Siderium

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 2500 Millionen Jahren und endete vor 2300 Millionen 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 – sideros = Eisen und spielt auf die in dieser Zeit weltweit gebildeten Bändererze an. Die Entstehung dieser Bändererze erreichte im frühen Siderium seinen 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 globaler tektonischer Ruhephasen.

Stratigraphie und Lagerstätten

Bedeutende Sedimentbecken und geologische Formationen

• Hamersley-Becken mit Hamersley Group in Westaustralien – 2715 bis etwa 2400 Millionen Jahre BP
  • Erste Bändererze um 2630 Millionen Jahre BP in der Marra Mamba Iron Formation (Hamersley Group), Mount Bruce Supergroup in Westaustralien
• Transvaal-Becken in Südafrika – 2670 bis 1900 Millionen Jahre BP
  • Transvaal Supergroup:
    • Ghaap Group im Griqualand-West-Gebiet – 2669 ± 5 bis 2450 Millionen Jahre BP
    • Chuniespoort Group im Transvaal-Gebiet – 2588 ± 6 bis 2460 Millionen Jahre BP
• Minas Supergroup im Osten Brasiliens – 2610/2580 bis 2420 Millionen Jahre BP
• Animikie Group in den Vereinigten Staaten und in Kanada – 2500 bis 1800 Millionen Jahre BP
• Huronian Supergroup im Osten Ontarios – 2450 bis 2219 Millionen Jahre BP

Bändererze

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.^[1]

Beispiele für Bändererz-Formationen:

• Marra Mamba Iron Formation in Westaustralien, weltweit älteste Bändererzformation – 2630 Millionen Jahre
• Cauê Banded Iron Formation der Itabira Group, Minas Supergroup in Brasilien – 2580 bis 2420 Millionen Jahre BP
• Asbestos-Hills-Subgroup (Afrikaans: Asbesheuwels) der Ghaap Group in Südafrika – 2489 bis 2480 Millionen Jahre
• Penge-Formation der Chuniesport Group in Südafrika – um 2480 Millionen Jahre BP
• Brockman Iron Formation im Hamersley-Becken, Westaustralien – 2469 Millionen Jahre BP
• Kuruman Iron Formation der Campbellrand Subgroup in Südafrika – um 2465 Millionen Jahre BP

Beispiele für die Paläoproterozoische Vereisung:

• Kazput-Formation in Westaustralien – 2420 Millionen Jahre BP
• Makganyene-Formation der Postmasburg Group in Südafrika – Diamiktit – zwischen 2415 und 2222 Millionen Jahren BP
• Obere Timeball-Hill-Formation und Boshoek-Formation der Pretoria Group in Südafrika – zwischen 2320 und 2184 Millionen Jahren BP

Meeres-Geochemie

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.^[2] Die Autoren erklären diesen Sachverhalt mit der Etablierung ozeanischer Tiefenschichtung ab 2300 Millionen Jahren BP und einem Anstieg der Sulfidfällung gegenüber der Eisenoxidfällung.

Geodynamik – Orogenesen

• Ostantarktis – Mawson-Kraton (Adélieland, Georg-V-Land) – 2500 bis 2420 Millionen Jahre BP. Retrogression von der Granulit-Fazies zur Amphibolit-Fazies. Um 2440 waren anatektische Bedingungen erreicht und es intrudierten folglich Monzogranodiorite, rosafarbene Granite und mafische Gänge.^[3]
• In Nordamerika (Superior-Kraton) geht die Algoman Orogeny (auch Kenoran Orogeny) um 2500 Millionen Jahren BP zu Ende. Entlang der Great Lakes tectonic zone kollidierten der im Norden gelegene Superior-Kraton mit dem von Süden andockenden Minnesota-River-Valley-Terran. Nach erfolgter Kollision kam es ab 2500 Millionen Jahren BP 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.^[4]
• Zentralbrasilianischer Schild
  • Bacajá Domain: 2359 Millionen Jahre BP
  • Tapajόs-Parima-Provinz:
    • Uatumã-Anauá Domain: 2354 Millionen Jahre BP
    • Tapajόs Domain: 2483 bis 2380 Millionen Jahre BP
• Guyana-Schild, Zentralbereich: 2350 Millionen Jahre BP
• Westafrika-Kraton, Elfenbeinküste: 2312 Millionen Jahre BP

Magmatismus

• 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.^[5]
• Ihm folgt laut Heaman (1995)^[6] zwischen 2473 und 2446 Millionen Jahren BP der Matachewan-Gangschwarm (Fahrig und West datierten 2470 bis 2450 Millionen Jahre BP^[7]). 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.^[8]

Meteoritenkrater

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

Vorgeschlagene Neudefinition des Sideriums

Im Zuge des Abrückens von rein radiometrisch bestimmten Periodengrenzen soll 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 frei gewählten radiometrischen Altern.^[9] Für das Siderum schlagen Gradstein u. a. daher folgende Neudefinition vor:

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).^[10]

Literatur

• James G. Ogg: Status on Divisions of the International Geologic Time Scale. In: Lethaia. 37. Jahrgang, 2004, S. 183–199, doi:10.1080/00241160410006492 (stratigraphy.org (Memento vom 29. September 2007 im Internet Archive) [PDF]). 
• Kenneth A. Plumb: New Precambrian time scale. In: Episodes, 14(2), Beijing 1991, S. 134–140, ISSN 0705-3797.

Weblinks

• International Stratigraphic Chart 2009 (PDF; 485 kB)

Einzelnachweise

1. ↑ James F. Kasting, Shuehi Ono: Paleoclimates: The First Two Billion Years. 2006. 
2. ↑ 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. 
3. ↑ 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. 
4. ↑ T.J.S. Santos, A.H. Fetter, P.C. Hackspacher, W.R.V. Schmus, 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. 
5. ↑ 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. 
6. ↑ 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. 
7. ↑ W. F. Fahrig, T. D. West: Diabase dyke swarms of the Canadian shield, Map 1627A. Geological Survey of Canada, Ottawa, ON 1986. 
8. ↑ 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. 
9. ↑ Felix M. Gradstein u. a.: On the Geologic Time Scale. In: Newsletters on Stratigraphy. Band 45/2, 2012, S. 171–188. 
10. ↑ M. Van Kranendonk: The Precambrian: the Archean and Proterozoic Eons. In: Gradstein et al. (Hrsg.): The Geologic Time Scale 2012. Elsevier Publ. Co., 2012.