Archaikum

Archaikum
Zaradenie
Eón
← hadaikum	proterozoikum →
Časové rozpätie archaika (v miliónoch rokov)
Začiatok	3 800
Koniec	2 500
Trvanie	1 300
Portál vied o Zemi

Archaikum (iné názvy: archean^[1], prahory; staršie: archea, azoikum, archeozoikum; nevžitý názov: pravršie ^[2]) je eón dejín Zeme, v časovom poradí druhý po hadaiku. Po ňom nasledovali starohory. Časový interval archaika je 4 – 2,5 mld. rokov. Pojem archaikum prvýkrát zaviedol J. D. Dana v roku 1872.

U niektorých autorov archaikum zahŕňa (často konkrétne v rámci eoarchaika) aj to, čo sa inde označuje ako hadaikum.^[3][4][5][6] Tento článok sa ďalej zaoberá len archaikom bez hadaika.

Aktuálna medzinárodná stratigrafická tabuľka

(nadeón)	eón	éra	perióda
	fanerozoikum	kenozoikum	kvartér (štvrtohory)
			neogén (mladšie treťohory)
			paleogén (staršie treťohory)
		mezozoikum  (druhohory)	krieda
			jura
			trias
		paleozoikum  (prvohory)	perm
			karbón
			devón
			silúr
			ordovik
			kambrium
predkambrium	proterozoikum  (starohory)	neopro- terozoikum	ediakar
			kryogén
			tón
		mezopro- terozoikum	sten
			ektas
			kalym
		paleopro- terozoikum	statér
			orosir
			ryak
			sider
	archaikum  (prahory)	neoarchaikum
		mezoarchaikum
		paleoarchaikum
		eoarchaikum
	hadean

Archaikum sa delí na tieto geologické éry:

• neoarchaikum
• mezoarchaikum
• paleoarchaikum
• eoarchaikum

Začiatok archaika je poznamenaný veľkou vulkanickou aktivitou (omnoho vyššou ako dnes). Začali sa vytvárať zárodky budúcich kontinentov – protokontinenty. Počas vývoja nikdy nedosiahli väčšiu veľkosť, pretože roztavený plášťový materiál stúpajúci z horúcich škvŕn a tektonické pohyby transformných zlomov ich rýchlo rozlámali na viacero platní. Atmosféra v tom čase obsahovala omnoho menej kyslíka ako v súčasnosti, ale pomer sa začal časom zvyšovať.

Horniny archaika sa vyskytujú v prekambrických štítoch – najstarších častiach povrchu Zeme (Grónsky štít, Kanadský štít, Škandinávsky štít, Austrálsky štít, Africký štít a Sibírsky štít). Sú to najčastejšie vysoko metamorfované derivované z hornín ostrovných oblúkov a nízkometamorfované horniny hlbokomorských sedimentov zaoblúkových bazénov, príp. pieskovce a zelené bridlice.

Približne pred 4 mld rokov: Vo veľmi starých častiach zemskej kôry sa nachádzajú tzv. komatity (podľa rieky Komati v južnej Afrike), tmavé výlevné horniny čadičového vzhľadu, ktorých zloženie sa však podobá zloženiu niektorých meteoritov. Hornina sa tavila pri veľmi vysokých teplotách – okolo 1 650 °C. Pomaly sa ochladzovala, pričom sa v nej odohrávala charakteristická kryštalizačná postupnosť, v priebehu ktorej ako posledné vznikali kremičitany bohaté na hliník, vápnik a sodík. Tieto horniny, ľahšie ako pôvodná tavenina, plávali na jej povrchu, zatiaľ čo skôr stuhnuté hmoty klesali a mohli byť opäť roztavované. Tento proces nazývame kryštalizačná diferenciácia. Ak bola najvrchnejšia časť Zeme pred 4 mld. rokov žeravotekutá, môže pri objasnení vzniku zemskej kôry pomôcť práve táto metóda, pretože spomínané ľahšie kremičitany takmer presne zodpovedajú zloženiu zemskej kôry. Súčasne s prvou zemskou kôrou sa vytvárala aj prvotná atmosféra. Podľa posledných poznatkov odovzdala chladnúca horninová tavenina rodiacej sa atmosfére asi 80 % vodnej pary, 17 % oxidu uhličitého, 1,7 % pár kyseliny soľnej a plynného chlóru, 0,2 % dusíka a ďalšie plyny v stopových množstvách.

Približne pred 4 mld. rokov: Rýchlosťou asi 15 km/s dopadali na Zem meteority s priemerom až 100 km. Ich množstvo zrejme dosiahlo v tomto období svoje maximum. V priebehu každého milióna rokov spôsobovalo toto bombardovanie až milión kráterov s priemerom väčším ako 1 km a približne 1 000 kráterov s priemerom väčším ako 10 km. Vytvárali sa aj impaktné (vzniknuté dopadom) panvy, ktorých priemer bol väčší ako 1 000 km. Dopadová energia najväčších kozmických telies, známych ako planetezimály je porovnateľná s 1 000-miliardovým násobkom energie jednej atómovej bomby. Súhrnná energia všetkých kozmických striel bola dostatočne veľká na to, aby aspoň lokálne natavila stuhnutú zemskú kôru. Frekvenciu dopadov meteoritov v začiatočných etapách vývoja Zeme umožnil stanoviť až projekt Apollo v šesťdesiatych rokoch 20. storočia.

3 850 – 3 000 mil. rokov: V jadrách prvotných kontinentov, ktoré čneli z morí, v prakratónoch, vznikali v archiku dokázateľné prvé základné horniny (toto obdobie označujú geológovia ako hadeum, pravek hornín). V archaiku podliehala mladá zemská kôra neustálym premenám. Niektoré jej časti klesali do žeravotekutého zemského plášťa a vypĺňali sa morskými sedimentmi, iné sa pod tlakom vrásnili do vysokých horských pásiem. Už stuhnuté horniny sa pri týchto procesoch dostali pod vplyv vysokého tlaku a vysokej teploty a v dôsledku toho menili svoju kryštalickú stavbu. Tieto premenené horniny (metamorfity) poznáme podľa ich kryštalickej a veľmi kompaktnej stavby, veľkých kryštálov a častej bridličnatosti (zvrstvenie horniny do hustých rovnobežných plôch pôsobením tlaku). K archaickým metamorfitom patria takmer výhradne iba ruly, kryštalické bridlice so živcami. Keď žeravotekutá magma zo zemského plášťa prenikla do zemskej kôry, chladla a tuhla, pričom v týchto miestach vznikali dómy hlbinných hornín (útvary, ktorých vrstvy zapadajú od stredu na vonkajšiu stranu) – plutonitov. Putonity sú takisto kryštalické, ich veľké kryštály však nesledujú smer tlaku, preto tieto horniny nemajú bridličnatý vzhľad. Archaické plutonity sa klasifikujú ako granity. Tretím dôležitým typom archaických hornín sú sivozelené, pomerne kompaktné zelenokamene (angl. Greenstone-belts). Vznikali veľmi slabou premenou výlevných vulkanických hornín čadičovej skupiny (diabázov) v morskom prostredí. Dnes sú považované za prvé zárodky stredooceánskych chrbtov, a preto i počiatkov platňovej tektoniky.

4 000 – 2 500 mil. rokov: Vrásnenie vytvára z časti spevňujúcej sa zemskej kôry jadrá prvotných kontinentov, ktoré čnejú z morí. Tento typ pevninových krýh nazývame prakratóny. Sú to oblasti zemskej kôry, ktoré sú dostatočne silné, aby si v ďalšom vývoji Zeme udržali stabilitu. Geológovia rozlišujú 19 kratónov v archaiku:

• severoatlantický kratón (južné Grónsko a severovýchodný Labrador)
• provincia Horného jazera (severovýchod Severnej Ameriky)
• provincia Veľkého jazera otrokov (sever Severnej Ameriky)
• provincia Wyoming (stred Severnej Ameriky)
• guyanský kratón
• saofranciský kratón (severovýchod Južnej Ameriky)
• kapvaalsky kratón (južná Afrika)
• zimbabwiansky kratón
• stredoafrický kratón
• západoafrický kratón (severozápadná Afrika)
• indický kratón
• antarktický kratón
• yilgarnský blok (východná Austrália)
• pilbarský blok (východná Austrália)
• Baltský štít
• Ukrajinský štít
• anabarský blok (severná Sibír)
• aldanský kratón (východná Ázia)
• severočínsky kratón

Bližšie informácie v hlavnom článku: Vulkanizmus

Medzi najstaršími pevnými časťami zemskej kôry, prakratónmi, sa rozprestierali rozsiahle oblasti tzv. mobilných zón. Tieto zóny, osobitne ich okraje, sa na celej Zemi vyznačovali silnou vulkanickou činnosťou. Tieto zóny sú tvorené horninami, ktoré za vysokého tlaku a teploty zmenili svoju kryštalickú stavbu. Stali sa z nich silne metamorfované horniny spôsobujúce trvalé pretváranie zemskej kôry, ktorá bola ešte stále veľmi tenká a ľahko deformovateľná. Zdroj týchto veľkých premien týchto veľkých premien tvorilo spolupôsobenie troch veľkých síl: dopady veľkých meteoritov, jadrové reakcie v akumuláciách rádioaktívnych prvkov a prúdenie v žeravotekutom materiáli zemského plášťa. Dôležitosť jadrových reakcií vyplývala z toho, že v raných štádiách vývoja Zeme bol podiel štiepneho materiálu v horninách oveľa vyšší ako dnes.

Medzi príčiny prúdenia v zemskom plášti patrí tepelná konvekcia (vertikálne pohyby vyvolávané termickými silami) a gravitácia, ktorá oddeľuje ťažšie zložky od ľahších. Prúdenie hornín spôsobuje zemský magnetizmus, ktorý vírivými prúdmi zasahuje priamo do tepelných pomerov zemského plášťa. Výsledkom pôsobenia týchto síl bolo trhanie plášťa v mobilných zónach a výstup veľkého množstva magmy pozdĺž týchto trhlín. Keďže mobilné zóny sa väčšinou nachádzajú v morských oblastiach, všetky tieto vulkanické javy sa odohrali v morskom prostredí. Vytekajúce lávy sa so svojím zložením líšili od zloženia základného materiálu tekutého zemského plášťa. Skladali sa z ľahších zložiek a z geochemického hľadiska mali bázický charakter. Vystupujúca magma pod morom tuhla v iných podmienkach ako láva kontinentálnych vulkánov. Voda je dobrý tepelný izolátor, pretože vznikajúcimi vodnými parami oddeľuje žeravú lávu od okolitého prostredia. Spolu s vyšším tlakom na dne morí to spôsobilo, že láva chladla pomaly, výsledkom čoho boli veľké čadičové vankúše a masívne pásma zelenokameňov. Niekedy tieto podmorské výlevy mohli dosiahnuť takú veľkosť, že vytvorili vulkanické ostrovy. Spolu s taveninou vystupovali na povrch obrovské množstvá plynov, okrem vodnej pary (H₂O), oxidu uhličitého (CO₂), kyseliny soľnej (HCl), plynného chlóru (Cl₂), dusíka (N₂) obsahovali aj stopové množstvá predovšetkým sírovodíka (H₂S), oxidu siričitého (SO₂), fluorovodíka (HF), vodíka (H₂), metánu (CH₄), amoniaku (NH₃) a vzácneho plynu argónu (Ar). Po vzniku sopečných ostrovov sa začalo ich rozrušovanie zvetrávaním. Morský príboj a búrky narušovali horniny mechanicky a kyslá morská voda chemicky. Preto sa spolu s hrubými pásmami zelenokameňov z tohto obdobia vyskytujú aj vrstvy sedimentov. Poloha mobilných zón sa v priebehu jednotlivých geologických období menila.

Stuhnutím žeravotekutej látky zemského plášťa v hlbinách Zeme sa vytvárali plutonity. Na rozdiel od vulkanitov (ochladzovanie na zemskom povrchu) tuhla magma pri tvorbe plutonitov hlboko pod povrchom. Keďže pri tomto procese už existovala pevná zemská kôra, tak plutonity neboli primárne vznikajúce horniny, pred nimi sa utvorili vulkanické pokryvy zelenokameňov, pod ktorými sa koncentrovalo veľké množstvo rádioaktívnych prvkov. Nastávali jadrové reťazové reakcie, pri ktorých sa uvoľňovala tepelná energia, ktorá odspodu natavovala vrstvy zelenokameňov. V dôsledku týchto teplotných zmien prebiehala výmena látok medzi spodnou časťou zemskej kôry a magmou zemského plášťa. Keď jadrové reakcie oslabli, magma opäť prenikla do zemskej kôry kde chladla a tuhla na plutonity. Mnohé staré pásma zelenokameňov sú preto popretkávané telesami plutonitov. Hlavnými zástupcami hlbinných hornín z tohto obdobia sú žula, tmavší diorit, takmer čierne gabro a čiernozelený peridotit. Žula nevznikla len ochladnutím magmy, ale aj stuhnutím natavených kôrových hornín v hlbinách (z chemického hľadiska ide o spojenie rôznych oxidov kremíka, titánu, hliníka, železa, mangánu, vápnika, sodíka a draslíka). Vznik žuly, granitizácia, je priebežný jav, ktorý trvá dodnes a v raných štádiách prebiehal veľmi intenzívne. Žulové masívy mladšieho veku tvoria jadro mnohých pohorí na Slovensku ako sú Vysoké Tatry, Malé Karpaty, Malá Fatra a iné.

Železné rudy sa nachádzajú už v najstarších známych horninových sériách Zeme v Grónsku, v kapvaalskom kratogéne (južná Afrika) a v pilbarskom bloku (Austrália). V priebehu vývoja zeme vznikali veľakrát, ale osobitne hojné boli v Archaiku. Veľký hospodársky význam majú ložiská páskovaných železných rúd, ktoré sa vyskytujú iba v horninách z tohto obdobia (3 100 – 2 000 mil. rokov). Tieto ložiská sú veľmi rozšírené, ide o mikrokryštalické, jemné prúžkované horniny s vysokou hustotou, v ktorých sa striedajú železná ruda a pyrit. Podiel železa môže dosiahnuť až 35 %. Charakteristická je prevaha oxidických minerálov ako hematit, a výskyt železných uhličitanov a kremičitanov, ktoré spôsobujú typické červené zafarbenie.

Vznik prúžkovaných železných rúd sa viaže na výskyt voľného kyslíka, ktorý je v tejto ére vývoja Zeme spätý s podmorským vulkanizmom. Plyny a pary unikajúce pri sopečnej činnosti obsahovali ióny ľahko rozpustného dvojmocného železa, ktoré sa dostávali do morskej vody a tá sa nimi v dôsledku absencie kyslíka nasýtila. Neskôr, približne pred 3000 mil. rokov sinice (cyanobaktérie), žijúce v moriach, produkovali fotosyntézou kyslík. Dvojmocné železo sa ním mohlo oxidovať na trojmocné, vytváral sa nerozpustný oxid a vznikali prúžkované rudy železa.

Asi pred 3 750 mil. rokmi pri Fiskenaessete v Grónsku a asi pred 3 500 mil. rokmi pri Selukwe v Zimbabwe vznikli najstaršie chromitové ložiská na svete. Miestami majú zvýšený obsah platiny. Medzi platinové kovy zaraďujeme okrem platiny aj paládium, ruténium, ródium, osmium a irídium, ktoré patria k priemerne alebo až k veľmi ťažkým kovom. Chromitové ložiská vznikali v podmorských lávových výlevoch, v ktorých bola prítomná extrémne bázická magma. Z magmy kryštalizovali mafické minerály ako sľuda, pyroxén, amfibol a olivín bohaté na mangán a železo.

Približne pred 3 000 mil. rokmi vznikali prvé významné ložiská zlata, pričom hlavné obdobie ich tvorby trvalo až do doby pred 2 100 mil. rokmi. Väčšie ložiská zlata sa nazývajú sekundárne. Zlato je typickým sprievodcom archaických pásiem zelenokameňov, v nepatrnom množstve sa vyskytuje aj v prúžkovaných železných rudách a v produktoch rozpúšťania tmavých vulkanických hornín bohatých na kremičitany. Ak sa takéto pôvodné horniny pod veľkým tlakom a pri vysokej teplote rekryštalizovali, prehriata vodná para premenila zlato obsiahnuté v nich do vrstiev hornín s vhodnou štruktúrou (hydrotermálna premena), kde sa akumulovalo. Archaické ložiská tohto typu vystupujú najčastejšie ako zlato-kremenné žily s rozličnou mocnosťou. Často sú sprevádzané výskytom antimónu, arzénu, bizmutu, volfrámu a ortuti, ktoré takisto pochádzajú z hydrotermálne mobilizovaných pôvodných akumulácií v pásmach zelenokameňov. Príkladom archaického ložiska zlata je Barberton v južnej Afrike.

V horninách formácie isua v Grónsku vznikli pred 3 800 mil. rokmi prvé medené rudy. Hlavná etapa vzniku medených a niklových rúd sa však začala pred 3 000 mil. rokmi a skončila pred 2 500 mil. rokmi. Spája sa s mladoarchickým vývojom zelenokameňov, predovšetkým v yilgarnskom bloku v Austrálii a v Zimbabwe. Tieto rudy majú sulfidický charakter a označujú sa ako kýzy. Vznikli v pásmach zelenokameňov, kde sa vyskytovali štrukturálne nepravidelnosti ako hranice blokov, hranice jednotlivých hornín, výrazné tektonické zóny (lineamenty). Vo vulkanických územiach prenikla magma do puklín a trhlín v horninách. Takto vzniknuté intruzívne telesá mali osobité chemické zloženie, čo súviselo s hustotou, teplotou tavenia a viskozitou intrudovaného materiálu. Ložiská kýzových rúd rozličného typu a veku sa nachádzajú aj na Slovensku, hlavne v Slovenskom rudohorí (Smolník, Prakovce) alebo v Malých Karpatoch.

Antimonit sa v archaiku radí ako hlavný rudný minerál v termálnych kremenných žilách. Miestami sa tiež vyskytuje so zlato-kremennými, olovenými, striebornými rudnými žilami v hlbších častiach vulkánov. Najčastejšie však vznikal v sekundárnych ložiskách, ktoré vznikali súčasne s horninou, ale až neskôr, pri premenách horniny prehriatou mineralizovanou vodnou parou. Hlavná etapa vzniku antimónových ložísk sa začala približne pred 500 mil. rokmi, aj keď niektoré sa utvárali už pred 2400 mil. rokmi. Antimón sa skladá z rôznych častí rádioaktívnych izotopov. Najznámejšou modifikáciou je stabilný sivý antimón, striebristobiely, veľmi krehký kov a nestabilný čierny antimón, ktorý obsahuje vodu. V archaických ložiskách sa antimón vyskytuje vo forme antimonitu. Tento minerál sa vyznačuje pretiahnutými prizmatickými ihličkami kryštálov s olovenosivým kovovým leskom. Ihlice antimonitu sa zvyčajne spájajú do lúčovitých agregátov, často sa mierne ohýbajú a bývajú pozdĺžne ryhované.

Prvé usadené horniny vznikali pred 3 500 mil. rokmi v súboroch hornín onverwacht v južnej Afrike (Svazíjsko) a warrawoona (Austrália). Na rozdiel od vyvretých hornín, ktoré sa vytvárali stuhnutím prúdov magmy, usadené (sedimentárne) vznikali rozrušením už jestvujúcich hornín zemskej kôry a usadením materiálu, z ktorého boli budované, vo vode alebo na súši. Najstaršie usadené horniny sa vytvorili na morskom dne neďaleko pobrežia. Zložením sa ponášajú na mladšie pieskovce, kremence a droby. Kremence sú vytvorené zo zŕn kremeňa. Droby sú sivé až zelenosivé horniny s vysokým podielom kremeňa, živca a sľudy. Obsahujú úlomky nestabilných hornín, ílovitú zložku a úlomky stabilných hornín. Droby bývajú čiastočne metamorfované, pričom sa za zvýšeného tlaku a teploty mení ich štruktúra. Pretože sú horniny, ktoré vznikli na morskom dne nahromadením produktov odnosu. Predpokladá sa, že prvá zemská kôra vznikla 100 – 300 mil. rokov pred vznikom prvých usadených hornín.

Najstaršie stromatolity, uhličitanové hľúzovité útvary sú známe v západnej Austrálii (asi pred 3 500 mil. rokov) a v Zimbabwe (pred 3 100 mil. rokov). Masovo sa tieto útvary začali vyskytovať vo vápenato-ílovitých horninách približne pred 2 300 – 750 mil. rokmi. Stromatolitické vápence sú výlučne anorganického pôvodu, ale dokazujú existenciu raných kolónií cyanobaktérií – siníc. Pravdepodobne išlo o celé porasty pozostávajúce z organizmov. Stromatolity sú bochníkovité útvary veľkosti od niekoľkých centimetrov až po niekoľko metrov, majú šupinovitú stavbu a na ich priečnom priereze sú zreteľné vrstvy rovnobežné s povrchom. Vznikli ako povlaky mechanickým prilepením vápenatého kalu na slizovitý povrch porastov siníc. Čiastočne sa však vytvárajú aj priamym vyzrážaním uhličitanu vápenatého, ale zase za pomoci siníc. Pri fotosyntéze sa pôsobením slnečného svetla z vody odoberá oxid uhličitý (CO₂), ktorý pochádza z hojného a vo vode ľahko rozpustného hydrouhličitanu vápenatého Ca(HCO₃)₂. Ako zvyšok zostáva voda a ťažko rozpustný sekundárny uhličitan vápenatý (CaCO₃), teda vápenec. Vápenec sa ukladá na dne pokojných vôd neďaleko pobrežia až po okraj šelfu, a to priamo na povrch porastov siníc. Po usadení vrstvy vápenca organizmy odumrú, na vápencovej vrstve sa však vytvorí porast a na ňom vznikne opäť tenká vápencová vrstva. Opakovaním tohto procesu sa vytvára šupinovitá stavba stromatolitov.

Koncom archaika nastali zásadné zmeny vo vývoji Zeme. Tektonické mechanizmy, ktoré hýbali zemskou kôrou a formovali ju, výrazne zoslabli a ani geochemické procesy v zemskej kôre nezostali nezmenené. Tieto premeny sa začali asi pred 3 100 mil. rokmi v Afrike a skončili sa pred 2 500 mil. rokmi v celosvetovom meradle. V tomto období zemská kôra natoľko stuhla, že rozsiahle lávové príkrovy, pochádzajúce priamo zo žeravotekutého materiálu zemského plášťa, už nehrali pri jej stvárňovaní podstatnú úlohu. S tým súviselo aj dokončenie vývoja zelenokameňov a na ne viazaných charakteristických rudných ložísk. Archaické prúžkované železné rudy ustúpili novému typu prúžkovaných železných rúd, ktoré sa už neviazali na vulkanické horniny. Archaické ložiská zlata v pásmach zelenokameňov boli nahradené ložiskami sedimentárnymi a neskôr i diagenetickými (diagenéza), vznikajúcimi premenou sedimentov. V tomto období sa znižovala intenzita vznikania pyritových ložísk, ukončil sa vývoj zelenokameňových pásiem, žulových a rulových masívov, ktoré spolu s kryhami (kratóny) vytvárali mocnejšiu a stabilnejšiu zemskú kôru. Sily, ktoré pôsobili na novú hrubú a stabilnú kôru, ju už neohýbali a netrhali, ale lámali a vytvárali hlboké priekopy (rifty), pozdĺž ktorých sa časti zemskej kôry mohli navzájom pohybovať. Vulkanizmus sa v tomto období viazal prevažne na tieto zlomy. Na kratónoch postupne vznikali mohutné klesajúce panvy a v nich jazerá alebo moria. V ich vodách sa usádzali plytkovodné sedimenty. V dôsledku mechanického rozrušovania starších hornín vznikali vo väčšej miere aj suchozemské klastické sedimenty.

Tektonické pohyby v archaiku sa delia na štyri úseky:

• 3 200 – 2 700 mil. rokov: Prvé veľké horotvorné pohyby Zeme, známe ako pilbarská, luanská, saanska a uivacká tektonická fáza. Tieto tektonické pohyby zasiahli všetky časti zemského povrchu.
• 2 700 – 2 600 mil. rokov: Začiatok ďalšej fázy globálneho vzniku pohorí. Zaraďuje sa sem kenorská, laurentínska a wanipigská tektonická fáza.
• 2 700 – 2 200 mil. rokov: Vznik archaických formácií na Baltskom štíte nazývaných saamidy.
• 2 600 – 2 200 mil. rokov: Odohrala sa algomská, chariská a unataciská tektonická fáza.

Približne pred 3 500 mil. rokmi sa v pilbarskom bloku v horninovom súbore warrawoona neďaleko North Pole (Austrália) usadila asi 30 metrová vrstva sadrovca a kremitých sintrov (usadeniny alebo povlaky na horninách), ktoré obsahujú značné množstvo barytu (z chemického hľadiska ´je to síran bárnatý BaSO₄) s možnou prímesou olova. Sadrovec (dihydrát síranu vápenatého CaSO₄.2H₂O) a baryt svedčia o oxidácii síry v bezkyslíkovom prostredí. Z toho vyplýva, že fotosynteticky aktívne organizmy, žijúce v horných vrstvách vôd, sa zúčastňovali na vzniku týchto sedimentov. Na svoju látkovú premenu pou��ivali oxid uhličitý a sírovodík.

Bližšie informácie v hlavnom článku: Evolučná abiogenéza

Od vzniku Zeme asi pred 4,8 mld. rokmi po vznik prvých mikroorganizmov uplynulo niečo viac ako 1 mld. rokov. Mnohí vedci pokladajú tento zdanlivo dlhý časový úsek za predsa len nedostatočne dlhý na to, aby počas neho vznikli prvé živé bunky. Domnievajú sa, že zárodky života prenikli na Zem z vesmíru pred 3,8 až 3,5 mld. rokmi. V úlomkoch meteoritov sa viackrát podarilo dokázať prítomnosť organických zlúčenín a vyššie organizovaných molekulárnych útvarov. Pokladá sa za preukázateľné, že tento materiál nikdy neprišiel do styku s kvapalnou vodou. Preto sa kvalifikuje nanajvýš ako predstupeň života na Zemi. Tejto skutočnosti netreba pripisovať veľký význam, pretože podobné predstupne mohli vznikať aj priamo na našej planéte. Takmer určite prvým miestom vzniku života bolo more, a to dno plytkého teplého mora niekoľko metrov pod hladinou, kde vrstva vody čiastočne zoslabila intenzívne žiarenie.

• Jedna z dnes preferovaných teórii:

Medzi šesť najrozšírenejších prvkov vo vesmíre patria okrem vzácnych plynov hélia a neónu aj štyri biologicky najdôležitejšie prvky – vodík, kyslík, dusík a uhlík. Tieto bioprvky najskôr vytvorili pri teplotách okolo 20 °C prvotnú atmosféru, ktorá pozostávala z vodíka (H₂), vodnej pary (H₂O), amoniaku (NH₃), a metánu (CH₄). Neskôr vznikla druhotná atmosféra, ktorá popri vodnej pare, amoniaku a metánu obsahovala predovšetkým oxid uhoľnatý (CO), oxid uhličitý (Co₂) a dusík (N₂), pochádzajúce z plynov sopečného pôvodu. Na to, aby sa tieto veľmi malé molekuly mohli začať spájať v atmosfére alebo v povrchových vrstvách vody do väčších komplexov bola bezpodmienečne potrebná energia. Tej bolo dostatočné množstvo predovšetkým vo forme slnečného žiarenia s ultrafialovými lúčmi, ktoré dobre prenikali prvotnou atmosférou, ale aj v podobe prirodzených rádioaktívnych procesov, ktoré v praveku Zeme produkovali trojnásobné množstvo energie. Energiu dodávala aj horúca sopečná láva a elektrické výboje. Laboratórne pokusy potvrdili, že za prívodu energie možno z jednotlivých jednobunkových zložiek prvotnej atmosféry syntetizovať zložité organické zlúčeniny. Z metánu a vody vzniká formaldehyd (H₂CO) a vodík, z metánu a amoniaku kyselina kyanovodíková (HCN) a vodík. Z formaldehydu, kyseliny kyanovodíkovej a amoniaku môže za prístupu tepla vzniknúť aminoacetonitril [CH₂(NH₂)-CpN] a voda a pri ďalšom pôsobení tepla a dostatočnom prívode vody vzniká glycín [CH₂(NH₂)-COOH] a amoniak. Glycín je najjednoduchšia aminokarbónová kyselina. Je dokázané, že dostatočnom prívode energie sa z komponentov prvotnej atmosféry pravidelne vytvárajú vyššie organické zlúčeniny. Ide predovšetkým o aminokyseliny, popri nich aj o kyselinu mliečnu, močovinu, adenín alebo amíny. Je pozoruhodné, že prednostne vznikajú také látky, ktoré sú blízke stavbe živých organizmov. Organické zlúčeniny uhlíka, medzi nimi všetky aminokyseliny s výnimkou glycínu sa môžu vyskytovať v dvoch molekulárnych štruktúrach, z ktorých každá je zrkadlovým obrazom tej druhej. Pri laboratórnych pokusoch vznikala zmes, v ktorej boli obidve štruktúry zastúpené v rovnakom pomere. V živých organizmoch sa však vždy vyskytuje iba jedna forma, buď forma D alebo forma L. Tento spôsob výskytu je dôležitý pri vzniku buniek, ktoré sú citlivé na svetlo. Aj počas praveku Zeme boli tieto formy rovnako hojné. Neskôr sa navzájom odčlenili. V priebehu ďalšej vývojovej fázy sa rozličné aminokyseliny za pôsobenia tepla až do 200 °C menili na kondenzačné produkty, na polymérne veľké molekuly podobné bielkovinám. Pri ochladzovaní vodných roztokov týchto proteínov nastala ich saoorganizácia na určité nadmolekulárne štruktúry. Tým vznikali mikrosféry a iné guľôčkovité útvary, ktoré sa podobali biologickým bunkám. Boli obklopené určitým druhom bunkovej steny, dôležitej pri procesoch látkovej premeny. Zatiaľ sa úplne nepodarilo objasniť ako tieto útvary získali genetický kód. Tri miliardy rokov neprerušená reťaz života na Zemi dokazuje, že teplota na povrchu za tento časový úsek nikdy neklesla pod 0 °C a nikdy nestúpla na 100 °C, ale udržiavala sa v tomto úzkom biokinetickom rozmedzí.

Spôsob života prvých mikroorganizmov vytvárajúcich stromatolity svedčí o ich schopnosti uskutočňovať fotosyntézu. Podobne ďalšie organizmy, ktoré sa objavili po nich, sinice, ovládali tento optickochemický mechnizmus. Fotosyntéza umožňuje pri maximálnom zisku uhlíka, základnej zložky organických zlúčenín a všetkých živých organizmov, zlučovať takmer všadeprítomný oxid uhličitý a rovnako bohato zastúpenú vodu na hydroxid uhličitý, základ uhľovodíkov, a uvoľňovať kyslík. Túto schopnosť majú iba živé organizmy a z pomedzi nich výhradne iba sinice a rastliny. Tieto organizmy obsahujú fotosenzibilné štruktúry schopné premieňať slnečnú energiu na energiu chemicky využiteľnú. Ich bielkoviny obsahujú iba jednu z dvoch možných foriem aminokyselín, konkrétne L-α-aminokyseliny. Ich molekuly pozostávajú práve z takých istých atómov alebo skupín atómov, ako majú D-α-aminokyseliny, ktoré sú ich zrkadlovým obrazom v molekulovej štruktúre. Organizmy, ktoré obsahovali rovnaké diely obidvoch foriem, boli opticky neaktívne. Optická aktivita predpokladá prítomnosť iba jednej formy. Takéto jednostranne vybudované bielkoviny majú schopnosť otáčať rovinu lineárne polarizovaného svetla, ktorým je aj slnečné svetlo. Pri vzniku života z jeho organických predstupňov sa museli vytvoriť obidva typy molekúl v rovnakom množstve. V neživej prírode existujú asymetrické sily ako je polarizované svetlo oblohy alebo polarizované elektróny vznikajúce pri rádioaktívnom rozpade beta, ktoré mohli v obmedzenom rozsahu zničiť jednu y dvoch molekulárnych foriem. Ak sa však tento proces už začal, potom môžu nadpočetné molekuly jednej formy vytlačiť molekuly inej formy, vyzrážať ich v presýtenom roztoku, čo sa deje ďalšími chemickými procesmi. Toto je jedna z najdôležitejších podmienok vzniku opticky aktívnych látok. Fotosyntéza je možná v prostredí bohatom na oxid uhličitý a sirovodík alebo v prostredí kde je popri oxide uhličitom aj dostatok vody. V prírode výrazne prevláda druhý prípad. Pri tomto type fotosyntézy sa uvoľňuje veľké množstvo kyslíka. V zemskej atmosfére a hydrosfére tohto obdobia sa vyskytoval iba chemicky viazaný kyslík. Kyslík, ktorý sa týmto spôsobom uvoľnil pri fotosyntéze sa ešte nehromadil v atmosfére, pretože bol chemicky viazaný. Vznikali sírany, ktoré ho obsahovali, známe z archaických sedimentov, a dvojmocné železo (Fe++) oxidovalo na Fe₂O₃, čiže hrdzavelo. Oxid železitý sa ukladal v sedimentoch ako prúžkovaná železná ruda ž 2 000 mil. rokov, čo svedčí o tom, že kyslík vznikal pri fotosyntéze organizmov už dávno pred obdobím, keď sa ním atmosféra obohacovala, čo bolo pred 2 300 mil. rokmi. Kým sa vyrovnal chemický deficit kyslíka a kyslík uvoľnený jednoduchými fotosyntetizujúcimi baktériami sa dostal do atmosféry, uplynulo okoo 1 500 mil. rokov.

Odhliadnuc od toho aké boli počiatky života na Zemi, život vznikol v prostredí bez kyslíka. Formy, ktoré ktoré boli predchodcami živých buniek, by za prítomnosti kyslíka oxidovali a zanikli. to isté platí pre živé bunky. Prvé organizmy nepokrývali spotrebu energie spaľovaním, na ktoré by bol potrebný kyslík. Drobným jednobunkovým organizmom slúžili ako potrava najskôr organické látky, ktoré vznikli abiotickou cestou z vodíka, vody, amoniaku a metánu. Nevyhnutná bola prítomnosť tepelnej a slnečnej energie. Prvé organizmy mali k dipozícii organickú potravu. Organizmy, ktoré sú odkázané na takúto výživu, sa nazývajú heterotrófne. Svoju potrebu energie a uhlíka pokrývajú procesmi kvasenia alebo dýchaním síry. Pri kvasení sa organické látky štiepia napr. na hroznový cukor a kyselinu mliečnu a uvoľňuje sa energia. Pri dýchaní síry sa menia organické zlúčeniny na oxid uhličitý a sírovodík. V porovnaní s kvasením sa za prítomnosti rovnakého množstva potravy vytvára len desatina použiteľnej energie. Prvé heterotrófne organizmy sa nemohli ľubovoľne rozmnožovať, pretože relatívne rýchlo spotrebovali organické molekuly, ktoré sa pomaly obnovovali. Relatívne rýchlo v tomto prípade znamená niekoľko sto miliónov rokov. Počas tohto obdobia sa pravdepodobne vyvinuli autotrofné organizmy, ktoré nie sú odkázané na výživu organickými zlúčeninami, ale vyživujú sa anorganickými látkami. Biogénny prvok uhlík asimilujú najčastejšie v podobe oxidu uhličitého. Na asimiláciu CO₂ využívajú svetelnú energiu (fotosyntéza) alebo chemickú energiu (chemosyntéza), ktorú zvyčajne získavajú oxidáciou anorganických zlúčenín síry, železa alebo iných prvkov. Tým, že rané mikroorganizmy zvládli fotosyntetickú asimiláciu CO₂, zmenili možnosti svojho vývoja.

V geologickej formácii sudan-iron v Minnesote (USA) sa našli stopy prvých spoločenstiev fotosynteticky aktívnych mikroorganizmov. Tieto spoločenstvá rôznych druhov sa označujú ako sinice. Ide o formy blízke baktériám, ktoré sa pre svoju modrú farbu nazývajú cyanobaktérie (gr. kyanos = tmavomodrý). Zúčastňovali sa aj na tvorbe stromatolitov. Pretože tieto organizmy vytvárajú vyššie, rozvetvené uhľovodíky (izopronoidy, alkány a iné), ktoré nemôžu vznikať v biochemických podmienkach, museli disponovať relatívne vysokovyvinutými enzýmami, organickými zlúčeninami, ktoré ovplyvňovali ich látkovú premenu. Dnešné sinice sú fotosyntetizujúce organizmy rozšírené po celej Zemi.

V súbore hornín Onverwacht v juhoafrickom pohorí Makhonjwa (=Barberton Greenstone Belt) sa našli jedny z najstarších zvyškov skamenených organizmov. Sú to guľovité kremičitanovovápenaté telieska veľkosti 0,5 – 5 mm. Majú organickú vnútornú štruktúru vo forme priestorových mriežok. Taxonomicky je to rod Ramsaysphaera. Tieto organizmy boli pravdepodobne heterotrofne odkázané na organickú potravu. Vytvárali veľké slizovité kolónie v plytkých vodách. Skameneliny dokazujú rast a delenie, teda spôsob rozmnožovania. Vložky kalcitu a kremeňa sa vysvetľujú ako odpad pri primitívnej látkovej premene. V tom istom pohorí sa našli v nadložnom súbore Fig Tree mikroorganizmy spred asi 3 200 mil. rokov. Sú to jednak eobaktérie (t.j. rod Eobacterium; tyčinkovité organizmy podobné dnešným baktériám) a jednak tzv. archeosféroidy (t.j. rod Archaeosphaeroides; organizmy príbuzné riasam). Spomínané nálezy z Fig Tree sú však sporné.

• Chronostratigrafická tabuľka
• Prekambrium
• Vznik a vývoj slnečnej sústavy

• Commons ponúka multimediálne súbory na tému archaikum.

• databáza GeoWhen

• Kronika Zeme, z nemeckého originálu Die Chronik der Erde, Felix R. Paturi, Dr. Michael Herholz, prof. Dr. Friedrich Straus (koncepcia slovenského vydania - Karol Biermann, František Hanus), Fortuna Print, spol. s.r.o., Bratislava 1996, ISBN 80-7153-114-6

Archaikum (3 800 – 2 500 mil. rokov)
Eoarchaikum (3 800 – 3 600)	Paleoarchaikum (3 600 – 3 200)	Mezoarchaikum (3 200 – 2 800)	Neoarchaikum (2 800 – 2 500)