Paleoklimat
Ewolucja atmosfery i oceanu
W długim okresie przedkambryjskim warunki klimatyczne Ziemi uległy znacznej zmianie. Dowodem na to jest zapis osadowy, który dokumentuje znaczące zmiany w składzie atmosfery i oceanów w czasie.
Natlenienie atmosfery
Ziemia prawie na pewno posiadała atmosferę redukującą przed 2,5 miliardami lat temu. Promieniowanie słoneczne wytwarzało związki organiczne z gazów redukujących - metan (CH 4) i amoniak (NH 3). Minerały uraninit (UO 2) i piryt (FeS 2) łatwo ulegają zniszczeniu w atmosferze utleniającej; potwierdzeniem atmosfery redukującej są nieutlenione ziarna tych minerałów w osadach o długości 3,0 miliardów lat. Jednak obecność wielu rodzajów nitkowatych mikroskamielin datowanych na 3,45 miliarda lat temu w chertach regionu Pilbara sugeruje, że do tego czasu fotosynteza zaczęła uwalniać tlen do atmosfery. Obecność cząsteczek kopalnych w ścianach komórkowych 2,5-miliardowych niebiesko-zielonych alg (sinic) potwierdza istnienie rzadkich organizmów wytwarzających tlen do tego czasu.
Oceany Eonu Archeańskiego (4,0 do 2,5 miliarda lat temu) zawierały dużo żelaza wulkanicznego (Fe 2+), które zostało zdeponowane jako hematyt (Fe 2 O 3) w BIF. Tlen łączący żelazne żelazo dostarczono jako produkt uboczny metabolizmu cyjanobakteryjnego. Poważny wybuch osadzania BIF z 3,1 miliarda do 2,5 miliarda lat temu - osiągając wartość szczytową około 2,7 miliarda lat temu - oczyścił oceany z żelaza żelaznego. Umożliwiło to znaczny wzrost poziomu tlenu w atmosferze. Do czasu powszechnego pojawienia się eukariontów 1,8 miliarda lat temu stężenie tlenu wzrosło do 10 procent obecnego poziomu atmosferycznego (PAL). Te stosunkowo wysokie stężenia były wystarczające, aby zachodziło wietrzenie oksydacyjne, o czym świadczą bogate w hematyt gleby kopalne (paleozole) i czerwone złoża (piaskowce z ziarnami kwarcu pokrytymi hematytem). Drugi główny szczyt, który podniósł poziomy tlenu atmosferycznego do 50 procent PAL, został osiągnięty 600 milionów lat temu. Oznaczało to pierwsze pojawienie się życia zwierząt (metazoany) wymagające wystarczającej ilości tlenu do produkcji kolagenu i późniejszego tworzenia szkieletów. Ponadto w stratosferze podczas Prekambrii wolny tlen zaczął tworzyć warstwę ozonową (O 3), która obecnie działa jako tarcza ochronna przed promieniami ultrafioletowymi Słońca.
Rozwój oceanu
Pochodzenie oceanów na Ziemi miało miejsce wcześniej niż w przypadku najstarszych skał osadowych. Osady liczące 3,85 miliarda lat w Isua w zachodniej Grenlandii zawierają BIF, które zostały zdeponowane w wodzie. Osady te, które obejmują zszorstkowane detritalne ziarna cyrkonu, które wskazują na transport wody, są połączone z bazaltowymi lawami ze strukturami poduszek, które tworzą się, gdy lawy są wytłaczane pod wodą. Stabilność ciekłej wody (to znaczy jej ciągła obecność na Ziemi) implikuje, że temperatury powierzchniowej wody morskiej były podobne do obecnych.
Różnice w składzie chemicznym skał osadowych Archean i Proterozoic wskazują na dwa różne mechanizmy kontrolowania składu wody morskiej między dwoma ekonami przedkambryjskimi. Podczas Archeanu na skład wody morskiej wpłynęło przede wszystkim pompowanie wody przez bazaltową skorupę oceaniczną, tak jak ma to miejsce obecnie w oceanicznych centrach rozprzestrzeniania się. Natomiast podczas proterozoiku czynnikiem kontrolującym było zrzucanie rzek ze stabilnych brzegów kontynentalnych, które po raz pierwszy rozwinęło się po 2,5 mld lat temu. Współczesne oceany utrzymują swój poziom zasolenia dzięki równowadze między solami dostarczanymi przez spływ słodkiej wody z kontynentów a osadzaniem się minerałów w wodzie morskiej.
Warunki klimatyczne
Głównym czynnikiem kontrolującym klimat w okresie prekambryjskim był układ tektoniczny kontynentów. W czasach formacji superkontynentalnej (2,5 miliarda, 2,1 do 1,8 miliarda i 1,0 miliarda do 900 milionów lat temu) całkowita liczba wulkanów była ograniczona; było niewiele łuków wyspowych (długie, zakrzywione łańcuchy wyspowe związane z intensywną działalnością wulkaniczną i sejsmiczną), a całkowita długość oceanicznych grzbietów rozprzestrzeniających się była stosunkowo krótka. Ten względny niedobór wulkanów spowodował niską emisję dwutlenku węgla z gazów cieplarnianych (CO 2). Przyczyniło się to do niskich temperatur powierzchni i rozległych zlodowaceń. Natomiast w czasach rozpadu kontynentu, co doprowadziło do maksymalnego rozprzestrzeniania się i subdukcji dna morskiego (od 2,3 do 1,8 miliarda, 1,7 do 1,2 miliarda i 800 do 500 milionów lat temu), występowała wysoka emisja CO 2 z wielu wulkanów w grzbietach oceanicznych i łukach wyspowych. Atmosferyczny efekt cieplarniany został wzmocniony, ocieplając powierzchnię Ziemi, a zlodowacenia nie było. Te ostatnie warunki stosowały się także do Archean Eon przed powstaniem kontynentów.
Temperatura i opady deszczu
Odkrycie osadów morskich i law lawowych na Grenlandii o długości 3,85 miliarda lat wskazuje na istnienie ciekłej wody i sugeruje temperaturę powierzchni powyżej 0 ° C (32 ° F) we wczesnej części okresu przedkambryjskiego. Obecność 3,5-miliardowych lat stromatolitów w Australii sugeruje, że temperatura powierzchni wynosi około 7 ° C (45 ° F). Ekstremalne warunki cieplarniane w Archeanie spowodowane podwyższonym poziomem dwutlenku węgla w atmosferze z intensywnego wulkanizmu (wysychanie lawy ze szczelin okrętów podwodnych) utrzymywały temperatury powierzchni wystarczająco wysokie do ewolucji życia. Przeciwdziałały one zmniejszonej jasności Słońca (współczynnik całkowitej energii wytwarzanej przez Słońce), która wahała się od 70 do 80 procent wartości bieżącej. Bez tych ekstremalnych warunków cieplarnianych ciekła woda nie pojawiłaby się na powierzchni Ziemi.
Natomiast bezpośrednie dowody opadów w zapisie geologicznym są bardzo trudne do znalezienia. Pewne ograniczone dowody zostały dostarczone przez dobrze zachowane doły deszczowe w skałach liczących 1,8 miliarda lat w południowo-zachodniej Grenlandii.
