Siderium

Vorlage:Hinweisbaustein Vorlage:Hinweisbaustein Vorlage:Schmale Geozeitskala Das Siderium ist ein chronostratigraphisches System und eine geochronologische Periode der Geologischen Zeitskala. Es ist das erste System bzw. die erste Periode des Proterozoikums. 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 gr. σίδηρος – sídēros = Eisen und spielt auf die in dieser Zeit weltweit gebildeten Bändererze an. Die Entstehung dieser Bändererze erreichte im frühen Siderium ihren Höhepunkt.

Beginn und Ende des Sideriums sind nicht durch GSSPs definiert, sondern durch GSSAs (Global Stratigraphic Standard Ages), das heißt auf meist volle 100 Millionen Jahre gerundete Durchschnittswerte radiometrischer Datierungen.

Bändererze

Datei:Banded iron formation Dales Gorge.jpg

Bändererz in der Dales Gorge, Hamersley Range

Die namensverleihenden Bändererze (Englisch banded iron formation oder abgekürzt BIF) können nur bei sehr geringen Sauerstoffkonzentrationen in der Erdatmosphäre bzw. im Ozeanwasser gebildet werden. Es wird angenommen, dass 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 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>James F. Kasting, Shuehi Ono: Paleoclimates: The First Two Billion Years. 2006. </ref>

Beispiele für Bändererz-Formationen

Datei:National Rock Garden - Brockman Iron Formation.jpg

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 Rift-Zusammenhang abgelagerten Huronian Supergroup lassen sich insgesamt drei Intervalle für die paläoproterozoische Vereisung erkennen.<ref>G. M. Young und H. W. Nesbitt: Paleoclimatology and provenance of the glaciogenic Gowganda Formation (Paleoproterozoic), Ontario, Canada: A chemostratigraphic approach. In: Geological Society of America Bulletin. Band 111, 1999, S. 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>I. A. Hilburn, J. L. Kirschvink, E. Tajika, R. Tada,Y. Hamano und S. Yamamoto: 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. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 232, 2004, S. 315–332. </ref> Dennoch muss das Ausmaß der Vereisung beträchtlich gewesen sein, da Gletscherablagerungen mit Gesteinen tropischer bis subtropischer Environments (wie beispielsweise Karbonate, Red Beds und Evaporite) assoziiert waren.<ref>Richard W. Ojakangas, J. S. Marmo und K.I. Heiskanen: Basin evolution of the Paleoproterozoic Karelian Supergroup of the Fennoscandian (Baltic) Shield. In: Sedimentary Geology. 2001, S. 141–142, 255–286. </ref>

Dies wird auch von stark negativen δ¹³C-Werten (bis herab auf – 15 ‰ in Diamiktiten und Cap Carbonates) bekräftigt.<ref>Martin J. Van Kranendonk: Three and a half billion years of life on Earth: A transect back into deep time. In: Geological Survey of Western Australia. Record 2010/21, 2010, S. 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>J. F. Lindsay und Martin D. Brasier: Did global tectonics drive early biosphere evolution? Carbon isotope record from 2.6 to 1.9 Ga carbonates of Western Australian basins. In: Precambrian Research. Band 114, 2002, S. 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>L. L. Coetzee, N. J. Beukes und J. Gutzmer: 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. In: South African Journal of Geology. Band 109, 2006, S. 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>M. Babinsky, F. Chemale Jr. und W. R. Van Schmus: The Pb/Pb age of the Minas Supergroup carbonate rocks, Quadrilátero Ferrífero, Brazil. In: Precambrian Research. Band 72, 1995, S. 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 reduzierend, erkennbar durch eine Paläobodenentwicklung auf mafischen Vulkaniten.<ref>S. Utsunomiya, T. Murakami, M. Nakada und T. Kasama: Iron oxidation state of a 2.45-Byr-old paleosol developed on mafic volcanics. In: Geochimica et Cosmochimica Acta. Band 67, 2003, S. 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. oder PAL).<ref>G. M. Young: Stratigraphic and tectonic settings of Proterozoic glaciogenic rocks and banded iron-formations: Relevance to the snowball Earth debate. In: Journal of African Earth Sciences. Band 35, 2002, S. 451–466. </ref>

Es bestehen zahlreiche Modellerklärungen zur Sauerstoffentwicklung. Hierunter das erstmalige Einsetzen oxidierender Photosynthese,<ref>R. E. Kopp,J. L. Kirschvink, I. A. Hilburn und C. Z. Nash: The Paleoproterozoic snowball Earth: A climate disaster triggered by the evolution of oxygenic photosynthesis. In: Proceedings of the National Academy of Sciences. Band 102, 2005, S. 11131–11136. </ref> die Bindung der Cyanobakterien an Süßwasserenvironments vor 2400 Millionen Jahren – ehe sie sich ins Meer ausbreiteten,<ref>C. E. Blank und P. Sánchez-Baracaldo: Timing of morphological and ecological innovations in the Cyanobacteria – a key to understanding the rise in atmospheric oxygen. In: Geobiology. Band 8, 2010, S. 1–23. </ref> das Auffüllen der reduzierenden Senken (engl. sinks) in den Weltmeeren mit reduziertem Eisen und reduziertem Schwefel,<ref name="Barley">M. E. Barley, A. Bekker und B. Krapez: Late Archean to early Paleoproterozoic global tectonics, environmental change and the rise of atmospheric oxygen. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 238, 2005, S. 156–171. </ref> der Kollaps der auf Methan basierenden Treibhausatmosphäre,<ref>K. Zahnle, N. Arndt,C. Cockell, A. Halliday, E. Nisbet, F. Selsis und N. H. Sleep: Emergence of a habitable planet. In: Space Science Reviews. Band 129, 2007, S. 35–78. </ref> das Entstehen von Superkontinenten,<ref>I. H. Campbell und C. Allen: Formation of supercontinents linked to increases in atmospheric oxygen. In: Nature Geoscience. Band 1, 2008, S. 554–558. </ref> das Anwachsen von subaerischem Vulkanismus<ref>L. R. Kump und M. E. Barley: Increased subaerial volcanism and the rise of atmospheric oxygen 2.5 billion years ago. In: Nature. Band 448, 2007, S. 1033–1036. </ref> oder ein Rückgang der Methan produzierenden Bakterien.<ref>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: Oceanic nickel depletion and a methanogen famine before the Great Oxidation Event. In: Nature. Band 458, 2009, S. 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>Victor A. Melezhik: Multiple causes of Earth’s earliest global glaciation. In: Terra Nova. Band 18, 2006, S. 130–137. </ref>

Mikrofossilien und Biomarker für Cyanobakterien tauchen bereits in 2500 Millionen Jahre alten Gesteinen auf.<ref>J. Kazmierczak, W. Altermann, B. Kremer, S. Kempe und P. G. Eriksson: Mass occurrence of benthic coccoid cyanobacteria and their role in the production of Neoarchean carbonates of South Africa. In: Precambrian Research. Band 173, 2009, S. 79–92. </ref> Chemische Signaturen lassen sie gar bis ins Archaikum zurückverfolgen.<ref>Y. Kato, K. Suzuki, K. Nakamura, A. H. Hickman, M. Nedachi, M. Kusakabe, D. C. Bevacqua und H. Ohmoto: Hematite formation by oxygenated groundwater more than 2.76 billion years ago. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 278, 2009, S. 40–49. </ref> Dies zeigt, dass die photosynthetische Sauerstoffproduktion wesentlich früher begann<ref>E. G. Nisbet, N. V. Grassineau, C. J. Howe, P. I. Abell, M. Regelous und R. E. R. Nisbet: The age of Rubisco: The evolution of oxygenic photosynthesis. In: Geobiology. Band 5, 2007, S. 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 Sauerstoffgehalt 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>Olivier J. Rouxel u. a.: Iron Isotope Constraints on the Archaean and Paleoproterozoic Ocean Redox State. In: Science. Band 307 (5712), 2005, S. 1088–1091. </ref> Die Autoren erklären diesen Sachverhalt mit der Etablierung ozeanischer Tiefenschichtung ab 2300 Millionen Jahren vor heute und einem Anstieg der Sulfidfällung gegenüber der Eisenoxidfällung. Um Null liegende oder leicht positive δ⁵⁶Fe-Werte sind charakteristisch für Meerwasser unter einer sauerstoffhaltigen Erdatmosphäre.<ref>A. D. Anbar und Olivier J. Rouxel: Metal stable isotopes in paleoceanography. In: Annual Review of Earth and Planetary Sciences. Band 35, 2007, S. 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>C. M. Johnson, B. L. Beard und E. E. Roden: The iron isotope fingerprints of redox and biogeochemical cycling in modern and ancient Earth. In: Annual Reviews of Earth and Planetary Sciences. Band 56, 2008, S. 457–493. </ref> Dies hatte wiederum steigende Sulfidkonzentrationen zur Folge – herbeigebracht durch gestiegene bakterielle Sulfatreduktion (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>D. E. Canfield: Biogeochemistry of sulfur isotopes. In: Reviews of Mineralogy and Geochemistry. Band 43, 2001, S. 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>L. C. Kah, T. W. Lyons und T. D. Frank: Low marine sulphate and protracted oxygenation of the Proterozoic biosphere. In: Nature. Band 431, 2004, S. 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>A. Bekker, H. D. Holland, P. L. Wang, D. Rumble III, H. J. Stein, J. L. Hannah, L. L. Coetzee und N. J. Beukes: Dating the rise of atmospheric oxygen. In: Nature. Band 427, 2004, S. 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>E. M. Cameron: Evidence from early Proterozoic anhydrite for sulphur isotopic partitioning in Precambrian oceans. In: Nature. Band 304, 1983, S. 54–56. </ref>

Magmatismus

Datei:Gneiss, Amphibolite and Granite - geograph.org.uk - 820858.jpg

Amhibolitfazieller Scourie dyke, eingedrungen in Gneise des Badcallians. Beide Gesteinstypen werden von einem späteren granitischen Gang durchsetzt.

• Vor ca. 2500 bis 2475 Millionen Jahren dringt in den Superior-Kraton der tholeiitische und 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>L. M. Heaman: 2.45 Ga global mafic magmatism: Earth’s oldest superplume? In: Eighth International Conference on Geochronology, Cosmochronology & Isotope Geology, Program with Abstracts, U.S. Geol. Surv. Circular 1107. Berkeley, California 1994, S. 132. </ref>
• Ihm folgt laut Heaman (1995)<ref>L. M. Heaman: U-Pb dating of mafic rocks: past, present and future (abstract), Program with Abstracts. In: Geol. Assoc. Can./Mineral. Assoc. Can. 20, A43, 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>W. F. Fahrig und T. D. West: Diabase dyke swarms of the Canadian shield, Map 1627A. Geological Survey of Canada, Ottawa, ON 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 Oberen See und James Bay.
• Im Hebriden-Terran Schottlands dringen vor 2418 bis 2375 Millionen Jahren die doleritischen Scourie dykes in das Grundgebirge des Lewisians 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>A. V. Smirnov, u. a.: Trading partners: Tectonic ancestry of southern Africa and western Australia, in Archean supercratons Vaalbara and Zimgarn. In: Precambrian Research. Band 224, 2013, S. 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 Brasiliens – 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-Kratons in Nunavut – 2450 bis 2111 Millionen Jahre vor heute
• Huronian Supergroup im Osten Ontarios – 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 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

• 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 anatektische Bedingungen erreicht und es intrudierten folglich Monzogranodiorite, rosafarbene Granite und mafische Gänge.<ref>G. Duclaux, u. a.: Superimposed Neoarchaean and Paleoproterozoic tectonics in the Terre Adélie Craton (East Antarctica): Evidence from Th–U–Pb ages on monazite and 40Ar/39Ar ages. In: Precambrian Research. 2008, S. 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 Rifting.

Grundgebirgsterrane

• Nördliche Borborema-Provinz im Nordosten Brasiliens, Médio Coreaú Domain (MCD): Granja-Komplex – 2350 bis 2270 Millionen Jahre. Das Terran besteht aus metatexitischen Orthogneisen tonalitischer und granodioritischer Zusammensetzung (TTG-Komplex), begleitet von hochgradigen Metamorphiten wie Kinzigiten, Charnockiten und Enderbiten.<ref>T. J. S. Santos, A. H. Fetter, P. C. Hackspacher, W. R. V. Schmus und J. A. Nogueira Neto: Neoproterozoic tectonic and magmatic episodes in the NW sector of the Borborema Province, NE Brazil, during assembly of western Gondwana. In: Journal of South American Earth Sciences. Band 25, 2008, S. 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

• James G. Ogg: Status on Divisions of the International Geologic Time Scale. In: Lethaia. Band 37, 2004, S. 183–199, doi:10.1080/00241160410006492 ([1] [PDF]). 
• Kenneth A. Plumb: New Precambrian time scale. In: Episodes. Band 14(2). Beijing 1991, S. 134–140. 

Weblinks

• International Stratigraphic Chart 2009 (PDF; 485 kB)

Siehe auch

• Bändererze
• Große Sauerstoffkatastrophe
• Methanium
• Neoarchaikum
• Oxygenium
• Paläoproterozoikum
• Paläoproterozoische Vereisung

Einzelnachweise

<references />