El Neoarqueano ( / ˌ n iː oʊ . ɑːr ˈ k iː ə n / NEE -oh-ar- KEE -ən ; también escrito Neoarqueano ) es la última era geológica del Eón Arcaico que se extiende desde hace 2800 a 2500 millones de años: el El período se define cronométricamente y no hace referencia a un nivel específico en una sección de roca en la Tierra . La era está marcada por importantes avances en la vida compleja y la formación continental.
Esta era vio el aumento de oxígeno en la atmósfera después de que la fotosíntesis oxigénica evolucionara en las cianobacterias ya en la era Mesoarqueana . Los cambios ambientales que ocurrieron en el Neoarqueano, como el desarrollo de la composición atmosférica y del suelo, diferenciaron drásticamente la era de otras en su estímulo a la evolución y diversificación de los metabolismos microbianos . [1] La época también podría haber visto moléculas orgánicas prebióticas traídas a la Tierra a través de meteoritos , cometas o reacciones abióticas. El crecimiento de la corteza continental juvenil , así como el inicio de la tectónica de placas en el Arcaico, permitieron la colonización de una mayor variedad de nichos por microorganismos al aumentar el número de tipos de rocas presentes y, por lo tanto, aumentar la diversidad química de la superficie. [1] Algunos metabolismos destacados pudieron prosperar debido a cambios en la disponibilidad de ciertos metales, mientras que otros enfrentaron hambrunas: un aumento en el cobre presente en el medio ambiente en el Neoarqueano probablemente favoreció los metabolismos aeróbicos .
La fotosíntesis oxigenada puede haber estado limitada anteriormente en la era Arcaica debido a la falta de fósforo derivada del pobre reciclaje biológico en condiciones anaeróbicas . Este problema se alivió en el Neoarqueano con la abundancia de fósforo en las rocas magmáticas , que cuando se combina con otras geodinámicas en evolución, como el aumento del entierro de materia orgánica y estados oxidativos más elevados en el azufre volcánico y el hierro magmático, contribuyeron a una gran acumulación de oxígeno en la atmósfera. que condujo al Gran Evento de Oxidación en la era Paleoproterozoica . [1]
La evidencia más temprana de oxidación microbiana del azufre , que data de aproximadamente 2,52 Ga, proviene de la Formación Gamohaan de Sudáfrica, y revela que las bacterias oxidantes del azufre habían evolucionado antes del Gran Evento de Oxidación. [2]
Se propone que durante esta era, el supercontinente Kenorland se formó hace unos 2.700 millones de años. [3] Kenorland es de particular interés debido a que contiene depósitos de sulfuro masivo , oro y uranio alojados en volcanes que se encuentran en el Escudo Canadiense . Con nuevas investigaciones, la validez de Kenorland ha sido cuestionada a favor de otras propuestas de supercontinentes neoarqueanos, Superia o Vaalbara . [3] El conocimiento geológico mejorado sugiere que una parte de Kenorland, específicamente la provincia de Churchill , fue en cambio un desarrollo continental que se formó después de la era Neoarqueana, Nuna , hace más de 1.900 millones de años. [3] Este desafío a la reconstrucción se basa en una investigación que estudia la cubierta Paleoproterozoica del norte de Kenorland, así como la sutura entre los cratones Rae y Hearne .
El ciclo del supercontinente se puede estudiar a través de patrones que describen cómo la corteza terrestre y sus depósitos minerales se conservaron a lo largo del tiempo desde Pangea . [3] La tectónica de placas, habiéndose desarrollado anteriormente en el eón Arcaico, [1] produjo la fuerza necesaria para el metamorfismo y la actividad magmática que contribuyeron en gran medida a estos cambios continentales. [3] La investigación sobre cómo los supercontinentes se separaron y combinaron en diferentes configuraciones está involucrada en la vinculación de procesos a nivel de superficie y en el interior profundo, así como en la evaluación de modelos contrastantes de la actividad geodinámica del Paleoproterozoico temprano. [3]
