Eveniment Lomagundi

Evenimentul Lomagundi (de asemenea , anomalia izotopică Lomagundi-Yatuli, anomalia Lomagundi , abreviar LE , Evenimentul Lomagundi ) este cea mai semnificativă anomalie pozitivă δ 13 C din întreaga istorie a Pământului, care a apărut în Paleoproterozoic în intervalul 2220–2100 milioane cu ani în urmă (perioada geologică Ryasiy ) și a atins o valoare maximă de 14 ‰ VPDB în urmă cu aproximativ 2175 Ma.

Evenimentul este numit după formațiunea geologică Lomagundi din Zimbabwe , unde a fost descoperit și descris pentru prima dată.

Istoricul descoperirilor

Prima descriere detaliată a anomaliei izotopice a fost făcută în 1975 de către cercetătorul german Manfred Schidlowski și co-autori în timpul studiului dolomitelor paleoproterozoice [1] . Cu toate acestea, descoperirea propriu-zisă datează din 1968 și aparține grupului lui Galimov, care a efectuat cercetări în zăcămintele Yatulia din Karelia [2] .

Inițial, anomalia a fost interpretată ca locală, legată de un bazin marin închis, unde a existat o acumulare intensivă de biomasă. Mai târziu s-a dovedit că calcarele și dolomitele din această perioadă cu δ 13 C mai mult de 10 ‰ se găsesc peste tot, ceea ce indică o schimbare globală a compoziției izotopice a carbonului în toate oceanele. Ca motiv, a fost citată apariția pe scară largă a cianobacteriilor, care a dus la îndepărtarea unui izotop ușor de carbon din apa de mare [3] .

Fundal

Tranziția de la arhean la paleoproterozoic a fost o perioadă de schimbări globale de mediu. Cea mai semnificativă dintre aceste schimbări a fost, fără îndoială, Catastrofa Oxigenului (GOE), care a început la aproximativ 2450 Ma și a atins vârful la 2350–2280 Ma [4] . Datorită creșterii concentrației de oxigen, a început Epoca de gheață Huron , care a decurs în trei faze (Lacul Ramsey - de la 2420-2405 milioane de ani în urmă, Bruce - de la 2370-2360 milioane de ani în urmă și Govganda - 2315-2305 milioane de ani în urmă) [5] .

În timpul Paleoproterozoicului , procesul sedimentar a fost din ce în ce mai caracterizat de depozite organice bogate în carbon , care sunt comune încă din 2000 Ma. În urmă cu 2200 de milioane de ani, fosforiții s-au format pentru prima dată [6] . În plus, s-au format zăcăminte bogate în sulfat de calciu de origine marină (2200 Ma) și minereuri în bandă tipice acestei perioade .

Până la prăbușirea supercontinentului neoarhean Superia (sau Kenorland ), aproximativ 2200 Ma BP [7] în timpul unei perioade de aproximativ 250 de milioane de ani (2450–2200 Ma) [8] de declin global al activității vulcanice ( Global Magmatic Shutdown ) și plăcile tectonice foarte lente au experimentat și ele modificări geodinamice semnificative.

Dovezi

Pe lângă localitatea tip din Zimbabwe și prima descoperire din Karelia, anomalia izotopică Lomagundi se găsește aproape în toată lumea, cu excepția Antarcticii . Au fost documentate următoarele cazuri:

Caracterizarea anomaliei izotopice

Martin și colab. (2013a) au determinat ca durata maximă a excesului de izotop δ 13 C să fie de 249 ± 9 Ma (interval 2306–2057 Ma) și durata minimă de 128 ± 9 Ma (interval 2221–2093 Ma) [20]. ] . Spike pozitiv ar trebui să apară la un moment dat, dar autorii nu exclud că un studiu mai subtil va dezvălui mai multe vârfuri scurte.

Valorile lui δ 13 C de la sfârșitul Arheanului până acum aproximativ 2300 de milioane de ani au fost aproape constant la nivelul de 0 ‰ VPDB ( standard vienez belemnit) , apoi încep să crească treptat, iar în urmă cu 2225 milioane de ani au fost brusc crește. O valoare maximă absolută de aproximativ 14‰ VPDB a fost atinsă acum aproximativ 2175 milioane de ani. După depășirea maximului, curba scade din nou, dar scăderea este mai puțin abruptă decât creșterea. În urmă cu aproximativ 2020 Ma, indicatorul a atins din nou nivelul de 0 ‰ VPDB și a rămas la acest nivel până la sfârșitul Paleoproterozoicului. Trebuie remarcat faptul că curba din figură are un spread de aproximativ 3 ‰ VPDB.

Pentru o mai bună înțelegere a cursului curbei, iată câteva valori comparative care subliniază caracterul excepțional al anomaliei Lomagundi:

Explicație

Modificarea valorilor lui δ 13 C în timp este direct legată de conținutul de oxigen din atmosfera pământului. Oxigenul este eliberat prin reducerea carbonului anorganic (de exemplu, în dioxid de carbon ) la compuși organici de carbon (de obicei multipli de CH2O ) . Cu toate acestea, fixarea carbonului fotosintetic favorizează izotopul mai ușor 12 C. Aceasta explică valorile destul de scăzute ale δ 13 C pentru carbonul organic [21] .

Când cantități mari de carbon organic sunt îndepărtate din ecosistem prin sedimentare și etanșarea ulterioară în formațiunile geologice, nu numai conținutul de oxigen din mare și din atmosferă crește, ci și valorile δ 13 C pentru carbonul anorganic nedizolvat și carbonații sedimentari cresc simultan [22] .

Creșterea uriașă a valorilor δ 13 C în timpul evenimentului Lomagundi poate fi explicată prin creșterea producției de oxigen, care a fost cauzată de creșterea rapidă a cianobacteriilor în timpul Marii Catastrofe de Oxigen anterioare. În același timp, însă, carbonul organic trebuie să fi fost depus în cantități semnificative sub formă, de exemplu, de șisturi negre , care apar pentru prima dată în haldele spre sfârșitul anomaliei izotopice.

Note

  1. ↑ 1 2 M. Schidlowski, R. Eichmann, C. E. Junge. Carbonati sedimentari precambrieni   : chimia izotopilor carbonului si oxigenului si implicatii pentru bugetul de oxigen terestru // Precambrian Res.. - 1975. - Vol . 2 . — P. 1-69 .
  2. ↑ Galimov E.M., Kuznetsova N.G., Prokhorov V.S. Cu privire la problema compoziției atmosferei antice a Pământului în legătură cu rezultatele analizei izotopice a carbonului a carbonaților precambrieni  // Geochimie. - 1968. - T. 11 . - S. 1376-1381 .
  3. ↑ James Eguchi, Johnny Seales, Rajdeep Dasgupta. Evenimentele mari de oxidare și Lomagundi legate de ciclul profund și degazarea îmbunătățită a carbonului // Nature Geoscience. 2019. DOI: 10.1038/s41561-019-0492-6. Rezumat rusesc: Strekopytov V. Revoluția oxigenului și evenimentul Lomagundi sunt asociate cu procese tectonice la începutul Proterozoicului . "Elemente"
  4. ↑ Q. Guo, ua Reconstruirea oxidării suprafeței Pământului de-a lungul tranziției Archean-Proterozoic // Geologie. - 2009. - T. 37 .
  5. ↑ A. Bekker, HD und Holland. Depășirea și recuperarea oxigenului în timpul Paleoproterozoicului timpuriu  (engleză)  // Planeta Pământului. sci. Let.. - 2012. - Vol. 317–318 . — P. 295–304 .
  6. ↑ Papineau, D. Global biogeochemical changes at both ends of the Proterozoic: insights from Phosphorites // Astrobiology. - 2010. - or. 10 . — S. 165–181 .
  7. ↑ KC Condie, DJ Des Marais, D. Stareț. Superpene și supercontinente precambriene: un record în șist negru, izotopi de carbon și paleoclimate? // Cercetări precambriene. - 2001. - T. 106 . — S. 239–260 .
  8. ↑ K. C. Condie, C. O'Neill, R. C. Aster. Dovezi și implicații pentru o închidere magmatică pe scară largă pentru 250 My on Earth // Earth and Planetary Science Letters. - 2009. - T. 282 . — S. 294–298 .
  9. ↑ V.A. Melezhik, A.E. Fallick. O anomalie larg răspândită pozitivă a carbohidraților δ13C la aproximativ 2,33–2,06 Ga pe Fennoscandian Shield: un paradox? // Terra Nova. - 1996. - T. 8 . — S. 141–157 .
  10. ↑ JA Karhu. Evoluția paleoproterozoică a raporturilor izotopilor de carbon ale carbonaților sedimentari în Scutul Fennoscandian // Geological Survey of Finland Bulleti. - 1993. - T. 371 . — S. 1–87 .
  11. ↑ P. Salminen,. Înregistrările izotopilor de carbon ale rocilor carbonatice sedimentare din Centura Pechenga, NV Rusia: implicații pentru ciclul carbonului precambrian. — 2014.
  12. ↑ AJ Baker, A.E. Fallick. Dovezi din calcarele Lewisiene pentru carbonul greu izotopic în apa de mare veche de două mii de milioane de ani // Natură. - 1989. - T. 337 . — S. 352–354 .
  13. ↑ VN Zagnitko, IP Lugovaya. Geochimia izotopică a formațiunilor de carbonat și fier tomed din scutul ucrainean // Naukova Dumka. — 1989.
  14. ↑ A. Bekker, J. A Karhu, K. A. Eriksson, A. J. Kaufman. Chemostratigrafia succesiunilor carbonatice paleoproteroizoice ale Cratonului Wyoming: forțarea tectonică a schimbării biogeochimice? // Cercetări precambriene. - 2003. - T. 120 . — S. 279–325 .
  15. ↑ A. Bekker, AN Sial, JA Karhu, VP Ferreira, CM Noce, AJ Kaufman, AW Romano, MM Pimentel. Chemostratigraphy of carbonates from the Minas Supergroup, Quadrilátero Ferrífero (Iron Quadrangle), Brazilia: o înregistrare stratigrafică a schimbărilor atmosferice, biogeochimice și climatice ale Proterozoicului timpuriu  // 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. Chemostratigrafia formațiunii paleoproterozoice Duitschland, Africa de Sud: implicații pentru schimbările climatice cuplate și ciclul carbonului // American Journal of Science. - 2001. - T. 301 . — S. 261–285 .
  17. ↑ JF Lindsay, M.D. Brasier. Tectonica globală a determinat evoluția timpurie a biosferei. Înregistrarea izotopilor de carbon de la 2,6 la 1,9 Ga carbonați din bazinele Australiei de Vest // Precambrian Research. - 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 Excursie pozitivă δ13C în fracții carbonatice și organice din Supergrupul Aravalli Paleoproterozoic, Nord-Vestul Indiei] // Cercetarea Precambriană. - 2001. - T. 106 . — S. 277–290 .
  19. ↑ H. Tang, Y. Chen, G. Wu, Y. Lai. Paleoproterozoic pozitiv δ13Ccarb excursie în cratonul chino-coreean de nord-est: dovezi ale evenimentului Lomagundi  // Gondwana Research . - 2011. - T. 19 . — S. 471–481 .
  20. ↑ A.P. Martin, DJ Condon, A.R. Prave, A. Lepland. O revizuire a constrângerilor temporale pentru excursia mare, pozitivă a izotopilor de carbon carbonat din Paleoproterozoic (Evenimentul Lomagundi-Jatuli)  // Reviews Earth-Science. - 2013. - T. 127 .
  21. ↑ T. F. Anderson, M. A. Arthur. Izotopii stabili ai oxigenului și carbonului și aplicarea lor la problemele sedimentologice și paleoambientale // Stable Isotopes in Sedimentary Geology. — 1983.
  22. ↑ JA Karhu, HD Olanda. Izotopii de carbon și creșterea oxigenului atmosferic  // Geologie. - 1996. - T. 24 . — S. 867–879 .