Siderium

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Äonothem/
Äon
Ärathem/
Ära
System/
Periode
≈ Alter (mya)
höher/jünger höher/jünger höher/jünger jünger
Protero-
zoikum
Neoprotero-
zoikum
Ediacarium 635–541
Cryogenium 850–635
Tonium 1.000–850
Mesoprotero-
zoikum
Stenium 1.200–1.000
Ectasium 1.400–1.200
Calymmium 1.600–1.400
Paläoprotero-
zoikum
Statherium 1.800–1.600
Orosirium 2.050–1.800
Rhyacium 2.300–2.050
Siderium 2.500–2.300
tiefer/älter tiefer/älter älter

Das Siderium ist eine Periode der Erdgeschichte. Es stellt innerhalb des erdgeschichtlichen Äons des Proterozoikums (Ära Paläoproterozoikum) den frühesten Abschnitt dar. Der Beginn des Sideriums wird radiometrisch auf 2.500 Millionen Jahre vor heute angesetzt und folgt auf das Ende des Archaikums. Vor 2.300 Millionen Jahren BP wurde das Siderium vom Rhyacium abgelöst. Das Siderium dauerte 200 Millionen Jahre.

Neudefinition des Sideriums[Bearbeiten]

Im Zuge des Abrückens von rein radiometrisch bestimmten Periodengrenzen soll jetzt gemäß Gradstein u. a. (2012) das GSSP-Prinzip so weit wie möglich auch im Präkambrium Anwendung finden. Die Perioden werden somit anhand von bedeutenden geologischen Ereignissen definiert und nicht mehr an willkürlichen radiometrischen Altern.[1] Für das Siderum schlagen Gradstein u. a. daher folgende Neudefinition vor:

„Das Siderium bildet die letzte Periode des Neoarchaikums. Es folgt auf das Methanium, von dem es durch einen GSSP abgetrennt wird. Dieser GSSP wird durch das Erstauftreten von Bändererzen im Hamersley-Becken definiert, das bei 2630 Millionen Jahren BP mit der Marra Mamba Iron Formation erfolgte. Die Grenze zum Paläoproterozoikum und zur Periode des Oxygeniums wird ebenfalls durch einen GSSP markiert, der seinerseits durch das erstmalige Auftreten von glazigenen Ablagerungen um 2420 Millionen Jahren BP in der australischen Kazput-Formation, Mount Bruce Supergroup, charakterisiert wird.“

Nach dieser Neudefinition dauert das Siderium somit 210 Millionen Jahre und verlängert das Archaikum um 80 Millionen Jahre bis 2420 Millionen Jahre BP. Es zeichnet sich durch die weltweit verbreitete Ablagerung von Bändererzen aus. In seinem Verlauf verlangsamte sich das kontinentale Krustenwachstum.

Für eine ausführliche Darstellung siehe auch van Kranendonk (2012).[2]

Namensgebung[Bearbeiten]

Der Name ist abgeleitet von gr. σίδηρος – sideros = Eisen und spielt auf die in dieser Zeit weltweit gebildeten Bändererze an. Die Entstehung dieser Bändererze erreichte im frühen Siderium seinen Höhepunkt.

Stratigraphie[Bearbeiten]

Bedeutende Sedimentbecken und geologische Formationen[Bearbeiten]

Lagerstätten[Bearbeiten]

Bändererze[Bearbeiten]

Bändererz in der Dales Gorge, Hamersley Range

Bändererze (engl. banded iron formation oder abgekürzt BIF) können nur bei sehr geringen Sauerstoffkonzentrationen in der Atmosphäre bzw. im Wasser 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 Atmosphäre an, bis sich das heutige, sauerstoffreiche Niveau eingestellt hatte. Die Sauerstoffanreicherung in der Atmosphäre wird auch als Große Sauerstoffkatastrophe bezeichnet, welche möglicherweise die um 2400/2300 Millionen Jahren BP einsetzende Paläoproterozoische Vereisung verursachte.[3]

Beispiele für Bändererz-Formationen:

Beispiele für die Paläoproterozoische Vereisung:

Meeres-Geochemie[Bearbeiten]

Rouxel u. a. (2005) konstatieren für die Periode 2400 bis 2300 Millionen Jahren BP einen starken Anstieg Im Sauerstoffgehalt der Erdatmosphäre. In etwa gleichzeitig (um 2300 Millionen Jahren BP) 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.[4] Die Autoren erklären diesen Sachverhalt mit der Etablierung ozeanischer Tiefenschichtung ab 2300 Millionen Jahren BP und einem Anstieg der Sulfidfällung gegenüber der Eisenoxidfällung.

Geodynamik[Bearbeiten]

Orogenesen[Bearbeiten]

Grundgebirgsterrane[Bearbeiten]

Magmatismus[Bearbeiten]

  • Um 2500 bis 2475 Millionen Jahren BP 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) fand als Intrusionsalter 2470 Millionen Jahre BP.[7]
  • Ihm folgt laut Heaman (1995)[8] zwischen 2473 und 2446 Millionen Jahren BP der Matachewan-Gangschwarm (Fahrig und West datierten 2470 bis 2450 Millionen Jahre BP[9]). 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.
  • Um 2410 Millionen Jahren BP erfolgt die Gangschar-Intrusion der Widgiemooltha Dyke Suite in den Yilgarn-Kraton. Nur unwesentlich später intrudieren um 2408 Millionen Jahren BP die Sebangwa Poort dykes in den Zimbabwe-Kraton. Eine mögliche Nachbarschaft der beiden Kratone wird vermutet.[10]

Meteoritenkrater[Bearbeiten]

In Karelien entstand möglicherweise um 2400 Millionen Jahre BP der bisher älteste bekannte Meteoritenkrater von Suavjärvi.

Siehe auch[Bearbeiten]

Literatur[Bearbeiten]

Weblinks[Bearbeiten]

Einzelnachweise[Bearbeiten]

  1.  Felix M. Gradstein u. a.: On the Geologic Time Scale. In: Newsletters on Stratigraphy. 45/2, 2012, S. 171-188.
  2.  Van Kranendonk, M.: The Precambrian: the Archean and Proterozoic Eons. In: Gradstein et al. (Hrsg.): The Geologic Time Scale 2012. Elsevier Publ. Co., 2012.
  3.  James F. Kasting & Shuehi Ono: Paleoclimates: The First Two Billion Years. 2006.
  4.  Olivier J. Rouxel u. a.: Iron Isotope Constraints on the Archaean and Paleoproterozoic Ocean Redox State. In: Science. 307 (5712), 2005, S. 1088-1091.
  5.  Duclaux, G. 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.
  6.  Santos, T.J.S., Fetter, A.H., Hackspacher, P.C., Schmus, W.R.V., Nogueira Neto, J.A.: 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. 25, 2008a, S. 271–284.
  7.  Heaman, L.M.: 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.
  8.  Heaman, L. M.: U-Pb dating of mafic rocks: past, present and future (abstract), Program with Abstracts. In: Geol. Assoc. Can./Mineral. Assoc. Can.. 20, A43, 1995.
  9.  Fahrig, W. F. und T. D. West: Diabase dyke swarms of the Canadian shield, Map 1627A. Geological Survey of Canada, Ottawa, ON 1986.
  10.  Smirnov, A. V. u. a.: Trading partners: Tectonic ancestry of southern Africa and western Australia, in Archean supercratons Vaalbara and Zimgarn. In: Precambrian Research. 224, 2013, S. 11-12.