Событие Ломагунди (VkQdmny Lkbgiru;n)

Событие Ломагунди (также Изотопная аномалия Ломагунди-Ятули, аномалия Ломагунди, сокр. LE, Lomagundi Event) — самая значительная положительная аномалия δ¹³C за всю историю Земли, которая возникла в палеопротерозое в интервале 2220–2100 млн лет назад (геологический период Рясий) и достигала максимального значения 14 ‰ VPDB около 2175 млн лет назад.

Событие названо в честь геологической формации Ломагунди в Зимбабве, где оно было впервые обнаружено и описано.

История открытия

Первое подробное описание изотопной аномалии было сделано в 1975 г. немецким исследователем Манфредом Шидловски^[англ.] с соавторами в ходе изучения палеопротерозойских доломитов^[1]. Однако фактическое открытие относится к 1968 году и принадлежит группе Галимова, проводившей исследования в отложениях Ятулия в Карелии^[2].

Первоначально аномалия была интерпретирована как локальная, привязанная к замкнутому морскому бассейну, где происходило интенсивное накопление биомассы. В дальнейшем выяснилось, что известняки и доломиты этого периода с δ¹³С более 10 ‰ встречаются повсеместно, что говорит о глобальном изменении изотопного состава углерода по всему Мировому океану. В качестве причины называлось широкое распространение цианобактерий, что привело к изъятию из морской воды лёгкого изотопа углерода^[3].

Предыстория

Переход от архея к палеопротерозою был временем глобальных изменений окружающей среды. Самым значительным из этих изменений была Кислородная катастрофа (GOE), которая началась примерно 2450 млн лет назад и достигла своего пика 2350–2280 млн лет назад^[4]. В связи с увеличением концентрации кислорода наступил гуронский ледниковый период, протекавший в три фазы (озеро Рэмси — с 2420–2405 млн лет назад, Брюс — с 2370–2360 млн лет назад и Говганда — 2315–2305 млн лет назад)^[5].

В течение палеопротерозоя осадочный процесс всё больше характеризовался богатыми углеродом органическими отложениями, которые были распространены с момента 2000 млн лет назад. В момент 2200 млн лет назад впервые образовались фосфориты^[6]. Кроме того, образовались богатые сульфатом кальция отложения морского происхождения (2200 млн лет назад) и типичные для этого периода полосчатые руды .

Ко времени распада неоархейского суперконтинента Суперия (или Кенорленд) около 2200 млн лет до назад^[7] в течение примерно 250-миллионолетнего периода (2450–2200 млн лет назад)^[8] глобального снижения вулканической активности (Global Magmatic Shutdown) и очень медленной тектоники плит также произошли значительные геодинамические изменения.

Доказательства

Помимо типового местонахождения в Зимбабве и первой находки в Карелии, изотопная аномалия Ломагунди обнаруживается практически по всему миру, за исключением Антарктиды. Задокументированы следующие случаи:

Европа (Балтийский щит)
- Финляндия (пояс Перапохья)^[1]
- Норвегия^[9]
- Швеция^[10]
- Россия (Кольско-Печенгский пояс и Карелия)^[11]
- Шотландия (Льюисиан)^[12]
- Украина (Украинский щит)^[13]
Северная Америка (кратон Вайоминг)^[14]
Южная Америка (Бразилия, Minas Supergroup)^[15]
Африка (ЮАР, формация Германия)^[16]
Австралия (Западная Австралия)^[17]
Индия (Супергруппа Аравалли)^[18]
Китай (северо-восток Северо-Китайского кратона)^[19]

Характеристика изотопной аномалии

Форма кривой изотопной аномалии Ломагунди-Ятули

Мартин и др. (2013a) определили максимальную продолжительность избытка изотопа δ¹³C 249 ± 9 млн лет (интервал 2306–2057 млн лет назад) и минимальную продолжительность 128 ± 9 млн лет (интервал 2221–2093 млн лет назад)^[20]. Положительный выброс должен был произойти за один раз, но авторы не исключают, что при более тонком изучении будет обнаружено нескольких коротких выбросов.

Значения δ¹³C с конца архея до момента примерно 2300 млн лет назад практически постоянно находились на уровне 0 ‰ VPDB (венский белемнитстандарт), затем начинают постепенно увеличиваться, а 2225 млн лет назад происходит их внезапный рост. Абсолютное максимальное значение около 14 ‰ VPDB было достигнуто около 2175 миллионов лет назад. После прохождения максимума кривая снова падает, но спад менее крутой, чем подъём. Примерно 2020 млн лет назад показатель вновь достиг уровня 0 ‰ VPDB и оставался на этом уровне до конца палеопротерозоя. Кривая на рисунке имеет разброс около 3 ‰ VPDB.

Некоторые сравнительные значения, которые подчеркивают исключительный характер аномалии Ломагунди:

Органический углерод: −23 ‰ VPDB (среднее)
Мантия: −5 ‰ VPDB
Углерод в земной коре: −5 ‰ VPDB
Углерод, растворённый в морской воде: обычно 0 ‰ VPDB
Осадочные карбонаты: от 0 до 1 ‰ VPDB
Поверхностные воды океана: от 1 до 3 ‰ VPDB
Карстовые отложения: от −11 до 0 ‰ VPDB
Термокарст (травертин): от -4 до 8 ‰ VPDB

Объяснение

Изменение значений δ¹³C во времени напрямую связано с содержанием кислорода в земной атмосфере. Кислород высвобождается за счёт восстановления неорганического углерода (например, в двуокиси углерода) до органических соединений углерода (обычно кратных CH₂O). Однако фотосинтетическая фиксация углерода отдаёт предпочтение более лёгкому изотопу ¹²С. Это объясняет довольно низкие значения δ¹³C для органического углерода^[21].

При выносе из экосистемы больших количеств органического углерода путём осаждения и последующего запечатывания в геологических формациях увеличивается не только содержание кислорода в море и в атмосфере, но и одновременно увеличиваются значения δ¹³С для нерастворённого, неорганического углерода и осадочных карбонатов^[22].

Огромный рост значений δ¹³C во время события Ломагунди можно объяснить повышенным производством кислорода, которое было вызвано быстрым ростом цианобактерий во время предыдущей Великой кислородной катастрофы. В то же время, однако, органический углерод должен был осаждаться в значительных количествах в виде, например, чёрных сланцев, которые появляются в отвалах впервые к концу изотопной аномалии.

Примечания

↑ ¹ ² M. Schidlowski, R. Eichmann, C.E. Junge. Докембрийские осадочные карбонаты: химия изотопов углерода и кислорода и последствия для земного кислородного баланса (англ.) = Precambrian sedimentary carbonates: carbon and oxygen isotope chemistry and implications for the terrestrial oxygen budget // Precambrian Res.. — 1975. — Vol. 2. — P. 1-69.
↑ Галимов Э.М., Кузнецова Н.Г., Прохоров В.С. К вопросу о составе древней атмосферы Земли в связи с результатами изотопного анализа углерода докембрийских карбонатов (рус.) // Геохимия. — 1968. — Т. 11. — С. 1376–1381.
↑ James Eguchi, Johnny Seales, Rajdeep Dasgupta. Great Oxidation and Lomagundi events linked by deep cycling and enhanced degassing of carbon Архивная копия от 13 октября 2022 на Wayback Machine // Nature Geoscience. 2019. DOI: 10.1038/s41561-019-0492-6. Русская аннотация: Стрекопытов В. Кислородная революция и событие Ломагунди связаны с тектоническими процессами в раннем протерозое Архивная копия от 13 октября 2022 на Wayback Machine. «Элементы»
↑ Q. Guo, u. a. Reconstructing Earth’s surface oxidation across the Archean-Proterozoic transition // Geology. — 2009. — Т. 37.
↑ A. Bekker, H. D. und Holland. Oxygen overshoot and recovery during the early Paleoproterozoic (англ.) // Earth Planet. Sci. Lett.. — 2012. — Vol. 317–318. — P. 295–304.
↑ Papineau, D. Global biogeochemical changes at both ends of the Proterozoic: insights from Phosphorites // Astrobiology. — 2010. — Т. 10. — С. 165–181.
↑ K.C. Condie, D.J. Des Marais, D. Abbot. Precambrian superplumes and supercontinents: a record in black shales, carbon isotopes, and paleoclimates? // Precambrian Research. — 2001. — Т. 106. — С. 239–260.
↑ K.C. Condie, C. O’Neill, R.C. Aster. Evidence and implications for a widespread magmatic shutdown for 250 My on Earth // Earth and Planetary Science Letters. — 2009. — Т. 282. — С. 294–298.
↑ 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? // Terra Nova. — 1996. — Т. 8. — С. 141–157.
↑ J. A. Karhu. Paleoproterozoic evolution of the carbon isotope ratios of sedimentary carbonates in the Fennoscandian Shield // Geological Survey of Finland Bulleti. — 1993. — Т. 371. — С. 1–87.
↑ P. Salminen,. Carbon isotope records of sedimentary carbonate rocks in the Pechenga Belt, NW Russia: implications for the Precambrian carbon cycle. — 2014.
↑ A. J. Baker, A. E. Fallick. Evidence from Lewisian limestones for isotopically heavy carbon in two-thousand-million-year-old sea water // Nature. — 1989. — Т. 337. — С. 352–354.
↑ V. N. Zagnitko, I. P. Lugovaya. Isotope Geochemistry of Carbonate and томed Iron Formations of the Ukrainian Shield // Naukova Dumka. — 1989.
↑ 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? // Precambrian Research. — 2003. — Т. 120. — С. 279–325.
↑ 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 // American Journal of Science. — 2003. — Т. 303. — С. 865–904. Архивировано 13 октября 2022 года.
↑ 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 // American Journal of Science. — 2001. — Т. 301. — С. 261–285.
↑ 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 // Precambrian Research. — 2002. — Т. 114. — С. 1–34.
↑ B. Sreenivas, S. Das Sharma, B. Kumar, D. J. Patil, A. B. Roy, R. Srinivasan. [https://ur.booksc.me/book/17912653/2ae01e Positive δ13C excursion in carbonate and organic fractions from the Paleoproterozoic Aravalli Supergroup, Northwestern India] // Precambrian Research. — 2001. — Т. 106. — С. 277–290. Архивировано 13 октября 2022 года.
↑ H. Tang, Y. Chen, G. Wu, Y. Lai. Paleoproterozoic positive δ13Ccarb excursion in the northeastern Sino-Korean craton: evidence of the Lomagundi Event // Gondwana Research. — 2011. — Т. 19. — С. 471–481. Архивировано 13 октября 2022 года.
↑ 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) // Earth-Science Reviews. — 2013. — Т. 127. Архивировано 13 октября 2022 года.
↑ T.F. Anderson, M.A. Arthur. Stable isotopes of oxygen and carbon and their application to sedimentologic and paleoenvironmental problems // Stable Isotopes in Sedimentary Geology. — 1983.
↑ J.A. Karhu, H.D. Holland. Carbon isotopes and the rise of atmospheric oxygen // Geology. — 1996. — Т. 24. — С. 867–879. Архивировано 13 октября 2022 года.

[Schidlowski-1] ¹ ² M. Schidlowski, R. Eichmann, C.E. Junge. Докембрийские осадочные карбонаты: химия изотопов углерода и кислорода и последствия для земного кислородного баланса (англ.) = Precambrian sedimentary carbonates: carbon and oxygen isotope chemistry and implications for the terrestrial oxygen budget // Precambrian Res.. — 1975. — Vol. 2. — P. 1-69.

[Galimov1968-2] Галимов Э.М., Кузнецова Н.Г., Прохоров В.С. К вопросу о составе древней атмосферы Земли в связи с результатами изотопного анализа углерода докембрийских карбонатов (рус.) // Геохимия. — 1968. — Т. 11. — С. 1376–1381.

[elementy-3] James Eguchi, Johnny Seales, Rajdeep Dasgupta. Great Oxidation and Lomagundi events linked by deep cycling and enhanced degassing of carbon Архивная копия от 13 октября 2022 на Wayback Machine // Nature Geoscience. 2019. DOI: 10.1038/s41561-019-0492-6. Русская аннотация: Стрекопытов В. Кислородная революция и событие Ломагунди связаны с тектоническими процессами в раннем протерозое Архивная копия от 13 октября 2022 на Wayback Machine. «Элементы»

[4] Q. Guo, u. a. Reconstructing Earth’s surface oxidation across the Archean-Proterozoic transition // Geology. — 2009. — Т. 37.

[5] A. Bekker, H. D. und Holland. Oxygen overshoot and recovery during the early Paleoproterozoic (англ.) // Earth Planet. Sci. Lett.. — 2012. — Vol. 317–318. — P. 295–304.

[6] Papineau, D. Global biogeochemical changes at both ends of the Proterozoic: insights from Phosphorites // Astrobiology. — 2010. — Т. 10. — С. 165–181.

[7] K.C. Condie, D.J. Des Marais, D. Abbot. Precambrian superplumes and supercontinents: a record in black shales, carbon isotopes, and paleoclimates? // Precambrian Research. — 2001. — Т. 106. — С. 239–260.

[8] K.C. Condie, C. O’Neill, R.C. Aster. Evidence and implications for a widespread magmatic shutdown for 250 My on Earth // Earth and Planetary Science Letters. — 2009. — Т. 282. — С. 294–298.

[9] 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? // Terra Nova. — 1996. — Т. 8. — С. 141–157.

[10] J. A. Karhu. Paleoproterozoic evolution of the carbon isotope ratios of sedimentary carbonates in the Fennoscandian Shield // Geological Survey of Finland Bulleti. — 1993. — Т. 371. — С. 1–87.

[11] P. Salminen,. Carbon isotope records of sedimentary carbonate rocks in the Pechenga Belt, NW Russia: implications for the Precambrian carbon cycle. — 2014.

[12] A. J. Baker, A. E. Fallick. Evidence from Lewisian limestones for isotopically heavy carbon in two-thousand-million-year-old sea water // Nature. — 1989. — Т. 337. — С. 352–354.

[13] V. N. Zagnitko, I. P. Lugovaya. Isotope Geochemistry of Carbonate and томed Iron Formations of the Ukrainian Shield // Naukova Dumka. — 1989.

[14] 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? // Precambrian Research. — 2003. — Т. 120. — С. 279–325.

[15] 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 // American Journal of Science. — 2003. — Т. 303. — С. 865–904. Архивировано 13 октября 2022 года.

[16] 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 // American Journal of Science. — 2001. — Т. 301. — С. 261–285.

[17] 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 // Precambrian Research. — 2002. — Т. 114. — С. 1–34.

[18] B. Sreenivas, S. Das Sharma, B. Kumar, D. J. Patil, A. B. Roy, R. Srinivasan. [https://ur.booksc.me/book/17912653/2ae01e Positive δ13C excursion in carbonate and organic fractions from the Paleoproterozoic Aravalli Supergroup, Northwestern India] // Precambrian Research. — 2001. — Т. 106. — С. 277–290. Архивировано 13 октября 2022 года.

[19] H. Tang, Y. Chen, G. Wu, Y. Lai. Paleoproterozoic positive δ13Ccarb excursion in the northeastern Sino-Korean craton: evidence of the Lomagundi Event // Gondwana Research. — 2011. — Т. 19. — С. 471–481. Архивировано 13 октября 2022 года.

[20] 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) // Earth-Science Reviews. — 2013. — Т. 127. Архивировано 13 октября 2022 года.

[21] T.F. Anderson, M.A. Arthur. Stable isotopes of oxygen and carbon and their application to sedimentologic and paleoenvironmental problems // Stable Isotopes in Sedimentary Geology. — 1983.

[22] J.A. Karhu, H.D. Holland. Carbon isotopes and the rise of atmospheric oxygen // Geology. — 1996. — Т. 24. — С. 867–879. Архивировано 13 октября 2022 года.

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]

[8]

[9]

[10]

[11]

[12]

[13]

[14]

[15]

[16]

[17]

[18]

[19]

[20]

[21]

[22]