Blüte einer mikrobiellen Gemeinschaft in einem extremen vulkanischen Seesystem in Ediacara

Jul 17, 2023

Wissenschaftliche Berichte Band 13, Artikelnummer: 9080 (2023) Diesen Artikel zitieren

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Antike Wassersedimente sind wichtige Archive für die Untersuchung des frühen mikrobiellen Lebens und der Arten von Umgebungen, in denen sie gediehen. Die kürzlich charakterisierten Amane-Tazgart-Mikrobialitäten im Anti-Atlas in Marokko sind eine seltene und gut erhaltene nicht-marine Lagerstätte, die sich während der Ediacara-Zeit in einer alkalischen Vulkanseeumgebung entwickelte. Eine geochemische Multiproxy-Toolbox liefert Hinweise auf die räumlich-zeitliche Organisation und Sukzession von Ökosystemen im Zusammenhang mit der Veränderung der Seewasserchemie. Dies ist gekennzeichnet durch den säkularen Übergang von einem kalten/trockenen Klima, einer hypersalinen alkalischen thermophilen und anoxisch-oxischen Gemeinschaft, zu einem stabilen warmen/feuchten Klima mit vollständig sauerstoffhaltigem Süßwasser- und Brackwasserökosystem, in dem sauerstoffhaltige Stromatolithen vorherrschen. Extreme Konzentrationen an gelöstem Arsen legen nahe, dass diese Polyextremophilen robuste Entgiftungsmechanismen benötigten, um Arsentoxizität und Phosphatmangel zu umgehen. Wir gehen davon aus, dass sich selbsterhaltende und vielseitige anoxische bis oxische mikrobielle Ökosysteme in aquatischen kontinentalen Umgebungen während der Ediacara-Zeit entwickelten, als sich komplexes Leben mit einem Anstieg des atmosphärischen Sauerstoffgehalts entwickelte.

Es ist bekannt, dass moderne aquatische mikrobielle Ökosysteme entlang geochemischer Gradienten unterschiedliche räumlich-zeitliche Gemeinschaften bilden1,2,3, die dazu neigen, diagnostische biogene Mineralien wie Karbonate, Eisenoxide und Pyrit3,4,5,6,7,8,9,10 auszufällen ,11,12. Die geochemische Charakterisierung dieser mikrobiellen Lebensräume verknüpft die Verteilung von Schiefer-normalisierten Seltenerdelementen (REE), Yttrium (Y) und redoxempfindlichen Spurenelementen mit den vorherrschenden Redoxbedingungen, der Chemie und der Mineralablagerung in der Umwelt11,13. Insbesondere die auf Postarchean Australian Shales (PAAS) normalisierten REE-Muster, die durch eine leichte REE-Verarmung, negative Cer- (Ce) und leicht positive Lanthan- (La) Anomalien sowie hohe Y-zu-Holmium-Verhältnisse (Y/Ho) gekennzeichnet sind, spiegeln zusammengenommen sauerstoffhaltige moderne Metalle wider Bedingungen der Meerwassermasse14; und in bestimmten Fällen auch nicht-marine aquatische Ökosysteme, die durch erhöhte Alkalität beeinflusst werden15. Tatsächlich dient der feste Zusammenhang der REE + Y (REY)-Fraktionierung mit der Konzentration gelöster Carbonationen als wertvolles Instrument zur Rekonstruktion von Alkalinitätstrends, insbesondere in eingeschränkten aquatischen Ökosystemen15.

Andererseits wird die relative Häufigkeit von Europium (Eu) häufig mit der Anreicherung hydrothermaler Flüssigkeiten, Feldspäten und Diagenese in Verbindung gebracht16,17. Während negative Eu-Anomalien möglicherweise die ursprüngliche Zusammensetzung der aquatischen Umgebung darstellen, aus der Kalksteine ​​entstanden sind16, sind La-, Gadolinium- (Gd) und Y-Anomalien Mineralkomplexierungsphänomene, die nur in der Hydrosphäre vorkommen18. Daher werden authentische, nicht kontaminierte Meeres-, Flussmündungs- und Seewasserchemikalien häufig aus der REY-Systematik abgeleitet.

Zu den beliebtesten gehören verschiedene geochemische Paläosalinitäts-Proxies, die Spurenelementverhältnisse in großen Tonsteinen nutzen. Sie basieren auf der Beobachtung, dass bestimmte nicht redoxempfindliche Elemente im Meerwasser wie B, Y und Sr oder im Süßwasser wie Ga, Ho und Ba auf einer salzgehaltsnormalisierten Basis relativ höhere Konzentrationen aufweisen19,20,21 ,22,23,24. Elementare Kreuzdiagramme ermöglichen die Schätzung der erwarteten Salzgehaltsbasislinien für jeden Proxy: (1) B/Ga > 6 ist typisch für Meeresfazies, 3–6 für Brackwasser und < 3 für Süßwasser20,23; (2) Sr/Ba ist > 0,5 charakterisiert Meeresablagerungen, 0,2–0,5 Brackwasser und < 0,2 Süßwasser20; und (3) B/K > 40 μg/g unterscheidet Meeressedimente von Brack-/Süßwassersedimenten22,25. Darüber hinaus werden mehrere geochemische Parameter wie Ni/Co, Cu/Zn, V/Cr, V/(V + Ni), U, U/Th, authentische Spurenelemente und Ce/Ce* verwendet, um Schätzungen für Paläo zu liefern -Redox-Ablagerungsbedingungen26,27,28. Da es jedoch keine lebende Biomasse und die damit verbundenen Biosignaturen gibt, die eine vergleichende Charakterisierung moderner aquatischer Mikrobengemeinschaften ermöglichen, gibt es nur sehr wenige Hinweise darauf, dass die Sukzessionsmuster mikrobieller Gemeinschaften direkt mit langfristigen Umweltfaktoren in der proterozoischen Biosphäre in Verbindung stehen. Dies hat zu erheblichen Schwierigkeiten bei unserer Fähigkeit geführt, mikrobielle Prozesse eindeutig zu charakterisieren und mit sich verändernden geochemischen Gradienten, Umweltstörungen und Geodynamik in Tiefzeitökosystemen in Verbindung zu bringen, was Versuche, die biologische Evolution mit der sich entwickelnden frühen Chemie der Erdoberfläche zu koppeln, weiter schwächt.

Hier kombinieren wir hochauflösende Multiproxy-Geochemie mit einer Sequenz gut erhaltener Mikrobialitäten in einem kontinuierlichen Sedimentprofil eines Ediacara-Alkalisee-Ökosystems aus dem marokkanischen Anti-Atlas30, um einen starken Zusammenhang zwischen sich verändernder Umweltchemie und der Zusammensetzung, Organisation usw. zu demonstrieren Nachfolge einer seltenen extremophilen mikrobiellen Gemeinschaft. Wir identifizieren und charakterisieren die diskreten biogeochemischen Intervalle, die ihre räumliche und zeitliche Differenzierung in unterschiedliche Ansammlungen vorangetrieben haben.

Die Hauptelementzusammensetzung der Amane-Tazgart-Mikrobialitäten zeigt zwei unterschiedliche Muster, die durch ihre Carbonat- und epiklastische Chemie definiert werden (Ergänzungstabelle 1). Die Konzentrationen der Hauptelemente ändern sich im Allgemeinen im Laufe der Sukzession, wobei die Hauptelemente positiv mit Al2O3 in den Carbonaten korrelieren, mit Ausnahme von MnO und einer negativen Korrelation für CaO (ergänzende Abbildung 1). Fe2O3, Na2O, TiO2 und P2O5 korrelieren gleichermaßen positiv mit Al2O3 in den epiklastischen Proben, während der Rest keine Beziehung zeigt (ergänzende Abbildung 1). In den Karbonaten liegt der P2O5-Gehalt durchgehend unter der Nachweisgrenze von 0,1 %, in den epiklastischen Proben jedoch über dieser Schwelle. Die Konzentrationen von As, Ba, Cr, Cu, Pb, Sb, U, V und Zr sind signifikant hoch, während Mo in den meisten Karbonaten und epiklastischen Proben mit Ausnahme von vier Proben (AT2) unter der Nachweisgrenze von 0,5 ppm liegt , AT3-C, AT12-S und AT27), die Werte im Bereich von 0,63 bis 15,1 ppm aufwiesen (Ergänzungstabelle 2). Der As-Gehalt nahm im Abschnitt mit einer allgemeinen Schwankung von 108 auf 277 ppm nach oben ab und betrug durchschnittlich 189 ppm in den Karbonaten und 22,7–77,2 ppm mit einem Durchschnitt von 49,62 ppm in den epiklastischen Ablagerungen (Ergänzungstabelle 2). Die Spurenelementsystematik ist in der Ergänzenden Anmerkung 1 detailliert beschrieben.

Die epiklastischen Mikrobialitäten sind im Vergleich zu PAAS typischerweise stärker an REY angereichert als die Carbonate (Abb. 1). Umgekehrt sind die Karbonat-dominierten Proben im Vergleich zu den epiklastisch dominierten Proben stärker an LREE angereichert als die HREE (Ergänzende Anmerkung 2) (Abb. 1). Im Allgemeinen weist die beprobte Sequenz positive Eu-Anomaliewerte (Eu/Eu*) auf, die zwischen 1,04 und 1,41 mit einem Mittelwert von 1,22 variieren, und negative Ce-Anomalien (Ce/Ce*) zwischen 0,69 und 0,94 mit einem Mittelwert von 0,87 (Ergänzung). Tisch 3). Das Y/Ho-Verhältnis beträgt durchschnittlich 27,75 für alle Proben, wobei die Werte meist > 28 sind und typischerweise mit den Karbonaten in Zusammenhang stehen, mit Ausnahme von vier Proben (AT3C, AT7, AT15-b und AT17), die ähnliche Werte wie die in den epiklastischen Mikrobialitäten aufgezeichneten Werte aufweisen ( Ergänzungstabelle 3). ΣREY variiert zwischen 7,63 und 44,47 in den Karbonaten und steigt auf > 23,21 und bis zu 152,71 in den epiklastischen Ablagerungen (Ergänzungstabelle 4).

Spektren von Seltenerdelementen und Yttrium (REE + Y). (a) REY-Spektren von Carbonaten. (b) REY-Spektren epiklastischer Ablagerungen.

Die Konzentration von As in allen Proben ist beträchtlich hoch, im Karbonat jedoch stärker angereichert als in den epiklastischen Gesteinen (Ergänzende Anmerkung 1, Ergänzende Tabelle 5). Um die Verteilung, Lage und Senken von As innerhalb der Mikrobialitäten zu bewerten, wurde eine nanoskalige Synchrotronstrahlungs-Röntgen-Mikrofluoreszenzbildgebung (SR-XRF) an mehreren repräsentativen Karbonat- und epiklastischen Proben durchgeführt, die sich durch Gewebeähnlichkeit und -unähnlichkeit unterschieden. Die untersuchten Proben umfassten eisen- und karbonatreiche Bereiche, die den wichtigsten mikrobiellen Produkten entsprechen. RFA-Aufnahmen zeigen, dass As entweder mit Ca kolokalisiert ist oder in eisenreichen mikrobiellen Schichten gefunden werden kann (Abb. 2). In den karbonatischen mikrobiellen Ablagerungen, Thromboliten und zusammengesetzten Mikrobialitäten ist As hauptsächlich in den peloidalen mikritischen Bereichen innerhalb der Mesoklots konzentriert (Abb. 2a, b), aber selten mit den eisenreichen Mineralphasen verbunden, die im Fall von Thromboliten im Allgemeinen detrital sind und zusammengesetzte Mikrobialitäten. Im Gegensatz dazu neigen stromatolitische Stoffe sowohl in den Karbonaten als auch in den epiklastischen Gesteinen dazu, As innerhalb der eisenreichen mikrobiellen Schichten zu konzentrieren, jedoch nicht in sparitischen Schichten (Abb. 2c – f). Bemerkenswerterweise kann As in nano- und mikrokristallinen Carbonatphasen gefunden werden, wie die rosa-magentafarbenen Bereiche in den RGB-Bildern (Abb. 2b) zeigen, was der Kolokalisierung von Ca (blau) und As (rot) entspricht. Das Graustufenbild der As- und Ca-Verteilung in Abb. 3a,b zeigt, dass die Verteilung von As die typische Kristallform der Nano-/Mikrocarbonate widerspiegelt, was darauf hindeutet, dass As innerhalb dieser Phasen homogen verteilt ist. Andererseits ist die Verteilung von As in den eisenreichen Mikrobenschichten im Nanometer- und Mikrometermaßstab heterogen und enthält mikrometergroße As-reiche Bereiche und längliche faserartige Strukturen (Abb. 2f – d). Raman-Spektroskopie an verschiedenen Arten eisenreicher Schichten in den epiklastischen Stromatolithen zeigt, dass die eisenreichen Schichten aus Hämatit bestehen (ergänzende Abbildung 2), ebenso wie die Eisenmineralogie des untersuchten Abschnitts . Die Speziation in den mikrobiellen Produkten durch Nano-XANES-Analyse von zwei verschiedenen Carbonatproben (Abb. 3c, 4a – c) ergab das Vorhandensein von As(III-O) und As(VO) in Calcitablagerungen (Abb. 3d). ) und überwiegend As(V–O) in den Eisenoxiden (Abb. 4d).

(a) Dünnschnitt-Mikrofotografie eines Thrombolithen, die einen Mesoklot zeigt, der durch einen mikritischen Kern (Ms) gekennzeichnet ist. (b) RGB-Bild der Verteilung von As (rot), Fe (grün) und Ca (blau) in dem durch das gelbe Quadrat in (a) gekennzeichneten Bereich, das die diffuse Verteilung von As innerhalb von Calcit zeigt. (c) Dünnschnitt-Mikrofotografie eines Stromatolithen, die einen Wechsel zwischen mikrobiellen Eisenkrusten (Ir) und sparitischen Krusten (Sp) zeigt. (d) RGB-Bild der Verteilung von As, Fe und Ca in dem durch das gelbe Quadrat in (c) gekennzeichneten Bereich, das die kondensierte Konzentration von As in der mikrobiellen Eisenkruste zeigt. (e) Dünnschnitt-Mikrofotografie eines Stromatolithen, der aus dem Wechsel von korngroßen mikrobiellen Schichten (Gs) und sparitischen Krusten (Sp) besteht, (f) RGB-Bilder der Verteilung von As, Fe und Ca in korngroßen mikrobiellen Schichten und eine sparitische Kruste, die die Anreicherung korngroßer Blättchen mit Eisen und Arsen zum Ausdruck bringt.

(a) und (b) As- und Ca-Verteilung in einer Carbonatprobe, jeweils in (c). Hellere Farben weisen auf höhere RFA-Intensitäten (höhere Elementkonzentrationen) hin. Die typische Kristallform der Nano-/Mikrocarbonate, die sich in der Carbonatverteilung widerspiegelt, deutet darauf hin, dass As innerhalb dieser Phasen homogen verteilt ist. (c) RGB-Bild der Verteilung von As, Fe und Ca, das die Punkte zeigt, an denen XANES-Spektren gemessen wurden. (d) XANES-Spektren an der As-k-Kante wurden an drei repräsentativen Punkten aus (c) erhalten.

(a) RGB der As-, Fe- und Ca-Verteilung in einer Karbonatprobe, die die Assoziation von As in Eisen zeigt, mit einer Einschubansicht der disseminierten Verteilung von As, markiert durch ein weißes Quadrat für (b), entsprechend Punkt 1 der XANES-Spektren. (c) RGB-Bild der As-, Fe- und Ca-Verteilung, gemessen an einer anderen Stelle derselben Probe wie (a), zeigt zwei Punkte, an denen XANES-Spektren durchgeführt wurden. (d) XANES-Spektren an der As-K-Kante wurden an drei repräsentativen Punkten sowohl aus (a) als auch (c) erhalten.

Die Projektion der Amane-Tazgart-Proben im A-CN-K-Ternärdiagramm (Abb. 5a) zeigt CIA-Werte im Bereich von 35,41 bis 51,61 bzw. 38,24 bis 58,08 in den Karbonaten bzw. epiklastischen Ablagerungen. Die meisten Proben weichen vom idealen Verwitterungstrend im A-CN-K-Diagramm ab, wobei die Tendenz, in Richtung der AK-Achse projiziert zu werden, darauf hindeutet, dass ein allgegenwärtiger k-Metasomatismus die Zusammensetzung der Massenproben beeinflusst haben könnte31,32. Die K-korrigierten CIA-Werte (CIAcorre) reichen von 34,22 bis 58,22 mit einem Durchschnitt von 47,17 in den Karbonaten und von 38,93 bis 66 mit einem Durchschnitt von 55,25 in den epiklastischen Gesteinen. Sie folgen dem idealen Verwitterungstrend (Abb. 5b) und projizieren die Proben auf einen potenziellen Andesit-Protolithen. Zur Untermauerung dieser Beobachtung platzierten Th/Sc- und La/Sc-Diskriminanzdiagramme, die zur Ableitung der Ausgangsgesteinsquelle33,34 (ergänzende Abbildung 3) verwendet wurden, die Proben im mafischen Feld nahe einer Andesit-Affinität (ergänzende Abbildung 3). Dies bestätigt Andesit als wahrscheinlich dominante Ausgangsgesteinsquelle unserer Proben. Diese Beobachtung wird durch die Verbreitung andesitischer Gesteine ​​gestützt, die unter und über der Amane-Tazgart-Sukzession35 und rund um den untersuchten See liegen.

(a) A-CN-K-Ternärdiagramm mit unkorrigierten Daten. (b) A-CN-K-Ternärdiagramm mit korrigierten Daten. CIA – chemischer Veränderungsindex, CIAcorr – korrigierter CIA, A – Al2O3, CN – CaO* + Na2O, K – K2O (alle in molaren Anteilen), CaO* – CaO, eingebaut in die Silikatfraktion der Probe. Hinweis: durchschnittliche obere Kontinentalkruste (UCC; Taylor und McLennan87); Postarchäischer durchschnittlicher australischer Schiefer (PAAS: Taylor und McLennan87); Andesit; Granit; TTG und Basalt (Condie88).

Theoretischen und experimentellen Überlegungen zufolge hängt das Eu3+/Eu2+-Gleichgewicht in wässrigen Lösungen weitgehend von Druck, pH-Wert, Speziation und insbesondere der Temperatur ab36,37. Eu3+ dominiert in oxidierten Bedingungen nahe der Erdoberfläche, außer in stark reduzierenden und alkalischen Umgebungen, während Eu2+ bei Temperaturen > 250 °C37 dominiert, wo REYN-Muster mit charakteristischen positiven Eu-Anomalien erzeugt werden38. Daher ist Eu an Ca-reichen und frühmagmatischen Mineralien wie Plagioklas-Feldspat39 angereichert. Wir erstellten Kreuzdiagramme des Eu/Eu*-, Al- und Y/Ho-Verhältnisses, um den Detritalfluss vom hydrothermischen Ursprung der positiven Eu-Anomalie in den untersuchten Proben zu unterscheiden (ergänzende Abbildung 4). In unseren Proben besteht keine nennenswerte Korrelation zwischen Al und Eu/Eu* (ergänzende Abbildung 4a). Alle Proben liegen überwiegend in der Zone starken hydrothermischen Einflusses mit Y/Ho > 25 und Eu/Eu* > 1 (ergänzende Abbildung 4b). Zusammengenommen deuten diese Beobachtungen darauf hin, dass die Eu/Eu*-Anomalie nicht durch Detritaleinträge überprägt ist und wahrscheinlich aus hydrothermalen Flüssigkeiten stammt. Darüber hinaus steht die Anreicherung von leichten Seltenerdelementen (LREE) gegenüber (HREE) in mehreren Proben (ergänzende Abbildung 5) im Einklang mit dem Einfluss hydrothermaler Hochtemperaturflüssigkeiten, die durch LREE-Anreicherung und positive Eu-Anomalien gekennzeichnet sind. Zum Vergleich verwendeten wir eine Cherty-Probe aus dem archäischen Josefsdal Chert (3,5–3,33 Ga)41 als Referenz für Mikrobialitäten, die in einer begrenzten flachen Meeresumgebung abgelagert wurden und stark von hydrothermaler Aktivität beeinflusst wurden41,42. Der Durchschnitt der Karbonat-REE + Y-Muster zeigt Josefsdal Chert-ähnliche REE + Y-Trends (ergänzende Abbildung 6), was die Ansicht stützt, dass hydrothermale Flüssigkeiten ein Faktor waren. Obwohl die epiklastischen Sedimente das gleiche REE + Y-Muster aufweisen, sind ihre Eu/Eu*- und Ce/Ce*-Zusammensetzungen abgeschwächt, was darauf hindeutet, dass hydrothermale Flüssigkeiten einen geringeren Einfluss auf sie haben.

Der Salzgehalt ist ein wesentliches chemisches Merkmal von Wassermassen, das das homöostatische Gleichgewicht in aquatischen biologischen Systemen entscheidend reguliert25. Es dient als entscheidender Modulator des mikrobiellen Biomassevolumens und der Artenvielfalt in alkalischen Seen, von denen bekannt ist, dass sie im Allgemeinen hohe und variable Salzgehalte aufweisen43. Obwohl es schwierig ist, den Salzgehalt im Vergleich zu verschiedenen Paläoumweltparametern im Sedimentgestein zu bewerten, wurden einige Elemente wie Y, Ho, B, Ga, Sr und Ba erfolgreich als geochemische Proxies bei der Rekonstruktion des Salzgehaltzustands der Paläoumwelt eingesetzt20,21 ,22,44,45. In dieser Studie wurden Daten aus der triassischen Zhangjiatan-Formation46, die als in einem Süßwassersee-Ökosystem abgelagert interpretiert wurden20,46, als Paläosalinitätsreferenz verwendet.

Y/Ho-Verhältnisse in chemischen Sedimenten wie Karbonaten sind bei der Ablagerung in Salzwasser aufgrund der bevorzugten Stabilisierung von Y durch anionische Salze erhöht, was zu einer positiven Korrelation zwischen Y/Ho-Verhältnissen und Salzgehalt führt45. Unsere Carbonate weisen eine durchschnittliche Y-Konzentration von 5,82 ppm mit einer Tendenz zwischen 3,79 und 11,1 ppm auf, und ein durchschnittlicher Ho-Gehalt von 0,21 ppm liegt im Bereich von 0,127–0,439 ppm. Dies ergab ein durchschnittliches Y/Ho-Verhältnis von 28,19 ppm mit einer Streuung von 0,07–25,24 ppm (Ergänzungstabelle 3). Die epiklastischen Proben enthalten einen durchschnittlichen Y-Gehalt von 13,3 ppm, der zwischen 3,79 und 19,5 ppm verteilt ist, wobei er 0,5 ppm für Ho beträgt und 0,154–0,705 ppm umfasst. Dies ergab ein Y/Ho-Verhältnis von 26,14 ppm mit einer Streuung von 24,57–27,61 (Ergänzungstabelle 3). Der Unterschied im durchschnittlichen Y/Ho-Verhältnis von bis zu 2,05 ppm zwischen den Karbonaten und der epiklastischen Ablagerung steht im Einklang mit der Abnahme des Salzgehalts zum oberen Ende des Abschnitts. Es wird daher angenommen, dass bei der Ablagerung der Karbonate im Allgemeinen Salzwasserbedingungen vorherrschten, vergleichbar mit den Meerwasserbedingungen. Die Übereinstimmung der Daten mit dem typischen hohen Salzgehalt moderner alkalischer Seen17,45 deutet auf einen zeitlichen Übergang vom Salzgehalt zu einem Süßwasserökosystem von den darunter liegenden Karbonaten bis hin zur stratigraphisch jüngeren epiklastischen Ablagerung hin (Abb. 6). Für die Zhangjiatan-Formation liegen keine Y- oder Ho-Daten vor46.

Stratigraphisches Profil der Anreicherungsfaktoren (EF) ausgewählter Redox-Spurenelemente, des chemischen Veränderungsindex (CIA) und der Y/Ho-Verhältnisse als Salzgehalt-Proxy der Amane-Tazgart-Sukzession. (EF von Co, Cr, Ni, Th, U, V und Zn wurden relativ zum durchschnittlichen Schiefer-PAAS (Taylor und McLennan87) und As relativ zum UCC (McLennan89) berechnet. Die lithostratigraphische Säule wurde von Chraiki et al.31.

Ein weiterer vorgeschlagener Proxy für die Paläosalinität von Massenschlammsteinen sind B-gegen-Ga-Diagramme, die häufig in verschiedenen Umgebungen angewendet werden20,21,25, unter der Annahme, dass hohe Werte dieses Index aufgrund einer höheren Konzentration von B mit dem marinen Ursprung von Sedimenten verbunden sind Meerwasser als im Süßwasser, während Ga vom Salzgehalt nicht beeinflusst wird. Folglich liegen die B/Ga-Verhältnisse in Süßwasser bei < 3, in Brackwasser bei 3–6 und in marinen Fazies bei > 620. Die B-Ga-Biplots für die Karbonat- und epiklastischen Proben platzieren die Karbonate in den Salz- und Brackfeldern und die epiklastischen Proben im Süßwasserfeld (Abb. 7a), was mit den Y/Ho-Ergebnissen übereinstimmt. Vergleichsweise Proben der Trias-Zhangjiatan-Formation im Süßwasserfeld, in Übereinstimmung mit den Erkenntnissen von Li et al.46 und Wei et al.20.

Salzgehalt-Proxys für Amane-Tazgart-Proben. (a) Biplots von B gegen Ga. (b) B gegen K (%).

Diese Beobachtungen werden außerdem durch das wichtige B/K-Verhältnis gestützt, das effektiv als Salzgehalt-Proxy auf moderne Sedimente22,47 und auf tief vergrabene Fossilien aus dem Paläozoikum und Ediacara22 angewendet wurde. Das B/K-Verhältnis von 40 μg/g unterscheidet marine von nicht-marinen Salzgehalten, einschließlich Fluss- und Seeablagerungen, unterscheidet jedoch nicht zwischen Brack- und Süßwassersalzgehalten22,48,49. Unser zusammengestellter Datensatz zeigt B/K-Verhältnisse von 17,09–189,96 für Karbonate, 2,34–38,8 für epiklastische Ablagerungen und 5,54–23,66 für die lakustrine Zhangjiatan-Formation (Ergänzungstabelle 6), was insgesamt darauf hindeutet, dass die Karbonate im Vergleich in Gewässern mit höherem Salzgehalt abgelagert wurden zu den epiklastischen Lithologien und der Zhangjiatan-Formation, die sich im Brack-Süßwasser-Bereich abzeichnen (Abb. 7b), die mit den Schlussfolgerungen aus den Y/Ho- und B/Ga-Verhältnissen übereinstimmen.

Die Rekonstruktion der Paläosalinität auf der Grundlage von Sr/Ba-Verhältnissen wird häufig verwendet, um zwischen Süßwasser-, Brackwasser- und vollständigen Meeresfazies zu unterscheiden20,21,46. Ein hoher Karbonatgehalt im Sediment kann sich jedoch auf die Zuverlässigkeit dieses Proxys auswirken20, da Karbonat das Massenverhältnis Sr/Ba im Vergleich zur Tonmineralfraktion erhöhen kann. Die Amane-Tazgart-Proben enthalten bis zu 48 % Karbonate, was das Sr/Ba-Verhältnis in diesem Fall als Proxy für die Paläosalinität ungeeignet macht.

Es wird angenommen, dass die chemische Verwitterung auf den Kontinenten hauptsächlich durch Schwankungen der atmosphärischen Temperatur und Luftfeuchtigkeit eingeschränkt wird. Daher wurde der chemische Veränderungsindex (CIA) von Nesbitt und Young32 als Proxy für den Grad der chemischen Verwitterung von Böden und Sedimenten vorgeschlagen, mit wichtigen Schlussfolgerungen für die Rekonstruktion des Paläoklimas50,51. In trockenen und polaren Klimazonen ist die Intensität der chemischen Verwitterung aufgrund kalter Temperaturen und begrenzter Niederschläge üblicherweise schwach52. Physikalische Verwitterung oder mechanische Erosion, zum Beispiel durch Salzkeilung, die Bildung und das Auftauen von Eis und das Zermahlen von Gestein durch sich bewegende Eisschichten, überwiegen in diesen Umgebungen gegenüber chemischer Verwitterung, was zur Bildung von Trümmern mit der gleichen chemischen Zusammensetzung führt wie der Elternteil rockt50. Andererseits werden chemische Reaktionen zwischen Gesteinen und einem Lösungsmittel, die zur selektiven Entfernung mobiler Kationen während der chemischen Verwitterung führen, durch wärmere und feuchtere Umgebungsbedingungen erleichtert. Chemische Sedimente neigen daher dazu, chemische Zusammensetzungen anzunehmen, die sich von denen der Ausgangsgesteine ​​unterscheiden, aus denen sie stammen, und die durch höhere CIA-Werte gekennzeichnet sind.

Der K2O-Gehalt von Gesteinen kann durch K-Metasomatismus beeinflusst werden, einen Prozess nach der Ablagerung, bei dem K+ aus Grabflüssigkeiten durch sekundäre Mineralphasen in stark veränderten Gesteinen absorbiert wird31,53. Das Ausmaß der K-Anreicherung kann aus dem A-CN-K-Diagramm anhand von Abweichungen vom theoretischen Änderungstrend ermittelt werden, der parallel zur A-CN-Achse verlaufen muss31,50. Jede Abweichung zur AK-Achse stellt eine K-Addition durch K-Metasomatismus dar31,50,51.

Chemische Verwitterung beeinflusst die Mineralogie und die Hauptelementgeochemie siliziklastischer Sedimente erheblich32,54,55. Quantitative Parameter, einschließlich des CIA32, sind daher theoretisch nützlich, um den Grad der chemischen Verwitterung zu bewerten. Hohe CIA-Werte im Allgemeinen > 60 spiegeln die Eliminierung labiler Kationen (z. B. Ca2+, Na+, K+) im Vergleich zu stabilen Restbestandteilen von Al3+ und Ti4+ während der Bewitterung wider31,32,50. Umgekehrt niedrige CIA-Werte, die im Allgemeinen < 60 sind, spiegeln das praktisch Fehlen chemischer Verwitterung wider und können daher auf kühle und/oder trockene Bedingungen hinweisen.

Die CIA-Aufzeichnungen der Amane-Tazgart-Sukzession zeigen systematische Veränderungen, die eng mit Klimaschwankungen zusammenhängen (Abb. 6), möglicherweise im Zusammenhang mit dem Ende der vorangegangenen Gaskiers-Vereisungen vor 580–581 Millionen Jahren56. Während der K-korrigierte Wert (CIAcorr) für die Karbonatablagerungen anhaltend niedrige Werte mit einem Mittelwert von 47,17 aufweist, was auf eine schwache chemische Verwitterung schließen lässt, die typisch für ein trockenes und kaltes Klima ist, zeigen die epiklastischen Ablagerungen einen zunehmenden CIAcorr-Trend, wobei Werte bis zu 66,42 nahelegen wärmere und möglicherweise feuchtere klimatische Bedingungen (Abb. 5b, 6, Ergänzungstabelle 7). Die vorhergesagten trockenen und feuchteren Klimabedingungen, unter denen die Karbonate und epiklastischen Lithologien abgelagert werden, korrelieren gut mit der Seeumgebung mit hohem Salzgehalt, die für die Bildung der Karbonat-Mikrobialitäten erforderlich ist, bzw. den epiklastischen Mikrobialitäts-Ablagerungsbedingungen von Brack- bis Süßwasser (Abb. 6). . Die vorangegangenen kalten/trockenen Klimabedingungen stehen im Einklang mit der Notwendigkeit einer intensiven Verdunstung, um den Salzgehalt des Wassers während der Ablagerung karbonatreicher Mikrobialitäten zu erhöhen57. Diese Ergebnisse ähneln den tatsächlichen Bedingungen moderner extrem alkalischer Seesysteme, bei denen das Wachstum und die Ablagerung von Karbonat-Mikrobialitäten hauptsächlich in der Trockenzeit stattfinden, was mit höheren Wasserverdunstungsraten verbunden ist57.

Die REE-Zusammensetzung von Karbonaten, insbesondere von Mikroben- und Riffkarbonaten, bietet Einblicke in paläoökologische Merkmale58,59. Beispielsweise verdeutlichen die Ce/Ce*-Werte von Carbonaten die Redox-Ablagerungsbedingungen. Dennoch könnten Ce-Anomalien ursprünglicher aquatischer Karbonate durch Diagenese39,58 und Detritus58 beeinflusst werden.

Shields und Stille39 geben an, dass der diagenetische Austausch nach der Ablagerung die REE-Muster dahingehend beeinflussen würde, dass sie immer stärker an Ce angereichert und an Eu abgereichert werden, mit verringerten DyN/SmN-Verhältnissen. Ein solcher diagenetischer Austausch würde die mit REE-Verteilungsmustern verbundenen Primärmerkmale verwischen oder verringern und könnte an negativen Korrelationen zwischen Ce/Ce* gegenüber Eu/Eu* und DyN/SmN erkennbar sein39. Alle Proben in dieser Studie weisen kleine positive Eu-Anomalien auf, die zwischen 1,04 und 1,41 variieren und eine positive Korrelation mit Ce-Anomalien zeigen, die mithilfe der Gleichung von Lawrence et al.19 berechnet wurden. Die negativen Korrelationen zwischen Ce/Ce* gegenüber Eu/Eu* und DyN/SmN, die auf diagenetische Veränderungen zurückzuführen sind, treten in unseren Proben nicht auf (ergänzende Abbildung 7), was darauf hindeutet, dass die berechneten Ce-Anomalien während der Diagenese nicht signifikant verändert wurden.

Detritalkontamination ist eine der wahrscheinlichsten Ursachen für Abweichungen in den Karbonat-REE-Verteilungsmustern von vererbten Primärmerkmalen, da die relative Anreicherung von aus Silikat gewonnenen REE im Vergleich zum chemisch gewonnenen Karbonat-REE-Gehalt erfolgt. Solche Effekte könnten durch die Verwendung von Konzentrationen und Korrelationen zwischen chemischen Elementen wie dem Al-Gehalt des Hauptgesteins und Ce/Ce*-Profilen auslaugbarer Carbonate ermittelt werden58,59. Das Ce/Ce*-gegen-Al-Biplot zeigt eine mäßig positive Korrelation für die Carbonatproben (R2 = 0,6) und keine Korrelation für die epiklastischen Proben (Abb. 8A). Dies bedeutet, dass die Ce/Ce*-Massendaten effektiv genutzt werden können, um auf die Redoxablagerungsbedingungen der epiklastischen Proben zu schließen, für die Carbonate jedoch weniger. Ce/Ce* wurde nach Bau & Dulski14 berechnet und dargestellt (Abb. 8B). Wie zu sehen ist, häufen sich die epiklastischen Proben eng in den negativen Ce- und positiven La-Anomaliefeldern, wobei drei Proben eine Ablagerung in oxischem Wasser zeigen.

(A) Biplots von Ce/Ce* eq2 und Al, die eine mäßig positive Korrelation für Carbonate und keine Korrelation für epiklastische Proben zeigen. (B) Amane Tazgart-Karbonate und epiklastische Sedimente in einem Diagramm von Ce/Ce* vs. Pr/Pr* (Bau und Dulski15).

Spurenelementkonzentrationen für U, Th, Cu, Zn, Ni, Co, V und Cr sowie häufige Elementverhältnisse Ni/Co, V/V + Ni, V/Cr, Cu/Zn und U/Th Sagen Sie den Redox-Ablagerungszustand des Sediments voraus27,28. Pearsons Korrelationsanalyse für die Carbonate zeigt eine starke positive Korrelation zwischen V, Ni und Al, eine mäßig positive Korrelation mit Co, Cr und U und keine Korrelation mit Zn und Cu (Ergänzungstabelle 8). Diese Beobachtungen deuten darauf hin, dass diese Elemente mit Ausnahme von Zn und Cu nicht authentisch sind oder aus der gelösten Wassersäule stammen, sondern auf den Eintrag von Detriten zurückzuführen sind. Für die epiklastischen Proben zeigt die Korrelationsanalyse von Pearson eine positive Korrelation zwischen Th, V, Co und Al und keine Korrelation mit den übrigen redoxempfindlichen Elementen (Ergänzungstabelle 9), was auf den authigenen Ursprung oder den Ursprung in der Wassersäule hinweist von Cr, Cu, Ni, U und Zn in den epiklastischen Proben. Darüber hinaus zeichnen sich die Proben von Amane Tazgart, wie bereits erwähnt, durch hohe EF-Werte für Cu, Zn und U aus (Ergänzungstabelle 5), was bedeutet, dass das Cu/Zn-Verhältnis als Redox-Proxy sowohl für das epiklastische als auch für das epiklastische Material verwendet werden kann Karbonatablagerungen. Das Cu/Zn-Verhältnis wird als gültiger Indikator für antike Redoxbedingungen vorgeschlagen26,60,61,62. In reduzierenden Umgebungen ist die Ausfällung von Cu gegenüber Zn bevorzugt, während sie in oxidierenden Umgebungen etwa die gleiche Löslichkeit aufweisen. Laut Hallberg61 deuten hohe Cu/Zn-Verhältnisse also auf reduzierende Ablagerungsbedingungen hin, während niedrige Verhältnisse auf stark oxidierende Bedingungen schließen lassen. Mit Ausnahme von AT3-C, AT19 und AT35 weisen die meisten Carbonatproben niedrige Cu/Zn-Verhältnisse auf, die zwischen 0 und 0,82 liegen (Abb. 6). Dies deutet auf wahrscheinlich anoxische Umgebungen für AT3-C, AT19 und AT35 und stark oxidierende Bedingungen für den Rest der Carbonatproben hin. Das niedrige Cu/Zn-Verhältnis in der Gesamtheit der epiklastischen Proben, das zwischen 0,05 und 0,64 liegt, deutet auf stark oxidierende Ablagerungsumgebungen hin und stimmt vollständig mit den Ce-Anomaliedaten überein. In unter anoxischen Bedingungen gebildeten Fazies weisen Spurenelemente häufig eine erhebliche Anreicherung auf63. In der aktuellen Studie wurden Mo EF, Cu EF, Zn EF, Cd EF und As EF als Redox-Proxys verwendet. Da EF und Cd EF die gleichen Muster zeigen, zeigen sie eine hohe Anreicherung von Spurenelementen bei Karbonatproben und eine mäßige Anreicherung in den epiklastischen Proben (Abb. 6). Proben mit hohen Cu/Zn-Verhältnissen sind im Vergleich zu den anderen auch stark an den genannten Spurenelementen angereichert, was mit ihrer anoxischen Ablagerungsumgebung übereinstimmt. Die Untergrund- oder Porenwasserbedingungen wurden anhand der frühen diagenetischen Phasen der Proben AT5-V und AT12-S als Referenzen beurteilt (Abb. 9). Diese Zemente sind stark an redoxempfindlichen Spurenelementen angereichert (Ergänzungstabelle 5) und weisen hohe Cu/Zn-Verhältnisse von 1,6 bzw. 2,51 auf, was auf eine anoxische Porenwassergrenzfläche zurückzuführen sein könnte61,64. Es scheint also, dass sich die Karbonatlithologien unter suboxischen bis oxischen Bedingungen und die epiklastischen Fazies in vollständig sauerstoffhaltigem Wasser gebildet haben.

Detaillierte lithostratigraphische Säule, verbunden mit Dünnschnittbildern der verschiedenen analysierten Proben der Amane-Tazgart-Sukzession (die lithostratigraphische Säule wurde von chraiki et al.31 modifiziert). Gelbe Pfeile markieren die analysierten Teile der Proben (1 entspricht Primärgewebe, 2 entspricht frühen diagenetischen Phasen).

Es wird angenommen, dass As ein Hauptbestandteil der frühesten Ozeane der Erde war und eine entscheidende Rolle in der biologischen Evolution spielte3,65,66,67. In reduzierten Umgebungen herrscht hochmobiles As(III) vor, Bedingungen, von denen angenommen wird, dass sie in der anoxischen Biosphäre des Archäikums vorherrschten67, einer Zeit, in der sich die As(III)-Entgiftung vermutlich erstmals entwickelt hat68. Die oxidierte As-Spezies As(V) erlangte erstmals weltweite Bedeutung während des Paläoproterozoischen Großen Oxidationsereignisses (GOE) vor etwa 2,45 Milliarden Jahren67. Daher haben die Verteilung und Prävalenz von As(III) und As(V) in den verschiedenen Lithologien wichtige Auswirkungen auf die Ablagerungsumgebung, Redox und mikrobielle Aktivität.

In diesem Zusammenhang zeigen petrographische Studien, dass die Mikrobialitäten unberührte Karbonatphasen und primäre mikrobielle Gewebe bewahren69. Allerdings sind sie leicht von der frühen Diagenese betroffen, einschließlich der Auflösung und Füllung von Hohlräumen mit botryoidalem und blockigem/drusigem Mosaikcalcit und später Verkieselung30. Die Konzentration von As in den untersuchten Mikrobialitäten weist ein diffuses Muster auf, das hauptsächlich in den Mesoklots beobachtet wird, die mit den thrombolitischen und zusammengesetzten Mikrobialitäten verbunden sind, und sich in feinkörnigem, geronnenem Mikrit konzentrieren (Abb. 2b). Kondensierte As-Muster hingegen sind hauptsächlich mit eisenreichen stromatolitischen Mikrobenmatten in den Karbonaten und epiklastischen Ablagerungen verbunden (Abb. 2c – f). Spärlicher oder botryoidaler Calcit in denselben kartierten Proben konzentriert As nicht, was durch den Effekt der frühen Diagenese erklärt werden könnte, der im Gegensatz zu den gut erhaltenen primären mikrobiellen Merkmalen wahrscheinlich die Verteilung von As in diesen diagenetischen Produkten beeinflusst hat.

In Übereinstimmung mit früheren Beobachtungen oben ist die As-Artbildung in diesen verschiedenen Mattentypen durch das gleichzeitige Vorkommen von As(III) und As(V) in den Calcitmustern (Abb. 3) und hauptsächlich durch die kondensierten eisenreichen As-Phasen gekennzeichnet in der Oxidationsstufe As(V) (Abb. 4). In ähnlicher Weise sind Mikrobialitäten moderner extremer Vulkankraterseen durch eine As(III)-Anreicherung im Vergleich zu As(V) in diffusen Calcitmustern gekennzeichnet, wobei As(V) in kugelförmigen As-reichen Phasen innerhalb organischer Materie vorherrscht70. Wie die in der vorliegenden Studie identifizierten Bedingungen sind diese Kraterseen durch einen erhöhten Salzgehalt, einen erhöhten pH-Wert und erhöhte As-Konzentrationen gekennzeichnet71. Es wurde gezeigt, dass die erhöhte Mobilität von As(III) im Vergleich zu As(V) unter alkalischen Bedingungen für diese Variation in der Verteilung von As-Verbindungen verantwortlich ist72.

Laborstudien zufolge ist der abiotische Einbau von As in Calcitstrukturen meist mit As(V)73 verbunden, während biogene Reaktionen As(III) und As(V)74 einbauen. Laut Bardelli et al.75 könnten Bakterien ein wesentlicher Faktor bei der Förderung der As(III)-Aufnahme im Calcitgitter gewesen sein. Das Vorhandensein von As(III) und As(V), verbunden mit den diffusen As-Mustern in den kristallisierten biogenen Calcitpartikeln, weist stark darauf hin, dass der Einbau von As in die versteinerten Carbonate mikrobiell vermittelt wurde (Abb. 2b, 3). Typischerweise gelangt As(III) über Aquaporin-Membrantransporter in die Zellen68,76,77 oder kann im Zytoplasma erzeugt werden, wenn As(V) über Phosphatmembrantransporter durch die Zellmembran transportiert und dann durch As( V) Reduktasen zur Entgiftung67,78. Intrazelluläres As kann weiter in verschiedene methylierte Arsenverbindungen umgewandelt und mit Biomasse assoziiert werden, um die Toxizität weiter abzuschwächen oder als biologische Waffen zu dienen68,77. Tatsächlich sind aufgrund seiner hohen Toxizität fast alle bekannten modernen Prokaryoten an der As-Entgiftung in irgendeiner Form oder Art beteiligt3,71. Dazu gehören spezialisierte Abstammungslinien, die an der chemoautotrophen und photoautrophen As(III)-Oxidation sowie der respiratorischen As(V)-Reduktion zu As(III)-Spezies beteiligt sind71.

In Anbetracht dieser Sichtweise kann die erhebliche Anreicherung von As mit einem EF von bis zu 919 im Vergleich zu UCC im Ökosystem des Vulkansees Ediacaran Amane Tazgart vorhersehbar mit deren hydrothermaler Ablagerungsumgebung, Redox und biologischer Aktivität in Verbindung gebracht werden. Solche extremen As-Anreicherungen kennzeichnen beispielsweise häufig moderne flache Unterwasser-Hydrothermalsysteme, in denen hydrothermale Flüssigkeiten > 3000-mal mehr As enthalten als Meerwasser79 und alkalische Vulkanseen80. Infolgedessen ist die As-Entgiftung für den Erfolg mikrobieller Gemeinschaften in diesen modernen As-reichen Umgebungen unerlässlich3,71,78,81. Aufgrund des alten Ursprungs der biologischen As-Entgiftung76 und der Fülle ähnlicher As-Redoxspezies in modernen Gewässern wie damals wird angenommen, dass vergleichbare As-Entgiftungsmechanismen für die Amane-Tazgart-Mikrobialitäten erforderlich gewesen wären.

Da As(V) darüber hinaus ein starkes Analogon des Makronährstoffs Phosphat ist, hätte seine reichliche Anreicherung in der Wassersäule eine ernsthafte Herausforderung für vorhandenes Leben dargestellt, indem es beispielsweise mit Phosphat um die Aufnahme in Zellen über Phosphatmembrantransporter konkurriert78. Diese Wechselwirkung wurde als Hauptursache für die Phosphatlimitierung in modernen As(V)-reichen alkalischen Vulkanseen78 und in Meerwasserumgebungen82 identifiziert. Entscheidend ist, dass Phosphor für alles Leben von entscheidender Bedeutung ist, da er das Rückgrat von Nukleinsäuren und Zellmembranen bildet und als wichtigstes Energietransportmolekül der Zelle dient83. In oxischen Grundwasserumgebungen präzipitieren Fe(III)-Oxyhydroxide Phosphat aus der Wassersäule und dem Sedimentporenwasser an der oxischen/anoxischen Grenzfläche84. Unterhalb dieser Zone werden in den anoxischen Sedimenten die Fe(III)-Oxyhydroxide durch reduktive Prozesse gelöst und gelöstes P in die darüber liegende Wassersäule bzw. das Sedimentporenwasser zurückgeführt.

Unsere Studie zeigt, dass P in den Karbonatproben nicht vorhanden ist oder nicht nachweisbar ist. Wenn es vorhanden wäre, hätte es sich in Form reichlicher Apatitkarbonatmineralien akkumulieren müssen, es wurde jedoch stattdessen mit Fe angereichert, das in den meisten epiklastischen Proben hauptsächlich als Hämatit30,69 vorlag (Ergänzung). Tabelle 1). Eine gut belegte positive lineare Korrelation zwischen Fe2O3 und P2O5 in der epiklastischen Ablagerung (ergänzende Abbildung 8) legt nahe, dass die P- und As-Sequestrierung mit der Fe(III)-Oxid-Hydroxid-Ausfällungsdynamik84 als Funktion der Sauerstoffverfügbarkeit in der epiklastischen Ablagerung zusammenhängt Stromatolithen. Die variableren Redoxbedingungen in den Carbonaten deuten auf ein erhöhtes reduktives Recycling von Fe(III)-Oxid-Oxyhydroxid-gebundenem P und As hin, das wahrscheinlich häufiger vorkam als in den stark sauerstoffhaltigen epiklastischen Mikrobenmatten. Folglich hätte sich die aus der Phosphatknappheit resultierende Belastung während der Ablagerung der epiklastischen und karbonatischen Mikrobialitäten erheblich verändert. Insbesondere wären hochaffine Phosphatmembrantransporter erforderlich gewesen, um kleine Mengen an verfügbarem P abzufangen, wenn das Verhältnis von gelöstem As(V) zu Phosphat dramatisch anstieg, ähnlich wie bei Beobachtungen in vergleichbaren modernen As-reichen Sodaseen78 und hydrothermalen Ökosystemen3.

Unsere hochauflösende biogeochemische Rekonstruktion zeigt die Ökosystemsukzession durch extremophile Ediacaran-Mikrobengemeinschaften, angetrieben durch Klimawandel, hydrothermale Aktivität und Geochemie. Die zugrunde liegenden thrombolitischen Mikrobialitäten stellen Extremophile dar, die zu einer Zeit, als das Klima kalt/trocken war, in sauerstoffarmen, As-reichen hydrothermalen Hochtemperatursalzlösungen bis hin zu Brackwasser lebten. Die darüber liegenden epiklastischen Stromatolithen entwickelten sich in einem Süßwasserkörper in einem wärmeren/feuchteren Klima. Sie gediehen in einer sauerstoffreichen Umgebung mit geringerem hydrothermalen Einfluss. Diese Studie bietet einen seltenen Einblick in die Art und Weise, wie veränderte Umweltchemie Anpassungen und Verschiebungen in extremen mikrobiellen Gemeinschaften gegen Ende und möglicherweise während eines Großteils des Präkambriums strukturierte.

Die Amane-Tazgart-Sukzession tritt etwa 25 km südlich der Stadt Ouarzazate und im südlichen Teil des Ediacaran-Saghro-Massivs des Antiatlasgürtels auf (ergänzende Abbildung 9). Es ist eine linsenförmige Einheit, weniger als 1 km breit und bis zu ~ 15 m dick. Weitere Einzelheiten zum geologischen Hintergrund dieses Ortes finden Sie in der Zusatzdatei (Supplementary Note 3). Um die Vielfalt der mikrobiellen Ablagerungen von Amane Tazgart und die biogeochemischen Bedingungen, unter denen sie gediehen, zu verstehen, wurden mehrere Primärgewebe aus jeder Fazies ausgewählt und aus den Karbonaten (AT2 bis AT19, Abb. 9) und epiklastischen Mikrobialitäten (AT37 bis AT 28, Abb. 9). Die frühe diagenetische Phase wurde auch aus zwei Proben von Karbonat-Mikrobialitäten (AT5 und AT2, Abb. 9) ausgewählt, um den physikalischen und chemischen Einfluss von Porenwasser während der Vergrabungsdiagenese zu entschlüsseln und auch mit Daten aus unberührtem Karbonat zu vergleichen. An epiklastischen Stromatolithen und nichtmikrobiellen Proben wurde eine Geochemie des gesamten Gesteins durchgeführt, da diese weniger von der Diagenese betroffen sind.

Geochemische Analysen wurden an 13 Mikrobialitäten und 10 Wirtssedimenten durchgeführt und beim „Service d'Analyse des Roches et Minéraux“ (SARM) des „Centre de Recherches Pétrographiques et Géochimiques“ (CRPG), Nancy, Frankreich, analysiert. Basierend auf einer detaillierten petrographischen Studie wurden 23 mineralogische Phasen vorsichtig aus 21 polierten Platten entnommen, wobei ein Mikrobohrer mit einem Durchmesser von 0,1 bis 1 mm unter einem Stereomikroskop verwendet wurde, um eine Kontamination zu vermeiden. Jede Probe wurde in einem Achatmörser pulverisiert und etwa 0,5 g mit Lithiummetaborat (LiBO2) verschmolzen und in verdünnter Salpetersäure (HNO3) gelöst. Die Daten zu Hauptelementen, Spurenelementen und Seltenerdelementen wurden mithilfe der Atomemissionsspektrometrie mit induktiv gekoppeltem Plasma (ICP-AES) bzw. der Massenspektrometrie mit induktiv gekoppeltem Plasma (ICP-MS) gemäß den in Carignan et al.85 beschriebenen Techniken ermittelt. Auf die erfassten Daten wurden verschiedene statistische Methoden angewendet, darunter der Pearson-Korrelationskoeffizient und die Hauptkomponentenanalyse (PCA), unter Verwendung der XLSTAT-Software. Informationen zur Normalisierung der REY-Daten und zur Methode zur Berechnung von Ce-Anomalien, Pr-Anomalien, Eu-Anomalien, dem Anreicherungsfaktor, dem chemischen Änderungsindex und der statistischen Analyse finden Sie in der Zusatzdatei (Ergänzende Methoden).

Elementverteilungskarten wurden durch Synchrotronstrahlungs-Röntgenfluoreszenz (SR-XRF) an der Nanoscopium-Nanosondenstrahllinie für harte Röntgenstrahlen, Synchrotron Soleil, Paris, Frankreich86, erhalten. Für die Messungen wurden polierte Probenabschnitte mit einer Dicke von 0,8–1,2 mm verwendet. Der monochromatische einfallende Röntgenstrahl wurde mithilfe von Nanofokussierungsspiegeln von Kirckpatrick-Baez (KB) auf die Probenposition fokussiert. Für die RFA-Bildgebung wurde die einfallende Strahlenergie durch den Si(111)-Doppelkristallmonochromator auf 12,8 keV eingestellt, oberhalb der As-K-Kante, aber unterhalb der Pb-L3-Kante, um eindeutige As-Verteilungskarten zu erhalten. Die Korrektur der rekonstruierten Elementverteilungskarten hinsichtlich RFA-Spektralüberlappung, Totzeitkorrektur usw. wurde mit Matlab-Codes durchgeführt, die von der Nanoscopium-Beamline entwickelt wurden.

Nano-XANES-Messungen wurden an der Nanoscopium-Beamline des Synchrotron Soleil durchgeführt. Zwei dünne Si-Dioden wurden verwendet, um die I0-Intensität vor dem KB bzw. die Intensität des durchgelassenen ITr-Strahls hinter der Probe zu messen. Zusätzlich wurden hinter dem Itr-Monitor eine dünne Au-Folie und eine eigene Si-Diode eingefügt. Um die As-K- und Au-L3-Absorptionskanten abzudecken, wurde die Energie des einfallenden Röntgenstrahls im Energiebereich von 11,825–11,935 keV mit 0,5-eV-Energieschritten abgetastet. Dies ermöglichte eine Energiekalibrierung jedes XANES-Spektrums im Vergleich zum Wendepunkt der gleichzeitig gemessenen Au-L3-Kante. Der As-XANES-Wert wurde an mehreren charakteristischen Punkten für die Proben AT2 und AT4 gemessen (Abb. 9).

Alle während dieser Studie generierten oder analysierten Daten sind in diesem veröffentlichten Artikel und den ergänzenden Informationsdateien enthalten.

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Diese Arbeit wurde im Rahmen des wissenschaftlichen Projekts unterstützt und durchgeführt, das von der Akademie der Wissenschaften und Technologie Hassan II – Marokko (Projektleiter: Prof. El Albani) finanziert wurde. Für die Unterstützung danken wir „La Région Nouvelle Aquitaine“, Universität Poitiers, Synchrotron Soleil-CNRS, Paris Saclay, und Cadi Ayyad University, Fakultät für Naturwissenschaften-Semlalia, Marrakesch. Wir danken auch Céderic Lebailly und Nadia Guignard von der Universität Poitiers für ihre technische Unterstützung.

Abteilung für Geologie, Fakultät für Naturwissenschaften-Semlalia, Cadi-Ayyad-Universität, Marrakesch, Marokko

Ibtissam Karaiki & El Hafid Bouougri

Zentrum für Geobiologie und Geochemie, College of Physical and Engineering Sciences, School of Earth and Environmental Sciences, Cardiff University, Cardiff, Großbritannien

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Nanoscopium Beamline Synchrotron Soleil, Saint-Aubin, 91192, Gif-sur-Yvette, Frankreich

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CNRS IC2MP UMR 7285, Universität Poitiers, Poitiers, Frankreich

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IC, EHB und AEA haben die Studie entworfen, IC und AS haben die Synchrotronanalyse durchgeführt und behandelt, IC, ECF, AEA, EHB, OB und MG haben die geochemischen Daten analysiert, IC hat das Manuskript unter Mitwirkung der Co-Autoren verfasst.

Korrespondenz mit Abderrazak El Albani.

Die Autoren geben an, dass keine Interessenkonflikte bestehen.

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Nachdrucke und Genehmigungen

Chraiki, I., Chi Fru, E., Somogyi, A. et al. Blüte einer mikrobiellen Gemeinschaft in einem extremen vulkanischen Seesystem in Ediacara. Sci Rep 13, 9080 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-36031-5

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Eingegangen: 5. Februar 2023

Angenommen: 27. Mai 2023

Veröffentlicht: 05. Juni 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-023-36031-5

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