ロマグンディ・ジャトゥリ炭素同位体探査

ロマガンディ-ジャトゥリ炭素同位体エクスカーションまたは ロマガンディ-ジャトゥリ イベント(LJE) は、230 万年から 210 万年前の古原生代に発生した炭素同位体エクスカーションであり、海洋炭酸塩岩で見つかったδ 13 C 正値の大きさと期間が最大でした。 [1] [2] δ 13 C 値の範囲は +5 から + 30 ‰ です。[3] [4] 海洋炭酸塩の炭素同位体組成は、通常、時間の経過と共に 0 パーミル (‰) 付近で変動します。[5] LJE の全球 δ 13 Ccarb レベルと一致するためには、地中有機炭素の量が 2 倍または 3 倍になり、数百万年を要したと考えられます。

海洋炭酸塩岩内のδ 13 Ccarb 値を測定することにより、科学者は地球の歴史を通じて地球全体の炭素循環におけるフラックスの歴史を知ることができます。

地球規模の炭素循環において、「フラックス」とは、地球システムの異なる貯蔵庫または構成要素間の炭素の移動または流れを指します。これには、大気、海洋、陸上生物圏（植物と土壌）、そして地圏（岩石と堆積物）が含まれます。[1]これらの炭素フラックスは、光合成（大気からCO2を除去して植物バイオマスに取り込む）、呼吸と分解（CO2を大気圏に戻す） 、岩石の風化（地圏から水圏と大気圏への炭素の移動）、そして海洋における炭酸塩鉱物の溶解と沈殿など、様々なプロセスによって駆動されます[1]。

これらのフラックス、特にLJEにおけるフラックスを理解することは、地球全体の炭素循環を研究する上で極めて重要です。これらのフラックスは地球の大気中の二酸化炭素濃度を決定し、ひいては地球の気候に影響を与えます。LJEの高いδ13C炭水化物値は、当初、高値が見られた地域における有機炭素（f org ）の大幅な局所的増加を示すものと考えられていましたが、その後、世界中で同様に高い値を示す海洋炭酸塩の露頭が発見され、この現象は地球規模の増加を反映しているという見方に変化が生じています。[3]

炭素フラックスの変化は大気中のCO2レベルに大きな変動をもたらす可能性があるため、特に人為的な気候変動の観点では研究と議論の主要な焦点となっています。

場所と期間

このエクスカーションの開始と終了が地球全体で同期していると仮定すると、その期間は最大で249 ± 9 Myr（2306 ± 9 Maから2057 ± 1 Ma）、最小で128 ± 9.4 Myr（2221 ± 5 Maから2106 ± 8 Ma）の範囲と推定されます。[3]

地域 形成 年齢（母数） 方法 最大または最小 参照
ワイオミング州、米国 フレッチャーパーク流紋岩 1780年頃 ID-TIMS 分 [3]
ワイオミング州、米国 キーストーンクォーツダイオライト 1781年頃 ID-TIMS 分 [3]
ウルグアイ ウルグアイの堤防群 1790年頃 ID-TIMS 分 [3]
ピルバラ・クラトン、オーストラリア ジューンヒル火山 1795年頃 シムズ 分 [3]
ガボン、アフリカ フランスヴィル盆地 2050年頃 ID-TIMS マックス [3]
南アフリカ、アフリカ ロイホーテ層 2316+-7 TIMS（Re-Os） マックス [3]
ロシア、コラクラトン ポリサルカ堆積物層 2434 +-1.2 ID-TIMS マックス [3]

表 1: 同様に高い δ 13 C 値を示したロマガンディ-ジャトゥリ イベントの地域、発生層、発生年代、および δ 13 C 値分析の手順。

LJE中に発生した極めて高い炭素同位体の値は、地層の厚さが数メートルから数十メートルに及ぶ南極大陸を除くすべての大陸で確認されています。[3]非常に高いδ13C値は、LJEが局所的な現象であると最初に仮説が立てられた時期に、ジンバブエのロマガンディ層群とフェノスカンジアのジャトゥリ層群で初めて発見されました。[3]

地理的および地質学的位置 炭酸塩岩石学 δ13​​Ccarb 変異 (‰) 地層の厚さ 参考文献
アフリカ
ロマガンディ・グループ、ジンバブエ ドロストーン 4.0から+13.4 300メートル [2]
フランスヴィリアンシリーズ、ガボン ドロストーン 2.6から+6.3 600～2040メートル [6]

[7]

グンブグループ、南アフリカ 石灰岩 4.6から+7.0 [8]
デュイッチュラント フォーメーション、プレトリア グループ ドロストーン −2.0から+10.1 1000メートル [9]
ボツワナ、センゴマ層 ドロストーンと石灰岩 7.6から9.2 167メートル [10]
シルバートン層プレトリアグループ、南アフリカ ドロストーンと石灰岩 8.3から+11.2 500～700メートル [10]
ラクナウ層、エリムグループ ドロストーン 8.7から+10.4 200メートル [11]
オーストラリア
ナベル盆地、ジュデリナ層、バブルウェル層 ドロストーン 5.7から+8.8 160メートル [12]

[13]

アジア
インド、アラバリ累層群、ジャマルコトラ層 ドロストーン 5.4から+11.1 1500メートル [14]
南アメリカ
セルカジーニョ フォーメーション、ミナス スーパーグループ、ブラジル ドロストーン 3.3から+5.4 317メートル [15]
フェチョ・ド・フニル・フォーメーション、ミナス・スーパーグループ、ブラジル ドロストーン 5.6から+7.4 38～50m [15]
リオ・イタピクル・グリーンストーンベルト、ブラジル ドロストーン 5.5から+9.0 20～30分 [13]
イプエイラ - メドラド、イタブナ - サルバドール - キュラサ造山帯、ブラジル ドロストーン 2.2から+6.9 30～40分 [13]
パソ セベリーノ Fm.、リオ デ ラ プラタ クラトン、ウルグアイ ドロストーン −5.6から+11.6 2100-2700 [13]
北米
ゴードン湖層（カナダ） ドロストーン -1から+8.2 300～700メートル [16]
コナ・ドロマイト、アメリカ合衆国 ドロストーン 1.9から+9.5 870メートル [16]
ナッシュフォーク層、アメリカ合衆国 ドロストーン 0.2から28.2 1700メートル [4]
屠殺場形成、アメリカ合衆国 ドロストーン 5.6から+16.6 500メートル [4]

表2:地球全体の地層における炭酸塩岩相、関連するδ13Ccarb変動(‰)値、およびそれぞれの地層の厚さ。

方法

科学者は、扱う岩石や堆積物の種類に応じて、どの地質年代測定法が最も適しているかを選択します。海成炭酸塩岩の年代測定は、特にウラン（U）と鉛（Pb）を用いる場合、困難を伴います。これらの岩石は、もともとウランの含有量が高くなく、鉛の含有量が多すぎるため、地質学的時間経過とともにさらに変化（続成作用によるオーバープリント）を受ける可能性があります。[17]

同位体希釈-熱イオン化質量分析法（ID-TIMS）は、206 Pb/ 238 U年代評価における精度が1‰未満（単一分析または加重平均年代）であるため、海洋炭酸塩岩のδ13値の分析に利用されてきました。 [17]この方法は、同位体希釈と熱イオン化質量分析の2段階のプロセスで構成されます。同位体希釈では、既知量の同位体濃縮トレーサーをサンプルと混合して元素の濃度を定量化し、熱イオン化質量分析では、サンプルを高温でイオン化して元素の同位体比を測定します。[17]

二次イオン質量分析法（SIMS）は脱離質量分析法の一種で、試料の表面を集束した一次イオンビームでスパッタリングし、放出された二次イオンを収集・分析することで、固体表面や薄膜の組成を分析するために使用されます。[18] SIMSの原理は単純ですが、マイクロスケールからナノスケールまでの詳細な表面組成分析を実現するには、高度な機器と技術が必要です。[18]

熱イオン化質量分析法（TIMS）は、主に同位体分析（レニウム-オスミウム）やサンプル中の元素濃度の測定に使用される高精度で高感度な分析技術です。[19] TIMSは熱イオン化の原理に基づいており、サンプルは高温環境で気化・イオン化され、質量電荷比に基づいて同位体を分離・測定することができます。[19]

Re -Os（レニウム-オスミウム）地質年代測定法は、長い半減期を持つ187 Reから187 Osへの崩壊に基づいており、数百万年から数十億年にわたる地質学的試料の年代測定に適しています。 [19]この方法は、黒色頁岩などの有機物を豊富に含む岩石の年代測定に特に有用であり、試料中のこれらの同位体の比率は、187 Reから187 Osへの放射性崩壊により時間の経過とともに変化するという原理に基づいています。現在の同位体比を測定し、187 Reの崩壊速度を知ることで、科学者は試料の年代を計算することができます。[19]

Re-Os地質年代学における課題の一つは、これらの同位体の測定から生じる誤差相関に対処することです。特に、同位体比計算の分母として使用される188 Osは、質量分析計の不確実性が大きいため、この問題はさらに深刻です。 [19]この問題は、強い誤差相関につながり、地質学的に重要な傾向を不明瞭にする可能性があります。

LJEの起源

同期した地球規模の擾乱

地球規模の視点から見ると、ロマガンディ炭素同位体変動の期間中、大量の13C濃縮を伴う炭酸塩が世界中に堆積したと結論付けられる。[20] LJEは大酸化イベント（GOE）と関連しており、LJEが地球全体の炭素貯蔵庫に大きな偏差を引き起こし、それが炭素循環の不均衡と酸素の放出につながったという仮説がある。[21]

この地球全体の炭素13濃縮を説明する仮説として、シデライト（FeCO3、その他のFe2+炭酸塩鉱物）の酸化が提案されました。これは、シデライトが消費する酸素の4倍の量の二酸化炭素を生成するためです。 [ 22 ]シデライトの酸化は、埋没とさらなる酸化に必要な炭素と酸素の蓄積の原動力であり、LJEの長さは始生代のシデライト貯留層の大きさに依存していました。[22]

LJE の地球規模での性質を説明するもう一つの仮説は、大規模な地殻変動によって火山性 CO2 の脱ガスが増加し、風化率と海洋への栄養塩の供給が高まったために炭酸塩と有機物の堆積が増加した可能性があるというものです。[23]地殻変動と同様に、陸上大陸の形成や地球規模の氷河作用によっても火山性 CO2 が増加し、炭酸塩と大気中の CO2 と O2 の同様の結果がもたらされた可能性があります。 [ 23 ]これを裏付けるように、約 2.2～2.1 Gyr の間に最初の大きな大陸プレートがリフト運動と地球規模の造山運動を経験したという証拠があります。[24]この期間中、海水の 87Sr/ 86Sr が増加しており、大陸浸食のレベルが高かったことを示しています。[24]高濃度87Sr/86Srの影響を強めるため、最初の氷河期も2.2～2.1 Gyrの間に発生し、海面を下げて風化速度を促進した。[24]

局所的、相主導のプロセス

この仮説は、炭素循環に地球規模の変化があることを認め、それが地球規模で同期した出来事であったことに同意しますが、異なる相環境が高炭素同位体値を引き起こしているという考えを伴います。これは、d13Cの値とその値の変化は、炭酸塩台地/斜面沿いの地域がどこにあるかに応じて、個々の盆地でのプロセスによることを意味します。[25]世界中の場所からの13C炭酸塩データと地層の記述を使用すると、値は外洋、沿岸海域-内棚、潮間帯-沿岸-サブカに整理でき、相と13C炭酸塩値の間には相関関係があることが注目されます。[25]外洋の場合、平均13C炭酸塩値は+1.5 ± 2.4‰、内棚では+6.2 ± 2.0‰、潮間帯では+8.1 ± 3.8‰でした。[25]この仮説を用いると、極めて正のd13C値は、個々の流域の影響を受ける局所的な溶存無機炭素（DIC）プールの変化によって説明でき、世界的な海洋DICの変化を代表するものではない。[25]

局所的、続成作用またはメタン生成

全球的な炭素同位体変動の場合、堆積性有機炭素（頁岩）も同様にトレンドを示す傾向がある。これは、変動が生物圏のd13C値、ひいては堆積性有機物に影響を及ぼすためである。[20] 26億年から16億年の間、有機炭素にはトレンドは見られない。d13Cの変動は、続成作用と変成作用による有機物の分解に伴う同位体変化と関連付けられる。[26]

堆積柱における高濃度13C炭酸塩の形成に寄与するメタン生成というプロセスによって、13Cに富む炭酸塩が生成された可能性があり、これがd13C値が+28‰に達したことの説明となる。LJEを説明すると、海洋酸素化開始期（GOE）の海洋深層メタン層が、間隙水のDICをより高いd13C値に押し上げたと考えられる。この時期に形成された炭酸塩は、d13Cに富むと考えられる。[1]

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