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{{Schmale Geozeitskala|Proterozoikum=1}}
Das '''Siderium''' ist ein [[Chronostratigraphie|chronostratigraphisches]] [[System (Geologie)|System]] und eine [[Geochronologie|geochronologische]] Periode der [[Geologische Zeitskala|Geologischen Zeitskala]]. Es ist das erste System bzw. die erste Periode des [[Proterozoikum]]s. Es begann vor 2,5 Milliarden Jahren und endete vor 2,3 Milliarden Jahren, dauerte also 200 Millionen Jahre. Es folgt auf das [[Neoarchaikum]] und geht dem [[Rhyacium]] voraus.

== Namensgebung und Definition ==
Der Name ist abgeleitet von [[Griechische Sprache|gr.]] '' σίδηρος'' – sídēros = ''Eisen'' und spielt auf die in dieser Zeit weltweit gebildeten [[Bändererz]]e an. Die Entstehung dieser Bändererze erreichte im frühen Siderium ihren Höhepunkt.

Beginn und Ende des Sideriums sind nicht durch [[GSSP]]s definiert, sondern durch [[Global Standard Stratigraphic Age|GSSA]]s (Global Stratigraphic Standard Ages), das heißt auf meist volle 100 Millionen Jahre gerundete Durchschnittswerte radiometrischer Datierungen.

== Bändererze ==
[[Datei:Banded iron formation Dales Gorge.jpg|mini|300px|Bändererz in der Dales Gorge, [[Hamersley Range]]]]

Die namensverleihenden Bändererze ([[Englische Sprache|Englisch]] ''banded iron formation'' oder abgekürzt ''BIF'') können nur bei sehr geringen [[Sauerstoff]]konzentrationen in der [[Erdatmosphäre]] bzw. im [[Ozean]]wasser gebildet werden. Es wird angenommen, dass [[Anaerobier|anaerobische]] [[Algen]] Sauerstoff als Stoffwechselprodukt absonderten, welcher sich dann mit dem im Meerwasser enthaltenen, zweiwertigen [[Eisen]] zum Eisenoxid [[Magnetit]] (Fe3O4) verband, der zu Boden sank. Dieser [[Ausfällung|Ausfällprozess]] entfernte das Eisen aus den Meeren, so dass ihre vormals grüne Färbung verschwand. Nachdem das Eisen im Meer durch diese Reaktion aufgebraucht war, reicherte sich der Sauerstoff in der Erdatmosphäre an, bis sich das heutige, sauerstoffreiche Niveau eingestellt hatte. Die Sauerstoffanreicherung in der Erdatmosphäre wird auch als [[Große Sauerstoffkatastrophe]] bezeichnet, welche möglicherweise die dann die vor ca. 2400-2300 Millionen Jahren einsetzende [[Paläoproterozoische Vereisung]] verursachte.<ref>{{Literatur |Autor=James F. Kasting, Shuehi Ono |Titel=Paleoclimates: The First Two Billion Years |Datum=2006}}</ref>

=== Beispiele für Bändererz-Formationen ===
[[Datei:National Rock Garden - Brockman Iron Formation.jpg|mini|hochkant=1.6|Brockman Iron Formation im National Rock Garden bei Canberra]]

* [[Brasilien]]:
** [[Cauê Banded Iron Formation]] der [[Itabira Group]], [[Minas Supergroup]] – 2580 bis 2420 Millionen Jahre vor heute
* [[Südafrika]]:
** [[Asbestos-Hills-Subgroup]] ([[Afrikaans]] ''Asbesheuwels'') der [[Ghaap Group]] – 2489 bis 2480 Millionen Jahre vor heute
** [[Penge-Formation]] und [[Griquatown-Formation]] der [[Chuniesport Group]] – 2465 bis 2432 Millionen Jahre vor heute
** [[Kuruman Iron Formation]] der [[Campbellrand Subgroup]] – um 2465 Millionen Jahre vor heute
* [[Westaustralien]]:
** [[Marra Mamba Iron Formation]], weltweit älteste Bändererzformation – 2630 Millionen Jahre vor heute
** [[Brockman Iron Formation]] im [[Hamersley-Becken]] – 2469 (2475 bis 2463) Millionen Jahre vor heute
** [[Boolgeda Iron Formation]] – ca. 2430 Millionen Jahre vor heute

== Paläoproterozoische Vereisung ==
Anhand der in einem [[Grabenbruch|Rift-Zusammenhang]] abgelagerten [[Huronian Supergroup]] lassen sich insgesamt drei Intervalle für die paläoproterozoische Vereisung erkennen.<ref>{{Literatur |Autor=G. M. Young und H. W. Nesbitt|Datum=1999|Titel=Paleoclimatology and provenance of the glaciogenic Gowganda Formation (Paleoproterozoic), Ontario, Canada: A chemostratigraphic approach|Sammelwerk=Geological Society of America Bulletin|Band=111|Seiten=264–274}}</ref> Diese drei Intervalle finden ihren Ausdruck in der [[Ramsay Lake Formation]] (auch Ramsey Lake), in der [[Bruce-Formation]] und in der [[Gowganda-Formation]] – wobei die Gowganda-Formation bereits ins Rhyacium bzw. [[Oxygenium]] fällt.

Glazigene Ablagerungen treten zu diesem Zeitpunkt auch in [[Australien]], [[Finnland]], [[Indien]] und in [[Südafrika]] auf. Dass die Eismassen bis auf niedere Breiten herabreichten, ist offensichtlich anerkannt, ob es sich aber um eine [[Schneeballerde]] handelte, ist umstritten.<ref>{{Literatur |Autor=I. A. Hilburn, J. L. Kirschvink, E. Tajika, R. Tada,Y. Hamano und S. Yamamoto|Datum=2004|Titel=A negative fold test on the Lorrain Formation of the Huronian Supergroup: Uncertainty on the paleolatitude of the Paleoproterozoic Gowganda glaciation and implications for the great oxygenation event|Sammelwerk=Earth and Planetary Science Letters|Band=232|Seiten=315–332}}</ref> Dennoch muss das Ausmaß der Vereisung beträchtlich gewesen sein, da Gletscherablagerungen mit Gesteinen tropischer bis subtropischer Environments (wie beispielsweise [[Karbonat]]e, Red Beds und [[Evaporit]]e) assoziiert waren.<ref>{{Literatur |Autor=Richard W. Ojakangas, J. S. Marmo und K.I. Heiskanen|Datum=2001|Titel=Basin evolution of the Paleoproterozoic Karelian Supergroup of the Fennoscandian (Baltic) Shield|Sammelwerk=Sedimentary Geology|Seiten=141–142, 255–286}}</ref>

Dies wird auch von stark negativen δ13C-Werten (bis herab auf – 15 ‰ in Diamiktiten und Cap Carbonates) bekräftigt.<ref>{{Literatur |Autor=Martin J. Van Kranendonk|Datum=2010|Titel=Three and a half billion years of life on Earth: A transect back into deep time|Sammelwerk=Geological Survey of Western Australia|Band=Record 2010/21|Seiten=93}}</ref> Auch etwas weniger stark negative δ13C-Werte aus Karbonaten der Turee Creek Group deuten nach wie vor auf eine bedeutende globale Vereisung hin.<ref>{{Literatur |Autor=J. F. Lindsay und Martin D. Brasier|Datum=2002|Titel=Did global tectonics drive early biosphere evolution? Carbon isotope record from 2.6 to 1.9 Ga carbonates of Western Australian basins|Sammelwerk=Precambrian Research|Band=114|Seiten=1–34}}</ref>

Im Gegenzug verweisen kräftig positive δ13C-Werte aus karbonatischen Lagen der [[Duitschland-Formation]], welche sich mit glazigenen Diamiktiten verzahnen, auf ein Präludium der dann später, vor 2250 bis 2060 Millionen Jahren erfolgenden globalen [[Lomagundi-Jatuli-Isotopenexkursion]] oder zumindest auf ein Ungleichgewicht zwischen organischer Kohlenstoffproduktion und Kohlenstoffabfuhr. Dieser gestörte Kohlenstoffkreislauf hatte sich während der Vereisungen eingestellt.<ref>{{Literatur |Autor=L. L. Coetzee, N. J. Beukes und J. Gutzmer|Datum=2006|Titel=Links of organic carbon cycling and burial to depositional depth gradients and establishment of a snowball Earth at 2.3 Ga: Evidence from the Timeball Hill Formation, Transvaal Supergroup, South Africa|Sammelwerk=South African Journal of Geology|Band=109|Seiten=109–122}}</ref>

In der [[Minas Supergroup]] Brasiliens liegen 2420 ± 19 Millionen Jahre alte Karbonate der [[Gandarela-Formation]] auf Bändererzen der unterlagernden [[Cauê Banded Iron Formation]].<ref>{{Literatur |Autor=M. Babinsky, F. Chemale Jr. und W. R. Van Schmus|Datum=1995|Titel=The Pb/Pb age of the Minas Supergroup carbonate rocks, Quadrilátero Ferrífero, Brazil|Sammelwerk=Precambrian Research|Band=72|Seiten=235–245}}</ref> Sie zeigen weder lithologische Merkmale noch Kohlenstoffisotopenwerte, die beide auf eine Vereisung hinweisen würden. Offensichtlich war Brasilien von der Vereisung verschont geblieben.

Das Ende der Vereisungen situiert sich bereits im Rhyacium bzw. im [[Jatulium]] vor 2222 ± 12 bis 2209 ± 15 Millionen Jahren.

=== Beispiele für die Paläoproterozoische Vereisung ===
* [[Quirke Lake Group]] in Ontario – 2330 bis 2275 Millionen Jahre vor heute
** [[Bruce-Formation]] – 2330 bis 2315 Millionen Jahre vor heute
* [[Hough Lake Group]] – 2390 bis 2330 Millionen Jahre vor heute
** [[Ramsay-Lake-Formation]] – 2390 bis 2375 Millionen Jahre vor heute
* [[Pretoria Group]] in Südafrika – zwischen 2320 und 2184 Millionen Jahre vor heute:
** glazigene [[Upper-Timeball-Hill-Formation]] – 2316 ± 7 Millionen Jahre vor heute
** glazigene [[Boshoek-Formation]] – um 2320 Millionen Jahre vor heute
* [[Makganyene-Formation]] der [[Postmasburg Group]] in Südafrika – [[Diamiktit]] – zwischen 2415 und 2222 Millionen Jahren vor heute
* [[Turee Creek Group]] in Westaustralien – 2450 bis 2200 Millionen Jahre vor heute
** [[Kazput-Formation]] – 2310 Millionen Jahre vor heute

== Sauerstoffentwicklung ==
Um 2450 Millionen Jahre BP vor Beginn der Vereisungen war die Erdatmosphäre noch [[Reduktion (Chemie)|reduzierend]], erkennbar durch eine Paläobodenentwicklung auf mafischen Vulkaniten.<ref>{{Literatur |Autor=S. Utsunomiya, T. Murakami, M. Nakada und T. Kasama|Datum=2003|Titel=Iron oxidation state of a 2.45-Byr-old paleosol developed on mafic volcanics|Sammelwerk=Geochimica et Cosmochimica Acta|Band=67|Seiten=213–221}}</ref> Rouxel und Kollegen (2005) konstatieren jedoch für die Periode 2400 bis 2300 Millionen Jahre BP einen starken Anstieg im Sauerstoffgehalt der Erdatmosphäre. Er setzte sich im Rhyacium fort und erreichte damals wahrscheinlich im Zusammengang mit der starken Vereisung einen Wert von mehr als 10−5 des heutigen Niveaus (engl. {{lang|en|''present atmospheric level''}} oder ''PAL'').<ref>{{Literatur |Autor=G. M. Young|Datum=2002|Titel=Stratigraphic and tectonic settings of Proterozoic glaciogenic rocks and banded iron-formations: Relevance to the snowball Earth debate|Sammelwerk=Journal of African Earth Sciences|Band=35|Seiten=451–466}}</ref>

Es bestehen zahlreiche Modellerklärungen zur Sauerstoffentwicklung. Hierunter das erstmalige Einsetzen oxidierender [[Photosynthese]],<ref>{{Literatur |Autor=R. E. Kopp,J. L. Kirschvink, I. A. Hilburn und C. Z. Nash|Datum=2005|Titel=The Paleoproterozoic snowball Earth: A climate disaster triggered by the evolution of oxygenic photosynthesis|Sammelwerk=Proceedings of the National Academy
of Sciences|Band=102|Seiten=11131–11136}}</ref> die Bindung der [[Cyanobakterien]] an Süßwasserenvironments vor 2400 Millionen Jahren – ehe sie sich ins Meer ausbreiteten,<ref>{{Literatur |Autor=C. E. Blank und P. Sánchez-Baracaldo|Datum=2010|Titel=Timing of morphological and ecological innovations in the Cyanobacteria – a key to understanding the rise in atmospheric oxygen|Sammelwerk=Geobiology|Band=8|Seiten=1–23}}</ref> das Auffüllen der reduzierenden Senken (engl. ''sinks'') in den Weltmeeren mit reduziertem [[Eisen]] und reduziertem [[Schwefel]],<ref name="Barley">{{Literatur |Autor=M. E. Barley, A. Bekker und B. Krapez|Datum=2005|Titel=Late Archean to early Paleoproterozoic global tectonics, environmental change and the rise of atmospheric oxygen|Sammelwerk=Earth and Planetary Science Letters|Band=238|Seiten=156–171}}</ref> der Kollaps der auf [[Methan]] basierenden [[Treibhauseffekt|Treibhausatmosphäre]],<ref>{{Literatur |Autor=K. Zahnle, N. Arndt,C. Cockell, A. Halliday, E. Nisbet, F. Selsis und N. H. Sleep|Datum=2007|Titel=Emergence of a habitable planet|Sammelwerk=Space Science Reviews|Band=129|Seiten=35–78}}</ref> das Entstehen von [[Superkontinent]]en,<ref>{{Literatur |Autor=I. H. Campbell und C. Allen|Datum=2008|Titel=Formation of supercontinents linked to increases in atmospheric oxygen|Sammelwerk=Nature Geoscience|Band=1|Seiten=554–558}}</ref> das Anwachsen von subaerischem [[Vulkanismus]]<ref>{{Literatur |Autor=L. R. Kump und M. E. Barley|Datum=2007|Titel=Increased subaerial volcanism and the rise of atmospheric oxygen 2.5 billion years ago|Sammelwerk=Nature|Band=448|Seiten=1033–1036}}</ref> oder ein Rückgang der Methan produzierenden [[Bakterien]].<ref>{{Literatur |Autor=K. O. Konhauser, E. Pecoits, S. V. Lalonde, D. Papineau, E. G. Nisbet, M. E. Barley, N. T. Arndt, K. Zahnle und B. S. Kamber|Datum=2009|Titel=Oceanic nickel depletion and a methanogen famine before the Great Oxidation
Event|Sammelwerk=Nature|Band=458|Seiten=750–753}}</ref> Wie es scheint, überlappen sich gleich mehrere Ursachen/Auslöser, die für den Sauerstoffanstieg und die assoziierten paläoproterozoischen Vereisungen sehr wahrscheinlich verantwortlich sind.<ref>{{Literatur |Autor=Victor A. Melezhik|Datum=2006|Titel=Multiple causes of Earth’s earliest global glaciation|Sammelwerk=Terra Nova|Band=18|Seiten=130–137}}</ref>

Mikrofossilien und Biomarker für Cyanobakterien tauchen bereits in 2500 Millionen Jahre alten Gesteinen auf.<ref>{{Literatur |Autor=J. Kazmierczak, W. Altermann, B. Kremer, S. Kempe und P. G. Eriksson|Datum=2009|Titel=Mass occurrence of benthic coccoid cyanobacteria and their role
in the production of Neoarchean carbonates of South Africa|Sammelwerk=Precambrian Research|Band=173|Seiten=79–92}}</ref> Chemische Signaturen lassen sie gar bis ins [[Archaikum]] zurückverfolgen.<ref>{{Literatur |Autor=Y. Kato, K. Suzuki, K. Nakamura, A. H. Hickman, M. Nedachi, M. Kusakabe, D. C. Bevacqua und H. Ohmoto|Datum=2009|Titel=Hematite formation by oxygenated groundwater more than 2.76 billion years ago|Sammelwerk=Earth and Planetary Science Letters|Band=278|Seiten=40–49}}</ref> Dies zeigt, dass die photosynthetische Sauerstoffproduktion wesentlich früher begann<ref>{{Literatur |Autor=E. G. Nisbet, N. V. Grassineau, C. J. Howe, P. I. Abell, M. Regelous und R. E. R. Nisbet|Datum=2007|Titel=The age of Rubisco: The evolution of oxygenic photosynthesis|Sammelwerk=Geobiology|Band=5|Seiten=311–335}}</ref> und dass der Sauerstoffanstieg in der Erdatmosphäre um 2400 Millionen Jahre BP hauptsächlich auf einem Auffüllen, einer Saturierung der reduzierenden Sinks (mit reduziertem Eisen und Schwefel) in den Weltmeeren beruhte. Hinzu kam noch aufgrund der generellen Auskühlung des Planeten ein Nachlassen im Volumen der durch Vulkanismus freigesetzten reduzierenden Gase.<ref name="Barley" />

== Meeres-Geochemie ==
Rouxel u. a. (2005) konstatieren für die Periode vor 2400 bis 2300 Millionen Jahren einen starken Anstieg im [[Sauerstoff]]gehalt der Erdatmosphäre. In etwa gleichzeitig (vor ca. 2300 Millionen Jahren) beobachten sie in den Ozeanen einen Anstieg der δ56Fe-Werte um bis zu 3 ‰ gegenüber dem Archaikum. Bis auf den heutigen Tag liegen die δ56Fe-Werte nicht mehr unter – 0,5 ‰, wohingegen sie im Archaikum noch bis – 3,5 ‰ sinken konnten.<ref>{{Literatur |Autor=Olivier J. Rouxel u. a. |Titel=Iron Isotope Constraints on the Archaean and Paleoproterozoic Ocean Redox State |Sammelwerk=Science |Band=307 (5712) |Datum=2005 |Seiten=1088-1091}}</ref> Die Autoren erklären diesen Sachverhalt mit der Etablierung ozeanischer Tiefenschichtung ab 2300 Millionen Jahren vor heute und einem Anstieg der [[Sulfid]]fällung gegenüber der Eisenoxidfällung. Um Null liegende oder leicht positive δ56Fe-Werte sind charakteristisch für Meerwasser unter einer sauerstoffhaltigen Erdatmosphäre.<ref>{{Literatur |Autor=A. D. Anbar und Olivier J. Rouxel|Datum=2007|Titel=Metal stable isotopes in paleoceanography|Sammelwerk=Annual Review of Earth and Planetary Sciences|Band=35|Seiten=717–746}}</ref>

Die Zunahme der δ56Fe-Werte vor 2500 und 2300 Millionen Jahren interpretieren Johnson und Kollegen (2008a) als eine Beeinträchtigung der ''Dissimulatorischen Eisenreduzierung'' (engl. ''Dissimulatory Iron Reduction'' oder abgekürzt ''DIR'') und somit ihren verringerten Einfluss auf die Eisenzyklierung im offenen [[Meerwasser]].<ref>{{Literatur |Autor=C. M. Johnson, B. L. Beard und E. E. Roden|Datum=2008|Titel=The iron isotope fingerprints of redox and biogeochemical cycling in modern and ancient Earth|Sammelwerk=Annual Reviews of Earth and Planetary Sciences|Band=56|Seiten=457–493}}</ref> Dies hatte wiederum steigende Sulfidkonzentrationen zur Folge – herbeigebracht durch gestiegene bakterielle [[Sulfat]]reduktion (engl. ''bacterial sulfate reduction'' oder ''BSR''). Die wahrscheinliche Folge der gestiegenen Sulfidkonzentration war eine [[Titration]] reaktiven Eisens und somit dessen Unverfügbarkeit zur Aufrechterhaltung der DIR.

Mit Beginn des Paläoproterozoikums war es vor rund 2400 Millionen Jahren zu einem Anstieg der Sulfatkonzentration im Meerwasser gekommen, erkennbar an den δ34S-Werten. Dies führte im Verlauf der bakteriellen Sulfatreduktion (''BSR'') zu recht bedeutenden Schwefelisotopenfraktionierungen mit Sulfat im Überschuss.<ref>{{Literatur |Autor=D. E. Canfield|Datum=2001|Titel=Biogeochemistry of sulfur isotopes|Sammelwerk=Reviews of Mineralogy and Geochemistry|Band=43|Seiten=607–636}}</ref> Die Sulfatkonzentrationen blieben aber bei 1 bis 2 Millimol pro Liter und waren wesentlich niedriger als die heutigen Konzentrationen von 28 Millimol pro Liter.<ref>{{Literatur |Autor=L. C. Kah, T. W. Lyons und T. D. Frank|Datum=2004|Titel=Low marine sulphate and protracted oxygenation of the Proterozoic biosphere|Sammelwerk= Nature|Band=431|Seiten=834–838}}</ref>

Als Ursache wird die jetzt verstärkte oxidative Verwitterung auf den Kontinenten angesehen. 2322 ± 15 Millionen Jahre alte Gesteine, die keine ''Sulphur-Mass Independent Fractionation'' (''S-MIF'' – Massenunabhängige Fraktionierung von Schwefel) aufweisen,<ref>{{Literatur |Autor=A. Bekker, H. D. Holland, P. L. Wang, D. Rumble III, H. J. Stein, J. L. Hannah, L. L. Coetzee und N. J. Beukes|Datum=2004|Titel=Dating the rise of atmospheric oxygen|Sammelwerk=Nature|Band=427|Seiten=117–120}}</ref> deuten darauf hin, dass die Sauerstoffkonzentration in der Erdatmosphäre zu diesem Zeitpunkt bereits den Wert von 10−5 PAL überschritten hatte. Gleichzeitig werden sehr stark negative δ13C-Werte in der [[Lower-Timeball-Hill-Formation]] Südafrikas als ein definitiver Hinweis auf die Gegenwart von Sulfat ([[Anhydrit]]) im Meerwasser sowie dessen bakterielle Reduktion angesehen.<ref>{{Literatur |Autor=E. M. Cameron|Datum= 1983|Titel=Evidence from early Proterozoic anhydrite for sulphur isotopic partitioning in Precambrian oceans|Sammelwerk=Nature|Band=304|Seiten=54–56}}</ref>

== Magmatismus ==
[[Datei:Gneiss, Amphibolite and Granite - geograph.org.uk - 820858.jpg|mini|hochkant=1.6|Amhibolitfazieller Scourie dyke, eingedrungen in Gneise des [[Badcallian]]s. Beide Gesteinstypen werden von einem späteren granitischen Gang durchsetzt.]]

* Vor ca. 2500 bis 2475 Millionen Jahren dringt in den Superior-Kraton der [[Tholeiit|tholeiitische]] und [[Komatiit|komatiitische]] [[Mistassini-Gangschwarm]] ein. Mit mehr als 70.000 Quadratkilometer Oberflächenausdehnung kann er als eine [[Large Igneous Province]] (abgekürzt LIP) eingestuft werden. Heaman (1994) ermittelte ein Intrusionsalter von 2470 Millionen Jahren.<ref>{{Literatur |Autor=L. M. Heaman |Titel=2.45 Ga global mafic magmatism: Earth’s oldest superplume? |Sammelwerk=Eighth International Conference on Geochronology, Cosmochronology & Isotope Geology, Program with Abstracts, U.S. Geol. Surv. Circular 1107 |Ort=Berkeley, California |Datum=1994 |Seiten=132}}</ref>
* Ihm folgt laut Heaman (1995)<ref>{{Literatur |Autor=L. M. Heaman |Titel=U-Pb dating of mafic rocks: past, present and future (abstract), Program with Abstracts |Sammelwerk=Geol. Assoc. Can./Mineral. Assoc. Can. |Band=20, A43 |Datum=1995}}</ref> vor 2473 bis 2446 Millionen Jahren der [[Matachewan-Gangschwarm]] (Fahrig und West datierten diesen auf 2470 bis 2450 Millionen Jahre vor heute<ref>{{Literatur |Autor=W. F. Fahrig und T. D. West |Titel=Diabase dyke swarms of the Canadian shield, Map 1627A |Verlag=Geological Survey of Canada |Ort=Ottawa, ON |Datum=1986}}</ref>). Auch er stellt eine LIP dar und ist mit 250.000 Quadratkilometer fast viermal so groß wie der Mistassini-Gangschwarm, mit dem er genetisch in Verbindung gebracht werden kann. Er intrudierte den Superior-Kraton im Gebiet zwischen dem [[Oberer See|Oberen See]] und [[James Bay]].
* Im [[Hebriden-Terran]] [[Schottland]]s dringen vor 2418 bis 2375 Millionen Jahren die [[Dolerit|doleritischen]] [[Scourie dykes]] in das Grundgebirge des [[Lewisian]]s ein.
* Vor ca. 2410 Millionen Jahren erfolgt die Gangschar-Intrusion der [[Widgiemooltha Dyke Suite]] in den [[Yilgarn-Kraton]]. Nur unwesentlich später intrudieren vor ca. 2408 Millionen Jahren die [[Sebangwa Poort dykes]] in den [[Zimbabwe-Kraton]]. Eine mögliche Nachbarschaft der beiden Kratone wird vermutet.<ref>{{Literatur |Autor=A. V. Smirnov, u. a. |Titel=Trading partners: Tectonic ancestry of southern Africa and western Australia, in Archean supercratons Vaalbara and Zimgarn |Sammelwerk=Precambrian Research |Band=224 |Datum=2013 |Seiten=11–12}}</ref>

== Meteoritenkrater ==
In [[Karelien]] entstand möglicherweise vor rund 2400 Millionen Jahren der bisher älteste bekannte [[Meteoritenkrater]] von [[Suavjärvi]].

== Stratigraphie und Lagerstätten ==
=== Bedeutende Sedimentbecken und geologische Formationen ===
* [[Minas Supergroup]] im Osten [[Brasilien]]s – 2610/2580 bis 2420 Millionen Jahre vor heute
* [[Chocolay Group]] am [[Lake Superior]]:
** [[Enchantment Lake Formation]] – 2317 ± 6 Millionen Jahre vor heute
* [[Hurwitz Supergroup]] des [[Hearne-Kraton]]s in [[Nunavut]] – 2450 bis 2111 Millionen Jahre vor heute
* [[Huronian Supergroup]] im Osten [[Ontario]]s – 2450 bis 2219 Millionen Jahre vor heute
** [[Quirke Lake Group]] – 2330 bis 2275 Millionen Jahre vor heute
*** [[Serpent-Formation]]
*** [[Espanola-Formation]]
*** [[Bruce-Formation]] – 2330 bis 2315 Millionen Jahre vor heute
** [[Hough Lake Group]] – 2390 bis 2330 Millionen Jahre vor heute
*** [[Mississagi-Formation]]
*** [[Pecors-Formation]]
*** [[Ramsay-Lake-Formation]] – 2390 bis 2375 Millionen Jahre vor heute
** [[Elliot Lake Group]] – 2450 bis 2390 Millionen Jahre vor heute
*** [[Copper Cliff Rhyolite]] – 2414 bis 2377 Millionen Jahre vor heute
*** [[McKim-Formation]]
*** [[Matinenda-Formation]]
* [[Transvaal-Becken]] in [[Südafrika]] – 2670 bis 1900 Millionen Jahre vor heute
** [[Transvaal Supergroup]]
*** [[Pretoria Group]]
**** [[Hekpoort-Formation]]
**** glazigene [[Upper-Timeball-Hill-Formation]] – 2316 ± 7 Millionen Jahre vor heute
**** glazigene [[Boshoek-Formation]] – zwischen 2320 und 2184 Millionen Jahre vor heute
**** [[Lower-Timeball-Hill-Formation]] – 2322 ± 15 Millionen Jahre vor heute
**** [[Rooihoogte-Formation]]/[[Duitschland-Formation]] – um 2400 Millionen Jahre vor heute
*** [[Postmasburg Group]]
**** [[Makganyene-Formation]] – [[Diamiktit]] – zwischen 2415 und 2222 Millionen Jahre vor heute
*** [[Ghaap Group]] im Griqualand-West-Gebiet – 2669 ± 5 bis 2450 Millionen Jahre vor heute
**** [[Koegas-Formation]] (auch Koegas Subgroup) – 2415 ± 6 Millionen Jahre vor heute. Die Formation ist nicht glaziogen.
*** [[Chuniespoort Group]] im Transvaal-Gebiet – 2588 ± 6 bis 2460 Millionen Jahre vor heute
* [[Animikie Group]] in den [[Vereinigte Staaten von Amerika|Vereinigten Staaten]] und in [[Kanada]] – 2500 bis 1800 Millionen Jahre vor heute
* [[Hamersley-Becken]] in [[Westaustralien]]
** [[Hamersley Group]] – 2715 bis etwa 2400 Millionen Jahre vor heute
*** [[Woongarra Rhyolite]] – 2449 Millionen Jahre vor heute
*** Erste Bändererze um 2630 Millionen Jahre vor heute in der [[Marra Mamba Iron Formation]]
** [[Mount Bruce Supergroup]]
** [[Turee Creek Group]]
*** glazigene Kazput-Formation – 2420 Millionen Jahre vor heute
**** [[Meteorite Bore Member]] (Diamiktit) – jünger als 2449 Millionen Jahre vor heute, bis 2420 Millionen Jahre vor heute

== Geodynamik – Orogenesen ==
* [[Antarktis|Ostantarktis]] – [[Mawson-Kraton]] ([[Adélieland]], [[Georg-V-Land]]) – 2500 bis 2420 Millionen Jahre vor heute. Retrogression von der [[Granulit-Fazies]] zur [[Amphibolit-Fazies]]. Um 2440 waren [[Anatexis|anatektische Bedingungen]] erreicht und es intrudierten folglich [[Granodiorit|Monzogranodiorite]], rosafarbene [[Granit]]e und [[Mafit|mafische Gänge]].<ref>{{Literatur |Autor=G. Duclaux, u. a. |Titel=Superimposed Neoarchaean and Paleoproterozoic tectonics in the Terre Adélie Craton (East Antarctica): Evidence from Th–U–Pb ages on monazite and 40Ar/39Ar ages |Sammelwerk=Precambrian Research |Datum=2008 |Seiten=23}}</ref>
* In [[Nordamerika]] ([[Superior-Kraton]]) geht vor ca. 2500 Millionen Jahren die [[Algoman Orogeny]] (in Kanada [[Kenoran Orogeny]]) zu Ende. Entlang der [[Great Lakes Tectonic Zone]] (abgekürzt ''GLTZ'') kollidierten der im Norden gelegene Superior-Kraton mit der von Süden andockenden [[Minnesota River Valley Subprovince]]. Nach erfolgter Kollision kam es ab 2500 Millionen Jahren vor heute zu orogenem Kollaps und [[Grabenbruch|Rifting]].

== Grundgebirgsterrane ==
* Nördliche [[Borborema-Provinz]] im Nordosten [[Brasilien]]s, [[Médio Coreaú Domain]] (MCD): [[Granja-Komplex]] – 2350 bis 2270 Millionen Jahre. Das Terran besteht aus metatexitischen [[Orthogneis]]en tonalitischer und granodioritischer Zusammensetzung ([[TTG-Komplex]]), begleitet von hochgradigen Metamorphiten wie [[Kinzigit]]en, [[Charnockit]]en und [[Enderbit]]en.<ref>{{Literatur |Autor=T. J. S. Santos, A. H. Fetter, P. C. Hackspacher, W. R. V. Schmus und J. A. Nogueira Neto |Titel=Neoproterozoic tectonic and magmatic episodes in the NW sector of the Borborema Province, NE Brazil, during assembly of western Gondwana |Sammelwerk=Journal of South American Earth Sciences |Band=25 |Datum=2008 |Seiten=271–284}}</ref>
* [[Zentralbrasilianischer Schild]]
** [[Bacajá Domain]]: 2359 Millionen Jahre vor heute
** [[Tapajόs-Parima-Provinz]]:
*** [[Uatumã-Anauá Domain]]: 2354 Millionen Jahre vor heute
*** [[Tapajόs Domain]]: 2483 bis 2380 Millionen Jahre vor heute
* [[Guyana-Schild]], Zentralbereich: 2350 Millionen Jahre vor heute
* [[Westafrika-Kraton]], [[Elfenbeinküste]]: 2312 Millionen Jahre vor heute

== Literatur ==
* {{Literatur |Autor=James G. Ogg|Datum=2004|Titel=Status on Divisions of the International Geologic Time Scale|Sammelwerk=Lethaia|Band=37|Seiten=183–199|DOI=10.1080/00241160410006492|Online=[http://www.stratigraphy.org/precambrian/Ogg_2003.pdf]}}
* {{Literatur |Autor=Kenneth A. Plumb|Datum=1991|Titel=New Precambrian time scale|Sammelwerk=Episodes|Band=14(2)|Seiten=134–140|Ort=Beijing}}

== Weblinks ==
* [http://www.geomorph.org/sp/arch/ISChart2009.pdf International Stratigraphic Chart 2009] (PDF; 485 kB)

== Siehe auch ==
* [[Bändererze]]
* [[Große Sauerstoffkatastrophe]]
* [[Methanium]]
* [[Neoarchaikum]]
* [[Oxygenium]]
* [[Paläoproterozoikum]]
* [[Paläoproterozoische Vereisung]]

== Einzelnachweise ==
<references />

[[Kategorie:Zeitalter des Proterozoikum]]

Siderium - Versionsgeschichte

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