Siderium

Äon	Ära	Periode	≈ Alter (mya)
später	später	später	jünger
P r o t e r o z o i k u m Dauer: 1959 Ma	Neoprote­rozoikum Jungprote­rozoikum Dauer: 459 Ma	Ediacarium	541 ⬍ 635
		Cryogenium	635 ⬍ 720
		Tonium	720 ⬍ 1000
	Mesoprote­rozoikum Mittelprote­rozoikum Dauer: 600 Ma	Stenium	1000 ⬍ 1200
		Ectasium	1200 ⬍ 1400
		Calymmium	1400 ⬍ 1600
	Paläoprote­rozoikum Altprote­rozoikum Dauer: 900 Ma	Statherium	1600 ⬍ 1800
		Orosirium	1800 ⬍ 2050
		Rhyacium	2050 ⬍ 2300
		Siderium	2300 ⬍ 2500
früher	früher	früher	älter

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.

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.

Im Zuge des Abrückens von empirisch durch radiometrische Datierungen ermittelten, in Form von GSSAs definierten Periodengrenzen, soll das GSSP-Prinzip so weit wie möglich auch im Präkambrium angewendet werden. Die Perioden sollen somit primär anhand konkreter geologischer Marker in einem Referenzprofil definiert werden statt anhand eines absoluten Alters.^[1]

Gemäß ihrer Neudefinition soll das neudefinierte Siderium eine Spanne von 210 Millionen Jahre haben und von 2630 bis 2420 Millionen Jahre BP dauern. Das Siderium beginnt dann mit dem Erstauftreten der Bändererze (BIFs) und endet mit dem Erstauftreten von glazigenen Ablagerungen im Paläoproterozoikum 80 Millionen Jahre nach Ende des Neoarchaikums. Ältestes Bändererz ist die Marra Mamba Iron Formation im Hammersley-Becken Westaustraliens. Das älteste glazigene Sediment beginnt mit der Kazput-Formation aus der Turee Creek Group ebenfalls in Westaustralien.

Das neudefinierte Siderium soll somit an die Stelle des ausgehenden Neoarchaikums (2800 bis 2500 Millionen Jahre BP) und des klassischen Sideriums (2500 bis 2300 Millionen Jahre BP) treten.

Der Vorschlag ist aber bis jetzt (Stand 2022) von der ICS noch nicht aufgegriffen bzw. ratifiziert worden.

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 um 2400/2300 Millionen Jahren BP einsetzende Paläoproterozoische Vereisung verursachte.^[2]

• Brasilien:
  • Cauê Banded Iron Formation der Itabira Group, Minas Supergroup – 2580 bis 2420 Millionen Jahre BP
• Südafrika:
  • Asbestos-Hills-Subgroup (Afrikaans Asbesheuwels) der Ghaap Group – 2489 bis 2480 Millionen Jahre BP
  • Penge-Formation und Griquatown-Formation der Chuniesport Group – 2465 bis 2432 Millionen Jahre BP
  • Kuruman Iron Formation der Campbellrand Subgroup – um 2465 Millionen Jahre BP
• Westaustralien:
  • Marra Mamba Iron Formation, weltweit älteste Bändererzformation – 2630 Millionen Jahre
  • Brockman Iron Formation im Hamersley-Becken – 2469 (2475 bis 2463) Millionen Jahre BP
  • Boolgeda Iron Formation – um, 2430 Millionen Jahre BP

Anhand der in einem Rift-Zusammenhang abgelagerten Huronian Supergroup lassen sich insgesamt drei Intervalle für die paläoproterozoische Vereisung erkennen.^[3] 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.^[4] 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.^[5]

Dies wird auch von stark negativen δ¹³C-Werten (bis herab auf – 15 ‰ in Diamiktiten und Cap Carbonates) bekräftigt.^[6] Auch etwas weniger stark negative δ¹³C-Werte aus Karbonaten der Turee Creek Group deuten nach wie vor auf eine bedeutende globale Vereisung hin.^[7]

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.^[8]

In der Minas Supergroup Brasiliens liegen 2420 ± 19 Millionen Jahre alte Karbonate der Gandarela-Formation auf Bändererzen der unterlagernden Cauê Banded Iron Formation.^[9] 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 zwischen 2222 ± 12 und 2209 ± 15 Millionen Jahre BP.

• Quirke Lake Group in Ontario – 2330 bis 2275 Millionen Jahre BP
  • Bruce-Formation – 2330 bis 2315 Millionen Jahre BP
• Hough Lake Group – 2390 bis 2330 Millionen Jahre BP
  • Ramsay-Lake-Formation – 2390 bis 2375 Millionen Jahre BP
• Pretoria Group in Südafrika – zwischen 2320 und 2184 Millionen Jahre BP:
  • glazigene Upper-Timeball-Hill-Formation – 2316 ± 7 Millionen Jahre BP
  • glazigene Boshoek-Formation – um 2320 Millionen Jahre BP
• Makganyene-Formation der Postmasburg Group in Südafrika – Diamiktit – zwischen 2415 und 2222 Millionen Jahren BP
• Turee Creek Group in Westaustralien – 2450 bis 2200 Millionen Jahre BP
  • Kazput-Formation – 2310 Millionen Jahre BP

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.^[10] 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.^[11]

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.^[12] 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.^[13] Die Sulfatkonzentrationen blieben aber bei 1 bis 2 Millimol pro Liter und waren wesentlich niedriger als die heutigen Konzentrationen von 28 Millimol pro Liter.^[14]

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 – Masssenunabhängige Fraktionierung von Schwefel) aufweisen,^[15] 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.^[16]

• 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.^[17]
• Ihm folgt laut Heaman (1995)^[18] zwischen 2473 und 2446 Millionen Jahren BP der Matachewan-Gangschwarm (Fahrig und West datierten 2470 bis 2450 Millionen Jahre BP^[19]). 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 zwischen 2418 und 2375 Millionen Jahren BP die doleritischen Scourie dykes in das Grundgebirge des Lewisians ein.
• Um 2410 Millionen Jahren BP erfolgt die Gangschar-Intrusion der Widgiemooltha Dyke Suite in den Yilgarn-Kraton. Nur unwesentlich später intrudieren um 2408 Millionen Jahre BP die Sebangwa Poort dykes in den Zimbabwe-Kraton. Eine mögliche Nachbarschaft der beiden Kratone wird vermutet.^[20]

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

• Minas Supergroup im Osten Brasiliens – 2610/2580 bis 2420 Millionen Jahre BP
• Chocolay Group am Lake Superior:
  • Enchantment Lake Formation – 2317 ± 6 Millionen Jahre BP
• Hurwitz Supergroup des Hearne-Kratons in Nunavut – 2450 bis 2111 Millionen Jahre BP
• Huronian Supergroup im Osten Ontarios – 2450 bis 2219 Millionen Jahre BP
  • Quirke Lake Group – 2330 bis 2275 Millionen Jahre BP
    • Serpent-Formation
    • Espanola-Formation
    • Bruce-Formation – 2330 bis 2315 Millionen Jahre BP
  • Hough Lake Group – 2390 bis 2330 Millionen Jahre BP
    • Mississagi-Formation
    • Pecors-Formation
    • Ramsay-Lake-Formation – 2390 bis 2375 Millionen Jahre BP
  • Elliot Lake Group – 2450 bis 2390 Millionen Jahre BP
    • Copper Cliff Rhyolite – 2414 bis 2377 Millionen Jahre BP
    • McKim-Formation
    • Matinenda-Formation
• Transvaal-Becken in Südafrika – 2670 bis 1900 Millionen Jahre BP
  • Transvaal Supergroup
    • Pretoria Group
      • Hekpoort-Formation
      • glazigene Upper-Timeball-Hill-Formation – 2316 ± 7 Millionen Jahre BP
      • glazigene Boshoek-Formation – zwischen 2320 und 2184 Millionen Jahre BP
      • Lower-Timeball-Hill-Formation – 2322 ± 15 Millionen Jahre BP
      • Rooihoogte-Formation/Duitschland-Formation – um 2400 Millionen Jahre BP
    • Postmasburg Group
      • Makganyene-Formation – Diamiktit – zwischen 2415 und 2222 Millionen Jahre BP
    • Ghaap Group im Griqualand-West-Gebiet – 2669 ± 5 bis 2450 Millionen Jahre BP
      • Koegas-Formation (auch Koegas Subgroup) – 2415 ± 6 Millionen Jahre BP. Die Formation ist nicht glaziogen.
    • Chuniespoort Group im Transvaal-Gebiet – 2588 ± 6 bis 2460 Millionen Jahre BP
• Animikie Group in den Vereinigten Staaten und in Kanada – 2500 bis 1800 Millionen Jahre BP
• Hamersley-Becken in Westaustralien
  • Hamersley Group – 2715 bis etwa 2400 Millionen Jahre BP
    • Woongarra Rhyolite – 2449 Millionen Jahre BP
    • Erste Bändererze um 2630 Millionen Jahre BP in der Marra Mamba Iron Formation
  • Mount Bruce Supergroup
  • Turee Creek Group
    • glazigene Kazput-Formation – 2420 Millionen Jahre BP
      • Meteorite Bore Member (Diamiktit) – jünger als 2449 Millionen Jahre BP, bis 2420 Millionen Jahre BP

• 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.^[21]
• In Nordamerika (Superior-Kraton) geht die Algoman Orogeny (in Kanada Kenoran Orogeny) um 2500 Millionen Jahren BP 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 BP zu orogenem Kollaps und Rifting.

• 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.^[22]
• 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

• 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. 

• International Stratigraphic Chart 2009 (PDF; 485 kB)

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

1. ↑ M. J. Van Kranendonk, Wladyslaw Altermann, Brian L. Beard, Paul F. Hoffman, Clark M. Johnson, James F. Kasting, Victor A. Melezhik, Allen P. Nutman, Dominic Papineau, Franco Pirajno: A Chronostratigraphic Division of the Precambrian – Possibilities and Challenges. In: Felix M. Gradstein, James G. Ogg, Mark Schmitz, Gabi Ogg (Hrsg.): The Geologic Time Scale 2012. Band 1, Elsevier B.V., 2012, S. 299–392, doi:10.1016/B978-0-444-59425-9.00016-0
2. ↑ James F. Kasting, Shuehi Ono: Paleoclimates: The First Two Billion Years. 2006. 
3. ↑ 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. 
4. ↑ 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. 
5. ↑ 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. 
6. ↑ 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. 
7. ↑ 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. 
8. ↑ 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. 
9. ↑ 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. 
10. ↑ 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. 
11. ↑ 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. 
12. ↑ 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. 
13. ↑ D. E. Canfield: Biogeochemistry of sulfur isotopes. In: Reviews of Mineralogy and Geochemistry. Band 43, 2001, S. 607–636. 
14. ↑ 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. 
15. ↑ 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. 
16. ↑ E. M. Cameron: Evidence from early Proterozoic anhydrite for sulphur isotopic partitioning in Precambrian oceans. In: Nature. Band 304, 1983, S. 54–56. 
17. ↑ 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. 
18. ↑ 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. 
19. ↑ W. F. Fahrig und T. D. West: Diabase dyke swarms of the Canadian shield, Map 1627A. Geological Survey of Canada, Ottawa, ON 1986. 
20. ↑ 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. 
21. ↑ 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. 
22. ↑ 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.