Mineralogische Evolution am Beispiel der gebänderten Eisenformationen Mathias Ziller Technische Universität Bergakademie Freiberg, 09599 Freiberg, Deutschland Abstract. Der Inhalt dieser Abhandlung soll sich mit dem Begriff Mineralogische Evolution auseinandersetzen, den HAZEN et al. 2008 eingeführt haben. Um eine nähere Erläuterung zu ermöglichen, werden einige Parallelen zur Biologie aufgestellt, die den Begriff Evolution geprägt hat. Desweiteren sollen zwei verschiedenen Typen der gebänderten Eisenformationen (banded iron formations, kurz BIFs) als Beispiel dienen. In diesem Zusammenhang soll dann ebenfalls geklärt werden, warum es mehrere BIF-Typen gibt und wie die Mineralogische Evolution damit im Zusammenhang steht. Einleitung Die meisten Menschen bringen den Begriff Evolution eher mit der Biologie und der Entwicklung von Lebewesen in Verbindung als mit der Mineralogie. In der Biologie steht es für gerichtete Veränderung und Weiterentwicklung von Merkmalen einer Population über einen Zeitraum. Evolution leitet sich von dem lateinischen Wort evolvere ab und bedeutet ausrollen, entwickeln oder ablaufen. In der wissenschaftlichen Publikation Mineral Evolution von Hazen et al. 2008, auf das sich diese Ausarbeitung bezieht, wird direkt auf die Entwicklung der Minerale von der Entstehung des Sonnensystems bis heute eingegangen. Dabei ist auffällig, dass die Entstehung einiger Minerale und auch Lagerstätten mit bestimmten Umweltbedingungen oder auch mit der biologischen Evolution im Zusammenhang steht. Im nachfolgenden Text wird noch detaillierter auf die Zusammenhänge eingegangen.
2 Mathias Ziller Mineralogische Evolution Um die mineralogische Evolution zu verstehen, reicht es nicht, nur einige Beispiele für Veränderungen unter den Mineralen, bzw. Mineralbeständen anzugeben. Es ist mitunter viel wichtiger auf die Mechanismen und Einflüsse der Evolution einzugehen. In der Biologie sind natürliche Selektion und Gendrift die Mechanismen, welche die Evolution vorantreiben und eine Veränderung innerhalb einer Population hervorrufen. Die Mechanismen der mineralogischen Evolution sind von drei verschiedenen Zeitperioden oder auch Stufen (Hazen et al. 2008) abhängig: (1) die progressive Trennung und Konzentration der Elemente von ihrer ursprünglichen und relativ einheitlichen Verbreitung im prä-solaren Nebel; (2) ein Anstieg im Bereich von intensiven Größen wie Druck, Temperatur während der Entstehung der Erde und später den Einflüssen/Aktivitäten von H 2 O, CO 2 und O 2 ; und (3) die Erzeugung von im Ungleichgewicht befindlichen Bedingungen durch die biologischen Systeme (Hazen et al. 2008). Die Einflüsse umfassen eine große Anzahl von physikalischen, chemischen und biologischen Prozessen, die während der 4,5 Milliarden Jahre andauernden Erdgeschichte aufgetreten sind (Hazen et al. 2008). Wie die Lebewesen sich an die gegebenen Umwelteinflüsse anpassen, verändern sich auch die Minerale. Jedoch nicht um zu überleben, sondern um sich nach dem neuen Stoffangebot, bzw. den veränderten Verhältnissen auszurichten. Durch ihr Auftreten und ihre Verbreitung belegen die Minerale daher die sich verändernden Umweltbedingungen. Welche großen Auswirkungen diese Prozesse auf die Minerale in der Erdgeschichte hatten, ist am besten an bestimmten Sedimentablagerungen zu erkennen, da diese über einen längeren Zeitraum gebildet wurden und auf der ganzen Welt unter gleichen Bedingungen entstanden sind. So konnte es vorkommen, dass aufgrund wechselnder Umweltbedingungen Ablagerungen ihren Mineralbestand und den Chemismus änderten oder gar ganz verschwanden. Ein gutes Beispiel dafür sind die BIFs. Die ältesten BIFs wurden bereits während des Eo-archaikums gebildet, wechselten von 2,5 2,2 Ga ihr Auftreten und verschwanden dann bei 1,8 Ga. Vor 0,8 Ga tauchten sie noch einmal kurz auf, aber mit einem deutlich veränderten Mineralbestand (Klein 2005). Die BIFs Prinzipiell lassen sich die BIFs in zwei große Typen unterteilen. Zum einen in die archaischen und paläoproterozoischen BIFs, welche sich ebenfalls in zwei große Untergruppen gliedern lassen. Zum anderen in die neoproterozoischen BIFs, die sich chemisch und auch strukturell von den archaischen BIFs stark unterscheiden.
Mineralogische Evolution am Beispiel der gebänderten Eisenformationen 3 Die archaischen und paläoproterozoischen BIFs Die archaischen und paläoproterozoischen BIFs haben ein Alter von 3,8 Ga bis 1,8 Ga, wobei bei 2,5 Ga ein Maximum der Verbreitung und Häufigkeit erreicht wurde (Klein 2005). Sie treten in den frühesten bekannten Sedimentgesteins- Sequenzen auf (Hazen et al. 2008) und sind integraler Bestandteil achaischer Kratone (Klein 2005) (Abb. 1). Dabei treten die meisten archaischen BIFs zusammen mit archaischen Grünsteingürteln auf, welche variable Metamorphose, Deformation und Desintegration ausgesetzt waren (Klein 2005). Das Letztere macht eine Rekonstruktion der Bedingungen während der Entstehung sehr schwer. Jedoch weisen einige paläoproterozoische BIFs, wie z.b. der Hamersley Range und Transvaal Supergroup ein Fehlen dieser starken Metamorphose und Deformation auf, was einen großen Vorteil für die Untersuchungen der Ablagerungsbedingungen darstellt. Abb. 1: Globale Verteilung präkambrischer Kratone und Lokalität bedeutender BIF- Abfolgen (Beukes and Gutzmer 2008)
4 Mathias Ziller Wie oben bereits erwähnt wurde, lassen sich die archaischen und paläoproterozoischen BIFs in zwei Untergruppen einordnen, wobei sich das Auftreten, jedoch nicht der Chemismus und Mineralbestand deutlich verändert. Die Veränderung ist zeitlich assoziiert mit der signifikanten Anreicherung von Sauerstoff im Atmosphären-Hydrosphärensystem (Great Oxidation Events (GOE, ca. 2,4-2,2 Ga)). Die erste Untergruppe sind die BIFs, welche für die Zeitspanne von 3,8 bis 2,5 Ga charakteristisch ist, wird auch Algoma-Typ-BIF genannt. Beispiele für diese Gruppe finden sich in Isua, West-Grönland (3,8 Ga) und in der Swaziland Hauptgruppe (Barberton Grünsteingürtel, ca. 3,5-3,2 Ga). Die zweite Gruppe sind die Superior-Typ-BIFs, welche zwischen 2,5 und 1,8 Ga entstanden sind. Diese schliessen die BIFs der Hamersley und Transvaal Hauptgruppe ein (ca. 2,5-2,2 Ga) und auch BIFs der Superior-Region, USA. Der Übergang zwischen diesen Untergruppen ist jedoch fließend und nicht schlagartig, deshalb kommen diese Typen, abhängig vom Bildungsort, auch nebeneinander vor (Abb. 2). Abb. 2: Zeitliche Verteilung der BIFs nach Menge (A) und Anzahl (B) (Beukes and Gutzmer 2008) Die Bildung der archaisch- paläoproterozoischen BIFs ist noch weitgehend ungeklärt und wird diskutiert. In Abb. 3 ist eine mögliche Theorie zu sehen. Es gibt noch weitere Hypothesen, die behaupten, dass die Bildung mit Sauerstoff produ-
Mineralogische Evolution am Beispiel der gebänderten Eisenformationen 5 zierenden Organismen einherging (Hazen et al. 2008). Dies könnte auf eine Koevolution von Biologie und Mineralogie hindeuten. Fest steht jedoch, dass für die Entstehung BIFs folgende Vorraussetzungen gegeben sein müssen: (1) in Wasser gelöstes Fe 2+ ; (2) anoxisches Wasser, um eine Bindung und das Ausfallen des Eisens durch FeO(OH) zu vermeiden; und (3) einen geringes Vorkommen von SO 4 2- und H 2 S, um Bindung und Ausfallen des Eisens durch Pyrit zu verhindern. (Hazen et al. 2008). Abb. 3: Vereinfachtes Modell der Ablagerung von iron formations zwischen einem Karbonat Schelf der Campbellrand Karbonatplattform und der Kuruman Iron Formation (dieses Modell trifft jedoch nur für die Superior-Typ BIFs zu) (Beukes and Gutzmer 2008) Ein wenig metamorphitisierter BIF diesen Typs besteht hauptsächlich aus mikrokristallinen Mineralen, insbesondere Quarz (SiO 2 ), Magnetit (Fe 3 O 4 ), Hämatit (Fe 2 O 3 ), Fe-reiche Karbonate (Siderit (FeCO 3 ) und Minerale der Dolomit-Ankerit- Gruppe), Greenalit, Stilpnomelan (K(Fe,Mg) 8 (Si,Al) 12 (O,OH) 27 ) und Riebeckit (Klein 2005). Schaut man sich zum Beispiel die C-Isotopie der Karbonate an, so ist zu erkennen, dass diese über eine Reaktion von C org mit Fe 3+ entstanden sind. Das könnte ein Indiez dafür sein, dass Fe 3+ weit verbeitet war und die BIFs durch sauerstoffproduzierende Organismen entstanden sein könnten. Ebenfalls erkennbar ist, dass in die Minerale noch viel Fe 2+ mit eingebaut wurde, was wahrscheinlich ebenfalls durch den Einfluss von Organismen zustande kam. Der allgemeine chemische Bestand der archaisch-paläoproterozoischen BIFs setzt sich vor allem aus Fe (20 bis 40 wt%) und SiO 2 (43 bis 56 wt%) zusammen. Desweiteren sind noch CaO (1,75 bis 9 wt%) und MgO (1,2 bis 6,7 wt%) zu finden. Al 2 O 3 (0,09 bis 1,8 wt%) ist dagegen nur in sehr geringen Mengen vertreten, was belegt, dass die BIFs chemisch reine Sedimente sind und es kaum Eintrag von siliziklastischem Detritus gab (Klein 2005). Prominente Eu-Anomalien in der Verteilung der Selten Erden (REE) werden als starker Hinweis für eine hydrothermale Quelle für Eisen und Silizium gewertet (Klein 2005). Die charakteristischste Eigenschaft der BIFs, die ihnen mitunter auch ihren Namen einbrachte, ist die Bänderung. Dieses Merkmal unterscheidet die beiden Untergruppen. Die BIFs vom Typ Isua z.b. besitzen eine feine Lamination und/oder Mikrobänderung (Abb. 4). Diese Struktur in Verbindung mit dem fehlenden Eintrag von siliziklastischem Detritus, lässt auf eine regelmäßige Sedimen-
6 Mathias Ziller tation unterhalb der Wellenbasis in den tiefen Bereichen der Ozeanbecken schließen (Klein 2005). Die Superior-BIFs haben eher eine körnige Textur (Abb. 5), was bedeutet, dass sie in flachem Wasser gebildet wurden (Klein 2005). Abb. 4: Foto eines BIF-Eisensteins mit feiner Lamination aus Nordamerika (de.wikipedia.org/wiki/banded_iron_formation) Abb. 5: Foto einer BIF aus Krivoy Rog, Ukraine (de.wikipedia.org/wiki/ Banded_Iron_Formation) Ein weiterer wichtiger Unterschied zwischen den beiden Gruppen ist der Gehalt von Fe 3+. In paläoproterozoischen BIFs von 2,5 bis 1,8 Ga ist dieser nämlich höher, als in den älteren BIFs. Der erhöhte Fe 3+ -Gehalt könnte durch eine zusätzliche Sauerstoffquelle zustande gekommen sein (Klein 2005), zum Beispiel durch das Great Oxidation Event. Denn je mehr Sauerstoff zur Verfügung steht, desto mehr Fe 2+ wird in Fe 3+ oxidiert und desto weniger Fe 2+ kann mit gebunden werden. Ebenfalls unterscheiden sie sich in der Mächtigkeit und Ausdehnung. Während die Algoma-BIFs eine Mächtigkeit von 30-100 m und eine Ausdehnung von 10-30 km besitzen, erstrecken sich die Superior-Typen bis zu mehrere 1000 km 2 und haben eine Mächtigkeit von bis zu 1000 m. Dieser große Unterschied kann dadurch
Mineralogische Evolution am Beispiel der gebänderten Eisenformationen 7 zustande kommen, dass die Superior-Typ BIFs an stabile Kratone und nicht an Grünsteingürteln assoziiert sind. Werden diese Unterschiede evolutionär betrachtet, ist zu erkennen, dass die BIFs vom tiefmarinen in den flachmarinen Bildungsbereich wechselten. Grund dafür war der Anstieg des Sauerstoffgehaltes in der Atmo- und Hydrosphäre durch das GOE, der erst ein Entstehen der BIFs im flachmarinen Bereich ermöglichte. Dieser Wechsel war ein Auslöser für eine mineralogische Evolution. So stieg zum Beispiel der Anteil an Fe 3+, da im flachmarinen Bereich atmosphärischer Sauerstoff als zweite O 2 -Quelle, neben dem organisch produzierten O 2, zur Verfügung stand. Dadurch stand mehr O 2 zur Verfügung und es konnte mehr Fe 2+ oxidiert werden. Vor 1,8 Ga verschwanden diese BIF-Typen vollkommen. Grund dafür war vermutlich der zu hohe Anteil von Sauerstoff in der Atmosphäre. Es kann vermutet werden, dass ab diesem Zeitpunkt das Meerwasser regelmäßig mit O 2 durchlüftet wurde. Das an den MOR ausgestoßene Fe 2+ wurde direkt gebunden oder in Fe 3+ umgewandelt und fiel sofort aus. Die neoproterozoischen BIFs Zwischen 0,8 und 0,6 Ga tauchten die BIFs erneut auf. Jedoch unterscheiden sich diese neoproterozoischen BIFs sowohl im Chemismus, bzw. im Mineralbestand, sowie in der Struktur von den älteren BIFs. Diese BIFs werden auch als Rapitan- Typ bezeichnet, benannt nach einem wichtigen Beispiel in Yukon, Kanada. Der Mineralbestand, bzw. Chemismus beschränkt sich hauptsächlich auf Quarz und Hämatit. Während bei den archaischen BIFs noch viele Karbonate vorkamen, ist der Karbonatanteil der neoproterozoischen BIFs vernachlässigbar gering. Weiterhin tritt Eisen zu 95 % als Fe 3+ auf (Klein 2005). In einigen Vorkommen, wie zum Beispiel Urucum in Brasilien, wurden ebenfalls einige Mangan-Formationen gefunden. Aufgrund fehlender Eu-Anomalien ist davon auszugehen, dass der Anteil von REE ist im Allgemeinen geringer, als bei den älteren BIFs war. Dies deutet auf eine stärkere Verdünnung der hydrothermalen Wässer hin. Der REE-Anteil entspricht in etwa dem heutigen REE-Wert in 100 m Wassertiefe (Klein and Ladeira 2004). Die neoproterozoischen BIFs treten in enger Assoziation mit glaziomarinen Ablagerungen auf, welche lokal sogar Diamiktitwechsellagerungen oder Dropstones enthalten (Abb. 6), ist davon auszugehen, dass sie während eines Glazials (Abb. 7) entstanden sind (Klein 2005; Klein and Ladeira 2004). Bei diesem Glazial handelte es sich sehr wahrscheinlich um das sogenannte Stuartian Snowball Earth -Event vor ca. 750 Ma. Während dieses Events wurden Ozeane soweit und so lange mit Eis bedeckt, dass sich ein anoxischer Zustand und eine Stagnation des Ozeanwassers einstellte (Klein 2005). Dieser Zustand führte zu einer erneuten Anreicherung von gelöstem Fe 2+ und Si 4+ im Ozeanwasser. Direkt nach dem Abschmelzen der glazialen Eisdecke stieg die O 2 -Konzentration um über 13% an (Hazen et al. 2008). Dieser radikale Sauerstoffanstieg führte zu einer relativ schnellen Durchlüftung des Ozeanwassers und damit zu einer schnellen Oxidation
8 Mathias Ziller des Fe 2+ zu Fe 3+. Das könnte auch der Grund dafür sein, weshalb 95% des Eisens dreiwertig ist und fast ausschließlich als Hämatit ausfiel (Abb. 8). Auch hier ist wieder die mineralogische Evolution zu erkennen. Während bei den älteren BIFs noch viel C org und Fe 2+ mit eingebaut wurden, fehlen diese hier fast vollständig. Die Ursache dafür ist wahrscheinlich das verschwindend geringe Vorkommen von Organismen während des Stuartian Snowball Earth -Events. Hier ist z.b. ein Einfluss von Lebewesen auf die mineralogischen Evolution zu erkennen. Desweiteren führte der weitere Anstieg des Sauerstoffes in der Atmosphäre während der Eisbedeckung dazu, dass sich nach dem Abschmelzen des Eises, das Fe 3+ fast ausschließlich mit Sauerstoff binden konnte und Hämatit bildete. Vor 0,6 Ga verschwand auch dieser BIF-Typ vollkommen. Der Grund dafür ist der weitere Anstieg des Sauerstoffes, so dass wiederum kein gelöstes Fe 2+ mehr vorkam, bzw. sofort als Fe 3+ gebunden ausfiel. Abb. 6: Bild einer Rapitan BIF mit einem Dropstone zwischen den Schichten (www.snowballearth.org)
Mineralogische Evolution am Beispiel der gebänderten Eisenformationen 9 Abb. 7: Vereinfachtes Modell der Entstehung von neoproterozoischen BIFs durch ein Snowball Earth -Event (Skript Entwicklung des Systems Erde von Dr. Elicki) Abb. 8: Zeitliche Darstellung der Snowball Earth -Events mit den BIFs, den Sauerstoffwerten und den Lebensformen (Skript Entwicklung des Systems Erde von Dr. Elicki) Zusammenfassung Die archaisch-paläoproterozoischen BIFs stehen für eine Evolution von Mineralen, denn sie deuten auf eine oxidische Fazies hin, die durch Minerale wie Hämatit, bzw. Magnetit gekennzeichnet ist (Hazen et al. 2008). Durch Diagenese und Metamorphose entstanden noch weitere Minerale wie z.b. Greenalit, Chlorit und
10 Mathias Ziller Minnesotait. Der spätere Anstieg des O 2 -Gehaltes in der Atmosphäre, besonders durch das GOE und die damit verbundene Veränderung der Umwelt führten zu einer Veränderung der BIFs. Vor allem bei den Superior-BIFs ist eine sehr deutliche Veränderung im Auftreten und teils sogar im Mineralbestand zu erkennen. Wobei die Veränderung der Mächtigkeit und Verbreitung eher eine Folge der Tektonik und der Stabilisierung großer Kratone in Verbindung steht. Jedoch erhöhte sich der Anteil von Fe 3+ -führenden Mineralen, wie z.b. Hämatit. Die körnige Struktur und die fehlenden Grünsteingürtel weisen auf einen neuen Bildungsort hin. Es ist also durchaus möglich, dass dieser Sauerstoffanstieg eine Bildung der BIFs in flacheren Gewässern ermöglichte. Wie es auch in der Biologie bei verschiedenen Arten vorkommt, existierten diese beiden Arten von BIFs parallel, nur eben an unterschiedlichen Orten. Während das Great Oxidation Event essentiell für die Entwicklung der Organismen war, war es für die BIFs eher eine Art Extinktions-Event. Ab einer bestimmten Sauerstoffkonzentration konnten die BIFs nicht mehr weiter gebildet werden und sind so ausgestorben. Vor 0,8 Ga tauchten die neoproterozoischen BIFs auf, diese unterscheiden sich sowohl in der Auftreten, als auch im Mineralbestand von den archaischpaläoproterozoischen BIFs. Für die Bildung dieser BIFs war jedoch ein extremes und langwieriges Snowball Earth -Event notwendig, um die anoxischen Bedingungen wiederherzustellen, welche sehr wichtig für die Bildung waren. Im Laufe dieses Events stieg die O 2 -Konzentration in der Atmosphäre weiter an, so dass nach dem Abschmelzen der Ozean rasch durchmischt wurde und unter diesen Bedingungen fast ausschließlich Hämatit ausfiel, sodass der Fe 3+ -Anteil bei über 95% lag. Da das Abschmelzen der Eisdecke relativ schnell ging, fand ein schneller Umschlag vom anoxischen zum oxidischen Milieu statt. Das hatte zur Folge, dass diese BIFs sich nur über einen sehr kurzen Zeitraum bildeten und dann plötzlich wieder verschwanden. Die Abwesenheit von C org und diagenetischem Fe 2+, wie es in den älteren BIFs vorzufinden ist, lässt darauf schließen, dass die neoproterozoischen BIFs anorganische Ablagerungen sind. Die archaischpaläoproterozoischen BIFs hingegen haben wahrscheinlich die Präsenz von Mikroben benötigt, um überhaupt in diesem Ausmaß gebildet zu werden. Es ist also möglich, dass diese älteren BIFs ein biochemisches Sediment sein könnten. Abschließend lässt sich sagen, dass sowohl für die biogene, als auch die mineralogische Evolution die Veränderung der Umwelt ein wichtiger Antrieb ist. Dieser Antrieb ist das, was die biologische und mineralogische Evolution Verbindet und setzt die Mechanismen in gang, die eine Evolution ausmachen. Am Beispiel der BIFs sind sogar einige Verbindungen zwischen der biologischen Entwicklung und der Evolution dieser Sedimente zu erkennen. So ist es durchaus möglich, dass sich ohne Organismen die ersten BIFs viel später oder vielleicht gar nicht entwickelt hätten. Jedoch gibt es auch gravierende Unterschiede zwischen den beiden Evolutionsarten. Während die Organismen mutieren, sich vermehren und konkurieren, treten die Minerale nur in einem bestimmten Verhältnis auf. Aber genau dieses Verhältnis kennzeichnet bestimmte Bildungbedingungen, auch das ist an den BIFs sehr gut zu erkennen. Und so ist es uns heute möglich die minera-
Mineralogische Evolution am Beispiel der gebänderten Eisenformationen 11 logische Evolution für einen Einblick in das Paläoklima unserer Erde (und in Zukunft vielleicht auch anderer Planeten) zu nutzen. Quellen Cornelis Klein (2005) Some Precambrian banded iron-formations (BIFs) from around the world: Their age, geologic setting, mineralogy, metamorphism, geochemistry, and origins. American Mineralogist: 1473-1499 Cornelis Klein, Eduardo A. Ladeira (2004) Geochemistry and mineralogy of neoproterozoic banded iron-formations and some selected, siliceous manganese formations from the Urucum District, Mato Grosso Do Sul, Brazil. Economic Geology: 1233-1244 Robert M. Hazen et al. (2008) Mineral Evolution. American Mineralogist, Volume 93, pages 1693-1720 Nicolas J. Beukes, Jens Gutzmer (2006) Origin and Paleoenvironmental Significance of Major Iron Formations at the Archean-Paleoproterozoic Boundary. Society of Economic Geologists, SEG Reviews vol. 15, p. 5-47 http://de.wikipedia.org