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Medición del Tiempo Geológico

Con los datos obtenidos por los métodos de estudio de la edad absoluta y relativa de la Tierra, se construyen tablas de tiempo geológico. No existe una completa unanimidad a la hora de establecer una sola tabla calibrada del tiempo geológico y unos intervalos de años completamente definidos.

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El tiempo geológico del planeta se divide y distribuye en bloques de años relacionados con acontecimientos importantes que los han caracterizado. Como la edad de la Tierra es de aproximadamente 4600 millones de años, cuando se habla de tiempo geológico la unidad base es el millón de años y siempre se relaciona como "antes del presente".

Existen varias formas de definir los límites de cada lapso en el que se divide la historia geológica del planeta.

Las unidades geocronológicas son las más conocidas y dividen el tiempo geológico, en orden descendente de jerarquía, de la siguiente manera:

- Eón

- Era geológica

- Período geológico

- Época geológica

- Edad geológica

Las unidades cronoestratigráficas a su vez dividen el tiempo geológico de la siguiente forma:

- Eonotema

- Eratema

- Sistema geológico

- Serie geológica

- Etapa geológica

- Cronozona

Aunque los límites cronológicos no son absolutos, están bien definídos por el contenido fósil de las rocas, estudios magnéticos y de elementos radiactivos. Estos límites siempre llevan consigo un posible rango de inexactitud que se arrastra de los diferentes métodos de datación que se utilizan para determinar la edad de las rocas. Cuando se habla, por ejemplo, del Eón Fanerozoico, este abarca los últimos 540 millones de años del planeta y el error en su datación es de + - 1.6m.a., el cual no es muy alto para la cantidad de tiempo de la que se habla.

Unidad geocronológica

Las unidades geocronológicas son divisiones de tiempo utilizadas en geología histórica, que se realizan a partir de registros de espesores de rocas. Son unidades abstractas y se corresponden a la posición que tienen los estratos rocosos unos respecto a otros, y los límites entre ellos se relacionan con eventos geológicos evindenciados en las mismas rocas, como extinciones de distintas especies y orogénesis entre otros.

Eón: En el uso habitual, un eón es un periodo de tiempo de mucha duración.

Geología

En geología un eón es cada uno de los periodos en que se considera dividida la historia de la Tierra desde el punto de vista geológico y paleontológico. Los eones se dividen a su vez en eras.

Si bien no existe acuerdo al respecto se aceptan comúnmente cuatro eones:

- El Eón prearcaico que comprende desde el inicio de la historia de la Tierra, hasta hace 4.000 millones de años.

- El Eón arcaico que comprende desde hace 4.000 hasta hace 2.500 millones de años.

- El Eón proterozoico que comprende desde hace 2.500 hasta hace 540 millones de años

- El Eón Fanerozoico representa el tiempo durante el cual la mayoría de organismos macroscópicos, algas, hongos, plantas y animales, vivieron. Se propuso el principio del Fanerozoico (hace aproximadamente 540 millones de años) como una división de tiempo geológico, ya que se pensaba que coincidía con el inicio de la vida. En realidad, este eón coincide con la aparición de animales que formaron exoesqueletos, como las conchas, y los que algo más tarde formaron endoesqueletos, como los elementos óseos de vertebrados. El tiempo antes del Fanerozoico también se denomina Precámbrico, y lo que lo califica como un "eón" o "era" varía dependiendo de las distintas fuentes. El Precámbrico está normalmente dividido en tres "eras".

El Eón es expresado como la duración máxima de todo lo que es, fue, o será del universo, lo anterior corresponde a 3 Eones, ya que es todo el tiempo de lo que ocurrio + todo el tiempo de lo que ocurre + todo el tiempo que ocurrirá, algunos dicen que la cantidad de eones es de tamaño eonico (eones de eones, que conforman el infinito, arriba se nombran los eones que tienen respecto a la existencia de la tierra.

Era geológica: En geología, era se refiere a un periodo de tiempo extremadamente largo, millones de años, que abarca importantes procesos geológicos y biológicos. Algunos ejemplos de eras son las eras Proteozoica, Paleozoica, Mesozoica y Cenozoica.

Las eras son sub-dvisiones de los eones, definidas a partir de grandes discordancias que señalan el inicio de distintos ciclos orogénicos. Así, el Fanerozoico lo integran tres eras geológicas, la Paleozoica, desde 590-245 m.a, la Mesozoica, desde 245-65 m.a., y la Cenozoica, desde 65 m.a. hasta la actualidad.

Antiguamente al Paleozoico se le llamaba "Primario" y al Mesozoico "Secundario", pero esas denominaciones han caído en desuso a favor de denominaciones biológicas, que coinciden con el carácter de los fósiles encontrados en los estratos. El Cámbrico es la era en la que comienzan a encontrarse fósiles de forma masiva, principalmente de invertebrados y de las primeras plantas. El Precámbrico, en realidad, sería una era.

Período geológico: La geología histórica es la rama de la geología que estudia las transformaciones que ha sufrido la Tierra desde su formación, hace unos 4.500 millones de años, hasta nuestros días.

Para establecer un marco temporal absoluto, los geólogos han desarrollado una cronología a escala planetaria dividida en eones, eras, periodos, épocas y edades. Esta escala se basa en los grandes eventos biológicos y geológicos.

Escala de tiempo geológico

La mayoría de las cifras están en millones de años (m.a.):

Eón Fanerozoico (544 m.a. hasta el presente)

Era Cenozoica (65 m.a. hasta el presente)

Sub-era Cuaternaria (1.8 m.a. hasta el presente)

Neogeno (Esta compuesto por el Holoceno, Pleistoceno, Plioceno y Mioceno) (23 m.a. hasta el presente)

Holoceno (11.000 años hasta el presente)

Pleistoceno (1.8 m.a. a 11.000 años)

Sub-era Terciaria (65 m.a. a 1.8 m.a.)

Neogeno

Plioceno

Mioceno

Paleogeno

Oligoceno

Eoceno

Paleoceno

Era Mesozoica (245 a 65 m.a.)

Cretácico (146 a 65 m.a.)

Jurásico (208 a 146 m.a.)

Triásico (245 a 208 m.a.)

Era Paleozoica (544 a 245 m.a.)

Pérmico (286 a 245 m.a.)

Carbonífero (360 a 286 m.a.)

Devónico (410 a 360 m.a.)

Silúrico (440 a 410 m.a.)

Ordovícico (505 a 440 m.a.)

Cámbrico (544 a 505 m.a.)

Tiempo Precámbrico (4.500 a 544 m.a.)

Eón Proterozoico (2.500 a 544 m.a.)

Era Neoproterozoica (900 a 544 m.a.)

Ediacárico (635 a 544 m.a.)

Cryogénico (800 a 635 m.a.)

Tónico (900 a 800 m.a.)

Era Mesoproterozoica (1.600 a 900 m.a.)

Sténico (1.200 a 900 m.a.)

Ectásico (1.400 a 1.200 m.a.)

Calymmico (1.600 a 1.400 m.a.)

Era Paleoproterozoica (2.500 a 1.600 m.a.)

Statherico (1.800 a 1.600 m.a.)

Orosirico (2.050 a 1.800 m.a.)

Rhyasico (2.300 a 2.050 m.a.)

Siderico (2.500 a 2.300 m.a)

Arcaico (3.800 a 2.500 m.a.)

Era Neoarcaica (2.800 a 2.500 m.a.)

Era Mesoarcaica (3.200 a 2.800 m.a.)

Era Paleoarcaica (3.600 a 3.200 m.a.)

Era Eoarcaica (3.800 a 3.600 m.a.)

Hadeico (4.500 a 3.800 m.a.)

Era Ímbrica (3.900 a 3.800 m.a.)

Era Nectárica (4.100 a 3.900 m.a.)

Era Cryptica (4.500 a 4.100 m.a.)

Época geológica: Una época geológica es la subdivisión de un sistema o período geológico, que se utiliza para indicar la abundancia o decadencia de especies vivas, o las transiciones de procesos geológicos como la deriva continental, sedimentación de cuencas y orogénesis, entre otros.

Por ejemplo, la Era Cenozoica se divide en dos períodos, el Paleogeno y el Neogeno. El Paleogeno se divide en tres épocas, el Paleoceno, el Eoceno y el Oligoceno, y, a su vez el período Neogeno se divide en Mioceno, Plioceno, Pleistoceno y Holoceno.

La escala del tiempo geológico se divide en orden descendente de jerarquía de la siguiente manera:

Eón, eras, sistemas o períodos, series o épocas y pisos.

Precámbrico: La Era de las Bacterias

El Precámbrico es la etapa más larga de la Historia de la Tierra. Comienza cuando ésta se formó, hace 4.600 millones de años, y termina hace aproximadamente 570 millones de años. A pesar de ser una etapa tan larga y en la que debieron ocurrir muchos sucesos, los geólogos casi no tienen datos sobre ella ya que las rocas formadas durante el precámbrico han sido erosionadas, enterradas o metamorfizadas.

Creación de la primera corteza continental

La primera corteza continental se formó partir del manto superior terrestre en un período de tiempo que oscila entre los 3800 y los 2.800 millones de años de antigüedad. Se formaron andesitas y basaltos, siendo muy numerosas las intrusiones graníticas.

Los científicos creen que está corteza continental primitiva, rica en silicatos de aluminio, era más fina, más caliente y discontinua que la corteza actual.

A las zonas constituidas por esta primera corteza, se les denomina escudos, y forman el núcleo de los actuales continentes. En alguno de ellos llegan a constituir la mayor parte, como en el caso del continente americano o del africano. Los escudos más antiguos son los de África y Groenlandia, con una edad que puede llegar hasta los 3.500 millones de años de antigüedad.

Las rocas precámbricas son principalmente ígneas y metamórficas. En África y en Groenlandia se encuentran las rocas terrestres más antiguas.

Es probable que al final del precámbrico se diera una dinámica de placas similar a la actual. Además los geólogos han encontrado pruebas de la formación de cordilleras, procesos erosivos y acumulación de sedimentos.

La vida en el precámbrico

Los fósiles precámbricos son muy escasos. Excepcionalmente se conservan algunos de estos organismos, o bien sus impresiones o huellas.

La casi carencia de fósiles precámbricos se puede deber a que prácticamente la totalidad de los organismos debían ser de cuerpo blando, muy frágiles y desprovistos de partes duras que pudieran fosilizar.

Otra de las posibles causas de la escasez de fósiles de este periodo es que las rocas sedimentarias del precámbrico fueron metamorfizadas y los restos de organismos vivos que pudieron quedar englobados en ellas, se destruyeron.

Los primeros fósiles

Se han encontrado en Australia y África rocas que contienen numerosos microfósiles. Los más antiguos tienen entre 3.200 y 3.400 millones de años y corresponden a primitivas bacterias. Son especialmente abundantes los microfósiles de algas cianofíceas llamados estromatolitos que forman capas y masas semiesféricas de carbonato cálcico y pueden llegar a tener 1.400 millones de años de antigüedad.

Hace unos 700 millones de años, corales blandos, medusas, anélidos y otros animales de cuerpo blando aparecieron en mares poco profundos y en las orillas de los continentes.

Los cambios ambientales

En el transcurso del Proterozoico los océanos y la atmósfera fueron sufriendo cambios. Las sales que el agua de lluvia disolvía de la tierra emergida y llevaba hasta los mares hicieron que aumentará su concentración salina

Hace 1.800 millones de años las algas fueron capaces de producir el suficiente oxígeno para que se acumulara en el mar y en la atmósfera. A partir del oxígeno atmosférico se formó una capa de ozono que protege a los seres vivos de la letal radiación ultravioleta del Sol.

En cuanto al clima, se alternaron periodos de clima desértico con épocas frías y húmedas, e incluso algunos periodos glaciales.

Era Proterozoica

Duración: 1500 a 570 millones de años. Se caracterizó por grandes procesos erosivos y por animales pluricelulares como medusas y gusanos segmentados. Proliferaron las algas.

En el periodo Proterozoico se produjo la evolución de los organismos primitivos que aparecieron en el arcaico; se encuentran ya sedimentos con huellas de bacterias, surgieron algas cianofíceas, algunas de las cuales formaron estromatolitos. Y se encuentran también algunos fragmentos fósiles de animales imperfectamente constituidos, como esponjas y gusanos marinos.

Deriva del prefijo griego "pan" que significa "todo" y de la palabra en griego Ga?a Gaia, Ga?? Gaiê o ?? G?, ‘suelo’ o ‘tierra’. De este modo, quedaría:"toda la tierra".

Pangea es un supercontinente que se cree que existió durante las eras Paleozoica y Mesozoica, antes de que los continentes que la componían fuesen separados por el proceso de separación las placas tectónicas y conformaran su configuración actual. Este nombre aparentemente fue usado por primera vez por el alemán Alfred Wegener, principal autor de la teoría de la deriva continental, en 1920.

Se cree que la forma original de Pangea fue una masa de tierra con forma de C distribuida a través del Ecuador. Ya que el tamaño masivo de Pangea era muy amplio, las regiones internas de tierra debieron ser muy secas debido a la falta de precipitación. El gran supercontinente habría permitido que los animales terrestres emigraran libremente desde el Polo Sur al Polo Norte.

El extenso océano que alguna vez rodeó una al supercontinente de Pangea se ha nombrado Pantalasa (Panthalassa).

Se estima que el origen de Pangea se produjo a finales del período Pérmico, (hace aproximadamente 300 millones de años) cuando de las aguas emergieron masas continentales, quedando todas unidas formando un solo cuerpo y rodeado por un único mar.

Se estima que, producto de los cambios y movimientos de las placas tectónicas, Pangea habría comenzado a fragmentarse entre finales del Triásico y comienzos del Jurásico (hace aproximadamente 200 millones de años). El proceso de fragmentación de este supercontinente condujo primero en dos continentes, Gondwana al sur y Laurasia al norte, separados por un mar circumecuatorial (mar de Tetis) y posteriormente a los continentes que conocemos hoy. Dicho proceso geológico de desplazamiento de las masas continentales (deriva continental) se mantiene en marcha hasta el día de hoy.

La formación de Pangea

Rodinia, la cual se formó hace 1.100 millones años durante el Proterozoico, fue el supercontinente del cuál derivaron todos los continentes subsecuentes. La existencia de Rodinia no descarta la posibilidad de la existencia de supercontinentes anteriores formados y desintegrados cíclicamente durante los 4.600 millones de años de existencia de la Tierra.

Gondwana siguió con varias iteraciones antes de la formación de Pangea, que ocurrió después de Pannotia, antes del inicio de la era paleozoica (545 mda) y del Eón Fanerozoico.

El supercontinente menor Proto-Laurasia se desplazó lejos de Gondwana, y se movió a través del océano Pantalásico. Un océano nuevo se formó entre los dos continentes, el océano de Proto-Tethys. Inmediatamente, Proto-Laurasia se partió en varios segmentos para crear Laurentia, Siberia y Baltica. Esta separación también propició la generación de dos océanos nuevos, el Iapetus y Khanty. Baltica permaneció al este de Laurentia, y Siberia se sentó al noreste de Laurentia.

Durante el Cámbrico, el continente independiente de Laurentia (qué posteriormente se convirtió en Norteamérica) estuvo fijo en el Ecuador, rodeado con tres océanos, el océano de Pantalásico al norte y al oeste, el océano Iapetus al sur, y el océano Khanty al este. Al inicio del Ordovícico, el microcontinente de Avalonia (una masa de tierra que se convertiría en los Estados Unidos, Nueva Escocia, e Inglaterra), se separó libremente de Gondwana y comenzó su viaje hacia Laurentia.

Hacia el final del Ordovícico, Baltica chocó con Laurentia, y el norte de Avalonia chocó con Baltica y Laurentia. Laurentia, Baltica, y Avalonia se unieron para conformar al supercontinente menor de Euramerica o Laurusia, cerrando el océano Iapetus, mientras que el océano Rheic se expandió hacia la costa meridional de Avalonia. La colisión también dio lugar a la formación de los Apalaches norteños. Siberia se sentó cerca de Euramérica con el océano de Khanty entre los dos continentes. Mientras todo esto estaba sucediendo, Gondwana se desplazo lentamente hacia el polo sur. Esto fue el primer paso de la formación de Pangea.

El segundo paso en la formación de Pangea fue la colisión de Gondwana con Euramérica. Durante el Silúrico, Báltica ya había chocado con Laurentia para formar Euramérica. Avalonia no había chocado con Laurentia todavía, y una vía marítima entre ellos (que era un remanente del océano de Iapetus) todavía se contraía al mismo tiempo que Avalonia avanzaba lentamente hacia Laurentia. Mientras tanto, Europa meridional se separó de Gondwana y comenzó a dirigirse hacia Euramérica a través del recientemente formado océano Rheic y colisionó con Báltica meridional durante el Devónico. Sin embargo, este microcontinente tan solo era una placa oceánica. El océano Kantico (el océano hermano de Iapetus), también se contrajo al mismo tiempo que un arco de la isla de Siberia chocó con Baltica del este (ahora parte de Euramérica). Detrás de este arco de isla estaba un océano nuevo, el océano Ural.

Al final del Silúrico el norte y sur de China se desplazó lejos de Gondwana y comenzó a dirigirse hacia el norte a través del océano Proto-Tethys y la apertura sur del océano Paleo-Tethys. En el período Devónico, Gondwana se desplazo hacia Euramérica, esto causo que el océano de Rheic se contrajera.

Al inicio del Carbonífero, el noroeste de África había tocado la costa sudeste de Euramérica, creando la porción meridional de las montañas Apalaches, y de las montañas de Meseta. Suramérica se movió hacia el norte con dirección a Euramérica meridional, mientras que la porción del este de Gondwana (la India, Antártida, y Australia) se dirigió hacia el polo sur desde el ecuador.

China del norte y China del sur se encontraban en continentes independientes. Hacia la mitad del Carbonífero, el microcontinente de Kazakhstania había chocado con Siberia (el continente siberiano había sido un continente separado durante millones de años desde la deformación del supercontiente Pannotia). Al final del Carbonífero, el oeste de Kazakhstania chocó con Baltica, cerrando los océanos Ural, y Proto-Tethys entre ellos (orogenia Uraliana), causando la formación de las montañas de Urales, y la formación del supercontinente de Laurasia. Éste fue la fase final para la formación de Pangea.

Mientras tanto, Suramérica había chocado con el sur de Laurentia, cerrando el océano Rheic, y formando a la parte sur de los Apalaches y las montañas de Ouachita. Para este tiempo, Gondwana se posicionó cerca del polo sur, y los glaciares se formaron en la Antártida, la India, Australia, África meridional y Suramérica. El bloque del norte de China chocó con Siberia al final de la era Carbonífera, cerrando por completo el océano de Proto-Tethys.

En el pérmico temprano, la placa Cimmeriana se desplazó lejos de Gondwana y se dirigió hacia Laurasia, cuando se formaba un océano nuevo en su extremo meridional, el océano de Tethys, y el encierro del océano de Paleo-Tethys. La mayoría de las masas de tierra estaban todos en una sola entidad. Para el período triásico, Pangea se rotó un poco en dirección al sudoeste. La placa Cimmeriana todavía viajaba a través del cada vez más pequeño océano Paleo-Tethys, hasta la mitad de la era jurásica. Paleo-Tethys se cerró del oeste hacia el este, creando la orogenia Cimmeriana. Pangea parecía una "C", con un océano dentro de la "C", el océano nuevo de Tethys. No obstante, Pangea se desunió durante el jurásico medio, y su deformación se explica más abajo.

La separación de Pangea

Hubo tres fases importantes en la desintegración de Pangea. La primera fase comenzó al principio-mitad del Jurásico, cuando en Pangea se creó una grieta en el océano de Tethys al este y del Pacífico en el oeste. Esta falla ocurrió entre Norteamérica y África, la grieta produjo múltiples fallas, donde el río Mississippi fue la más grande de ellas. La grieta produjo un nuevo océano, el Océano Atlántico. El Océano Atlántico no se abrió uniformemente; el desplazamiento comenzó en el Atlántico Norte-Central. El Atlántico sur no se abrió sino hasta el cretáceo. Laurasia comenzó a rotar hacia la derecha y se movió hacia el norte con Norteamérica al norte, y Eurasia al sur. El movimiento en favor de las manecillas del reloj de Laurasia también condujo al cierre del océano de Tethys. Mientras tanto, en el otro lado de África, se formaron nuevas grietas a lo largo de los márgenes adyacentes de África, de Antártida, y al este de Madagascar, lo que que conduciría a la formación del Océano Índico, que también se abriría durante el cretáceo.

La segunda fase importante de la desintegración de Pangea comenzó al inicio del cretáceo (hace 150-140 millones de años), cuando el supercontinente menor de Gondwana se dividió en cuatro continentes más pequeños (África, Suramérica, la India y Antarctica/Australia). Hace cerca de 200 millones de años, el continente de Cimmeria, según lo mencionado arriba ("la formación de Pangea"), chocó con Eurasia.

Sin embargo, una nueva depresión se formaba. Esta depresión fue llamada el foso de Tethyan. Esta depresión pudo haber contenido lo que se conoce como el estrecho de Tetis, un estrecho responsable de la expansión del Océano de Tetis. Probablemente causo que África, la India y Australia se movieran hacia el norte. Al inicio del cretáceo, Atlántica, la Suramérica de hoy y África, finalmente se separaron de Gondwana (es decir, se separaron de Antártida, la India, y Australia), causando la apertura de un "Océano Índico del sur". En el cretáceo medio, Gondwana se fragmentó para abrir el Océano Atlántico del sur mientras Suramérica comenzó a moverse hacia el oeste alejándose de África. El Atlántico del sur no se desarrolló uniformemente, se separó de sur al norte como una cremallera.

Así también al mismo tiempo, Madagascar y la India comenzaron a separarse de la Antártida y se movieron hacia el norte, abriendo el Océano Índico. Madagascar y la India se separaron hace aproximadamente de 100 a 90 millones de años durante el cretáceo tardío. La India continuó moviéndose hacia el norte con dirección a Eurasia a una velocidad de 15 centímetros por año (un record de movimiento tectónico), cerrando el océano de Tethys, mientras que Madagascar se detuvo y encallo con la placa Africana. Nueva Zelandia y Nueva Caledonia comenzaron a moverse desde Australia hacia el este en dirección del Pacífico, abriendo el mar de Coral y el mar de Tasmania. Desde entonces, han sido islas independientes.

La tercera fase principal (y final) de la desintegración de Pangea ocurrió al inicio del cenozoico (Paleoceno - Oligocene). Norteamérica/Greenland finalmente se separó de Eurasia, abriendo el mar Noruego hace cerca de 60-55 millones de años. Los océanos Índico y Atlántico continuaron expandiéndose, cerrando el océano de Tethys. Mientras tanto, Australia se separó de la Antártida y se movió rápidamente hacia el norte, así como lo hizo la India hizo hace más de 40 millones de años antes, actualmente se encuentra en curso de colisión con el este de Asia. Australia y la India se están moviendo actualmente en dirección noreste a una velocidad de 5-6 centímetros por año. La Antártida ha estado en (o muy cerca) del polo sur desde la formación de Pangea (desde hace 280 millones de Años). La India comenzó a chocar con Asia hace cerca de 35 millones de años, formando la orogenia Himalaya, finalmente cerrando con esto la vía marítima de Tethys; esta colisión aun continúa hoy.

La placa africana comenzó a cambiar su dirección, del oeste al noroeste hacia Europa, mientras que Suramérica comenzó a moverse en dirección al norte separándose de la Antártida, permitiendo por primera vez la completa circulación oceánica alrededor de Antártida, causando un rápido enfriamiento del continente y permitiendo la formación de los glaciares. Otros acontecimientos importantes ocurrieron durante el cenozoico, incluyendo la apertura del Golfo de California, el levantamiento de los Alpes, y la apertura del Mar de Japón. La desintegración de Pangea continúa hoy día, en la grieta al este de África; además, las colisiones en curso pueden indicar la creación incipiente de un nuevo supercontinente.

Anteriores continentes

Se cree que Pangea no fue primer supercontinente que ha existido. Con la evidencia disponible, los científicos han reconstruido a un predecesor llamado Pannotia, que se pudo haber formado hace cerca de 600 millones de años, antes de dividirse unos 50 millones de años más tarde. Incluso Otro supercontinente, Rodinia, se cree que existió hace aproximadamente 1,100 millones de años y que se dividió hace 750 millones. No obstante, evidencia tentativa sugiere que el Supercontinente Columbia existió entre hace 1,800 y 1,500 millones años.

También se cree que pangea antes no era un continente, si no grupos de islas situadas por todo el oceano que a causa de los movimientos del interior de la tierra se juntaron.

Historia geológica

En un lejano pasado geológico todas las tierras formaban un único supercontinente: Pangea. Hace unos 200 millones de años ésta se

hallaba subdividida en dos megacontinentes: Laurasia al norte y Gondwana al sur. Los separaba entonces el mar Mesogeo, que se extendía desde el sur de Asia, por la actual cuenca del Mediterráneo, hasta la actual América, separada en dos por sus aguas, pues Norteamérica estaba unida a Europa y Sudamérica a África. Ulteriormente el continente de Gondwana se fue fragmentando en grandes bloques separados por sendas fracturas de la corteza terrestre. Esos fragmentos, futuros continentes o subcontinentes, emprendieron entonces una deriva, que aún prosigue. De este modo, Gondwana habría empujado contra los continentes boreales el geosinclinal mediterráneo, plegando los álpides euroasiáticos y provocando en ellos grandes corrimientos hacia el norte.

África, que constituía algo así como el núcleo central de Gondwana, sigue fragmentándose. En un pasado relativamente reciente se separó de Arabia, que sigue alejándose hacia el noroeste al ir ensanchándose el rift del mar Rojo. Ahora, aunque muy lentamente, se está desgajando otro fragmento del continente africano, al este del llamado Gran Valle del Rift, que es una enorme fractura que parte en la desembocadura del río Zambeze y va hasta el mar Rojo, jalonada por los lagos Malawi, Tanganica, Victoria y Rodolfo.

2) Laurasia: es el nombre dado a una antigua masa de tierra del hemisferio norte surgida hacia el final del Jurásico de la desintegración del supercontinente Pangea, separándose de Gondwana por la apertura del Mar de Tetis. Laurasia se dividió enseguida en Eurasia y América del Norte.

Los radiolarios se dividen en 3 grupos:

1) Spumeláridos: Desarrollan una concha con simetría central.

2) Naseláridos: Desarrollan simetría bilateral.

3) Tripyláridos: Desarrollan simetría de 3 caras.

Consultar este link de Micropaleontologia: http://paleontologia.co.uk/paleopag/index.php

Características

Los Estromatolitos o alfombras de piedra son células que se agrupaban en colonias formando rocas sedimentarias. Las células fosilizadas más numerosas se encontraron en tales rocas formadas al borde de mares cálidos. Al examinarlos en corte, al microscopio, se distinguen muchas capas superpuestas, como finas láminas apiladas unas sobre otras.

Estas rocas se formaron muy lentamente, capa sobre capa, y son el resultado de la unión de minúsculos seres unicelulares, unas bacterias que vivían en mares cálidos y en aguas poco profundas.

La causa del oxígeno en la Tierra

Hace unos 3500 millones de años, cuando en los océanos ya emergían millones de células vivas, aparecieron los estromatolitos. Ya hace 2500 y 1000 millones de años atrás, los arrecifes de estromatolitos estaban ampliamente expandidos y comenzaron a segregar un gas que fue causante de la primera extinción masiva del planeta. Este gas era el oxígeno y provocó un cambio drástico en la Tierra, notable hasta nuestros días.

Sitios donde aún se forman estromatolitos

Actualmente, solo se forman en algunos raros lugares preservados del planeta, como por ejemplo en la costa oeste de Australia (no lejos de los sitios donde se encontraron los estromatolitos fósiles), en las Bahamas, en el Mar Rojo y en Cuatrociénegas, ubicado en Coahuila de Zaragoza, México.

Derecha: Melosira Varians: diatomea colonial que forma cadenas largas de c?lulas en forma de tambor. Presentan cloroplastos en forma de plaquitas de color pardo amarillento.

visite el Atlas de Microorganismos:

http://personal.telefonica.terra.es/web/ayma/atlas_m.htm

Derecha: Astorionella Formosa: Diatomea que forma colonias estrelladas de unas 8 c?lulas. Cada c?lula presenta un lado pleural, m?s ancho en los extremos. Las valvas son muy estrechas con los extremos algo abultados.

visite el Atlas de Microorganismos: http://personal.telefonica.terra.es/web/ayma/atlas_m.htm

Visite el Atlas de Microorganismos:

http://personal.telefonica.terra.es/web/ayma/atlas_m.htm

Las cianobacterias fueron designadas durante mucho tiempo como cianófitas (Cyanophyta, literalmente plantas azules) o cianofíceas (Cyanophyceae, literalmente algas azules), castellanizándose lo más a menudo como algas verdeazuladas. Cuando se descubrió la distinción entre célula procariota y eucariota se constató que éstas son las únicas algas procarióticas, y el término cianobacteria (se había llamado siempre

bacterias a los procariontes conocidos) empezó a ganar preferencia. Los análisis genéticos recientes han venido a situar a las cianobacterias entre las bacterias gramnegativas.

Anatomía y morfología

Las cianobacterias son microorganismos cuyas células miden sólo unos micrómetos (µm) de diámetro, pero son más grandes que lo típico de las otras bacterias. El citoplasma no suele presentar estructuras reconocibles salvo carboxisomas (corpúsculos que almacenan la enzima RuBisCO), vesículas gasíferas (llenas de gas, que presentan muchas pero no todas las formas) y tilacoides, vesículas aplastadas formadas por invaginación de la membrana plasmática (con la que suelen conservar comunicación o contacto) donde reside el aparato molecular de la fotosíntesis. Con medios más sofisticados se pueden reconocer agregados moleculares como ribosomas, microtúbulos (no homólogos de los eucarióticos). La envoltura está constituida, como en todas las bacterias gramnegativas, por una membrana plasmática y una membrana externa, situándose entre ambas una pared de mureína (peptidoglucano).

Las cianobacterias más comunes son unicelulares cocoides (esferoidales), a veces agregadas en una cápsula mucilaginosa, o formadoras de filamentos simples. Los filamentos pueden aparecer agregados en haces, envueltos por mucílago, o de una manera que aparenta ramificación. Existen además cianobacterias que forman filamentos con ramificación verdadera. Las cianobacterias contradicen, como las mixobacterias, el prejuicio según el cual los procariontes no son nunca genuinamente pluricelulares.

Entre las células de un filamento hay una comunicación íntima, en forma de microplasmodesmos, y existe además algún grado de especialización de funciones. La diferencia más notable la ofrecen los heterocistes, células especiales que sólo se presentan en un clado de cianobacterias. Los heterocistes aparecen como células más grandes y de pared engrosada intercaladas en los filamentos. Recientemente se ha confirmado que su pared presenta celulosa, el polímero más abundante en las paredes celulares de las plantas. Los heterocistes contienen la maquinaria de fijación del nitrógeno, la cual es relativamente incompatible con la de la fotosíntesis. En las cianobacterias sin heterocistes los dos procesos se separan en el tiempo, realizándose la fotosíntesis durante las horas de luz y la fijación de nitrógeno solamente por la noche.

Fisiología

Las cianobacterias son en general organismos fotosintetizadores, pero algunas viven heterotróficamente, como descomponedoras, o con un metabolismo mixto. Las cianobacterias comparten con algunas otras bacterias la capacidad de usar N2 atmosférico como fuente de nitrógeno.

Fotosíntesis oxigénica

Las cianobacterias “inventaron” una variante de la fotosíntesis que ha llegado a ser la predominante, y que ha conformado la evolución de la biosfera terrestre. Se trata de la fotosíntesis oxigénica. La fotosíntesis necesita un reductor (una fuente de electrones), que en este caso es el agua (H2O). Al tomar el H del agua se libera oxígeno. La explosión evolutiva y ecológica de las cianobacterias, hace miles de millones de años, dio lugar a la invasión de la atmósfera por este gas, que ahora la caracteriza, sentando las bases para la aparición del metabolismo aerobio y la radiación de los organismos eucariontes.

Fijación de nitrógeno

Las cianobacterias comparten con algunas otras bacterias la habilidad de tomar el N2 del aire, donde es el gas más abundante, y reducirlo a amonio (NH4), una forma que todas las células pueden aprovechar. Los autótrofos que no pueden fijar el N2, tienen que tomar nitrato (NO3), que es una sustancia escasa. Esto les ocurre por ejemplo a las plantas. Algunas cianobacteria son simbiontes de plantas acuáticas, como los helechos del género Azolla, a las que suministran nitrógeno. Dada su abundancia en distintos ambientes las cianobacterias son importantes para la circulación de nutrientes, incorporando nitrógeno a la cadena alimentaria, en la que participan como productores primarios o como descomponedores.

Aunque la generalidad de las cianobacteria pueden fijar nitrógeno. sólo algunas tienen células especializadas para esta función llamadas heterocistes, más grandes y con una pared engrosada con celulosa.

Toxicidad

Algunas cianobacterias producen toxinas y pueden envenenar a los animales que habitan el mismo ambiente o beben el agua. Se trata de una gran variedad de géneros y especies, algunas que producen toxinas muy específicas y otras que producen un espectro más o menos amplio de tóxicos. El fenómeno se hace importante sólo cuando hay una floración (una explosión demográfica), lo que ocurre a veces en aguas dulces o salobres, si las condiciones de temperatura son favorables y abundan los nutrientes, sobre todo el fósforo. Los géneros más frecuentemente implicados en floraciones son Microcystis, Anabaena y Aphanizomenon. Los mecanismos fisiológicos de la intoxicación son variados, con venenos tanto citotóxicos (atacantes de las células), como hepatotóxicos (atacantes del hígado) o neurotóxicos (atacantes del sistema nervioso).

Floraciones de cianobacterias (blooms)

Las cianobacterias colonizan numerosos ecosistemas terrestres y acuáticos. Sin embargo, en ambientes acuáticos es donde especialmente se agregan, dando lugar a formaciones típicas conocidas como floraciones o blooms. Estas proliferaciones en masa ocurren en aguas eutróficas ricas en nutrientes (particularmente fosfatos, nitratos y amoniaco) bajo temperaturas medianamente altas (15 a 30ºC, y dónde el pH oscila entre 6 y 9. Con todo, las afloraciones cianobacterianas necesitan aguas poco removidas y sin vientos para poder desarrollarse. Dichos blooms, resultan muy inestéticos e indeseables en aguas de recreo ya que cambian el aspecto del agua y causan turbidez.

Es más, está bien documentado que las cianobacterias, gracias a un metabolismo secundario muy activo, son capaces de sintetizar un gran número de compuestos orgánicos como antibióticos, antivirales, antitumorales, y también otros compuestos nefastos como la geosmina y el 2, metil-isoborneol, que confiere al agua de grifo un sabor execrable. Hay que añadir a todos estos compuestos toxinas responsables de varios episodios conocidos de mortandad de vertebrados (peces, así como ganado y otros animales que beben de las aguas afectadas por el bloom) por ingestión de cianobacterias concentradas en la orilla por la acción del viento.

Importancia ecológica

Las cianobacterias fueron los principales productores primarios de la biosfera durante al menos 1.500 millones de años, y lo siguen siendo en los océanos, aunque desde hace 300 millones de años han cobrado importancia distintos grupos de algas eucarióticas (las diatomeas, los dinoflagelados y los haptófitos o cocolitofóridos). Lo más importante (ver el punto correspondiente) es que a través de la fotosíntesis oxigénica inundaron la atmósfera de O2. Siguen siendo los principales suministradores de N para las cadenas tróficas de los mares.

Cianobacterias y plastos

Los plastos son orgánulos que se encuentra en el citoplasma de las células de las plantas y de las algas. Su función inicial es la de permitir la transformación de energía luminosa en energía química (fotosíntesis). Ya a finales del siglo XIX se postuló su origen como células independientes adquiridas por una forma de simbiosis. Investigaciones realizadas en los 80 confirmaron que derivan de cianobacterias próximas a Synechococcus, que contiene clorofila a y ficobiliproteínas al igual que los cloroplastos de las algas rojas.

La captura de cianobacterias que condujo a los plastos ocurrió una sola vez, en la estirpe que conduce a las algas rojas (Rhodophyta) y las algas verdes (Chlorophyta), pero luego en la evolución plastidial se han producido fenómenos de simbiosis secundaria que han originado la gran diversidad actual de los plastos. Hay un grupo de algas eucarióticas, los galucocistófitos (Glaucocystophyta), cuyos plastos conservan el máximo parecido con una cianobacteria de vida libre, incluida la pared de mureína entre las dos membranas de la envoltura. Las algas rojas tienen en su aparato fotosintético la misma clase de pigmentos auxiliares, las ficobilinas, que caracterizan a las cianobacterias.

Cianobacterias “verdes”

Algunas cianobacterias tienen, como algas verdes y plantas, clorofila b, a la vez que carecen de ficobilinas. Su color es el verde típico de las plantas. Algunos supusieron, con buenos motivos, que éstas son las cianobacterias de las que derivarían los plastos verdes de plantas y algas verdes. Los análisis genéticos no han confirmado esta hipótesis. Los tres géneros conocidos, Prochloron (simbionte de tunicados), Prochlorococcus, unicelular de vida libre, y Prochlorothrix, filamentosa de vida libre) no guardan entre sí un parentesco estrecho; ello demuestra que, de alguna forma, la condición “verde” se adquiere fácilmente y ha aparecido independientemente en las tres líneas y en la de los plastos.

El aparato fotosintético “verde” es favorecido por un ambiente luminoso y rico en oxígeno. Lo último fue producido precisamente por la expansión de cianobacterias y plastos y lo segundo se requiere (por intermedio de la ozonosfera) para hacer habitables los ambientes luminosos, protegidos así de la radiación ultravioleta). No es extraño que, una vez generadas tales condiciones, se haya producido una evolución convergente repetida.

El ectodermo (superficie exterior) de los gusanos planos de vida libre suele estar cubierto de cilios en forma de pelo; en las formas parásitas, el ectodermo segrega una sustancia endurecida llamada cutícula. Una musculatura bien desarrollada debajo de la epidermis (capa de la piel) permite al cuerpo expandirse y contraerse, cambiando su forma hasta extremos notables. En ocasiones las formas de vida libre exhiben una llamativa pigmentación, pero las formas parásitas suelen carecer de ella. Los gusanos planos no tienen verdadera cavidad corporal; los espacios entre los órganos están rellenos de un tejido conectivo compacto llamado parénquima. Excepto en las formas más sencillas, un extremo del cuerpo está bastante especializado en la percepción sensorial. Las aberturas oral y genital se encuentran en el lado ventral (inferior).

Cuando existe, el tracto digestivo es sacular o ramificado y tiene una única abertura. Ésta puede estar equipada con una ventosa, como en el caso de las duelas o, como ocurre en la mayoría de los gusanos planos de vida libre, puede tener una faringe bien desarrollada. El sistema nervioso consiste en una red con un gran ganglio (cerebro) y varios cordones nerviosos longitudinales. Los cilios sensoriales y las manchas oculares pueden estar presentes en las formas de vida libre y en las larvas de las formas parásitas. Los gusanos planos carecen de sangre o sistema vascular. Tienen unas células especializadas equipadas con cilios que guían los gases y residuos desde el interior a una o más aberturas del exterior por medio de una red de túbulos. De forma conjunta, estas estructuras forman el sistema excretor.

El aparato reproductor es muy complejo y ocupa una buena porción del interior del animal. Aunque los gusanos planos son casi todos hermafroditas (cada animal posee órganos reproductores masculinos y femeninos), los huevos y el esperma se forman por separado. Estas células germinales abandonan el cuerpo por aberturas separadas o penetran en una cámara común, llamada atrio genital. Los gusanos planos también pueden reproducirse de forma asexual, tanto por fisión binaria —es decir, dividiéndose en dos y dando lugar a dos individuos— como por regeneración, produciendo un individuo entero a partir de un trozo que ha sido cortado. Los gusanos planos de vida libre se encuentran en prácticamente todos los medios y así, se localizan tanto formas terrestres como marinas o de agua dulce.

Estas especies se alimentan principalmente de plancton. Los gusanos planos parásitos suelen presentar ciclos de vida muy complejos, y a veces requieren de 4 o 5 huéspedes para completarlo. Clasificación científica: los gusanos planos constituyen el filo Plathelminthes. Las tenias constituyen la clase Cestoda, las duelas la clase Trematoda, y los gusanos planos de vida libre, la clase Turbellaria.

Arqueobacterias: viven en ambientes extremos, con poco o nada de oxígeno o en ambientes muy ácidos. Nutrición variada, pero en general son quimiosintéticos.

Eubacterias: más complejas. Las cianobacterias son importantes por el papel que tienen en la formación de la atmósfera.

El nombre se compone de las raíces griegas p??t? (proto), primero, y ???[?] (zoo[n]), animal, y revela que, en su origen, el concepto expresaba el empeño por encajar toda forma de vida en los reinos animal o vegetal. Así pues se llamaba protozoos a las

formas muy sencillas que se consideraba animales, lo mismo que protófitas a los microorganismos considerados vegetales. A partir de Haeckel, que propuso un reino Protista, no faltaron voces en contra de esta manía, pero los protozoos han seguido apareciendo al principio de todos los manuales de zoología, aun a sabiendas de que no constituyen un grupo legítimo de la clasificación.

Clasificación común

La clasificación de Honigberg & al. (1964)[1], dominante en los textos de Zoología, trata a los «protozoos» como un sólo filo dividido en cuatro clases basadas sobre todo en el modo de locomoción:

Rizópodos (Rhizopoda). Estos protozoos, como las amebas, se desplazan por medio de pseudópodos, es decir, formando apéndices temporales desde su superficie, que además les sirven para captar el alimento. Los pseudópodos también son utilizados para capturar el alimento, que engloban en el interior, en un proceso llamado fagocitosis. Son muchos los grupos en los que existen especies que responden a este concepto.

Ciliados (Ciliophora). Éste es el único de los grupos tradicionales que se identifica como grupo natural en las clasificaciones modernas, con la categoría de filo. Aparecen rodeados de cilios y presentan una estructura interna compleja. El paramecio (género Paramecium) es un representante muy popular del grupo.

Flagelados (Mastigophora). Se distinguen por la posesión de uno o más flagelos. Las formas unicelulares desnudas (sin pared celular), dotadas de dos flagelos, representan la forma original de la que derivan todos los eucariontes. Por eso son tantos y tan variados los protistas diferentes que encajan en este conceptos. Algunas especies portan plastos y son por lo tanto autótrofas.

Esporozoos (Sporozoa). Parásitos con una fase de esporulación (división múltiple). Hay por lo menos cuatro grupos distintos sin relación entre sí, y ni siquiera son todos protistas, sino que también hay animales y hongos. El ejemplo más conocido es el plasmodio (género Plasmodium), causante de la malaria.

Historia

Linneo, en su Systema Naturae, dividió a los seres vivientes en dos reinos, animal y vegetal, a los que luego sumó un reino mineral (Lapides). Siguió así los conceptos aristotélicos de la división de la naturaleza. Con la invención del microscopio, en el siglo XVII, fue posible examinar las formas más pequeñas de vida, como los animálculos que Leeuwenhoek observó en sus heces.

Georg A. Goldfuss propuso una clase Protozoa (protozoos) en 1820, dentro del reino Animales, en la cual englobaba a los infusorios (Ciliophora), a los Lithozoa, es decir, los corales, a los Phytozoa, las formas unicelulares pigmentadas y fotosintetizadoras, y los Medusinae, las medusas y sus parientes. Este concepto no tiene nada que ver con el de 1964 de Honigberg (ver más arriba), porque sólo los ciliados son comunes a ambas definiciones.

Unicelularidad

En 1845 Carl Theodor von Siebold utilizó el nombre para designar a un filo de animales dividido en dos clases, Infusoria, equivalentes al actual filo Ciliophora (Ciliados), y Rhizopoda, más o menos equivalentes a los de Honigberg. Von Siebold los describió como «animales unicelulares», una definición que ha acompañado al grupo hasta su reciente abandono. Hay que tener en cuenta que en esos años estaba recibiendo su consagración la teoría celular. No todos, en las décadas siguientes, estuvieron de acuerdo con la interpretación de Von Siebold, viendo muchos a estos organismos como un caso de organización acelular.

Fue necesario el desarrollo de la microscopía electrónica, a mediados del siglo XX, para que se viera confirmada de manera definitiva la homología entre el organismo protozoario entero y cada una de las células en que se basa la organización microscópica de los organismos complejos. Fue Dujardin quien primero, en esos años, reconoció el carácter unicelular del protoplasma de los foraminíferos, encontrando Von Siebold así la autoridad para definir como unicelulares a los miembros del filo.

Durante el resto del siglo XIX, la manera de abordar la diversidad de las formas sencillas siguió basándose en el deseo de encontrar raíces para los dos reinos clásicos, animales y plantas.[3] La dificultad para lograrlo hizo que por primera vez Hogg, en 1860, propusiera un nuevo reino, el Regnum Primigenum o Protoctista, sólo que con muy poca claridad sobre su composición, porque uno de sus dos ejemplos era la esponja verde dulceacuícola Spongilla, cuya fotosíntesis, aunque real, es atribuible a algas verdes simbióticas. Poco después Haeckel propuso el reino Protista, «los primordiales», para todas las formas unicelulares y sencillas, destacando su carácter basal e indiferenciado, pero independiente en su evolución, de plantas y animales. Los Protozoa no existen en esta visión de la diversidad, pero en una revisión posterior (Haeckel) recuperó los conceptos de protozoa y protophyta, como subreinos del reino Protista.

Polifiletismo

Al cambio del siglo el concepto de Haeckel, que no pretendió nunca ser más que un concepto pragmático, fue siendo visto como excesivamente polifilético, con autores, como Otto Butschli, que rechazaban el tercer reino, a la vez que se recuperaba la noción de Protozoa como conjunto de organismos de tipo animal y nucleados.

H.F. Copeland abordó en 1938 la diversidad global proponiendo cuatro reinos — Monera, Protista, Plantae y Animalia — sacando a las bacterias y cianobacterias, como reino Monera, de Protista, donde Haeckel las había dejado. Por esos años Chatton había mostrado el carácter anucleado de esos organismos. En sucesivas revisiones se fue precisando la composición del reino Protista, a la vez que rescataba el nombre de Hogg (Protoctista), ahora con un significado muy diferente. De esa clasificación de Copeland deriva nominalmente la de R.H. Whittaker, quien separando a los hongos (reino Fungi) de Protoctista, estableció finalmente una clasificación en cinco reinos que ha durado mucho. Sin embargo la definición de los reinos de Whittaker, que era sobre todo un ecólogo, se basó excesivamente en los tipos de metabolismo, y tuvo que venir la revisión que hizo Lynn Margulis, su discípula, para aportar de nuevo el criterio filogenético que animaba los esfuerzos de Copeland.

La boca desemboca en la cavidad gastrovascular de la que salen canales radiales hacia las paredes de la medusa. Hay un canal que da la vuelta a toda la medusa: canal umbrelar. Si los tentáculos son huecos, también aparece el canal tentacular.Toda la cavidad (también los canales) está tapizada por gastrodermis. El resto por ectodermis. Hay mesoglea muy desarrollada en la exumbrela, mientras que en la subumbrela está muy poco desarrollada.Tamaño variable, desde pequeñas medusas de pólipos coloniales como Obelia (1-2mm) gasta grándes medusas como Cyanea de 1m de diámetro (pero que si extiende los tentáculos cubre 30-35m, con lo que forma un círculo de casi 70m, y pesa casi una tonelada).

Son protozoos muy comunes actualmente, que viven en las aguas estancadas y que fueron originados en el Arqueozoico. (del griego paramekes - oblongo). Como Protozoos se engloba a los organismos animales unicelulares, algunos de los cuales puede formar colonias. En la clasificación de los seres vivos estos están clasificados en el reino de los protistas o protoctistas, junto con otros organismos celulares cuyo núcleo celular está rodeado de una membrana. Los protozoos no tienen estructuras internas especializadas a modo de órganos, o están muy poco diferenciadas.

Dentro de los protozoos se suelen admitir varios grupos: los flagelados del grupo de los Los dinoflagelados son el segundo grupo más importante del fitoplancton, que es el responsable de la producción de energía en la cadena trófica oceánica. Tienen una estructura semejante a un látigo llamada flagelo, que actúa como

órgano de locomoción y muestran características tanto de vegetales como de animales. Los dinoflagelados pueden reproducirse de forma rápida, produciendo grandes poblaciones de forma inmediata; ciertas especies, mediante este tipo de crecimiento, forman las mareas rojas tóxicas que matan a los peces y contaminan los mariscos. Zoomastiginios, con muchos especies que viven con parásitos de plantas y de animales; los ameboides del grupo Sarconidos, que incluyen a los Foraminíferos y Radiolarios, y que son componentes importantes del plancton; los Cilióforos, que son ciliados, con diversos representantes que poseen estructuras especializadas que recuerdan a la boca y el ano de los organismos superiores; los Cnidosporidios, parásitos de invertebrados, de peces y de algunos reptiles y anfibio, y los Esporozoos, con diversas especies parásitas de animales y también de seres humanos. Se conocen más de 20.000 especies de protozoos, que incluyen organismos tan conocidos como los paramecios y las amebas.