Lomagundi rendezvény

A Lomagundi esemény (más néven Lomagundi-Yatuli izotóp anomália, Lomagundi anomália , rövidítés LE , Lomagundi Event ) a Föld teljes történetének legjelentősebb δ 13 C pozitív anomáliája, amely a paleoproterozoikumban, a 2220-2100 millió közötti intervallumban keletkezett . évvel ezelőtt ( Ryasiy geológiai periódus ), és körülbelül 2175 millió évvel ezelőtt érte el a 14 ‰ VPDB maximális értéket.

Az esemény nevét a zimbabwei Lomagundi geológiai formációról kapta , ahol először fedezték fel és írták le.

Felfedezési előzmények

Az izotópos anomália első részletes leírását 1975-ben Manfred Schidlowski német kutató és szerzőtársai készítettek a paleoproterozoos dolomitok tanulmányozása során [1] . A tényleges felfedezés azonban 1968-ra nyúlik vissza, és Galimov csoportjához tartozik, akik a karéliai jatuliai lelőhelyeken végeztek kutatásokat [ 2 ] .

Kezdetben az anomáliát lokálisnak értelmezték, egy zárt tengeri medencéhez kötötték, ahol intenzív biomassza-felhalmozódás zajlott. Később kiderült, hogy ennek az időszaknak a mészkövek és dolomitok, amelyek hőmérséklete δ 13 C több mint 10 ‰, mindenhol megtalálhatók, ami az óceánok szén izotópösszetételének globális változását jelzi. Okként a cianobaktériumok széles körű előfordulását említették, ami a szén könnyű izotópjának eltávolításához vezetett a tengervízből [3] .

Háttér

Az archeanból a paleoproterozoikumba való átmenet a globális környezeti változások időszaka volt. E változások közül a legjelentősebb kétségtelenül az oxigénkatasztrófa (GOE) volt, amely körülbelül 2450 millió évvel kezdődött, és 2350–2280 millió évnél tetőzött [4] . Az oxigénkoncentráció növekedése miatt megkezdődött a Huron jégkorszak , amely három szakaszban zajlott (Ramsey-tó 2420-2405 millió évvel ezelőtt, Bruce 2370-2360 millió évvel ezelőtt és Govganda 2315-2305 millió éve) [5] .

A paleoproterozoikum idején az üledékképződési folyamatot egyre inkább a 2000 millió év óta gyakori szénben gazdag szerves lerakódások jellemezték. 2200 millió évvel ezelőtt keletkeztek először foszforitok [6] . Emellett az erre az időszakra jellemző tengeri eredetű kalcium-szulfátban (2200 millió millió forint) gazdag lelőhelyek és sávos ércek is kialakultak .

A Superia (vagy Kenorland ) neoarcheai szuperkontinens összeomlásának idejére körülbelül 2200 millió BP [7] a vulkáni aktivitás globális hanyatlása ( Global Magmatic Shutdown ) körülbelül 250 millió éves periódusa (2450–2200 millió év) [8] során. és a nagyon lassú tektonikai lemezek is jelentős geodinamikai változásokon mentek keresztül.

Bizonyíték

A zimbabwei típuslehetőség és az első karéliai lelet mellett a Lomagundi izotóp-anomália szinte az egész világon megtalálható, az Antarktisz kivételével . A következő eseteket dokumentálták:

Az izotópos anomália jellemzése

Martin és munkatársai (2013a) a δ 13 C izotóp feleslegének maximális időtartamát 249 ± 9 Ma (intervallum 2306-2057 Ma), minimális időtartamát 128 ± 9 Ma (intervallum 2221-2093 Ma) határozták meg [20 ] . A pozitív tüskenek egy időben kellett volna bekövetkeznie, de a szerzők nem zárják ki, hogy egy finomabb vizsgálat több rövid tüskét is feltár.

A δ 13 C értékek az archean végétől körülbelül 2300 millió évvel ezelőttig szinte folyamatosan a 0 ‰ VPDB ( bécsi belemnit standard) szinten voltak , majd fokozatosan emelkedni kezdenek, 2225 millió évvel ezelőtt pedig hirtelen növekedés. A körülbelül 14‰ VPDB abszolút maximális értéket körülbelül 2175 millió évvel ezelőtt érték el. A maximum átlépése után a görbe ismét esik, de a csökkenés kevésbé meredek, mint az emelkedés. Körülbelül 2020 millió évvel ezelőtt a mutató ismét elérte a 0 ‰ VPDB szintet, és ezen a szinten maradt a paleoproterozoikum végéig. Megjegyzendő, hogy az ábrán látható görbe körülbelül 3 ‰ VPDB szórással rendelkezik.

A görbe lefutásának jobb megértése érdekében itt van néhány összehasonlító érték, amelyek kiemelik a Lomagundi anomália kivételes természetét:

Magyarázat

A δ 13 C értékének időbeli változása közvetlenül összefügg a föld légkörének oxigéntartalmával . Az oxigén a szervetlen szénnek (például szén-dioxidban ) szerves szénvegyületekké (általában a CH 2 O többszörösei) redukálásával szabadul fel . A fotoszintetikus szénkötés azonban a könnyebb 12 C izotópnak kedvez . Ez magyarázza a szerves szén meglehetősen alacsony δ 13 C értékét [21] .

Ha nagy mennyiségű szerves szenet távolítanak el az ökoszisztémából ülepítéssel, majd geológiai képződményekben történő lezárással, akkor nemcsak a tenger és a légkör oxigéntartalma növekszik meg, hanem a δ 13 C értéke is a fel nem oldott, szervetlen szén, ill. az üledékes karbonátok egyidejűleg növekednek [22] .

A Lomagundi esemény során a δ 13 C értékek óriási növekedése a megnövekedett oxigéntermeléssel magyarázható, amelyet a cianobaktériumok gyors növekedése okozott az előző Nagy Oxigén Katasztrófa idején. Ugyanakkor a szerves szénnek jelentős mennyiségben kellett lerakódnia, például feketepalák formájában , amelyek az izotópos anomália vége felé jelennek meg először a lerakókban.

Jegyzetek

  1. ↑ 1 2 M. Schidlowski, R. Eichmann, C. E. Junge. Prekambriumi üledékes   karbonátok: szén- és oxigénizotóp-kémia és következmények a földi oxigénkészletre // Precambrian Res.. - 1975. - Vol . 2 . — P. 1-69 .
  2. ↑ Galimov E.M., Kuznyecova N.G., Prohorov V.S. A Föld ősi légkörének összetételének kérdéséről a prekambriumi karbonátok szénizotópos elemzésének eredményei kapcsán  // Geokémia. - 1968. - T. 11 . - S. 1376-1381 .
  3. ↑ James Eguchi, Johnny Seales, Rajdeep Dasgupta. Nagy oxidáció és Lomagundi események, amelyeket a mélykerékpározás és a szén fokozott gáztalanítása kapcsol össze // Nature Geoscience. 2019. DOI: 10.1038/s41561-019-0492-6. Orosz absztrakt: Strekopytov V. Az oxigénforradalom és a Lomagundi-esemény a proterozoikum korai szakaszának tektonikai folyamataihoz kapcsolódnak . "Elemek"
  4. ↑ Q. Guo, ua A Föld felszíni oxidációjának rekonstrukciója az archean-proterozoikum átmeneten keresztül // Geológia. - 2009. - T. 37 .
  5. ↑ A. Bekker, HD und Holland. Oxigén-túllövés és helyreállítás a korai paleoproterozoikum idején  (angolul)  // Föld bolygó. sci. Lett.. - 2012. - Vol. 317–318 . — P. 295–304 .
  6. ↑ Papineau, D. Globális biogeokémiai változások a proterozoikum mindkét végén: insights from Phosphorites // Astrobiology. - 2010. - T. 10 . – S. 165–181 .
  7. ↑ KC Condie, DJ Des Marais, D. Abbot. Prekambriumi szupertollok és szuperkontinensek: rekord a feketepalában, a szénizotópokban és a paleoklímában? // Prekambriumi kutatás. - 2001. - T. 106 . – S. 239–260 .
  8. ↑ K. C. Condie, C. O'Neill, R. C. Aster. A 250 My on Earth elterjedt magmás leállásának bizonyítékai és következményei // Earth and Planetary Science Letters. - 2009. - T. 282 . – S. 294–298 .
  9. ↑ V.A. Melezhik, A.E. Fallick. Széles körben elterjedt pozitív δ13C szénhidrát-anomália 2,33–2,06 Ga körül a Fennoskandiai pajzson: paradoxon? // Terra Nova. - 1996. - T. 8 . – S. 141–157 .
  10. ↑ JA Karhu. Az üledékes karbonátok szénizotóp-arányainak paleoproterozoikus evolúciója a Fennoscandian Shieldben // Geological Survey of Finland Bulleti. - 1993. - T. 371 . – S. 1–87 .
  11. ↑ P. Salminen,. Az üledékes karbonát kőzetek szénizotópjai a Pechenga-övben, Oroszország északnyugati részén: következmények a prekambriumi szénciklusra. — 2014.
  12. ↑ AJ Baker, A.E. Fallick. A Lewis-féle mészkövek bizonyítékai izotóposan nehéz szénre kétezer millió éves tengervízben // Természet. - 1989. - T. 337 . – S. 352–354 .
  13. ↑ VN Zagnitko, IP Lugovaya. Az ukrán pajzs karbonát- és vasalatainak izotópgeokémiája // Naukova Dumka. – 1989.
  14. ↑ A. Bekker, J. A Karhu, K. A. Eriksson, A. J. Kaufman. A Wyoming Craton paleoproteroizoikum karbonát sorozatainak kemostratigráfiája: a biogeokémiai változások tektonikus kényszere? // Prekambriumi kutatás. - 2003. - T. 120 . – S. 279–325 .
  15. ↑ A. Bekker, AN Sial, JA Karhu, Ferreira alelnök, CM Noce, AJ Kaufman, AW Romano, MM Pimentel. A Minas szupercsoport karbonátjainak kemostratigráfiája, Quadrilátero Ferrífero (vasnégyszög), Brazília: a korai proterozoikum légköri, biogeokémiai és éghajlati változásainak rétegtani feljegyzése  // American Journal of Science. - 2003. - T. 303 . — S. 865–904 .
  16. ↑ A. Bekker, AJ Kaufman, JA Karhu, NJ Beukes, QD Swart, LL Coetzee, KA Eriksson. A paleoproterozoikum Duitschland Formáció kemostratigráfiája, Dél-Afrika: a kapcsolt éghajlatváltozás és a szénciklus hatásai // American Journal of Science. - 2001. - T. 301 . – S. 261–285 .
  17. ↑ JF Lindsay, M.D. Brasier. A globális tektonika vezérelte a bioszféra korai evolúcióját? Szén-izotóp rekord 2,6-1,9 Ga karbonátokból nyugat-ausztrál medencékben // Prekambriai kutatás. - 2002. - T. 114 . – S. 1–34 .
  18. ↑ B. Sreenivas, S. Das Sharma, B. Kumar, DJ Patil, A. B. Roy, R. Srinivasan. [ https://ur.booksc.me/book/17912653/2ae01e Pozitív δ13C kirándulás a karbonátos és szerves frakciókban a paleoproterozoikum Aravalli szupercsoportból, Északnyugat-India] // Prekambriai kutatás. - 2001. - T. 106 . – S. 277–290 .
  19. ↑ H. Tang, Y. Chen, G. Wu, Y. Lai. Paleoproterozoikum pozitív δ13 szénhidrogén-kirándulás az északkelet-kínai-koreai kratonban: bizonyíték a Lomagundi eseményről  // Gondwana Research . - 2011. - T. 19 . – S. 471–481 .
  20. ↑ A.P. Martin, DJ Condon, A.R. Prave, A. Lepland. A paleoproterozoikum nagy, pozitív karbonát szénizotóp-kirándulás (a Lomagundi-Jatuli esemény) időbeli korlátainak áttekintése  // Earth-Science Reviews. - 2013. - T. 127 .
  21. ↑ T. F. Anderson, M. A. Arthur. Az oxigén és a szén stabil izotópjai és alkalmazása üledéktani és paleokörnyezeti problémákra // Stabil izotópok az üledékgeológiában. – 1983.
  22. ↑ JA Karhu, HD Holland. A szénizotópok és a légköri oxigén növekedése  // Geológia. - 1996. - T. 24 . – S. 867–879 .