Klima und Atmosphäre der jungen Erde

Wetter und Klima

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Die an einem bestimmten Ort und zu einer bestimmten Zeit auf der Erdoberfläche herrschenden Temperaturen, die Niederschläge, Wolkenbedeckung und Winde oder – ganz allgemein – den augenblicklichen Zustand der Atmosphäre bezeichnen wir als Wetter.

Wir alle wissen, wie unterschiedlich das Wetter sein kann – an einem Tag schwül-heiß, am folgenden Tag kalt und regnerisch. Weil sich die Atmosphäre äußerst komplex verhält, ist es schwierig eine Wetterprognose über 4 oder 5 Tage hinaus zu erstellen. Wir können jedoch in groben Zügen abschätzen, wie sich unser Wetter in etwas fernerer Zukunft entwickeln wird, weil das vorherrschende Wetter in erster Linie von den jahreszeitlichen und täglichen Veränderungen der Zufuhr von Sonnenenergie bestimmt wird: die Sommer sind heiß, die Winter kalt, am Tag ist es wärmer, die Nächte sind kühler. Beobachtet man diese Wetterelemente, die Temperatur, aber auch die anderen Variablen wie Niederschläge über einen längeren Zeitraum hinweg, so können daraus Regelmäßigkeiten abgeleitet werden, die wir als Klima bezeichnen (Abb. 1).

Abb. 1: Klima und Wetter

Unter dem Begriff Klima werden die charakteristischen, in einer bestimmten Region herrschenden atmosphärischen Zustände zusammengefasst. Es ist das Ergebnis einer täglichen und jahreszeitlichen statistischen Beschreibung relevanter Klimaparameter wie Lufttemperatur, Luftfeuchtigkeit, Bewölkung, Niederschlagsmenge, Windgeschwindigkeit, Sonnenscheindauer und anderer Wetterbedingungen über einen bestimmten Beobachtungszeitraum, im Allgemeinen von mindestens 30 Jahren.

Das System Klima schließt alle Bereiche des Systems Erde und alle Wechselwirkungen ein, die für eine Erklärung erforderlich sind, wie sich das Klima in Zeit und Raum verhält.

Die wichtigsten Komponenten des Systems Klima sind Atmosphäre, Hydrosphäre, Kryosphäre, Lithosphäre und Biosphäre (Abb.2). Jede dieser Komponenten spielt im System Klima eine unterschiedliche Rolle.

Abb. 2: System Klima

Während die Atmosphäre die gasförmige Hülle unserer Erdoberfläche ist, die sich in mehrere Stufen einteilen lässt (Troposphäre, Stratosphäre, Mesosphäre, Thermosphäre und Exosphäre, Abb. 3), ist die Hydrosphäre der mit Wasser bedeckte Teil der Erdoberfläche, also die Ozeane, Flüsse und Seen. Als Kryosphäre bezeichnet man die Eiskappen der Polargebiete, sowie die Gletscher und von Schnee und Eis bedeckten Gebiete der Erde. Die Lithosphäre ist die aus Gesteinen bestehende feste Schale der Erde; sie umfasst die Erdkruste und den obersten Mantel bis zu einer mittleren Tiefe von etwa 100 km. Die Biosphäre ist die gesamte organische Materie an oder in der Nähe der Erdoberfläche und schließt somit das Leben und dessen Stoffwechselprozesse mit ein.

Abb. 3: Atmosphäre

Wenn die Sonne die Erdoberfläche erwärmt, wird ein gewisser Teil der Wärme durch Wasserdampf, Kohlendioxid und andere Gase in der Atmosphäre festgehalten, so wie etwa Wärmestrahlung durch das Glas in Gewächshäusern zurückgehalten wird (Abb. 4).

Abb. 4: Treibhauseffekt

Dieser Treibhauseffekt erklärt, weshalb auf der Erde ein angenehmes Klima herrscht, das organisches Leben erst ermöglicht. Würde die Atmosphäre keine Treibhausgase enthalten, würde ein Großteil der Wärme in den Weltraum abgegeben und die Erdoberfläche wäre ein gefrorener Festkörper – zumindest auf ihrer Schattenseite. Daher spielen Treibhausgase, vor allem das Kohlendioxid, für die Regulierung des Klimas eine wichtige Rolle. Die Konzentration des Kohlendioxids in der Atmosphäre ergibt sich aus dem Gleichgewicht zwischen der aus dem Erdinneren bei Vulkaneruptionen freigesetzten und der bei der Verwitterung der Silicatgesteine sowie der Bildung der Carbonatgesteine gebundenen Menge. Auf diese Weise wird das System Klima durch Interaktionen mit der Lithosphäre geregelt.

Auch die Biosphäre ist Teil des Systems Klima. Beispielweise kann die Pflanzendecke der Kontinente die Temperatur der Atmosphäre beeinflussen, da Pflanzen für die Photosynthese die Sonnenenergie absorbieren und diese bei der Atmung als Wärme und Wasserdampf freisetzen, weil sie aus dem Boden Wasser aufnehmen und als Wasserdampf abgeben. Außerdem beeinflussen Organismen die Zusammensetzung der Atmosphäre, indem sie Treibhausgase wie Kohlendioxid (CO2) und Methan (CH4) entweder aufnehmen oder abgeben. Daher spielt die Biosphäre im Kreislauf des Kohlenstoffs eine zentrale Rolle.

Natürlich ist auch der Mensch Bestandteil der Biosphäre, wenn auch kein ganz gewöhnlicher. Unser Einfluss auf die Biosphäre nimmt rapide zu und wir sind inzwischen zu den aktivsten Verursachern von Umweltveränderungen geworden. Als organisierte Gesellschaft verhalten wir uns völlig anders als die übrigen Arten. Beispielsweise können wir Klimaveränderungen wissenschaftlich untersuchen und unsere Aktivitäten unserem Kenntnisstand entsprechend modifizieren. Dabei sind wir nicht nur in der Lage die derzeitigen Änderungen des Klimas wissenschaftlich zu untersuchen, sondern auch die der Vergangenheit. In diesem Beitrag wollen wir uns mit dem Klima der frühen Erde im Archaikum und Paläozoikum befassen.

Die frühe Atmosphäre

 

Wie sah die Atmosphäre der frühen Erde aus (Abb. 5)?

Abb. 5: Vergleich zwischen früher und heutiger Atmosphäre der Erde

Wenn wir uns andere riesige Gasplaneten wie Jupiter, Saturn, Uranus und Neptun ansehen, können wir uns eine ziemlich gute Vorstellung davon machen, wie die früheste Atmosphäre der Erde aussah. Die wichtigsten Gase in diesen riesigen Gasplaneten sind Wasserstoff und Helium (wie auch in der Sonne), die etwa 99 % der Gesamtmasse des Sonnensystems ausmachen. Die Erde war jedoch nicht groß genug, um eine Anziehungskraft zu erzeugen, die stark genug war, um diese leichten Elemente in ihrer Atmosphäre zu halten, und sie schwebten schon bald nach der Entstehung der Erde ins All.

Sobald Wasserstoff und Helium entwichen sind, wären die nächsthäufigen Gase die, die wir um die anderen kleineren Planeten herum sehen. Sowohl die Venus als auch der Mars haben viel CO2 in ihrer Atmosphäre, und es wäre auch ein wichtiger Bestandteil der frühen Erdatmosphäre gewesen. Am wichtigsten war jedoch Stickstoff (N2), der heute 78 % der Luft ausmacht, die wir atmen, und der wahrscheinlich auch in der frühen Atmosphäre so dominant war. Betrachtet man wiederum Planeten wie Jupiter und Saturn, so stellt man fest, dass andere Gase sehr wichtig sind, insbesondere Methan (CH4) und Ammoniak (NH3). Unser Planet war also anfangs reich an Wasserstoff und Helium, verlor diese leichten Gase aber schnell, weil die Schwerkraft der Erde nicht stark genug war. Zurück blieb eine Atmosphäre, die reich an Stickstoff, etwas Kohlendioxid, Wasserdampf und geringen Mengen an Methan und Ammoniak war. Was sie aber nicht hatte, war freier Sauerstoff.

Die Strahlungsleistung der Sonne war im Hadaikum und frühen Archaikum etwa 30 % niedriger als heute. Bei einer heutigen Atmosphärenzusammensetzung wäre die Erde komplett vereist gewesen. Trotzdem gibt es keine Belege für eine Vereisung. Z. B. haben wir gezeigt, dass die 4,4 Mrd. Jahre alten Zirkon-Kristalle Indizien für flüssiges Wasser auf der jungen Erde liefern, die Erde also trotz der geringeren Sonneneinstrahlung eisfrei blieb. Dieser vermeintliche Widerspruch wird als „faint young sun paradox“ bezeichnet: Durch den hohen Anteil an CO2 wurde die geringere Strahlung der jungen Sonne kompensiert, sodass von einem warmen Klima auf der Erde ausgegangen werden kann (Abb.6).

Abb. 6: Diese Grafik zeigt die Beziehung zwischen der Sonneneinstrahlung und dem Treibhauseffekt, der in diesem Fall von den Veränderungen des Kohlendioxids dominiert wird.

 

Unklar ist jedoch, wie rasch der CO2-Gehalt in der Atmosphäre verringert wurde. Ein Teil des CO2 wurde vermutlich in den Ozean ausgewaschen, der überwiegende Anteil wurde aber durch eine hohe Verwitterungsrate und, nach der Entstehung des Lebens, durch die Bioproduktion abgebaut. Dieser Vorgang dauerte wahrscheinlich sehr lange, ist aber schwer zu quantifizieren. Berechnungen haben aber gezeigt, dass die CO2-Konzentration 1.000-10.000-mal so hoch sein müsste wie heute, damit die frühe Erde nicht zum gefrorenen Eisplaneten wird. Eine solch hohe Konzentration ist jedoch zu unrealistisch. Eine weitere Alternative stellt das Treibhausgas Methan dar. Methan wäre bei der Verwitterung von Laven am Meeresboden reichlich entstanden, und ein Teil davon könnte auch durch Kometeneinschläge auf die Erde gelangt sein, die eine Menge gefrorenes Methan in sich tragen. Später, nachdem sich das Leben entwickelt hatte, waren einige der frühesten Lebensformen Methan produzierende Bakterien, die komplexe organische Stoffe abbauen und Methangas freisetzen. Methan ist ein sehr starkes Treibhausgas, das die Wärme der Erde viel effektiver einfängt als CO2, so dass ein wenig davon eine große Wirkung hat. Wäre Methan nur 1/1000 so häufig wie CO2, dann bräuchte die Erde nur das 15-fache der derzeitigen CO2-Konzentration, um das Oberflächenwasser vor dem Gefrieren zu bewahren (Abb.7).

Abb. 7: Prozentualer Anteil der Atmosphärengase in der Erdgeschichte. Man beachte den hohen Anteil an Methan während des Hadaikums und Archaikums.

In der Tat gibt es gute Entsprechungen für methanreiche Planetenkörper. Nicht nur Jupiter und Saturn sind reich an Methan, sondern auch der Saturnmond Titan hat eine methanreiche Atmosphäre, dass er sogar orange erscheint (Abb. 8).

Abb. 8: Saturnmond Titan

 

Der Kohlenstoffkreislauf

 

Mit dem Einsetzen von Verwitterung und Plattentektonik begann auch der Kohlenstoffkreislauf. Der Kohlenstoffkreislauf besteht aus dem Silikat-Karbonat-Kreislauf und dem organischen Kohlenstoffkreislauf (Abb. 9). Der Silikat-Karbonat-Kreislauf kann vereinfacht mit drei Teilreaktionen dargestellt werden: der Silikatverwitterung am Festland, der Karbonatbildung im Ozean und der Subduktion und Entgasung von CO2 durch Vulkanismus. Voraussetzung für den Silikat-Karbonat-Kreislauf ist die Plattentektonik.

Abb. 9: Kohlenstoffkreislauf

Der hohe CO2-Gehalt der Atmosphäre verursachte einen „sauren Regen“ und damit eine hohe Verwitterungsrate an der Erdoberfläche, bei der Kalziumsilikat (CaSiO3) mit CO2 reagiert. Dabei entstehen Kalzium- (Ca2+), Hydrogenkarbonationen (HCO3 ) und Kieselsäure (SiO2 ). Ca2+ und HCO3 werden über die Flüsse in die Ozeane transportiert und reagieren dort zu Kalk (CaCO3 ), CO2 und H2O. Bei der Subduktion reagiert der subduzierte Kalk mit Kieselsäure und bildet wieder Kalziumsilikat und CO2, das teilweise über den Vulkanismus wieder in die Atmosphäre eingebracht wird. In der Bilanz sind diese Reaktionen ausgeglichen. Allerdings verlaufen die Teilreaktionen in verschiedenen erdgeschichtlichen Abschnitten unterschiedlich schnell ab, was zu starken Schwankungen im CO2-Gehalt der Atmosphäre führt und damit entweder ein Treibhaus- oder ein Eiszeitklima fördert. Langfristig ist der Transport in den Erdmantel größer als die Ausgasung über den Vulkanismus, was zu einer langfristigen Abnahme des atmosphärischen CO2 -Anteils geführt hat.

Im Hadaikum, Archaikum und Proterozoikum dominiert wegen der intensiven Krustenbildung und dem Wachstum der Kontinente die Verwitterung als CO2-Verbrauchsreaktion. In dieser Zeit wird viel CO2 aus der Atmosphäre gebunden. Es ist folglich plausibel, davon auszugehen, dass der CO2-Gehalt der Atmosphäre, und damit auch der Treibhauseffekt, im Archaikum deutlich abgenommen haben. Der Verlust des CO2 wurde durch Methan kompensiert, wodurch es nicht zu einer Abkühlung und Eiszeit kam.

Der organische Kohlenstoffkreislauf setzt erst mit der Entstehung des Lebens ein und spielte anfänglich nur eine untergeordnete Rolle. Bei den meisten Formen von Primärproduktion wird CO2 in organischen Kohlenstoff umgewandelt. Durch heterotrophe Stoffwechselwege wandeln Verbraucher den organischen Kohlenstoff wieder zu CO2 um. Reaktion und Rückreaktion sind fast ausgeglichen, allerdings entgeht ein kleiner Teil des organischen Kohlenstoffs der Rückreaktion und wird in die Gesteinssphäre eingelagert. Ein Teil dieses organischen Kohlenstoffs bildet langfristig Kohle-, Öl- und Gaslagerstätten. Auch auf diese Weise wurde CO2 langfristig der Atmosphäre entzogen.

Entscheidend für den Kohlenstoffkreislauf ist, in welchem Reservoir sich der Kohlenstoff in welcher Menge befindet und mit welcher Umsatzrate (Transferrate) er durch die Reaktionen in ein anderes Reservoir überführt wird. Der organische Kohlenstoffkreislauf hat sehr kleine Reservoirs, aber hohe Transferraten, während der Silikat-Karbonat-Kreislauf sehr große Reservoirs, aber vergleichsweise geringe Umsatzraten hat.

 

Der Sauerstoff-Holocaust

 

Die frühe Erde hatte eine ungewöhnliche Atmosphäre, die hauptsächlich aus Stickstoff und CO2 bestand, mit reichlich Methan und Ammoniak, aber keinen freien Sauerstoff (Abb. 5 & 7). Wie kommt es dann, dass heute einen Sauerstoffgehalt von 21% haben? Welche Indizien gibt es für den frühesten Sauerstoff auf der Erde?

Die besten Indizien stammen von bestimmten Orten, wie den Iron Ranges in Minnesota, der Hamersley Range in Australien und einigen anderen, wirklich ungewöhnlichen Orten. Sie sind die wichtigsten Eisenquellen der Welt, die die industrielle Revolution vorangetrieben haben. Diese Eisenvorkommen stammen aus den Banded Iron Formations (BIFs). Wie der Name schon sagt, weisen diese Gesteine rote oder schwarze Bänder aus Eisen auf (Abb. 10), die zwischen einigen Millimetern und einem Zentimeter dick sind und sich mit Bändern aus reinem Siliziumdioxid (in Form von Hornstein oder Jaspis) abwechseln.

Abb. 10: Banded Iron Formations (BIFs)

Als sie Mitte des 18. Jahrhunderts entdeckt wurden, war ihre Bedeutung ein Rätsel. Noch überraschender ist, dass das Gestein aus reinem Eisen und Hornstein besteht, mit wenig oder gar keinem Schlamm oder Sand, den man normalerweise bei der Ablagerung des Eisens in die alten Meere erwarten würde. Wie konnten sich also Sedimente, die aus gelöstem Eisen und Kieselsäure bestehen, auf dem Meeresboden absetzen, ohne mit Sand und Schlamm vermischt zu werden? Zunächst einmal muss man wissen, dass Eisen in modernen Ozeanen nicht im Meerwasser gelöst bleiben kann, da es schnell zu verschiedenen Formen von Eisenoxid (“Rost”) oxidiert wird und sich an andere Mineralien anlagert. Große Mengen Eisen können nur dann im Meerwasser transportiert und konzentriert werden, wenn der Sauerstoffgehalt so niedrig ist, dass Eisen nicht rosten kann. Dies deutet darauf hin, dass der frühe Meeresboden sauerstoffarm gewesen sein muss, als die Eisenformationen abgelagert wurden, und die meisten Geologen gehen davon aus, dass auch die Atmosphäre sehr sauerstoffarm war.

Als Nächstes muss der Meeresboden weit genug vom Land entfernt sein, damit sich fast kein Sand oder Schlamm vom Land im Tiefseebecken mit den chemischen Ablagerungen von Eisen und Kieselsäure vermischen kann. Vielleicht befanden sich die Eisenbecken in der Mitte der alten Meere, während die Sande und Schlämme in Becken am Rande der alten Kontinente eingeschlossen wurden.

Die Hamersley-Ablagerungen in Australien scheinen sich jedoch auf einem flachen Meeresschelf gebildet zu haben, so dass dieses Modell nicht auf alle BIFs zutrifft. Schließlich wäre es viel einfacher, riesige Eisenkonzentrationen abzulagern, wenn es eine reichhaltige Quelle für gelöstes Eisen gäbe, das in den Ozean gelangt. Die meisten Geologen gehen davon aus, dass das Eisen größtenteils aus der Verwitterung basaltischer Laven (die eisenhaltig sind) stammt. In letzter Zeit haben Geologen, die sich mit BIFs befassen, festgestellt, dass einige der größten Ablagerungen entstanden, als die Erde gigantische Eruptionen von Flutbasalt erlebte, die als “große magmatische Provinzen” (LIPs, Abb. 11) bekannt sind. Diese gewaltigen Lavaausbrüche hätten bei der Verwitterung viel Eisen erzeugt, solange die Atmosphäre und der Ozean so sauerstoffarm waren, dass das Eisen in Lösung bleiben konnte und nicht rostete.

Abb. 11: große magmatische Provinzen (LIP)

Die meisten BIFs (Abb. 12) entstanden im Archaikum, als die Erde nicht nur eine anoxische Atmosphäre hatte, sondern auch von kleinen Protokontinenten bedeckt war, die in den Proto-Ozeanen herumschwammen.

Abb. 12: Great Oxidation event

Zwischen 2,6 und 2,4 Mrd. Jahren wurde das größte Volumen an BIFs abgelagert, insbesondere die riesigen Eisenberge in der Hamersley Range in Australien, die Iron Ranges um den Lake Superior sowie ähnliche Vorkommen in Brasilien, Russland, der Ukraine und Südafrika. In diesem Zeitfenster waren auch die gewaltigen Eruptionen in den  großen magmatischen Provinzen auf ihrem Höhepunkt.

Dann, vor 2,4-2,3 Mrd. Jahren, geschah etwas. Die BIFs begannen zu verschwinden, obwohl es immer noch große Ablagerungen von Eisen in körniger und nicht in gebänderter Form gab, die als “granulare Eisenformationen” (GIFs, Abb. 13) bekannt sind. Ab 1,9 Mrd. Jahren verschwanden die BIFs und GIFs vollständig, abgesehen von einigen wenigen Ausnahmen.

Abb. 13: granuälre Eisenformationen, GIFs

 

Die meisten Geologen betrachten diese Zeit als den Zeitpunkt, an dem der Sauerstoff in der Erdatmosphäre und möglicherweise auch im Ozean endlich signifikante Werte erreichte. Dieser Zeitpunkt wird als “Great Oxidation Event” (kurz GOE; Abb. 12) bezeichnet. Der Sauerstoffgehalt in der Erdatmosphäre lag damals noch bei etwa 1% in den Ozeanen, was ausreicht, um das gelöste Eisen in den Ozeanen rosten zu lassen. Dann, vor etwa 1,9 Mrd. Jahren, war der Sauerstoffgehalt in den Ozeanen nach Ansicht der Geologen so hoch, dass Sauerstoff in die Atmosphäre entweichen und möglicherweise Gestein an Land verwittern konnte, obwohl er in der Atmosphäre immer noch nicht reichlich vorhanden war. Erst in den letzten 500 Millionen Jahren erreichte der Sauerstoffgehalt ein Niveau wie heute und sättigte die Ozeane und die Atmosphäre vollständig.

Es gibt auch andere geochemische Hinweise. Vor 1,9-1,8 Mrd. Jahren finden wir in den Flussablagerungen Sandkörner und Kieselsteine, die aus dem Mineral Pyrit (Abb. 14), auch bekannt als Katzen- oder Narrengold, einem Eisensulfid (FeS2), bestehen. Heute bildet sich Pyrit nur noch an Orten mit sehr niedrigem Sauerstoffgehalt, wie dem Grund von stehenden Gewässern. Sobald die Pyritkörner an der Oberfläche verwittern, verwandeln sie sich schnell in Roteisenstein (Fe2O3, Hämatit; Abb. 15) und nicht mehr in Eisensulfid. Bei der Zersetzung des Pyrits wird das Eisen freigesetzt, und der Schwefel wird zu Sulfat oxidiert, wodurch Mineralien wie Gips (Calciumsulfat oder CaSO4, Abb. 16) entstehen. Es überrascht nicht, dass wir nur wenige nennenswerte Gipsvorkommen finden, die älter als etwa 1,8 Mrd. Jahre alt sind. Sandkörner aus Uranoxid (Uraninit, UO2) sind vor 1,7 Ga weit verbreitet, werden aber nach diesem Zeitpunkt nicht mehr gefunden. Wie gelöstes Eisen sind sie in einer sauerstoffreichen Atmosphäre instabil.

Abb. 14: Pyrit

 

 Abb. 15: Hämatit

Abb. 16: Gips

Es gibt auch noch andere Indikatoren. Z. B. sind Schwefelisotopenwerte in archaischen Gesteinen sehr variabel und schwanken ständig. Aber nach 2,4 Mrd. Jahren sind sie sehr stabil, weil sie nicht mehr frei in Mineralien wie Pyrit schwimmen, sondern in Gips und anderen Mineralien stabilisiert sind, die in einer sauerstoffreichen Welt üblich sind.

Die Welt machte also eine dramatische Veränderung durch, sobald Sauerstoff verfügbar wurde. Das Great Oxidation Event wurde auch als “Sauerstoff-Holocaust” bezeichnet, weil das Auftauchen eines so reaktiven Moleküls wie O2 für das Leben auf dem Planeten, das an anoxische Bedingungen gewöhnt war, giftig gewesen wäre. Heute müssen diese Bakterien und andere Mikroben, die an sauerstoffarme Bedingungen angepasst sind, an sauerstoffarmen Orten wie den Böden von stehenden Seen und Meeresbecken leben. Vor 2,3 Mrd. Jahren beherrschten sie jedoch den Planeten. Als die Atmosphäre zu sauerstoffreich wurde, kam es für sie zu einem wahren Holocaust, und sie verloren die Welt an Mikroben, die unter sauerstoffreichen Bedingungen überleben können. Es war das erste große Massenaussterben.

Es stellt sich also die brennende Frage, woher die Erdatmosphäre ihren freien Sauerstoff hat? Die Antwort ist eindeutig: Photosynthese, zunächst durch Cyanobakterien (Abb. 17) und später, als sich echte eukaryotische Algen entwickelten, auch durch Pflanzen. Das große Rätsel besteht darin, dass Fossilien von Cyanobakterien aus der Zeit von 3,5-3,8 Mrd. Jahren bekannt sind, das Great Oxidation Event aber erst vor etwa 2,3-1,9 Mrd. Jahren einsetzte. War die Sauerstoffproduktion der Cyanobakterien so gering, dass sie sich auf dem Planeten nicht bemerkbar machten? Oder vielleicht haben sich vor 2,3 Mrd. Jahren echte eukaryotische Algen entwickelt, die viel größere Zellen haben und mehr Sauerstoff produzieren? Was auch immer der Grund ist, Tatsache ist, dass es nach 1,7 Mrd. Jahren überall echte eukaryotische Algen gab und eine Atmosphäre mit etwa 1 % oder mehr Sauerstoff gab, was die Sauerstoffbilanz der Erde für immer veränderte.

Und noch etwas ist zu bedenken: Ohne freien Sauerstoff hätten sich keine mehrzelligen Tiere entwickeln können – und wir würden nicht über dieses Thema diskutieren, da sich auch der Mensch nicht hätte entwickeln können. Tatsächlich hängt die Entwicklung des gesamten Lebens, wie wir es kennen, von einem sauerstoffreichen Planeten ab, was ohne die Entwicklung von photosynthetischen Mikroben und Pflanzen nicht möglich ist.

Abb. 17: Cyanobakterien

Schneeballerde

 

Die hohe Photosyntheserate verbrauchte zusammen mit der Verwitterung sehr viel CO2. Gleichzeitig wurde dabei aber auch O2 freigesetzt. Im Neoarchaikum verhinderten relativ hohe Methankonzentrationen (0,1%) ein Nachlassen des Treibhauseffekts. Durch den Sauerstoff wurde nun der Methananteil rascher oxidiert als im Archaikum. Sein Gehalt sank auf etwa 0.01% (Abb. 7). Der Treibhauseffekt wurde dadurch drastisch reduziert, worauf die in mehreren Phasen von etwa 2.4–2.1 Mrd. Jahre andauernde Huronische Vereisung einsetzte. Die Belege in Form von Tilliten (fossile Geschiebe oder Moränen) und Dropstones für diese Eiszeit finden sich in Südkanada, den USA, Finnland, Indien, Australien und Südafrika, die auch damals verschiedenen Kontinenten angehörten (Abb. 18, 19).

Abb. 18: Gletscherablagerungen aus Schneeballerde sind an vielen Orten der Welt zu finden. A. Der Gowganda-Till aus dem frühen Proterozoikum (der Huronischen Vergletscherung), Nordufer des Huron-Sees, Blind River, Ontario, Kanada. B. Der Elatina-Diamiktit, eine Abfolge von Kalksteinen und Gletscherschutt aus Australien, das während der Varangischen Vergletscherung im späten Proterozoikum nur wenige Grad vom Äquator entfernt war. Diese Ablagerung beweist, dass es in den Tropen Gletscher auf Meereshöhe gegeben haben muss C. Gletscherablagerungen aus dem oberen Proterozoikum der Kingston Peak Formation in der Nähe des Death Valley, Kalifornien. Sie wird von einer Karbonatablagerung, dem Noonday-Dolomit, überdeckt und von einem Karbonat, dem Beck-Spring-Dolomit, unterlagert, was beweist, dass die Region des Death Valley im späten Proterozoikum vor dem Schneeball-Erd-Ereignis warm und subtropisch war und dann zu tropischen Bedingungen zurückkehrte. D. Eine dicke Gletscherablagerung in Namibia mit riesigen kantigen Felsblöcken, überlagert von einem “Cap Carbonate”-Kalksteinkörper, der nach dem Ende der Varangischen Vergletscherung abrupt ausfiel.

Abb. 19: oben: Tillit, unten: Dropstone. Tillit (von engl. tillite) ist ein Gestein, das aus Ablagerungen im Gletscherrandbereich (Seiten-, End- oder Grundmoräne) besteht. Ein Dropstone (engl. von to drop: fallen und stone: Stein) ist ein isoliertes Gesteinsfragment von Kiesel- bis Blockgröße, das innerhalb feinkörniger Sedimente zur Ablagerung gekommen ist. Sie können, unter anderem, durch das Ausschmelzen oder Abrutschen von Gestein von Eisbergen oder Gletschern entstehen

Wegen der großflächigen Vereisungen gingen die Verwitterungsrate und die Bioproduktion sehr stark zurück. So konnte sich während der etwa 300 Mio. Jahre andauernden Huronischen Vereisung durch vulkanische Ausgasung das CO2 in der Atmosphäre wieder anreichern. Zusätzlich nahm auch die Solarstrahlung langsam zu. Der Methangehalt der Atmosphäre war zwar nun deutlich geringer als im Archaikum, betrug aber vermutlich immer noch das 10–100-fache des heutigen Wertes. Alle drei Mechanismen trugen dazu bei, dass im späten Paläoproterozoikum wieder warme Bedingungen herrschten, die während des gesamten Mesoproterozoikums und des ältesten Neoproterozoikums anhielten. In diesem Zeitraum stieg die Bioproduktivität wieder stark an. Als nach der Huronischen Vereisung die Welt wieder auftaute ist in der Erdgeschichte jedoch nicht viel Außergewöhnliches passiert. Es wird zwar postuliert, dass sich vielleicht die ersten vielzelligen Lebewesen bildeten, doch auch diese entwickelten sich nicht außerordentlich weiter. Die Zeit von vor 1,8 bis 0,8 Milliarden Jahren nennen Forscher deshalb die „Boring Billion“ (langweilige Milliarde, Abb. 20).

Abb. 20: Zeitabschnitt der „Boring Billion“

In dieser Zeit ereignete sich weder geologisch noch biologisch irgendetwas von besonderer Relevanz. Der Grund könnte sein, dass in dieser Zeit die Plattentektonik extrem stabil war. Die Kontinente bildeten damals die meiste Zeit eine einzige große Landmasse, die man in der Anfangszeit Columbia, nach einem kurzzeitigen Auseinanderbrechen und einer anschießenden Wiedervereinigung Rodinia nennt. Die Landmassen trieben entlang des Äquators hin und her, doch ohne, dass geologische Kräfte auf ihr Gebirgsmassive auftürmten. Jeder kleine Hügel wurde so von der Erosion sofort wieder abgetragen. Da sich die Lebensbedingungen in dieser Zeit kaum änderten, bestand für die Lebewesen ebenfalls keine Notwendigkeit dazu.

Im Jungproterozoikum wiederholte sich noch einmal das Geschehen analog zur Huronischen Vereisung. Eine hohe Bioproduktivität, verbunden mit einer hohen Verwitterungsrate, verbrauchte sehr viel CO2. Der dadurch steigende Sauerstoffgehalt verringerte den Methangehalt der Atmosphäre ein weiteres Mal. CO2 und Methan fielen dadurch im Neoproterozoikum auf die niedrigsten Werte während des gesamten Präkambriums. Die Folge davon war die sehr großflächige, möglicherweise bis in die Äquatorregion reichende jungproterozoische Eiszeitperiode. Sie dauerte von ca. 850–550 Mio. Jahren mit der Hauptphase zwischen 740–630 Mio. Jahren. Durch die Vereisung brach die Bioproduktion weitgehend zusammen, und die Verwitterungsrate wurde reduziert. Durch vulkanische Ausgasung stieg der CO2-Gehalt wieder an, bis das Tauwetter einsetzte. In dieser Weise wechselten sich mehrere Eis- und Warmzeitphasen ab.

Literatur

Bahlburg, H. & Breitkreuz, C. (2017): Grundlagen der Geologie, 5.Auflage. Springer Verlag

Grotzinger, J. & Jordan, T. (2017): Press/Siever Allgemeine Geologie, 7. Auflage, Springer Verlag

Hubmann, B. & Fritz, H. (2019): Die Geschichte der Erde. Marixverlag

Oschmann, W. (2016): Evolution der Erde. Utb

Prothero, D. (2021): The Evolving Earth. Oxford University Press

Prothero, D. & Dott, (2004): Evolution of the Earth, Seventh edition. McGrawHill