Erdgeschichte 9783111361604, 9783110035568

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Erdgeschichte von Dr. Klaus Schmidt o. Prof. an der Universität Münster

mit 94 Abbildungen und 16 Tabellen

w DE

_G Sammlung Göschen Band 5001

Walter de Gruyter Berlin · N e w York 1 9 7 2

© C o p y r i g h t 1972 by Walter d e G r u y t e r 6c C o . , v o r m a l s G . J . G ö s c h e n ' s c h e Verlagsh a n d l u n g - J . G u t t e n t a g , V e r l a g s b u c h h a n d l u n g - G e o r g R e i m e r - Karl J . T r ü b n e r Veit & C o m p . , Berlin 30. - Alle Rechte, einschl. der Rechte der H e r s t e l l u n g v o n P h o t o k o p i e n u n d M i k r o f i l m e n , v o r b e h a l t e n . - S a t z und D r u c k : S a l a - D r u c k . - Printed in G e r m a n y .

ISBN 3 11003556 1

Inhaltsverzeichnis I. A u f g a b e n u n d Ziele der Erdgeschichte II. Erdgeschichtliche D o k u m e n t e

6 7

III. Erdgeschichtliche Z e i t t a f e l

12

IV. Erdgeschichtliche Z u s t a n d s b i l d e r

16

V. D i e Perioden der Erdgeschichte

21

A. Die vorgeologische Ära

21

B. Das P r ä k a m b r i u m (3600-570 Mio. J.) 1. A l t p r ä k a m b r i u m 2. M i t t e l p r ä k a m b r i u m 3. J u n g p r ä k a m b r i u m 4. Die präkambrische Lebewelt 5. Bodenschätze

23 26 27 29 32 33

C. Das Paläozoikum (570-225 Mio. J.)

36

1. K a m b r i u m (570-500 Mio. J.) a) Pflanzen- und Tierwelt b) Paläogeographie c) Klima d) Krustenbewegungen

36 36 40 44 45

2. Ordovizium (500-440 Mio. J.) a) Pflanzen- u n d Tierwelt b) Paläogeographie c) Klima d) Krustenbewegungen

45 46 48 55 55

3. Silur (440-405 Mio. J.) a) Pflanzen- u n d Tierwelt b) Paläogeographie c) Klima d) Krustenbewegungen

57 57 60 63 63

4. Die kaledonische Gebirgsbildung

64

5. Devon (405-350 Mio. J.) a) Pflanzen- und Tierwelt b) Paläogeographie c) Klima d) Krustenbewegungen

66 66 71 77 77

4

Inhaltsverzeichnis 6. Karbon (350-285 Mio. J.) a) Pflanzen- und Tierwelt b) Paläogeographie c) Klima d) Krustenbewegungen

78 78 83 90 91

7. Perm (285-225 Mio. J.) a) Pflanzen- und Tierwelt b) Paläogeographie c) Klima d) Krustenbewegungen

91 91 96 106 106

8. Die variszische (herzynische) Gebirgsbildung

107

D. Das Mesozoikum (225-67 Mio. J.)

112

1. Trias a) Pflanzen- und Tierwelt b) Paläogeographie c) Klima d) Krustenbewegungen

112 112 115 124 124

2. Jura (195-137 Mio. J.) a) Pflanzen- und Tierwelt b) Paläogeographie c) Klima d) Krustenbewegungen

124 125 130 140 141

3. Kreide (137-67 Mio. J.) a) Pflanzen- und Tierwelt b) Paläogeographie c) Klima d) Krustenbewegungen

142 142 149 159 160

E. Das Känozoikum (Beginn vor 67 Mio. J.)

161

1. Tertiär (67-2 Mio. J.) a) Pflanzen- und Tierwelt b) Paläogeographie c) Klima d) Krustenbewegungen

161 161 166 173 174

2. Quartär (Beginn vor 2-1,5 Mio. J.) a) Lebewelt b) Das Erdbild des Quartärs

175 175 179

Inhaltsverzeichnis

5

c) Krustenbewegungen u n d Schwankungen des Meeresspiegels 188 d) Ursachen der quartären Klimaentwicklung 190 3. Die alpidische Gebirgsbildung

VI. Probleme der Erdgeschichte Die Die Die Die Die Der

191

194

Lithosphäre Hydrosphäre Atmosphäre Sedimenthülle der Erde Entwicklung des Lebens Mensch als geologischer F a k t o r

194 201 204 206 209 217

Verzeichnis weiterführender und zitierter Literatur N a m e n - und Sachregister

219 221

I. Aufgaben und Ziele der Erdgeschichte Innerhalb der Erdwissenschaften 1 strebt die erdgeschichtliche Forschung nach einer Gesamtschau des Werdeganges unseres Planeten. Sie versucht, die Prozesse und Kausalketten zu ergründen, die zum gegenwärtigen Erdzustand führten und ihn auch in Zukunft bestimmen und verändern werden. Die Betrachtungsweisen des Erdgeschichtlers und des Historikers haben manches gemeinsam. Beide suchen die geborgenen Dokumente zu entziffern, bewerten ihren Informationsinhalt und bilden daraus ein Datenmosaik, in dem sich das Zustandsbild einer Epoche um so deutlicher abzeichnet, je näher es der Gegenwart steht. Für beide Wissenschaften ergibt sich gleichermaßen das Problem, Überlieferungslücken zu überbrücken, gleichgültig, ob geschichtliche Ereignisse und Gestalten spurlos in der Vergangenheit versanken oder hinterlassene Dokumente zerstört wurden. Beide haben sich auch gelegentlich durch allzu starres „Stammbaum-Denken" den Blick für die Vielschichtigkeit des historischen Geschehens verstellt. Naturgemäß ist die Erdgeschichte vorrangig Geschichte der Lithosphäre, Hydrosphäre und Biosphäre. Ihr Blickfeld weitet sich aber, sowie es gelingt, die Tiefen der Ozeane, das Erdinnere, den erdnahen Raum und die benachbarten Himmelskörper weiter zu erforschen. Erdgeschichtliche Dokumente sind die G e s t e i n e der Erdkruste und die in ihnen enthaltenen Reste vergangenen Lebens - d i e F o s s i l i e n . Sie lassen sich nach den Regeln der Gesteinsfolge (Lithostratigraphie) und Lebensfolge (Biostratigraphie) z e i t l i c h e i n s t u f e n und, gegebenenfalls mit Hilfe tektonischer und paläogeographischer Methoden, einander räumlich zuordnen. So ergeben sich erdgeschichtliche Zus t a n d s b i l d e r wie die Verteilung von Land und Meer (Paläo1 Geologie, Paläontologie, Geographie, Ozeanographie, Petrologie, Mineralogie, Geochemie, Bodenkunde, Astrophysik, Geophysik, Meteorologie, Hydrologie u. a.

Erdgeschichtliche Dokumente

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geographie), die Klimate der Vorzeit (Paläoklimatologie), f r ü h e r e Pflanzen- u n d Tiergesellschaften (Paläobiologie) u n d ihre Lebensbedingungeij (Palökologie) sowie die Strukturen u n d das Verhalten der Erdkruste (Geotektonik). In der mehr oder weniger raschen Folge veränderter Erdbilder u n d Lebensformen erschließen sich Grundzüge u n d kausale Z u s a m m e n h ä n g e in der Entwicklung der Erde u n d des Lebens. W i r begreifen die G e g e n w a r t als erdgeschichtl i c h e n M o m e n t u n d den Menschen als Teil eines k o m plexen Systems kosmischer, planetarer u n d biologischer K o m ponenten. Aus der faszinierenden Geschichte unseres Planeten u n d seiner Biosphäre erwächst uns schließlich das Selbstbewußtsein u n d die Verantwortung, unsere Umwelt planend zu erschließen, sinnvoll zu nutzen u n d ihre Lebensquellen zu schützen.

II. Erdgeschichtliche Dokumente D e r Schlüssel z u m Verständnis der in den Gesteinen gespeicherten Informationen ist im geologischen Geschehen der Gegenwart zu suchen. W i r müssen also annehmen, daß sich die Vorgänge der Gesteinsbildung u n d -Zerstörung in der Vergangenheit nach den gleichen Regeln vollzogen wie in der Gegenwart. O b w o h l dieses a k t u a l i s t i s c h e P r i n z i p den grundlegenden Ansatz zur Erklärung erdgeschichtlicher D a t e n bietet, bedarf es f ü r die einzelnen Erdepochen einer abgestuften Modifizierung. Bei seiner A n w e n d u n g ist zu berücksichtigen, d a ß die gegenwärtigen geologischen Prozesse noch v o m Eiszeitalter des Q u a r t ä r s , vor allem aber durch den Eingriff des Menschen beeinflußt werden, also einen erdgeschichtlichen Sonderfall darstellen. Die S u b s t a n z u n d das G e f ü g e der Gesteine, ihre L a g e r u n g u n d V e r b r e i t u n g sind wichtige erdgeschichtliche Parameter. Sie kennzeichnen ehemalige Ablagerungsräume, Z o n e n der Gesteinszerstörung u n d geben Hinweise auf die Verschiebungen von Küstenlinien, Klimaänderungen, Bewegungen der Erdkruste u n d damit verbundene magmatische Ereignisse.

8

Erdgeschichtliche D o k u m e n t e

Es gibt s e d i m e n t ä r e , m a g m a t i s c h e und m e t a m o r p h e G e s t e i n e . Die geologischen Vorgänge auf der Erdoberfläche spiegeln sich vor allem in den Sedimentg e s t e i n e n wider. Man unterscheidet: K l a s t i s c h e S e d i m e n t e (Trümmergesteine) Aus den zerkleinerten Trümmern älterer Gesteine aufgebaut. Brekzien, Konglomerate ( K o r n - 0 > 2 mm) Sandsteine, z . B . Arkosen, Grauwacken ( K o r n - 0 2-0,02 mm) Siltsteine, Tonsteine, Schiefer (Korn-0 < 0,02 mm). Chemische Sedimente Durch chemische Ausfällung oder Auslaugung entstanden. Ausfällungsgesteine Aus übersättigten Lösungen ausgefällt: Kalke, Dolomite, Eisensedimente, Sulfate (Gips, Anhydrit), Chloride (Steinsalz, Kalisalz). Rückstandsgesteine Unlösliche Rückstände der chemischen Verwitterung ζ. B. Roterden. Organische Sedimente Aus den Hart- und Weichteilen von Organismen aufgebaut. Kalkige Ablagerungen: Foraminiferenkalk, Korallenkalk, Algenkalk, Bonebed (Knochenbrekzie). Κ i e s e 1 i g e Ablagerungen: Radiolarit (Radiolarien), Kieselschiefer, Kieselgur (Diatomeen). B i t u m i n ö s e Ablagerungen (Kaustobiolithe): Torf, Kohle, Ölschiefer, Erdöl und Erdgas. Die Korngröße und die Kornform klastischer Sedimente geben Auskunft über die Transportweiten, während ihre stoffliche Zusammensetzung (GeröIIe, Schwermineralien) vom Gesteinsbestand des Liefergebietes abhängt. Die Sedimentgefüge (Schrägschichtung, Fließmarken, Kornregelung) lassen Schlüsse auf die Strömungsrichtung der transportierenden Medien (Wasser, Wind) zu. Die m a g m a t i s c h e n G e s t e i n e kristallisierten aus silikatischen Schmelzen, die dem oberen Erdmantel oder der Erdkruste entstammen. Ihre Gefüge zeigen, ob sie in der Tiefe erstarrten (Tiefengesteine) oder als flüssige Laven die Erdoberfläche

Erdgeschichtliche Dokumente

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erreichten (vulkanische Gesteine). Die chemische Zusammensetzung wird vom Bildungsort, vom Chemismus der Förderwege und auch davon beeinflußt, ob die Schmelzen während einer Gebirgsbildung oder in Zeiten relativer tektonischer Ruhe aufdrangen. M e t a m o r p h e G e s t e i n e entstanden dann, wenn Sedimente oder magmatische Gesteine beim Absinken in die Tiefe Umprägungen und Umkristallisationen erlitten. Die ursprünglichen Minerale und Gefüge können sich dabei völlig verändert haben. Steigerte sich die Metamorphose bis zur partiellen oder vollständigen Aufschmelzung, so bildeten sich Migmatite oder anatektische Granite. Obwohl diese Prozesse der unmittelbaren Beobachtung unzugänglich sind, lassen sich anhand petrologischer Experimente die Druck- und Temperaturbedingungen bei der Gesteinsmetamorphose abschätzen. Man gewinnt auch eine Vorstellung von der Krustentiefe, in der sich die Gesteinsumbildungen vollzogen. Alle bei der Gesteinsbildung wirksamen physikalischen, chemischen, geographischen und biologischen Faktoren werden im Begriff F a z i e s 2 zusammengefaßt. Ablagerungen der spielsweise:

kontinentalen

Fazies

sind bei-

Terrestrische Sedimente Böden, Gletscherablagerungen (Moränen, Tillite), Windabsätze (Dünensand, Löß). Aquatische Sedimente Flußablagerungen (Schotter, Arkosen), Lagunen- und Seeablagerungen (Kalk, T o n , Gyttja, Torf, Salz). Die Ablagerungen der m a r i n e n F a z i e s lassen sich nach der Wassertiefe und der Entfernung vom Festland wie folgt gliedern: Flachseesedimente Festlandsnah in geringer Tiefe entstanden. Litorale Sedimente: Strandablagerungen (Geröll, Sand). Neritische Sedimente: Absätze auf dem seichten Schelf, mit 1

Lateinisch facies ~

Gesicht, Aussehen.

10

Erdgeschichtliche Dokumente Wasserbewegung bis zum Grunde (Sand, Schlick, Kalke, Oolithe, Riffe). Bathyale Sedimente: Absätze auf dem tieferen Schelf (Sand, Schlick, Sapropel).

T i e f s e e s e d i m e n t e oder pelagische Sedimente. Fern vom Festland in großer Wassertiefe gebildet (Schlick, Globigerinenschlamm, Diatomeenschlamm, Radiolarienschlamm, roter Ton). Magmatische Gesteine gehören je nach ihrem Entstehungsort zur v u l k a n i s c h e n , s u b v u l k a n i s c h e n oder ρ 1 u t o n i s c h e n F a z i e s . Die M i n e r a l f a z i e s metamorpher Gesteine gestattet Rückschlüsse auf die Druck- und Temperaturbedingungen bei der Metamorphose. F o s s i l i e n sind Tier- und Pflanzenreste vergangener Lebensgemeinschaften. Z u ihnen gehören auch L e b e n s s p u r e n wie Trittsiegel, Kriechspuren, Wurm- und Freßbauten. Obgleich manche Schichten eine Fülle fossiler Reste enthalten, ist auch in ihnen nur ein schmaler Ausschnitt der ehemaligen Lebewelt erhalten geblieben. Der Einbettungsraum entspricht nicht immer dem ehemaligen Lebensraufn der Organismen. Manche Fossillagerstätten entstanden in ausgesprochen lebensfeindlichen Zonen, da keine Bodenfauna existierte, die die organischen Reste zerstörte (S. 130). Nicht selten werden auch Landtiere und Pflanzen in randliche Meeresteile verschwemmt, während marine Faunen mit der salzhaltigen Unterströmung in den Flußläufen weit landeinwärts gelangen. Ausgehend von den Lebensgewohnheiten heutiger Pflanzen- und Tiergruppen, sind Analogieschlüsse auf die Umweltbedingungen vergangener Lebensgemeinschaften zu ziehen. Als F a z i e s f o s s i l i e n dienen fossile Reste dann zur ökologischen Kennzeichnung bestimmter Lebensräume. Rein marine Organismen sind ζ. B. Radiolarien, Brachiopoden, Bryozoen, Cephalopoden und kalkabscheidende Rotalgen. Die euhalinen Meeresbereiche (40-30 °/ 00 Salzgehalt) beherbergen die größte Lebensfülle. Gewässer mit höherem oder niedrigerem Salzgehalt enthalten artenarme, aber oft individuenreiche Faunen. Die Tiere sind hier meist kleinwüchsiger, ihre Schalen leichter und weniger verziert.

Erdgeschichtliche Dokumente

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Unterschiede bestehen auch zwischen den Faunen warmer und kalter Meere. Die polaren Meere beherbergen zwar eine reiche Lebewelt, die Anzahl der Arten, das Gewicht und der Aragonitgehalt der Kalkgehäuse ist aber geringer als in den niederen Breiten. Höhere Wassertemperaturen erleichtern die Bildung von Kalkgehäusen. Riffkorallen und Dasycladaceen sind fast ganz auf tropische Gewässer beschränkt. Mit Hilfe von l e O/ i e O-Bestimmungen an fossilen Aragonitschalern lassen sich heute die Wassertemperaturen im ehemaligen Lebensraum der betreffenden Organismen genauer bestimmen. Tiere mit gedrungenem Wuchs und schweren, versteiften Gehäusen waren in Bereichen starker Wasserbewegung, etwa in der Brandungszone, beheimatet. Zartere und verzweigte Skelette zeugen dagegen vom Leben in ruhigerem Wasser. Aussagen über die ursprünglichen Wassertiefen sind mit großen Unsicherheiten behaftet. Für diese bathymetrischen Abschätzungen eignen sich Lebensspuren und Organismen wie Kalkalgen, Kalkschwämme und die mit Algen in Symbiose lebenden Korallen. Riffkorallen entwickeln sich ζ. B. optimal in Wassertiefen bis zu 30 m. Die Häufigkeit, Regelung und Orientierung der Fossilien in den Gesteinen hängt von den Einbettungsumständen wie der Beschaffenheit des Meeresbodens und der Wasserbewegung ab (Biostratonomie). Besondere Bedeutung als biologische „Zeitmarken" haben die L e i t f o s s i l i e n . Hierfür eignen sich vor allem Tier- und Pflanzengruppen mit raschem Artenwandel, weiter Verbreitung und erhaltungsfähigen Skelett- und Gewebeteilen. Sind diese Voraussetzungen erfüllt, lassen sich auch Formen, deren systematische Stellung noch unklar ist (ζ. B. Conodonten), vorzüglich als Leitfossilien verwenden. Hohen Leitwert haben auch Mikrofossilien: Protozoen, pflanzliche Einzeller, Ostrakoden, Sporen und Pollen. Sie sind in den Gesteinen massenhaft enthalten und können daher aus relativ kleinen Proben (Bohrkerne) in großer Zahl gewonnen werden. Den Entwicklungsreihen der Leitfossilien stehen D a u e r f o s s i l i e n gegenüber, die über viele Jahrmillionen keine nennenswerten Änderungen ihres Bauplanes zeigen (Lingula 560 Mio. J., Limulus 200 Mio. J.).

12

Erdgeschichtliche Zeittafel

III. Die erdgeschichtliche Zeittafel Die, unsere Vorstellungskraft weit übersteigenden, Jahrmilliarden der Erdgeschichte sind nur meßbar, wenn die in der Zeit abgelaufenen Ereignisse in den Gesteinen ihren Niederschlag fanden. Bei der Sedimentation legte sich eine Gesteinsschicht über die andere, so daß die jeweils jüngere Schicht die ältere überdeckt. Dieses s t r a t i g r a p h i s c h e Grundgesetz (E. STENO 1764) ermöglicht eine relative zeitliche Gliederung sedimentärer Schichtfolgen. Als S c h i c h t bezeichnen wir eine Gesteinsplatte begrenzter Dicke, aber großer, flächenhafter Ausdehnung. Besitzen einzelne Schichten besondere Merkmale (Färbung, Mineralbestand, Gefüge), so lassen sie sich von Aufschluß zu Aufschluß verfolgen und gestatten die Parallelisierung von Sedimenten auseinanderliegender Gebiete. Für Schichtvergleiche könGomma Widerstand 0 50 j pgRaAqu/t η m 250

A b b . 1. Schichtparallelisierung in Braunkohlebohrungen mit Hilfe physikalischer Methoden (n. R Ü L K E 1956). Die Widerstandswerte (Ω m) geben nach Berücksichtigung anderer Einflüsse Auskunft über die Leitfähigkeit der Gesteine. Daraus lassen sich Porosität (Sand, T o n , Kalk) und Porenfüllung ( ö l , Wasser, Gas) einer Schicht abschätzen. Die Gammastrahlung (//g R a Äqu/t) stammt überwiegend aus dem Zerfall des Isotops 4 0 K, das vor allem in Tonmincralien angereichert ist. Die Strahlung weist daher in T o n e n und Mergeln hohe, in Sanden mittlere und in Kohlen geringe Werte auf.

Erdgeschichtliche Zeittafel

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nen auch chemische und physikalische Gesteinseigenschaften herangezogen werden. Sie sind vor allem bei der Parallelisierung von Bohrprofilen unentbehrlich (Abb. 1). Diese l i t h o s t r a t i g r a p h i s c h e M e t h o d e ist aber nur bedingt anwendbar, denn g l e i c h a r t i g e Gesteine brauchen nicht g 1 e i c h a 11 zu sein. Der englische Ingenieur W . SMITH (1817) erkannte, daß die Fossilien in den Sedimentgesteinen r e g e l m ä ß i g aufeinanderfolgen, und begründete damit die Biostratigraphie. Schichten mit gleichen Leitfossilien gelten demnach als a l t e r s g l e i c h und können auch über die Weltmeere hinweg parallelisiert werden. Diese Bewertung der Fossilien als geologische Zeitmarken stützt sich auf die Erkenntnis, daß die biologische Artbildung irreversibel verläuft und für die weltweite Ausbreitung neuer Faunen Zeitspannen erforderlich sind, die, geologisch gesehen, als synchron gelten können. Für die erdgeschichtliche Gliederung werden folgende Einheiten in absteigender Rangfolge verwendet: Einheiten für die in der Zeit gebildeten Steine

Zeiteinheiten

Systemgruppe Formation (System) Abteilung (Serie) Stufe Zone

Ära Periode Epoche Alter Phase (Chron)

Die Z o n e ist biostratigraphisch durch eine leitende Fossil-Art gekennzeichnet und endet mit dem Einsetzen einer neuen Art. Der erdgeschichtlichen Zeitmessung liegt das heutige Erdjahr zugrunde. M a n darf aber annehmen, daß sich die Jahreslänge im Laufe der Zeit änderte, da die R o t a t i o n s - und Umlaufgeschwindigkeiten der Erde nicht konstant blieben. Über das A u s m a ß solcher Änderungen besteht keine Einigkeit. N a c h Schätzungen RUNCORNS dauerte ein J a h r im K a m b r i u m noch 4 2 5 T a g e . Eine Z e i t m e s s u n g mit g e o l o g i s c h e n Mitteln ist möglich, wenn sich in den Gesteinen der jahreszeitliche Witterungswechsel abbildete, wie in den quartären Bändertonen mit sandigen Sommer- und tonigen Winterlagen (Warven). Anhand der Warvenzählung konnte G. DE GEER (1905) zeigen, daß seit

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Erdgeschichtliche Zeittafel

dem Ende der Weichseleiszeit e t w a 10 000 J a h r e vergangen sind. Rhythmische Schichtung oder Anwachszonen (ζ. B. bei Korallen) sind keine Seltenheit, es ist jedoch sehr schwer, sie mit Sicherheit einem bestimmten Zeitintervall (Tag, J a h r ) zuzuordnen. Für manche Datierungen eignen sich auch die wechselnde Polarität des magnetischen Erdfeldes, die Dendrochronologie (Jahresringzählung) oder astronomische Methoden (Strahlungskurven). Die moderne G e o c h r o n o l o g i e verwendet r a d i o m e t r i s c h e M e t h o d e n . Diese gehen von den Mengenverhältnissen radioaktiver und radiogener Isotope in Gesteinen aus und gründen auf folgende Reaktionen (Tab. 1): Tabelle 1 Daten geochronologisch wichtiger Isotope MutterIsotop

Zerfall

TochterIsotop

Halbwertzeit (Jahre)

"SU "JTh "Rb

7 α, 4 ß~ 6 a, 4 ß~

3 "Pb

ß~

7,13· • 10» 1,39 • 10 1 0 5,0 • 10 1 0

"K

ß~ a

»°Th »C

a

ß~

20Spb

"Sr "Ca "Ar "°Th "'Ra 1 4

N

Uran-Blei-Methode Thorium-Blei-Methode Rubidium-StrontiumMethode

1,3 •• 10»

Kalium-Argon-Methode

2,5 •• 10 5 8,0 •• IO4 5,7 • 1 0 J

Uran" 4 -Methode Ionium-Methode Radio-KohlenstoffMethode

Radiogene Isotope mit langen Halbwertzeiten sind naturgemäß für die Bestimmung geringer Alter ungeeignet, da sich zur Zeit der Messung noch keine ausreichenden Tochterkonzentrationen gebildet haben. Methoden mit kurzen Halbwertzeiten versagen bei alten Gesteinen, da dann die Muttersubstanz bereits weitgehend verschwunden ist. Grundsätzlich bezeichnen radiometrische Gesteins- oder Mineralalter den Zeitpunkt, von dem an die Speicherung radiogener Tochterprodukte begann (Abb. 2). Das gemessene „Alter" weicht aber vom tatsächlichen Gesteins- oder Mineralalter ab, wenn in der Zwischenzeit, e t w a durch W ä r m e e i n w i r k u n g , Verluste an radiogenen Tochterprodukten eintraten. Dann wird unter Umständen das Alter dieses t h e r m i s c h e n E r e i g n i s s e s datiert.

Erdgeschichtliche Zeittafel

15

Tabelle 2 Erdgeschichtliche Zeittafel

Periode

^

Quartär

Ο κ Ν Ο Ή

Paläogen

« ε s ^

ti 3

Neogen

Kreide

O Jura Ν

o Ν ui 0 U Trias «!" < e « .c

Perm

ti

3 Karbon ^

O Ν Devon

Epoche Holozän Pleistozän Pliozän Miozän Oligozän Eozän Paleozän Obere Untere Malm Dogger Lias Obere Mittlere Untere Oberes Unteres Siles Dinant Oberes Mittleres Unteres

« Silur Ordovizium Kambrium

Oberes Mittleres Unteres

Ρ r ä k a m b r ii u m

Beginn vor Millionen Jahren

1,5 10 25 37 58 67 105 137 157 172 195 205 215 225 240 285 325 350 359 370 405 440 500 515 540 570

Gebirgsbildungen

ν H 5P Γ3 3

< PL,

y

S ω '¡2(2

J3 Tj c/O1 .¡2 'Ξ ω Ν c • S3 Ν 3

2Γ2 fia rS Ä & 65

1-6

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Sakm ara-Stufe (Konglomerate, Tone, Kalke)

ια g1 g,

Assel-Stufe

100

Das Paläozoikum

Abb. 47. Paläogeographie und Gesteinsfazies während der Zechsteinzeit in europa (n. HEYBROEK u. ». 1967, SORGENFREI 1969 u. PODEMSKI).

Mittel-

Perm

101

rote Farben an. Episodische Schichtfluten hinterließen Fanglomerate. Das Unterrotliegende im S a a r g e b i e t liegt teils auf stefanischen Schichten, teils greift es im Norden auf das Devon des Rheinischen Schiefergebirges über. Während der Ablagerung der Kuseler und Lebacher Schichten herrschte offenbar noch feuchteres Klima (Fische, Amphibien). Die Tholeyer Schichten bildeten sich bereits unter zunehmender Trockenheit. Mit den Bodenbewegungen an der Wende zum oberen Rotliegenden erreichte die vulkanische Förderung (Porphyre, Porphyrite, Melaphyre) ihr Maximum. Rotliegend-Becken bestanden ferner in der Umrandung d e r B ö h m i s c h e n M a s s e (Stockheim, Döhlen, Trautenau, Innersudetisches Becken, Boskowitzer Furche) und im französischen Zentralplateau (Autun). Das Döhlener Becken enthält Steinkohlenflöze und thoriumhaltige Brandschiefer. Die Ablagerungen des Unterrotliegenden lieferten gut erhaltene Stegocephalen (Branchiosaurus) und Reptilien. Im U n t e r e l b e g e b i e t entstanden infolge episodischer Meereseinbrüche während des Rotliegenden über 1000 m mächtige salinare Schichtfolgen (rote Tone, Gips, Steinsalz). Im Z e c h s t e i n stieß das arktische Meer über die Nordsee weit nach Norddeutschland vor (Abb. 47). Es entstand das G e r m a n i s c h e B e c k e n . Wechselnde Salzwasserzuflüsse führten hier bei dem herrschenden Trockenklima zur Ablagerung zyklisch gegliederter Salzserien (Tab. 10). Die Basiskonglomerate des Z e c h s t e i n I liegen teilweise diskordant auf dem gefalteten variszischen Unterbau. Bezeichnend für den ersten Zyklus sind die schwarzen bituminösen Schiefer, die in einer Periode behinderter Wasserzirkulation entstanden und neben Kupfer (2 °/o) Silber, Molybdän, Blei und Zink enthalten (Bergbaubezirke Mansfeld, Richelsdorf). Der Faunenreichtum des höheren Zechsteinkalkes zeigt, daß zu dieser Zeit der Wasseraustausch mit dem offenen Meer bereits wiederhergestellt war. Auf den Schwellen und an der Küste wuchsen Bryozoenriffe. Im Werra-Gebiet wurden, nach vorangegangener Konzentration der Laugen auf den weiten Schelfen, die Sulfate und Chloride der Werra-Serie ausgefällt.

102

Das Paläozoikum Tabelle 10 Gliederung des deutschen Zechsteins

Zechstein 4 (Aller-Serie)

Grenzanhydrit Aller-Steinsalz Pegmatit-Anhydrit Roter Salzton

Zechstein 3 (Leine-Serie)

Leine-Steinsalz mit den Kalisalz-Flözen „Riedel" und „Ronnenberg" Hauptanhydrit Plattendolomit Grauer Salzton

Zechstein 2 (Staßfurt-Serie)

Anhydrit und Steinsalz Kalisalz-Flöz „Staßfurt" Staßfurt-Steinsalz Basalanhydrit Hauptdolomit oder Stinkschiefer Braunroter Salzton

Zechstein 1 (Werra-Serie)

Oberer Werra-Anhydrit Werra-Steinsalz mit den Kali-Flözen „Hessen" und „Thüringen" Unterer Werra-Anhydrit Zechsteinkalk Kupferschiefer Zechsteinkonglomerat

Ähnlich verlief die Entwicklung in den jüngeren Z y k l e n ; das Z e n t r u m der Salzabscheidung verlagerte sich jedoch dabei allmählich nach N o r d e n in das H a u p t b e c k e n . Die Kalisalzvorräte in N o r d - und Mitteldeutschland betragen e t w a 2 0 M r d . t. In S ü d e u r o p a , im Bereich des westlichen Mittelmeeres, füllten sich die intermontanen T r ö g e mit terrestrischen Sedimenten ( V e r r u c a n o ) . In S ü d t i r ο 1 breiteten sich die mächtigen Decken ( 1 5 0 0 m ) des Bozener Q u a r z p o r p h y r s aus. Ein weiteres vulkanisches Z e n t r u m lag bei L u g a n o . D a s Haselgebirge (Gips, Anhydrit, Salz) der nördlichen Kalkalpen e n t s t a m m t oberpermischen Lagunen. In den Karnischen

Perm

103

Alpen ist bereits das Unterperm marin entwickelt (Tab. 9). Dieses Meeresbecken läßt sich über Griechenland in die Ägäis verfolgen und reichte über Sizilien (Sosio) nach Tripolis und Südtunesien (Fusulinen- und Schwagerinenkalke). Die lückenhaften lagunären und kontinentalen Ablagerungen auf der R u s s i s c h e n T a f e l zeigen den Rückzug des ober-

ül

Ton. Hergel

HQQ] Solz

Abb. 48. Paläogeographie der Osteuropäischen Plattform zur Zeit des unteren Per/ns (n. VINOGRADOV 1960-61). Β Budapest, Κ Kiew, M Moskau,,W Warschau.

104

Das Paläozoikum

karbonischen Flachmeeres an. Der Ostrand der T a f e l w u r d e ganz vom tektonischen Geschehen im Ural beherrscht. Die Ural-Vorsenke bildete eine Meeresstraße, über die das arktische M e e r mit dem Eurasiatischen Mittelmeer in Verbindung stand (Abb. 48). In der S a k m a r a - und Artinsk-Zeit breiteten sich vor dem Gebirge mächtige Schwemmkegel aus. Im Kungur entstanden Steinsalzund Kalisalzlager (Werchnekamsk), die zu den reichsten der Erde gehören. Humideres Klima ermöglichte die Bildung paralischer Kohlen in der Petschora-Senke. Im Oberperm w u r d e die terrestrische Sedimentation (Kupfersandsteine) durch einen kurzfristigen Meereseinbruch (Kasan) aus der Arktis unterbrochen. Die Hauptfaltung des U r a l s m u ß sich im wesentlichen zwischen dem Oberkarbon und der Kasan-Stufe abgespielt haben. Die letzten Bewegungen am Gebirgsostrand erfolgten vermutlich im oberen Perm und in der unteren Trias. Die Intrusion magmatischer Schmelzen begann bereits im Devon mit Duniten und Peridotiten. Später folgten Gabbros und Syenite. Vom Mittelkarbon an drangen große Granodiorit- und GranitPlutone ( 3 2 0 - 2 5 0 M i o . J.) auf. M i t diesen Tiefengesteinen hängt die Genese der reichen Erz- (Platin, Chrom, Titan, Eisen, Gold, Kupfer) und Minerallagerstätten des Urals zusammen. Jungvariszische Bewegungen erfaßten auch weite Teile der ehemaligen A n g a r a - G e o s y n k l i n a l e . Von der Ural-Vorsenke im Westen bis an den Ostrand des Sibirischen Schildes bildete sich ein zusammenhängendes Festland, der Angara-Kontinent, in dessen Tiefebenen und Becken klastische Sedimente und Kohlen abgelagert wurden. Bedeutende Kohlenvorkommen liegen im Tunguska-Becken (1750 M r d . t, Karbon-Jura) und in den Becken von Kusnezk (900 M r d . t, Karbon-Jura) und Minussinsk. Die Hauptflözbildung erfolgte in Ostasien später als in Europa, vermutlich w ä h r e n d des Artinsk. Das südeuropäische Mediterranbecken stand über Kleinasien, Persien und Afghanistan mit dem Ostabschnitt des E u r a s i a t i s c h e n M i t t e l m e e r e s in Verbindung. Dieses u m g a b mit einem M e e r e s a r m über Nanschan und die innere M o n g o l e i die Chinesische Plattform im Norden. Eine zweite Meeresstraße stieß zwischen der Nord- und der Südchinesischen Plattform zum Pazifik vor. Das Südbecken zog vom H i m a l a j a über Yünnan nach Indochina und weiter über den Malaiischen Archipel zum Pazifik.

Perm

105

Klassische Perm-Profile sind in der S a l t R a n g e (Pakistan) aufgeschlossen. Hier liegen auf den glazialen Blocklehmen der Talchir-Gruppe die Eurydesmen-Sandsteine und darüber die Productus-Kalke des mittleren und oberen Perms. Die permischen Flachwasser-Ablagerungen T i m o r s enthalten eine artenreiche Echinodermen-Fauna. Permische Vulkanite sind aus dem Kaschmir-Himalaja, aus Indochina und von Timor (Diabas, Rhyolithe) bekannt. Die Gliederung des n o r d a m e r i k a n i s c h e n Perms (Wolfcampian, Leonardian, Guadalupian, Ochoan) geht von den mächtigen marinen Schichtfolgen in Texas und Neu-Mexiko aus. Im Leonardian bestand in Kansas eine große Salzlagune. Während des Ochoan begannen sich große Teile der Nordamerikanischen Plattform erneut zu heben. In Zusammenhang damit wurden in den von Riffen (Guadalupian) abgeriegelten texanischen Becken mehr als 1000 m mächtige Anhydrit-Steinsalz-Folgen mit Kalisalzflözen abgelagert. Der Kordilleren-Trog im W Nordamerikas bildete zusammen mit den tektonisch aktiven Senkungszonen Nordost-Sibiriens, Japans, Neuseelands, der Westantarktis und dem südamerikanischen Anden-Trog das z i r k u m p a z i f i s c h e G eosyη klinalsystem. Im unteren Perm wich das Inlandeis wieder vom G o n d w a n a - K o n t i n e n t . Über der Kaltwasserfazies der EurydesmenSchichten liegen weit verbreitet kohleführende Serien mit Glossopteris. In S ü d a m e r i k a sind kontinentale Perm-Sedimente aus dem brasilianischen Paraná-Becken und dem argentinischen Vorkordilleren-Trog bekannt. In S ü d a f r i k a folgt über den Dwyka-Tilliten die unterpermische kohleführende Ecca-Serie (1000 m). Die untere Beaufort-Serie des Oberperms enthält Reptilien und Amphibien. Auf den oberkarbonischen Talchir-Tilliten I n d i e n s liegt die kohlenreiche ( 6 0 - 8 0 Mrd. t) untere Gondwana-Serie. In A u s t r a l i e n breiteten sich über den Eurydesmen-Schichten die Greta Coal measures mit mächtigen Basaltlagem und Andesittuffen aus. Auch die oberkarbonischen Tillite der A n t a r k t i s (Ohio

106

Das Paläozoikum

Range) werden von pflanzenführenden (Glossopteris, Gangamopteris, Noeggerathiopsis, Schizoneura) Schichten mit Kohlenflözen überlagert. c) Klima Für das Perm kann man ähnliche Klimazonen konstruieren wie für das Oberkarbon. Die tropische Zone lag anscheinend noch immer im Bereich des Eurasiatischen Mittelmeeres. Die nördlich anschließende Trockenzone reichte bis nach Ostgrönland und Spitzbergen. In ihren Lagunen entstanden die reichsten Salzlagerstätten der Erdgeschichte. Die Kohlenvorkommen von Workuta, der Taimyr-Halbinsel, der Tunguska-Syneklise und der Becken von Kusnezk und Minussinsk gehörten der nördlichen gemäßigten Zone an. Auch die unterpermischen Flöze in Schansi zeigen humides Klima an. Rotsedimente und Gipse des Oberperms sprechen aber für zunehmende Trockenheit. Nach dem Eisrückzug auf der Südhalbkugel stellte sich auch in Teilen d e i Gondwana-Kontinents gemäßigtes humides Klima ein, so daß es zur Ausbreitung kohlebildender Waldmoore kam. Wärmeliebende, marine Faunen, wie die Fusuliniden, Korallen und bestimmte Brachiopoden (Richthofeniiden, Oldhaminiden), waren vor allem im Eurasiatischen Mittelmeer und im amerikanischen Kordilleren-Trog verbreitet. Die Fusuliniden drangen im Anden-Trog weit nach Süden vor und waren in der Arktis (Grönland, Spitzbergen) beheimatet. Im Perm sind erstmals auch p f l a n z e n g e o g r a p h i s c h e Provinzen zu erkennen. Auf dem Gondwana-Kontinent herrschte die G l o s s o p t e r i s - F l o r a , in Nordamerika und Europa die tropische e u r a m e r i s c h e Pflanzengesellschaft. Während des Perms erschienen Abkömmlinge der GlossopterisFlora in Nordrußland, im Altai und Sibirien und bildeten zusammen mit euramerischen Pflanzen die A n g a r a - P r o v i n z . Die tropische C a t h a y s i a - P r o v i n z Ostasiens umfaßte Glossopteris, Gigantopteris und euramerische Florenelemente. d) Krustenbewegungen Im Perm endete die variszische Orogenese. N u r in Ostaustralien kam es im Oberperm noch einmal zu Krustenbewegungen.

Die variszische (herzynische) Gebirgsbildung

107

Die variszischen Faltengebirge der Erde durchliefen bereits seit dem Oberkarbon das Molasse-Stadium. Saumsenken und intermontane Becken wurden mit kontinentalen Sedimentmassen gefüllt, vulkanische Eruptionen und Granitintrusionen begleiteten die spätorogene Bruchfaltung. In Zentralasien drang das Meer während des Oberkarbons und Unterperms wiederholt in die Längsdepressionen des Gebirges ein, so daß die Innensenken hier, im Gegensatz zu denen Europas, auch marine Schichten enthalten. Epirogene Schollenbewegungen schufen in den ariden Bereichen Nordamerikas und Europas die Voraussetzungen zur Entstehung großer Salzlagunen. Am Ende des Perms waren die Plattformen der Nordhalbkugel zu einem Großkontinent (Laurasia) zusammengewachsen, dem auf der Südhalbkugel der Gondwana-Block gegenüberstand. Marine Sedimente zwischen Madagaskar und Afrika zeigen aber, daß sich der tektonische Zerfall Gondwanas vorbereitete (Abb. 86).

8. Die variszische (herzynische) Gebirgsbildung Tektonische Strukturen und Gesteinsverbände sind im variszischen 4 Faltengebirge der Erde weit vollständiger und besser erhalten als in den verbliebenen Schollen des älteren kaledonischen Orogens. Daher lassen sich auch die Entwicklung der Geosyrrklinalen, Verlagerungen von Hebungs- und Senkungszonen sowie der Zusammenhang zwischen Sedimentation und Bewegung klarer erkennen und rekonstruieren. Die variszische Orogenese führte auf der Nordhalbkugel der Erde zu einer wesentlichen Erweiterung der Plattformen und verband die alten Kontinentalkerne zu einem eurasiatisch-nordamerikanischen Großkontinent (Abb. 49). Die Gebirgsbildung begann in Mitteleuropa im Oberdevon und endete im Perm (Abb. 50). Unterkarbonische (bretonische) Bewegungen sind im Rheinischen Schiefergebirge, im Harz, in den Appalachen, in Kasachstan, Indochina, Südchina, Ostaustralien und Südamerika nachzuweisen. ' Varisziscb nach dem Volksstamm der Variscer in NO-Bayern; hercynia silva römische Bezeichnung f ü r die deutschen Mittelgebirge.

berzynisch

nach

108

Das Paläozoikum

Abb. 49. Präkambrische Plattformen und paläozoische Faltungszonen der Nordhalbkugel. 1 Nordamerikanische, 2 Hyperboräische, 3 Barents-, 4 Osteuropäische, 5 Sibirische, 6 Nordchinesisch-koreanische, 7 Südchinesische, 8 Vietnamesische, 9 Tibetische, 10 Tarim-, 11 Indische, 12 Afrikanische, 13 Südamerikanische Plattform.

Die variszische (herzynische) Gebirgsbildung

109

Die mitteleuropäische Geosynklinale, Teile des Urals, des Tienschans, Zentralkasachstans, der Appalachen und Ostaustraliens wurden in der sudetischen Epoche gefaltet. Oberkarbonische (asturische) Faltungen gliederten die rheinische Molassesenke Westfalens dem Gebirgskörper an und sind in Südostengland, Asturien, Oberschlesien und im Ural festzustellen. Permische Bewegungen ereigneten sich am Westhang des Urals, im Tienschan, im Altai, in Ostaustralien, in den Appalachen und in den argentinischen Kordilleren. In Mitteleuropa hielt der Diabas-Vulkanismus der Geosynklinalzeit bis in das Unterkarbon an. Die granitischen und granodioritischen spät- bis postkinematischen Intrusionen häuften sich im Oberkarbon. Im späten Oberkarbon und Perm folgte im Zusammenhang mit der spätorogenen Bruchtektonik ein intermediärer bis saurer Spaltenvulkanismus (Abb. 50). Die radióme-

110

Das Paläozoikum

A b b . 51. T c k t o n i s c h e G l i e d e r u n g d e s v a r i s z i s c h e n G e b i r g e s in M i t t e l e u r o p a (n. D V O R A K u . P A P R O T H 1969).

trischen Alterszahlen für magmatische Gesteine, Kristallisationen und Metamorphosen liegen vorwiegend zwischen 330 und 290 Mio. J. Die Reste des Variszischen Gebirges in Mitteleuropa bilden heute ein kompliziertes Schollenmosaik (Abb. 51). Die Niederländische Plattform und die Brabanter Scholle sind Bestandteile des kaledonisch konsolidierten Nordkontinents. Die rheinische Molassesenke wanderte im Verlauf des Karbons von Süden nach Norden und ist mit ca. 5000 m mächtigen Sedimenten des Oberkarbons gefüllt. Die Rheno-herzynische Zone enthält vorwiegend devonischkarbonische Gesteine und wurde in nordwestvergente Falten gelegt. Die vorwiegend kambro-silurischen Gesteine der Saxo-thuringischen Zone zeigen eine stärkere Metamorphose und enthal-

Die variszische (herzynische) Gebirgsbildung ten basische, vor 250 Mio. J.).

allem

aber saure Tiefengesteine

111 (360-330,

Hochmetamorphe Gneise und große Plutone postkinematischer Granite (330-290 Mio. J.) bauen die Moldanubische Zone auf. Die Metamorphose des Moravikums erfolgte bereits vordevonisch. Das angrenzende Sudetikum besteht dagegen überwiegend aus variszischen Strukturen. Die Lugisch-silesische Scholle grenzt an den mobilen Westrand der Osteuropäischen Plattform und wird aus vorpaläozoischem Kristallin, einigen schmalen, mit altpaläozoischen Sedimenten gefüllten Senken und variszischen Plutonen (320-290 Mio. J.) aufgebaut. In Westeuropa tauchen Teile des variszischen Gebirges im Armorikanischen Massiv und im französischen Zentralmassiv (Intrusionen 330-290 Mio. J.) auf. Nach Osten hin ist der Zusammenhang mit den eurasiatischen Faltenketten unterbrochen, da die alpidische Faltung die variszischen Strukturen am Südrand der Osteuropäischen Plattform überwältigte. Variszisch gefaltete Zonen sind außerdem in den Alpen, in Spanien und in Nordafrika vorhanden. Während der Faltung der Geosynklinale kam es auf den Plattformen zur Bildung von Tafelstrukturen. Am Südrand des Baltischen Schildes brach der Oslo-Graben ein. Gleichzeitig intrudierten alkalireiche Tiefengesteine. Auf der Russischen Tafel hoben sich der Ukrainische Schild und die Woronesh-Anteklise. Im Osten der Sibirischen Plattform sank die Tunguska-Syneklise ein. Auf der Nordamerikanischen Plattform entstanden die Ouachita-Strukturen, auf dem Gondwana-Block der Amazonas-Trog, der Paraná-Trog, das Kongo-Becken und der Kap-Trog. Die variszische Gebirgsbildung bildete auch eine der Voraussetzungen für die einzigartige Kohlebildung während des Jungpaläozoikums. Nachdem die Landflora einen hohen Entwicklungsstand erreicht hatte und klimatische Bedingungen für einen üppigen Pflanzenwuchs bestanden, boten die variszischen Saum- und Innensenken den Raum zur Speicherung großer Massen inkohlungsfähiger pflanzlicher Substanz.

112

Das Mesozoikum D. Mesozoikum ( 2 2 5 - 6 7 M i o . J.) 1. Trias (225-195 Mio. J.)

Unter der Bezeichnung Trias faßte ALBERTI 1834 die bereits früher in Deutschland bekannten Stufen des Buntsandsteins, Muschelkalks und Keupers zusammen (Tab. 11). a) Pflanzen- und

Tierwelt

Kalkabscheidende A l g e n waren in der Trias wichtige Gesteinsbildner. Die Dasycladaceen siedelten in den Riff- und Lagunenzonen (Diplopora, Physoporella) und können als Faziesfossilien verwendet werden. Auf den Festländern starben die baumförmigen L y c o p h y t e n (Sigillarla, Lepidodendron) und die A r t i c u l a t e n (Calamites) aus. Sie wurden durch Formen mit geringerem Höhenwuchs und reduziertem Holzteil abgelöst (Pleuromeia, Schizoneura, Equisetites (Abb. 52). Aus den Pteridospermen entwickelten sich neue G y m n o s p e r m e n g r u p p e n (Thinnfeldia, Lepidopteris, Sagenopteris). Die F a r n e wurden u. a. durch die Marattiaceen, die Osmundaceen und Matoniaceen vertreten.

Abb. 52. Pleuromeia sternbergi M Ü N S T . , (n. M Ä G D E F R A U ) . Kleinwüchsige Verwandte der älteren Sigillarien, jedoch ohne Sekundärholz. An T r o c k e n k l i m a angepaßt mit wasserspeicherndem Gewebe im S t a m m . Endständiger heterosporer Zapfen (Mittlerer Buntsandstein).

Trias

113

Besonders bemerkenswert sind die cycadeenartigen G e w ä c h s e . Die zu ihnen gehörenden zwitterblütigen Bennettiteen waren zwar keine direkten Vorläufer der Blütenpflanzen, brachten aber erstmals den Angiospermen ähnelnde Blüten hervor. Die H e x a k o r a l l e n (Scleractinia) lösten die Rugosen (Tetrakorallen) des Paläozoikums ab. Unter den B r a c h i o p o d e n gewannen die Terebratulaceen (Rhaetina, Coenothyris) an Bedeutung. Die Spiriferaceen (Spiriferina) erloschen im Rät bzw. im Lias. Die M u s c h e l n überflügelten nun die Brachiopoden und sind die häufigsten marinen Fossilien der Trias. Die Anisomyaria stehen an der Spitze. Zu ihnen gehören die Aviculiden (Avicula, Daonella, Monotis), die Limiden (Lima) und die erstmals auftauchenden Ostreiden. Wichtige heterodonte Formen waren die Trigoniiden (Myophoria), Megalodon und die Cardiiden (Abb. 53). Nach dem Massensterben am Ende des Perms erlebten die N a u t i l o i d e e n und A m m o n o i d e e n eine neue Blütezeit. Aus den verbliebenen Ophiceratiten entwickelten sich die reich skulpturierten Ceratiten (Ceratites, Beneckeia), die Tropitiden, Trachyceratiden (Trachyceras) und die Pinacoceratiden (Pinacoceras). Gegen Ende der Trias brachte ein erneutes Massen-

Abb. 53. Fossilien der Trias. R e p t i l - F ä h r t e n : 1. Chirotherium barthi KAUP, 1 : 20. A m p h i b i a : 2. Trematosaums brauni BURM., Schädel 1 : 22. R e ρ t i 1 i a : 3. Nothosattrtis mirabilis M Ü N S T . , Schädel, 1 : 13, 4. Placodus giga* AG., Schädelunterseitc 1 : 3. A m p h i b i a : 5. Mastodonsaurus giganteas JAEG., Schädel, 1 : 33, 5 a. Fangzahn. L a m c l l i b r a n c h i a t a : 6. Myophoria costata ZENK-, 7. Myophoria vulgaris S C H L O T H . , 8. Myophoria kefersteini M Ü N S T . , 9. Hoertiesia socialis (SCHLOTH.), 10. Lima striata S C H L O T H . , 11. Trigonodus sandbergeri v. ALB., 12. Rhaetavicula contorta P O R T L . B r a c h i o p o d a : 13. Coenothyris vulgaris ( S C H L O T H . ) , 14. Tetractinella trigonella ( S C H L O T H . ) , 15. Rhaetina gregaria SUESS., 16. Spiriferina fragilis S C H L O T H . C e p h a l o p o d a : 17. Beneckeia buchi ALB., 18. Ceratites nodosus BRUG. C r i n o i d e a : 19. Encrinus liliiformis S C H L O T H - , 1 : 3. L a m e l l i b r a n c h i a t a ( a l p i n e T r i a s ) : 20. Pseudomonotis darai E M M R . , 21. Daonella lommeli WISSM. C e p h a l o p o d a (alpine Trias): 22. Ptychites studeri HAU., 23. Trachyceras aon M Ü N S T . , 24. Tropites subbullatus HAU., 25. Pinacoceras metternichi HAU., 26. Cladiscites tornalus B R O N N . P i s c e s : 27. Ceratodus kaupi AG., Z a h n . M a m m a 1 i a : 28. Oligokyphus triserialis H E N N . , Backenzahn ν. d. Seite u. ν. oben, 1 : 1. 8

Schmidt, Erdgeschichte

Trias

115

sterben Nautiloideen wie auch Ammonoideen fast völlig zum Erlöschen. Die neu auftretenden B e l e m n o i d e e n (Aulacoceras) leiten sich vermutlich von den gestreckten Nautiloideen ab. Die C r i η o i d e η der Trias besaßen einfachere Kelche als die des Paläozoikums. Von Beginn des Mesozoikums an dominierten unter den F i s c h e n die Actinopterygier. Daneben lebten Elasmobranchier, Crossopterygier und Dipnoer (Ceratodus). Die A m p h i b i e n wurden vor allem durch Labyrinthodonten (Mastodonsaurus, Trematosaurus) vertreten. Bei den R e p t i l i e n entfalteten sich die Thecodontier, Saurischier und Ornithischier (Abb. 54). Sie erreichten in der Ober-

A b b . 54. Flateosaurus (Dinosaurier) Ob. T r i a s - D e u t s c h l a n d , SAfrika, China Länge 6 m. 2 Schläfenöffnungen Jm Schädel, spateiförmige Z ä h n e , h e r b i v o r . Becken v o m S a u r i s c h i e r t y p u s . Bip e d , V o r l ä u f e r d e r vierfüßigen großen Dinosaurier des J u r a u n d der K r e i d e (n. v. H U E N E ) .

trias bereits Körperlängen bis zu 10 m. Andere Gruppen wie die Ichthyopterygier (Mixosaurus), die Sauropterygier (Nothosaurus) und die Placodontier wurden wieder Meeresbewohner. In Rät-Ablagerungen Westeuropas sind die ersten Reste kleiner S ä u g e t i e r e (Oligokypbus) zu finden. Wichtige L e i t f o s s i l i e n der Trias sind: Ammonoideen, Brachiopoden, Muscheln und Kalkalgen in marinen Ablagerungen, in kontinentalen Sedimenten Tetrapoden und Pflanzen. b)

Paläogeographie

Wie im Perm bestanden auch in der Trias ausgedehnte Festländer. Eurasien und der Gondwana-Block wurden durch das

116

Das Mesozoikum

Eurasiatiche Mittelmeer, die Τ e t h y s 5 , voneinander getrennt. Ein weiteres Geosynklinalsystem umgab den Pazifik. Episodische Überflutungen weiter Plattformteile führten zu einem Wechsel kontinentaler und mariner Tafelsedimente, während sich in den erdumspannenden Geosynklinalen vorwiegend pelagische Sedimente ablagerten. In E u r o p a blieb die Geographie der Perm-Zeit im wesentlichen erhalten. Die Osteuropäische Plattform bildete ein Festland, Mittel- und Südwesteuropa hingegen erlebten episodische Transgressionen und wurden von Randmeeren der Tethys bedeckt. Die Ablagerungen dieser g e r m a n i s c h e n F a z i e s weisen eine charakteristische Dreigliederung in Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper auf (Tab. 11). In M i t t e l e u r o p a füllte sich das Germanische Becken während der B u n t s a n d s t e i n - Z e i t mit dem Verwitterungsschutt der umgebenden Hochgebiete, auf denen lateritische Verwitterung vorherrschte. Im Beckeninneren treten auch marine und brackische Siltsteine und salinare Serien auf (Abb. 55). Im Becken des u n t e r e n Buntsandsteins nahm der Kalkgehalt nach Norden bis zur Bildung kalkig-dolomitischer Oolithbänke (Rogensteine) zu. Die Sedimente enthalten Tongallen, Wellenfurchen, Trockenrisse und Trittsiegel. Im m i t t l e r e n Buntsandstein wurde das Klima anscheinend feuchter. Breite Sandfächer schoben sich von den Küsten her in das flache Lagunenmeer vor. Die marinen Lagen enthalten u. a. Gervilleia, Myophoria, Pleuromya, die kieseligen kontinentalen Sandsteine Pflanzen (Pleuromeia), Reptilreste und Fische. Da während des o b e r e n Buntsandsteins (Röt) die Verbindung zum offenen Meer im Norden abbrach, entstanden in der übersalzenen Flachsee bis zu 100 m mächtige Steinsalzlager (Abb. 55). Die Transgression des M u s c h e l k a l k - M e e r e s erfolgte von Südosten her durch die Oberschlesische Pforte. Die Wellenkalke des u n t e r e n Muschelkalks sind typische Flachwasserbildungen mit Kreuzschichtung, Wellenfurchen, Brachiopoden- und Muschelschill-Bänken sowie Resten von Land5 Begriff von E. SUESS für die Meereszone am N o r d r a n d G o n d w a n a s eingeführt. „Tethys" nach der Gemahlin des O k e a n o s .

Trias

117

Wirbeltieren und Reptilien (Nothosaurus, Placodus). Eine vorübergehende Abriegelung des Beckens im m i t t l e r e n Muschelkalk führte bei dem herrschenden Trockenklima zur Ablagerung von dolomitischen Mergeln, Anhydrit und Steinsalz. Z u Beginn des o b e r e n Muschelkalks brach das Südmeer erneut, nun aber aus Südwesten durch die Burgundische Pforte, in das Germanische Becken ein. Seine kalkigen Sedimente (Trochitenkalke) sind oft ganz mit Crinoidenresten (Encrinus liliiformis) erfüllt. Höher folgen Plattenkalke und Mergel, deren Ammonoideen (Ceratiten) für Ablagerung in tieferem Wasser sprechen. Im Κ e u ρ e r wurde das Flachmeer in eine weite Deltalandschaft mit abflußlosen Becken verwandelt (Abb. 55). Auf die kohleführenden Sandsteine des u n t e r e n Keupers (Lettenkeuper) folgten bunte, feinklastische, teils salinare Sedimente des m i t t l e r e n Keupers. Bei Trossingen in Schwaben und bei Halberstadt am Harz konnten aus den Knollenmergeln neben Mollusken, Krebsen, Fischen und Amphibien gut erhaltene Reptilien (Plateosaurus) geborgen werden (Abb. 54). In den brackischmarinen Schichten des Räts verliert sich die Buntfärbung. Die dunklen T o n e und Sande mit eingeschalteten Bonebeds von Landund Meerestieren sind Ablagerungen eines Meeres, das von N o r den her bis nach Schwaben vorstieß und im Osten bis zur Oder reichte. Auf der variszischen Plattform des w e s t l i c h e n Mittelm e e r r a u m e s und der westlichen Alpen entwickelte sich die Trias ebenfalls in germanischer Fazies. In der Obertrias erreichten jedoch Vorstöße der Tethys aus dem östlichen mediterranen Becken Südspanien und M a r o k k o . Die p e l a g i s c h e n Ablagerungen der T e t h y s sind in den alpinen Gebirgen Südeuropas erschlossen. Durch die starke Faltung und Deckentektonik ist es aber schwer, ein Bild von der Anordnung der ehemaligen Ablagerungsräume zu gewinnen. Der erste Meereseinbruch in den Ablagerungsraum der n ö r d lichen Kalkalpen (Ostalpen) erfolgte im oberen Perm

Tabelle 11.

Gliederung des Trias.

118

Das Mesozoikum A l p i n e Trias

Abt.

Stufe

Leitfoss.

Bayrische Alpen

Dolomiten Geschichtete Riff-Fazies Fazies

195 Mio. J. Rät

Rhaetavicula contorta

150 m Kössener Sch. (dunkle Kalke u. Meigel)

Rätischer DachsteinDolomit 600 m

Halorites 1000 m Hauptdolomit

Nor

•Dachstein-Dolomit

Monotis salinaria

50 m Raibier Schichten (Heiligenkreuz-Sch.)

Tropites subbullatus Kam Trachyceras aonoides

205

100m Tuffe Trachyceras aon

Ladin

Paraceratites trinodosus Anis

Paraceratites binodosus Dadocrinus gracilis

215

250 m Cassianer Schichten

Tirolites cassianus Skyth Ctaraia clarai

1000 m SehlemDolomit (MarmolataKalk)

300 m Wengener Schichten

Halobia lommeli

Diplopora annulata

O 225 Mio. J.

250 m MegalodusDolomit (DiirrensteinDolomit)

200 m PartnachSch. (Mergel)

300 m Graue u. plattige Kalke „Alpiner Muschelkalk"

250 m Rote oder entfärbte Sandsteine „Alpiner Buntsandstein"

50 m Buchensteiner Schichten 10 m Ob. Mu schelk. 50 m MendelDolomit (Sarl-Dol.) 10 m Unt. Muschelk.

Campiler Sch. 250 m Seiser Sch.

Trias

119

Getm añ sehe Stufe

Tiias· Schweizer Alpen

Schwarzwald und Schwaben

Leitfoss.

7 m Rätsandstein Oberer (Rät)

Rhaetavicuía contorta

10 m Rät

30 m Knollenmergel 60 m Stubensandstein 15 m Ob. Bunte Mergel 10 m

Mittlerer (Gipskeuper)

Kieselsandstein Lehrberg-Sch.

15 m Unt. Bunte Mergel (Rote Wand)

50 m Quarten-Schiefer

15 m Schilfsandstein

Myophoria kefersteini

Unterer (Lettenkohle>

Oberer (Hauptmuschelkalk)

•υ e 3

80 m Gipskeuper

30 m Kohlenkeuper

Ceratites nodosus Ceratites spinosus Encrinus liliiformis

55 m Dolomite, Tonmergel, Kalke, Xonkalkplatten, (Ceratiten)___ 25 m Trochitenkalk

Mittlerer (Anhydritgruppe)

25 m Anhydritgruppe 100 m Salz

Unterer (Wellenkalk)

Beneckeia buchi

58 m Wellenmergel u. -dolomite, Schiefer, Mergel

Oberer ( R o t )

Beneckeia tenuis

Mittlerer (Hauptbuntsandstein) Unterer

5 40 3 20 J5Ò 50

m Rötton m Plattensandstein m Karneolbank m Hauptkongl. m Haugtbuntsdst. m"Eclisclies"Rongr

40 m Tigersandstein

50 m Röti-Dolomit

10 m Meiser Sandstein

Trias

121

(S. 102). In der Untertrias breiteten sich zunächst klastischc R o t sedimente aus, über denen die d u n k l e n knolligen Kalke des alpinen Muschelkalks (Anis) folgen. Im Ladin e n t s t a n d e n lang hinziehende Riffe (Korallen, Kalkalgen) u n d mit Kalkalgenrasen besiedelte Lagunen, aus denen die mächtigen, gipfelbildenden W e t t e r s t e i n k a l k e u n d R a m s a u d o l o m i t e hervorgingen. W ä h r e n d des Karns gelangten d a n n v o m Vindelizischen L a n d im N o r d e n klastische Sedimente in das flacher w e r d e n d e Becken. Sie enthalten bei L u n z Steinkohlenflöze. An die Lagunenfazies des norischen H a u p t d o l o m i t s (Ölschiefer v o n Seefeld) schlossen sich s ü d w ä r t s , in Z o n e n sauerstoffreicheren Wassers, die Riffe des Dachsteinkalkes (Tbecosmilia, Montlivaultia, Megalodon) an. Die fossilreichen Kössener Schichten (Rhaetavicula contorta, Gervilleia inflata) geh ö r e n ins R ä t . In den Becken der S ü d a 1 ρ e η b e g a n n die m a r i n e Sedimentation eher als im N o r d e n . Über den permischen B e l l e r o p h o n k a l k e n liegen hier die Sandsteine u n d Alergel der Seiser u n d C a m p i l e r Schichten. Im Anis u n d Ladin b a u t e n D i p l o p o r e n , Korallen u n d andere kalkabscheidende O r g a n i s m e n bis zu 1000 m mächtige Riffe (Mendola-, Schierndolomit) auf. Bituminöse Schichten der Anis/Ladin-Grenze a m M o n t e San Giorgio lieferten vorzüglich erhaltene Reptilien (Ticinosuchus, Ceresiosaurus, Tanystropbeus u. a.). V u l k a n e des Ladins f ö r d e r t e n Porphyrite u n d M e l a p h y r e , so d a ß sich die Becken u n d Lagunen mit Riffschutt, Laven u n d T u f f e n füllten (Wengener Schichten). Im Karn t r a t wie im N o r d e n eine Verflachung u n d Regression ein. An der Basis der Raibier Schichten liegen Bohnerze. Die Profile v o n Raibl enthalten Schiefer mit Pflanzen u n d Fischen. V o m N o r ab w u r d e n e r n e u t mächtige Kalke ( H a u p t d o l o m i t , Dachstein-Dolomit) abgelagert.

A b b . 55. P a l ä o g e o g r a p h i e d e s B u n t s a n d s t e i n s u n d d e s K e u p e r s . Die festländischen Schuttmassen des Buntsandsteins e n t s t a m m e n wechsclfeiichten Abtragungsgebieten mit Roterde-Verwitterung. Grobe Schotter w u r d e n von Süden her aus d e m G e b i e t d e r h e u t i g e n V o g c s c n u n d d e s S c h w a r z w i l d e s in d a s R h e i n i s c h e B e c k e n vcrfrachti-t. O i e S e d i m e n t e d e s K e u p e r s d e h n t e n sich v o n N o r d e n h e r als w e i t f l ä c h i g e D e l t a b i l d u n g e n ü b e r d a s G e r m a n i s c h e Becken a u s . V o m V i n d e l i z i s c h e n L a n d w u r d e n S a n d s t e i n e ( S t u b e n - , B u r g s a n d s t e i n ) n a c h W e s t e n in d a s Becken g e s c h ü t t c t (n. W U R S T E R 196,S .

122

Das Mesozoikum

Die Sedimentbecken der Ost- und Südalpen setzten sich über die Karpaten und den Balkan sowie die Adriatische Geosynklinale nach Osten fort. Die Gesteinsentwicklung blieb hier in großen Zügen die gleiche. In den K a r p a t e n und im B a l k a n liegen jedoch die pelagische und die germanische Fazies nebeneinander, so daß man hier das Randgebiet zum eurasiatischen Festland annehmen darf. In den innerdinarischen Trögen der A d r i a t i s e h e n G e o s y n k l i n a l e sind mächtige Schieferfolgen mit Hornsteinen und Vulkaniten (Oberperm-Obertrias) anzutreffen. Die pelagischen Ablagerungen der Tethys reichen über Kleinasien, den Himalaja und Indochina bis in den Ostindischen Archipel. Im H i m a 1 a j a gehen 1000-2000 m mächtige Triasserien ohne Lücke aus den permischen Productus-Schichten hervor. In der Salt Range bestand ein epikontinentales Becken, dessen Amphibien- und Reptilienreste auf den nahen Rand des Gondwana-Kontinents hindeuten. Auf dem erneut überfluteten Südrand der C h i n e s i s c h e n P l a t t f o r m (Yünnan, Kweitschou) wechsellagern marine Flachwasserkalke mit paralischen Kohlen (Nor). Trias-Sedimente sind auf der O s t e u r o p ä i s c h e n Plattf o r m kaum erhalten. Im U r a l stiegen während der unteren Trias basische Instrusivkörper und liparitische Schmelzen auf. Tektonische Gräben im Transural enthalten kohleführende Serien (1000 m) der Obertrias. Auf der S i b i r i s c h e n Plattform hielt die bereits im Oberperm eingeleitete vulkanische Tätigkeit mit der Förderung tholeiitischer Laven an. Für das a r k t i s c h e B e c k e n sind kalkarme, klastische Sedimente bezeichnend. Sie liegen auf Spitzbergen, auf der Bäreninsel und in Ostgrönland. Südliche Ausläufer dieser Flachsee hinterließen auch die marinen Zwischenlagen im deutschen Buntsandstein. In Nordamerika griff ein arktischer Golf südwärts bis nach Britisch-Kolumbien vor, von wo mächtige vulkanische Serien (Nicola-Formation) bekannt sind. Die Ablagerungen der Obertrias Ostgrönlands bestehen aus roten Mergeln, Gips und Arkosen.

Trias

123

In den z i r k u m p a z i f i s c h e n G e o s y n k l i n a l e n am Ostrand Eurasiens begann in der oberen Trias die k i m m e rische Faltung. Vollständige Triasprofile mit Kalken, Schiefern und Sandsteinen findet man im S i c h o t e - A l i n . Nach Norden hin werden die Schichten lückenhafter. Im Gebiet von W e r c h o j a η s k liegen 4000-5000 m mächtige marine Schiefer und Sandsteine (Obertrias). In J a p a n ereignete sich nach einer Flyschsedimentation im Skyth und Anis die Akiyoshi-Faltung (Ladin). Die Ablageningen der Obertrias haben daher zum Teil Molassecharakter. In N e u k a l e d o n i e n und N e u s e e l a n d liegen dunkle Schiefer und klastische Sedimente mit Eruptivgesteinen. Am Ostrand des Pazifiks überflutete das Meer im K a m und N o r den Kordilleren- und den Anden-Trog. Im A n d e n - T r o g besteht die Untertrias aus kontinentalen Sandsteinen und Schiefern mit Walchia. Marine Kalke des N o r sind weit verbreitet. Im K o r d i l l e r e n - T r o g liegen 4000 m mächtige submarine Laven, Brekzien und Tuffe. Auf der Ostseite Nordamerikas enthalten die intermontanen Becken der A p p a l a c h e n bunte Sedimente (6000 m) typischen Trockenklimas. Bemerkenswert sind die gewaltigen Ergüsse von Doleriten und Basalten in den „Palisaden" am Hudson. Auf dem noch zusammenhängenden G o n d w a n a - K o n t i n e η t entstanden ausgedehnte kontinentale Becken, deren Sedimente nur schwer gegen das Perm abzugrenzen sind. Im Gegensatz zu den überwiegend grauen permischen Ablagerungen nahmen die Triasgesteine infolge der zunehmenden Trockenheit eine immer kräftigere Buntfärbung an. In S ü d a f r i k a liegt die Stormberg-Serie (2700 m) mit dem kohleführenden Molteno-Sandstein, den Red beds (verkieselte Baumstämme, Reptilien) und dem Cave-Sandstein. Darüber folgen die Drakensberg-Vulkanite, eine 1300 m mächtige Folge basaltischer Decken. Triassisches Alter haben auch die mächtigen Karru-Dolerite. Im P a r a n á - B e c k e n Südamerikas kam es während des Karn zu einem kurzfristigen Meereseinbruch.

124

Das Mesozoikum

c) Klima Schon zu Beginn der Trias waren die scharfen Klimagegensätze des Jungpaläozoikums weitgehend ausgeglichen. Uber die Zone tropisch-humider Kohlenbildung rückte in Europa nun der aride bis semiaride Bereich mit iibersalzenen Flachmeeren und Salzlagunen nach Süden vor. In den ehemaligen Vereisungsgebieten der Südkontinente entstanden die bunten, teils gipsführenden Ablagerungen einer südlichen ariden Zone. Insgesamt scheint sich der Äquator aus Südeuropa nach Nordafrika verlagert und seiner heutigen Position genähert zu haben. In den Kohlenvorkommen Südafrikas und Ostaustraliens (Queensland, Victoria, Tasmanien) zeichnet sich ein südlicher Gürtel gemäßigt-humiden Klimas ab. Weite Teile der Triasmeere waren einheitlich besiedelt. Aus der Tethys drangen Faunen in die epikontinentalen Randmeere ein und entwickelten hier eigene Formen. Der Gondwana-Kontinent und die Nordkontinente besaßen hinsichtlich ihrer Pflanzen- und Tierwelt noch immer eigene Züge. d)

Krustenbewegungen

Die Trias war, wie bereits das Jungproterozoikum und Unterdevon, eine Zeit der Landvormacht. Vermutlich wurde auch die Tethys schmaler. Stärkere orogene Bewegungen erfolgten erst in der jüngeren Trias (Altkimmerische Faltung). Sie erfaßten vor allem Südostasien (Indochina, China) und später auch Nordostasien. Dementsprechend wurden in der zirkumpazifischen Zone große Massen basaltischer und andesitischer Laven gefördert. Die vulkanische Aktivität der Tethys blieb hingegen gering. Der starke Spaltenvulkanismus der Südkontinente spricht dafür, daß der Zerfall des Gondwana-Kontinents weiterging. In Südafrika ereignete sich die Hauptdeformation der Kap-Ketten.

2. Jura (195-137 Mio. J.) Die Formationsbezeichnung Jura von

(n. d. Schweizer Jura) wurde

B R O N G N I A R T u n d A . VON H U M B O L D T

Begriffe Lias

(blaugraue

1785

eingeführt.

Kalke und Mergel), Dogger

Die

(eisen-

Jura

125

schüssige Sandsteine, Mergel, Kalke) und Malm (helle Kalke) stammen aus der englischen Steinbruch-Industrie (Tab. 12). a) Pflanzen- und

Tierwelt

F a r n e und G y m n o s p e r m e n beherrschten die Landvegetation der Jurazeit; besonders weit verbreitet waren GinkgoGewächse» Cycadeen, Nilssonien, Bennettiteen und Coniferen (Abb. 64). F o r a m i n i f e r e n , vor allem Kalkschaler (Lageniden), sind in den marinen Ablagerungen des Juras weit verbreitet. Unter ihnen erschienen die ersten planktonischen Formen (Globigerina). Die R a d i o l a r i e n bildeten Kieselgesteine (Radiolarit). Die pelagischen Kalke der Jura/Kreidegrenze enthalten als charakteristische Einzeller die kalkschaligen C a l p i o n e l l e n . Kieselschwämme entwickelten einen großen Formenreichtum (Tremadictyon, Cnemidiastrum). Die H e x a k o r a l l e n zeigen vom Jura an k a u m mehr Veränderungen. In den Riffen der Mediterranzone lebten Thamnasteria, Stylina, Thecosmilia, Isastrea (Abb. 56, 57). Auch die G a s t r o p o d e n erlebten keinen nennenswerten Wandel. Neue Gattungen entstanden dagegen bei den L a m e 11 i b r a n c h i a t e n (Pholadomya, lnoceramus). Trigonia und Gryphaea erschienen zuerst in der pazifischen Obertrias und breiteten sich im Jura über weite Teile der Erde aus. Mit Diceras begann die Reihe der dickschaligen, später riffbildenden Muscheln. Nach dem großen Ammonoideen-Sterben an der Trias/Juragrenze ging aus den überlebenden Phylloceratinen die Fülle der Jura - A m m o n o i d e e n hervor, deren besondere Kennzeichen die starke Loben-Zerschlitzung und zunehmende Schalenverzierung sind (Tab. 51, 52). Im englischen Portland sind auffallend großwüchsige Formen (Titanites) zu finden. Die B e l e m n o i d e e n erlebten ihre Hauptentfaltung. Im Lias traten kleinwüchsige (Nannobelus), im Dogger auch Riesenformen (.Megateuthis) auf. Hastites (Lias-Dogger) und Hibolites (Malm) gehörten zu den häufigsten Gattungen. Die C r i η o i d e η siedelten als kurzgestielte Formen im Riffbereich (Pentacrinus) und verdrifteten als Pseudoplankton wie der langstielige (bis 16 m) Seirocrinus. Außerdem lebten frei

Jura bewegliche Formen (Saccocoma). tung der irregulären S e e i g e l .

127

Bemerkenswert ist die Ausbrei-

Aus dem Jura sind etwa 1000 I n s e k t e n arten bekannt. Bei den F i s c h e n herrschten die Holosteer (Schmelzschupper) vor. Im Lias erschienen auch die Teleosteer (Knochenfische) mit Leptolepis. Fossile Jura - A m p h i b i e n (Anuren, Urodelen) sind selten. Der Jura war das Zeitalter der R e p t i l i e n . Es verschwanden zwar die Theromorphen, dafür erreichten aber die Sauromorphen den Höhepunkt ihrer Entwicklung. In den Meeren lebten Sauropterygier (Plesiosaurus), Ichthyosaurier, Krokodile und Schildkröten mit rückgebildetem Panzer (Abb. 58). Die Süßwasserbecken und das Festland wurden von den Saurischiem und Ornithischiern besiedelt. Dies waren teils zweibeinige, schnelle Raubtiere (Compsognatbus), teils schwerfällige, pflanzenfressende Zwei- (Camptosaurus) oder Vierfüßer (Abb. 59) mit kolossalen Körpermaßen (Abb. 60). Die Pterosaurier (Rhamphorhynchus) eroberten durch die Entwicklung von Flughäuten den Luftraum. Im Malm erschienen die ersten V ö g e l . Der im Solnhofener Plattenkalk gefundene Archaeopteryx ist ein wichtiges stammesgeschichtliches Bindeglied zwischen Reptilien und Vögeln (Abb. 57). Von den Reptilien sind die an der Wende Trias/Jura auftauchenden S ä u g e t i e r e abzuleiten. Die etwa rattengroßen Kleinraubtiere können nach ihren Zahnformen in Triconodonta, Sym-

Abb. 56. Fossilien des Juras. L i a s : C e p h a l o p o d a : 1. Psiloceras planorbis SOW., 2. Schlotheimia angulata (SCHLOTH.), 3. Arietites bucklandi SOW., 4. Androgynoceras capricornus (SCHLOTH.), 5. Amaltheus margaritatus MONTF., 6. Grammoceras radians REIN., 7. Lytoceras fimbriatum SOW., 1 : 7 , 8. Hastites clavatus (SCHLOTH.). Lamellibranchiata: 9. Grypbaea arcuata LAM., 10. Plagiostoma gigantea (SOW.), 1 : 4,5, 11. Posidonia bronni VOLTZ, 12. Oxytoma inaequwahis (SOW.). C r i η o i d e a : 13. Seirocrinus tuberculatus (MILL.), Stielglieder. R e ρ t i 1 i a : 14. Ichthyosaurus quadriscissus QUENST., 1 : 40. Dogger: Cephalopoda: 15. Leioceras opalinum REIN., 16. Parkinsonia Parkinsoni SOW., 17. Macrocephalites macrocephalus SCHLOTH., 1 : 5, 18. Stephanoceras humphriesianum SOW., 1 : 3 , 19. Kosmoceras ornatum SCHLOTH., 20. Megateutbis giganteus (SCHLOTH.). Lamellibranchiata: 21. Inoceramus polyplocus ROEM., 22. Trigonia interlaevigata QUENST., 1 : 3, 23. Pholadomya murchisoni SOW., 24. Pseudomonotis echinata SOW.

Jura

129

metrodonta, Multituberculata und Pantotheria gegliedert werden. Aus den Pantotheria gingen die höheren Säugetiere hervor. Wichtig als L e i t f o s s i l i e n ι sind die Ammonoideen.

Abb. 58. Thaumatosaurus victor FRAAS (Plesiosauria) Länge 3 m - Lias - Holzmadeii (n. W I L L I S T O N ) .

Abb. 59. Stegosaurus ungulatus M A R S H (Ornithischia) - Länge 6 m - Ob. Jura - N-Amerika (n. M A R S H Sc G I L M O R E ) . Gepanzerter Landbewohner. Ahnen biped. Kleiner Schädel. Pflanzenfresser

Abb. 57. Malm: C e p h a l o p o d a : 1. Cardioceras cor datum S O W . , 2. Perisphinctes plicatilis S O W . , 3. Gravesia gravesiana d ' O R B . , 4. Streblites tenuilobatus (OPPEL). Ρ o r i f e r a (Lithistida): 5. Cnçmidiastrum rimulosum G O L D F . A n t h o z o a : 6. Thecosmilia trichotoma (GOLDF.). L a m e l l i b r a n c h i a t a : 7. Exogyra virgula THURM-, 8. Diceras arietinum L A M . , 1 : 4,5. B r a c h i o p o d a : 9. Pygope diphya C O L . , 10. Aulacotbyris impressa ( Z I E T . ) . G a s t r o p o d a : 11. Pterocera oceani B R O N G N . , 1 : 4,5. Echinoidea: 12. Cidaris coronata S C H L O T H . P i s c e s (Teleostei): 13. Leptolepis sprattiformis AG. R e ρ t i 1 i a : 14. Compsognathus longipes W A G N . , 1 : 13, 15. Rhampborhynchus gemmitigi v. M E Y E R , 1 : 7. A ν e s : 16. Archaeopteryx sìemensi D A M E S , 1 : 7. Mammalia (Pantotheria): 17. Ampbitherium sp., 1 : 1. 9

Schmidt, Erdgeschichte

130

Das Mesozoikum

b)

Paläogeograpbie

Mit Beginn des Juras traten an die Stelle des Germanischen Beckens in E u r o p a ausgedehnte Schelfmeere. Das Gallische Land verschwand, allein die Ardennisch-rheinische Insel blieb bestehen (Abb. 61). Das aus Norden nach Mitteleuropa einbrechende Liasmeer hinterließ im Nordsee-Küstenbereich mehr als 1000 m dunkle, teils bituminöse Tone. Die Westküste der allmählich nach Süden vorstoßenden See wurde von der Ardennischrheinischen Insel, das Ostufer von der Böhmischen Insel gebildet. Im Lias α 3 erreichte die Transgression die Vindelizische Schwelle. In S c h w a b e n und F r a n k e n sind die Schichtfolgen des L i a s geringmächtiger als in Nordwest-Deutschland. Es sind lückenhafte blaugraue Kalke und Mergel, die an der Küste des Vindelizischen Landes in Sandsteine mit Eisenoolithen übergehen. Bezeichnend sind die bitumenreichen Posidonienschiefer des Lias ε. Sie enthalten bei Holzmaden eine Fülle gut erhaltener Fossilien: Ichthyosaurier mit Embryonen und Jungtieren, Mystriosaurier, Plesiosaurier und Flugsaurier, Fische, Arthropoden, Echinodermen u. a. O s t d e u t s c h l a n d und P o l e n bildeten eine weite Flußebene, die vereinzelt bis zur Odermündung vom Meer überflutet wurde.

Jura

1

I

ob

Líos

s ε3 tre

Quartär

185

S ü d a 1 ρ e η -Gletscher hinterließen enggeraffte, bis 400 m hohe Endmoränenbögen. Die größte Ausdehnung erreichte das Mindel- und Riß-Eis. Im Mindel-Riß-Interglazial schmolzen die Gletscher so weit zurück, daß der paläolithische Mensch bis in die Höhen von 2400 m siedeln konnte. Zwischen dem nordischen Inlandeis und den Alpen blieben weite Teile M i t t e l e u r o p a s , abgesehen von der Eigenvergletscherung der Mittelgebirge, eisfrei. In den trockenen, vegetationsarmen Tundren der Kaltzeiten lagerten die Winde aus den Inlandeisgebieten mächtige Lößdecken ab, über denen sich während der warm-feuchten Zwischeneiszeiten der Wald ausbreitete. Durch die Aufschotterung der Flüße in den Kaltzeiten und die Erosion in den wärmeren Klimaperioden entstanden Terrassensysteme, die den Klimawechsel deutlich widerspiegeln. Die p e r i g l a z i a l e n B i l d u n g e n und die fossile Lebewelt der unvereisten Gebiete bieten besonders günstige Voraussetzungen für die Erforschung der Umweltbedingungen im Pleistozän. An die Stelle der wärmeliebenden Wald- und Savannentiere (Tapir, Antilope, Mastodon, Affe) des Tertiärs traten mit zunehmender Klimaverschlechterung Steppenbewohner (Pferd, Wisent, Riesenhirsch), später auch das Rentier und das Mammut. Die Primigenius-Fauna der Eiszeiten (Mammut, Pferd, Wisent, Ren, wollhaariges Nashorn) wechselte mehrfach mit der interglazialen Antiquus-Fauna (Waldelefant, glatthaariges Nashorn, Hirsch). Am Ende des Pleistozäns starb ein großer Teil der kälteliebenden Säugetiere aus, ein anderer wich nach Norden zurück. Vielleicht hat der prähistorische Mensch durch die Jagd das Erlöschen mancher Tiergruppen beschleunigt. In den freiwerdenden Lebensräumen entfaltete sich die heutige Waldfauna. Die Pollenspektren der nacheiszeitlichen Moore ergeben für das Holozän folgende Klimaentwicklung: arktisch, boreal, atlantisch, subboreal und subatlantisch (Tab. 16). Das Klimaoptimum stellte sich in der atlantischen Periode ein. Infolge der ver-

Tabelle 16. Gliederung des Holozäns.

186

Das Känozoikum

A b b . 82. Verschiebungen der Baumgrenze im Spätpleistozän und H o l o z ä n (n. FIRBAS 1947). A Alleröd-Interstadial, J T jüngere T u n d r e n (Dryas)-Zeit, W postglaziale Wärmezeit (Atlantikum).

stärkten Eisschmelze stieg der Meerespiegel in kurzer Zeit um 12 m an. Die Baumgrenze lag über der heutigen (Abb. 82). Im nachfolgenden Subatlantikum wurde das Klima wieder kühler und feuchter. Die Frage, ob wir tatsächlich in der N a c h e i s z e i t oder in einem I n t e r g l a z i a l leben, ist heute noch nicht zu beantworten. Während der Vereisungen des Nordens verlagerten sich die Klimazonen insgesamt nach Süden, so daß die M i t t e l m e e r l ä n d e r dem nördlichen Westwindgürtel abgeschlossen wurden und reichere Niederschläge erhielten. Den Kaltzeiten entsprechen daher feuchte, den Interglazialen trockenere Perioden. Diese rhythmischen Klimaänderungen bewirkten u. a. charakteristische Bodenbildungen. In der altpleistozänen Kalabrischen Stufe des Mittelmeer-

187

Quartär

gebietes erschienen erstmals nordische Mollusken. Die terrestrischen Villafranca-Ablagerungen zeigen, daß die subtropischen Wälder des Tertiärs allmählich durch Nadel- und Laubholzbestände verdrängt wurden. Die Transgressionen der Zwischenzeiten und die eiszeitlichen Meeresrückzüge führten zu erheblichen Strandverschiebungen. Küstenterrassen liegen heute bis 200 m über und mehr als 100 m unter dem Meerespiegel (Abb. 83). Holstein Wannzeit

Abb. 83. Eustatische W O L D S T E D T 1969).

Saale Kaltzeit

,„ Eem Warmzeit

Meeresspiegelsdiwankungen

im

Weichsel

Pleistozän

und

Holozän

(n.

Die Milazzium-Transgression entspricht der Cromer-Warmzeit (Terrassen 5 0 - 6 0 m ü. d. M.), die Tyrrhenium I-Transgression der Holstein-Warmzeit (Terrassen etwa 30 m ü. d. M.), die Tyrrhenium II-Transgression der Eem-Warmzeit (Terrassen 8 - 2 0 m ü. d. M.). Während der Würm-Eiszeit lag der Spiegel des Mittelmeeres etwa 100 m tiefer als heute. Das Schwarze Meer wurde ausgesüßt und gab seinen Wasserüberschuß durch einen BosporusDardanellen-Fluß in das Mittelmeer ab. Erst der allgemeine Meeresanstieg während des Holozäns schuf das heutige geographische Bild. In den Wüsten und Steppen N o r d a f r i k a s sind trockene Talsysteme und Salzpfannen als Reste ehemaliger großer Binnenseen zu finden. Sie sprechen dafür, daß auch Nordafrika während der Kaltzeiten stärkere Niederschläge erhielt. Das nordische Inlandeis stieß auch in N o r d a m e r i k a mindestens viermal (Nebraska-, Kansas-, Illinois-, Wisconsin-Vereisung) nach Süden vor. Die großen Seen Nordamerikas sind Reste

188

Das Känozoikum

eines Eisstausees, der sich vor den Endmoränen ausbreitete. Im grönländischen Inlandeis sind heute noch Eishorizonte der letzten Vereisung enthalten. Sie lassen nach 1 8 0/ l e 0-Bestimmungen eine deutliche Klimagliederung erkennen. Im Westen Nordamerikas erfolgte eine ausgedehnte Gebirgsvergletscherung. Zwischen den Gebirgsketten bestanden Seen, wie der Lake Bonneville, deren Sedimente und Strandterrassen den eiszeitlichen Klimawechsel abbilden. Die Schneegrenze in den Gebirgen der S ü d k o n t i n e n t e lag teilweise 1000 m tiefer als heute. Im südlichen Chile und im angrenzenden Patagonien bestanden in den Kaltzeiten vermutlich mächtige Inlandeisdecken. Die A n t a r k t i s , in der noch im frühen Tertiär Coniferen gediehen, trug bereits im Pliozän eine Eiskappe. Das Anwachsen und Schwinden der Eismassen erfolgte im gleichen Rhythmus wie die Vereisungen der Nordhalbkugel (HOLLIN). Die Klimaänderung am Ende des Pleistozäns reichte, wie auch in Grönland, nicht aus, die Eiskalotte aufzulösen. Die Ablagerungen der Τ i e f s e e bieten eine lückenlose Aufzeichnung der quartären Klimageschichte. l s O/ l e O-Bestimmungen an Kalkschalen ergeben Temperaturkurven, die durch radiometrische Altersbestimmungen ( 1 4 C-, 2 3 1 Pa/ 2 3 0 Th-Methode) chronologisch geeicht werden können. Auf diese Weise ist eine Parallelisierung von Tiefsee-Sedimenten mindestens bis zum Saale-Weichsel-Interglazial möglich. EMILIANI konnte zeigen, daß die ozeanischen Bodenwasser-Temperaturen in niederen Breiten durch Zuflüsse aus der Arktis und Antarktis von der Oberkreide bis zum Oberpliozän etwa um 12° abnahmen. Sie lagen zu Beginn des Quartärs nur geringfügig über dem gegenwärtigen Stand (Abb. 79). c) Krustenbewegungen

und Schwankungen

des

Meeresspiegels

Bei der Entstehung der polaren Eiskappen wurden große Wassermassen aus den Ozeanen gebunden, die während der Warmzeiten den Weltmeeren wieder zuflössen. Die Folge waren e u s t a t i s c h e M e e r e s s p i e g e l s c h w a n k u n g e n . Für die Würm-Efszeit und die vorangegangenen Kaltzeiten ergeben sich aus der Höhenlage mediterraner Terrassensysteme und dem Aufbau pazifischer Korallenriffe (DALY) Absenkungen von 90 bis

Quartär

189

120 m (Abb. 83). Diese Schwankungen sind weltweit nachzuweisen und überlagern sich in den ehemaligen Vereisungsgebieten mit i s o s t a t i s c h e n K r u s t e n b e w e g u n g e n . Die Eiskalotten drückten die unterlagernde Erdkruste um etwa ein Drittel der Eismächtigkeit nieder, so daß sich die Gebiete größter Eisbelastung heute durch hohe Werte isostatischer Hebung auszeichnen. Die zentralen Teile des Baltischen Schildes sind, wie aus der Höhenlage alter Strandlinien hervorgeht, etwa 500 m aufgestiegen, die gegenwärtige Hebung beträgt bis 10 mm im Jahr. Die O-Isobase verläuft durch die südliche Ostsee zum Ladoga-See. Im Kanadischen Schild hob sich das Gebiet um die Hudson Bai um etwa 300 m. Neben den durch die Eisbelastung ausgelösten Krustenbewegungen ereigneten sich auch t e k t o n i s c h e Hebungen und Senkungen. Ihr Ausmaß ist in Mitteleuropa an der Höhenlage pliozäner Verebnungsflächen und der Verbiegung quartärer Flußterrassen zu bestimmen. Die Quartärbasis liegt heute in Holland bis zu 600 m unter dem Meeresspiegel. Die deutsche Nordseeküste sinkt streckenweise um etwa 1 mm pro Jahr, so daß umfangreiche Küstenschutzmaßnahmen erforderlich sind. Der Rheintal-Graben ist seit Ende des Tertiärs um etwa 100 m abgesunken. Erdbeben zeigen, daß die Bewegungen noch nicht abgeschlossen sind. Die O s t a 1 ρ e η , die im Tertiär nicht über ein Mittelgebirgsrelief hinausgelangten, stiegen erst an der Wende Pliozän/Quartär zum Hochgebirge auf. Die Verebnungen des jungtertiären Hügellandes (Rax-Landschaft) liegen heute im Gebirgsinneren mehr als 2500 m hoch. Die würmeiszeitlichen Terrassen sind aber nirgends mehr verstellt. In der P o - E b e n e wurde die Quartär-Basis teilweise um 3000 m abgesenkt. O r o g e η e Bewegungen ereigneten sich während des Pleistozäns in Neuseeland, in Kalifornien und in Tunis. Die südlichen Randketten des Himalajas schoben sich streckenweise über die Alluvionen des Brahmaputra-Tales in Nordbengalen. Insgesamt befindet sich die Erde seit dem Känozoikum in einer Periode der L a n d v o r h e r r s c h a f t . Ihr Relief verstärkte sich im Laufe des Känozoikums so, daß das mittlere Niveau der

190

Das Känozoikum

Festländer von 300 m ü. d. M . auf 800 m gehoben wurde (FLINT). Der pleistozäne Vulkanismus konzentrierte sich im wesentlichen auf die heute noch aktiven Vulkanzonen (Abb. 87). Die BasaltVulkane der Eifel sind mindestens 570-140 X 10 3 Jahre alt. Ihre Tuffe gestatten eine chronologische Einstufung der Rheinterrassen. Die Ausbrüche der Maare erfolgten bis ins Alleröd (Tab. 15). d) Die Ursachen der quartären

Klimaentwicklung

Nach der Vereisung des Jungpräkambriums und Jungpaläozoikums trat im Quartär die dritte große Eiszeit der Erdgeschichte ein (Abb. 84). Die Menschheit ist Augenzeuge dieses einschneidenden Klimaereignisses geworden und erlebte weitreichende, klimabedingte Umweltveränderungen. Gegenwärtig nehmen Gletscher-

Abb. 84. Ausdehnung der quartären Vereisung auf der Nordhalbkugel (n. PUTNAM 1969).

eis und Permafrost 37 Mio. km 2 , also nahezu ein Viertel des gesamten Festlandes der Erde, ein. Von den 31 Mio. km 3 Eis liegen 90 °/o in der Antarktis, 9 °/o in Grönland. Die kosmischen und terrestrischen Ursachen der Vereisungen sind außerordentlich komplex und in ihrer Wechselwirkung noch kaum überschaubar. Es fällt auf, daß die großen Eiszeitalter etwa 270 Mio. J. auseinanderliegen. Diese Periode könnte nach S T E I N E R S Auffassung mit der Rotation des Milchstraßen-Systems zusammenhängen. M I L A N K O V I T C H gab unter den denkbaren Ursachen Änderungen der Sonneneinstrahlung den Vor-

Die alpidische Gebirgsbildung

191

rang. EWING &: DONN messen dagegen topographischen Veränderungen im nördlichen Atlantik und dem wechselnden Einfluß des Golfstroms besondere Bedeutung zu. W I L S O N und H O L L I N glauben ebenfalls auf extraterrestrische Faktoren verzichten zu können, solange der Südpol auf dem antarktischen Kontinent liegt. Das ist seit dem Tertiär der Fall. Rhythmische Ausdehnungen des antarktischen Eisschelfes reichen ihrer Meinung nach aus, die Temperaturen auf der Erde so weit zu senken, daß eine Vereisung der Nordhalbkugel einsetzen kann. Da das antarktische Inlandeis heute anscheinend einen positiven Massenhaushalt hat, wäre der Ausgangszustand für einen erneuten Eisvorstoß in etwa 70 000 Jahren wieder erreicht. Wie man die genannten Faktoren auch miteinander kombiniert, es bleibt zu berücksichtigen, daß die quartären Vereisungen und Interglaziale auf der ganzen Erde mehr oder weniger synchron verliefen und das Eis selbst komplizierte Rückwirkungen (Albedo) auf die Klimaentwicklung hatte. 3. Die alpidische Gebirgsbildung Die alpidische Faltung führte zu grundlegenden paläogeographischen Veränderungen der Erdoberfläche und bestimmte ihr gegenwärtiges Relief. Die Bewegungen begannen in der Unterkreide und hielten bis ins Altquartär an. Dabei verlagerten sich die Zonen der stärksten Deformation längs und quer zu den Hauptachsen der Geosynklinalen. Die Hauptfaltung erfolgte in den Ostalpen während der Kreide, in den Westalpen während des Alt-Tertiärs, im Himalaja erst im Pliozän/Altquartär. Am Nord- und Westrand des Mittelmeeres entstanden diese Weise komplizierte Gebirgsgirlanden (Abb. 85).

auf

Der Alpenbogen setzt ostwärts in die Karpaten und den Balkan fort. Die Bergketten der Krim und des Kaukasus entstammen einer eigenen Geosynklinalzone. An die Westalpen schließt sich nach S der Apennin an, dessen Innenteile im Tyrrhenischen Meer versanken. Die Betischen Kordilleren Südspaniens und die Atlas-Ketten Nordafrikas umsäumen das westliche Mittelmeer. Die Dinarischen

Die alpidische Gebirgsbildung

193

Ketten Jugoslawiens ziehen über Griechenland u n d Kreta nach Kleinasien. Weiter östlich folgen die gewaltigen Gebirgsbögen Mittel- u n d Südostasiens. Die Entwicklung der aus der Tethys entstandenen Faltengebirge ist heute bereits weit fortgeschritten. Erdbeben, Vulkanismus u n d die Schwereverteilung lassen aber vermuten, d a ß noch aktive Gebirgsabschnitte v o r h a n d e n sind. Z u ihnen gehört u. a. der Inselbogen von Kreta (Abb. 85). D a die zirkumpazifischen Geosynklinalen bereits durch die kimmerische Orogenese gefaltet w o r d e n waren, erreichte hier die alpidische Gebirgsbildung nicht mehr die Intensität wie in der Tethys. Faltungen ereigneten sich auf Kamtschatka, Sachalin, J a p a n u n d den Philippinen, auf N e u k a l e d o n i e n u n d in der Antarktis. In N o r d a m e r i k a entstanden die Rocky M o u n t a i n s . Die Anden Südamerikas erlebten Perioden verstärkter Bruchfaltung. Der begleitende Vulkanismus hielt noch im Q u a r t ä r an u n d ist bis heute nicht erloschen. Die alpidischen Gebirge der Erde bieten erstmals die Gelegenheit zum Studium eines noch „lebenden" Orogens. Seine Krustenstrukturen wie auch die Schwereverteilung u n d der W ä r m e s t r o m aus dem Erdinnern stehen in erkennbarer Beziehung zum tektonischen Geschehen u n d gestatten Schlüsse auf die orogene Dynamik. A u ß e r d e m lassen sich die Prozesse der Gebirgszerstörung (Molasse-Stadium) messend verfolgen. Seismisch u n d vulkanisch aktive ozeanische Strukturen reichen in manchen Teilen der Erde in die Gebirgssysteme der Kontinente hinein und sind so als orogene Erscheinungen der Gegenwart zu erkennen. Ihre weitere geologische, ozeanographische u n d geo-

Abb. 85. Alpidische Faltungszonen im Mittelmeerraum (n. W U N D E R L I C H 1969). Z o n e n mit überwiegend voralpidischer (variszischer) Faltung (schwarz). Faltung vorwiegend w ä h r e n d der Kreide (kreuzschraffiert), w ä h r e n d des Alttertiärs (einfach schraffiert) und w ä h r e n d des Jungtertiärs (punktiert). Die Z o n e n anhaltender orogener Aktivität sind grau angelegt. Die mediterranen Gebirgsgirlanden bestehen aus einem komplexen System alter Tiefseerinnen (Subduktionszonen), die am N o r d r a n d der Tethys mit kontinentalen Restschollen, vulkanischen Inselbögen u n d Teilen ozeanischer Kruste zusammengeschoben w u r d e n (DEWEY u. BIRD 1970). Vermutlich verringert sich der Abstand zwischen der Europäischen u n d der Afrikanischen Plattform, bei gleichzeitiger Krustenresorption, noch immer. 13

Schmidt, Erdgeschichte

194

Probleme der Erdgeschichte

physikalische Erforschung verspricht daher die Lösung mancher Rätsel, die uns die alten Gebirge der Erde noch aufgeben.

VI. Probleme der Erdgeschichte Die

Lithosphäre

Als Erdkruste oder L i t h o s p h ä r e bezeichnen wir die äußere Gesteinshülle der Erde, die durch die Moho-Diskontinuität vom tieferliegenden Erdmantel getrennt wird. Sie ist in den Kontinenten 40-60 km mächtig und dünnt unter den Ozeanen bis auf wenige Kilometer aus. Mit einer Gesamtmasse von 2,5 · IO 19 1 bildet sie nicht mehr als 0,4 °/o der Erdmasse. Die Gliederung der Lithosphäre in K o n t i n e n t e und O z e a n e wirft eine Reihe grundlegender Fragen auf: Ist die Erdkruste das Ergebnis einer säkularen Differentiation des oberen Erdmantels oder entstand sie durch Transformation kosmischen Materials? Bedeckt die kontinentale Kruste ursprünglich die gesamte Erdoberfläche oder wuchsen die Kontinentalschollen von Kristallisationszentren zu ihrem heutigen Volumen an? Erweiterten sich die Kontinente allein durch orogene Prozesse oder wurden auch die Plattformen des Präkambriums durch Bruchbildungen und Schollenkollisionen umgruppiert? Die Beantwortung dieser Fragen hängt weitgehend von kosmologischen Auffassungen (S. 21) und von der Deutung geotektonischer Erscheinungsformen, wie der Faltengebirge und der mittelozeanischen Rücken, ab. Die F a l t e n g e b i r g e sind seit dem Präkambrium typische Erscheinungsformen der Kontinente. Sie gingen aus geosynklinalen Mobilzonen hervor und erweiterten als „Anwachssäume" die kontinentalen Plattformen. Im Verlauf der Gebirgsbildungen gelangten Sedimentmassen der oberen Lithosphäre in die Tiefe und wurden, durch Metamorphosen transformiert, dem älteren Plattform-Kristallin angegliedert. Die tektonische Stabilisierung orogener Räume trat aber oft erst nach wiederholter (polyzyklischer) Faltung ein.

Probleme der Erdgeschichte

195

Die Entstehung der heute bekannten m i t t e l o z e a n i s c h e n R ü c k e n reicht bis in das Mesozoikum zurück. Die Rücken erheben sich mehrere 1000 m hoch über die umgebenden Ozeanböden und folgen erdumspannenden B r u c h s y s t e m e n , an denen die ozeanische Kruste bis zu 10 cm/Jahr auseinanderweicht und durch vulkanische Zuflüsse aus dem oberen Erdmantel ergänzt wird (Abb. 86, 87). Den k o n t i n e n t b i l d e n d e n Orogenesen kann man also ozeanbildende Taphrogenesen (Spaltenbildungen) gegenüberstellen. Die Theorie vom W a c h s e n d e r O z e a n b ö d e n (seafloor spreading) wird heute weithin anerkannt. BELOUSOV (1968) macht dagegen geltend, daß kontinentale Krustenteile auch durch flächenhafte Resorption ihrer Basis in ozeanische Kruste überführt werden können. Die Ozeane der Gegenwart sind nicht gleichalt und zeigen auch erhebliche strukturelle Unterschiede. Noch ist aber nicht zu entscheiden, ob ihre Besonderheiten verschiedenen Bildungsprozessen oder primären Inhomogenitäten des oberen Erdmantels zuzuschreiben sind. Durch die rasch fortschreitende geowissenschaftliche Erforschung der Ozeane hat sich in den letzten Jahren erstmals ein v o l l s t ä n d i g e s Bild vom tektonischen Bau der Lithosphäre ergeben. In ihm spielen neben den Faltengebirgen und den mittelozeanischen Rücken die Kontinentalränder, Tiefseegräben und vulkanischen Inselbögen eine besondere Rolle (Abb. 87). Während seismisch und vulkanisch inaktive Brüche die zirkumatlantischen Kontinentalränder bilden, säumen Erdbeben- und Vulkanzonen den Pazifischen Ozean. Vor dem pazifischen Rand Süd- und Mittelamerikas liegen Tiefseerinnen. Der Westabbruch Nordamerikas wird vom Ostpazifischen Rücken beeinflußt. Im westlichen Pazifik sind dagegen zahlreiche, von vulkanischen Inselbögen begleitete Tiefseerinnen und ozeanische Randbecken entwickelt. Die Erdbeben- und Vulkangürtel lassen sich geophysikalisch als globale tektonische Grenzflächen (BENIOFF-Zonen) deuten, die die Lithosphäre in mehrere, 1 0 0 - 1 5 0 km dicke P l a t t e n zerlegen. Geomechanisch betrachtet ist der obere Erdmantel daher der Lithosphäre zuzurechnen. 13·

196

Probleme der Erdgeschichte

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Probleme der Erdgeschichte

197

A b b . 86. Die Verteilung der Kontinente in der jüngeren Erdgeschichte (n. D 1 E T Z u. H O L D E N 1970). A. gegen Ende des Paläozoikums (vor etwa 230 M i o . J . ) , B . gegen Ende der T r i a s (vor etwa 180 M i o . J . ) , C . gegen Ende der Kreide (vor etwa 65 M i o . J . ) . Die Pfeile geben Bewegungsrichtungen an. Die ozeanischen Bruchsysteme sind durch schwarze Linien, der Tethys-Graber»· ist durch eine schraffierte Z o n e gekennzeichnet.

Nordamerika, Südamerika und der westliche Atlantik gehören einer solchen Platte an, eine andere reicht vom Südabschnitt des Mittelatlantischen Rückens über Afrika bis zum zentralen Rücken des Indischen Ozeans (BULLARD 1969). Die in sich starren Schollen werden durch die Asthenosphäre, eine Zone verringerter Viskosität, vom unteren Erdmantel getrennt und bewegen sich gegeneinander. Sie weichen an den mittelozeanischen Rücken unter gleichzeitiger Substanzanlagerung auseinander und tauchen an den stabilen Rändern benachbarter Platten ab. Das erklärt, warum bisher nur relativ junge Sedimente (Jura-Quartär) vom Ozeanboden zutage gefördert wurden. Die

199

Probleme der Erdgeschichte

älteren Ablagerungen versanken entweder in den Subduktionszonen oder wurden an den Kontinenten und in vulkanischen Inselbögen zusammengeschoben (Geosynklinalen). Damit erscheint auch das Problem der O r o g e n e s e unter einem neuen Blickwinkel. Taucht eine ozeanische Platte am Rande einer Kontinentalmasse ab, so entstehen Gebirge wie die nordamerikanischen Kordilleren und die Anden. Kollidieren kontinentale Schollen miteinander, so werden Gebirge wie der Himalaja oder der Ural aufgefaltet. Schiebt sich eine ozeanische Platte unter ozeanische Kruste, so entstehen vulkanische Inselbögen, deren andesitische Laven als Aufschmelzungsprodukte ozeanischen Substrats gelten. In vielen Inselbögen der Gegenwart begann der Vulkanismus im späten Pliozän und frühen Pleistozän. Man hat damit einen zeitlichen Anhaltspunkt für die beginnende tektonische Aktivität dieser Bereiche. Das Konzept der P l a t t e n t e k t o n i k erlaubt es, die Strukturen der Lithosphäre, einschließlich der Erdbeben- und Vulkanzonen, die Kontinentaldrift und die angenommenen Bewegungen der Meeresböden (sea-floor spreading) mit einer Theorie „globaler Geomechanik" zu erklären. Dieses geotektonische Modell ist heute erst umrissen und wird sicher noch mancher Verbesserungen bedürfen. Dessen ungeachtet ist die geotektonische Forschung damit in ein neues Stadium getreten, in dem manche bisher geläufige Begriffe und Vorstellungen neu zu überdenken sind. Die Bewegungen und Strukturen der Lithosphäre sind außerordentlich komplex und nur nach weitgehender Abstraktion in eine Systematik zu zwängen. So lassen sich die Geosynklinalen verschiedener Erdepochen nicht ohne weiteres miteinander vergleichen. Es gibt Anzeichen dafür, daß sie sich in ihrer Form, in ihrer Lebensdauer und im Gesteinsinhalt unterschieden. Ebenso wahrscheinlich ist, daß auch die Orogenesen mit der fortschreitenden Entwicklung der Lithosphäre ihren Charakter änderten.

Abb. 87.

Känozoisdie Strukturen der Erdkruste.

" / I onen mesozoisch-känozoischer Gebirgsbildung, / , Mittelozeanisctie '.V.Zonen

Storker

Rücken

mit Z e n t r a t g r ä b e n

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\Tiefseegräben,/'

vulkanischer

Aktivität

Bruchlinien

200

Probleme der Erdgeschichte

Vielleicht bestanden im Präkambrium globale Felder orogener Aktivität, denen mit zunehmender Abkühlung der Erde schärfer umrissene und ausgeprägtere Mobilzonen folgten. Es ist nicht auszuschließen, d a ß die Bildung lithosphärischer Platten bereits im jüngeren Präkambrium begann und die Bewegungen der Kruste ähnlich verliefen wie heute. Auch die Grenzen der tektonischmagmatischen Provinzen in den alten Schilden könnten als Kollisionsränder kontinentaler Schollen gedeutet werden. Stichhaltige Beweise für eine erdweite Kontinentaldrift und die Öffnung ozeanischer Becken lassen sich bisher aber nur für die jüngere Erdgeschichte, etwa vom Jungpaläozoikum an, führen. Weitere Fragen erheben sich im Hinblick auf die Ζ e i t f o 1 g e tektonisch-magmatischer Ereignisse: Gibt es einen rhythmischen Wechsel orogener und anorogener Perioden? Ist eine Beschleunigung in der Folge orogener Zyklen zu erkennen? Die Abgrenzung orogener und anorogener Perioden gelingt am ehesten, wenn man kleinere Bereiche der Erdoberfläche betrachtet. Mit der Erweiterung des Blickfeldes wird diese Unterscheidung immer problematischer, da sich auch während der atektonischen Zeiten in manchen Teilen der Erde Faltungen und Schollenbewegungen abspielten. Die Orogenesen zogen sich, wie die erdgeschichtliche Überlieferung zeigt, über Zeiträume von 200 bis 800 Mio. J. hin. In den langlebigen Orogenen wurden Deformationen, Metamorphosen und Intrusionsphasen mehrfach von Zeiten der Sedimentation, der Abtragung und vulkanischer Förderungen unterbrochen. Da die Histogramme physikalischer Altersbestimmungen (Tab. 3) vorwiegend Abkühlungsalter enthalten, kennzeichnen sie in erster Linie spätorogene Perioden, in denen hochtemperierte Gesteinskomplexe in die N ä h e der Erdoberfläche gelangten und ihren Wärmeinhalt verloren. Bisher bieten sich f ü r eine Beschleunigung orogener Prozesse noch keine sicheren Hinweise. Die Gesamttendenz der Erdkrustenentwicklung ist noch unklar, da das quantitative Verhältnis von tektonischer Einengung zu tektonischer Dehnung wie auch von neugebildeter kontinentaler und neuentstandener ozeanischer Kruste kaum abzuschätzen ist.

Probleme der Erdgeschichte

201

Geophysikalische Gründe sprechen dafür, daß in den letzten 600 Mio. J . der Erdradius nicht mehr als 5 %> zunahm. Die ozeanischen Krustensegmente besitzen offenbar eine geringere Lebensdauer als kontinentale Blöcke, deren Struktur- und Gesteinsvielfalt auf eine lange und wechselhafte Geschichte hindeutet. Durch den Mechanismus der Plattentektonik können die Kontinente vielfach zerlegt und zu neuen Einheiten zusammengefügt worden sein, während die dazwischenliegenden ozeanischen Bereiche verschwanden. VAN BEMMELEN (1966) hat ein Entwicklungsschema der Lithosphäre entworfen (Abb. 88), das beispielhaft für den Versuch steht, erdgeschichtliche Überlieferungslücken und die Mehrdeutigkeit des vorliegenden Datenmaterials durch Modelle und Hypothesen zu überbrücken. Fortschritte in der Erforschung der Lithosphäre bringen nicht nur Licht in die planetarische Entwicklung der Erde sondern sind darüberhinaus von hoher praktischer Bedeutung. Der tektonische Werdegang und die Strukturen eines Erdkrustenteils bestimmen nämlich dessen Magmatismus wie auch seine Sedimente und Bodenschätze. Die Kenntnis erdgeschichtlicher Zusammenhänge bildet daher eine wesentliche Voraussetzung für die Entdeckung neuer Lagerstätten und enthüllt die Verteilungsgesetze mineralischer Rohstoffe. Die

Hydrosphäre

Die Hydrosphäre der Erde (1,4 · IO 1 8 1 Wasser) gilt als Kondensationsprodukt der Uratmosphäre und primärmagmatischer Gase. Der gleiche Ursprung wird auch für die in den Urmeeren gelösten Bestandteile (HCl, C 0 2 , N H S , H 2 S, H 3 B 0 3 , N 2 , CH 4 ) angenommen (RUBEY 1955). Die im Meerwasser vorhandenen Kationen N a + , K + , C a + + , M g + + , bei reduzierender Atmosphäre auch F e + + , entstammen dagegen der Gesteinsverwitterung. Man darf annehmen, daß zunächst die Verwitterungslösungen vulkanischer und magmatischer Gesteine den Chemismus der Flußwässer bestimmten. Mit der Ausbreitung sedimentärer Gesteinsdecken führten die Flüsse dann, bei insgesamt erhöhter Lösungsfracht, den Meeren weniger N a + aber mehr C a + + zu. Infolge der Veränderungen in der Atmosphäre (Abb. 90) stiegen auch der pH- und Eh-Wert des Meerwassers. Dadurch verringerte sich die geochemische Beweglichkeit des Eisens, Mangans, und

Probleme der Erdgeschichte

202

Plonetorische

Agglomeration

Ν i edersc h log k o s m i s c h e n Urvulkonismus Pneumotosphöre

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Hydrosphäre

IV Ent des

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Orogenese

Probleme der Erdgeschichte

203

Aluminiums und die zentralen Meeresteile verarmten allmählich an entsprechenden Erzen. Die Bildung der in den heutigen Ozeanen, vor allem im Pazifik, weit verbreiteten Mangan-Eisenknollen hat anscheinend erst im Tertiär eingesetzt. Herkunft und Verfrachtung beider Elemente sind noch umstritten. Die Zunahme des Meerwassers und die Anreicherung gelöster Substanzen Hefen vermutlich parallel. Seit dem jüngeren Präkambrium jedenfalls blieb, trotz der Bildung großer Salzlagerstätten, die in den Meeren gelöste Salzmenge (5,1 · 1 0 l e t) anscheinend annähernd konstant. Das Auftreten der Hartschaler im Kambrium bewirkte vielleicht eine Verschiebung der Ionen-Häufigkeit, da die Organismen in steigendem Maße S i 0 2 , C a C 0 3 , M g C O s , Phosphate und Sulfate in ihren Stoffwechsel einbezogen. Geochemische Daten sprechen dafür, daß Stoffkreisläufe zwischen der Lithosphäre und Hydrosphäre ein dynamisch-chemisches Gleichgewicht herstellten. Dem Meerwasser werden jährlich schätzungsweise 1,4 · IO 8 1 C a + + zugeführt, im gleichen Zeitraum lagern sich ca. 3,5 · IO 8 1 C a C 0 3 am Meeresboden ab. Die jährliche Natrium-Zufuhr wird auf 2,9 · 10 e t geschätzt. Natrium-Verluste treten durch die Verstäubung in die Atmosphäre, durch das in den Sedimenten verbleibende Porenwasser und die Bildung ozeanischer Salzlagerstätten ein (Abb. 89). Das Meerwasser bietet durch die Vielzahl der in ihm gelösten Metalle eine wichtige Quelle mineralischer Stoffe für die Zukunft.

A b b . 88. V A N B E M M E L E N (1966) unterscheidet 3 Abschnitte in der Entwicklung der Erdkruste. "Während der Phase I lagerten sich mächtige (65 km) kosmische Staubmassen auf der Protoerde ab. Radioaktive Prozesse, exothermische diemische R e a k t i o n e n und die frei werdende Gravitationsenergie führten zu einer partiellen Aufschmelzung, so daß ausgedehnte Vulkanzonen (Urvulkanismus) entstanden, deren Fördermassen weite T e i l e der Erdoberfläche bedeckten. Es entstand die Uratmosphäre (Pneumatosphäre), aus der bei fortschreitender Abkühlung die Hydrosphäre kondensierte. W ä h r e n d der Phase II begannen Erosion und Sedimentation. Geody mimisch-therm: sehe Prozesse führten zur zyklischen Umwandlung des Krustensubstrats. Infolge umfassender Gesteinsmetamorphosen, Aufschmelzungen (Granitisierung) und tektonischer Prozesse entstand eine stoffliche und strukturell inhomogene Kruste, deren nichttransformierte Bereiche basaltische Zusammensetzungen bewahrten. Während der Phase III traten Änderungen im Verhältnis Kruste - M a n t e l ein. T e i l e der Erdkruste wurden vom M a n t e l resorbiert (Kurve A) und kontinentale Krustensegmente in ozeanische umgewandelt (Ozeanisierung). V o m M e s o z o i k u m an sind Relativverschiebungen der Kontinentalmassen zu erkennen (Kurve B ) .

204

Probleme der Erdgeschichte

Magnesium, Vanadium und Brom werden heute bereits in beachtlichem Umfang aus dem Meer gewonnen. Die Atmosphäre Die Besonderheiten mancher präkambrischer Sedimente und astrophysikalische Vergleiche lassen Rückschlüsse auf die Entwicklung der irdischen Atmosphäre zu. Die Uratmosphäre bestand nach der Kondensation des Wassers zu einem großen Teil aus C 0 2 und bewirkte daher eine starke Wärmespeicherung. Nach RUBBEY (1951) betrug der Druck an der Erdoberfläche etwa 1 4 atm. Diese Bedingungen und der niedrige p H - W e r t der Gewässer müssen eine sehr intensive Silikatverwitterung in Gang gesetzt haben. Im Verlauf der weiteren Entwicklung verminderte sich der Partialdruck des C 0 2 erheblich, während der des 0 2 episodisch anstieg (Abb. 90).

Abb. 89. Perioden der Salz- und Kohlebildung in der Erdgeschichte (n. LOTZE 1957 u. TEICHMÜLLER 1962).

Zwischen der Atmosphäre, den Ozeanen, der Litho- und Biosphäre besteht seit langem ein komplexer C 0 2 - A u s t a u s c h . Die Ozeane können ein Vielfaches des in der Atmosphäre vorhandenen C 0 2 (heute 2,3 · 1 0 1 2 1 ) aufnehmen und geben bei abfallendem C 0 2 - P a r t i a l d r u c k in der Atmosphäre entsprechende C 0 2 - M e n g e n ab.

Probleme der Erdgeschichte

205

Seit dem Vorhandensein der Landvegetation bewirkte die Zunahme des atmosphärischen C 0 2 einen beschleunigten Pflanzenwuchs. Waren die Bedingungen für die Kohlenbildung günstig, konnte in verstärktem Maße Kohlenstoff über den Biokreislauf in den Sedimenten gespeichert werden. So entzogen die Kohlen des Karbons dem System Atmosphäre - Ozean schätzungsweise 10 1 4 1 C 0 2 . Der in der Atmosphäre enthaltene C0 2 -Anteil hat wegen der Absorption infraroter Strahlung Rückwirkungen auf den Klimaverlauf. Eine Verminderung um 50 °/o würde einen Temperaturabfall von ca. 3,8 ° C nach sich ziehen. In den letzten 100 Jahren ist durch die beschleunigte Verbrennung von Kohlen, Erdöl und Erdgas der atmosphärische C0 2 -Gehalt um etwa 13 °/o angestiegen. Die entsprechende Temperaturerhöhung beträgt etwa 0,5 ° C (PLASS 1 9 5 6 ) .

Der Sauerstoffunterschuß im Substrat des Erdmantels und der Lithosphäre spricht dafür, daß der Sauerstoff der Atmosphäre kein endogenes Entgasungsprodukt ist. Als Quelle kommen vielmehr anorganische und organische photochemische Prozesse in Betracht, unter denen die biologische Photosynthèse den ersten Platz einnimmt. RUTTEN (1967) vermutet, daß im Präkambrium, und zwar nach Ablagerung der jüngsten Pyritsande und gebänderten Eisenerze, die Pasteur-Schwelle (0 2 -Partialdruck etwa 1 °/o des heutigen Wertes) überschritten wurde und die Mikroorganismen zum oxydativen Stoffwechsel übergingen. Durch den Aufbau der Ozonschicht erfolgte daneben eine allmähliche Abschirmung der kurzwelligen Sonnenstrahlung. Die erdgeschichtliche K l i m a e n t w i c k l u n g ist vorerst nur in Ansätzen erkennbar. Zu den klimasteuernden Faktoren gehören neben der Zusammensetzung der Atmosphäre und Schwankungen der Sonneneinstrahlung vor allem paläogeographische Parameter wie die atmosphärische und ozeanische Zirkulation sowie Veränderungen des Erdreliefs. Episodische Klimaschwankungen sind bereits für das frühe Präkambrium nachzuweisen. Kaltzeiten traten im Mittelpräkambrium (Witwatersrand-Tillite 2,5 Mrd. J., Gowganda-Tillite 2,1 Mrd. J., Tillite des Transvaal-Systems 2 Mrd. J.) und im Jungpräkambrium zwischen 820-550 Mio. J. ein. Jüngere Vereisungen

206

Probleme der Erdgeschichte

sind aus dem Ordovizium, dem Oberkarbon - Perm und aus dem Quartär bekannt. Da die jungpräkambrische (eokambrische) Vereisung (Abb. 8) ihre Spuren auf allen Kontinenten hinterließ, muß sie neben einer starken Absenkung des Meeresspiegels einschneidende globale Klimaänderungen bewirkt haben. Ihr Einfluß auf die organische Entwicklung ist umstritten. Auf die Kaltzeiten folgten stets Perioden, in denen ein geringeres meridionales Temperaturgefälle die Gegensätze zwischen den irdischen Klimazonen abschwächte. Für das Kambrium kann eine zunehmende Erwärmung angenommen werden. Das Silur war für große Gebiete eine Epoche verringerter ozeanischer Zirkulation. In der Trias glichen sich die Temperaturgegensätze nach dem Abklingen der jungpaläozoischen Vereisung allmählich aus. Im Lias und Dogger bestanden, soweit zu erkennen, breitere humide Zonen als heute. Während der Kreide trat eine allgemeine Temperaturerhöhung ein, der im Tertiär eine erneute Abkühlung folgte. Seit dem Präkambrium ist aber weder eine zunehmende Erwärmung noch Abkühlung festzustellen. Die Erde befindet sich vielmehr seit langem im Zustand einer optimalen Wärmekompensation (endogener Wärmestrom/Sonneneinstrahlung), durch den der biologisch günstige Temperaturbereich um 20 ° C über Jahrmilliarden erhalten blieb und so die Entwicklung hochorganisierten Lebens möglich wurde. Die S e d i m e n t h ü l l e der Erde Die Erde verdankt vor allem der Hydrosphäre ihre besondere Stellung unter den Planeten des Sonnensystems. Nur auf der Erde gibt es Regen, Flüsse und Meere. Nur auf ihr konnte durch den vielfachen Wechsel von Erosion und Ablagerung eine gegliederte Sedimenthülle entstehen. Die Sedimente sind empfindliche Indikatoren im Wechselspiel erdgestaltender Kräfte. Das jeweilige tektonische Verhalten der Erdkruste, der Zustand der Atmosphäre und der Hydrosphäre sowie die Wirksamkeit biologischer Faktoren prägten sich deutlich in der Gesteinsfazies aus. Erdgeschichtliche Ereignisse fanden daher vor allem in den Sedimentgesteinen ihren Niederschlag. In den frühen, noch wasserlosen Stadien der Erde wurde das Erdrelief allein durch endogene Prozesse und Meteoreinschläge

Probleme der Erdgeschichte

207

gestaltet. Die klastischen Gesteine altpräkambrischer Formationen zeugen aber bereits von der Tätigkeit fließenden Wassers. Ein besonderes Merkmal des älteren Präkambriums ist neben der Häufigkeit grauwackenartiger und vulkanischer Gesteine, die weltweite Verbreitung reicher Eisenerzlager (Itabirite, Jaspilite), bei deren Entstehung vermutlich vulkanische Förderungen, die chemische Verwitterung ausgedehnter Landflächen, eine sauerstoffarme Atmosphäre und der Stoffwechsel von Mikroorganismen zusammenwirkten. Eisenerze dieses Typs spielten im jüngeren Präkambrium kaum mehr eine Rolle und verschwanden im Altpaläozoikum ganz. An ihre Stelle traten in der jüngeren Erdgeschichte vorwiegend Eisenoxide. Mit dem Anwachsen kontinentaler Plattformen erlangte auch das Klima stärkeren Einfluß auf die Sedimentbildung. Außerdem führten die verlängerten Transportwege und die Umlagerung in den Flachmeeren zu einer stärkeren Differenzierung und Sortierung der Ablagerungen. Neben chemisch gefällten Kalken entstanden im jüngeren Präkambrium mehr und mehr organogene Kalksteine (Stromatolithe). O b der höhere Mg-Gehalt älterer Kalke einem ursprünglich größeren Mg/Ca-Verhältnis im Meerwasser oder späteren Metasomatosen zugeschrieben werden muß, ist noch ungewiß. Der allmählich ansteigende pH-Wert des Meerwassers begünstigte auch die Ablagerung von Phosphaten. Salzabscheidungen sind erstmals aus dem Kambrium überliefert (Abb. 89). Mit der Expansion der Biosphäre begann die Anreicherung organischer Komponenten in marinen und kontinentalen Sedimenten. Im Proterozoikum führte das örtliche Aufblühen planktonischer Organismen hin und wieder zur Bildung bituminöser Gesteine (Schungite). Von da an nahm die Biomasse in marinen Ablagerungen ständig zu und bildete unter anderem die Muttergesteine der Erdöl- und Erdgaslagerstätten. Die Kohlenablagerung auf den Kontinenten setzte mit dem Erscheinen der Landfloren im Devon ein und erreichte im Karbon und Tertiär Höhepunkte (Abb. 89). Die Entwicklung der Lebewelt beeinflußte den Stoffbestand und die Gefüge organogener Sedimente nachhaltig.

208

Probleme der Erdgeschichte

CO

r-o

—*

CD o.

Probleme der Erdgeschichte

209

Tertiäre Kohlen unterscheiden sich ζ. B. in botanischer und chemischer Hinsicht viel stärker voneinander als die älteren Kohlen des Karbons, da sich die Vegetation sehr verschiedenen ökologischen Bedingungen angepaßt hatte. Seit Beginn des Quartärs nehmen auch anthropogene Ablagerungen rasch an Masse und Vielfalt zu. Zahlreiche Fragen sind noch unbeantwortet: Erlangten die Sedimente im Verlauf der Erdgeschichte zunehmende „Reife" (Sortierung, Differenzierung)? Änderte sich die Sedimentationsrate systematisch oder episodisch? Hatte die Dynamik des Systems Erde - Mond einen Einfluß auf die Sedimentbildung? Welche physikalisch-chemische Bedeutung kommt einer einzelnen Schichtfuge zu? Von hohem Wert wäre auch eine umfassende Stoffbilanz. Ihr steht jedoch der Kreislauf der Stoffe entgegen. Die E n t w i c k l u n g

des

Lebens

Die heutige Lebewelt der Erde ist eingebettet in einen jahrmilliardenlangen Strom biologischer Erscheinungen. Die ersten autotrophen Organismen (Ernährung ohne Zufuhr organischer Substanz) waren zellkernlose Blaualgen und Bakterien (Prokaryoten). Wann die ersten Mikroorganismen mit Zellkernen (Eukaryoten) erschienen, ist ungewiß. Die ältesten Funde werden aus 1,2-1,4 Mrd. J. alten Gesteinen Ostkaliforniens beschrieben ( T . E. CLOUD 1 9 7 0 ) .

Die Algen bildeten die Hauptmasse des präkambrischen Lebens. Sie durchliefen zahlreiche Entwicklungsstufen und brachten im Devon sogar Formen mit baumähnlichem Aussehen (Prototaxites) Abb. 90. Die Entwicklung des O,- und COj-Gehaltes der Atmosphäre (n. RUTTEN 1967). Die Partialdrucke ρ sind auf den heutigen Wert = 1 bezogen. O t -Kurve: Der Abschnitt a-b entspricht dem Beginn der organischen Photosynthèse. Der 0¡-Verbrauch fakultativ aerober Mikroorganismen verhinderte u. U. zunächst (b-c) den weiteren Anstieg des O.-Druckes. Zwischen c und d wurde die Bildung von Rotsedimenten möglich. Da die Orogenesen große Massen oxydierbaren Substrats an die Erdoberfläche brachten, kann zeitweilig eine Druckverminderung (d-e, g-h, i-k) eingetreten sein. COt-Kurve: Während der Perioden vulkanischer Tätigkeit (1-2, 2-4, 5-6 usw.) erfolgte vermutlich ein vorübergehender Anstieg des insgesamt abfallenden CO a -Druckes. A älteste sialische Gesteine, Β Funde hochorganisierter Metazoen, C erste Landpflanzen, Ph Phanerozoikum. 14

Schmidt, Erdgeschichte

Probleme der Erdgeschichte

210 Eophyti kum

Paläophytikum

Mesophyt.

Tertiär

Oberkreide

I Unterkreide

Trias

Perm

Oberkarbon

c o s

i

1

Unterkarbon]

Devon

Silur

Ordovizium

Kambrium

c= O

Neophyt.

Algen Pilze Moose