Oxygenium (Periode)

Das Oxygenium ist Teil der von Felix M. Gradstein und Kollegen vorgeschlagenen Neudefinitionen der Perioden des Präkambriums. Gemäß diesem Vorschlag ist es die erste Periode innerhalb des Äons Proterozoikum. Es eröffnet die Ära des Paläoproterozoikums, folgt auf die Periode des Sideriums und wird seinerseits von der Periode des Jatuliums (bzw. Eukaryiums) abgelöst. Das Oxygenium dauerte nach diesem Vorschlag 170 Millionen Jahre und füllt den Zeitraum von 2420 bis 2250 Millionen Jahre BP.

Etymologie Die Bezeichnung Oxygenium ist von , ‚scharfsinnig‘, ‚spitz‘, ‚sauer‘ und , ‚gebären‘ – abgemeitet – zusammen somit Säure-Erzeuger. Es spielt auf den in dieser Periode stattfindenden, globalen Anstieg der Sauerstoffkonzentrationen in der Erdatmosphäre an.

Neudefinition der Perioden des Präkambriums Felix M. Gradstein und Kollegen machten im Jahr 2012 den Vorschlag, von rein radiometrisch bestimmten Periodengrenzen, festgelegt durch GSSAs, abzurücken und das GSSP-Prinzip so weit wie möglich auch im Präkambrium anzuwenden. Die Perioden sollen somit anhand von geologischen Ereignissen definiert werden und nicht mehr an radiometrischen Altern.

Das Oxygenium soll demnach an die Stelle der vormaligen Perioden Siderium (2500 bis 2300 Millionen Jahre BP) und Rhyacium (2300 bis 2050 Millionen Jahre BP) treten.

Der Vorschlag ist aber bis jetzt (Stand 2025) von der ICS noch nicht aufgegriffen bzw. ratifiziert worden.

Definition des Oxygeniums mini|hochkant=1.6|Die 2250 Millionen Jahre alte Lorrain-Formation am Ottertail Lake in Ontario

Die Untergrenze des Oxygeniums soll durch einen GSSP an der Basis der Kazput-Formation in Westaustralien festgelegt werden. Die um 2420 Millionen Jahre BP abgelagerte Kazput-Formation gehört zur Turee Creek Group und somit zur Mount Bruce Supergroup. Sie führt weltweit die ersten glazigenen Sedimente. Die Obergrenze des Oxygeniums markiert ebenfalls ein GSSP. Dieser liegt an der Basis der kanadischen Lorrain-Formation, die zur Cobalt Group der Huronian Supergroup gehört. Die um 2250 Millionen Jahren BP abgelagerte Lorrain-Formation markiert dem Vorschlag nach das Ende der Vereisungen.

Bedeutung Die vorrangige Bedeutung des Oxygeniums – daher auch die Namensgebung – liegt in einem ständigen Anstieg des Sauerstoffgehaltes in der Erdatmosphäre. Dies führte zur Großen Sauerstoffkatastrophe (Englisch Great Oxidation Event oder abgekürzt GOE – 2450 bis 2220 Millionen Jahre BP), die möglicherweise die um 2400 Millionen Jahre BP einsetzende Paläoproterozoische Vereisung auslöste. Dem vorausgegangen war um 2450 Millionen Jahre BP das Auseinanderbrechen des Superkontinents Kenorland.

Das Ende der Vereisungen hatte gleichzeitig das Verschwinden der Bändererze zur Folge. Bezeichnend für das Oxygenium ist außerdem eine enorme Verlangsamung der magmatischen Tätigkeiten über einen Zeitraum von rund 250 Millionen Jahren, welche jedoch nicht vollkommen zum Stillstand kamen. Eine mögliche Erklärung liegt in einer starken Auskühlung des Erdmantels, der eine Episode stagnierender Deckelung erlebte (engl. stagnant-lid behaviour) – ähnlich dem jetzt auf der Venus vorherrschenden tektonischen Stil.

Weiterhin erscheinen erstmals abdichtende Schelfkarbonate (engl. ), die sich durch hohe, positive δ13C-Werte auszeichnen und den Beginn der Lomagundi-Jatuli-Isotopenexkursion einleiten. Auch oxidierte Paläoböden und Rotsedimente (engl. ) treten erstmals auf.

Sauerstoffentwicklung

mini|400px|Anstieg der Sauerstoffkonzentration in der Erdatmosphäre vor 2420 Millionen Jahren. Ein Großteil des produzierten Sauerstoffs wird aber noch im Meer selbst und von den Gesteinen des Meeresbodens gebunden. Der Sauerstoff in der Atmosphäre stieg von 2400 Mia bis ca. 700 Mia zuerst sehr langsam, ab ca. 800 Mia aber sehr schnell an. Die Zeitspanne des Oxygenius fällt also in den ersten Abschnitt dieser Entwicklung

Um 2450 Millionen Jahre BP vor Beginn der Vereisungen war die Erdatmosphäre noch reduzierend, erkennbar durch eine Paläobodenentwicklung auf mafischen Vulkaniten. Rouxel und Kollegen (2005) konstatieren jedoch für die Periode 2400 bis 2300 Millionen Jahre BP einen starken Anstieg im Sauerstoffgehalt der Erdatmosphäre. Er erreichte damals wahrscheinlich im Zusammengang mit der starken Vereisung einen Wert von mehr als 10−5 des heutigen Niveaus (engl. oder PAL). Nach der paläoproterozoischen Vereisung stiegen die Sauerstoffkonzentrationen in der Erdatmosphäre stufenweise an und erreichten ihr jetziges Niveau erstmals nach den Vereisungen des Neoproterozoikums gegen 700 Millionen Jahre BP (siehe nebenstehende Abbildung).

Es bestehen zahlreiche Modellerklärungen zur Sauerstoffentwicklung mit Beginn des Oxygeniums. Hierunter das Ersteinsetzen oxidierender Photosynthese, die Bindung der Cyanobakterien an Süßwasserenvironments vor 2400 Millionen Jahre BP – ehe sie sich ins Meer ausbreiteten, das Auffüllen der reduzierenden Senken (engl. sinks) in den Weltmeeren mit reduziertem Eisen und reduziertem Schwefel, der Kollaps der auf Methan basierenden Treibhausatmosphäre, das Entstehen von Superkontinenten, das Anwachsen von subaerischem Vulkanismus oder ein Rückgang der Methan produzierenden Bakterien. Wie es scheint, überlappen sich gleich mehrere Ursachen/Auslöser, die für den Sauerstoffanstieg und die assoziierten paläoproterozoischen Vereisungen sehr wahrscheinlich verantwortlich sind.

Paläoproterozoische Vereisung mini|hochkant=1.6|Gletscherschrammen auf 2400 bis 2300 Millionen Jahre altem, glazigenen Sandstein der Mississagi-Formation Ontarios

Anhand der in einem Rift-Zusammengang abgelagerten Huronian Supergroup lassen sich insgesamt drei Intervalle für die paläoproterozoische Vereisung erkennen. Diese drei Intervalle finden ihren Ausdruck in der Ramsay Lake Formation (auch Ramsey Lake), in der Bruce-Formation und in der Gowganda-Formation.

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. 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.

Dies wird auch von stark negativen δ13C-Werten (bis herab auf – 15 ‰ in Diamiktiten und Cap Carbonates) bekräftigt. Auch etwas weniger stark negative δ13C-Werte aus Karbonaten der Turee Creek Group deuten nach wie vor auf eine bedeutende globale Vereisung hin.

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 zwischen 2250 und 2060 Millionen Jahre BP erfolgenden globalen Lomagundi-Jatuli-Isotopenexkursion oder zumindest auf ein Ungleichgewicht zwischen organischer Kohlenstoffproduktion und Kohlenstoffabfuhr. Dieser gestörte Kohlenstoffkreislauf hatte sich während der Vereisungen eingestellt.

In der Minas Supergroup Brasiliens liegen 2420 ± 19 Millionen Jahre alte Karbonate der Gandarela-Formation auf Bändererzen der unterlagernden Caue-Formation. 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 Jatulium zwischen 2222 ± 12 und 2209 ± 15 Millionen Jahre BP.

Mantelabkühlung Die starke Abkühlung der Erdatmosphäre bewirkte eine Rückkopplung auf die Manteltemperaturen. Die Mantelkonvektion verlangsamte sich, so dass Plattentektonik und Krustenwachstum während des Oxygeniums eingeschränkt wurden.

Die Abnahme in den Manteltemperaturen bewirkte eine Verdickung und Versteifung der kontinentalen Lithosphäre. Bei gleichzeitig erfolgender Abkühlung und Verdünnung der ozeanischen Lithosphäre entstanden somit jetzt gehäuft Kontinente. Auch das zuvor eingespielte Gleichgewicht zwischen Vulkanismus und hydrothermalen Alterationen veränderte sich. Prädominant wurden von nun an Verwitterung und Erosion auf den Kontinenten – wobei anstehende Gesteine immer stärker an hydrologische Verwitterungszyklen gebunden wurden.

Meeres-Geochemie Um 2300 Millionen Jahre BP beobachten Rouxel und Kollegen (2005) 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. Die Autoren erklären diesen Sachverhalt mit der Etablierung ozeanischer Tiefenschichtung ab 2300 Millionen Jahren BP und einem Anstieg der Sulfidfällung gegenüber der Eisenoxidfällung. Um Null liegende oder leicht positive δ56Fe-Werte sind charakteristisch für Meerwasser unter einer sauerstoffhaltigen Erdatmosphäre.

Die Zunahme der δ56Fe-Werte zwischen 2500 und 2300 Millionen Jahre BP 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. 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 um 2400 Millionen Jahre BP 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. Die Sulfatkonzentrationen blieben aber bei 1 bis 2 Millimol pro Liter und waren wesentlich niedriger als die heutigen Konzentrationen von 28 Millimol pro Liter.

Als Ursache wird die jetzt verstärkte oxidative Verwitterung auf den Kontinenten angesehen. 2322 ± 15 Millionen Jahre alte Gesteine, die keine massenunabhängige Fraktionierung von Schwefel (Sulphur-Mass Independent Fractionation oder S-MIF) aufweisen, 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.

Magmatismus mini|hochkant=1.6|Amhibolitfazieller Scourie dyke, eingedrungen in Gneise des Badcallians. Beide Gesteinstypen werden von einem späteren granitischen Gang durchsetzt.

Im Hebriden-Terran Schottlands drangen zwischen 2418 und 2375 Millionen Jahren BP die doleritischen Scourie dykes in das Grundgebirge des Lewisians ein. Um 2410 Millionen Jahren BP ereignete sich 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.

Meteoritenkrater mini|hochkant=1.6|Strahlenkegel im Sandstein der Mississagi-Formation bei Sudbury

In Karelien entstand möglicherweise um 2400 Millionen Jahre BP der bisher älteste bekannte Meteoritenkrater von Suavjärvi. Einschlag um 1849 Millionen Jahre BP des Sudbury-Meteoriten in Ontario. Er erzeugte massenhaft Strahlenkegel in der impaktiertern, rund 2350 Millionen Jahre alten Mississagi-Formation.

Zusammenschau