Siderisch

Das Siderium ( / saɪ ˈ d ɪəri . ə n , s ɪ -/ ) ist die erste geologische Periode im Paläoproterozoikum und Proterozoikum . Es dauerte von vor 2500 bis vor 2300 Millionen Jahren (Ma) und umfasste einen Zeitraum von 200 Millionen Jahren. Es wird vom Rhyacium abgelöst. Die Datierung basiert nicht auf Stratigraphie , sondern auf Chronometrie .

Die meisten kontinentalen Aktivitäten dieser Periode drehten sich um den Zerfall des Superkontinents Kenorland . Während dieses Ereignis hauptsächlich im Laurentischen Kraton stattfand, traten im Zusammenhang mit dem Auseinanderbrechen Kenorlands vulkanische Intrusionen und Gangschwärme in Platten auf, die zu Nordwesteuropa , Südafrika und Australien gehörten. Im Ozean trugen Emissionen aus hydrothermalen Quellen zur Bildung und Kristallisation von Mineralien sowie zu unterschiedlichen Konzentrationen von Schwefel und Eisen bei . Während diese Sedimente im Ozean zirkulierten, trugen die am Meeresboden abgelagerten Mengen zur Entstehung von gebänderten Eisenerzformationen sowie einer Vielzahl von Erzen wie Pyrit und Magnetit bei .

Cyanobakterien entwickelten ihre Molekularstruktur weiter, und gegen Ende dieses Zeitraums traten Eukaryoten auf. Sie trugen zur Oxidation der Ozeane bei . Ihre Anwesenheit war schließlich mitverantwortlich für den Sauerstoffanstieg in der Erdatmosphäre, der als Große Sauerstoffkatastrophe bekannt wurde . Dies führte zu einem Rückgang von Methan und Kohlendioxid , zwei der wichtigsten Treibhausgase jener Zeit, und senkte die globale Durchschnittstemperatur unter 0 °C. Infolgedessen erlebte die Erde drei Eiszeitereignisse , die zusammenfassend als Huronische Vereisung bezeichnet werden .

Der Name Siderium leitet sich vom griechischen Wort „ sideros “ (Eisen) ab und bezeichnet die in dieser Periode entstandenen gebänderten Eisenformationen . ^{[ 7 ]} Zuvor wurde vorgeschlagen, die Periode als Huronium ^{[ b ]} mit einer Grenze von 2450 bis 2200 Ma zu bezeichnen, in Übereinstimmung mit den Sedimentablagerungen der kanadischen Huronischen Supergruppe . Obwohl der Begriff „Huronium“ stratigraphisch bereits seit dem 19. Jahrhundert verwendet wird, ^{[ 9 ] [ 10 ]} wurde das Siderium 1989 von der Subkommission für Präkambrische Stratigraphie unter der heutigen Nomenklatur (2500 bis 2300 Ma) vorgeschlagen. 1990 wurde es von der Internationalen Union der Geologischen Wissenschaften als Unterteilung des Proterozoikums bestätigt . ^{[ 4 ]}

Während das Siderium durch die Untergrenze der Eisenablagerungen und das erstmalige Auftreten glazialer Ablagerungen klar definiert ist, wurden alternative Bezeichnungen für diese stratigraphische Periode vorgeschlagen. 2012 schlugen Kranendonk et al . vor, das Siderium aufgrund der langsamen Expansion der Kontinentalplatten in einen früheren Zeitraum von 2630 bis 2420 Millionen Jahren (Ma) zu datieren und es als letzte Unterteilung des Neoarchaikums zu bezeichnen. [11] Sie schlugen außerdem vor, die obere Hälfte des Sideriums gemäß der vorherigen Definition auf den Zeitraum von 2420 bis 2250 Ma als Oxygenium ^{zu verschieben ,} um den Veränderungen der Erdatmosphäre in diesem Zeitraum Rechnung zu tragen. ^{[ 12 ]} 2021 präsentierten Shields et al. eine ähnliche Änderung, wobei das Siderium jedoch bei etwa 2450 Ma endete und die erste Periode des Paläoproterozoikums als Skourium anstatt als Oxygenium bezeichnet wurde . Die Bezeichnung „Skourium“ bezieht sich auf die Oxidation des Eisenvorkommens im Ozean, und der zugehörige Zeitraum erstreckt sich von etwa 2450 bis 2300 Millionen Jahren. ^{[ 3 ]} Stand Dezember 2024 behält das Siderium seine Definition von 1989 bei und ist die früheste international anerkannte Periode auf der geologischen Zeitskala der Erde . ^{[ 13 ]}

Die tektonische Aktivität konzentrierte sich im frühen Siderium hauptsächlich auf das Wachstum kontinentaler Platten . Viele Kratone dieser Zeit, darunter die Gawler- , Superior- und Pilbara-Kratone , erlebten vulkanische Aktivität durch einen globalen Mantelplume-Ausbruch, der zwischen 2500 und 2450 Millionen Jahren vor heute stattfand. In dieser Zeit begannen sich auf den Kaapvaal- und Pilbara-Kratonen gebänderte Eisenerzformationen abzulagern . ^{[ 14 ]} Zusätzlich begannen sich ab 2400 Millionen Jahren vor heute vulkanische und sedimentäre Gesteine ​​im Transvaal-Becken abzulagern , was bis 2000 Millionen Jahre vor heute im Orosirium andauerte . ^{[ 15 ]}

Die Ablagerungstätigkeit im Gebiet des heutigen Australiens umfasste eine Auswahl an Supersequenzen , die aus einer Vielzahl dicht gepackter Sedimente bestehen. Die Brockman-Supersequenz, die von 2500 bis 2449 Millionen Jahren (Ma) andauert, besteht nachweislich mindestens aus Tonstein und Sedimenten gebänderter Eisenformationen, die während des Anstiegs des Meeresspiegels und vulkanischer Aktivität abgelagert wurden. ^{[ 16 ]} Darüber hinaus wurden in der Brockman-Eisenformation dieser Sequenz Spuren von Schwefelisotopen gefunden, die auf einen Anstieg des atmosphärischen Sauerstoffgehalts zu dieser Zeit hindeuten. ^{[ 17 ]} Die darauf folgende Woongarra-Supersequenz, die hauptsächlich aus Rhyolithablagerungen besteht , jedoch mit zuvor vorhandenen Diabas- und Basaltschichten , datiert auf 2449 Ma. ^{[ 18 ]} Anschließend wurde sie von der Turee Creek Supersequenz überlagert, die aus einer Schichtfolge von Sandstein und Kalkstein besteht und von 2449 bis 2410 Ma andauerte, bevor eine stratigraphische Lücke auftrat. ^{[ 16 ] : 982}

Auf der Nordamerikanischen Platte begannen sich Sedimente abzulagern und die Huronian- und Snowy-Pass-Supergruppen zu bilden. Sandstein der Huronian-Supergruppe wurde zwischen 2450 und 2219 Ma in unterschiedlicher Zusammensetzung abgelagert, wobei einige Schichten arkose- , feldspat- und quarzreiche Strukturen aufwiesen. ^{[ 19 ] [ 20 ]} Während die Hauptablagerungen aus Konglomeraten von Siltstein , Kalkstein und Granit bestanden , ^{[ 21 ]} waren auch Spuren von Gold , Uran und Aluminium vorhanden. ^{[ 22 ] [ 23 ]} Im Wyoming-Kraton weist die Snowy-Pass-Supergruppe Anzeichen von Quarzitablagerungen in ihren Schichten auf, begleitet von Sedimentstrukturen aus Marmor , Phyllit und Geröllkonglomeraten . ^{[ 24 ]} Zusätzlich gibt es Ablagerungen von Rhythmit und Dropstone in der Hurwitz-Gruppe im Norden Kanadas aus der Zeit zwischen 2450 und 2110 Ma. ^{[ 25 ]} Das Ausmaß dieser Ablagerungen in Laurentia reicht von glazialen Ursprüngen und Eisschilden bis hin zu Flüssen und flachen Meeresbedingungen . ^{[ 26 ] [ 27 ]}

In Nordwesteuropa wurden im Baltischen Schild , genauer gesagt im unteren Teil der Karelischen Supergruppe, Ablagerungsspuren gefunden . Vulkanische Sedimente mafischer Komplexe lagern sich innerhalb der Sumischen Gruppe mit porphyrischem , blauem Quarz überlagert und entstanden in der ersten Hälfte des Sideran. ^{[ 28 ]} In der darauffolgenden Schichtfolge wurden in der Sarolischen Gruppe Saprolit und Pyroklastika mit Spuren aus dem Zeitraum von 2400 bis 2300 Ma gefunden. ^{[ 29 ]} Auch Diamiktite wurden in dieser Schichtfolge identifiziert und belegen somit glaziale Ablagerungen in diesem Gebiet. ^{[ 30 ]}

Die untere Hälfte der Transvaal-Supergruppe in Südafrika wurde während des Sideriums abgelagert. ^{[ 31 ]} Sie besteht hauptsächlich aus einer strukturierten Abfolge von Schiefer , Sandstein und Siltstein , eingebettet in eine Vielzahl weiterer Sedimente. ^{[ 32 ]} Spuren von Hämatit , Magnetit und Mergel finden sich im östlichen Transvaal-Becken, ^{[ 33 ]} während im Griqualand-West-Becken Grauwacken- , Eisenlutit- und Hyaloklastit - Ablagerungen vorkommen . ^{[ 34 ]} Einige Abfolgen wurden als gebänderte Eisenformationen abgelagert, wie beispielsweise die Penge- und Doradale-Formationen. ^{[ 35 ] In} dieser Supergruppe kommen jedoch auch andere Arten von BIFs vor, darunter granulare, silikathaltige und orthochemische ^{Eisenformationen in} der Koegas-Untergruppe. ^{[ 37 ]}

Im Nordchinesischen Kraton wurden während dieses Zeitraums nach der Fupingian-Orogenese vor 2550 Millionen Jahren gebänderte Eisenformationen, Schiefer unterschiedlicher Qualität und zusätzliche Sedimentschichten abgelagert. ^{[ 38 ] [ 39 ]} Die Shuangshanzi-Gruppe im östlichen Hebei enthält Amphibolit- und Glimmergranulitschichten . ^{[ 40 ]} In der Wutai - Gruppe im Taihang- und Wutai - Gebirge wurden Konglomerate aus tholeiitischem Basalt , Rhyodazit und Tonalit identifiziert. ^{[ 41 ]}

Während des Sideriums drangen Magmaschwärme in Form von Gangschwärmen in die Oberfläche mehrerer Kratone ein, darunter auch in einige der großen Kontinentalplatten, beispielsweise jene, die Nordamerika , Südafrika und Australien umfassen . Vor etwa 2470 Millionen Jahren durchdrang der Mistassini-Gangschwarm den Superior-Kraton . ^{[ 42 ]} Mit einer Fläche von mindestens 100.000 Quadratkilometern kann er als große magmatische Provinz (LIP) klassifiziert werden. ^{[ 43 ]} Ihm folgte der Matachewan-Gangschwarm , ebenfalls eine LIP, die zwischen etwa 2470 und 2450 Millionen Jahren vor heute aktiv war und eine Fläche von mindestens 300.000 Quadratkilometern umfasste. ^{[ 44 ]} Die Mistassini- und Matachewan-Gangschwärme lassen sich genetisch miteinander in Verbindung bringen, da der Matachewan-Schwarm im Gebiet zwischen dem Oberen See und der James Bay in den Superior-Kraton eindrang . ^{[ 45 ]} In der Region des heutigen Schottlands drang der Scourie-Gangschwarm vor etwa 2418 bis 2375 Millionen Jahren in den Lewisian-Gneis-Komplex ein. ^{[ 46 ]} Der Widgiemooltha-Gangschwarm drang vor etwa 2410 Millionen Jahren in den Yilgarn-Kraton in Australien ein. ^{[ 47 ]} Der Widgiemooltha-Gangschwarm ereignete sich in unmittelbarer Nähe zum Sebanga-Poort-Gang, der vor etwa 2408 Millionen Jahren in den Simbabwe-Kraton eindrang. ^{[ 48 ]}

Vor etwa 2450 Millionen Jahren begann die tektonische Riftbildung, den Superkontinent Kenorland zu trennen , wobei der Auseinanderbruch hauptsächlich in Laurentia stattfand . ^{[ 49 ]} Infolgedessen erfuhr die Hurwitz-Gruppe in Nordkanada eine kontinentale Dehnung und Senkung, was zur Ablagerung der Noomut-, Padlei- und Kinga-Formation sowie zur Entstehung des Hurwitz-Beckens führte. ^{[ 50 ]} Zusätzlich bildeten sich in den Kratonen Nena und Kalahari Lagerstätten mit geringem Sulfidgehalt , die Kupfer und Nickel enthielten , ^{[ 49 ]} während sich in der Deep-Lake-Gruppe im heutigen Sierra-Madre-Gebirge Zirkone bildeten . ^{[ 51 ] [ 52 ]} Trotz der Intrusionen von Gangschwärmen, die zur Riftbildung beitrugen, erfuhr Kenorland nur geringe kontinentale Bewegungen, und es gibt keine Anzeichen für eine Ozeanbildung. Sedimentation aus flachen Gewässern begann jedoch, die Strel'na-Gruppe auf der heutigen Kola-Halbinsel zu besiedeln . ^{[ 53 ] [ 54 ]}

Seit Beginn des Siderischen Zeitalters ist ein irreversibler Anstieg des Sauerstoffgehalts in der Erdatmosphäre zu verzeichnen, der als Große Sauerstoffkatastrophe bekannt wurde . Der Sauerstoffpartialdruck in der Luft (pO₂ ₎ stieg zwischen 2410 und 2320 Millionen Jahren vor heute um mindestens das ^Zehnfache seines ursprünglichen Wertes, von 2 × 10⁻⁶ ^bar auf mindestens 2 × 10⁻³ ^bar . ^{[ 5 ] [ 55 ]} Dieser rasche Anstieg ging mit einem Anstieg der Treibhausgase Kohlendioxid und Methan einher und führte indirekt zu einer Reihe von Eiszeiten, der sogenannten Huronischen Vereisung . ^{[ 56 ]}

Die Konzentrationen von Karbonaten und organischem Kohlenstoff blieben relativ konstant. Die Häufigkeit des Kohlenstoff-13-Isotops (δ¹³C ⁾ in Dolomiten und Formationen der Mount-Bruce- , Transvaal- und Huronian-Supergruppen hielt in Karbonaten einen konstanten Wert von 0 ‰ aufrecht, während der durch die Aktivität und Einlagerung von Cyanobakterien entstandene organische Kohlenstoff bei etwa −28 ‰ verharrte. ^{[ 57 ] [ 58 ]} Obwohl dies als Zeichen von Inaktivität in diesem Zeitraum erscheinen mag, deutet es darauf hin, dass mehrere Quellen gleichermaßen zu einer Senkung und einem Anstieg des Sauerstoffgehalts führten. ^{[ 59 ]} Dazu gehören der Eintrag und die Ablagerung von Kohlendioxid aus vulkanischer Aktivität, die auf tektonische Prozesse zurückzuführen ist, ^{[ 60 ]} sowie der Eintrag von Phosphat in die Ozeane durch chemische Verwitterungszyklen. ^{[ 61 ]}

Als Folge des Sauerstoffüberschusses begann sich das Verhältnis und die Aktivität der Treibhausgase zu verändern . Der Kohlendioxidgehalt in der Atmosphäre hielt sich aufgrund der Methanoxidation in der Luft, der Silikatverwitterung an der Oberfläche und vulkanischer Emissionen bei einem Partialdruck von 1,1 × ^{10⁻² bar im Gleichgewicht. [ 62 ] [ 63 ]} Dieser Prozess verringerte jedoch die Methanmenge erheblich, von 300 auf 4 ppmv . ^{[ 64 ]} Trotz des ausgeglichenen Kohlendioxidgehalts führte die signifikante Methanveränderung zu einem drastischen Temperatursturz auf der Erde , der die globalen Durchschnittstemperaturen unter 0 °C sinken ließ. ^{[ 65 ]}

Aufgrund des globalen Temperaturrückgangs trat die Erde in die Huronische Vereisung ein , die von etwa 2450 bis 2200 Millionen Jahren vor heute andauerte. ^{[ 66 ]} Obwohl dieses Ereignis in vier separate Vereisungen unterteilt wurde, finden nur die ersten drei im Siderischen Zeitalter statt und waren eine Reaktion auf die oxidierende Umwelt. ^{[ 67 ]} Spuren dieser Vereisung wurden in den Diamiktiten und Gesteinsfolgen von sechs Kratonen gefunden, ^{[ 68 ]} darunter die Kratone Wyoming , Kaapvaal und Karelien-Kola. ^{[ 67 ]}

Die älteste Vereisung korreliert mit Quarzvorkommen in der Campbell-Lake- und Headquarters-Formation ^{[ 69 ]} sowie mit glazialen Ablagerungen in der Polisarka-Formation ^{[ 70 ]} . Sie dauerte von etwa 2440 bis 2420 Ma ^{[ 67 ]} und wird im Allgemeinen nach den Diamiktiten der Duitschland-Formation benannt ^{[ 71 ]} . Die zweite Vereisung, die nach der gleichnamigen Formation als Makganyen-Vereisung bezeichnet wird, ist durch Deckkarbonatsequenzen über der Bruce- und der Vagner-Formation gekennzeichnet ^{[ 72 ]} und fand von etwa 2380 bis 2360 Ma statt ^{[ 67 ]} . Die jüngste der drei Vereisungen ereignete sich von etwa 2340 bis 2310 Ma gegen Ende des Sideriums ^{[ 67 ]} und ist in der Gowganda-Formation der Huronian-Supergruppe repräsentiert . Sie wird nach dem Rietfontein-Diamiktit in Südafrika benannt . ^{[ 73 ]}

Zu Beginn des Großen Sauerstoffereignisses entwickelten Cyanobakterien die interzelluläre Kommunikation durch Molekülaustausch und begannen, sich voneinander zu differenzieren. Stränge wie jene der Gattung Pseudanabaena begannen sich zu filamentösen Strukturen zu verketten ^{[ 74 ]} , und Giardia , einer der frühesten Eukaryoten , entstand vor etwa 2309 Millionen Jahren ^{[ 75 ] [ 76 ]} . Zusätzlich begannen sich begeißelte Mikroorganismen in der ozeanischen Kruste zu entwickeln und traten vor etwa 2400 Millionen Jahren auf ^{[ 77 ] .}

Spuren von Cyanobakterien haben sich an einigen Ablagerungsorten gefunden. Mikrofossilien, eingebettet in schwarzen Hornstein, ^wurden in der australischen Turee Creek Group auf 2450 Millionen Jahre datiert [ ^{78 ]} , während Bakterienreste der Gattungen Conophyton und Siphonophycus in der südafrikanischen Kuruman-Eisenformation erhalten geblieben sind ^{[ 79 ]} . In China wurden Stromatolithen in den Formationen Dashiling und Qingshicun der Hutuo-Gruppe entdeckt, die während des gesamten Sideriums existierten ^{[ 80 ]} . Funde im Fennoskandischen Schild zeigen zudem, dass sich die Taxonomie der Stromatolithen ab etwa 2330 Millionen Jahren zu diversifizieren begann ^{[ 81 ] .}

Es gibt Hinweise auf pilzähnliche Organismen, die vor etwa 2400 Millionen Jahren in den Rissen und Bläschen fadenförmiger Strukturen auftraten. ^{[ 82 ]} Offene Räume und Hohlräume unter dem Meeresboden führten zur Entwicklung wurzelartiger Strukturen wie Hyphen und Myzelien , die in Basalt und Ton der Ongeluk-Formation in Südafrika erhalten geblieben sind. ^{[ 77 ] [ 83 ]} Dies wirft die Frage nach der Existenz eines stabilen Milieus für die Pilzentwicklung auf, wie die Ähnlichkeit der Fossilien mit vulkanischen Kissen aus dem Devon nahelegt . ^{[ 84 ]}

Die Schwankungen des Eisengehalts im Meerwasser führten zu einer verstärkten Bildung und Ablagerung von Eisenoxiden und Eisenmineralien. Hydrothermale Quellen dienten als Hauptquelle für Eisen im Ozean ^{[ 85 ]} und erhöhten dessen Isotopenverhältnis ^⁵⁶ Fe/ ^⁵⁴ Fe (δ^⁵⁶ Fe) im Vergleich zu Werten im Neoarchaikum um bis zu 3 ‰ ^{[ 86 ]} . Ein Teil des vorhandenen Eisens wurde zu Eisen(II)-oxid und Eisen(III)-oxid oxidiert , entweder durch bakterielle disimilatorische Eisenreduktion oder durch die Anwesenheit von Sauerstoff in wässriger Form ^{[ 85 ]} . Isotope mit besonders hohen δ ^⁵⁶ Fe-Werten lagerten sich jedoch vor 2400 Millionen Jahren in Eisenerzen ab, aus denen sich gebänderte Eisenformationen mit Spuren von Erzen wie Siderit , Magnetit und Greenalit entwickelten ^{[ 87 ]} .

Vor dem Großen Sauerstoffereignis wurde Schwefel hauptsächlich als Sulfid durch vulkanische Ausgasungen von Schwefelwasserstoff und Schwefeldioxid zugeführt . ^{[ 88 ]} Diese Moleküle lagerten sich in Konzentrationen von 1–2 mM im sauerstofffreien Meerwasser ab, wodurch Sulfidminerale wie Pyrit entstanden ^{[ 89 , 90 ]} und Sulfat aus der wässrigen Lösung oxidiert wurde. ^{[ 91 ]} Aufgrund des Sauerstoffmangels zirkulierte jedoch nur eine sehr geringe Menge Sulfat, deren Konzentration vor 2400 Millionen Jahren zwischen 5 und 200 μM lag. ^{[ 92 , 93 ] Damals wurde der} größte Teil des verfügbaren Sulfats durch Sulfatreduktionsprozesse in Sulfid umgewandelt, beispielsweise durch Rückführung in den Erdmantel ^{[ 88 ]} oder durch mikrobielle Aktivität. ^{[ 94 ]}

Mit dem raschen Anstieg des Sauerstoffgehalts in der Atmosphäre erhöhten sich die Sulfatkonzentrationen im Meerwasser und in den Sedimenten, während die Sulfidzirkulation infolgedessen abnahm. Zwischen 2500 und 2300 Millionen Jahren vor heute stieg das Isotopenverhältnis von Sulfat ( δ³⁴S ⁾ infolge aerober Verwitterung und Ausfällung von 10 auf 12 ‰ und gelangte als Gips und Anhydrit in die Sedimente . ^{[ 95 ]} Gleichzeitig sanken die Sulfidkonzentrationen aufgrund des Sauerstoffanstiegs, wobei der δ³⁴S ^- Wert bis auf −30 ‰ sank. ^{[ 96 ] [ 97 ]}

Das Stickstoffisotopenverhältnis ( δ¹⁵N ) war während des Sideriums relativ konstant und lag zwischen 1,1 und 7,7 ‰ im Zeitraum von 2450 bis 2300 Millionen Jahren. [ ^{98 ] [ 99 ] In der} Timeball-Hill-Formation in Südafrika bildete sich Stickstoff in Kerogen , während Spuren ^davon in der Turee-Creek-Gruppe in Australien als Schiefer vorkamen . ^{[ 100 ]} Trotz der durch die Zirkulation bedingten Stabilität des Stickstoffs [ ^{101 ]} vergrößerte die Oxidation des Oberflächenwassers des Ozeans langsam die Nitratvorkommen ^{[ 100 ]} , wobei die Konzentrationen im Meerwasser zwischen 0,35 und 3,5 μM lagen. ^{[ 102 ]}

Der Strontiumgehalt des Ozeans unterlag Schwankungen . Damals war das ^⁸⁷ Sr/ ^⁸⁶ Sr -Isotopenverhältnis relativ ausgeglichen. Während die Quellen auf Perioden hoher Verwitterungsraten zurückzuführen waren, erfolgte der Abbau durch den Eintrag von Strontium aus hydrothermaler Ventilation ^{[ 103 ]} sowie durch die Rekristallisation von Kalzit und Dolomit in der ozeanischen Kruste ^{[ 104 ]} . Dennoch begann der Wert des Verhältnisses bis zum Orosirium-Zeitalter anzusteigen , beginnend mit einem Wert von 0,7022 vor 2500 Millionen Jahren ^{[ 103 ]} . Spuren dieses Strontiums wurden in den Schichten der Polisarka-Formation nachgewiesen. Die Konzentrationen in Karbonatgesteinen lagen zwischen 560 und 1030 ppm und datierten auf einen Zeitraum zwischen 2441 und 2434,8 Ma, während Kalzite und anorganische Aragonite Werte von 1000 bzw. 9000 ppm aufwiesen. ^{[ 104 ]}

Strontium wurde auch mittels Beta-Zerfall und radiometrischer Datierung von Rubidium ( Rb-Sr ) nachgewiesen und steht hauptsächlich im Zusammenhang mit der Ablagerung vulkanischer Gesteine. Im Fennoskandischen Schild wurde dieses Isotopenvorkommen in Dazit und basaltischem Andesit innerhalb des Pechenga-Varzuga-Gürtels gefunden, die auf 2324 Ma datiert werden ^{[ 105 ] [ 106 ]} und auf die Entstehung von Paläoböden durch eine intensive Verwitterungsperiode hinweisen ^{[ 107 ]} . Ähnliche Rb-Sr-Datierungen wurden in den Kratonen Superior und Kaapvaal gefunden; die Datierung von vulkanischen Tuffen in der McKam-Formation Nordamerikas auf 2330 Ma dient als einer der Marker für den Beginn der Huronischen Vereisung ^{[ 108 ]} , während eine Datierung in Südafrika auf 2300 Ma eine Diskordanz zwischen den Supergruppen Transvaal und Ventersdrop darstellt. ^{[ 109 ]} Darüber hinaus wurden Rubidium und Strontium in Migmatiten der Qianxi-Gruppe im östlichen Hebei nachgewiesen und auf ein Alter von 2480 Ma datiert. ^{[ 110 ]}

• Die Sleaford-Orogenese – ein Kratonbildungsereignis, das vor 2460 bis 2410 Millionen Jahren stattfand

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