Was ein Stein aus der Marra Mamba Banded Iron Formation erzählt

Mehr als 2,6 Mil­li­ar­den Jah­re alt ist die­ses Stück Bän­der­ei­sen­erz aus Aus­tra­li­en, dass ich im Febru­ar 2014 online bei einem aus­tra­li­schen Mine­ra­li­en- und Fos­si­li­en­händ­ler erwor­ben habe. Mar­ra Mam­ba Tiger Iron, so der recht unge­wöhn­li­che Name, kommt in nur zwei klei­nen Lager­stät­ten der Hamers­ley Ran­ge in der Pil­ba­ra Regi­on von West­aus­tra­li­en vor und wird auf­grund sei­ner hüb­schen farb­li­chen Bän­de­rung vor allem als polier­ter Schmuck­stein ver­kauft. Die Bestand­tei­le des Tige­rei­sens sind Mine­ra­li­en wie roter Jas­pis (Quarz), Radio­la­rit (Tiger­au­gen­quarz), Häma­tit (Fe₂O₃) und Magne­tit (Fe₃O₄). Bän­der­ei­sen­er­ze (Ban­ded Iron For­ma­ti­on, BIF) sind neben der Ver­wen­dung als Schmuck­stein aber auch sonst von gro­ßer wirt­schaft­li­cher Bedeu­tung und wer­den heut­zu­ta­ge in gro­ßen Men­gen indus­tri­ell abge­baut. Die Vor­rä­te der BIFs wer­den allei­ne auf ca. 150 Mil­li­ar­den Ton­nen geschätzt, so dass sie rund drei­vier­tel der welt­wei­ten Eisen­erz­vor­kom­men aus­ma­chen! Die Gebirgs­re­gi­on der Hamers­ley Ran­ge sel­ber ist übri­gens das Haupt­ab­bau­ge­biet des Eisen­erz­berg­baus in Australien.

Mar­ra Mam­ba Tiger Iron aus der Hamerls­ley Ran­ge in Westaustralien

Neben der wirt­schaft­li­chen Bedeu­tung der BIFs, ist aber auch der wis­sen­schaft­li­che Aspekt inter­es­sant, ver­ra­ten sie doch die Zusam­men­set­zung unse­rer Atmo­sphä­re und die Ent­wick­lung des Lebens vor Mil­li­ar­den von Jah­ren. Bän­der­ei­sen­er­ze sind näm­lich nichts ande­res es als eine ande­re Form der Stroma­to­li­the. Die­se schicht­för­mig auf­ge­bau­ten Gebil­de sind Sedi­ment­ge­stei­ne, die durch Bin­dung von Par­ti­keln und Fäl­lung gelös­ter Stof­fe auf­grund des Stoff­wech­sels von Mikro­or­ga­nis­men ent­ste­hen. Im Jahr 1983 wur­den in der Dress­er-For­ma­ti­on, die zur War­ra­woo­na-Grup­pe im öst­li­chen Teil der Pil­ba­ra Regi­on gehört, ver­stei­ner­te Stroma­to­li­then gefun­den, die mit einem Alter von 3,46 Mil­li­ar­den Jah­ren zu den ältes­ten Fos­si­li­en der Welt zäh­len. Auch die mit 3,42 Mil­li­ar­den Jah­re nur unwe­sent­lich jün­ge­ren Stroma­to­li­then aus dem Strel­ley Pool Chert, fin­det man in der Pil­ba­ra Regi­on. Die­ses Gebiet in West­aus­tra­li­en gehört zum so genann­ten Pil­ba­ra-Kra­ton, einem sehr alten und sta­bi­len Teil der kon­ti­nen­ta­len Litho­sphä­re. Die­ser ent­stand im Archai­kum, zusam­men mit dem Kaap­vaal-Kra­ton in Süd­afri­ka, vor 3,6 bis 2,7 Mil­li­ar­den Jah­ren. Bei­de Kra­to­ne waren frü­her Bestand­teil des Super­kon­ti­nents Vaal­ba­ra, der vor 2,7 Mil­li­ar­den Jah­ren im Neo­ar­chai­kum bis vor 2,5 Mil­li­ar­den Jah­ren im unte­ren Paläo­pro­tero­zoi­kum existierte.

Hamers­ley Ran­ge, Pil­ba­ra Regi­on, Wes­tern Aus­tra­lia (Quel­le: Wikipedia)

Wie entstehen eigentlich Bändereisenerze?

Bän­der­ei­sen­er­ze sind eisen­hal­ti­ges mari­ne Sedi­ment­ge­stei­ne, die vor allem im Prä­kam­bri­um abge­la­gert wur­den. Die Gestei­ne sind schicht­för­mig auf­ge­baut und ent­hal­ten zahl­rei­che Lagen Eisen­mi­ne­ra­li­en in Form von Häma­tit und Magne­tit sowie Sili­ka­te, die im Quer­schnitt als Bän­der­struk­tu­ren erschei­nen. BIF’s ent­stan­den in gro­ßen Men­gen im Archai­kum, vor 3,5 bis 3,0 Mil­li­ar­den Jah­re, und vor allem im frü­hen Pro­tero­zoi­kum, vor 2,7 bis 2,45 Mil­li­ar­den Jah­ren. Auf­grund von Vul­ka­nis­mus an den Mit­te­l­ozea­ni­schen Rücken und Tief­see­grä­ben sowie durch Ver­wit­te­rung an Land, waren die Mee­re im Prä­kam­bri­um reich an gelös­ten zwei­wer­ti­gem Eisen (Fe²⁺). Da vor der Ent­ste­hung der BIFs noch kein frei­er Sau­er­stoff im Meer und in der Atmo­sphä­re vor­han­den war, wur­de das Eisen nicht sofort zu drei­wer­ti­gem Eisen oxi­diert und aus­ge­fällt. Das zwei­wer­ti­ge Eisen rei­cher­te sich mit der Zeit an und wur­de anschlie­ßend durch unter­schied­li­che Vor­gän­ge gebun­den und in dün­nen Schich­ten am Mee­res­bo­den abge­la­gert. Vor 3,8 Mil­li­ar­den Jah­ren ent­wi­ckel­te sich das ers­te Leben auf der Erde. Im Lau­fe der Evo­lu­ti­on ent­stan­den auch Mikro­or­ga­nis­men, die oxy­ge­ne Pho­to­syn­the­se betrie­ben. Die Vor­fah­ren der heu­te leben­den Cya­no­bak­tie­ren bil­de­ten als „Abfall­pro­dukt“ frei­en Sau­er­stoff, der nun das gelös­te Eisen im Meer zu drei­wer­ti­gem Eisen, was schwer lös­lich ist, oxi­die­ren und dadurch fäl­len konn­te. Die­ser Vor­gang der Oxi­da­ti­on ver­brauch­te den Sau­er­stoff nahe­zu voll­stän­dig im Meer und ver­lief zyklisch über meh­re­re 100 Mil­lio­nen Jah­re. Durch Ver­fes­ti­gung und Umwand­lung des Sedi­ments im Lau­fe der Zeit, ent­stan­den schließ­lich die Bän­der­ei­sen­er­ze. Erst als das im Meer gelös­te zwei­wer­ti­ge Eisen voll­stän­dig auf­ge­braucht war, konn­te der Sau­er­stoff in die Atmo­sphä­re aufsteigen.
Eine wei­te­re Mög­lich­keit BIFs ent­ste­hen zu las­sen, ist die Oxi­da­ti­on des Eisens durch anoxy­ge­ne pho­to­tro­pher eisen­oxi­die­ren­der Bak­te­ri­en, die Eisen-II-Ionen als Elek­tro­nen­do­na­tor (Reduk­ti­ons­mit­tel) ver­wen­den. Eine rezen­te Art ist z.B. das Bak­te­ri­um Rho­do­bac­ter fer­ro­oxi­dans, das auch bei nicht opti­ma­len Licht­be­din­gun­gen Eisen oxi­die­ren und in gro­ßen Men­gen aus­fäl­len kann. Die­ses Sze­na­rio der anoxy­ge­nen Pho­to­syn­the­se ist vor allem im Archai­kum wahr­schein­li­cher, da sich die oxy­ge­ne Pho­to­syn­the­se erst ab etwa 2,8 Mil­li­ar­den Jah­re in Form von Bio­mar­kern nach­wei­sen lässt. Höchst­wahr­schein­lich tauch­ten die ers­ten Cya­no­bak­te­ri­en sogar erst vor rund 2,5 Mil­li­ar­den Jah­ren auf – kurz vor dem Sau­er­stoff­an­stieg in der Erd­at­mo­sphä­re. Im Gegen­satz zur oxy­ge­nen Pho­to­syn­the­se, ent­stand bei der anoxy­ge­nen Pho­to­syn­the­se kein frei­er Sau­er­stoff im Meer. Im Gegen­zug kön­nen gebän­der­te Eisen­er­ze auch rein anor­ga­nisch ent­ste­hen, wenn star­ke UV-Strah­lung durch die Was­ser­ober­flä­che dringt und das Eisen im Meer pho­to­che­misch oxi­diert. Auf­grund des Man­gels an frei­en Sau­er­stoff in der Atmo­sphä­re, gab es zu die­ser Zeit noch kei­ne schüt­zen­de Ozon­schicht, die die UV-Strah­len unse­rer Son­ne hät­te blo­ckie­ren kön­nen. Durch die­sen Vor­gang ent­stan­den wahr­schein­lich die 3,8 Mil­li­ar­den Jah­re alten BIFs im Isua Green­stone Belt von Grönland.

Ban­ded Iron For­ma­ti­on im Kari­ji­ni-Natio­nal­park der Hamers­ley Ran­ge, Pil­ba­ra, West­aus­tra­li­en (Quel­le: Wiki­pe­dia, Flickr, Grae­me Chur­chard from Bris­tol, UK)

Die „Große Sauerstoffkatastrophe“

Das Auf­tre­ten des ers­ten frei­en Sau­er­stoffs im Meer und vor allem in der Atmo­sphä­re wird als die Gro­ße Sau­er­stoff­ka­ta­stro­phe (Gre­at Oxy­gena­ti­on Event, GOE) bezeich­net und fand vor unge­fähr 2,4 Mil­li­ar­den Jah­ren statt. 100 Mil­lio­nen Jah­re frü­her kam es zu einer mas­si­ven Gebirgs­bil­dung, wobei die Land­mas­se Lau­ren­tia ent­stand. Schon vor­her brei­te­ten sich zuneh­mend fla­che Mee­re aus, die für Mikro­or­ga­nis­men, die Pho­to­syn­the­se betrie­ben, ide­al waren. Der Sau­er­stoff­ge­halt des Mee­res stieg, selbst im tie­fe­ren Oze­an, so dass auch ein Groß­teil der Bän­der­ei­sen­er­ze in die­ser Zeit abge­la­gert wur­de. Gleich­zei­tig wird ver­mu­tet, dass es vor 2,5 Mil­li­ar­den Jah­ren zu einer Besied­lung der Gezei­ten­re­gi­on des Mee­res sowie das Fest­lan­des durch Cya­no­bak­te­ri­en kam, die den Sau­er­stoff nun direkt in die Atmo­sphä­re abga­ben und gleich­zei­tig Koh­len­di­oxid aus der Atmo­sphä­re ent­nah­men. Für die anaeo­r­oben Mikro­or­ga­nis­men war die­ser Sau­er­stoff gif­tig. So wur­den wäh­rend des GOE zahl­rei­che Lebens­räu­me der anae­ro­ben Bak­te­ri­en aus­ge­löscht. Die Fol­ge war ein Mas­sen­ster­ben. Zeit­gleich reagier­te der Sau­er­stoff mit dem Methan in der Erd­at­mo­sphä­re, so dass der Anteil die­ses Treib­haus­ga­ses in der Atmo­sphä­re bestän­dig abnahm. Methan ist aber ein deut­lich stär­ke­res Treib­haus­gas als CO2. Weil auch unse­re Son­ne in die­ser Zeit schwä­cher als heu­te leuch­te­te, gin­gen die Tem­pe­ra­tur auf der Erde stark zurück, so dass selbst die Äqua­tor­re­gio­nen nach und nach ver­eis­ten. Die­se ältes­te bekann­te und längs­te glo­ba­le Ver­ei­sung der Erde wird Huro­ni­sche Eis­zeit genannt und dau­er­te mehr als 300 Mil­lio­nen Jah­re! Wei­te­re glo­ba­le Ver­ei­sun­gen der Erde gab noch in der Peri­ode des Cryo­ge­ni­ums vor 850 bis 630 Mil­lio­nen Jah­ren (Schnee­ball-Erde-Hypo­the­se).
Nach dem Ende der glo­ba­len Eis­zeit, vor 2,1 Mil­li­ar­den Jah­ren, stieg der Sau­er­stoff­ge­halt aber­mals an, wobei der Sau­er­stoff nun das zwei­wer­ti­ge Eisen auf dem Fest­land oxi­die­ren konn­te. Dadurch ent­stan­den vor allem in der Peri­ode des Oro­si­ri­ums, vor 2,05 bis 1,8 Mil­li­ar­den Jah­ren, zahl­rei­che Rots­edi­men­te. In jener Zeit ging auch die Bil­dung der Bän­der­ei­sen­er­ze stark zurück. Es wird ver­mu­tet, dass der Aste­ro­iden­ein­schlag vor 1,85 Mil­li­ar­den Jah­ren, der das Sud­bu­ry-Becken in Kana­da schuf, eine bes­se­re Durch­mi­schung des Oze­ans mit Sau­er­stoff bewirk­te und dadurch die Bil­dung der BIFs unter­band. Klei­ne­re Vor­kom­men an BIFs ent­stan­den dann noch vor 1,0 bis 0,9 Mil­li­ar­den Jah­ren in Kana­da, Bra­si­li­en und Nami­bia. Seit 900 Mil­lio­nen Jah­ren sind kei­ner­lei Bän­der­ei­sen­er­ze mehr sedi­men­tiert worden.

Info

Mar­ra Mam­ba Tiger Iron

Typ: Bän­der­ei­sen­erz, Ban­ded Iron For­ma­ti­on (BIF)
Grö­ße: 12,5 cm
Fund­ort: Pil­ba­ra-Regi­on, Hamers­ley Ran­ge, Mt. Brock­man, Westaustralien
Alter: Neo­ar­chai­kum 2597 ± 5 Mil­lio­nen Jah­re (SHRIMP)