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{{Schmale Geozeitskala|Archaikum=1}}
Das '''Mesoarchaikum''' ist eine [[Geologie|geologische]] [[Ära (Geologie)|Ära]]. Es stellt innerhalb des erdgeschichtlichen [[Äon (Geologie)|Äons]] des [[Archaikum]]s das dritte von vier Zeitaltern (Mesoarchaikum = „mittleres Archaikum“) dar. Es beginnt vor {{Erdzeitalter/Beginn|fmt=1|Mesoarchaikum}} Millionen Jahren mit dem Ende des [[Paläoarchaikum]]s und endet vor {{Erdzeitalter/Ende|fmt=1|Mesoarchaikum}} Millionen Jahren mit dem Beginn des [[Neoarchaikum]]s.<ref>{{Webarchiv|url=http://www.stmug.bayern.de/umwelt/boden/lernort_geologie/cd/1-digitale_fassung_lernort_geologie/lernort_geologie_modul_d_.pdf |wayback=20100714090257 |text=''Lernort Geologie.'' |archiv-bot=2019-05-01 05:45:42 InternetArchiveBot }} (PDF; 4,4 MB, S. 2) auf der Internetseite des [[Bayerisches Staatsministerium für Umwelt und Gesundheit|Bayerischen Staatsministeriums für Umwelt und Gesundheit]], www.stmug.bayern.de</ref><ref>Thomas R. Becker: ''Die Messung der Erdzeit – ein historisch-methodischer Überblick in: Ewige Augenblicke: Eine interdisziplinäre Annäherung an das Phänomen Zeit.'' Hrsg.: Veronika Jüttemann, Waxmann Verlag, ISBN 978-3-8309-2011-3, S. 57 [https://books.google.de/books?id=rah3F4VD4xwC&pg=PA57&dq=Mesoarchaikum&hl=de&sa=X&ei=DL3vToK2PIiJ4gSMk9z7CA#v=onepage&q=Mesoarchaikum&f=false books.google.de]</ref> Seine Dauer beträgt 400 Millionen Jahre.

== Etymologie ==
Die Wortzusammensetzung Mesoarchaikum ist abgeleitet vom [[Altgriechische Sprache|Altgriechischen]] {{lang|el|μέσος}} ''mésos'' „Mitte, mittel, inmitten“ und {{lang|el|ἀρχαῖος}} ''arkhaîos'' „beginnend, ursprünglich“. Mesoarchaikum bedeutet somit „mittleres Ursprüngliches“.

== Einführung ==
[[Datei:Map of earth 3'000 million years ago showing Vaalbara and Ur continents.png|mini|hochkant=1.6|Die Erde vor 3000 Millionen Jahren mit den Kontinenten Vaalbara und [[Ur (Kontinent)|Ur]]]]

Die ersten makroskopischen [[Fossilien]] traten vor 3490 Millionen Jahren erstmals in Form von [[Stromatolithen]] auf. Sie sind in der [[Dresser-Formation]] des [[Pilbara-Kraton]]s zugegen. Dieser enorm wichtige Entwicklungsschritt des Lebens wurde von einem Wachstum stabiler [[Kontinent|kontinentaler Kerne]] begleitet. In der Neudefinition des Mesoarchaikums rechtfertigt er den Beginn des Ärathems.

Die Stromatolithen-Funde im [[Barberton Greenstone Belt|Mkhonjwa-Bergland]] nordöstlich von [[Barberton (Südafrika)|Barberton]] in [[Südafrika]] stammen sodann aus dem Zeitraum 3200 bis 2800 Millionen Jahre.<ref>{{Webarchiv | url=http://www.geomuseum.uni-goettingen.de/museum/exhibitions/special_exhibitions/stromatolithe/Archaikum/index.shtml | archive-is=20120731134309 | text=''Stromatolithe in der Frühzeit der Erdgeschichte.''}} In: Fakultät für Geowissenschaften und Geographie der [[Universität Göttingen]]</ref> Im gleichen Zeitraum waren im [[Steep Rock Lake]] im Nordwesten [[Ontario]]s ([[Kanada]]) Fossilien von [[Cyanobakterien]] gefunden worden.

Ein weiterer wichtiger Entwicklungsschritt erfolgte ab 3020 Millionen Jahre mit dem Beginn des Pongolums. Erstmals waren terrestrische [[Becken (Geologie)|Sedimentbecken]] herangewachsen, welche sich auf jetzt stabilisierten Kontinenten formieren konnten. Gleichzeitig lässt sich jetzt in mächtigen, ungestörten Abfolgen auf [[Schelf]]plattformen die Besiedlung flacher, sandiger Faziesbereiche durch [[Mikroben]] nachweisen, welche sich weiter ausbreiteten.

Von sehr großer Bedeutung im Mesoarchaikum dürfte auch das Einsetzen der modernen [[Plattentektonik]] mit [[Subduktion]] gewesen sein.

== Geodynamik ==
Es wird angenommen, dass das Mesoarchaikum die moderne Plattensubduktion einläutete – wie anhand geologischer Zusammenhänge im Pilbara-Kraton in [[Westaustralien]] durchaus zu vermuten ist.<ref>{{Literatur|Autor=R. H. Smithies, Martin J. Van Kranendonk und D. C. Champion|Datum=2007|Titel=The Mesoarchean emergence of modern-style subduction|Sammelwerk=Gondwana Research. Island Arcs: Past and Present|Band=11 (1)|Seiten=50–68|DOI=10.1016/j.gr.2006.02.001}}</ref> Moderne Plattentektonik war bereits um 3200 Millionen Jahre zumindest regional am Wirken.<ref>{{Literatur|Autor=R. H. Smithies, D. C. Champion, Martin J. Van Kranendonk, H. M. Howard und A. H. Hickman|Datum=2005|Titel=Modern-style subduction processes in the Mesoarchaean: Geochemical evidence from the 3.12 Ga Whundo
intra-oceanic arc|Sammelwerk=Earth and Planetary Science Letters|Band=231|Seiten=221–237}}</ref> Dies steht im Einklang mit numerischen Modellrechnungen, die auf eine im Archaikum existierende Plattentektonik verweisen.<ref>{{Literatur|Autor=J. Van Hunen und A. P. van den Berg|Datum=2008|Titel=Plate tectonics on the early Earth: Limitations imposed by strength and buoyancy of subducted lithosphere|Sammelwerk=Lithos|Band=103|Seiten=217–235}}</ref> Vor 3120 bis 2970 Millionen Jahre existierte an der Grenze zwischen Ost- und West-Pilbara ein konvergenter [[Kontinentalrand]] mit einem modernen, ozeanischen [[Inselbogen]] – wobei das West-Pilbara-Terran mit dem Ost-Pilbara-Terran konvergierte und auf ihm andockte.

Möglicherweise bestand im Mesoarchaikum bereits der [[Superkontinent]] [[Vaalbara]].<ref>{{Literatur|Autor=Michiel O. de Kock, David A. D. Evans und Nicolas J. Beukes|Datum=2009|Titel=Validating the existence of Vaalbara in the Neoarchean|Sammelwerk=Precambrian Research|Band=174 (1)|Seiten=145-154|DOI=10.1016/j.precamres.2009.07.002}}</ref> Vaalbara enthält die beiden ältesten Krustenfragmente der Erde – den Pilbara-Kraton Westaustraliens mit dem Ost-Pilbara-Terran und den östlichen [[Kaapvaal-Kraton]] Südafrikas. Darunter befinden sich auch zwei kleine (200 × 200 Kilometer große) Gebiete suprakrustaler Gesteine. Diese sind nur schwach verformt, niedrig [[Metamorphose (Geologie)|metamorph]] und zwischen 3490 und 3200 Millionen Jahre alt. Die Krustenfragmente hatten sich auf einem Fundament noch älterer Kruste gebildet, welches bis auf 3820 oder gar 4100 Millionen Jahre zurückgeht und zumindest teilweise [[sial]]ischen Charakter aufweist.<ref>{{Literatur|Autor=S. G. Tessalina, B. Bourdon, Martin Van Kranendonk, J.-L. Birck und P. Philippot|Datum=2010|Titel=Influence of Hadean crust evident in basalts and cherts from the Pilbara Craton|Sammelwerk=Nature Geoscience|Band=3|Seiten=214–217}}</ref>

Wie [[Petrologie|petrologische Studien]] zur potentiellen [[Erdmantel|Manteltemperatur]] nahelegen, hatte der Erdmantel um 3000 Millionen Jahre seine höchste Temperatur seit der ursprünglichen Erdakkretion erreicht. Erklärbar ist dies durch einen Überschuss an interner [[Wärme]]erzeugung gegenüber Wärmeverlusten an der [[Erdoberfläche]].<ref>{{Literatur|Autor=S. Labrosse und C. Jaupart|Datum=2007|Titel=Thermal evolution of the Earth: Secular changes and fluctuations of plate characteristics|Sammelwerk=Earth and Planetary
Science Letters|Band=260|Seiten=465–481}}</ref><ref>{{Literatur|Autor=C. Herzberg, K. Condie und J. Korenaga|Datum=2010|Titel=Thermal history of the Earth and its petrological expression|Sammelwerk=Earth and Planetary Science Letters|Band=292|Seiten=79–88}}</ref>

=== Krustenwachstum ===
Die [[Erdkruste|kontinentale Kruste]] wuchs zwischen 3500 und 2000 Millionen Jahre am raschesten.<ref>{{Literatur|Autor=K. D. Collerson und B. S. Kamber|Datum=1999|Titel=Evolution of the continents and
atmosphere inferred from Th-U-Nb systematics of the depleted mantle|Sammelwerk=Science|Band=283|Seiten=1519–1522}}</ref> Seitdem wird sie im Großen und Ganzen durch [[Subduktion]]–[[Erosion (Geologie)|Erosion]] rezykliert – wobei dieser Vorgang das Kontinentwachstum seit dem [[Proterozoikum]] an [[Inselbogen|Inselbögen]] ausbalanciert.<ref>{{Literatur|Autor=D. W. Scholl und R. von Huene|Datum=2007|Titel=Crustal recycling at modern subduction zones applied to the past – Issues of crustal growth and preservation of continental basement crust, mantle geochemistry, and supercontinent reconstruction|Hrsg=R. D. Hatcher Jr., M. P. Carlson, J. H. McBride und J. R. Martínez Catalán, 4-D Framework of Continental Crust|Sammelwerk=Geological Society of America, Memoir|Band=20|Seiten=9–32}}</ref> Ein Peak im Krustenwachstum kann um 3000 Millionen Jahre beobachtet werden – noch vor dem [[Spätarchaisches Superereignis|Spätarchaischen Superereignis]] um 2700 Millionen Jahre. Dies wird durch neuere Studien an [[Zirkon]]en (mittels [[Hafnium]]bestimmungen), an [[Gold]]lagerstätten und an [[Sulfid]]en der subkontinentalen Mantellithosphäre (durch [[Rhenium]]-[[Osmium]]-Systematik) untermauert.<ref>{{Literatur|Autor=C. J. Hawkesworth, B. Dhuime, A. B. Pietranik, P. A. Cawood, A.I.S. Kemp und C. D. Storey|Datum=2010|Titel=The generation and evolution of continental crust|Sammelwerk=Journal of the Geological Society|Band=167|Seiten=229–248}}</ref>

Das Krustenwachstum erfolgte in etwa zeitgleich mit dem Entstehen einer dicken, stark abgereicherten und auftriebsfähigen [[Lithosphäre|Mantellithosphäre]] unterhalb der Kontinente – hervorgerufen durch die sehr hohe Schmelzextraktion.<ref>{{Literatur|Autor=W. L. Griffin und S. Y. O’Reilly|Datum=2007|Titel=The earliest subcontinental lithospheric mantle|Hrsg=Martin J. Van Kranendonk, R. H. Smithies und V. Bennett, Earth’s Oldest Rocks|Sammelwerk=Developments in Precambrian Geology|Band=15|Verlag=Elsevier|Ort=Amsterdam|Seiten=1013–1035}}</ref>

=== Grünsteingürtel ===
Die [[Grünsteingürtel]] der beiden Kratone Pilbara und Kapvaal besitzen eine Abfolge aus vorwiegend [[Mafit|mafischen]] bis [[Ultramafit|ultramafischen]] [[Vulkanit]]en sowie untergeordneten [[Felsit|felsischen Gesteinen]], [[Chert (Gestein)|Cherts]] und klastischen [[Sediment]]en. Diese Folgen waren während des Vaalbarums in den Intervallen 3530 bis 3420, 3350 bis 3320 und 3270 bis 3220 Millionen Jahre abgelagert worden.<ref>{{Literatur|Autor=D. R. Lowe und G. R. Byerly|Datum=2007|Titel=An overview of the geology of the Barberton greenstone belt and vicinity: Implications for early crustal development|Hrsg=Martin J. Van Kranendonk, R. H. Smithies und V. Bennett, Earth’s Oldest Rocks|Sammelwerk=Developments in Precambrian Geology|Band=15|Verlag=Elsevier|Ort=Amsterdam|Seiten=481–526}}</ref>

=== TTG-Komplexe ===
Die Grünsteingürtel beider Kratone waren begleitet von der Platznahme [[granit]]ischer Gesteine – den [[TTG-Komplex]]en. Diese sehr weitläufigen und voluminösen TTG-Granitoide wurden im Laufe der Zeit allmählich immer [[Kalium]]-reicher. Sie kulminierten schließlich um 3240 Millionen Jahre in örtlich begrenzten Graniten des ''A-Typs'' mit [[Rapakivi]]-Gefüge.<ref>{{Literatur|Autor=J.-F. Moyen, G. Stevens, A. F. M. Kisters und R. W. Belcher|Datum=2007|Titel=TTG plutons of the Barberton granitoid-greenstone terrain, South Africa|Hrsg=Martin J. Van Kranendonk, R. H. Smithies und V. Bennett, Earth’s Oldest Rocks|Sammelwerk=Developments in Precambrian Geology|Band=15|Verlag=Elsevier|Ort=Amsterdam|Seiten=607–668}}</ref>

=== Mächtige Plattformabfolgen ===
Gegen 3000 Millionen Jahre hatten sich die Fragmente kratonischer Lithosphäre derart versteift, dass sie ein solides Fundament für sich entwickelnde, mächtige Plattformabfolgen abgeben konnten. Hierzu gehören die 3020 bis 2940 Millionen Jahre alte [[De Grey Supergroup]] in Westaustralien und die 3000 bis 2870 Millionen Jahre alte [[Pongola Supergroup]] sowie die 2985 bis 2780 Millionen Jahre alte [[Witwatersrand Supergroup]] in Südafrika.<ref>{{Literatur|Autor=T. S. McCarthy|Datum=2006|Titel=The Witwatersrand Supergroup|Hrsg=M. R. Johnson, C. R. Anhaeusser und R. J. Thomas, The Geology of South Africa|Sammelwerk=
Geological Society of South Africa/Council for Geoscience|Ort=Johannesburg/Pretoria|Seiten=155–186}}</ref>

Jede einzelne dieser [[Gruppe (Geologie)|Supergruppen]] ist mehrere Kilometer mächtig und wurde zumindest partiell unter subaerischen Bedingungen abgelagert, wobei Anzeichen für landgebundene biologische Lebensgemeinschaften vorhanden sind – darunter mit aller Wahrscheinlichkeit auch Cyanobakterienteppiche (engl. ''cyanobacterial mats'').<ref>{{Literatur|Autor=Nora Noffke|Datum=2008|Titel=Turbulent lifestyles: Microbial mats on Earth’s sandy beaches – Today and 3 billion years ago|Sammelwerk=GSA Today|Band=18|Seiten=4–9}}</ref>

== Umweltparameter ==
=== Atmosphäre ===
Die [[Erdatmosphäre]] des Mesoarchaikums enthielt hohe [[Konzentration (Chemie)|Konzentrationen]] an [[Methan]] und [[Kohlendioxid]] – diese [[Treibhausgas]]e sind eine gute Erklärung für die damaligen hohen [[Temperatur]]en.<ref name="Sleep">{{Literatur|Autor=Norman H. Sleep und Angela M. Hessler|Datum=2006|Titel=Weathering of quartz as an Archean climatic indicator|Sammelwerk=Earth and Planetary Science Letters|Band=241 (3–4)|Seiten=594–602|DOI=10.1016/j.epsl.2005.11.020}}</ref> Die Methan- und auch die [[Wasserstoff]]-Konzentrationen blieben während des Mesoarchaikums konstant bei 1000 [[Parts per million|ppm]],<ref>{{Literatur|Autor=A. A. Pavlov, J. F. Kasting und L. L. Brown|Datum=2001|Titel=UV-shielding of NH3 and O2 by organic hazes in the Archean atmosphere|Sammelwerk=Journal of Geophysical Research|Band=106|Seiten=23267–23287}}</ref> auch Kohlendioxid streute um diesen Wert, mit abnehmender Tendenz gegen Ende des Ärathems. Die [[Sauerstoff]]konzentration lag konstant sehr niedrig bei etwas oberhalb 10−8 ppm, erlebte aber dann gegen Ende des Mesoarchaikums einen rapiden Anstieg,<ref>{{Literatur|Autor=J. F. Kasting|Datum=1987|Titel=Theoretical constraints on oxygen and carbon dioxide concentrations in the Precambrian atmosphere|Sammelwerk=Precambrian Research|Band=34|Seiten=205–229}}</ref> der aber laut Rye und Holland (1998) bereits schon früher um 3000 Millionen Jahre eingesetzt hatte.<ref>{{Literatur|Autor=R. Rye und H. D. Holland|Datum=1998|Titel=Paleosols and the evolution of atmospheric oxygen: A critical review|Sammelwerk=American Journal of Science|Band=298|Seiten=621–672}}</ref> Der Sauerstoffanstieg geht in Hand mit einem starken Abfallen der δ13C-Werte von −30 auf −60 ‰ am Ende des Mesoarchaikums. Dies wird mit einer starken Ausbreitung methanotropher Mikroorganismen in Verbindung gebracht.

Der Gehalt an molekularem [[Stickstoff]] in der Erdatmosphäre des Mesoarchaikums dürfte in etwa dem heutigen entsprochen haben – was schlussfolgern lässt, dass Stickstoff zum damaligen Zeitpunkt keine wesentliche Rolle im Wärmehaushalt der frühen Erde spielte.<ref>{{Literatur|Autor=Bernard Marty, Laurent Zimmermann, Magali Pujol, Ray Burgess und Pascal Philippot|Datum=2013|Titel=Nitrogen isotopic composition and density of the Archean atmosphere|Sammelwerk=Science|Band=342 (6154)|Seiten=101–104|DOI=10.1126/science.1240971}}</ref>

=== Cherts ===
Die [[Sauerstoff]]isotopenanalyse von Cherts des Mesoarchaikums erlaubte eine Rekonstruktion der damals herrschenden Oberflächentemperaturen.<ref name="Sleep" /> Hieraus ergab sich eine [[Meerwasser]]temperatur von 55 bis 85 °C. Diese enorm hohen Temperaturen werden aber von anderen Untersuchungen über [[Verwitterung]]sraten auf unter 50 °C herabgedrückt. Untersuchungen mittels Sauerstoff- und Wasserstoffisotopen an Cherts aus dem [[Barberton Greenstone Belt]] sprechen ebenfalls für ein wesentlich gemäßigteres Klima (≤ 40 °C) um 3420 Millionen Jahre.<ref>{{Literatur|Autor=M. T. Hren, M. M. Tice und C. P. Chamberlain|Datum=2009|Titel=Oxygen and hydrogen isotope evidence for a temperate climate 3.42 billion years ago|Sammelwerk=Nature|Band=462|Seiten=205–208}}</ref> Ganz ähnlich sind auch Ergebnisse aus der Rekonstruktion von [[Aminosäure]]nsequenzen mittels spezifischer [[Protein]]e.<ref>{{Literatur|Autor=E. A. Gaucher, S. Govindarajan und O. K. Ganesh|Datum=2008|Titel=Paleotemperature trend for Precambrian life inferred from resurrected proteins|Sammelwerk=Nature|Band=451|Seiten=704–708}}</ref>

=== Vereisungen ===
Die Pongolavereisung ereignete sich vor ungefähr 2.900 Millionen Jahren,<ref name="Kopp">{{Literatur|Autor=Robert E. Kopp, Joseph L. Kirschvink, Isaac A. Hilburn, Cody Z. Nash|Titel=The Paleoproterozoic snowball Earth: A climate disaster triggered by the evolution of oxygenic photosynthesis|Sammelwerk=[[Proceedings of the National Academy of Sciences]]|Band=102|Nummer=32|Verlag=|Datum=2005-08-09|Seiten=11131–11136|ISSN=0027-8424|DOI=10.1073/pnas.0504878102|PMC=1183582}}</ref><ref>Roland Walter: ''Erdgeschichte: die Entstehung der Kontinente und Ozeane.'' de Gruyter, Berlin 2003, ISBN 978-3-11-017697-1, S. 51 [https://books.google.de/books?id=FYnh79CTYzoC&pg=PA51&lpg=PA51&dq=Pongola+vereisung&source=bl&ots=sbIKe3JDME&sig=QJD9rcMg1OB1ou5I10QQCtqZe6s&hl=de&sa=X&ei=PMXvTo_tDePd4QT055G7CQ#v=onepage&q=Pongola%20vereisung&f=false books.google.de]</ref> für die gesamte [[Kaltzeit]] wird aber der Zeitraum 2980 bis 2830 Millionen Jahre veranschlagt. Sie kann durch zwei [[Diamiktit]]horizonte in der [[Mozaan Group]] der [[Pongola Supergroup]] nachgewiesen werden ([[Delfkom-Formation]]). Es gibt [[Paläomagnetismus|paläomagnetische Anzeichen]], dass die damaligen Eismassen bis auf eine Paläolatitüde von 48° herabreichten. Diese Vereisung war aber wahrscheinlich nicht durch die Evolution [[Photosynthese|photosynthetisierender]] Cyanobakterien ausgelöst worden – vielmehr fand dieser Entwicklungssprung erst zwischen der [[Huron-Vereisung]] und der [[Makganyene-Vereisung]] statt.<ref name="Kopp" />

== Entwicklung des Lebens ==
[[Datei:Stromatolite (Dresser Formation, Paleoarchean, 3.48 Ga; Normay Mine, North Pole Dome, Pilbara Craton, Western Australia) 3 (47011415774).jpg|mini|hochkant=1.6|Die Dresser-Formation Westaustraliens]]

Mikrobielle Lebensformen mit unterschiedlichen [[Stoffwechsel|Metabolismen]] dehnten sich während des Mesoarchaikums weiter aus und ihre abgesonderten Gase begannen die Zusammensetzung der frühen Erdatmosphäre zu beeinflussen. Cyanobakterien produzierten bereits gasförmigen Sauerstoff, der aber erst später im Archaikum Bedeutung in der Erdatmosphäre gewinnen sollte. Es gab aber in diesem Zeitabschnitt durchaus kleine Oasen von mit Sauerstoff angereichertem Wasser, insbesondere in flachmarinen Environments in [[Küste]]nnähe.

Der älteste und weithin allgemein anerkannte Hinweis auf den Beginn des Lebens kann wie schon angesprochen in der 3490 Millionen Jahre alten Dresser-Formation im Pilbara-Kraton situiert werden. In ihr sind Stromatolithen und eventuelle [[Mikrofossilien]] in einer recht dünnen Abfolge von [[Karbonat]]en, [[Sandstein]]en und [[hydrothermal]]en Ablagerungen erhalten. Die Bedingungen waren zeitweises Flachwassermilieu innerhalb einer vulkanischen [[Caldera (Krater)|Caldera]].<ref>{{Literatur|Autor=Martin J. Van Kranendonk, P. Philippot, K. Lepot, S. Bodorkos und F. Pirajno|Datum=2008|Titel=Geological setting of Earth’s oldest fossils in the c. 3.5 Ga Dresser Formation, Pilbara Craton, Western Australia|Sammelwerk=Precambrian Research|Band=167|Seiten=93–124}}</ref> Die Dresser-Formation und auch andere, nahezu gleichalte Gesteinsformationen, liefern sowohl geochemische als auch Isotopendaten, die auf eine sehr diversifizierte Mikrobengemeinschaft hinweisen.<ref>{{Literatur|Autor=Y. Shen, R. Buick und D. E. Canfield|Datum=2001|Titel=Isotopic evidence for microbial sulphate reduction in the early Archaean era|Sammelwerk=Nature|Band=410|Seiten=77–81}}</ref> Die Cyanobakterien des 3460 Millionen Jahre alten [[Apex-Chert]] sind jedoch nach wie vor umstritten.<ref>{{Literatur|Autor=Martin D. Brasier, O. R. Green, J. F. Lindsay, N. McLaughlin, A. Steele und C. Stoakes|Datum=2005|Titel=Critical testing for the Earth’s oldest putative fossil assemblage from the ~3.5Ga Apex chert, Chinaman Creek, Western Australia|Sammelwerk=Precambrian Researc|Band=140|Seiten=55–102}}</ref> Neben den Stromatolithen der 3400 Millionen Jahre alten [[Strelley-Pool-Formation]] wurden aber darüber hinausgehend im Zeitraum 3350 bis 3000 Millionen Jahre noch weitere Neuentdeckungen des Lebens gemacht – so beispielsweise im Pilbara- und im Kaapvaal-Kraton unterschiedliche Formen von Stromatolithen, Mikrofossilien mit organischer [[Zellwand]] und kohlenstoffreiche Materie biologischen Ursprungs.<ref>{{Literatur|Autor=E. J. Javaux, C. P. Marshall und A. Bekker|Datum=2010|Titel= Organic-walled microfossils in 3.2-billion-year-old shallow-marine siliciclastic deposits|Sammelwerk=Nature|Band=463|Seiten=934–938}}</ref> Morphologische Studien und Untersuchungen anhand von Biomarkern unterstützen voll die sehr seltene, jedoch hervorragende Erhaltung komplexer Mikrobenmorphologien in sehr unterschiedlichen geologischen Environments. Diese werden auf 3200 bis 3000 Millionen Jahre datiert und gehen möglicherweise bis 3500 Millionen Jahre zurück.<ref>{{Literatur|Autor=J. W. Schopf, A. B. Kudryavtsev, A. D. Czaja und A. B. Tripathi|Datum=2007|Titel=Evidence of Archean life: Stromatolites and microfossils|Sammelwerk=Precambrian
Research|Band=158|Seiten=141–155}}</ref>

== Stratigraphie ==
=== Bedeutende geologische Formationen ===
[[Datei:Lewisian Gneiss, Achmelvich Bay.jpg|mini|hochkant=1.6|Gneise des Lewisiums an der Bucht von [[Achmelvich]], schottische Nordwestküste]]

* [[Antarktis]]:
** [[Nimrod Group]] im Transantarktischen Gebirge – 3290 bis 3060 Millionen Jahre.<ref>{{Literatur |Autor=J. W. Goodge und C. M. Fanning|Titel=2.5 billion years of punctuated Earth history as recorded in a single rock|Sammelwerk=Geology|Band=27|Datum=1999|Seiten=1007–1010}}</ref> Die sehr heterogene Gruppe wurde um 1730/1720 Millionen Jahre BP von der [[Nimrod-Orogenese]] und um 540/520 Millionen Jahre BP von der [[Ross-Orogenese]] erfasst.<ref>{{Literatur |Autor=J. W. Goodge, und Kollegen|Titel=U-PB evidence of 1.7 Ga crustal tectonism during the Nimrod Orogeny in the Transantarctic Mountains, Antarctica: implications for Proterozoic plate reconstructions|Sammelwerk=Precambrian Research|Band=112|Datum=2001|Seiten=261–288}}</ref>
* [[Australien]]:
** [[Pilbara-Kraton]] in [[Westaustralien]]:
*** [[Whundo Group]] im Zentrum – 3125 bis 3115 Millionen Jahre
*** [[De Grey Superbasin]] mit der [[De Grey Supergroup]] – 3020 bis 2940 Millionen Jahre:
**** [[Gorge Creek Group]] – 3050 bis 3020 Millionen Jahre
**** [[Whim Creek Group]] – 3010 bis 2990 Millionen Jahre
**** [[Mallina Basin]] – 2970 bis 2940 Millionen Jahre
**** [[Croydon Group]] – 2970 bis 2940 Millionen Jahre
**** [[Nullagine Group]] – 2930 bis 2910 Millionen Jahre
* [[China]]:
** [[Nordchina-Kraton]] – 3100 bis 2900 Millionen Jahre:
*** [[Quishui Group]] im östlichen [[Shandong]]
*** [[Longgang Group]] im südlichen [[Jilin]]
*** [[Lower Anshan Group]] im Norden von [[Liaoning]]
*** [[Qianan Supracrustals]] im östlichen [[Hebei]]
*** [[Chentaigou Supracrustals]] in Anshan
* [[Indien]]:
** [[Dharwar-Kraton]] im Süden:
*** [[Sargur Group]] – 3100 bis 2900 Millionen Jahre
*** [[Dharwar Supergroup]]
**** [[Bababundan Group]] – 2900 bis 2600 Millionen Jahre
***** [[Kalasapura-Formation]] – um 2910 Millionen Jahren
***** [[Santaveri-Formation]] und [[Allampur-Formation]] – 2848 bis 2747 Millionen Jahre
** [[Singhbhum-Kraton]] im Nordosten:
*** [[Iron Ore Group]] – 3100 bis 2900 Millionen Jahre
* [[Nordamerika]]:
** [[Superior-Kraton]]:
*** [[Steep Rock Limestone]] in Ontario – 2800 Millionen Jahre
*** [[Minnesota River Valley Subprovince]]
**** [[Montevideo-Gneis]] – ab 3485 ± 10 Millionen Jahre
**** [[Morton-Gneis]] – ab 3524 ± 9 Millionen Jahre
** [[Wyoming-Kraton]]:
*** [[Goldman-Meadows-Formation]] – um 2780 Millionen Jahre
* [[Schottland]]:
** [[Lewisian]]:
*** [[Borgie Inlier]] – 2800 Millionen Jahre
*** Protolithen der Laxford-Gneise – 2840 bis 2800 Millionen Jahre
*** [[Tonalit]]gneise des [[Scourian]]s – 3030 bis 2960 Millionen Jahre
* [[Südafrika]]:
** [[Kaapvaal-Kraton]]:
*** [[Swasiland-Supergruppe]] – 3547 bis 3100 Millionen Jahre
**** [[Moodies Group]] – 3227 bis 3110 Millionen Jahre BP<ref>{{Literatur |Autor=S. L. Kamo und S. W. Davis|Titel=Reassessment of Archean crustal development in the Barberton Mountain Land, South Africa, based on U-Pb dating|Sammelwerk=Tectonics|Band=13|Datum=1994|Seiten=167–192}}</ref>
*** [[Dominion Group]] – 3090 bis 3070 Millionen Jahre
*** [[Pongola Supergroup]] in Südafrika und in [[Swasiland]] – 3000 bis 2870 Millionen Jahre
**** [[Nsuze Group]] – 2980 bis 2960 Millionen Jahre
**** [[Mozaan Group]] – um 2950 bis 2837 (?) Millionen Jahre
*** [[Witwatersrand Supergroup]] in Südafrika – 2985 bis 2780 Millionen Jahre
**** [[West Rand Group]] – 2985 bis 2914 Millionen Jahre
**** [[Central Rand Group]] – 2872 bis 2780 Millionen Jahre

== Magmatismus ==
* [[Grünsteingürtel]]:
** [[Sayan-Grünsteingürtel]] im [[Sayan-Faltengürtel]], [[Sibirien-Kraton]] – um 3200 Millionen Jahre
** [[Olondo-Grünsteingürtel]] im [[Aldan-Schild]], Sibirien-Kraton – 3065 bis 2986 Millionen Jahre

== Lagerstätten ==
[[Datei:Banded iron formation (Goldman Meadows Formation, Mesoarchean; Atlantic City Iron Mine, South Pass, Wyoming, USA) 1 (30749232474).jpg|mini|hochkant=1.6|Bändereisenerz aus der 2870 Millionen Jahre alten [[Goldman-Meadows-Formation]] in Wyoming]]

* [[Eisen]]:
** [[Bändereisenerz]]e der Goldman-Meadows-Formation im Wyoming-Kraton
* [[Gold]]:
** [[Red-Lake-Grünsteingürtel]] des [[Superior-Kraton]]s mit der orogenen Goldlagerstätte [[Campbell-Red-Lake-Lagerstätte|Campbell-Red Lake]] – 2990 bis 2890 Millionen Jahre<ref>{{Literatur |Autor=G. Chi und Kollegen|Titel=Formation of the Campbell-Red Lake gold deposit by H2O-poor, CO2-dominated fluids|Sammelwerk=Mineralium deposita|Band=40|Datum=2006|Seiten=726–741}}</ref>
* Gold und [[Uran]]:
** Die Witwatersrand Supergroup (2985 bis 2780 Millionen Jahre) in Südafrika beherbergt die größten Goldvorkommen der Welt.
* [[Nickelgruppe]]:
** Jamestown-Ophiolith des Barberton-Grünsteingürtels, Kaapvaal-Kraton (Bon-Accord-Nickel-Lagerstätte)<ref>{{Literatur |Autor=S. A. De Waal|Titel=Nickel minerals from Barberton, South Africa. VII. The spinels Co-chromite and Ni-chromite and their significance for the origin of the Bon Accord nickel deposit|Sammelwerk=Bull. B.R.G.M.|Band=II (2)|Datum=1978|Seiten=223–230}}</ref>
* [[Chrom]] ([[Chromit]]):
** [[Nuggihalli Schist Belt]], Sargur Group, Südindien

== Geodynamik ==
=== Orogenesen ===
* [[Baltischer Schild]]:
** [[Saamium]] – 3100 bis 2900 Millionen Jahre
* [[Pilbara-Kraton]]:
** [[North Pilbara Orogeny]] – 2950 bis 2910 Millionen Jahre. Das [[Kurrana-Terran]] wird im Südosten des Ost-Pilbara-Blocks akkretiert. Das Aufdringen postektonischer [[Granit]]e zwischen 2890 und 2830 Millionen Jahre führt zur endgültigen Kratonisierung.

== Siehe auch ==
* [[Geologische Zeitskala]]
* [[Neoarchaikum]]
* [[Paläoarchaikum]]
* [[Pongolum]]
* [[Vaalbarum]]

== Einzelnachweise ==
<references />

[[Kategorie:Zeitalter des Präkambrium]]

Mesoarchaikum - Versionsgeschichte

imported>Antonsusi am 15. Februar 2026 um 15:52 Uhr