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Lomagundi-Jatuli-Isotopenexkursion

Die Lomagundi-Jatuli-Isotopenexkursion stellt in der gesamten Erdgeschichte weltweit die bedeutendste, positive Anomalie der δ13C–Werte dar. Sie ereignete sich im Paläoproterozoikum während des Intervalls 2220 bis 2100 Millionen Jahren BP (Rhyacium). Sie lässt auf tiefgreifende Veränderungen im Redoxverhalten der Weltmeere rückschließen.

Etymologie und Erstbeschreibung

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Die Lomagundi-Jatuli-Isotopenexkursion, im Englischen als Lomagundi-Jatuli isotope event (abgekürzt LJIE) oder meist nur als Lomagundi excursion oder Lomagundi event (abgekürzt als LE) bezeichnet, wurde nach der Lomagundi Group in Simbabwe benannt, in der sie erstmals nachgewiesen werden konnte.

Die erste ausführliche Beschreibung der Isotopenexkursion erfolgte 1975 durch Schidlowski u. a. im Zuge ihrer Untersuchung präkambrischer Karbonatformationen.[1] Die eigentliche Entdeckung geht jedoch ins Jahr 1968 zurück und gebührt Galimov u. a., die sie im Jatulium Kareliens nachweisen konnten.[2]

Einführung

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Der Übergang vom Archaikum ins Paläoproterozoikum war eine Zeit großer, globaler Umweltveränderungen. Die bedeutendste dieser Veränderungen war zweifellos die Große Sauerstoffkatastrophe (engl. great oxidation event oder GOE), die in etwa ab 2450 Millionen Jahren BP zum Tragen gekommen war und sich ab 2350 bis 2280 Millionen Jahren BP voll entfaltet hatte.[3] Im Zusammenhang mit den steigenden Sauerstoffkonzentrationen kam es zur Huronischen Eiszeit, die in drei Schüben (Ramsey Lake – 2420 bis 2405, Bruce – 2370 bis 2360 und Gowganda – 2315 bis 2305 Millionen Jahre BP) ablief.[4]

Das Sedimentgeschehen wurde im Verlauf des Paläoproterozoikums mehr und mehr von organischen, kohlenstoffreichen Ablagerungen geprägt, die dann ab 2000 Millionen Jahren BP bereits sehr häufig anzutreffen sind. Ab 2200 Millionen Jahre BP bildeten sich erstmals Phosphorite.[5] Ferner entstanden reichhaltig Kalziumsulfate marinen Ursprungs (ebenfalls ab 2200 Millionen Jahren BP) und die für diesen Zeitabschnitt typischen Bändererze.

Mit dem Zerbrechen des im Neoarchaikum gebildeten Superkontinents Superia (bzw. Kenorland) ab 2200 Millionen Jahre BP[6] und dem so genannten Crustal age gap (oder Global Magmatic Shutdown), einer rund 250 Millionen Jahre dauernden Periode magmatischer Stagnation (von 2450 bis 2200 Millionen Jahre BP),[7] und extrem verlangsamter Plattentektonik waren auch wesentliche geodynamische Änderungen erfolgt.

Nachweise

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Die Lomagundi-Jatuli-Isotopenexkursion konnte neben der Typlokalität in Simbabwe und der Erstfundstelle in Karelien mit Ausnahme der Antarktis praktisch weltweit nachgewiesen werden. Folgende Vorkommen sind dokumentiert:

Charakterisierung der Isotopenexkursion

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Kurvenverlauf der Lomagundi-Jatuli-Isotopenexkursion

Martin u. a. (2013a) bestimmten eine Maximaldauer für die positive δ13C-Isotopenexkursion von 249 ± 9 Millionen Jahren (Intervall 2306 bis 2057 Millionen Jahre BP) sowie eine Minimaldauer von 128 ± 9 Millionen Jahren (Intervall 2221 bis 2093 Millionen Jahre BP).[19] Der positive Ausschlag dürfte in einem Zug erfolgt sein, die Autoren schließen jedoch bei zukünftiger Feinauflösung mehrere Ausschläge nicht aus.

Die δ13C-Werte liegen ab Ende des Archaikums bis zirka 2300 Millionen Jahren BP recht konstant bei 0 ‰ VPDB (Wiener Belemnitenstandard) um erst allmählich und dann urplötzlich anzusteigen. Der rasante Anstieg setzt etwa bei 2225 Millionen Jahren BP ein. Der absolute Maximalwert von rund 14 ‰ VPDB wurde gegen 2175 Millionen Jahren BP erreicht. Die Kurve fällt nach Durchlaufen des Maximums wieder ab, der Abfall ist aber weniger steil als der Anstieg. Gegen 2020 Millionen Jahren BP waren wieder 0 ‰ VPDB erreicht, die bis zum Ende des Paläoproterozoikums beibehalten wurden. Anmerkung: der Kurvenverlauf besitzt eine Streubreite von etwa 3 ‰ VPDB.

Zum besseren Verständnis des Kurvenverlaufs einige Vergleichswerte, die den exzeptionellen Charakter der Lomagundi-Jatuli-isotopenexkursion unterstreichen:

  • Organischer Kohlenstoff: −23 ‰ VPDB (Mittelwert)
  • Erdmantel : −5 ‰ VPDB
  • Kohlenstoff in der Erdkruste : −5 ‰ VPDB
  • Im Meerwasser gelöster Kohlenstoff: generell 0 ‰ VPDB
  • Sedimentäre Karbonate: 0 bis 1 ‰ VPDB
  • Ozeanisches Oberflächenwasser: 1 bis 3 ‰ VPDB
  • Karstablagerungen: −11 bis 0 ‰ VPDB
  • Thermokarst (Travertin): −4 bis 8 ‰ VPDB

Erklärung

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Die zeitliche Entwicklung der δ13C-Werte ist direkt mit dem Sauerstoffgehalt der Erdatmosphäre verknüpft. Durch die Reduzierung nicht-organischen Kohlenstoffs (wie beispielsweise im Kohlendioxid) zu organischen Kohlenstoffverbindungen (generell Vielfache von CH2O) wird Sauerstoff freigesetzt. Die photosynthetische Fixierung des Kohlenstoffs zeigt aber eine Vorliebe für das leichtere 12C-Isotop, das gegenüber 13C angereichert wird. Dies erklärt z. B. die recht niedrigen Werte bei organischem Kohlenstoff.[20]

Werden große Mengen organischen Kohlenstoffs durch Sedimentation und anschließendem Versiegeln in geologischen Formationen dem Ökosystem entzogen, so kommt es nicht nur zu einem Anstieg des Sauerstoffgehalts im Meer und in der Atmosphäre, sondern gleichzeitig beginnen sich auch die δ13C-Werte des ungelösten, nicht-organischen Kohlenstoffs sowie sedimentärer Karbonate zu erhöhen.[21]

Das enorme Ansteigen der δ13C-Werte während der Lomagundi-Jatuli-Exkursion ist somit ursächlich durch die erhöhte Sauerstoffproduktion zu erklären, welche während der vorangegangenen Großen Sauerstoffkatastrophe durch ein rasantes Anwachsen der Cyanobakterien ausgelöst worden war. Gleichzeitig musste aber organischer Kohlenstoff in bedeutenden Mengen in Gestalt von beispielsweise Schwarzschiefern (engl. black shales), die gegen Ende der Isotopenexkursion erstmals gehäuft auftreten, ausgefällt worden sein.

Einzelnachweise

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  1. ↑ a b M. Schidlowski, R. Eichmann, C.E. Junge: Precambrian sedimentary carbonates: carbon and oxygen isotope chemistry and implications for the terrestrial oxygen budget. In: Precambrian Res. Band 2, 1975, S. 1–69.
  2. ↑ E. M. Galimov, N. G. Kuznetsova, V. S. Prokhorov: On the problem of the Earth’s ancient atmosphere composition in connection with results of isotope analysis of carbon from the Precambrian carbonates. In: Geochemistry. Band 11, 1968, S. 1376–1381 (russisch, mit englischer Zusammenfassung).
  3. ↑ Q. Guo, u. a.: Reconstructing Earth’s surface oxidation across the Archean-Proterozoic transition. In: Geology. Band 37, 2009, S. 399–402.
  4. ↑ A. Bekker, H. D. und Holland: Oxygen overshoot and recovery during the early Paleoproterozoic. In: Earth Planet. Sci. Lett. Band 317–318, 2012, S. 295–304.
  5. ↑ Papineau, D.: Global biogeochemical changes at both ends of the Proterozoic: insights from Phosphorites. In: Astrobiology. Band 10, 2010, S. 165–181.
  6. ↑ K.C. Condie, D.J. Des Marais, D. Abbot: Precambrian superplumes and supercontinents: a record in black shales, carbon isotopes, and paleoclimates? In: Precambrian Research. Band 106, 2001, S. 239–260.
  7. ↑ K.C. Condie, C. O’Neill, R.C. Aster: Evidence and implications for a widespread magmatic shutdown for 250 My on Earth. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 282, 2009, S. 294–298.
  8. ↑ V. A. Melezhik, A.E. Fallick: A widespread positive δ13C carb anomaly at around 2.33–2.06 Ga on the Fennoscandian Shield: a paradox? In: Terra Nova. Band 8, 1996, S. 141–157.
  9. ↑ J. A. Karhu: Paleoproterozoic evolution of the carbon isotope ratios of sedimentary carbonates in the Fennoscandian Shield. In: Geological Survey of Finland Bulleti. Band 371, 1993, S. 1–87.
  10. ↑ P. Salminen,: Carbon isotope records of sedimentary carbonate rocks in the Pechenga Belt, NW Russia: implications for the Precambrian carbon cycle. University of Helsinki (Doktorarbeit), 2014.
  11. ↑ A. J. Baker, A. E. Fallick: Evidence from Lewisian limestones for isotopically heavy carbon in two-thousand-million-year-old sea water. In: Nature. Band 337, 1989, S. 352–354.
  12. ↑ V. N. Zagnitko, I. P. Lugovaya: Isotope Geochemistry of Carbonate and Banded Iron Formations of the Ukrainian Shield. In: Naukova Dumka. Kiev 1989 (russisch).
  13. ↑ A. Bekker, J. A Karhu, K. A. Eriksson, A. J. Kaufman: Chemostratigraphy of Paleoproteroizoic carbonate successions of the Wyoming Craton: tectonic forcing of biogeochemical change? In: Precambrian Research. Band 120, 2003, S. 279–325.
  14. ↑ A. Bekker, A. N. Sial, J. A. Karhu, V. P. Ferreira, C. M. Noce, A. J. Kaufman, A.W. Romano, M. M. Pimentel: Chemostratigraphy of carbonates from the Minas Supergroup, Quadrilátero Ferrífero (Iron Quadrangle), Brazil: a stratigraphic record of Early Proterozoic atmospheric, biogeochemical and climatic change. In: American Journal of Science. Band 303, 2003, S. 865–904.
  15. ↑ A. Bekker, A. J. Kaufman, J. A. Karhu, N. J. Beukes, Q. D. Swart, L. L. Coetzee, K. A. Eriksson: Chemostratigraphy of the Paleoproterozoic Duitschland Formation, South Africa: implications for coupled climate change and carbon cycling. In: American Journal of Science. Band 301, 2001, S. 261–285.
  16. ↑ J. F. Lindsay, M. 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.
  17. ↑ B. Sreenivas, S. Das Sharma, B. Kumar, D. J. Patil, A. B. Roy, R. Srinivasan: Positive δ13C excursion in carbonate and organic fractions from the Paleoproterozoic Aravalli Supergroup, Northwestern India. In: Precambrian Research. Band 106, 2001, S. 277–290.
  18. ↑ H. Tang, Y. Chen, G. Wu, Y. Lai: Paleoproterozoic positive δ13Ccarb excursion in the northeastern Sino-Korean craton: evidence of the Lomagundi Event. In: Gondwana Research. Band 19, 2011, S. 471–481.
  19. ↑ A. P. Martin, D. J. Condon, A. R. Prave, A. Lepland: A review of temporal constraints for the Paleoproterozoic large, positive carbonate carbon isotope excursion (the Lomagundi-Jatuli Event). In: Earth-Science Reviews. Band 127, 2013, S. 242–261.
  20. ↑ T.F. Anderson, M.A. Arthur: Stable isotopes of oxygen and carbon and their application to sedimentologic and paleoenvironmental problems. In: M.A. Arthur, T.F. Anderson, I.R. Kaplan, J. Veizer, L.S. Land (Hrsg.): Stable Isotopes in Sedimentary Geology. 1983.
  21. ↑ J.A. Karhu, H.D. Holland: Carbon isotopes and the rise of atmospheric oxygen. In: Geology. Band 24, 1996, S. 867–879.
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