Oxygenium (Periode)

Das Oxygenium ist Teil der von Felix M. Gradstein und Kollegen vorgeschlagenen Neudefinitionen der Perioden des Präkambriums. Gemäß diesem Vorschlag ist es die erste Periode innerhalb des Äons Proterozoikum. Es eröffnet die Ära des Paläoproterozoikums, folgt auf die Periode des Sideriums und wird seinerseits von der Periode des Jatuliums (bzw. Eukaryiums) abgelöst. Das Oxygenium dauerte nach diesem Vorschlag 170 Millionen Jahre und füllt den Zeitraum von 2420 bis 2250 Millionen Jahre BP.

Etymologie

Die Bezeichnung Oxygenium ist von altgriechisch ὀξύς oxús, deutsch ‚scharf‘, ‚scharfsinnig‘, ‚spitz‘, ‚sauer‘ und γεννάω gen-, deutsch ‚erzeugen‘, ‚gebären‘ – abgemeitet – zusammen somit Säure-Erzeuger. Es spielt auf den in dieser Periode stattfindenden, globalen Anstieg der Sauerstoffkonzentrationen in der Erdatmosphäre an.

Neudefinition der Perioden des Präkambriums

Im Zuge des Abrückens von rein radiometrisch bestimmten Periodengrenzen, willkürlich festgelegt durch GSSAs, machten Felix M. Gradstein und Kollegen im Jahr 2012 den Vorschlag, das GSSP-Prinzip so weit wie möglich auch im Präkambrium anzuwenden. Die Perioden sollen somit anhand von bedeutenden geologischen Ereignissen definiert werden und nicht mehr an radiometrischen Altern.[1]

Das Oxygenium soll an die Stelle der vormaligen Perioden Siderium (2500 bis 2300 Millionen Jahre BP) und Rhyacium (2300 bis 2050 Millionen Jahre BP) treten.

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

Definition des Oxygeniums

Die 2250 Millionen Jahre alte Lorrain-Formation am Ottertail Lake in Ontario

Die Untergrenze des Oxygeniums wird durch einen GSSP an der Basis der Kazput-Formation in Westaustralien festgelegt. Die um 2420 Millionen Jahre BP abgelagerte Kazput-Formation gehört zur Turee Creek Group und somit zur Mount Bruce Supergroup. Sie führt weltweit die ersten glazigenen Sedimente. Die Obergrenze des Oxygeniums markiert ebenfalls ein GSSP. Dieser liegt an der Basis der kanadischen Lorrain-Formation, die zur Cobalt Group der Huronian Supergroup gehört. Die um 2250 Millionen Jahren BP abgelagerte Lorrain-Formation markiert das Ende der Vereisungen.

Bedeutung

Die vorrangige Bedeutung des Oxygeniums – daher auch die Namensgebung – liegt in einem ständigen Anstieg des Sauerstoffgehaltes in der Erdatmosphäre. Dies führte zur Großen Sauerstoffkatastrophe (Englisch Great Oxidation Event oder abgekürzt GOE – 2450 bis 2220 Millionen Jahre BP),[2] die möglicherweise die um 2400 Millionen Jahre BP einsetzende Paläoproterozoische Vereisung auslöste.[3] Dem vorausgegangen war um 2450 Millionen Jahre BP das Auseinanderbrechen des Superkontinents Kenorland.

Das Ende der Vereisungen hatte gleichzeitig das Verschwinden der Bändererze zur Folge. Bezeichnend für das Oxygenium ist außerdem eine enorme Verlangsamung der magmatischen Tätigkeiten über einen Zeitraum von rund 250 Millionen Jahren,[4][5] welche jedoch nicht vollkommen zum Stillstand kamen. Eine mögliche Erklärung liegt in einer starken Auskühlung des Erdmantels, der eine Episode stagnierender Deckelung erlebte (engl. stagnant-lid behaviour)[6] – ähnlich dem jetzt auf der Venus vorherrschenden tektonischen Stil.[7]

Weiterhin erscheinen erstmals abdichtende Schelfkarbonate (engl. cap carbonates), die sich durch hohe, positive δ^13C-Werte auszeichnen und den Beginn der Lomagundi-Jatuli-Isotopenexkursion einleiten. Auch oxidierte Paläoböden und Rotsedimente (engl. red beds) treten erstmals auf.

Sauerstoffentwicklung

Anstieg der Sauerstoffkonzentration in der Erdatmosphäre mit Beginn des Oxygeniums vor 2420 Millionen Jahren. Ein Großteil des produzierten Sauerstoffs wird aber noch im Meer selbst und von den Gesteinen des Meeresbodens gebunden.

Um 2450 Millionen Jahre BP vor Beginn der Vereisungen war die Erdatmosphäre noch reduzierend, erkennbar durch eine Paläobodenentwicklung auf mafischen Vulkaniten.[8] Rouxel und Kollegen (2005) konstatieren jedoch für die Periode 2400 bis 2300 Millionen Jahre BP einen starken Anstieg im Sauerstoffgehalt der Erdatmosphäre. Er erreichte damals wahrscheinlich im Zusammengang mit der starken Vereisung einen Wert von mehr als 10^−5 des heutigen Niveaus (engl. present atmospheric level oder PAL).[9] Nach der paläoproterozoischen Vereisung stiegen die Sauerstoffkonzentrationen in der Erdatmosphäre stufenweise an und erreichten ihr jetziges Niveau erstmals nach den Vereisungen des Neoproterozoikums gegen 700 Millionen Jahre BP (siehe nebenstehende Abbildung).[10]

Es bestehen zahlreiche Modellerklärungen zur Sauerstoffentwicklung mit Beginn des Oxygeniums. Hierunter das Ersteinsetzen oxidierender Photosynthese,[11] die Bindung der Cyanobakterien an Süßwasserenvironments vor 2400 Millionen Jahre BP – ehe sie sich ins Meer ausbreiteten,[12] das Auffüllen der reduzierenden Senken (engl. sinks) in den Weltmeeren mit reduziertem Eisen und reduziertem Schwefel,[13] der Kollaps der auf Methan basierenden Treibhausatmosphäre,[14] das Entstehen von Superkontinenten,[15] das Anwachsen von subaerischem Vulkanismus[16] oder ein Rückgang der Methan produzierenden Bakterien.[17] Wie es scheint, überlappen sich gleich mehrere Ursachen/Auslöser, die für den Sauerstoffanstieg und die assoziierten paläoproterozoischen Vereisungen sehr wahrscheinlich verantwortlich sind.[18]

Hinzuzufügen ist jedoch, dass Mikrofossilien und Biomarker für Cyanobakterien bereits in 2500 Millionen Jahre alten Gesteinen auftauchen,[19] chemische Signaturen lassen sie gar bis ins Archaikum zurückverfolgen.[20] Dies zeigt, dass die photosynthetische Sauerstoffproduktion wesentlich früher begann[21] und dass der Sauerstoffanstieg in der Erdatmosphäre um 2400 Millionen Jahre BP hauptsächlich auf einem Auffüllen, einer Saturierung der reduzierenden Sinks (mit reduziertem Eisen und Schwefel) in den Weltmeeren beruhte. Hinzu kam noch aufgrund der generellen Auskühlung des Planeten ein Nachlassen im Volumen der durch Vulkanismus freigesetzten reduzierenden Gase.[13]

Paläoproterozoische Vereisung

Gletscherschrammen auf 2400 bis 2300 Millionen Jahre altem, glazigenen Sandstein der Mississagi-Formation Ontarios

Anhand der in einem Rift-Zusammengang abgelagerten Huronian Supergroup lassen sich insgesamt drei Intervalle für die paläoproterozoische Vereisung erkennen.[22] Diese drei Intervalle finden ihren Ausdruck in der Ramsay Lake Formation (auch Ramsey Lake), in der Bruce-Formation und in der Gowganda-Formation.

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.[23] 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.[24]

Dies wird auch von stark negativen δ^13C-Werten (bis herab auf – 15 ‰ in Diamiktiten und Cap Carbonates) bekräftigt.[25] Auch etwas weniger stark negative δ^13C-Werte aus Karbonaten der Turee Creek Group deuten nach wie vor auf eine bedeutende globale Vereisung hin.[26]

Im Gegenzug verweisen kräftig positive δ^13C-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.[27]

In der Minas Supergroup Brasiliens liegen 2420 ± 19 Millionen Jahre alte Karbonate der Gandarela-Formation auf Bändererzen der unterlagernden Caue-Formation.[28] 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 Jatulium zwischen 2222 ± 12 und 2209 ± 15 Millionen Jahre BP.

Mantelabkühlung

Die starke Abkühlung der Erdatmosphäre bewirkte eine Rückkopplung auf die Manteltemperaturen. Die Mantelkonvektion verlangsamte sich, so dass Plattentektonik und Krustenwachstum während des Oxygeniums eingeschränkt wurden.[29]

Die Abnahme in den Manteltemperaturen bewirkte eine Verdickung und Versteifung der kontinentalen Lithosphäre. Bei gleichzeitig erfolgender Abkühlung und Verdünnung der ozeanischen Lithosphäre entstanden somit jetzt gehäuft Kontinente. Auch das zuvor eingespielte Gleichgewicht zwischen Vulkanismus und hydrothermalen Alterationen veränderte sich. Prädominant wurden von nun an Verwitterung und Erosion auf den Kontinenten – wobei anstehende Gesteine immer stärker an hydrologische Verwitterungszyklen gebunden wurden.[30][31]

Meeres-Geochemie

Um 2300 Millionen Jahre BP beobachten Rouxel und Kollegen (2005) in den Ozeanen einen Anstieg der δ^56Fe-Werte um bis zu 3 ‰ gegenüber dem Archaikum. Bis auf den heutigen Tag liegen die δ^56Fe-Werte nicht mehr unter – 0,5 ‰, wohingegen sie im Archaikum noch bis – 3,5 ‰ sinken konnten.[32] 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 δ^56Fe-Werte sind charakteristisch für Meerwasser unter einer sauerstoffhaltigen Erdatmosphäre.[33]

Die Zunahme der δ^56Fe-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.[34] 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 δ^34S-Werten. Dies führte im Verlauf der bakteriellen Sulfatreduktion (BSR) zu recht bedeutenden Schwefelisotopenfraktionierungen mit Sulfat im Überschuss.[35] Die Sulfatkonzentrationen blieben aber bei 1 bis 2 Millimol pro Liter und waren wesentlich niedriger als die heutigen Konzentrationen von 28 Millimol pro Liter.[36]

Als Ursache wird die jetzt verstärkte oxidative Verwitterung auf den Kontinenten angesehen. 2322 ± 15 Millionen Jahre alte Gesteine, die keine massenunabhängige Fraktionierung von Schwefel (Sulphur-Mass Independent Fractionation oder S-MIF) aufweisen,[37] 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 δ^13C-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.[38]

Magmatismus

Amhibolitfazieller Scourie dyke, eingedrungen in Gneise des Badcallians

. Beide Gesteinstypen werden von einem späteren granitischen Gang durchsetzt.

• Im Hebriden-Terran Schottlands drangen zwischen 2418 und 2375 Millionen Jahren BP die doleritischen Scourie dykes in das Grundgebirge des Lewisians ein.
• Um 2410 Millionen Jahren BP ereignete sich die Gangschar-Intrusion der Widgiemooltha Dyke Suite in den Yilgarn-Kraton. Nur unwesentlich später intrudieren um 2408 Millionen Jahren BP die Sebangwa Poort dykes in den Zimbabwe-Kraton. Eine mögliche Nachbarschaft der beiden Kratone wird vermutet.[39]

Meteoritenkrater

Strahlenkegel im Sandstein der Mississagi-Formation bei Sudbury

• In Karelien entstand möglicherweise um 2400 Millionen Jahre BP der bisher älteste bekannte Meteoritenkrater von Suavjärvi.
• Einschlag um 1849 Millionen Jahre BP des Sudbury-Meteoriten in Ontario. Er erzeugte massenhaft Strahlenkegel in der impaktiertern, rund 2350 Millionen Jahre alten Mississagi-Formation.

Zusammenschau

Der dem Oxygenium vorangegangene Zeitabschnitt 2800 bis 2420 Millionen Jahre BP war eine Periode ausgesprochener Instabilität in der Biosphäre des Planeten Erde. Sie betraf vor allem die Kreisläufe der Elemente Kohlenstoff, Schwefel und Eisen. Am Ende dieser Instabilität kam es in der Erdatmosphäre zu einem erstmaligen, bemerkbaren Anstieg des Sauerstoffs, zu einer nahezu globalen Vereisung in drei Phasen auf der Erdoberfläche und in den Weltmeeren zur Etablierung sedimentärer Sulfide. Ein weiteres Ergebnis war das Verschwinden der Bändererze, die um 2700 Millionen Jahre BP ihren absoluten Höhepunkt erreicht hatten. Sie sollten um 1900 Millionen Jahre noch einmal Bedeutung erlangen, um dann ganz aus der Erdgeschichte zu verschwinden.

Tiefstwerte während der Instabilität manifestierten sich in δ^13C-Werten (in Sedimenten mit organischem Kohlenstoff, jedoch nicht in Karbonaten), in Δ^33S-Werten und in δ^56Fe-Werten. Die δ^13C-Werte hatten um 2750 Millionen Jahre BP ihr absolutes Tief von − 60 ‰ erreicht, kehrten aber im Oxygenium wieder auf − 40 bis − 20 ‰ zurück. Der drastische Rückgang in δ^13C ist mit dem fast vollständigen Verschwinden methanotropher, anaerobische Photosynthese betreibender Organismen verknüpft, welche zu Beginn des Oxygeniums durch Organismen mit oxidierender Photosynthese ersetzt wurden. Die Δ^33S-Werte variierten sehr stark zwischen – 3 und + 8 ‰, normalerweise bewegen sie sich um 0 ‰ – dem Niveau massenunabhängiger Fraktionierung – welches praktisch für die gesamte Erdgeschichte ausschlaggebend ist.

Bei δ^34S kam es jedoch zu einem Anstieg auf + 25 ‰, der während des Oxygeniums weiter fortschritt. Dies ist mit einem Anstieg in der bakteriellen Sulfatreduktion (BSR) verbunden, welche zuvor sehr eingeschränkt war und dann ab 1900 Millionen Jahre in einen vorherrschend sulfidischen Ozean übergehen sollte. Die maximale Sulfatfraktionierung war dann gegen 1600 Millionen Jahre BP (mit Maximalwerten von 40 ‰) erreicht. Die δ^56Fe-Werte in diagenetischen Sedimenten schließlich waren in der Periode der Instabilität auf − 3,5 ‰ abgesunken und kehrten sodann im Oxygenium wieder gegen Null ‰ zurück. Zuvor hatte noch anaerobische Photosynthese mit Fe^2+, aber keinerlei dissimulatorischer Eisenreduzierung (DIR) vorgelegen. Während der Instabilität trat die DIR mehr und mehr in Erscheinung und es entstand Fe^3+. Während des Oxygeniums war aber dann nur noch wenig Fe^3+ für die DIR-Eisenreduktion vorhanden und gegen 1800 Millionen Jahre BP hatte sich nach den letzten Bändererzen der sulfidische Ozean endgültig etabliert.

Stratigraphie

2270 Millionen Jahre alter Metatillit der Gowganda-Formation in Ontario

Die rund 2450 Millionen Jahre alte Matinenda-Formation der Huronian Supergroup ist ein radioaktives, uranhaltiges Quarzkonglomerat

Bedeutende Sedimentbecken und geologische Formationen

• Minas Supergroup in Brasilien:
  • Piracicaba Group – um 2300 Millionen Jahre BP
  • Gandarela-Formation 2420 Millionen Jahre
• Karelian Supergroup in Finnland/Russland – 2440 bis 2200 Millionen Jahre BP
  • Jatulian Group
  • Sariolian Group
  • Sumian Group
• Huronian Supergroup in Kanada im Osten Ontarios – 2450 bis 2219 Millionen Jahre BP
  • Cobalt Group – 2270 bis 2220 Millionen Jahre BP
    • Bar-River-Formation
    • Gordon-Lake-Formation
    • Lorrain-Formation – 2250 Millionen Jahre BP
    • Gowganda-Formation – 2270 bis 2260 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
• 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

Tonstein eines Schlammflusses aus der Hekpoort-Formation in Pretoria

• 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
    • Postmasburg Group
      • Ongeluk Andesite – 2222 ± 13 Millionen Jahre BP
      • Makganyene-Formation – Diamiktit – zwischen 2415 und 2222 Millionen Jahre BP
    • Ghaap Group
      • Koegas-Formation (auch Koegas Subgroup) – 2415 ± 6 Millionen Jahre BP. Die Formation ist nicht glaziogen.
• 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
  • Mount Bruce Supergroup
  • Turee Creek Group
    • glazigene Kazput-Formation – 2420 Millionen Jahre BP
      • Meteorite Bore Member
• Snowy Pass Supergroup in Wyoming – 2451 bis 2092 Millionen Jahre BP

Grundgebirgsterrane

Kontinentverteilung zu Beginn des Oxygeniums um 2400 Millionen Jahre BP

• 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.[40]
• 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

Siehe auch

• Geologische Zeitskala
• Große Sauerstoffkatastrophe
• Jatulium
• Paläoproterozoikum
• Paläoproterozoische Vereisung
• Rhyacium
• Siderium

Literatur

• Martin J. Van Kranendonk sowie Wladyslaw Altermann, Brian L. Beard, Paul F. Hoffman, Clark M. Johnson, James F. Kasting, Victor A. Melezhik, Allen P. Nutman, Dominic Papineau und Franco Pirajno: Chapter 16: A Chronostratigraphic Division of the Precambrian – Possibilities and Challenges. In: Felix M. Gradstein, James G. Ogg, Mark D. Schmitz und Gabi M. Ogg (Hrsg.): The Geologic Timescale 2012. Volume 1. Elsevier, 2012, ISBN 978-0-444-59434-1, S. 392 ([2]). 

Einzelnachweise

1. Felix M. Gradstein, James G. Ogg und Frits J. Hilgen: On the Geologic Time Scale. In: Newsletters on Stratigraphy. Band 45/2, 2012, S. 171–188 (englisch). 
2. Martin J. Van Kranendonk sowie Wladyslaw Altermann, Brian L. Beard, Paul F. Hoffman, Clark M. Johnson, James F. Kasting, Victor A. Melezhik, Allen P. Nutman, Dominic Papineau und Franco Pirajno: Chapter 16: A Chronostratigraphic Division of the Precambrian – Possibilities and Challenges. In: Felix M. Gradstein, James G. Ogg, Mark D. Schmitz und Gabi M. Ogg (Hrsg.): The Geologic Timescale 2012. Volume 1. Elsevier, 2012, ISBN 978-0-444-59434-1, S. 392 ([1]). 
3. James F. Kasting und Shuehi Ono: Paleoclimates: The First Two Billion Years. 2006 (englisch). 
4. K. C. Condie, C. O’Neill und R. C. Aster: Evidence and implications for a widespread magmatic shutdown for 250 My on Earth. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 282, 2009, S. 294–298. 
5. G. F. Davies: Punctuated tectonic evolution of the Earth. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 36, 1995, S. 363–380. 
6. W. G. Ernst: Archean plate tectonics, rise of Proterozoic supercontinentality and onset of regional episodic stagnant-lid behaviour. In: Gondwana Research. Band 15, 2009, S. 243–253. 
7. D. L. Turcotte, G. Morein und B. D. Malamud: Catastrophic resurfacing and episodic subduction on Venus. In: Icarus. Band 139, 1999, S. 49–54. 
8. S. Utsunomiya, T. Murakami, M. Nakada und T. Kasama: Iron oxidation state of a 2.45-Byr-old paleosol developed on mafic volcanics. In: Geochimica et Cosmochimica Acta. Band 67, 2003, S. 213–221. 
9. G. M. Young: Stratigraphic and tectonic settings of Proterozoic glaciogenic rocks and banded iron-formations: Relevance to the snowball Earth debate. In: Journal of African Earth Sciences. Band 35, 2002, S. 451–466. 
10. James F. Kasting und D. Catling: Evolution of a habitable planet. In: Annual Review of Astronomy and Astrophysics. Band 41, 2003, S. 429–463. 
11. R. E. Kopp,J. L. Kirschvink, I. A. Hilburn und C. Z. Nash: The Paleoproterozoic snowball Earth: A climate disaster triggered by the evolution of oxygenic photosynthesis. In: Proceedings of the National Academy of Sciences. Band 102, 2005, S. 11131–11136. 
12. C. E. Blank und P. Sánchez-Baracaldo: Timing of morphological and ecological innovations in the Cyanobacteria – a key to understanding the rise in atmospheric oxygen. In: Geobiology. Band 8, 2010, S. 1–23. 
13. M. E. Barley, A. Bekker und B. Krapez: Late Archean to early Paleoproterozoic global tectonics, environmental change and the rise of atmospheric oxygen. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 238, 2005, S. 156–171. 
14. K. Zahnle, N. Arndt,C. Cockell, A. Halliday, E. Nisbet, F. Selsis und N. H. Sleep: Emergence of a habitable planet. In: Space Science Reviews. Band 129, 2007, S. 35–78. 
15. I. H. Campbell und C. Allen: Formation of supercontinents linked to increases in atmospheric oxygen. In: Nature Geoscience. Band 1, 2008, S. 554–558. 
16. L. R. Kump und M. E. Barley: Increased subaerial volcanism and the rise of atmospheric oxygen 2.5 billion years ago. In: Nature. Band 448, 2007, S. 1033–1036. 
17. K. O. Konhauser, E. Pecoits, S. V. Lalonde, D. Papineau, E. G. Nisbet, M. E. Barley, N. T. Arndt, K. Zahnle und B. S. Kamber: Oceanic nickel depletion and a methanogen famine before the Great Oxidation Event. In: Nature. Band 458, 2009, S. 750–753. 
18. Victor A. Melezhik: Multiple causes of Earth’s earliest global glaciation. In: Terra Nova. Band 18, 2006, S. 130–137. 
19. J. Kazmierczak, W. Altermann, B. Kremer, S. Kempe und P. G. Eriksson: Mass occurrence of benthic coccoid cyanobacteria and their role in the production of Neoarchean carbonates of South Africa. In: Precambrian Research. Band 173, 2009, S. 79–92. 
20. Y. Kato, K. Suzuki, K. Nakamura, A. H. Hickman, M. Nedachi, M. Kusakabe, D. C. Bevacqua und H. Ohmoto: Hematite formation by oxygenated groundwater more than 2.76 billion years ago. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 278, 2009, S. 40–49. 
21. E. G. Nisbet, N. V. Grassineau, C. J. Howe, P. I. Abell, M. Regelous und R. E. R. Nisbet: The age of Rubisco: The evolution of oxygenic photosynthesis. In: Geobiology. Band 5, 2007, S. 311–335. 
22. 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. 
23. 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. 
24. 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. 
25. 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. 
26. 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. 
27. 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. 
28. 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. 
29. A. Lenardic, A. M. Jellinek und L.-N. Moresi: A climate induced transition in the tectonic style of a terrestrial planet. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 271, 2008, S. 34–42. 
30. N. J. Vlaar: Continental emergence and growth on a cooling Earth. In: Tectonophysics. Band 322, 2000, S. 191–202. 
31. N. Flament, N. Coltice und P. F. Rey: A case for late-Archaean continental emergence from thermal evolution models and hypsometry. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 275, 2008, S. 326–336. 
32. Olivier J. Rouxel, A. Bekker und K. J. Edwards: Iron Isotope Constraints on the Archaean and Paleoproterozoic Ocean Redox State. In: Science. Band 307, Nr. 5712, 2005, S. 1088–1091 (englisch). 
33. 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. 
34. 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. 
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