Baker, J.; Bizzarro, M.; Wittig, N.; Connelly, J.; et al. (2005-08-25). "Early planetesimal melting from an age of 4.5662 Gyr for differentiated meteorites". Nature. 436 (7054): 1127–1131. doi:10.1038/nature03882 [8](09/2002).
  13. a b Dodd, M.S, Papineau, D., Grenne, T., Slack, J.F., Rittner, M., Pirajno, F., O’Neil, J. & Little, C.T.S. (2017). Evidence for early life in Earth’s oldest hydrothermal vent precipitates. Nature 543, 60-64 (2017). [9].
  14. U.S. Geological Survey Geologic Names Committee (2010). "Divisions of geologic time – major chronostratigraphic and geochronologic units", U.S. Geological Survey Fact Sheet 2010–3059, United States Geological Survey, p. 2 [10].
  15. De tijdspanne die men 'Precambrium' noemt heeft geen stratigrafische rang omdat vele gesteenten uit deze periode intensief gemetamorfiseerd werden waardoor hun oorsprong onduidelijk is. Andere Precambrische gesteenten werden vernietigd door erosie of blijven onbereikbaar diep onder lagen van het Phanerozoïcum.
  16. '± 0,2' en '± 1.9 miljoen jaar' geven de afwijkingen weer die typisch zijn bij het bepalen van de absolute ouderdom.
  17. Reis, H.L.S., Sanchez, E.A.M. (2021). Precambrian : definition and the Chronostratigraphic Time Chart. In Encyclopedia of Geology (Second Edition), 2021 [11].
  18. Universiteit Gent : 'absolute datering' [12].
  19. a b c Isochron datering is een algemeen toegepaste techniek radiometrische datering en wordt gebruikt voor het dateren van metamorfose, kristallisatie, shock wave events, enz. in de geschiedenis van gesteenten. Isochron datering kan verder gesplitst worden in datering van mineralen en datering van de mineraalhoudende gesteenten zelf. Beide technieken worden veel toegepast om de ouderdom van terrestrische (Aardse) en extraterrestrische gesteenten (meteorieten) te dateren.
  20. 'Relatieve datering' is een wijze van ouderdomsbepaling waarbij wordt nagegaan welke gesteentelaag het oudst is, maar niet hoe oud ze precies is. Het geologische principe van superpositie is een van de eenvoudigste toepassingen van relatieve ouderdomsbepaling.
  21. http://www.talkorigings.org : Radiometric Dating and the Geological Time Scale [13].
  22. Preston, C. (1972). "A working model of the primitive Earth". American Journal of Science. 272 (6): 537–548. doi:10.2475/ajs.272.6.537 [14].
  23. Bleeker, W. (2004). "10. Toward a "natural" Precambrian time scale". In Gradstein, F.M.; Ogg, J. G.; Smith, A.G. (eds.). A Geologic Time Scale 2004. Cambridge, England, UK: Cambridge University Press. p. 145 [15].
  24. Engelse Wikipedia : Chaotian.
  25. De benamingen Jack Hillsian en Zirconian verwijzen beide naar de Jack Hills Greenstone Belt waar de oudste bekende mineraalkorrels van de planeet, zirkoon, ontdekt werden.
  26. Goldblatt, C., Zahnle, K.J., Sleep, N.H. and Nisbet, E.G. (2010). The Eons of Chaos and Hades. Solid Earth, 1, 1–3, 2010 [16].
  27. The Meteoritical Society : Efremovka.
  28. The Meteorogical Society : recommended classifications
  29. Amelin, Y, Kaltenbach, A., Iizuka, T. Stirling, C., Ireland, T, Petaev, M., Jacobsen, S.B. (2010). "U–Pb chronology of the Solar System's oldest solids with variable 238U/235U". Earth and Planetary Science Letters. 300 (3–4): 343–350. [17] (12/2010).
  30. a b Connelly, J.N., Bizzarro, M., Krot, A.N., Nordlund, A., Wielandt, D., Ivanova, M.A. (2012). The Absolute Chronology and Thermal Processing of Solids in the Solar Protoplanetary Disk. Science. 338 (6107): 651–55. doi:10.1126/science.1226919 [18].
  31. a b Montmerle, T., Augereau, J., Chaussidon, M. (2006). "Solar System Formation and Early Evolution: the First 100 Million Years". Earth, Moon, and Planets. Springer. 98 (1–4): 39–95. doi:10.1007/s11038-006-9087-5 [19].
  32. Williams, J. (2010). "The astrophysical environment of the solar birthplace". Contemporary Physics. 51 (5): 381–396. doi:10.1080/00107511003764725 [20].
  33. a b 'De galactische bewoonbare zone' is dat deel van een melkwegstelsel waarin zich hoogstwaarschijnlijk leven zou kunnen ontwikkelen. Het concept van zulke zone analyseert verschillende factoren, zoals de dichtheid en snelheid van grote rampen zoals supernovae en metalliciteit (de aanwezigheid van elementen zwaarder dan waterstof en helium), en gebruikt deze factoren om te berekenen welke gebieden van een melkwegstelsel waarschijnlijker zijn om aardse planeten te vormen, in eerste instantie eenvoudig leven te ontwikkelen en een geschikte omgeving te bieden waarin dit leven kan evolueren.
  34. a b c d e f g Angular momentum is een pseudovector die het product van de rotatie-inertia van een object en de rotatiesnelheid in radialen per seconde om een bepaalde as vertegenwoordigt. Inertia is de weerstand van een object tegen een verandering in zijn snelheid.
  35. Greaves, J.S. (2005). "Disks Around Stars and the Growth of Planetary Systems". Science. 307 (5706): 68–71. doi:10.1126/science.1101979 [21].
  36. Moskowitz, C. (2012). "Life's Building Blocks May Have Formed in Dust Around Young Sun". Space.com. Salt Lake City, UT: Purch (March 29, 2012) [22].
  37. 'Dating the Earliest Solids in our Solar System'. Krot, A.N. (2002). PSRD Discoveries, 09/2002.
  38. 'Verstoring' in de astronomie is de complexe beweging van een massief lichaam dat onderhevig is aan andere krachten dan de zwaartekracht van een enkel ander massief lichaam. De andere krachten kunnen bestaan uit een derde (vierde, vijfde, enz.) lichaam, weerstand, vanuit een atmosfeer, en de excentrische aantrekking van een afgeplat of anderszins misvormd lichaam.
  39. Zabludoff, A. (2003). "Lecture 13: The Nebular Theory of the origin of the Solar System". [23]
  40. George Wetherill (1925 – 2006) deed aan het Department of Terrestrial Magnetism (DTM) te Washington D.C. vanaf 1975 onderzoek naar de oorsprong van de Aardse planeten Mercurius, Venus, Aarde en Mars. Hij ontwikkelde een techniek om numeriek de omloopevolutie en accumulatie van zwermen planetesimalen te berekenen en gebruikte die om specifieke voorspellingen van de fysieke- en omloopeigenschappen van Aardse planeten mogelijk te maken. Zijn resultaten kwamen goed overeen met de huidige vaststellingen (Henbest, N. (2018). "Science: Are there lots of Earths out there?". New Scientist, 2021-08-18 [24]). Wetherill legde de basis van een model voor een grote-impactoorsprong voor de Maan en de kern van Mercurius en hij toonde aan dat Jupiter een belangrijke rol speelde in de ontwikkeling van het zonnestelsel door kometen eruit te ejecteren en waardoor de binnenste planeten beschermd werden.
  41. Burkhardt, C., Spitzer, F., Morbidelli, A., Budde, G., Render, J.H., Kruijer, T.S., Kleine, T. (2021). Terrestrial planet formation from lost inner solar system material. Science Avances, 22 Dec 2021, Vol 7, Issue 52 [25].
  42. Douglas N.C. Lin (2008). "The Genesis of Planets". Scientific American. 298 (5): 50–59. [26].
  43. Kasting, J.F. (1993). "Earth's early atmosphere". Science. 259 (5097): 920–926. doi:10.1126/science.11536547 [27].
  44. Frankel, Ch. (1996). Volcanoes of the Solar System, Cambridge University Press, pp. 7–8.
  45. Staff (2010). "Oldest measurement of Earth's magnetic field reveals battle between Sun and Earth for our atmosphere". Physorg.news. Retrieved 2010-03-27 (March 4, 2010) [28].
  46. Jacobs, J.A. (1953). "The Earth's inner core". Nature. 172 (4372): 297–298. doi:10.1038/172297a0 [29].
  47. van Hunen, J., van den Berg, A.P. (2007). "Plate tectonics on the early Earth: Limitations imposed by strength and buoyancy of subducted lithosphere". Lithos. 103 (1–2): 217–235. doi:10.1016/j.lithos.2007.09.016 [30].
  48. 'Metallisch' betekent de eigenschap van een metaal hebbend.
  49. Prescher, C., Allu, P.D., Bell, E.A., Bello, L., Cernok, A., Ghosh, N., Tucker, J., Wielicki, M.M., Zahnle, K.J. (2012). Origin and mixing timescale of Earth's late veneer. American Geophysical Union, Fall Meeting 2012, abstract id. V51B-2775 [31].
  50. Schilling, G. (2019). Planetaire botsing waaruit maan voortkwam maakte leven op aarde mogelijk. Eos Wetenschap, gebaseerd op Science Advances, 23 januari [32].
  51. Yin, Q., Jacobsen, S.B., Yamashita, K., Blichert-Toft, J., Télouk, P., Albarède, F. (2002). "A short timescale for terrestrial planet formation from Hf-W chronometry of meteorites". Nature. 418 (6901): 949–952. doi:10.1038/nature00995 [33].
  52. a b 'Ontgassing' is de natuurlijke vrijlating van gassen vanuit het inwendige van een planeet, onrechtstreeks door erosie van stollingsgesteenten op het oppervlak van een planeet of rechtstreeks door vulkanisme.
  53. Kasting, J.F., Catling, D. (2003). "Evolution of a habitable planet". Annual Review of Astronomy and Astrophysics. 41 (1): 429–463. doi:10.1146/annurev.astro.41.071601.170049 [34].
  54. Drake, J.M. (2005). Origin of water in the terrestrial planets. In: Meteoritics & Planetary Science. Band 40, Nr. 4, S. 1–9, 2005 [35].
  55. a b Sagan, C., Mullen, G. (1972). "Earth and Mars: Evolution of Atmospheres and Surface Temperatures". Science. 177 (4043): 52–56. doi:10.1126/science.177.4043.52 [36].
  56. Engelse Wikipedia : Faint young Sun paradox [37].
  57. Runaway greenhouse effect treedt op wanneer de atmosfeer van een planeet broeikasgassen bevat in hoeveelheden voldoende om te beletten dat warmtestraling de planeet verlaat, waardoor afkoeling voorkomen wordt en vloeibaar oppervlaktewater behouden blijft. Een broeikasgas absorbeert en stoot stralingsenergie uit binnen het thermisch infrarood bereik waardoor het greenhouse effect veroorzaakt wordt. De primaire broeikasgassen in de atmosfeer van de Aarde zijn waterdamp (H2O), koolstofdioxide (CO2), methaan (CH4), distikstofmonoxide (N2O) en ozon (O3).
  58. Sleep, N.H., Zahnle, K., Neuhoff, P.S. (2001). "Initiation of clement surface conditions on the earliest Earth". Proceedings of the National Academy of Sciences. 98 (7): 3666–3672. doi:10.1073/pnas.071045698 [38].
  59. Papiewski, J. (2017). What Do We Mean by "Outgassing" in the Context of Planetary Geology ? [39] (April 25, 2017).
  60. a b Blankenship, R.E. (2010). Early Evolution of Photosynthesis. Plant Physiol. 2010 Oct; 154(2): 434–438. Published online 2010 Oct 6 [40].
  61. Buick, R. (2008). When did oxygenic photosynthesis evolve ? Philos Trans R Soc Lond B Biol Sci. 2008 Aug 27; 363(1504): 2731–2743. Published online 2008 May 9 [41].
  62. a b De 'ijslijn' is in de astronomie of in de planetologie de afstand in de zonnenevel van de centrale protoster (proto-Zon) waar het koud genoeg is voor vluchtige componenten zoals water, methaan, ammoniak, koolstofdioxide en koolstofmonoxide om te kunnen condenseren tot soliede ijskorrels die door accretie kunnen clusteren.
  63. Gradie, J. Tedesco, E. (1982). "Compositional Structure of the Asteroid Belt". Science. 216 (4553): 1405–1407. doi:10.1126/science.216.4553.1405 [42] (1982-06-25).
  64. Martin, R.G., Livio, M. (2013). "On the evolution of the snow line in protoplanetary discs – II. Analytic approximations". Monthly Notices of the Royal Astronomical Society. 434 (1): 633–638. doi:10.1093/mnras/stt1051 [43] (2013-07-03).
  65. Peslier, A.H., Schönbächler, M., Busemann, H., Karato, S-I (2017). "Water in the Earth's Interior: Distribution and Origin". Space Science Reviews. 212 (1–2): 743–810. doi:10.1007/s11214-017-0387-z [44] (2017-08-09).
  66. Fazekas, A. (2014). Mystery of Earth's Water Origin Solved, Nationalgeographic.com, 30 October 2014 [45].
  67. Sarafian, A.R., Nielsen, S.G., Marschall, H.R., McCubbin, F.M., Monteleone, B.D. (2014). "Early accretion of water in the inner solar system from a carbonaceous chondrite-like source". Science. 346 (6209): 623–626. doi:10.1126/science.1256717 [46] (2014-10-30).
  68. Drake, M.J. (2005). "Origin of water in the terrestrial planets". Meteoritics & Planetary Science. 40 (4): 519–527. doi:10.1111/j.1945-5100.2005.tb00960.x [47].
  69. Drake, M.J. et al. (2005). "Origin of water in the terrestrial planets". Asteroids, Comets, and Meteors (IAU S229). 229th Symposium of the International Astronomical Union. Vol. 1. Búzios, Rio de Janeiro, Brazil: Cambridge University Press. pp. 381–394. doi:10.1017/S1743921305006861 [48] (August 2005).
  70. a b c Gomes, R., Levison, H.F., Tsiganis, K., Morbidelli, A. (2005). "Origin of the cataclysmic Late Heavy Bombardment period of the terrestrial planets". Nature. 435 (7041): 466–469. doi:10.1038/nature03676 [49].
  71. Cowen, R. (2013). "Common source for Earth and Moon water". Nature. doi:10.1038/nature.2013.12963 [50] (9 May 2013).
  72. a b Budde, G., Burkhardt, Chr., Kleine, T. (2019). "Molybdenum isotopic evidence for the late accretion of outer Solar System material to Earth". Nature Astronomy. 3 (8): 736–741. doi:10.1038/s41550-019-0779-y [51] (20 May 2019).
  73. a b c Een 'isotopische vingerafdruk' (of 'isotopische handtekening') is een verhouding van stabiele radiogene (ioniserende straling veroorzakend) isotopen, niet-radiogene stabiele isotopen of onstabiele radioactieve isotopen van bepaalde elementen in een onderzochte materie.
  74. Monday, N., Taylor, R. (2019). "Where did Earths water come from". Astronomy.com. [52].
  75. Pepin, Robert O. (July 1991). "On the origin and early evolution of terrestrial planet atmospheres and meteoritic volatiles". Icarus. 92 (1): 2–79. doi:10.1016/0019-1035(91)90036-s [53].
  76. Q. Choi, Ch. (2014). "Most of Earth's Water Came from Asteroids, Not Comets". Space.com. [54] (2014-12-10).
  77. Daly, R.T., Schultz, P.H. (2018). "The delivery of water by impacts from planetary accretion to present". Science Advances. 4 (4) doi:10.1126/sciadv.aar2632 [55](25 April 2018).
  78. Gorman, J. (2018). "How Asteroids May Have Brought Water to Earth". The New York Times (15 May 2018).
  79. a b CI-chondrieten (Ivuna type) bevatten geen chondrules en resistente insluitsels en zijn bijna uitsluitend samengesteld uit fijnkorrelige materie dat op de ouderasteroïde een hoge graad van wijziging in de watersamenstelling onderging (isotopen en moleculaire structuur). Het zijn sterk geoxideerde samengestelde gesteenten die overvloedig magnetiet en sulfate mineralen bevatten. Metallisch ijzer is niet aanwezig. De chemische samenstelling van CI-chondrieten lijkt sterk op die van de fotosfeer van de Zon, waterstof en helium buiten beschouwing gelaten, hebben dus van alle metorieten de meest primitieve samenstelling en worden dikwijls gebruikt als een standaard voor de vaststelling van de graad van chemische fractionering van materie gevormd in het zonnestelsel. CM-chondrieten zijn voor ongeveer 70 % samengesteld uit fijnkorrelige materie. De meeste ondergingen diepgaande wijziging in de watersamenstelling (isotopen en moleculaire structuur).
  80. Alexander, Conel M. O'D. (2017). "The origin of inner Solar System water". Philosophical Transactions of the Royal Society A: Mathematical, Physical and Engineering Sciences. doi:10.1098/rsta.2015.0384 [56] (2017-04-17).
  81. Chan, Queenie H.S., Zolensky, M.E., Kebukawa, Y., Fries, M., Ito, M., Steele, A., Rahman, Z., Nakato, A., Kilcoyne, A.L.D., Mase, K., Suga, H., Takahashi, Y., Takeichi, Y. (2018). "Organic matter in extraterrestrial water-bearing salt crystals". Science Advances. 4. doi:10.1126/sciadv.aao3521 [57] (10 January 2018).
  82. Sarafian, A.R., Nielsen, S.G., Marschall, H.R., McCubbin, F.M., Monteleone, B.D. (2014). "Early accretion of water in the inner solar system from a carbonaceous chondrite–like source". Science. 346 doi:10.1126/science.1256717 [58] (2014-10-31).
  83. Morbidelli, A., Chambers, J., Lunine, J.I., Petit, J.M., Robert, F., Valsecchi, G.B., Cyr, K.E. (2000). "Source regions and timescales for the delivery of water to the Earth". Meteoritics & Planetary Science. 35 (6) doi:10.1111/j.1945-5100.2000.tb01518.x [59].
  84. Piani, L., Marrocchi, Y., Rigaudier T., Vacher, L.G., Thomassin, D. and Marty, B. (2020). "Earth's water may have been inherited from material similar to enstatite chondrite meteorites". Science. 369 (6507): 1110–1113. doi:10.1126/science.aba1948 [60] (28 August 2020).
  85. Washington University in Saint Louis (2020). "Meteorite study suggests Earth may have been wet since it formed – Enstatite chondrite meteorites, once considered 'dry,' contain enough water to fill the oceans -- and then some". EurekAlert! [61] (27 August 2020).
  86. American Association for the Advancement of Science. (2020). "Unexpected abundance of hydrogen in meteorites reveals the origin of Earth's water". EurekAlert!. [62] (27 August 2020).
  87. Wu, J., Desch, S.J., Schaefer, L., Elkins-Tanton, L.T., Pahlevan, K., Buseck, P.R. (2018). Origin of Earth's Water: Chondritic Inheritance Plus Nebular Ingassing and Storage of Hydrogen in the Core. agupubs.onlinelibrary.wiley.com [63].
  88. Alexander, C.M.O.'.D., Bowden, R., Fogel, M.L., Howard, K.T., Herd, C.D.K., & Nittler, L.R. (2012). The provenances of asteroids, and their contributions to the volatile inventories of the terrestrial planets. Science, 337(6095), 721–723 [64].
  89. Marty, B. (2012). The origins and concentrations of water, carbon, nitrogen and noble gases on Earth. Earth and Planetary Science Letters, 313–314, 56–66. [65].
  90. a b c d e Wilde S.A., Valley J.W., Peck W.H. and Graham C.M. (2001). "Evidence from detrital zircons for the existence of continental crust and oceans on the Earth 4.4 nGyr ago". Nature. 409 (6817): 175–8. doi:10.1038/35051550 [66].
  91. a b Pinti, D.L., Arndt, N. (2014). "Oceans, Origin of", Encyclopedia of Astrobiology, Springer Berlin Heidelberg, pp. 1–5, doi:10.1007/978-3-642-27833-4_1098-4 [67].
  92. a b c d e f g h i j k l 'Supracrustaal gesteente' is gesteente dat gevormd werd op een reeds bestaand basisgesteente van de aardkorst.
  93. a b Cates, N.L., Mojzsis, S.J. (2007). "Pre-3750 Ma supracrustal rocks from the Nuvvuagittuq supracrustal belt, northern Québec". Earth and Planetary Science Letters. 255 (1–2): 9–21. doi:10.1016/j.epsl.2006.11.034 (March 2007) [68].
  94. a b O'Neil, J., Carlson, R.W., Paquette, J.-L., Francis, D. (2012). "Formation age and metamorphic history of the Nuvvuagittuq Greenstone Belt". Precambrian Research. 220–221: 23–44. doi:10.1016/j.precamres.2012.07.009 (November 2012) [69].
  95. a b Crustal recycling is een tektonisch proces waarbij oppervlaktegesteente van de lithosfeer door subductie-erosie of delaminatie in de aardmantel herwerkt wordt. 'Subductie-erosie' of tektonische erosie is het verlies van korst van een overheersende tektonische plaat als gevolg van subductie. 'Delaminatie' verwijst naar het zinken en het verlies van de onderste lithosfeer van de tektonische plaat waaraan het vastgehecht was.
  96. Zahnle, K.J., Gacesa, M., Catling, D.C. (2019). "Strange messenger: A new history of hydrogen on Earth, as told by Xenon". Geochimica et Cosmochimica Acta. 244: 56–85. doi:10.1016/j.gca.2018.09.017 [70].
  97. Sleep, N.H., Zahnle, K., Neuhoff, P.S. (2001). "Initiation of clement surface conditions on the earliest Earth". Proceedings of the National Academy of Sciences. 98 (7). doi:10.1073/pnas.071045698 [71].
  98. Halliday, A.N. (2008). "A young Moon-forming giant impact at 70–110 million years accompanied by late-stage mixing, core formation and degassing of the Earth". Philosophical Transactions of the Royal Society A. Philosophical Transactions of the Royal Society. 366 (1883): 4163–4181. doi:10.1098/rsta.2008.0209 [72] (November 28, 2008).
  99. Bottke, W. F., Vokrouhlicky, D., Marchit, S., Scott, E.R.D., Weirich, J.R. and Levison, H. (2015). Dating the Moon-forming impact event with asteroidal meteorites. Science, 17 Apr 2015, Vol 348, Issue 6232, pp. 321-323 DOI: 0.1126/science.aaa0602.
  100. Barboni, M., Boehnke, P., Keller, B., Kohl, I.E., Schoene, B., Young, E.D., McKeegan, K.D. (2017). "Early formation of the Moon 4.51 billion years ago". Science Advances. 3 (1) doi:10.1126/sciadv.1602365 [73] (January 11, 2017).
  101. Maurice, M.; Tosi, N., Schwinger, S., Breuer, D., Kleine, T. (2020). "A long-lived magma ocean on a young Moon". Science Advances. 6 (28) [74] (1 July 2020).
  102. Thiemens, M.M., Sprung, P., Fonseca, R.O.C., Leitzke, F.P., Münker, C. (2019). "Early Moon formation inferred from hafnium-tungsten systematics". Nature Geoscience. 12 (9): 696–700. doi:10.1038/s41561-019-0398-3 [75] (July 2019).
  103. Universe Today (2019). "The Moon is older than scientists thought" [76].
  104. Binder, A.B. (1974). "On the origin of the Moon by rotational fission". The Moon. 11 (2): 53–76. doi:10.1007/BF01877794 [77].
  105. Daly, R.A. (1946). "Origin of the Moon and Its Topography". PAPS. 90 (2): 104–119.
  106. Hartmann, W.K.; Davis, D.R. (1975). "Satellite-sized planetesimals and lunar origin". Icarus. 24 (4): 504–514. doi:10.1016/0019-1035(75)90070-6 [78] (April 1975).
  107. Canup, R.M., Asphaug, E. (2001). "Origin of the Moon in a giant impact near the end of the Earth's formation". Nature. 412 (6848): 708–712. Bibcode:2001Natur.412..708C . doi:10.1038/35089010 [79] (August 2001).
  108. Cuk, M., Stewart, S.T. (2012). "Making the Moon from a Fast-Spinning Earth: A Giant Impact Followed by Resonant Despinning". Science. 338 (6110): 1047–1052. doi:10.1126/science.1225542 [80] (2012-10-17).
  109. Taylor, G.J. (2015). "Origin of the Earth and Moon". Solar System Exploration. NASA. Archived from the original on March 8, 2015 [81].
  110. a b c d Sleep, N.H. (2010). The Hadean-Archaean Environment. Cold Spring Harb Perspect Biol 2010;2:a002527 [82].
  111. Rubie, D.C., Nimmo, F., Melosh, H.J. (2007). Formation of Earth's Core. Amsterdam: Elsevier. pp. 51–90. doi:10.1016/B978-044452748-6.00140-1 [83].
  112. Zahnle, K., Arndt, N., Cockell, Ch., Halliday, A., Nisbet, E., Selsis, F., Sleep, N.H. (2007). Fishbaugh, K.E., Lognonné, Ph., Raulin, F., Marais, D.J.D., Korablev, O. (eds.). Emergence of a Habitable Planet. Space Sciences Series of ISSI. Springer New York. pp. 35–78. doi:10.1007/978-0-387-74288-5_3 [84].
  113. a b c d Elkins-Tanton, L.T. (2012). "Magma Oceans in the Inner Solar System". Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 40 (1): 113–139. doi:10.1146/annurev-earth-042711-105503 [85].
  114. a b c d Barr, A.C. (2016). "On the origin of Earth's Moon". Journal of Geophysical Research: Planets. 121 (9): 1573–1601. doi:10.1002/2016JE005098 [86].
  115. Tucker, J.M., Mukhopadhyay, S. (2014). "Evidence for multiple magma ocean outgassing and atmospheric loss episodes from mantle noble gases". Earth and Planetary Science Letters. 393: 254–265. doi:10.1016/j.epsl.2014.02.050 [87].
  116. Li, J., Agee, C.B. (1996). "Geochemistry of mantle–core differentiation at high pressure". Nature. 381 (6584): 686–689. doi:10.1038/381686a0 [88].
  117. Righter, K., Drake, M.J.,,Yaxley, G. (1997). "Prediction of siderophile element metal-silicate partition coefficients to 20 GPa and 2800°C: the effects of pressure, temperature, oxygen fugacity, and silicate and metallic melt compositions". Physics of the Earth and Planetary Interiors. 100 (1): 115–134. doi:10.1016/S0031-9201(96)03235-9 [89].
  118. Marebasalten ontstaan door gedeeltelijk smelten aan temperaturen van ongeveer 1200° C, waarschijnlijk op diepten tussen 200 en 400 km. Ze bestaan grotendeels uit pyroxeen, plagioklaas en olivijn, met kleinere of aanvullende hoeveelheden ilmeniet, chromiet, troiliet en sporen van metallisch ijzer.
  119. De 'drijfkorst' (Engels: flotation crust) is een laag nog vloeibaar magma bovenop een gesolidifieerde magma-oceaan. Men spreekt van een 'drijfkorst' wanneer de magma-oceaan voor ongeveer 80% verhard is.
  120. Discover magazine (2009). When worlds collide [90] (August 10, 2009).
  121. Fox News (2009). Two Planets Collide In Deep Space (August 10, 2009).
  122. Clavin, W. (2009). "Planet Smash-Up Sends Vaporized Rock, Hot Lava Flying". NASA (August 10, 2009).
  123. Paniello, R.C., Day, J.M.D., Moynier, F. (2012). "Zinc isotopic evidence for the origin of the Moon". Nature. 490 (7420): 376–9. doi:10.1038/nature11507 [91] (18 October 2012).
  124. Zhang, J., Dauphas, N., Davis, A.M., Leya, I., Fedkin, A. (2012). "The proto-Earth as a significant source of lunar material". Nature Geoscience. 5 (4): 251–255. doi:10.1038/ngeo1429 [92] (25 March 2012).
  125. Saal, A.E., Hauri, E.H., Van Orman, J.A., Rutherford, M.J. (2013). "Hydrogen Isotopes in Lunar Volcanic Glasses and Melt Inclusions Reveal a Carbonaceous Chondrite Heritage". Science. 340 (6138): 1317–20. doi:10.1126/science.1235142 [93] (14 June 2013).
  126. Wang, K., Jacobsen, S.B. (2016). "Potassium isotopic evidence for a high-energy giant impact origin of the Moon". Nature. 538 (7626): 487–490. doi:10.1038/nature19341 [94] (Sep 12, 2016).
  127. Jones, J.H. (2006). "Tests of the giant impact hypothesis"  . Origin of the Earth and Moon Conference [95] (2006).
  128. Wiechert, U., Halliday, A.N., Lee, D.C., Snyder, G.A., Taylor, L.A., Rumble, D. (2001). "Oxygen Isotopes and the Moon-Forming Giant Impact". Science. 294 (12): 345–348. doi:10.1126/science.1063037 [96] (October 2001).
  129. Pahlevan, K., Stevenson, D. (2007). "Equilibration in the Aftermath of the Lunar-forming Giant Impact". Earth and Planetary Science Letters. 262 (3–4): 438–449. doi:10.1016/j.epsl.2007.07.055 [97] (October 2007).
  130. Zhang, J., Dauphas, N., Davis, A.M., Leya, I. and Fedkin, A. (2012). The proto-Earth as a significant source of lunar material. Nature Geoscience, Advance Online Publication [98] (March 25, 2012).
  131. Canup, R.M. (2012). Forming a Moon with an Earth-like composition via a Giant Impact. [99].
  132. Gorkavyi, N.N. (2004). "The New Model of the Origin of the Moon". Aas/Division of Dynamical Astronomy Meeting #35. 35: 07.11. Bulletin of the American Astronomical Society, Vol. 36, p.861 [100] (2004-05-01).
  133. a b c Greenwich Institute for Science and Technology (2010). The Origin of the Moon and Satellites. [101]
  134. Adushkin, V.V., Vityazev, A.V., Pechernikova, G.V. (2013). Development of the theory of the origin and early evolution of the Earth. Russian Academy of Sciences [102]
  135. a b c Rufu, R., Aharonson, O. & Perets, H.A. (2017). "A multiple-impact origin for the Moon". Nature Geoscience. 10 (2): 89–94. doi:10.1038/ngeo2866 [103] (February 2017).
  136. Barbuzano, J. (2018). "Could a Giant Impact Have Vaporized Earth to Create the Moon?". Sky and Telescope [104] (March 1, 2018).
  137. Boyle, R. (2017). "Huge impact could have smashed early Earth into a doughnut shape". New Scientist [105] (23 June 2017).
  138. Gough, E. (2017). "Scientists propose a new kind of planet: A smashed-up torus of hot, vaporized rock". Universe Today [106] (24 May 2017).
  139. Lock, S.J., Stewart, S.T. (2017). "The structure of terrestrial bodies: Impact heating, corotation limits and synestias". Journal of Geophysical Research: Planets. 122 (5): 950–982. doi:10.1002/2016JE005239 [107].
  140. Lock, S.J. (2018). The Formation, Structure and Evolution of Terrestrial Planets. Graduate School of Arts & Sciences (Ph.D. thesis). Harvard University [108].
  141. a b Lock, S.J. (2019). "When Earth and the Moon were one". Scientific American, July 2019 [109].
  142. Lock, S.J., Stewart, S.T., Petaev, M.I., Leinhardt, Z.M., Mace, M.T., Jacobsen, S.B.; Ćuk, M. (2018). "The origin of the Moon within a terrestrial synestia". Journal of Geophysical Research. 123 (4): 910. doi:10.1002/2017JE005333 [110].
  143. a b Cassidy, K.F., Champion, D.C., Krapez, B., Barley, M.E., Brown, S.J.A., Blewett, R.S., Groenewald, P.B., Tyler, I.M. (2006). A revised geological framework for the Yilgarn Craton, Western Australia. Geol. Surv. W. Aust. – Rec., 8 (2006), p. 8.
  144. a b c d Mole, D.R., Kirkland, C.L., Fiorentini, M.L., Barnes, S.J., Cassidy, K.F., Isaac, C., Belousova, E.A., Hartnady, M., Thebaud, N. (2019). Time-space evolution of an Archean craton: A Hf-isotope window into continent formation. Earth-Science Reviews, Volume 196, September 2019, 102831 [111].
  145. a b Wang, Q., Wilde, S.A. (2018). New constraints on the Hadean to Proterozoic history of the Jack Hills belt, Western Australia. Gondwana Research, Volume 55, March 2018, Pages 74-91 [112].
  146. NASA Earth Observatory newsroom (2006-10-01). "Western Australia's Jack Hills" [113].
  147. a b c d 'Delta-O-18' ('δ18O') is in de geochemie, paleoklimatologie en paleo-oceanografie een waardeaanduiding van de ratio van de stabiele isotopen zuurstof-18 en zuurstof-16 en wordt algemeen aangewend als een waardeaanduiding van de temperatuur van neerslag, van de interacties tussen grondwater en mineralen en als een indicator van processen die isotopenfractionering vertonen, zoals methanogenese.
  148. a b Schopf, J.W. (1993). Microfossils in the early Archean Apex Chert: New evidence for the antiquity of life. Science 260, 640±646 (1993).
  149. a b c Metasedimentair gesteente is een soort metamorf gesteente.dat oorspronkelijk door afzetting en lithificatie van sediment gevormd werd. Later werd dit gesteente bedekt door jongere afzettingen en onderworpen aan hoge druk en temperaturen waardoor het herkristalliseerde.
  150. 'Biogenese' is het ontstaan van organismen uit andere organismen door reproductie.
  151. a b c d e f g h i 'Herwerkt gesteente' omvat elke geologische materie die van haar (plaats van) oorsprong verwijderd of verplaatst werd door natuurlijke oorzaken, en opgenomen in een jongere formatie.
  152. 'Korstaccretie' is de aangroei van korst door opname van materie.
  153. Valley, J.W., Peck, W.H., King, E.M., Wilde, S.A. (2002). A cool early Earth. Geology (2002) 30 (4): 351–354 [114]
  154. Science, 6 May 2005. Was Early Earth a Cool World ? Pleasant conditions may have allowed life to arise sooner than thought. [115]
  155. Een 'paragneis' is een gneis ontstaan door metamorfisme van afzettingsgesteente.
  156. Choi, Ch.Q., Dutfield, S. (2022). 7 theories on the origin of life
  157. Martin, W., Baross, J., Kelley, D. and Russell, M.J. (2008). Hydrothermal vents and the origin of life. Nature Reviews Microbiology, vol. 6, November 2008, pp. 805-814.
  158. 'Reactieve gassen' zijn chemisch actieve gassen.
  159. 'Gradiënt' = geleidelijke overgang tussen verschillende milieu's.
  160. 'Prebiotische chemie' is natuurlijk optredende voornamelijk organische chemie die kan bijgedragen hebben tot het ontstaan van leven op Aarde, en mogelijk op andere planeten.
  161. O’Neil, J., Carlson, R.W., Francis, D., Stevenson R.K. (2009). Neodymium-142 evidence for Hadean mafic crust. Science 321: 1828–1831.
  162. a b Iizuka, T., Horie, K., Komiya, T., Maruyama, S., Hirata, T., Hidaka, H., Windley, B.F. (2006). 4.2 Ga zircon xenocryst in an Acasta gneiss from northwestern Canada: Evidence for early continental crust. Geology (2006) 34 (4): 245–248 [116].
  163. a b c SHRIMP (sensitive high-resolution ion microprobe of sensitive high mass-resolution ion microprobe) is een grote diameter, dubbelfocus secondary ion mass spectrometer (SIMS) dat gebruikt wordt in het onderzoeksgebied van de massaspectrometrie.
  164. Taylor, G.J. (2006). "Wandering Gas Giants and Lunar Bombardment". University of Hawaii [117] (August 2006).
  165. Bottke, W.F. and Norman, M.D. (2017). The Late Heavy Bombardment. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, volume 45, pp. 619-647 [118].
  166. Met 'geschokt' (Engels: shocked) worden schuifzones bedoelt die voorkomen langs glijvlakken in het kristalrooster van de aanwezige kristallen. Deze structuren zijn het gevolg van deformatie onder relatief gezien extreem hoge druk maar lage temperatuur. De schuifzones worden schoklamellae genoemd.
  167. Een 'impactor' is een grote asteroïde, meteoroïde, komeet of ander hemellichaam dat een impact veroorzaakt.
  168. Gomes, R., Levison, H.F., Tsiganis, K., Morbidelli, A. (2005). "Origin of the cataclysmic Late Heavy Bombardment period of the terrestrial planets". Nature. 435 (7041): 466–9 [119].
  169. Boehnke, P. and Harrison, T.M. (2016). Illusory Late Heavy Bombardments. Proc Natl Acad Sci U S A. 2016 Sep 27; 113(39): 10802–10806. [120].
  170. 'Eccentriciteit' is de mate waarin de baan van een hemellichaam afwijkt van een perfecte cirkel.
  171. Crida, A. (2009). "Solar System Formation". Reviews in Modern Astronomy. Vol. 21. pp. 215–227. doi:10.1002/9783527629190 [121].ch12.
  172. Engelse Wikipedia : Nice model
  173. Bell, E.A., Boehnke, P., Harrison, T.M. and Mao, W.L. (2015). Potentially biogenic carbon preserved in a 4.1 billion-year-old zircon. Proc Natl Acad Sci U S A. 2015 Nov 24; 112(47): 14518–14521 [122].
  174. Betts, H.C., Puttick, M.N., Clark, J.W., Williams, T.A., Donoghue, P.C.J. and Pisani, D. (2018). Integrated genomic and fossil evidence illuminates life’s early evolution and eukaryote origins. Nat Ecol Evol. 2018 Oct; 2(10): 1556–1562 [123].
  175. Engelse Wikipedia : Molecular clock [124].
  176. dos Reis, M., Donoghue, P.C.J., Yang, Z. (2016). Bayesian molecular clock dating of species divergences in the genomics era. Nat Rev Genet. 2016 Feb;17(2):71-80 [125].
  177. Inoue, J., Donoghue, P.C.J., Yang, Z. (2010). The impact of the representation of fossil calibrations on Bayesian estimation of species divergence times. Systematic Biology. 2009;59:74–89 [126].
  178. Bowring, S.A., and Williams, I.S. (1999). Priscoan (4.00–4.03 Ga) orthogneisses from northwestern Canada. Contributions to Mineralogy and Petrology, v. 134, 3–16 [127].
  179. Bowring, S., Williams, I. (2007). "Priscoan (4.00–4.03 Ga) orthogneisses from northwestern Canada". Contributions to Mineralogy and Petrology. 134 (1): 3–16. [128]. (2007-03-01)
  180. Iizuka, T., Komiya, T., Ueno, Y., Katayama, I., Uehara, Y., Maruyama, S., Hirata, T., Johnson, S.P., Dunkley, D.J. (2007). "Geology and zircon geochronology of the Acasta Gneiss Complex, northwestern Canada: New constraints on its tectonothermal history". Precambrian Research. 153 (3–4): 179–208. [129] (2007-03-01).
  181. Ketchum, J.W.F. (2004). Early crustal history of the Slave craton, northwestern Canada. ARC National Key Centre for the Geochemical Evolution and Metallogeny of Continents (GEMOC), Department of Earth and Planetary Sciences, Macquarie University Sydney, New South Wales, 2109 Australia [130]  .
  182. Bleeker W., Ketchum J.W.F., Jackson V.A. & Villeneuve M.E. (1999a). The Central Slave Basement Complex, Part I: its structural topology and autochthonous cover, Canadian Journal of Earth Sciences, 36, 1083-1109.
  183. Bleeker W., Ketchum J.W.F. & Davis, W.J. (1999b). The Central Slave Basement Complex, Part II: high-strain zones along the basement/cover contact, Canadian Journal of Earth Sciences, 36, 1111-1130.
  184. Davis, W.J. & Hegner, E. (1992). Neodynium isotopic evidence for the tectonic assembly of Late Archean crust in the Slave province, northwest Canada, Contrib. Mineral. Petrol., 111, 493-504.
  185. a b Barley, M.E., Bekker, A., Krapez, B. (2005). Late Archean to Early Paleoproterozoic global tectonics, environmental change and the rise of atmospheric oxygen. Earth and Planetary Science Letters, Volume 238, Issues 1–2, 30 September 2005, Pages 156-171 [131]
  186. a b Accretionary Cycle Plate Tectonics is een proces waarbij materie aan een tektonische plaat in een subductiezone toegevoegd wordt. Het toegevoegde materiaal kan oceanische korst, sediment, onderzeese bergen, vulkanische bogen enz. zijn.
  187. Windley, B.F., Kusky, T., Polat, A. (2021). Onset of plate tectonics by the Eoarchean. Precambrian Research Volume 352, January 2021, 105980 [132].
  188. Lloyd G., Gibson M. (2010). "Crustal Formation sequence". Tectonics of the Transantarctic Mountains. London: self-published (2010-11-26).
  189. Stanley, S.M. (1999). Earth System History. New York: W.H. Freeman and Company. pp. 297–302. ISBN 0-7167-2882-6.
  190. Petit, C. (2010). "Continental Hearts – Science News". Science News. Society for Science & the Public. 178 (13): 24. [133].
  191. Mulkidjanian, A.Y., Bychkov, A.Y., Dibrova, D.V., Galperin, M.Y., Koonin, E.V. (2012). "Origin of first cells at terrestrial, anoxic geothermal fields". Proc. Natl. Acad. Sci. USA. 109 (14): E821–30. [134].
  192. Een terrane (Engels) is een korstfragment gevormd op een tektonische plaat (of ervan afgebroken) en is 'samengegroeid' met korst dat op een andere plaat ligt.
  193. Nutman, A.P. and Friend, C.R.L. (2009). "New 1:20,000 scale geological maps, synthesis and history of investigation of the Isua supracrustal belt and adjacent orthogneisses, southern West Greenland: A glimpse of Eoarchaean crust formation and orogeny". Precambrian Research. 172 (3): 189–211. [135].
  194. Nutman, A.P., Friend, C.R.L., Horie, K., Hidaka, H. (2007). The Itsaq Gneiss Complex of Southern West Greenland and the Construction of Eoarchean Crust at Convergent Plate Boundaries (PDF). Developments in Precambrian Geology. Vol. 15. pp. 187–218. [136].
  195. Ramírez-Salazar, A., Müller, T., Piazolo, S., Webb, A., Alexander, G., Hauzenberger, C., Zuo, J., Haproff, P., Harvey, J., Wong, T.K., Charlton, C. (2021). "Tectonics of the Isua Supracrustal Belt 1: P-T-X-d Constraints of a Poly-Metamorphic Terrane". Tectonics. 40 (3)[137].
  196. Nutman, A.P., Bennett, V.C., Friend, C.R.L., Van Kranendonk, M.J., Chivas, A.R. (2016). "Rapid emergence of life shown by discovery of 3,700-million-year-old microbial structures". Nature. 537 [138].
  197. a b Allwood, A.C., Rosing, M.T., Flannery, D.T., Hurowitz, J.A., Heirwegh, C.M. (2018). "Reassessing evidence of life in 3,700-million-year-old rocks of Greenland". Nature. 563 (7730): 241–244. [139].
  198. Webb, A.A.G., Müller, T., Zuo, J., Haproff, P.J. and Ramírez-Salazar, A. (2020). "A non–plate tectonic model for the Eoarchean Isua supracrustal belt". Lithosphere. 12 (1): 166–179 [140].
  199. Czaja, A.D., Johnson, C.M., Beard, B.L., Roden, E.E.; Li, W., Moorbath, S. (2013). "Biological Fe oxidation controlled deposition of banded iron formation in the ca. 3770 Ma Isua Supracrustal Belt (West Greenland)". Earth and Planetary Science Letters. 363: 192–203. [141].
  200. Mojzsis, S.J., Arrhenius, G., McKeegan, K.D., Harrison, T.M., Nutman, A.P. & Friend, C.R.L. (1996). Evidence for life on Earth before 3,800 million years ago. Nature volume 384, pages 55–59 (1996) [142].
  201. a b c d e f g h i j k Lepot, K. (2020). Signatures of early microbial life from the Archean (4 to 2.5 Ga) eon. Earth-Science Reviews Volume 209, October 2020, 103296 [143].
  202. a b Zhao, G., Zhai, M. (2013). Lithotectonic elements of Precambrian basement in the North China Craton: Review and tectonic implications. Gondwana Research, Volume 23, Issue 4, May 2013, Pages 1207-1240 [144].
  203. Bogdanova, S.V., Bingen, B., Gorbatschev, R., Kheraskova, T.N., Kozlov, V.I., Puchkov, V.N., Volozh, Yu.A. (2007). The East European Craton (Baltica) before and during the assembly of Rodinia. Fig.1, p.2. Precambrian Res. (2007) [145] [146].
  204. Claesson, S., Bibikova, E., Shumlyanskyy, L., Dhuime, B. and Hawkesworth, C.J. (2014). The oldest crust in the Ukrainian Shield – Eoarchaean U–Pb ages and Hf–Nd constraints from enderbites and metasediments. Geological Society, London, Special Publications, 389, 227-259, 3 January 2014 [147]
  205. a b 'Oxygene fotosynthese' vindt plaats in ecosystemen waar zonlicht kan doordringen, dus op het land en in de toplaag van wateren. Daarbij wordt zuurstofgas geproduceerd, dat 21% uitmaakt van de (huidige) aardatmosfeer.
  206. Sánchez-Baracaldo, P., Cardona, T. (2019). On the origin of oxygenic photosynthesis and Cyanobacteria. New Phytologist, 09 October 2019 [148].
  207. a b Poujol, M., Robb, L.J., Anhaeusser, C.R. & Gericke, B. (2003) "A review of the geochronological constraints on the evolution of the Kaapvaal Craton, South Africa", Precambrian Research, 127 (1–3), 181–213 [149].
  208. Zegers, T.E., De Wit, M.J., Dann, J. and White, S.H. (2002). Vaalbara, Earth's oldest assembled continent? A combined, structural, geochronological, and palaeomagnetic test. Terra Nova, 21 April 2002 [150].
  209. a b Smithies, R.H., Van Kranendonk, M.J., Champion, D.C. (2007). The Mesoarchean emergence of modern-style subduction, Gondwana Research, Volume 11, Issues 1–2, 2007, pages 50-68 [The Mesoarchean emergence of modern-style subduction – ScienceDirect].
  210. Javaux, E.J., Lepot, K. (2018). The Paleoproterozoic fossil record: Implications for the evolution of the biosphere during Earth’s middle-age Earth-Science Rev., 176 (2018), pp. 68-86 [151].
  211. Johnston, D.T., Wolfe-Simon, F., Pearson, A., Knoll, A.H. (2009). Anoxygenic photosynthesis modulated Proterozoic oxygen and sustained Earth’s middle age. Proc. Natl. Acad. Sci. U. S. A., 106 (2009), pp. 16925-16929 [152].
  212. Jayananda, M., Santosh, M., Aadhiseshan, K.R. (2018). "Formation of Archean (3600–2500 Ma) continental crust in the Dharwar Craton, southern India". Earth-Science Reviews. 181: 12–42 (June 2018) [153].
  213. 'Sanukitoïden' zijn een verscheidenheid aan granitoïden met een hoog magnesiumgehalte. Ze worden aangetroffen op locaties met subductie van oceanische en continentale korst en worden gekarakteriseerd door diepzeetroggen aan hun zeewaartse rand.
  214. a b c Homann, M. (2019). Earliest life on Earth: Evidence from the Barberton Greenstone Belt, South Africa [154].
  215. Lowe, D.R., Byerly, G. (2007). An Overview of the Geology of the Barberton Greenstone Belt and Vicinity: Implications for Early Crustal Development. Developments in Precambrian Geology 15:481-526 [155].
  216. a b Byerly, G.R., Kröner, A., Lowe, D.R., Todt, W., Walsh, M.M. (1996). Prolonged magmatism and time constraints for sediment deposition in the early Archean Barberton greenstone belt: evidence from the Upper Onverwacht and Fig Tree groups. Precambrian Research Volume 78, Issues 1–3, May 1996, Pages 125-138 [156].
  217. Homan, M., Heubeck, C., Airo, A., Tice, M.M. (2015). Morphological adaptations of 3.22 Ga-old tufted microbial mats to Archean coastal habitats (Moodies Group, Barberton Greenstone Belt, South Africa). Precambrian Research Volume 266, September 2015, Pages 47-64 [157].
  218. Knauth, L.P., Lowe, D.R. (2003). "High Archean climatic temperature inferred from oxygen isotope geochemistry of cherts in the 3.5 Ga Swaziland Supergroup, South Africa". Geological Society of America Bulletin. 115: 566–580 [158].
  219. a b Dirks, P.H.G.M., Jelsma, H.A. (2002). Crust–mantle decoupling and the growth of the Archaean Zimbabwe craton. Journal of African Earth Sciences Volume 34, Issues 3–4, April–May 2002, Pages 157-166 [159].
  220. Jelsma, H.A. and Dirks, P.H.G.M. (2002). "Neoarchean Tectonic Evolution of the Zimbabwe Craton". In Fowler, C. M. R.; Ebinger, C. L.; Hawkesworth, C. J. (eds.). The Early Earth: Physical, Chemical and Biological Development. Geological Society Special Publications, issue 199. London: Geological Society of London. pp. 183–211.
  221. a b Mukhopadhyay, D. and Matin, A. (2019). The Architecture and Evolution of the Singhbhum Craton. Episodes 2020; 43(1): 19-50 [160].
  222. Walsh, M.M. & Lowe, D.R. (1985). Filamentous microfossils from the 3,500-Myr-old Onverwacht Group, Barberton Mountain Land, South Africa. Nature volume 314, pages530–532 (1985) [161].
  223. Slabunov, A.I. , Lobach-Zhuchenko, S.B., Bibikova, E.V., Balagansky, V.V., Sorjonen-Ward, P., Volodichev, O.I., Shchipansky, A.A., Svetov, S.A., Chekulaev, V.P., Arestova, N.A. and Stepanov, V.S. (2006). The Archean of the Baltic Shield: Geology, Geochronology, and Geodynamic Settings. Geotectonics, 2006, Vol. 40, No. 6, pp. 409–433, Fig.1. p. 410 [162].
  224. Noffke, N., Christian, D., Wacey, D. and Hazen, R.M. (2013). Microbially Induced Sedimentary Structures Recordingan Ancient Ecosystem in the ca. 3.48 Billion-Year-OldDresser Formation, Pilbara, Western Australia. Astrobiology Volume 13, Number 12, 2013 [163].
  225. Een 'sabkha' is een supralitorale modder- of zandvlakte waarin onder de oppervlakte evaporietzouthoudende mineralen accumuleren als gevolg van een semi-aride tot aride klimaat. Sabkha's zijn intermediair tussen land en intertidale zone binnen kleinere kustvlaktes juist boven courant hoogwaterniveau.
  226. Brasier, M.D., Green, O. R., Jephcoat, A.P., Kleppe, A.K., Van Kranendonk, M.J., Lindsay, J.F., Steele, A., Grassineau, N.V. (March 2002). "Questioning the evidence for Earth's oldest fossils". Nature. 416 (6876): 76–81. [164].
  227. 'Petrogenese' is onderdeel van het onderzoeksterrein van de petrologie en bestudeert de oorsprong en vorming van gesteenten. Alhoewel de term algemeen gebruikt wordt om te verwijzen naar het onderzoek van processen die stollingsgesteenten vormen, kan dit onderzoek ook metamorfe en sedimentaire processen omvatten zoals onder meer diagenese.
  228. Wacey, D., Saunders, M., Kong, C., Brasier, A., Brasier, M. (2016). "3.46 Ga Apex chert 'microfossils' reinterpreted as mineral artefacts produced during phyllosilicate exfoliation". Gondwana Research. 36: 296–313 [165].
  229. McElhinny, M.W., Senanayake, W.E. (1980). Paleomagnetic evidence for the existence of the geomagnetic field 3.5 Ga ago [166].
  230. Usui, Y., Tarduno, J.A., Watkeys, M., Hofmann, A., Cottrell, R.D. (2009). "Evidence for a 3.45-billion-year-old magnetic remanence: Hints of an ancient geodynamo from conglomerates of South Africa". Geochemistry, Geophysics, Geosystems. 10 (9) [167].
  231. Cavalazzi, B., Lemelle, L., Simionovici, A., CADY, S.L., RUSSELL, M.J., Bailo, E., Canteri, R., Enrico, E., Manceau, A., Maris, X., Salomé, M., Thomassot, E., Bouden, N., Tucoulou, R., and HOFMANN, A. (2021). Cellular remains in a ~3.42-billion-year-old subseafloor hydrothermal environment. Science Advances • 14 Jul 2021 • Vol 7, Issue 29 [168].
  232. Een methanotroof organisme is een prokaryoot (bacterie of Archaea) die zich kan ontwikkelen door alleen methaan te gebruiken als een bron van koolstof en energie (chemoautotrofie).
  233. Duda,J.-P., Van Kranendonk, M.J., Thiel, V., Ionescu, D., Strauss H., Schäfer N., Reitner, J. (2016). A Rare Glimpse of Paleoarchean Life: Geobiology of an Exceptionally Preserved Microbial Mat Facies from the 3.4 Ga Strelley Pool Formation, Western Australia. PLoS ONE 11(1): e0147629 [169].
  234. 'Kathodoluminescentie' is een optisch en elektromagnetisch fenomeen waarbij elektronen die inslaan op een luminescent materiaal, zoals fosfor, de emissie van fotonen veroorzaken die golflengten in het zichtbare spectrum kunnen hebben.
  235. Time-of-Flight Secondary Ion Mass Spectrometry (ToF-SIMS) is een oppervlaktegevoelige analytische methode die een gepulseerde ionenstraal gebruikt om molecules te verwijderen van het uiterste buitenste oppervlak van een monster.
  236. Nanoscale secondary ion mass spectrometry (NanoSIMS) is een analytisch instrument dat werkt op basis van het princiepe van de secondary-ion mass spectrometry (SIMS) en wordt gebruikt om van de elementaire en isotopische samenstelling van een monster metingen met nanoschaalresolutie te verkrijgen.
  237. 'Silicificatie' is de verzadiging van een gesteente met kwarts.
  238. 'Delta-O-13' is in de paleoklimatologie, geochemie en paleoceanografie een isotopensignatuur, een maat voor de verhouding van stabiele isotopen ¹³C:¹²C, uitgedrukt in delen per duizend.
  239. 'Microbiële afbraak' is de afbraak van chemische verbindingen door bacteriën.
  240. Poujol, M., Anhaeusser, C.R. (2001). The Johannesburg Dome, South Africa: new single zircon U–Pb isotopic evidence for early Archaean granite–greenstone development within the central Kaapvaal Craton. Precambrian Research, Volume 108, Issues 1–2, 1 May 2001, Pages 139-157 [170].
  241. Khoza, D., Jones, A.G., Muller, M.R., Evans, R.L., Webb, S.J., Miensopust, M. (2013). Tectonic model of the Limpopo belt: Constraints from magnetotelluric data [171]
  242. van Reenen et al., (2011).
  243. Rollinson, H.R. (1993). A terrane interpretation of the Archean Limpopo belt. Geological Magazine 130, 755–765.
  244. S-type granitoïden hebben een specifieke set geochemische, mineralogische, isotopische en texturele kenmerken. Ze zijn oververzadigd in aluminium en hun petrografische kenmerken zijn representatief voor de chemische samenstelling van het initiële magma waaruit ze ontstonden.
  245. 'Charnokiet' is elk orthopyroxeenhoudend kwarts-veldspaatgesteente gevormd bij hoge temperatuur en druk. Gewoonlijk wordt het aangetroffen in granulitische metamorfe gebieden als een eindlid van de charnockietreeks.
  246. 'Enderbiet' is een stollingsgesteente uit de charnokietgroep en bestaat essentieel uit kwarts, antipertiet (of pertiet), orthopyroxeen en magnetiet. Enderbiet is het equivalent van orthopyroxeenhoudende tonaliet.
  247. van Reenen, D.D., Roering, C., Ashwal, L.D., de Wit, M.J. (1992). Regional geological setting of the Limpopo Belt. Precambrian Research, Volume 55, Issues 1–4, March 1992, Pages 1-5 [172].
  248. 'Continent-Continent Collision' : [173].
  249. a b 'Compressie' ('samendrukking') verwijst in de geologie naar een reeks spanningen die op het midden van een gesteentemassa zijn gericht. Druksterkte refereert naar de maximale drukspanning die op een materiaal kan uitgeoefend worden voordat het bezwijkt. Wanneer de maximale drukspanning zich in een horizontale richting beweegt kunnen stuwkrachtbreuken optreden, wat in het verkorten en verdikken van dat deel van de korst resulteert. Wanneer de maximale drukspanning verticaal is, zal een stuk gesteente vaak bezwijken in normale breuken waarbij een bepaalde gesteentelaag zich horizontaal uitbreidt en verticaal dunner wordt. Drukspanningen kunnen ook leiden tot het plooien van gesteenten. Vanwege de grote hoeveelheden lithostatische spanning in tektonische platen is vervorming op tektonische schaal altijd onderworpen aan netto drukspanning.
  250. 'Extensie' is in de geodynamica het tektonische deformatieproces van geologische structuren zoals tektonische platen waarbij korst of lithosfeer uitgerokken wordt.
  251. In de geologie is 'transpressie' bij langs elkaar schuivende blokken en in het geval van sinistrale (linksdraaiende) horizontale verschuiving het omhoogkomen van gesteente onder invloed van schuif- en zijdelingse druk.
  252. In de geologie is 'transtensie' bij langs elkaar schuivende blokken en in het geval van sinistrale (linksdraaiende) horizontale verschuiving het omlaag trekken van korst waardoor zich een sedimentair bekken ontwikkelt.
  253. Barton, J.M., Klemd, R., Zeh, A. (2006). The Limpopo Belt: A result of Archean to Proterozoic, Turkic-type orogenesis ? January 2006, Special Paper of the Geological Society of America 405:315-332 [174].
  254. Sleep, N.H., Lowe, D.R. (2014). Physics of crustal fracturing and chert dike formation triggered by asteroid impact, ∼3.26 Ga, Barberton greenstone belt, South Africa. Geochemistry, Geophysics, Geosystems. First published: 03 March 2014 [175].
  255. Lowe, D.R., Byerly, G.R., Kyte, F.T., Shukolyukov, A., Asaro, F. and Krull, A. (2003). Spherule beds, 3.47–3.24 billion years old in the Barberton Greenstone Belt, South Africa: A record of large meteorite impacts and their influence on early crustal and biological evolution, Astrobiology, 3(1), 7–48.
  256. Lowe, D.R. (2013). Crustal fracturing and chert dike formation triggered by large meteorite impacts, ≈3.260 Ga, Barberton greenstone belt, South Africa, Geol. Soc. Am. Bull., 125, 894–912.
  257. Byerly, G.R., Lower, D.R. & Walsh, M.M. (1986). Stromatolites from the 3,300–3,500-Myr Swaziland Supergroup, Barberton Mountain Land, South Africa. Nature volume 319, pages489–491 (1986) [176].
  258. Een 'bedding' is de kleinste opdeling van een gesteente of afzetting. Het is een geologische formatie of stratigrafische gesteenteserie die wordt gekenmerkt door goed gedefinieerde scheidingsvlakken (beddingvlakken) die haar scheiden van bovenliggende en onderliggende lagen.
  259. 'Extrusie' is het opstijgen van vaste, vloeibare en gasvorminge materie uit de aardkorst.
  260. a b 'Vulkanoklastisch' betekent door een vulkaan uitgeworpen, bv. vulkanische assen, tufsteen, vulkanische sintels (korrelige stolsels die door een vulkaan uitgeworpen zijn), puimsteen en vulkanische bommen.
  261. Banks, H.P. (1964). Evolution and Plants of the Past. The MacMillan Press Ltd., 170 pp.
  262. a b Barghoorn, E.S., Schopf, J.W. (1967). Alga-like fossils from the early precambrian of South Africa. PubMed, National Library of Medicine, National Center for Biotechnology Information, 1967 Apr 28;156(3774):508-12 [177].
  263. Barghoorn, E.S., Schopf, J.W. (1966). Microorganisms three billion years old from the precambrian of South Africa. PubMed, National Library of Medicine, National Center for Biotechnology Information, 1966 May 6;152(3723):758-63 [178].
  264. Shatsky, V.S, Ragozin, A.L., Qin Wang, Wu, M. (2022). Evidence of Eoarchean crust beneath the Yakutian kimberlite province in the Siberian craton, Precambrian Research Volume 369, February 2022, 106512 [179].
  265. Sun, K., Zhang, L., Zhao, Z., He, F., He, S., WU, X., Qiu, L. & Ren, X. (2018). Episodic crustal growth in the Tanzania Craton: evidence from Nd isotope compositions. China Geology, Volume 1, Issue 2, June 2018, Pages 210-224 [180].
  266. Anorogenische of anhydrische granitische gesteenten worden gekenmerkt door een laag gehalte aan water en de afwezigheid van orogenetische of intermediaire tektonische structuur.
  267. Sugitani, K., Grey, K., Allwood, A., Nagaoka, T., Mimura, K., Minami, M., Marshall, C.P., Van Kranendonk, M.J., Walter, M.R. (2007). Diverse microstructures from Archaean chert from the Mount Goldsworthy–Mount Grant area, Pilbara Craton, Western Australia: microfossils, dubiofossil, or pseudofossils. Precambrian Res. 158, 228–262 [181].
  268. Sugitania, K., Grey, K., Nagaoka, T., Mimura, K., Walter, R.M. (2009). Taxonomy and biogenicity of Archaean spheroidal microfossils (ca. 3.0 Ga) from the Mount Goldsworthy–Mount Grant area in the northeastern Pilbara Craton, Western Australia. Precambrian Research Volume 173, Issues 1–4, September 2009, Pages 50-59 [182].
  269. 'Verkiezeling' is het resultaat van silica-neerslag afkomstig van bijvoorbeeld een silicieuze vloeistof uit een hydrothermale bron dat in organische resten dringt tijdens het fossilisatieproces.
  270. 'Synsedimentair' betekent 'tijdens de sedimentatie'.
  271. 'Amorfe koolstof' is vrije, reactieve koolstof zonder kristallijne structuur.
  272. a b In geochemie, paleoklimatologie en paleoceanografie is δ¹³C ('Delta-C-13') een isotopensignatuur, een maat voor de verhouding van stabiele isotopen ¹³C: ¹²C, uitgedrukt in delen per duizend.
  273. Simkin, T., Tilling, R.I., Vogt, P.R., Kirby, S.H., Kimberly, P. and Stewart, D.B.(2006). This dynamic Planet. World map of volcanoes, earthquakes, impact craters, and plate tectonics. Smithsonian Institution, U.S. Geological Survey, U.S. Naval Research Laboratory, Institute of Earth Sciences Jaume Almera, Spanish National Research Council [183][184].
  274. Schofield, D.I., Thomas, R.J., Goodenoug, K.M., De Waele, B., Pitfield, P.E.J., Key, R.M., Bauer, W., Walsh, G.J., Lidke, D.J., Ralison, A.V., Rabarimanana, M., Rafahatelo, J.M., Randriamananjarae, T. (2010). Geological evolution of the Antongil Craton, NE Madagascar. Precambrian Research, Volume 182, Issue 3, 1 October 2010, pp. 187-203 [185].
  275. a b Eriksson, P.G., Banerjee, S., Nelson, D.R., Rigby, M.J., Catuneanu, O., Sarkar, S., Roberts, J., Ruban, D., Mtmkulu, M.N., Sunder Raju, P.V. (2009). A Kaapval craton debate: Nucleus of an early small supercontinent or affected by an enhanced accretion event ? Gondwana Research 15, 354–372.
  276. a b Rogers, J.J.W., Santosh, M. (2003). Supercontinents in earth’s history. Gondwana Research 6, 357–368.
  277. Mahapatro, S.N., Pant, N., Bhowmik, S.K., Tripathy, A.K., Nanda, J. (2012). Archaean granulite facies metamorphism at the Singhbhum Craton-Eastern Ghats Mobile Belt interface: Implication for the Ur supercontinent assembly. March 2012, Geological Journal [186].
  278. Een 'platform' is in de geologie een continentaal gebied dat wordt bedekt door relatief vlakke of licht gekantelde, voornamelijk sedimentaire lagen boven geconsolideerde (verharde) stollingsgesteenten of metamorfe gesteenten (keldergesteenten) van een eerdere vervorming. Platforms, schilden en de keldergesteenten vormen samen kratons.
  279. Saha, L., Pant, N.C., Pati, J.K., Upadhyay, D., Berndt, J., Bhattacharya, A., Satynarayanan, M. (2011). NeoArchaean high‐pressure margarite–phengitic muscovite–chlorite corona mantled corundum in quartz‐freehigh‐Mg, Al phlogopite–chlorite schists from the Bundelkhand craton, North Central India. Contributions to Mineralogy and Petrology 116,511–530.
  280. Kopp, R.E., Kirschvink, J.L., Hilburn, I.A., Nash, C.Z. (2005). The Paleoproterozoic snowball Earth: A climate disaster triggered by the evolution of oxygenic photosynthesis. PNAS, August 1, 2005,| 102 (32) 11131-11136 [187].
  281. 35th International Geological Congress, 27 August-4 September 2016, Cape Town, South Africa : SOUTH AFRICA: THE PONGOLA SUPERGROUP [188].
  282. Met mudrock wordt een klasse fijnkorrelige siliciclastische sedimentaire gesteenten bedoeld zoals kleisteen, moddersteen (mudstone), siltsteen, schalie en leisteen. De meeste samenstellende partikels van mudrock zijn kleiner dan 1⁄16 mm. De verschillende mudrocksoorten lijken op elkaar, maar er zijn belangrijke verschillen in samenstelling en nomenclatuur.
  283. von Brunn, V., Gold, D.J.C. (1993). Diamictite in the Archaean Pongola sequence of southern Africa. Journal of African Earth Sciences (and the Middle East) Volume 16, Issue 3, April 1993, Pages 367-374 [189].
  284. Zerkle, A., Izon, G.J. & Claire, M. (2016). State of the Haze: The Causes and Consequences of a Hydrocarbon-rich Neoarchean Atmosphere. American Geophysical Union, Fall Meeting 2016, abstract #PP21D-03 [190].
  285. Vanderhaeghe, O. & Duchêne, S. (2010). Crustal-scale mass transfer, geotherm and topography atconvergent plate boundaries. Terra Nova, 22, 315–323, 2010 [191].
  286. 'Hooggradig' (Engels : high-grade) betekent aan grote druk en hoge temperaturen onderworpen geweest zijn.
  287. Monecke, T., Mercier-Langevin, P., Dubé, B., Frieman, B.M. (2017). Archean Base and Precious Metal Deposits, Southern Abitibi Greenstone Belt, Canada. Society of Economic Geologists, Inc., volume 19 [192].
  288. Thurston, P.C., Ayer, J.A., Goutier, J. and Hamilton, M.A. (2008). Depositional Gaps in Abitibi Greenstone Belt Stratigraphy: A Key to Exploration for Syngenetic Mineralization. Society of Economic Geologists, Inc. Economic Geology, v. 103, pp. 1097–1134 [193].
  289. 'Metallogenese' betreft de vorming van verschillende metaalertsen.
  290. 'Transversaal' betekent een richting hebbend loodrecht op een andere richting, of die andere richting onder een bijna rechte hoek snijdend.
  291. 'Syngenetisch' betekent gelijktijdig gevormd met het omringende nevengesteente. Bv. : syngenetische ertsafzettingen.
  292. Ludden, J.N. (1985). Volcanic environments of ore formation in the late Archaean Abitibi greenstone belt of Canada. Geol. Soc. Am., Abstr. Programs; (United States). Journal Volume: 17; Conference: 98. annual meeting of the Geological Society of America, Orlando, FL, USA, 28 Oct 1985 [194].
  293. 'Bitumen' is hoofdzakelijk een secundair product ontstaan uit de biologische afbraak van kerogeen tijdens diagenese. Geochemici definiëren kerogeen als de massafractie van organische materie dat in sedimentaire gesteenten bewaard gebleven is (Tissot & Welte, 1984. Petroleum Formation and Occurrence. Second ed. Springer, Berlin, 699 p.). Kerogeen is afgeleid van de afbraak en diagenese van oorspronkelijke plantaardige en dierlijke materie.
  294. Brocks, J.J., Buick, R., Summons, R.E. & Logan, G.A. (2003). A reconstruction of Archean biological diversity based on molecular fossils from the 2.78 to 2.45 billion-year-old Mount Bruce Supergroup, Hamersley Basin, Western Australia, Geochimica et Cosmochimica Acta, Volume 67, Issue 22, pages 4321-4335 [195].
  295. Hopaan is een natuurlijke chemische verbinding en wordt geclassificeerd als een triterpeen. Het vormt de centrale kern van een verscheidenheid aan andere chemische verbindingen die gezamenlijk bekend staan als hopanoïden.
  296. a b 'Methylhopanoïden' zijn organische verbindingen door bepaalde Bacteria samengesteld die, wanneer bewaard gebleven in sedimenten, fungeren als biomarkers (moleculaire fossielen) voor input van organische materie afkomstig van specifieke bacteriële bronnen.
  297. 'Methylotrofen' zijn een diverse groep micro-organismen die gereduceerde basale koolstofverbindingen, zoals methanol of methaan, kunnen gebruiken als de koolstofbron voor hun groei, en multikoolstofverbindingen die geen koolstof-koolstofbindingen bevatten, zoals dimethyl, ether en dimethylamine.
  298. Pearson, V., Daigneault, R. (2009). An Archean megacaldera complex : The Blake River Group, Abitibi Greenstone Belt. Precambrian Research, Volume 168, Issues 1–2, January 2009, Pages 66-82 [196].
  299. 'Synvulkanisch' betekent gevormd op het moment van vulkanische activiteit.
  300. Ringplooien of caldeiraplooien zijn plooien binnenin ingestorte vulkanische caldeira's en meteorietinslagkraters.
  301. 'Vulkanogeen' betekent gevormd als gevolg van vulkanische activiteit.
  302. 'Vms-ertsafzettingen' zijn een soort metaalsulfide-ertsafzettingen, voornamelijk bestaande uit koper en zink. Ze worden in verband gebracht met en gevormd door vulkanismegerelateerde hydrothermale processen in onderzeese omgevingen.
  303. Brocks, J.J., Logan, G.A., Buick, R., Summons, R.E. (1999). Archean Molecular Fossils and the Early Rise of Eukaryotes. Science 285, 1033-1036 (1999) [197].
  304. 'Hydrokoolstof' is een organische component die volledig uit waterstof en koolstof bestaat.
  305. Pesonen, L.J., Elming, S.-Å., Mertanen, S., Pisarevsky, S., D'Agrella-Filho, M.S., Meert, J.G., Schmidt, P.W., Abrahamsen, N., Bylund, G. (2003). Palaeomagnetic configuration of continents during the Proterozoic, Tectonophysics, Volume 375, Issues 1–4, pp. 289-324 [198].
  306. Lubninaa, N.V. and Slabunov, A.I. (2017). The Karelian Craton in the Structure of the Kenorland Supercontinent in the Neoarchean: New Paleomagnetic and Isotope Geochronology Data on Granulites of the Onega Complex. Moscow University Geology Bulletin, 2017, Vol. 72, No. 6, pp. 377–390 [199].
  307. Sumner, D.Y., Beukes, N.J. (2006). Sequence Stratigraphic Development of the Neoarchean Transvaal carbonate platform, Kaapvaal Craton, South Africa. Geological Society of South Africa. South African Journal of geology, 2006, volume 109, pp. 11-22. [200].
  308. 'Autochtoon' betekent hier 'ter plaatse gevormd'.
  309. 'Subtidaal' : de subtidale zone is de zeewaarts gelegen zone onder de laagwaterlijn die in principe altijd onder water staat en tot aan de continentale helling doorloopt.
  310. Dorland, H.C. (2004). Provenance Ages and Timing of Sedimentation of Selected Neoarchean and Paleoproterozoic Successions on the Kaapvaal Craton. Unpublished Ph.D. thesis, Rand Afrikaans University, Johannesburg, South Africa, 326pp.
  311. a b Een 'stratum' is een laag gesteente of een sedimentlaag dat door bepaalde lithologische eigenschappen van de aangrenzende lagen onderscheiden wordt door zichtbare beddingvlakken. Een 'bedding' is de kleinste opdeling van een gesteente of afzetting. Het is een geologische formatie of stratigrafische gesteenteserie die wordt gekenmerkt door goed gedefinieerde scheidingsvlakken (beddingvlakken) die haar scheiden van bovenliggende en onderliggende lagen.
  312. Engelse Wikipedia : Stratigraphic cycles/Divisions : Stratigraphic Cycle Orders [201].'
  313. Porta, G.D., Kenter, J.A.M. and Bahamonde, J.R. (2004). Depositional facies and stratal geometry of an Upper Carboniferous prograding and aggrading high-relief carbonate platform (Cantabrian Mountains, N Spain). Sedimentology, 51, 267-295.
  314. Stephens, N.P. and Sumner, D.Y. (2003). Famennian microbial reef facies, Napier and Oscar Ranges, Canning Basin, western Australia. Sedimentology, 50, 1283-1302.
  315. a b Sumner, D.Y. and Grotzinger, J.P. (2004). Implications for Neoarchaean ocean chemistry from primary carbonate mineralogy of the Campbellrand-Malmani Platform, South Africa. Sedimentology, 51,
  316. Pisani, D.,Poling, L.L., Lyons-Weiler, M. and Blair Hedges, S. (2004). The colonization of land by animals: molecular phylogeny and divergence times among arthropods. National Center for Biotechnology Information, National Library of Medicine [202].
  317. Wilmarth, M.G. (1925). The Geologic Time Classification of the United States Geological Survey Compared with Other Classifications. Department of the Interior, United States Geological Survey. Bulletin 769, pp. 31-32 [203].
  318. a b c Stanley, S.M. and Luczaj, J.A. (2015). Earth System History. New York: W.H. Freeman and Company. 608 pp.
  319. Een 'epicontinentale zee' is dat gedeelte van een zee dat op een continentale plaat ligt en de gedeelten die zich uitstrekken tot in het binnenland en die even ondiep zijn.
  320. 'Accretie' is op het onderzoeksterrein van de geologie het proces waarbij materie toegevoegd wordt aan een tektonische plaat in een subductiezone, dikwijls aan de randen van bestaande continentale landmassa's. De toegevoegde materie kan sediment zijn, vulkanische bogen, onderzeese bergen, oceanische korst, enz.
  321. Lyons, T.W., Reinhard, C.T., Planavsky, N.J. (2014). The rise of oxygen in Earth’s early ocean and atmosphere. Nature, 506 (2014), pp. 307-315 [204].
  322. Philippot, P., Ávila, J.N., Killingsworth, B.A., Tessalina, S., Baton, F., Caquineau, T., Muller, E., Pecoits, E., Cartigny, P., Lalonde, S.V., Ireland, T.R., Thomazo, C., van Kranendonk, M.J. & Busigny, V. (2018). Globally asynchronous sulphur isotope signals require re-definition of the Great Oxidation Event. Nat Commun 9, 2245 [205].
  323. Baumgartner, Raphael J.; Van Kranendonk, Martin J.; Wacey, David; Fiorentini, Marco L.; Saunders, Martin; Caruso, Stefano; Pages, Anais; Homann, Martin; Guagliardo, Paul (2019). "Nano−porous pyrite and organic matter in 3.5-billion-year-old stromatolites record primordial life". Geology. 47 (11): 1039–1043 [206].
  324. Schopf, J.W. (2006). "Fossil evidence of Archaean life". Philosophical Transactions of the Royal Society B: Biological Sciences. 361 (1470): 869–885 [207].
  325. Schirrmeister, B. E., de Vos, J.M., Antonelli, A., Bagheri, H.C. (2013). "Evolution of multicellularity coincided with increased diversification of cyanobacteria and the Great Oxidation Event". Proceedings of the National Academy of Sciences. 110 (5): 1791–1796 [208].
  326. Schmidt-Rohr, K. (2020). "Oxygen Is the High-Energy Molecule Powering Complex Multicellular Life: Fundamental Corrections to Traditional Bioenergetics". ACS Omega 5: 2221-2233 [209].
  327. Hodgskiss, M.S.W., Crockford, P.W., Peng, Y., Wing, B.A., Horner, T.J. (2019). "A productivity collapse to end Earth's Great Oxidation". PNAS. 116 (35): 17207–17212 [210].
  328. Een 'microfossiel' is een fossiel dat gewoonlijk tussen 0.001 mm and 1 mm groot is. De bestudering ervan vereist het gebruik van lichtmicroscopen of electronenmicroscopie.
  329. Catling, D.C., Kasting, J.F. (2017). Atmospheric Evolution on Inhabited and Lifeless Worlds. Cambridge: Cambridge University Press.
  330. Utsunomiya, S., Murakami, T., Nakada, M., Kasama, T. (2003). "Iron oxidation state of a 2.45 Byr-old paleosol developed on mafic volcanics". Geochimica et Cosmochimica Acta. 67 (2): 213–221 [211].
  331. Hofmann, A., Bekker, A., Rouxel, O., Rumble, D., Master, S. (2009). "Multiple sulphur and iron isotope composition of detrital pyrite in Archaean sedimentary rocks: A new tool for provenance analysis". Earth and Planetary Science Letters. 286 (3–4): 436–445 [212].
  332. a b Redbeds (of red beds) zijn sedimentaire gesteenten die karakteristiek samengesteld zijn uit siltsteen, zandsteen en schalie. De kleur is overwegend rood ten gevolge van de aanwezigheid van ijzeroxiden (IJzer(II)oxide (FeO), IJzer(III)oxide (Fe2O3), IJzer(II,III)oxide (Fe3O4)).
  333. Eriksson, P.G., Cheney, E. S. (1992). "Evidence for the transition to an oxygen-rich atmosphere during the evolution of red beds in the lower proterozoic sequences of southern Africa". Precambrian Research. 54 (2–4): 257–269 [213].
  334. Holland, H.D. (2006). The oxygenation of the atmosphere and oceans. Phil. Trans. Soc. B 361, 903–916 [214].
  335. Summons, R.E., Jahnke, L.L., Hope, J.M. & Logan, G.A. (1999). 2-Methylhopanoids as biomarkers for cyanobacterial oxygenic photosynthesis. Nature volume 400, pages554–557 (1999) [215].
  336. Goldblatt, C., Lenton, T. & Watson, A. (2006). Bistability of atmospheric oxygen and the Great Oxidation. Nature 443, 683–686 [216].
  337. Fischer, W.W., Hemp, J., Johnson, J.E. (2016). Evolution of oxygenic photosynthesis. Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 44 (2016), pp. 647-683 [217].
  338. Catling, D.C & Claire, M.W. (2005). How Earth's atmosphere evolved to an oxic state: A status report. Earth and Planetary Science Letters, Volume 237, Issues 1–2, 30 August 2005, Pages 1-20 [218].
  339. Holland, H.D. (2002). Volcanic gases, black smokers, and the great oxidation event. Geochimica et Cosmochimica Acta Volume 66, Issue 21, 1 November 2002, Pages 3811-3826 [219].
  340. Catling D.C., Zahnle K.J., McKay C.P. (2001). Biogenic methane, hydrogen escape, and the irreversible oxidation of early Earth. Science 293, p. 839 [220].
  341. Kasting, J.F. (2001). The Rise of Atmospheric Oxygen. Science 293, p. 819 [221].
  342. Flannery, D.T., Van Kranendonk, M.J., Mazumder, R. & Walter, M. (2014). The ca 2.74 Ga Mopoke Member, Kylena Formation: a marine incursion into the northern Fortescue Group? Australian Journal of Earth Sciences 61(8) [222].
  343. a b c Cloud, P. (1973). "Paleoecological Significance of the Banded Iron-Formation". Economic Geology. 68 (7): 1135–1143.
  344. a b c Trendall, A.F., Blockley, J.G. (2004). "Precambrian iron-formation". In Eriksson, P.G.; Altermann, W., Nelson, D.R., Mueller, W.U., Catuneanu, O. (eds.). Evolution of the Hydrosphere and Atmosphere. Developments in Precambrian Geology. Vol. 12. pp. 359–511 [223].
  345. Trendall, A.F. (1968). "Three Great Basins of Precambrian Banded Iron Formation Deposition: A Systematic Comparison". Geological Society of America Bulletin. 79 (11): 1527 [224].
  346. a b Cloud, P.E. (1968). "Atmospheric and Hydrospheric Evolution on the Primitive Earth". Science. 160 (3829): 729–736 [225].
  347. Cox, G.M., Halverson, G.P., Minarik, W.G., Le Heron, D.P., Macdonald, F.A., Bellefroid, E.J., Straus, J.V. (2013). "Neoproterozoic iron formation: An evaluation of its temporal, environmental and tectonic significance" [226].
  348. Slack, J.F., Cannon, W.F. (2009). "Extraterrestrial demise of banded iron formations 1.85 billion years ago". Geology. 37 (11): 1011–1014 [227].
  349. Lyons, T.W., Reinhard, C.T. (2009). "Early Earth: Oxygen for heavy-metal fans". Nature. 461 (7261): 179–81 [228].
  350. Hoffman, P.F., Kaufman, A.J., Halverson, G.P., Schrag, D.P. (1998). "A neoproterozoic snowball earth". Science. 281 (5381): 1342–6 [229].
  351. a b c Cui1, H., Kitajima1, K., Spicuzza, M.J., Fournelle, J.H., Ishida, A., Brown, P.E., Valley, J.W. (2018). Searching for the Great Oxidation Event in North America : A Reappraisal of the Huronian Supergroup by SIMS Sulfur Four-isotope Analysis. AstrobiologyVol. 18, No. 5 [230][231].
  352. a b c d Papineau, D., Mojzsis, S. J., and Schmitt, A. K. (2007). Multiple sulfur isotopes from Paleproterozoic Huronian interglacial sediments and the rise of atmospheric oxygen. Earth Planet Sci Lett 255:188-212.
  353. a b c 'Massa-onafhankelijke fractionering van isotopen' (Engels : MIF) verwijst naar elk chemisch of fysisch proces dat isotopen kan scheiden, waarbij de hoeveelheid scheiding niet evenredig is met het verschil in de massa's van de isotopen.
  354. a b c Er is sprake van 'massa-afhankelijke fractionering van isotopen' (Engels :MDF) wanneer de vastgestelde relatieve abundantie van deze isotopen sterk afwijkt van de massa's van de isotopen van deze van het referentiemateriaal.
  355. 'De chemische index van wijziging' (Engels : Chemical Index of Alteration (CIA)) geeft de kwantitatieve evaluatie weer van de verweringsgeschiedenis die in sedimenten en sedimentaire gesteenten opgeslagen is. De CIA werd in 1982 door Nesbitt & Young ingevoerd.
  356. 'Redox' staat voor elke chemische reactie waarbij het oxidatiegetal van het deelnemende element verandert.
  357. Bekker, A. (2014). Huronian Glaciation. In book: Encyclopedia of Astrobiology (pp.1-8)Edition: 2nd editionChapter: Huronian GlaciationPublisher: SpringerEditors: Gargaud, M, Irvine, W.M., Amils, R, Cleaves II, H.J., Pinti, D, Cernicharo Quintanilla, J, Rouan, D, Spohn, T, Tirard, S, Viso, M. [232].
  358. a b c Reuschel, M., Strauss, H. and Lepland, A. (2013). The End of Mass-Independent Fractionation of Sulphur Isotopes, in : Reading the Archive of Earth's Oxygenation, volume 3 : Global Events and the Fennoscandian Arctic Russia. p.1053-1054.
  359. Coleman, A.P. (1907). A lower Huronian ice age. Am. J. Sci. 23:187-192.
  360. Coleman, A.P. (1908). The lower Huronian ice age. J. Geol. 16:149-158.
  361. Williams G.E., and Schmidt P.W. (1997). Paleomagnetism of the Paleoproterozoic Gowganda and Lorrain formations, Ontario: low paleolatitude for Huronian glaciation. Earth and Planetary Science Letters, 153, 157–169 [233].
  362. Hill C., Corcoran P.L., Aranha R., and Longstaffe F.J. (2016). Microbially induced sedimentary structures in the Paleoproterozoic, upper Huronian Supergroup, Canada. Precambrian Research, 281, 155–165 [234].
  363. Ketchum K.Y., Heaman L.M., Bennett G., and Hughes D.J. (2013). Age, petrogenesis and tectonic setting of the Thessalon volcanic rocks, Huronian Supergroup, Canada. Precambrian Research, 233, 144–172 [235].
  364. Dutkiewicz A., Volk H., George S.C., Ridley J., and Buick R. (2006). Biomarkers from Huronian oil-bearing fluid inclusions: an uncontaminated record of life before the Great Oxidation Event. Geology, 34, 437–440 [236].
  365. Goto K.T., Sekine Y., Suzuki K., Tajika E., Senda R., Nozaki T., Tada R., Goto K., Yamamoto S., and Maruoka T. (2013). Redox conditions in the atmosphere and shallow-marine environments during the first Huronian deglaciation: Insights from Os isotopes and redox-sensitive elements. Earth and Planetary Science Letters, 376, 145–154 [237].
  366. Sekine Y., Tajika E., Tada R., Hirai T., Goto K.T., Kuwatani T., Goto K., Yamamoto S., Tachibana S., and Isozaki Y. (2011b). Manganese enrichment in the Gowganda Formation of the Huronian Supergroup: A highly oxidizing shallow-marine environment after the last Huronian glaciation. Earth and Planetary Science Letters, 307, 201–210 [238].
  367. Miall, A.D. (1983). Glaciomarine sedimentation in the Gowganda Formation (Huronian), northern Ontario. J. Sediment Res. 53:477-491.
  368. Young, G.M. (1981a). Diamictites of the early Proterozoïc Ramsey Lake and Bruce Formations, north shore of Lake Huron, Ontario, Canada. In: Hambrey MJ, Harland, W.B (eds). Earth's Pleistocene glacial record. Cambridge University Press, Cambridge. pp 813-816.
  369. Young, G.M. (1981b). The early Proterozoïc Gowganda Formation, Ontario, Canada. In: Hambrey MJ, Harland, W.B (eds). Earth's Pleistocene glacial record. Cambridge University Press, Cambridge. pp 807-812.
  370. Melezhik, V.A., Young, G.M., Eriksson, P.G., Altermann, W., Kump, L.R. and Lepland, A. (2013). Huronian-Age Glaciation, in : Reading the Archive of Earth's Oxygenation, volume 3 : Global Events and the Fennoscandian Arctic Russia. p.1059.
  371. a b c Papineau, D., Mojzsis, S.J., Coath, C.D. & Karhu, J. (2005). Multiple sulfur isotopes of sulfides from sediments in the aftermath of Paleoproterozoic glaciations. November 2005Geochimica et Cosmochimica Acta 69(21):5033-5060 [239].
  372. 'Autogeen' betekent 'uit zichzelf, vanzelf plaatsvindend, vanzelf gebeurend'.
  373. De 'δ34S waarde' (uitgesproken delta 34 S) is een gestandardiseerde methode voor het rapporteren van metingen van de verhouding van twee stabiele isotopen zwavel, 34S:32S, in een monster ten opzichte van de equivalente verhouding in een bekende referentiestandaard.
  374. Pavlov, A.A. & Kasting, J.F. (2002). Mass-Independent Fractionation of Sulfur Isotopes in Archean Sediments: Strong Evidence for an Anoxic Archean Atmosphere. February 2002Astrobiology 2(1):27-41 [240].
  375. Guo, Q., Strauss, H., Kaufman, A.J., Schröder, S., Gutzmer, J., Wing, B., Baker, M.A., Bekker, A., Jin, Q., Kim, S. & Farquhar, J. (2009). Reconstructing Earth's surface oxidation across the Archean-Proterozoic transition. Geology (2009) 37 (5): 399–402 [241].
  376. a b 'Aeromagnetisme' is een geofysische onderzoeksmethode die gebruikt wordt voor geologische cartering en petroleum- en mijnexploratie. Het bestaat uit het meten van het bovengronds magnetisch veld vanuit een vliegtuig om informatie te verkrijgen over de onderliggende gesteenten.
  377. a b Erickson T.M., Kirkland C.L., Timms N.E., Cavosie A.J., Davison T.M. (2020). Precise radiometric age establishes Yarrabubba, Western Australia, as Earth's oldest recognised meteorite impact structure. Nat Commun. 2020;11(1):300. Published 2020 Jan 21 [242].
  378. 'Totale magnetische intensiteit' is het meetresultaat door een magnetometer nadat een model van het normale magnetische veld van de aarde is verwijderd. Het is over het algemeen een weerspiegeling van de gemiddelde magnetische gevoeligheid van uitgestrekte, grootschalige geologische structuren.
  379. Shatter cones zijn zeldzame geologische kenmerken die zich enkel in het gesteente onder meteorietinslagkraters vormen of bij ondergrondse kernexplosies. Ze tonen aan dat het gesteente onderworpen werd aan schokgolven met druk in de ordegrootte van 2 tot 30 GPa (gigapascal.
  380. a b Ohmoto, H. (1996). Evidence in pre-2.2 Ga paleosols for the early evolution of atmospheric oxygen and terrestrial biota. Geology. 1996 Dec;24(12):1135-8.
  381. a b Holland, H.D., Rye, R. (1998). Paleosols and the evolution of atmospheric oxygen: a critical review. Am J Sci. 1998 Oct;298(8):621-72 [243].