Paläoarchaikum
Das Paläoarchaikum ist eine geologische Ära. Es stellt innerhalb des erdgeschichtlichen Äons des Archaikums das zweite von vier Zeitaltern dar. Es beginnt vor etwa 3,6 Milliarden (Erdzeitalter-Vorlage: Unbekannter Parameterwert! Millionen) Jahren mit dem Ende des Eoarchaikums und endet vor etwa 3,2 Milliarden (Erdzeitalter−Vorlage: Unbekannter Parameterwert! Millionen) Jahren mit dem Beginn des Mesoarchaikums.
Einführung
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Aus dem Paläoarchaikum sind erstmals Krustensegmente (intensiv verformte Gneise) erhalten geblieben.
Nach der Bildung der ersten Erdkruste während der ersten, anfangs chaotischen 500 Millionen Jahre seit Beginn der Erdakkretion, wuchs im Zeitraum 4030 bis 3530 Millionen Jahre eine voluminöse, differenzierte kontinentale Kruste mit felsischer Zusammensetzung heran – anfangs in einer stetig anwachsenden Anzahl von geologischen Terranen. Überreste dieses Zeitraums sind meist sehr eingeschränkt in ihrer Oberflächenausdehnung und bestehen aus hochmetamorphen und stark verformten ehemaligen Magmatiten – insbesondere aus natriumreichen Granitoiden der TTG-Folge.<ref>M. E. Bickford, J. J. Wooden, R. L. Bauer und M. D. Schmitz: Paleoarchean gneisses in the Minnesota River Valley and northern Michigan, USA. In: Martin J. Van Kranendonk, R. Hugh Smithies und Vickie C. Bennet, Earth’s Oldest Rocks (Hrsg.): Developments in Precambrian Geology. Band 15. Elsevier, Amsterdam 2007, S. 731–750.</ref>
Ab 3850 Millionen Jahre enthalten einige Terrane auch kleine Fragmente sehr alter suprakrustaler Gesteine – am besten bekannt vom Nordatlantik-Kraton (Grönland etc.) und vom nördlichen Superior-Kraton.<ref>J. O’Neil, C. Maurice, R. K. Stevenson, J. Larocque, C. Cloquet, J. David und D. Francis: The geology of the 3.8 Ga Nuvvuagittuq (Porpoise Cove) greenstone belt, northeastern Superior Province, Canada. In: Martin J. Van Kranendonk, R. Hugh Smithies und Vickie C. Bennet, Earth’s Oldest Rocks (Hrsg.): Developments in Precambrian Geology. Band 15. Elsevier, Amsterdam 2007, S. 219–250.</ref>
Ab 3810 Millionen Jahre zu Beginn des Isuums lassen sich dann bei den ersten suprakrustalen Gesteinen (Metavulkaniten und Metasedimenten) trotz ihres Verformungsgrades primäre Strukturen noch erkennen. Dies bedeutet somit den Beginn der irdischen Stratigraphie.
Früheste Anzeichen für Plattentektonik finden sich aber erst ab 3500 Millionen Jahre.<ref>M. T. McCulloch und Vickie C. Bennett: Progressive growth of the Earth’s continental crust and depleted mantle: Geochemical constraints. In: Geochimica et Cosmochimica Acta. Band 58, 1994, S. 4717–4738.</ref> Das Fehlen von Plattentektonik in der frühen Erde wird von Modellierungen der thermischen Entwicklung des Planeten gestützt – diese kommen zu dem Ergebnis, dass vor 3000 Millionen Jahren keinerlei Subduktion größerer Platten stattgefunden hatte. Dennoch gibt es Anzeichen, dass Plattentektonik eventuell bereits um 3800 Millionen Jahre eingesetzt haben könnte<ref>F. E. Jenner, Vickie C. Bennet, A. P. Nutman, C. R. L. Friend, M. D. Norman und G. Yaxley: Evidence for subduction at 3.8 Ga: Geochemistry of arc-like metabasalts from the southern edge of the Isua Supracrustal Belt. In: Chemical Geology. Band 261, 2009, S. 82–97.</ref> – wenn auch in einem Stil, der sich auf signifikante Weise von dem heutigen Geschehen unterschied.<ref>H. Martin und J.-F. Moyen: Secular changes in TTG composition as markers of the progressive cooling of the Earth. In: Geology. Band 30, 2002, S. 319–322.</ref>
Wärmehaushalt und Krustenentwicklung
Anhand von Xenonisotopen lässt sich erkennen, dass in der frühen Erdgeschichte durch Magmatismus erzeugte Wärme wesentlich schneller entwich als auf der jetzigen Erde, auf der Wärmeleitung durch eine Lithosphärenabdeckelung stattfindet. Ferner wurde in den ersten 1000 Millionen Jahren die Erdoberfläche wesentlich rascher, d. h. in einem Zeitraum von 1 bis 10 Millionen Jahre runderneuert.<ref>N. Coltice, B. Marty und R. Yokochi: Xenon isotope constraints on the thermal evolution of the early Earth. In: Chemical Geology. Band 266, 2009, S. 4–9.</ref> Auch die Isotopenverhältnisse von Neodym, Hafnium und Blei in den ältesten Orthogneisen verweisen auf ein noch sehr geringes Volumen an kontinentaler Kruste. Die Orthogneise stammen hierbei aus einem im Wesentlichen homogenen früharchaischen Erdmantel.<ref>B. S. Kamber, S. Moorbath und M. J. Whitehouse: The oldest rocks on Earth: Time constraints and geological controversies. In: Geological Society Special Publication. Band 190, 2002, S. 177–203.</ref>
Blei-Blei- und Sm-Nd-Isotopenverhältnisse sowie Spurenelement-Modellierungen legen nahe, dass bereits vor 3800 Millionen Jahre eine basaltische Protokruste zugegen war. Sie war aber aufgrund des Fehlens einer tragenden und stabilisierenden Lithosphäre wieder in den Mantel einverleibt worden.<ref>J. D. Kramers: Hierarchical Earth accretion and the Hadean Eon. In: Journal of the Geological Society. Band 164, 2007, S. 3–17.</ref> McCulloch hatte bereits 1993 vorgeschlagen, dass der weniger abgereicherte und volatilreichere Mantel des Archaikums bedeutend weniger viskos war als der des Proterozoikums. Dies konnte experimentell anhand von Olivin nachvollzogen werden.<ref>G. Hirth und D. L. Kohlstedt: Water in the oceanic upper mantle: Implications for rheology, melt extraction and the evolution of the lithosphere. In: Earth and Planetary Sciences. Band 144, 1996, S. 93–108.</ref> Bei einem Umgebungsdruck (Englisch confining pressure) von 300 Megapascal (oder 0,3 GPa) reduziert sich nämlich die Festigkeitsgrenze (engl. yield strength) von Olivin in der Gegenwart von Wasser um einen Faktor von rund 140. Konsequenterweise sollte somit heiße ozeanische Kruste bei Gasverlust in den oberen Erdmantel rezykliert werden – mit dem Resultat einer hochviskosen, hydrierten Lage des oberen Mantels über einer wesentlich abgereicherten, niedrigviskosen, trockenen Lage des tieferen Mantels darunter. Mit der progressiven Auskühlung des Mantels im Verlauf des Proterozoikums und Phanerozoikums ermöglichten es Subduktionsvorgänge, flüchtigen Gasen noch tiefer in den Mantel vorzudringen. Dies erklärt womöglich – zumindest teilweise – den Übergang bei zirka 2500 Millionen Jahren von untergetauchten zu jetzt herausragenden Kontinenten.<ref>N. Arndt: Why was flood volcanism on submerged continental platforms so common in the Precambrian? In: Precambrian Research. Band 97, 1999, S. 155–164.</ref>
Das thermische Maximum im Wärmehaushalt der Erde war erst gegen 3000 Millionen Jahre erreicht worden. Zuvor war der Wärmeverlust geringer als die Wärmeerzeugung. Dies hatte eine wesentlich raschere Mantelkonvektion zur Folge,<ref>S. Labrosse und C. Jaupart: Thermal evolution of the Earth: Secular changes and fluctuations of plate characteristics. In: Earth and Planetary Science Letters. Band 260, 2007, S. 465–481.</ref> sowie eine mächtige, auftreibende, ozeanische Kruste und kleinere Platten. Einstimmigkeit herrscht darüber, dass moderne Subduktion spätestens um 3100 Millionen Jahre – zumindest örtlich begrenzt – eingesetzt hatte.<ref>V. Pease, J. Percival, R. Hugh Smithies, G. Stevens und Martin J. Van Kranendonk: When did plate tectonics begin? Evidence from the orogenic record. In: K. C. Condie und V. Pease, When Did Plate Tectonics Begin on Earth? (Hrsg.): Geological Society of America, Special Paper. Band 440, 2008, S. 199–228.</ref>
Entwicklung des Lebens
In das Paläoarchaikum fallen auch die ersten, wissenschaftlich jedoch noch nicht eindeutig bewiesenen Nachweise von Leben in Form von Bakterien im grönländischen Isua-Gneis. Laut einer Studie lebte das früheste bekannte mikrofossile Leben vor rund 3420 Millionen Jahren in einem hydrothermalen Adersystem unter dem Meeresboden.<ref>Isaac Schultz: These Squiggles May Be Some of the Oldest Fossil Life on Earth - Researchers say the fossils were left by 3.42-billion-year-old microbes. They could offer clues as to what sort of life may exist on other planets. In: Gizmodo. 2021 ([1]).</ref><ref>Barbara Cavalazzi: Cellular remains in a ~3.42-billion-year-old subseafloor hydrothermal environment. In: Science Advances. volume 7, 2021, S. eabf3963, doi:10.1126/sciadv.abf3963.</ref>
Die ersten gesicherten Stromatolithen und eindeutigen Lebensformen waren vor etwa 3,5 Milliarden Jahren entstanden, vor ca. 3,4 Milliarden Jahren traten dann die ersten photosynthesierenden Organismen hinzu.<ref>Tanai Caredona: Early Archean origin of heterodimeric Photosystem I. In: Heliyon. Band 4 (3), 2016, doi:10.1016/j.heliyon.2018.e00548.</ref>
Nachweis für frühes Leben stammt vom Pilbara-Kraton in Westaustralien und vom Kaapvaal-Kraton in Südafrika.<ref>Martin Homann: Earliest life on Earth: Evidence from the Barberton Greenstone Belt, South Africa. In: Earth-Science Reviews. Band 196: 102888, 2019, doi:10.1016/j.earscirev.2019.102888.</ref> Die rund 3480 Millionen Jahre alte, sedimentäre Dresser-Formation des Pilbara-Kratons enthält eine Varietät von Sedimentstrukturen, die von Stromatolithen und von Mikrobenmatten (MISS) verursacht worden waren. Insbesondere die Mikrobenmatten zählen zu den ältesten gesicherten Lebensformen und enthalten womöglich fossilisierte Bakterien. Auch der 3400 Millionen Jahre alte Strelley Pool Chert, der wie die Dresser-Formation der Warrawoona Group angehört, enthält Stromatolithen, eventuell bakteriellen Ursprungs. Es könnte sich hier aber durchaus auch um nicht-biogene Stromatolithen handeln, welche durch rein evaporitische Ausfällung am Meeresboden entstanden waren.<ref>Martin J. van Kranendonk: Chapter 7.2 A review of the evidence for putative Paleoarchean life in the Pilbara craton, Western Australia. Hrsg.: Martin J. van Kranendonk, R. Hugh Smithies und Vickie C. Bennett, Developments in Precambrian Geology. Earth's Oldest Rocks. Vol. 15. Elsevier. Elsevier, 2007, S. 855–877, doi:10.1016/s0166-2635(07)15072-6.</ref>
Die Kromberg-Formation aus dem Hangenden der Onverwacht-Gruppe ist auf 3416 bis 3334 Millionen Jahre datiert. Auch in ihr finden sich Spuren mikrobiellen Lebens, das sich durch einfache und multiple Zellteilung fortpflanzte.<ref>Jozef Kaźmierczak und Barbara Kremer: Pattern of cell division in ~3.4 Ga-old microbes from South Africa. In: Precambrian Research. Band 331, 2019, S. 1–9, doi:10.1016/j.precamres.2019.105357.</ref>
Der auf dem Kaapvaal-Kraton beheimatete Barberton Greenstone Belt enthält ebenfalls Spuren ersten Lebens. Laut einer Hypothese entstand der Gürtel gegen 3260 Millionen Jahren, als ein riesiger Asteroid (mit Durchmesser zwischen 37 und 58 Kilometer) die Erde impaktierte. Zwei Formationen innerhalb des Gürtels sind der Buck Reef Chert und der Josefsdal Chert. Beide enthalten Mikrobenmatten mit fossilisierten Bakterien des Paläoarchaikums.
Geodynamik
Zu Beginn des Paläoarchaikums um 3600 Millionen Jahre bildete sich der Superkontinent Vaalbara, der bis 2700 Millionen Jahre (Neoarchaikum) Bestand haben sollte.<ref>Kevin Lepot: Signatures of early microbial life from the Archean (4 to 2.5 Ga) eon. In: Earth-Science Reviews. Band 209: 103296, 2020, doi:10.1016/j.earscirev.2020.103296.</ref>
Diese Annahme wird durch Ähnlichkeiten zwischen dem Barberton Greenstone Belt und dem Ostteil des Pilbara-Kratons gestützt, welche vermuten lassen, dass beide Krustenteile einem einzigen Superkontinent angehörten – Vaalbara, einem der frühesten Superkontinente der Erde. Sowohl der Kaapvaal-Kraton als auch der Pilbara-Kraton waren bereits ganz am Anfang des Paläoarchaikums entstanden.<ref>Martin J. van Kranendonk, R. Hugh Smithies, William L. Griffin, David L. Huston, Arthur H. Hickman, David C. Champion, Carl R. Anhaeusser und Franco Pirajno: Making it thick: a volcanic plateau origin of Palaeoarchean continental lithosphere of the Pilbara and Kaapvaal cratons. In: Geological Society, London, Special Publications. Band 389 (1), 2015, S. 83–111, doi:10.1144/SP389.</ref> Paläomagnetische Daten scheinen ein Zusammenhängen der beiden Kontinente während des Paläoarchaikums zu befürworten, vielleicht kam es zu einer Verschmelzung aber auch erst im Mesoarchaikum.
Ungeklärt bleibt auch, ob es im Paläoarchaikum überhaupt aus dem Wasser frei aufragende Landoberflächen gab. Einige Formationen wie beispielsweise die Dresser-Formation, der Josefsdal Chert und die Mendon-Formation liefern Hinweise, dass sie in Oberflächennähe oder darüber abgesetzt worden waren. Eine endgültige Aussage muss aber notgedrungen spekulativ bleiben, da über 90 % der archaischen Kontinentalkruste zerstört worden ist. Sehr wahrscheinlich gab es während des Paläoarchaikums große Anteile kontinentalen Krustenmaterials, die aber unter Meeresniveau verblieben und erst später im Meso- und Neoarchaikum auftauchten. Hotspotinseln dürften die einzigen aus dem Meer aufragenden Landflächen gewesen sein.<ref>Jun Korenaga: Was there land on the early Earth? In: Life. Band 11 (11): 1142, 2021, doi:10.3390/life11111142.</ref>
Während des Paläozoikums gab es noch keine Plattentektonik im heutigen Sinne, da der Erdmantel damals noch wesentlich wärmer war und auch die geothermische Tiefenstufe im ozeanischen Bereich noch wesentlich steiler verlief. Für das Paläoarchaikum wurde daher eine Art flake tectonics („Schuppentektonik“) vorgeschlagen. Gemäß dieser Modellvorstellung hatte sich anstelle der jetzigen Subduktion eine durchgehend verkieselte ozeanische Oberkruste von ihrer Unterkruste abgelöst und wurde sodann Ophiolithen des späteren Proterozoikums und Phanerozoikums vergleichbar schuppenartig an Kontinentalrändern zusammengeschoben.<ref>Eugene G. Grosch, Giulio Viola und Sibusisiwe Ndlela: Geological record of Paleoarchean oceanic flake tectonics preserved in the c. 3.3 Ga Kromberg volcanic type-section, Barberton greenstone belt, South Africa. In: Precambrian Research. Band 346: 105815, 2020, doi:10.1016/j.precamres.2020.105815.</ref>
Meteoriteneinschlag
Laut Forschern von Harvard, Stanford University und der ETH Zürich soll vor rund 3260 Millionen Jahren BP ein gigantischer Meteoriteneinschlag die Erde getroffen haben (siehe oben). Dieser S 2-Einschlag war 50 bis 200 mal so groß wie der für das Massensterben an der Kreide-Paläogen-Grenze verantwortliche Chicxulub-Meteorit. Der Einschlag löste sofort riesige, mehrere Tage dauernde Tsunamis aus. Hierdurch wurde unterhalb der Chemokline befindliches Eisen (II) (Fe2+) umgewälzt. In den darauffolgenden Jahren (eventuell auch Dekaden) kam es zu folgenden Ereignissen: vom Boliden abgelöster, Eisen und Phosphor enthaltender Staub regnete auf Land und Meere ab. Durch Verwitterung und Erosion wurde ferner Rückfallmaterial ins Meer eingetragen, darunter kornartige Kristallitpseudomorphosen. Die durch den Impakt erzeugte Wärme kochte die obere Meereschicht auf, wodurch Fe2+, organischer Kohlenstoff und verschiedene Nährstoffe konzentriert wurden. In einem Prozess von tausenden von Jahren entstand Eisen (III)-Hydroxid (Fe(OH)3) im Meerwasser als auch im Sediment – wovon siderophile Bakterien und Archaea profitierten. Die Lebensformen des Paläoarchaikums erholten sich somit recht rasch von der Katastrophe.<ref>Nadja Drabon und Kollegen: Effect of a giant meteorite impact on Paleoarchean surface environments and life. In: Proceedings of the National Academy of Sciences. Band 121 (44), 2024, doi:10.1073/pnas.2408721121.</ref>
Vorkommen
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- Australien:
- East Pilbara Terrane im Pilbara-Kraton
- Pilbara Supergroup – 3525 bis 3230 Millionen Jahre
- Warrawoona Group – 3525 bis 3426 Millionen Jahre
- Dresser-Formation – 3483 bis 3479 Millionen Jahre
- Strelley Pool Chert – rund 3400 Millionen Jahre
- Kelly Group – 3350 bis 3315 Millionen Jahre
- Sulphur Springs Group – 3255 bis 3230 Millionen Jahre
- West Pilbara Terrane
- Roeburne Group – 3270 bis 3250 Millionen Jahre
- Narryer-Gneis-Terran im Yilgarn-Kraton – 3730 bis 3450 Millionen Jahre
- East Pilbara Terrane im Pilbara-Kraton
- Brasilien:
- São-Francisco-Kraton:
- Sete-Voltas-Massiv in Bahia – 3400 Millionen Jahre (bisher ältestes Gestein Südamerikas)
- São-Francisco-Kraton:
- Südafrika und Eswatini:
- Swaziland Supergroup aus dem Barberton Greenstone Belt im Kaapvaal-Kraton – 3550 bis 3220 Millionen Jahre
- Onverwacht-Gruppe – 3420 bis 3260 Millionen Jahre
- Kromberg-Formation – 3416 bis 3334 Millionen Jahre
- Buckreef Chert – zirka 3420 Millionen Jahre
- Josefsdal Chert – zirka 3330 Millionen Jahre
- Mendon-Formation – 3300 bis 3260 Millionen Jahre
- Kromberg-Formation – 3416 bis 3334 Millionen Jahre
- Fig Tree-Gruppe – 3260 bis 3226 Millionen Jahre
- Moodies-Gruppe – 3220 bis 3100 Millionen Jahre
- Onverwacht-Gruppe – 3420 bis 3260 Millionen Jahre
- Swaziland Supergroup aus dem Barberton Greenstone Belt im Kaapvaal-Kraton – 3550 bis 3220 Millionen Jahre
- Vereinigte Staaten von Amerika:
- Superior-Kraton
- Watersmeet Gneiss Dome im Norden Michigans – 3560 Millionen Jahre
- Morton-Gneis im Südwesten Minnesotas – 3524 ± 9 Millionen Jahre
- Montevideo-Gneis im Südwesten Minnesotas – 3485 ± 10 Millionen Jahre
- Superior-Kraton
Orogene Vorgänge
- Nordatlantik-Kraton:
- Terranakkretion an einem konvergenten Kontinentalrand von zwei suprakrustalen Spänen des Isua-Gürtels – 3650 bis 3550 Millionen Jahre
Siehe auch
Einzelnachweise
<references/>