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8.1 – Die Evolution von Atmosphäre und Ozeanen

Geochemiker gehen davon aus, dass es die Atmosphäre und die Ozeane bereits etwa 30 Millionen Jahre nach der Entstehung der Erde gab. Vermutlich entstanden beide unmittelbar nach dem „Giant Impact“, der zur Entstehung des Erdmondes führte.

Geochemiker gehen davon aus, dass es die Atmosphäre und die Ozeane bereits etwa 30 Millionen Jahre nach der Entstehung der Erde gab. Vermutlich entstanden beide unmittelbar nach dem ­„Giant Impact“, der zur Entstehung des Erdmondes führte. Damals war die Erde schon kühl genug, damit Wasserdampf, der von Vulkanen freigesetzt wurde, in den frühen Ozeanen kondensieren konnte. Dass sich auch die Erdatmosphäre bereits in diesen ersten 30 Millionen Jahren bildete, zeigen Untersuchungen an den Isotopen des Edelgases Xenon. Trotz einer stark verbesserten Datenbasis konkurrieren aber noch immer zwei Hypothesen zur Herkunft des Wassers miteinander. Die eine postuliert eine „endogene“ Quelle, das heißt, das Wasser stammt aus dem Erdmantel und gelangte durch vulkanische Aktivität an die Erdoberfläche. Die andere favorisiert einen extraterrestrischen Ursprung, das heißt, das Wasser gelangte durch Kometen auf die Erde.

Giant Impact

Die Zusammensetzung der frühen Atmosphäre und des frühen Ozeans unterschied sich grundsätzlich von der heutigen. Das Auftreten von Kissenlaven und von marinen chemischen Sedimenten (gebänderten Eisenformationen, so genannten BIFs) belegt, dass auf der Erde flüssiges Wasser existierte. Um die geringere Leuchtkraft der „jungen Sonne“ zu kompensieren und eine permanente Vereisung zu verhindern, muss die frühe Atmosphäre reich an Treibhausgasen wie Kohlendioxid und Methan gewesen sein. Darüber hinaus deutet eine Vielzahl geologisch-geochemischer Befunde darauf hin, dass sowohl die Atmosphäre als auch die Ozeane im Archaikum keinen freien Sauerstoff enthielten. Obwohl das erstmalige Auftreten der oxygenen Photosynthese noch umstritten ist, scheint es relativ sicher zu sein, dass marine Organismen vor circa 2,7 Milliarden Jahren damit begannen Sauerstoff zu produzieren. Der erste Sauer­stoff reagierte jedoch sofort mit Stoffen wie Methan oder Eisen und wurde chemisch gebunden. Zurzeit wird allerdings diskutiert, ob im Neoarchaikum zeitweise kleinräumige Sauerstoffoasen existierten.

Die Frage nach dem pH-Wert des Meerwassers ist ebenfalls umstritten. Eine Minderheit von Wissenschaftlern postuliert, dass der Ozean alkalisch war, also einen hohen pH-Wert hatte. Dadurch ließe sich die Entwicklung des Lebens einfacher erklären. Die deutliche Mehrheit nimmt jedoch an, dass der pH-Bereich neutral war und zwischen 6 und 8 lag. Auch die Ansichten zur Temperatur der frühen Ozeane gehen weit auseinander. Untersuchungen von Sauerstoff- und Siliziumisotopen in archaischen Hornsteinen ergeben zum Teil Temperaturen von über 80 Grad Celsius. Neueste Untersuchungen an früharchaischen Hornsteinen aus Westaustralien und Südafrika deuten nur noch auf Temperaturen um 40 Grad Celsius hin.

Der Versuch, den Salzgehalt des archaischen Meerwassers über die Untersuchung von Flüssigkeitseinschlüssen zu bestimmen, ist zurzeit nicht allgemein akzeptiert. Nach bisherigen Ergebnissen lag die Salinität damals womöglich um das Fünffache höher als heute.

Ph-Wert

Im frühen Paläoproterozoikum vor etwa 2,3 Milliarden Jahren kam es auf der Erde zur großen Sauerstoffkatastrophe („Great Oxidation Event"). Erstmals reicherte sich freier Sauerstoff in der Atmosphäre und in den Ozeanen an. Für viele der damals vorherrschenden anaeroben Mikroorganismen war das Gas giftig. Die Umwelt veränderte sich drastisch, wie das Verschwinden bestimmter Gesteine und Minerale zeigt. Durch den Anstieg des Sauerstoffgehaltes lagerten sich erstmals in der Erdgeschichte gewaltige Manganoxid-Sedimente im heutigen Kalahari-Manganese-Field ab. Ob es sich bei dieser Manganoxid-Ausfällung vor 2,3 Milliarden Jahren um ein lokales oder globales Ereignis handelte, ist noch unklar.

Sauerstoffkatastrophe

Entwicklung des Luftsauerstoffes im Vergleich zu heute (PAL = Present Atmospheric Level) (Quelle: D.E. Canfield (2005): The early history of atmospheric oxygen: homage to Robert M. Garrels. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 33, 1-36. doi:10.1146/annurev.
earth.33.092203.122711)

Im Verlauf des mittleren Proterozoikums existierte weiter sauerstofffreies Tiefenwasser in den Ozeanen, wie neuere Arbeiten zeigen. Hier besteht allerdings noch großer Forschungsbedarf. So ist es zum Beispiel umstritten, wann der Sauerstoffgehalt das heutige Niveau erreichte. Im Neoproterozoikum gab es vor 600 bis 700 Millionen Jahren offensichtlich noch einmal Bedingungen, die eher an die Sauerstoffarmut des Archaikums erinnern. Diese werden mit der Hypothese der so genannten Schneeball-Erde erklärt. Demnach war die gesamte Erde damals mit einer kompakten Eisschicht bedeckt, die den Sauerstoffaustausch zwischen Atmosphäre und Ozeanen verhinderte. Dadurch wurden die Ozeane wieder anoxisch. Sedimentologische und geochemische Befunde sprechen inzwischen aber dafür, dass der Planet nicht komplett eisbedeckt war und eher als "Schneematsch-Erde" bezeichnet werden könnte.

Paläoproterozoische Manganoxid-Erze im Kalahari-Manganese-Field, Südafrika. Die Ablagerungen entstanden in einem Meer (Quelle: Michael Bau, Jacobs University Bremen (JUB))

Wissenschaftliche Herausforderungen

Der Hauptbedarf besteht darin, geeignete geochemische Kenngrößen, so genannte „Proxies“, weiterzuentwickeln. Diese Proxies erlauben es, die Bedingungen im Paläo-Ozean und in der Paläo-Atmosphäre zu rekonstruieren. In den letzten Jahren sind hier große Forschritte erzielt worden. Zum Beispiel eignen sich die Verhältnisse einiger Elemente wie Eisen, Molybdän oder Cerium dazu, Rückschlüsse auf frühere Umweltbedingungen zu ziehen. Neuerdings lassen sich mit so genannten Femtosekunden-Laserablationssystemen ortsaufgelöste Messungen der Verhältnisse der stabilen Eisenisotope durchführen. Hier zeigt sich, dass das Verhältnis von Eisen-56 zu Eisen-54 seit etwa zwei Milliarden Jahren so ähnlich ist wie heute. Am Ende des Archaikums herrschte starke Eisenreduktion durch erste dissimilatorische eisenreduzierende Bakterien vor. Diese setzten große Mengen isotopisch leichten Eisens frei.

Informationen über die Lebewesen des Archaikums und des Proterozoikums könnten Biomarker liefern. Bei diesen langlebigen Molekülen handelt es sich zum Beispiel um langkettige Lipid-Verbindungen. Sie finden sich in Sedimenten, die reich an organischem Material sind.

Proxies

In bestimmten Gesteinen sind die Veränderungen solcher Proxies wie in einem Archiv aufgezeichnet. Zu diesen Sediment-Archiven gehören organikreiche Tonschiefer, gebänderte Eisenerze, Manganoxid-Sedimente, Hornsteine, Sulfide und Stromatolithenkalke. Um die Geschichte dieser Ablagerungen erforschen zu können, muss zunächst bekannt sein, wie sie entstanden sind. Ebenso ist es nötig, Datierungstechniken weiterzuentwickeln. Um geeignete Proben zu bekommen, müssen in der Regel Forschungsbohrungen durchgeführt werden.

Archive

Um präkambrische Sedimentformationen erforschen zu können, sind hochaufgelöste Analysemethoden nötig, die die chemische Zusammensetzung und die Isotopenverhältnisse
direkt auf der Mineralskala messen. Hier sind Ergebnisse von Eisenisotopenmessungen des an der Universität Hannover entwickelten Femtosekunden-Laserablationssystems zu sehen. Die Probe stammt aus einem Bändereisenerz der etwa 2,5 Milliarden Jahre alten Kuruman Iron Formation (Südafrika). Mag = Magnetit, sid = Siderit, ank = Ankerit und qz = Chert (Foto : Grit Steinhöfel, Leibniz Universität Hannover und Friedhelm von Blanckenburg, Helmholtz-Zentrum Potsdam Deutsches GeoForschungs Zentrum (GFZ))

zuletzt geändert am 2014-08-26 11:05:05 durch Jana Stone | Impressum