Breve Lezione di Scienze della Terra - La Tettonica delle Placche

tettònica (o tectònica) s. f. [dal gr. τεκτονική (τέχνη) «arte del costruire», e questo dall'agg. τεκτονικός: v. tettonico].

La tettonica delle placche è una teoria scientifica che spiega come la crosta terrestre è divisa in diverse placche che si muovono nel corso del tempo. Questo movimento delle placche causa una serie di fenomeni geologici, come terremoti, vulcani, formazione di catene montuose e la creazione di grandi bacini oceanici. 

Le placche litosferiche, che includono la crosta terrestre superiore e la parte superiore del mantello, sono rigide e galleggiano sulla vischiosa astenosfera sottostante. Esistono sette principali placche litosferiche: la placca nordamericana, la placca sudamericana, la placca africana, la placca eurasiatica, la placca indo-australiana, la placca antartica e la placca pacifica. Ci sono anche alcune placche più piccole, come la placca caraibica e la placca delle Filippine.

I movimenti delle placche possono essere di tre tipi principali:

1. Convergenza: quando due placche si muovono l'una verso l'altra. Ci sono tre tipi di confini convergenti:

Placche convergenti (Crosta continentale e crosta continentale)

Quando due placche continentali si scontrano lungo un margine convergente, si verifica un processo noto come convergenza delle placche continentali. Questa interazione può avere conseguenze significative sulla geologia e sulla morfologia del terreno.

Durante il processo di collisione, le due placche continentali si spingono l'una contro l'altra. A causa della natura meno densa della crosta continentale rispetto alla crosta oceanica, le placche non subduciranno, ma formeranno invece un margine di convergenza compressivo.

Le conseguenze principali dell'interazione tra due placche continentali sono:

1. Orogenesi e formazione di catene montuose: La collisione delle due placche continentali provoca una compressione delle rocce lungo il margine di convergenza. Questa compressione può portare alla deformazione delle rocce e alla formazione di pieghe, faglie e zone di frattura. Nel corso di milioni di anni, questa compressione continua può innescare l'orogenesi, il processo di formazione di catene montuose. Un esempio noto è la formazione delle Montagne dell'Himalaya, dove la collisione tra la placca indiana e la placca eurasiatica ha portato all'elevazione delle più alte montagne del mondo.

2. Terremoti: Durante la collisione tra due placche continentali, l'accumulo di stress lungo il margine di convergenza può portare a terremoti di notevole magnitudo. Questi terremoti sono generalmente causati dalla rottura delle rocce lungo le faglie e le zone di frattura, liberando l'energia accumulata durante la compressione.

3. Sollevamento e formazione di bacini sedimentari: Durante la collisione, la crosta continentale può subire un sollevamento in risposta alla compressione. Ciò può portare alla formazione di rilievi montuosi e alture. Allo stesso tempo, nelle aree circostanti ai rilievi montuosi, possono formarsi bacini sedimentari, dove i sedimenti erosi dalle montagne vengono depositati. Questi bacini sedimentari possono contenere depositi di carbone, petrolio o gas naturale.

La collisione tra due placche continentali è un processo geologico complesso che può richiedere milioni di anni per svilupparsi completamente. Durante questo tempo, le forze compressive e i movimenti delle placche possono portare a profondi cambiamenti nel paesaggio e nella morfologia del terreno, dando luogo alla formazione di spettacolari catene montuose e alla creazione di nuovi ambienti geologici.

Placche convergenti (Crosta oceanica e crosta continentale).

   Quando una placca continentale e una placca oceanica si scontrano lungo un margine convergente, si verifica un processo noto come convergenza delle placche oceanico-continentali. Questa interazione può avere diverse conseguenze geologiche significative:

1. Subduzione della placca oceanica: La placca oceanica, essendo più densa della placca continentale, si subduce, o sprofonda, sotto la placca continentale. Questo avviene perché la crosta oceanica è più sottile e più pesante rispetto alla crosta continentale. Durante la subduzione, la placca oceanica viene spinta verso il basso nella zona di subduzione, chiamata fossa oceanica.

2. Formazione di un arco insulare: Lungo il margine della placca continentale, si forma un arco insulare, noto come arco vulcanico. Questo arco insulare è composto da una serie di vulcani attivi che si sviluppano grazie all'attività vulcanica associata al processo di subduzione. L'acqua contenuta nella placca subdotta si libera e si mescola con il mantello sovrastante, creando magma che risale attraverso la crosta continentale e alimenta i vulcani. Un esempio famoso di arco vulcanico è l'Arco delle Aleutine nell'Oceano Pacifico settentrionale.

3. Piegatura e deformazione della crosta continentale: Durante il processo di collisione, la placca continentale subisce una compressione e viene piegata e deformata. Ciò può portare alla formazione di catene montuose e pieghe nella crosta terrestre. Un famoso esempio di ciò è l'orogenesi dell'Himalaya, dove la collisione tra la placca indiana e la placca eurasiatica ha portato alla formazione delle imponenti montagne dell'Himalaya.

4. Terremoti: L'interazione tra la placca continentale e la placca oceanica può generare terremoti di notevole magnitudo. Durante il processo di subduzione, l'accumulo di energia lungo la zona di subduzione può causare terremoti potenti e distruttivi.

La collisione tra una placca continentale e una placca oceanica può portare a un significativo cambiamento nella geologia della regione coinvolta, con la formazione di catene montuose, vulcani e deformazioni della crosta terrestre. Questi processi geologici possono avere un impatto significativo sulla morfologia del paesaggio e sulla vita nella regione coinvolta.

Placche convergenti (Crosta oceanica e crosta oceanica)

Quando due placche oceaniche si scontrano, si verifica un processo noto come subduzione, in cui una placca oceanica si immerge sotto l'altra. Questo tipo di interazione si verifica tipicamente lungo i margini convergenti delle placche.

Durante la subduzione, la placca più densa e più vecchia si spinge verso il basso nella zona di subduzione, chiamata fossa oceanica. Questa placca subdotta si immerge nella parte inferiore del mantello terrestre, chiamato mantello superiore, dove viene gradualmente riassorbita. Nel frattempo, la placca sopraelevata, chiamata placca sovrastante, si deforma e si piega, formando una catena di vulcani lungo il bordo della fossa oceanica.

L'interazione tra le due placche oceaniche durante la subduzione ha diverse conseguenze:

1. Formazione di fossa oceanica: La zona di subduzione delle placche oceaniche può creare fossati oceanici profondi. Questi sono i punti più bassi dei fondali oceanici, come ad esempio la Fossa delle Marianne nell'Oceano Pacifico, che raggiunge una profondità di oltre 10.000 metri.

2. Attività vulcanica: Lungo il margine della placca sovrastante, si formano vulcani, spesso in una serie di isole vulcaniche arcuate chiamate arcipelaghi vulcanici. L'acqua contenuta nella placca subdotta viene rilasciata durante il processo di subduzione e si mescola con il mantello sovrastante, abbassando il punto di fusione del materiale. Ciò può portare alla formazione di magma che risale attraverso la placca sovrastante, dando origine a vulcani. Un esempio di questo processo è l'arco delle Isole Aleutine nell'Oceano Pacifico settentrionale.

3. Terremoti: Durante la subduzione, si verificano anche terremoti di grande magnitudo. Questi sono causati dalla liberazione di energia accumulata quando le placche si muovono e si bloccano a causa dell'attrito lungo la zona di subduzione. I terremoti associati alla subduzione delle placche oceaniche possono essere molto potenti e possono avere effetti distruttivi su vasta scala.

La subduzione delle placche oceaniche è un processo cruciale nell'evoluzione della superficie terrestre. Attraverso questo processo, l'oceano si riduce e si formano catene montuose, vulcani e fossati oceanici profondi. È uno dei meccanismi chiave che contribuiscono alla continua evoluzione della crosta terrestre.

1- Astenosfera; 2- Litosfera; 3- Punto caldo; 4- Crosta oceanica; 5- Placca in subduzione; 6- Crosta continentale; 7- Zona di rift continentale (Nuovo margine di placca); 8- Placca a margine convergente; 9- Placca a margine divergente; 10- Placca a margine trasforme; 11- Vulcano a scudo; 12- Dorsale oceanica; 13- Margine di placca convergente; 14- Strato vulcano; 15- Arco isola; 16- Placca; 17- Astenosfera; 18- Fossa

Quando due placche tettoniche sono divergenti lungo un margine divergente, si verifica un processo noto come divergenza delle placche. Questo tipo di interazione è caratterizzato dal movimento delle placche lontano l'una dall'altra, creando spazio tra di esse. Ciò porta alla formazione di nuova crosta terrestre.

Le principali conseguenze dell'interazione tra due placche divergenti sono:

1. Rift continentale: Se la divergenza si verifica all'interno di una placca continentale, può verificarsi un processo chiamato rifting continentale. Durante il rifting, la crosta continentale si inizia a separare, formando una zona di debolezza. Questa zona di debolezza può portare alla formazione di una faglia di scorrimento e alla creazione di una fossa tettonica. Nel corso del tempo, il rifting può portare alla formazione di una valle allungata e stretta con la presenza di un bacino sedimentario. L'Eastafrican Rift Valley è un esempio famoso di un sistema di rifting continentale in corso.

2. Dorsale oceanica: Se la divergenza si verifica all'interno di un oceano, si forma una dorsale oceanica, che è una catena montuosa sottomarina. Lungo la dorsale oceanica, il magma risale dal mantello terrestre, riempiendo lo spazio creato dalla separazione delle placche. Questo magma si solidifica e forma nuova crosta oceanica. La dorsale oceanica più conosciuta è quella dell'Atlantico, che attraversa l'oceano Atlantico.

3. Attività vulcanica: La separazione delle placche e il riemergere del magma lungo una dorsale oceanica o una faglia di rifting possono portare all'attività vulcanica. Il magma risalente può raggiungere la superficie terrestre e formare nuovi vulcani. Questi vulcani sono generalmente di tipo effusivo, con l'eruzione di lava basaltica fluida. Un esempio di attività vulcanica associata alla divergenza delle placche è l'eruzione dell'Etna in Sicilia, che è situata lungo la faglia di rifting nel Mar Mediterraneo.

4. Formazione di nuovi fondali oceanici: La divergenza delle placche oceaniche porta alla creazione di nuovo fondale oceanico. Man mano che le placche si allontanano l'una dall'altra, il magma risalente forma nuove rocce vulcaniche che si accumulano e si solidificano, creando una nuova crosta oceanica. Questo processo contribuisce all'allargamento degli oceani e all'aumento delle dimensioni dei bacini oceanici nel corso del tempo geologico.

La divergenza delle placche è un processo fondamentale nella tettonica delle placche ed è responsabile della formazione di nuove caratteristiche geologiche sulla Terra. L'allontanamento delle placche, la formazione di dorsali oceaniche e l'attività vulcanica associata sono aspetti significativi dell'evoluzione e della dinamica della crosta terrestre.

La faglia di Sant'Andrea in California

Quando due placche scorrono una rispetto all'altra lungo un margine trasforme, si verifica un processo noto come trasformazione delle placche. Questo tipo di interazione è caratterizzato da un movimento orizzontale delle placche lungo una faglia di scorrimento.

Le principali conseguenze dell'interazione tra due placche lungo un margine trasforme sono:

1. Terremoti: La faglia di scorrimento, lungo la quale le placche si sfregano l'una contro l'altra, accumula energia a causa dello sfregamento e dell'attrito. Quando l'energia accumulata supera la resistenza delle rocce lungo la faglia, viene rilasciata sotto forma di terremoti. I terremoti lungo i margini trasformi possono essere di notevole magnitudo e avere effetti significativi sulle aree circostanti.

2. Deformazione e fratturazione delle rocce: A causa delle forze di attrito e delle tensioni lungo la faglia di scorrimento, le rocce lungo il margine trasforme possono subire deformazioni e fratturazioni. Ciò può portare alla formazione di fratture e zone di frattura, che possono essere visibili sulla superficie terrestre.

3. Creazione di linee di faglia: Il movimento delle placche lungo una faglia di scorrimento può creare linee di faglia, che sono caratteristiche geologiche lunghe e strette dove le rocce si sono fratturate e si sono spostate l'una rispetto all'altra. Un esempio noto di linea di faglia è la Faglia di Sant'Andrea in California, dove la placca pacifica e la placca nordamericana si muovono orizzontalmente l'una rispetto all'altra.

4. Nessuna creazione o distruzione di crosta: A differenza dei margini convergenti o divergenti, dove la crosta terrestre viene creata o distrutta, lungo un margine trasforme non si verifica né la creazione né la distruzione di crosta. Invece, le placche scorrono semplicemente l'una rispetto all'altra.

Le faglie di scorrimento trasformi sono spesso responsabili dei terremoti lungo i margini delle placche tettoniche. Sono importanti nell'interpretazione della dinamica delle placche e nel monitoraggio delle attività sismiche.

Breve Lezione di Scienze della Terra - Le Orogenesi - La formazione delle Montagne

La catena montuosa Himalayana vista dallo spazio

Orogèneṡi s. f. [comp. di oro-2 e -genesi]. – In geologia, l’insieme dei processi e dei fenomeni geodinamici (sedimentarî, magmatici, tettonici) che danno luogo alla formazione delle catene montuose.

Fonte Treccani

L'orogenesi (dal greco antico ὄρος, «rilievo, montagna» e γένεσις, «origine, causa produttiva») indica in geologia il processo di formazione di un rilievo montuoso. 

Nel linguaggio geologico, il termine si riferisce alla formazione degli orogeni, derivanti da masse rocciose che hanno subito una deformazione tettonica, per prevalenza di spinte laterali, arrivando ad impilarsi creando una catena montuosa.

Fonte Wikipedia

Le Orogenesi

Breve Lezione di Biologia - Il brodo primordiale - Esperimento di Miller-Urey sull'origine delle Biomolecole

Il brodo primordiale, noto anche come brodo prebiotico, è un ipotetico ambiente ancestrale nel quale, si pensa, possano essere avvenuti gli eventi chimico-fisici che avrebbero poi dato origine alla vita sulla terra. Dal punto di vista chimico, il brodo primordiale altro non sarebbe che una miscela acquosa di sali inorganici e vari composti chimici semplici a base di carbonio, idrogeno, ossigeno e azoto, sia di natura organica (idrocarburi, amminoacidi, acidi carbossilici, brevi polimeri) che inorganica (ammoniaca, anidride carbonica).

Prima della comparsa della vita, l'atmosfera terrestre era prevalentemente costituita da azoto, anidride carbonica, vapore acqueo e pochi altri gas, mentre l'idrosfera era caratterizzata quasi esclusivamente da acqua allo stato liquido, considerando le elevate temperature del "giovane" pianeta terra. Sotto l'azione di fonti di energia libera quali i raggi ultravioletti solari e le scariche elettriche dei primi temporali, i gas atmosferici e le sostanze presenti negli oceani avrebbero dato luogo ad una serie di reazioni chimiche con la conseguente formazione delle prime molecole complesse. Tali molecole si sarebbero quindi accumulate in grande quantità negli oceani, dal momento che l'assenza di ossigeno e di qualsiasi organismo in grado di metabolizzarle ne limitava significativamente il degrado (attualmente, un terreno di coltura con le caratteristiche del brodo primordiale, abbandonato in natura, verrebbe rapidamente ossidato e metabolizzato). In questo ambiente ancestrale, con dinamiche ancora oggi non del tutto chiare, si sarebbero formati i primi agglomerati di molecole organiche abbastanza complessi da poter essere definiti cellule.

L'esperimento di Miller-Urey rappresenta la prima dimostrazione che le molecole organiche si possono formare spontaneamente, nelle giuste condizioni ambientali, a partire da sostanze inorganiche più semplici. L'esperimento portò di fatto alla formazione di una miscela organica aventi le caratteristiche chimiche del "brodo primordiale". L'esperimento fu condotto nel 1953 da Stanley Miller e dal suo docente, Harold Urey, per dimostrare la teoria di Oparin e Haldane, i quali ipotizzavano che le condizioni della Terra primordiale avessero favorito reazioni chimiche conducenti alla formazione di composti organici a partire da componenti inorganiche.

Dinosauri: L'Allosauro - Giurassico (Kimmeridgiano - Titoniano inf.)

L'Allosaurus (dal prefisso greco ἅλλο-, állo-, bizzarro, diverso e dal sostantivo σαῦρος, sáuros, lucertola, rettile, cioè lucertola bizzarra) era un teropode carnosauro lungo circa 9-12 metri, alto 3,75 metri alla spalla e pesante 4,5 tonnellate circa, vissuto sul finire del Giurassico superiore 140-156 milioni di anni fa.
Nonostante la sua mole, doveva essere molto agile e veloce oltre ad essere uno dei carnivori più grossi di quel periodo, riuscendo ad andare a caccia anche di sauropodi.

Dimensioni di alcuni esemplari di Allosaurs e di Epanterias (suo possibile sinonimo), a confronto con un essere umano.

Per questo è chiamato "il leone del giurassico". Il nome della specie deriva dalla differente conformazione delle vertebre rispetto a quella di altri dinosauri, che, per la loro leggerezza, gli valsero anche l'epiteto fragilis.
A quanto si può arguire dalle testimonianze fossili questi enormi carnivori erano ben adattati alla caccia, come i maggiori predatori attuali. Sono state trovate molte ossa di Apatosaurus che recavano chiarissime tracce dei denti degli allosauri, testimonianza dell'aggressività e della voracità di quei feroci rettili.

Ricostruzione dell'Allosauro in un parco

Geologia: Orogenesi Alpina

Carta delle catene montuose formatesi a causa dell'orogenesi alpina.

L'orogenesi alpina è un processo di formazione orogenetica iniziatosi nel tardo Mesozoico e proseguito nel Cenozoico ed è all'origine della catena Alpino-Himalayana.

Questa orogenesi è stata causata dalla chiusura dell'oceano Tetide in seguito alla risalita verso nord dell'Africa, dell'Arabia e del Subcontinente indiano verso l'Eurasia.

Con la collisione delle masse continentali si sono formate numerose catene montuose che andarono a costituire la catena Alpino-Himalayana, estesa dal Marocco nell'Africa settentrionale e preseguente fino alla penisola indocinese. Queste catene si estendono nell'Africa del nord, in Europa ed attraversano tutto il bordo meridionale dell'Asia.

Mappa tettonica dell'Europa meridionale e Medio Oriente con la formazione delle catene montuose.

Per saperne di più: https://it.wikipedia.org/wiki/Orogenesi_alpina

L'Oceano Tetide - Un oceano scomparso

L'Oceano Tetide (o semplicemente Tetide) era un braccio oceanico disposto in senso Est-Ovest che, nei tempi geologici compresi tra il Permiano ed il Miocene separava l'Africa settentrionale dall'Europa e dall'Asia.
L'apertura dell'Oceano Tetide avvenne circa 250 milioni di anni fa, tra il Permiano ed il Triassico inferiore e portò alla separazione tra un blocco continentale settentrionale (Laurasia) ed uno meridionale (Gondwana). L'allontanamento delle due parti del Pangea proseguì fino al Giurassico, quando i movimenti delle placche tettoniche si invertirono ed iniziò una contrazione dell'Oceano Tetide stesso.
Il movimento dell'Africa era solidale con quello della placca adriatica, che forse ne rappresentava una parte settentrionale. La collisione della placca adriatica con il continente europeo chiuse la Tetide nella regione centrale del Mediterraneo, dando origine alla catena montuosa delle Alpi. A completare la chiusura della Tetide, l'India, staccatasi dal continente meridionale di Gondwana durante il Giurassico, si scontrò con l'Asia dando origine alla catena himalayana.
Il nome deriva dalla dea greca Teti (Τηθύς), sorella e moglie di Oceano e madre di svariate divinità fluviali e sorgive.

Rappresentazione della Terra all'inizio del Triassico. È visibile la presenza di un supercontinente, la Pangea, che comprendeva la maggior parte delle masse continentali odierne, e l'oceano tetideo suddiviso in Neotetide (con crosta oceanica in espansione) e Paleotetide (originatasi nel Paleozoico e ora in fase di chiusura), bordata a nord e a est da zone di subduzione attiva della crosta oceanica sotto la placca continentale euro-asiatica. Stampfli e Borel, 2002. Modificato.

Rappresentazione della Terra al passaggio Ladinico-Carnico. Prosegue l'espansione della Neotetide e le micro-placche cimmeriche si avvicinano al margine settentrionale della Paleotetide, ormai molto ridotta. La subduzione di crosta oceanica al margine occidentale della Paleotetide è probabilmente all'origine di un vulcanismo di arco nell'area delle attuali Alpi Meridionali. Nel settore nord-occidentale della Tetide si individuano nuovi piccoli bacini oceanici in fase di espansione. Un sistema di rift attivo interessa l'area corrispondente alla micro-placca Adria almeno dal Triassico Medio. Stampfli e Borel, 2002. Modificato.

Rappresentazione della Terra al passaggio Retico-Hettangiano (Giurassico Inferiore). È avvenuta la collisione tra le micro-placche cimmeriche e il margine meridionale di Laurasia, con le prime fasi dell'orogenesi cimmerica. Inizia la subduzione della crosta oceanica della Neotetide. Persistono e si espandono ancora nel settore nord-occidentale della Tetide i piccoli bacini oceanici originatisi nel Trias Medio. Si attiva il rift del Nord Atlantico e inizia la separazione tra Laurasia e Gondwana; la micro-placca Adria è attivamente interessata da fasi tettoniche distensive in conseguenza dell'incipiente apertura della Tetide alpina. Stampfli e Borel, 2002. Modificato.

Banded Iron Bed

Questa foto mostra un blocco roccioso vecchio di 2,1 miliardi di anni, contenente orizzonti ferriferi a bande, pesa circa 8,5 tonnellate. Approssimatamente il blocco è alto due metri, largo tre e spesso un metro, fu trovato in Nord America e appartiene al Museo Nazionale di Mineralogia e Geologia a Dresda, in Germania. La roccia è situata a latitudine +51°2'34.84" N e longitudine +13°45'26.67" E.

I banded iron bed (letteralmente "orizzonti ferriferi a bande") sono un tipo di roccia sedimentaria caratteristico di sedimenti estremamente antichi risalenti al Precambriano. Queste rocce sono costituite da alternanze di orizzonti ricchi in ferro ossidato, magnetite (Fe3O4) o ematite (Fe2O3), alternati a letti di selce e argilla. L'industria siderurgica ha iniziato ad interessarsi a queste rocce per l'estrazione del ferro durante la seconda guerra mondiale. Queste rocce sono chiamate taconiti dagli ingegneri minerari.

Il nome è anche distintivo di una formazione ubiquitaria nei sedimenti dell'Adeano e dell'Eoarcheano, denominata banded iron formation ("formazione ferrifera a bande" in inglese), abbreviato in BIF, ma non bisogna confondere la formazione con la roccia: questo tipo di sedimenti si rinviene, seppur con frequenza minore, ben oltre il Mesoproterozoico.

Formazioni BIF ora parte del letto di un fiume.

Si ritiene che queste rocce siano la testimonianza della precipitazione di ossidi ferrosi in seguito al rilascio di ossigeno da parte dei primi cianobatteri fotosintetici: l'acqua, sotto forma di pioggia lisciviò, attraverso processi di alterazione ed erosione, parte del ferro presente nei pirosseni e nell'olivina dei basalti sin dagli inizi della storia della Terra (4,5 miliardi di anni fa). Gli organismi fotosintetici comparvero successivamente e iniziarono ad arricchire l'atmosfera e gli oceani di ossigeno fino al punto di innescare l'abbondante precipitazione di ossidi, secondo la seguente reazione chimica: 4FeO (acqua) + O2 (acqua) → 2Fe2O3 (solido)

Banded Iron Formation specimen from Upper Michigan.

L'intercalazione ritmica di selce o argille con l'ematite non è di facile spiegazione: alcune ipotesi propongono una "stagionalità" nella produzione di ossigeno, altre propongono altre ciclicità (orbitali ad esempio) per giustificare la stasi nell'ossidazione. Nelle epoche successive al Mesoproterozoico l'atmosfera aveva ormai raggiunto un contenuto di ossigeno simile a quello attuale e pertanto non è facile spiegarne l'esistenza in sedimenti più giovani. Un'ipotesi potrebbe essere che i banded iron beds siano degli indicatori di acque ricche in ferro ma scarsamente ossigenate e solo ad intervalli periodici.

Si ritiene che l'ossigeno contenuto in questi sedimenti sia pari a venti volte di quanto presente oggi nell'atmosfera.

Che vuol dire - Adeano ?

Rappresentazione dell' Adeano

L'Adeano (dal greco Ade, "Inferi": mondo dominato dal calore) è l'eone che rappresenta la prima suddivisione del tempo geologico nella storia del nostro pianeta.

Ebbe inizio circa 4 600 milioni di anni fa (Ma) e terminò circa 4 000 Ma con il passaggio al successivo eone Archeano. 

Fonte Wikipedia

Super Eone e sue suddivisioni in Eoni

Adeano, Dalle origini della Terra fino a 4 miliardi di anni fa.
Dal greco Ἅιδης (Hádēs), “inferi”, per rappresentare un mondo dominato dal calore.

Stiamo parlando del tempo più lontano e più sconosciuto in assoluto.
Le informazioni trovate non sono sufficienti per dividere questo eone in ere ma gli studiosi, in base a ciò che hanno trovato, affermano che in quegli anni siano avvenuti 3 eventi particolarmente importanti:
La formazione della crosta solida della Terra
La formazione dell’atmosfera
La condensazione delle acque
Fonte https://federicocaccin.com/

Laurasia, Gondwana e Tetide

Gondwana Esteso continente che agli inizi del Paleozoico comprendeva tutte le terre attualmente presenti nell’emisfero meridionale: America Meridionale, Africa, Australia, India e Antartide. Era separato da un’altra estesa massa continentale posta più a nord (Laurasia) da un bacino oceanico, che verso la fine del Paleozoico si chiuse portando alla collisione i due continenti, i quali formarono così il supercontinente Pangea. Questo processo portò nel Pennsylvaniano e nel Permiano a una serie di cambiamenti climatici, con raffreddamento generale del pianeta che dettero luogo a un’epoca glaciale, i cui effetti sono stati riscontrati in tutti i continenti dell’emisfero meridionale attuale. A partire dal Giurassico, circa 160 milioni di anni fa, il Pangea, e quindi anche il Gondwana, si andò frammentando; quei movimenti, tuttora in atto, sono i diretti responsabili dell’attuale assetto dei bacini oceanici e delle masse continentali.

Laurasia Antico continente che circa 200 milioni di anni fa riuniva l’America Settentrionale, la Groenlandia e gran parte dell’Europa occidentale. Costituiva una delle porzioni in cui i continenti erano raggruppati alla fine del Paleozoico; l’altra porzione era denominata Gondwana. Queste due masse continentali che erano unite in diversi punti (lungo l’attuale Nord Africa, la costa settentrionale del Sud America e quella orientale del Nord America) a oriente erano invece separate da un oceano in fase di espansione denominato Tetide.

L'Oceano Tetide (o semplicemente Tetide) era un braccio oceanico disposto in senso Est-Ovest che, nei tempi geologici compresi tra il Permiano ed il Miocene separava l'Africa settentrionale dall'Europa e dall'Asia.
L'apertura dell'Oceano Tetide avvenne circa 250 milioni di anni fa, tra il Permiano ed il Triassico inferiore e portò alla separazione tra un blocco continentale settentrionale (Laurasia) ed uno meridionale (Gondwana). L'allontanamento delle due parti del Pangea proseguì fino al Giurassico, quando i movimenti delle placche tettoniche si invertirono ed iniziò una contrazione dell'Oceano Tetide stesso.
Il movimento dell'Africa era solidale con quello della placca adriatica, che forse ne rappresentava una parte settentrionale. La collisione della placca adriatica con il continente europeo chiuse la Tetide nella regione centrale del Mediterraneo, dando origine alla catena montuosa delle Alpi. A completare la chiusura della Tetide, l'India, staccatasi dal continente meridionale di Gondwana durante il Giurassico, si scontrò con l'Asia dando origine alla catena himalayana.
Il nome deriva dalla dea greca Teti (Τηθύς), sorella e moglie di Oceano e madre di svariate divinità fluviali e sorgive.

Scienze della Terra: Vaalbara - Primo supercontinente della storia della Terra

Cratoni di Kaapvaal e Pilbara costituenti il Primo Supercontinente circa 3,3 miliardi di anni fa.

Vaalbara è il nome che è stato dato al primo supercontinente esistito sulla Terra, circa 3,3 miliardi di anni fa.

In base ai dati radiometrici dei cratoni che formavano la Vaalbara, si ritiene che esso sia esistito 3,3 miliardi di anni fa (3,3 Ga), spingendosi forse fino a 3,6 Ga.

Le prove della sua esistenza comprendono gli studi geocronologici e paleomagnetici dei due cratoni archeani (protocontinenti) denominati Cratone di Kaapvaal, con riferimento alla regione sudafricana di Kaapvaal, e Cratone di Pilbara, con riferimento alla regione di Pilbara nell'Australia Occidentale, i quali facevano parte della Vaalbara. Questi due cratoni rappresentano gli unici resti originali della crosta terrestre, come era ai primordi, sopravvissuti fino ai giorni nostri.

Un'ulteriore prova è rappresentata dalla sequenza di somiglianze strutturali delle cinture di nefriti e di gneiss che presentano questi due cratoni. Le stesse cinture archeane di nefriti si trovano anche ai margini del Cratone Superiore in Canada, come pure nei cratoni degli ex continenti della Gondwana e della Laurasia.

La deriva dei due cratoni di Kaapvaal e Pilbara, avvenuta all'incirca 2,8 Ga, è un'ulteriore prova del fatto che essi un tempo erano connessi.

Non è certo quando la Vaalbara ha iniziato a scindersi, ma studi geocronologici e paleomagnetici mostrano che i due cratoni presentavano un movimento rotatorio latitudinale di 30° tra 2,78 Ga e 2,77 Ga, portando alla conclusione che essi non fossero più uniti già 2,8 Ga.

La Cellula Procariote - i Batteri (in breve)

Tipica cellula procariote

Le cellule procariote sono uno dei due tipi di cellule presenti sulla Terra, l'altro tipo sono le cellule eucariote. Le cellule procariote sono organismi unicellulari molto semplici e privi di un nucleo ben definito e di organelli membranosi. Il termine "procariote" deriva dal greco "pro" (prima) e "karyon" (nucleo), indicando la mancanza di un nucleo distintamente definito.

Struttura delle cellule procariote:

Le cellule procariote sono composte da diverse parti fondamentali:

1. Parete cellulare: La maggior parte delle cellule procariote è circondata da una parete cellulare rigida che fornisce supporto e protezione alla cellula. La composizione della parete cellulare può variare a seconda del tipo di batterio, ma spesso è costituita da peptidoglicano, una sostanza che conferisce resistenza alla cellula.

2. Membrana plasmatica: La membrana plasmatica è una sottile struttura che circonda la cellula procariote e separa il suo interno dall'ambiente esterno. Essa regola il flusso di sostanze dentro e fuori dalla cellula e svolge un ruolo importante nel trasporto di nutrienti e nell'eliminazione dei rifiuti.

3. Citoplasma: Il citoplasma è la regione interna della cellula procariote che contiene il materiale genetico (DNA) e altre molecole necessarie per le attività cellulari. Nel citoplasma si trovano anche ribosomi, che sono responsabili della sintesi delle proteine.

4. Materiale genetico: A differenza delle cellule eucariote, nelle cellule procariote il materiale genetico non è racchiuso in un nucleo. Invece, il DNA si trova nel citoplasma, concentrato in una regione chiamata nucleoide. Il DNA dei procarioti è generalmente costituito da una singola molecola circolare, anche se possono essere presenti anche piccoli pezzi di DNA chiamati plasmidi.

5. Ribosomi: I ribosomi sono piccole strutture all'interno delle cellule procariote che svolgono la sintesi delle proteine. Sono composti da RNA e proteine e sono responsabili della traduzione dell'informazione genetica contenuta nel DNA in sequenze specifiche di amminoacidi, che compongono le proteine.

6. Flagelli: Alcune cellule procariote possono essere dotate di flagelli, che sono strutture filiformi utilizzate per il movimento. I flagelli delle cellule procariote differiscono dai flagelli delle cellule eucariote, sia strutturalmente che nella loro modalità di funzionamento.

7. Pili: I pili sono sottili prolungamenti presenti sulla superficie delle cellule procariote. Possono essere utilizzati per l'adesione ad altre cellule o per la trasmissione del materiale genetico durante la riproduzione.

Funzioni delle cellule procariote:

Le cellule procariote svolgono diverse funzioni essenziali per  la loro sopravvivenza e riproduzione:

1. Riproduzione: Le cellule procariote si riproducono principalmente attraverso la divisione cellulare chiamata "scissione binaria". In questo processo, la cellula si allunga e il suo materiale genetico si replica, quindi la cellula si divide in due cellule figlie identiche.

2. Metabolismo: Le cellule procariote possono trarre energia da diverse fonti, come luce solare (fotosintesi) o composti chimici (respirazione). Utilizzano quest'energia per svolgere le attività cellulari, come la sintesi di biomolecole e la produzione di energia chimica (ATP).

3. Adattamento all'ambiente: Le cellule procariote sono in grado di adattarsi rapidamente ai cambiamenti nell'ambiente circostante. Possono modificare la loro morfologia, il loro metabolismo e le loro attività in risposta a stimoli esterni, come la disponibilità di nutrienti o le condizioni ambientali.

Importanza delle cellule procariote:

Le cellule procariote sono fondamentali per la vita sulla Terra e svolgono diversi ruoli ecologici importanti:

1. Decomposizione: Molti procarioti sono decompositori e svolgono un ruolo chiave nel ciclo dei nutrienti, degradando la materia organica morta e restituendola all'ambiente come nutrienti utilizzabili da altre forme di vita.

2. Simbiosi: Alcune cellule procariote stabiliscono relazioni simbiotiche con altri organismi, come l'intestino umano che ospita batteri benefici che aiutano nella digestione.

3. Produzione di alimenti: Alcuni procarioti svolgono un ruolo importante nella produzione di cibi fermentati come lo yogurt, il formaggio, il pane e i salumi.

4. Ruolo ecologico: Le cellule procariote sono presenti in ogni ambiente sulla Terra e svolgono un ruolo essenziale negli ecosistemi terrestri e acquatici, ad esempio nel ciclo dei nutrienti e nella produzione di ossigeno attraverso la fotosintesi.

In conclusione, le cellule procariote sono organismi unicellulari semplici e privi di un nucleo definito e organelli membranosi. La loro struttura comprende una parete cellulare, una membrana plasmatica, il citoplasma, il materiale genetico, i ribosomi, i flagelli e i pili. Svolgono funzioni vitali come la riproduzione, il metabolismo e l'adattamento all'ambiente. Le cellule procariote sono di fondamentale importanza per l'ecosistema terrestre e svolgono ruoli cruciali nella decomposizione, nella simbiosi, nella produzione di alimenti e in altri processi ecologici.

L'origine dei procarioti è oggetto di studio e dibattito all'interno del campo della biologia evolutiva. Si ritiene che i procarioti siano i primi organismi comparsi sulla Terra e che abbiano avuto un ruolo fondamentale nello sviluppo e nell'evoluzione della vita.

Secondo la teoria più accettata, nota come ipotesi del mondo a RNA, l'origine dei procarioti può essere ricondotta a una fase iniziale della vita sulla Terra, circa 3,5-4 miliardi di anni fa. In questa fase, si pensa che si siano formati composti organici semplici come aminoacidi e nucleotidi attraverso processi chimici in ambienti primordiali, come laghi, oceani o sorgenti termali.

Successivamente, si ritiene che le prime forme di vita siano state costituite da molecole di RNA autosufficienti, in grado sia di immagazzinare informazioni genetiche che di catalizzare reazioni chimiche. L'RNA avrebbe quindi svolto sia il ruolo di materiale genetico che di enzima, in un processo noto come "mondo a RNA" o "ipotesi dell'RNA world".

Secondo questa ipotesi, le prime forme di vita sulla Terra, chiamate protobatteri, erano costituite da piccole cellule procariote simili a batteri. Questi organismi primitivi erano in grado di replicare l'RNA e di sintetizzare proteine rudimentali attraverso processi di traduzione e trascrizione.

Con il passare del tempo, i procarioti avrebbero sviluppato una varietà di meccanismi di adattamento e diversificazione. Alcuni procarioti si sono evoluti per utilizzare l'energia solare attraverso la fotosintesi, mentre altri sono diventati organismi chemioautotrofi, che utilizzano composti chimici come fonte di energia.

Un evento cruciale nell'evoluzione dei procarioti è stato l'acquisizione delle membrane cellulari, che hanno permesso alle cellule di separare l'ambiente interno da quello esterno, aumentando così l'efficienza delle reazioni metaboliche e fornendo protezione. L'evoluzione delle pareti cellulari, che forniscono sostegno strutturale e protezione, è un altro elemento chiave nella diversificazione dei procarioti.

Da queste prime forme di vita procariote, si ritiene che abbiano avuto origine le prime cellule eucariote, più complesse, attraverso un processo chiamato endosimbiosi. Secondo questa teoria, alcuni procarioti primitivi avrebbero inglobato altri procarioti attraverso un processo di simbiosi, dando origine a una forma di vita ibrida con organelli interni, come mitocondri e cloroplasti, che si pensa abbiano avuto origine da procarioti batterici endosimbionti.

In conclusione, l'origine dei procarioti è collegata all'origine stessa della vita sulla Terra, con l'evoluzione di forme di vita semplici basate sull'RNA. Attraverso processi di adattamento e diversificazione, i procarioti si sono evoluti in una vasta gamma di organismi diversi, occupando praticamente ogni ambiente del nostro pianeta.

Paleontologia: Tetracoralli o Rugosa

Tavola di Ernst Haeckel raffigurante i fossili di tetracoralli.

L'ordine dei Rugosa o dei Tetracoralli è un ordine estinto di coralli abbondanti nell'Ordoviciano fino al tardo Permiano.

Fanno parte del phylum Coelentarata e possono essere solitari o aggregati in colonie. La denominazione "rugosa" riferisce l'aspetto della teca esterna.
Questi celenterati presentavano un proprio scheletro con parete, detta muraglia, da cui si dipartivano verso il centro delle lame raggiate, dette comunemente setti. Dallo studio degli esemplari fossili risulta che un individuo adulto presentava un setto cardinale che, con il setto opposto, formava il piano di simmetria e due setti laterali, detti anche metasetti. L'insieme di questi quattro setti primari determinava la disposizione tetramerale, loro caratteristica peculiare.

Che Vuol dire - Pangea?

In paleogeografia, Pangea (dal greco antico πᾶν, forma neutra di πᾶς, "tutto", e,γέα "terra", cioè "tutta la terra") è il nome del supercontinente che si ritiene includesse tutte le terre emerse della Terra durante il Paleozoico e il primo Mesozoico.

Il nome "Pangea" fu attribuito nel 1915 da Alfred Wegener, in seguito alla formulazione della teoria della deriva dei continenti. Il vasto oceano (o "superoceano") che circondava il supercontinente viene chiamato Panthalassa ("tutto il mare"), mentre l'ampia insenatura che separava parzialmente la parte settentrionale da quella meridionale prende il nome di Oceano Tetide. Il nome Pangea si usa oggi per le unioni e riunioni di cose o persone, questi ultimi in particolare.

La Pangea si sarebbe spezzata circa 180 milioni di anni fa, a causa del processo della tettonica a zolle, dando luogo ad altri due supercontinenti: la Laurasia (supercontinente del nord) e la Gondwana (supercontinente del sud). Dall'ulteriore frammentazione della Laurasia e della Gondwana deriverebbero gli attuali continenti.

Fu all'inizio del XX secolo che il fisico tedesco Alfred Wegener fu attirato da una strana coincidenza: la forma della costa occidentale del continente africano e quella della costa orientale del continente sudamericano combaciavano perfettamente. Wegener, a conferma della sua teoria, portò altre prove, quali la natura geologicamente simile delle rocce dei continenti che idealmente si incastravano e alcuni ritrovamenti fossili del rettile Mesosaurus e della felce Glossopteris, distribuiti in fasce che abbracciavano i due continenti e che facevano ipotizzare che in passato fossero uniti in un solo continente. Nonostante queste prove la sua teoria fu ritenuta bizzarra e non venne accettata.

In effetti Wegener, con i mezzi e le conoscenze a disposizione nel secolo scorso, non poteva spiegare come e perché da quest'unica Pangea si fossero poi distaccati i vari continenti e da che cosa potesse nascere la forza responsabile dei loro spostamenti successivi. Oggi si sa che la causa è il rimpicciolimento progressivo della superficie terrestre, man mano che il magma sottostante si raffredda e solidifica e quindi diminuisce di volume, provocando tensioni tra le varie zolle che tendono a premere una contro l'altra o a sovrapporsi. La pressione della crosta sul magma è tra l'altro, e a conferma, la causa della fuoriuscita di magma da certi punti dove la crosta è più sottile, vulcani.
La teoria sulla Pangea è oggi largamente accettata, e viene detta teoria della Deriva dei continenti. I geologi ipotizzano anzi che la Pangea sia stata preceduta da diversi altri supercontinenti, tra cui la Pannotia (600 milioni di anni fa), la Rodinia (750 milioni di anni fa) e la Vaalbara (3,6 miliardi di anni fa). Difatti tale ipotesi è suffragata dalla realistica possibilità che il magma abbia cominciato a solidificarsi non a partire da un singolo punto, ma da due punti, i due punti più freddi del pianeta, come è oggi per i due poli. E quindi due supercontinenti, che col progressivo raffreddamento e solidificazione del magma si sarebbero espansi ciascuno in direzione dell'equatore, fino ad unirsi/scontrarsi formando la pangea.

Supercontinente - Contiene Video

In geologia, un supercontinente è una massa di terra che comprende più di un cratone. Nell'attuale conformazione geofisica della Terra sono supercontinenti l'Eurafrasia, l'Eurasia e l'America.
Comunemente, i paleogeografi usano il termine supercontinente per fare riferimento a masse di terra singole che comprendono tutti i continenti moderni.

Il primo supercontinente di cui si abbia conoscenza è stato Vaalbara. Si formò da protocontinenti diventando supercontinente 3,6 miliardi di anni fa (3,6 Ga) e si scisse circa 2,8 Ga.
Kenorlandia si formò circa 2,7 Ga e si scisse dopo 2,5 Ga nei protocontinenti (cratoni) Laurentia, Baltica, Australia e Kalahari.
Nena si formò 2 Ga dall'unione di Arctica, Baltica e parte di Atlantica.
Columbia si formò 1,8 Ga, per unione di Nena e Atlantica, scindendosi 1,5 Ga.
Rodinia crebbe fra 1,2 e 1 Ga, dall'unione di Ur, Atlantica, Baltica e Nena e si scisse intorno a 750 milioni di anni fa.
Gondwana, Laurasia e Pannotia si originarono per la scissione di Rodinia.
Euramerica si formò 500 milioni di anni fa dalla fusione di Laurentia, Baltica e Avalonia.
Pangea si formò 290 milioni di anni fa per riunione di Gondwana e Laurasia.
Eurafrasia e America sono gli attuali supercontinenti derivanti dalla Pangea.

I movimenti delle placche tettoniche rimisero insieme i pezzi della Rodinia con una diversa disposizione durante il tardo Paleozoico, formando la Pangea. La Pangea successivamente si scisse nella Laurasia, supercontinente dell'emisfero nord e nella Gondwana, supercontinente dell'emisfero sud.
Secondo alcuni autori la formazione dei supercontinenti presenta una certa ciclicità, che li porta a formarsi e scindersi con una periodicità dell'ordine di 250 milioni di anni, conosciuto come Ciclo di Wilson.

Geologia - Ediacarano - Periodo geologico

Il periodo Ediacarano è il terzo e ultimo periodo geologico dell'era Neoproterozoica, subito precedente il periodo Cambriano del Paleozoico. Si estende approssimativamente fra i 635 e i 542 milioni di anni fa. Queste date sono state fissate in base a criteri di stratigrafia.
Dopo un lungo periodo di controversie tra gli studiosi sull'uso di questo termine, il periodo Ediacarano è stato ratificato nel marzo 2004 dalla International Union of Geological Sciences (IUGS) con l'annuncio ufficiale il 13 maggio 2004. Si tratta del primo nuovo periodo introdotto dopo 120 anni. Il suo nome deriva dalle colline Ediacara (derivato da una parola della lingua aborigena australiana che indica un posto vicino all'acqua), facenti parte della catena montuosa Flinders Ranges, nell'Australia meridionale.

The boundary of the Cryogenian and Ediacaran periods, distinguishable by the different colors of the glacial rocks below and the carbonate rock above.

La base di questo periodo, contrariamente all'uso corrente, non è ben definita da un particolare cambiamento nelle faune fossili. Insoliti fossili a corpo molle apparvero effettivamente nel periodo Ediacarano, ma non alla sua base, bensì relativamente tardi (580-542 milioni di anni fa). Invece, l'inizio è definito dalla comparsa di un livello di carbonato di calcio strutturalmente e chimicamente caratteristico, che indica un brusco cambiamento climatico (a conclusione della glaciazione globale precedente); i livelli di Carbonio 13 subiscono una marcata diminuzione, che indica la fine della precedente era glaciale globale del periodo Cryogeniano. Una stima ragionevolmente accettabile del limite inferiore (inizio) dell'era Ediacarana è stabilita a 635 milioni di anni fa, sulla base del decadimento di campioni di U-Pb ritrovati in Namibia e in Cina.

Le colline dell'Australia meridionale hanno fornito peculiari fossili Precambriani, raccolti dal geologo Reg Sprigg nel 1946, e studiati da Martin Glaessner a partire dal 1950. Glaessner inizialmente ritenne che queste creature fossero le versioni primitive di animali come i coralli, le pennatulacee ed alcune specie di vermi simili a quelli meglio conosciuti per i periodi seguenti (Cambriano). Nei decenni successivi, altri fossili furono trovati nell'Australia meridionale ed in numerosi affioramenti in tutti i continenti. Questi fossili oggi sono universalmente riconosciuti come biota Ediacarano. Giacimenti fossiliferi molto importanti furono trovati nell'area del Mar Bianco in Russia, nell'Africa del sud ovest, nel Canada nordorientale, e nella Terranova orientale.
Con il tempo, il biota Ediacarano, peraltro, divenne meno enigmatico. Alcuni fossili denominati Kimberella potrebbero essere dei precursori di forme Cambriane. Più di 560 milioni di anni fa, tracce di fossili simili agli attuali vermi indicano la presenza di animali simili a quelli che conosciamo oggi. In altri casi, molte delle più note creature dell'Ediacarano si presentavano sotto forma di strane creature immobili, dischi, fronde e una sorta di materassi ad aria con strutture che non hanno alcun rapporto con le forme successive. La controversia sulla natura di queste forme di vita tipiche dell'Ediacarano è così grande che qualcuno è arrivato a classificarle in 6 differenti regni biologici.
Il biota Ediacarano è talvolta denominato biota Vendiano, ma questa espressione tende a non essere più usata. Oggi si tende ad usare il nome "Ediacarano" per descrivere l'intero biota, che include diversi organismi come alghe, spugne e tutte le altre forme di vita tipiche del tardo Precambriano.
Il termine Vendobionta, anch'esso usato nel passato, non è una descrizione della fauna di Ediacara, bensì il nome di un regno separato dentro il quale molti fossili furono inseriti dal paleontologo tedesco Adolf Seilacher. Questo "regno" è tuttora oggetto di un'aspra controversia, e non ha ottenuto un'adesione da parte della maggioranza degli studiosi.

Dickinsonia Costata - Ediacariano - Australia

I fossili di Ediacara sono tra i metazoi più antichi conosciuti. Si deve però ricordare che esistono anche fossili molto più antichi, ma di organismi unicellulari. Fossili sicuramente identificati come batteri sono stati trovati in rocce risalenti a 3460 milioni di anni fa (Eone Archeano, era Paleoarcheana), mentre tracce di probabile materiale batterico sono state ritrovate e datate a più di 3600 milioni di anni fa (tardo Eoarcheano). Grafite risalente a 3800 milioni di anni fa (tardo Adeano) è stata ritrovata in metasedimenti della Groenlandia occidentale e potrebbe avere origine organica. Molti presunti antichissimi fossili, come l'Eozoon furono successivamente riconosciuti come prodotti inorganici e classificati come pseudofossili.
Il più antico candidato per le prime forme di vita multicellulare è stato ritrovato nel Texas occidentale e datato a 2000 milioni di anni fa (periodo Orosiriano dell'era Paleoproterozoica). Tracce di organismi multicellulari microscopici risalenti a 1000 milioni di anni fa (inizio del Toniano-Neoproterozoico e fine dello Steniano-Mesoproterozoico) sono state trovate in India e Australia, e di 700 milioni di anni fa (Cryogeniano) sono le prime tracce lasciate da organismi vermiformi in Cina. Esiste tuttora una grande controversia riguardo a questi presunti organismi multicellulari: essi possono essere tracce di "aggregati di cellule", ovvero colonie o confederazioni di organismi unicellulari che si muovevano simultaneamente, o ancora anomalie geologiche di natura inorganica. Il biota ediacarano è accettato come la prima sicura documentazione di vita animale da molti paleontologi.
In questo periodo geologico si assiste allo sviluppo della simmetria bilaterale come tappa fondamentale dell’evoluzione dei primi animali. Tale simmetria apparve, secondo analisi genetiche, approssimativamente tra i 573 e i 656 milioni di anni fa, ma la data precisa è ancora oggetto di dibattito. Fino a poco tempo fa, infatti, i fossili bilateri più antichi risalivano a soli 555 milioni di anni fa. Alcuni paleontologi, recentemente, hanno scoperto fossili che dimostrano l'esattezza della datazione più antica: microscopici organismi individuati in un giacimento cinese risalente a 580-600 milioni di anni fa. Questi fossili confermano non solo l'ipotesi di un'origine più antica degli animali complessi, ma dimostrano che la complessità interna comparve prima dell’aumento delle dimensioni corporee.
Nell'ottobre del 2008 gli scienziati hanno scoperto nel Nevada un'impronta di animale con zampe risalente a 570 milioni di anni fa, fatto che contrasta fortemente con le teorie secondo cui in questo periodo vi erano solo organismi viventi più semplici.

Limite K-T

Il limite K-T è il termine con cui si indica il passaggio, datato a 65,5 ± 0,3 milioni di anni fa tra Cretacico e Cenozoico nelle successioni stratigrafiche. La K è l'abbreviazione normalmente usata per il Cretacico, mentre la T fa riferimento al Terziario, nome con cui si indicano complessivamente il Paleogene e il Neogene.
In alcuni affioramenti tale evento è marcato dalla presenza di un livello, avente spessore massimo di un centimetro, che contiene una notevole quantità di iridio e di altri metalli solitamente rari in natura, ma assai comuni nei meteoriti.
  
Ipotesi Alvarez
Nel 1980 un gruppo di ricerca guidato dal fisico Luis Alvarez, premio Nobel, rilevò nei sedimenti di molte parti del mondo relativi alla transizione tra Cretacico e Terziario, una concentrazione di Iridio tra 30 e 130 volte maggiore del normale. L'Iridio è normalmente piuttosto raro nella crosta terrestre in quanto, essendo un siderofilo, è precipitato con il ferro nel nucleo terrestre nelle prime fasi di formazione della Terra durante la differenziazione planetaria. Poiché tuttavia l'Iridio è invece abbondante negli asteroidi e nelle comete, il gruppo di Alvarez propose che la terra fosse stata colpita da un enorme asteroide che determinò la transizione tra Cretaceo e Paleocene.
L'idea di un impatto astronomico era già stata proposta, ma senza averne rilevato le tracce.

Cratere di Chicxulub

Anche l'ipotesi di Alvarez al momento della sua formulazione non aveva ancora identificato il sito dell'impatto, che avrebbe dovuto formare un cratere di circa 250 km di diametro.
Ricerche successive identificarono nel 1990 il cratere di Chicxulub sulla costa dello Yucatan, in Messico, come quello corrispondente alle indicazioni; questo cratere ha infatti attualmente un diametro di circa 180 km, in linea con i calcoli precedenti.
La forma e la localizzazione del cratere indicano altre cause di devastazione oltre alla nube di polveri. L'impatto dell'asteroide sulla costa deve aver provocato giganteschi tsunami, testimoniati da numerose tracce nella costa Caraibica e nell'est degli Stati Uniti. L'asteroide impattò in uno strato di gesso (solfato di calcio) che provocò un aerosol di anidride solforosa il quale, oltre ad oscurare la luce del sole, provocò ingenti piogge acide che risultarono letali per la vegetazione, il plancton e gli organismi che costruiscono un guscio calcareo come i molluschi. Si calcola che ci vollero più di dieci anni perché gli aerosol si dissolvessero.
La forma del cratere inoltre suggerisce che l'asteroide colpì il suolo con un angolo tra 20° e 30° e con direzione Nord-Ovest, indirizzando quindi i detriti verso la parte centrale degli odierni Stati Uniti.
L'ipotesi dell'impatto da asteroide è ora accettata dalla maggior parte dei paleontologi, anche se questa non è ritenuta la sola causa dell'estinzione di massa.

Impatti multipli

Oltre al grande cratere di Chicxulub, ci sono numerosi altri crateri che si sono formati all'epoca della transizione K-T. Questo suggerisce anche la possibilità di una serie di impatti multipli contemporanei, derivanti ad esempio dalla frammentazione di un asteroide, come è capitato alla cometa Shoemaker-Levy 9 nel suo recente impatto con il pianeta Giove.
Esempi di crateri di questo periodo sono:

• il cratere Boltysh, in Ucraina, con un diametro di 24 km e un'età stimata a 65.17 ± 0.64 milioni di anni.
• il cratere Silverpit, nel Mare del Nord, con un diametro di 20 km e un'età di 60-65 milioni di anni.
• il cratere di Shiva, in India, ovale, con gli assi di 600 e 400 km e un'età di 60-65 milioni di anni.

Altri crateri che si fossero formati nell'allora esistente Oceano Tetide, che includeva anche l'odierno Mar Mediterraneo, sarebbero cancellati o nascosti dai movimenti tettonici che hanno portato allo spostamento delle grandi placche continentali dell'Africa e dell'India.

Estinzione di massa

Il sottile strato di argilla presente negli affioramenti corrispondenti al limite K-T, confermerebbe la teoria per la quale i dinosauri ed altre creature, si estinsero in quel periodo in seguito ad una catastrofe globale causata da una collisione della terra con un meteorite, di cui l'iridio e gli altri elementi rari sarebbero una testimonianza.
Oltre ai dinosauri molte altre forme di vita non superarono il limite K-T, ad esempio gli pterosauri, gli ittiosauri ed i plesiosauri tra i rettili e le ammoniti, le belemniti e le rudiste tra i molluschi.

In Italia il Limite K-T è riconosciuto nella Gola del Bottaccione - Gubbio - Italy

Un grazie a Duilio Preziosi
La profonda fenditura (nell’immagine qui sopra) rappresenta lo Strato K-T trovato da Alvarez nell’80. I forellini circolari sono saggi prelevati per studiare i dintorni dello strato.
Queste rocce si sono formate sul fondo di un antico oceano chiamato Tetide. Le rocce più antiche dello Strato K-T – sul lato destro dell’immagine – sono composte da carbonato di calcio originato dal deposito di milioni di microorganismi fossili (conchiglie e plancton), mentre le rocce più giovani – lato sinistro – sono composte da argilla, le tracce di forme di vita si interrompono immediatamente con l’Evento K-T.