Ursachen und Zyklizität von Massensterben

Inhalt:

1. Die größten Krisen

Frasne-Famenne-Grenze

Perm-Trias-Grenze

Kreide-Tertiär-Grenze

2. Zyklizität von Massensterben

Flutbasalte

Asteroideneinschläge

Meeresspiegelschwankungen

3. Literaturnachweis

 

I. Die größten Krisen

Die Frasne-Famenne-Grenze

Allgemein

Diese Krise wirkte sich hauptsächlich im marinen Lebensraum aus. Die höheren Pflanzen, die sich im Laufe des Devons an Land entabliet hatten, wurden anscheinend nicht betroffen. Zu den schwer in Mitleidenschaft gezogenen marinen Gruppen gehörten bestimmte Formen von:

  • Brachiopoden (30 von 33 Familien),  
  • Trilobiten (21 Familien, 2-3 überleben),
  • Acritarchen,
  • rugose Flachwasserkorallen (von den 148 Arten im Frasne überlebten nur 6),
  • Goniatiten.
  • Fenestelliden Bryozoen

Weniger betroffen hingegen wurden:

  • Conodonten
  • Euryptriden
  • Crinoideen
  • Holoturien (Seegurken)

Ein Kernpunkt in der Diskussion um die Frasne-Famenne-Krise ist der zeitliche Ablauf: War es ein graduelles Streben oder ein katastrophales Ereignis?

In Oberdevonischen Schichten Nordamerikas ist das Massensterben in Gesteinsserien dokumentiert, die einen Zeitraum von etwa 7 Mio. Jahren einschließen

Vereisungen

Während andere Gruppen von marinen Lebewesen starke Verluste erlitten, entwickelte die Gruppe der Kieselschwämme eine große Vielfalt. Diese Tiere gedeihen bevorzugt in kühlen Gewässern. In heutigen Meeren leben sie oft in beträchtlichen Tiefen, aber im Devon waren sie in Flachmeeren Zuhause. Eine Abkühlung kam diesen Schwämmen zum Vorteil, auf Kosten jener Gruppen, die zuvor in Blüte standen und an wärmere Bedingungen angepaßt waren.

Auch das Aussterbemuster der Brachiopoden läßt auf eine Abkühlung schließen:

  • Brachiopoden in niedrigen Breiten: 91% streben aus
  • Brachiopoden in hohen Breiten: nur 27% streben aus

Im Famenne geht in den Schelfgebiet die Bildung von Kalksteinen stark zurück.

Die Vereisungen, als Folge einer allgemeinen Abkühlung, sind ein Beleg für einen langwierigen Prozeß, der ein graduelles Aussterben verursachte, daß an der Frasne-Famenne-Grenze den Höhepunkt erreicht. Die Abkühlung verursachte eine Absenkung des Meeresspiegel (Abb.9).

Die Vereisungen sind durch glaziale Sedimente im Norden Südamerikas (Brasilien) belegt, ein Bereich Gondwanas, der sich im Oberdevon in polarer Region befand. Bei diesen Sedimenten handelt es sich um fossile Algen, die ihre glaziale Herkunft durch eingelagerte Schotter und Findlinge bestätigen. Diese Schotter sind geschliffen und geritzt worden. Außerdem enthalten die mit den Gletschergeröllen vorkommenden Schiefer "dropstones": isolierte Kiesel und Findlinge, die ihren Ablagerungsort im küstenfernen Stillwasser nur erreicht haben können, in dem sie in Treibeis eingeschlossen durch das Wasser trieben.

Auslöser für die Vereisungen war die Kollision von Laurasia und Gondwana. Sie hatte eine Unterbindung der Westmeeresströme zur Folge und verursachte somit eine Abkühlung der Weltmeere: Es gelangte nun kaltes Wasser in niedrigere Breiten.

Eine weiterer Auslöser für die Abkühlung im Frasne könnte die Ausbreitung der ersten großen Wälder sein. Sie entzogen der Atmosphäre das Treibhausgas CO2 und bewirken somit ein Absinken der Temperatur.

Anoxische Bedingungen

Schichten mit schwarzem Schiefer auf dem Dach der Riffablagerungen könnten auf anoxische Bedingungen an der Frasne-Famenne-Grenze hinweisen. Bei Sauerstoffmangel

wird der Kohlenstoff im organischen Material nicht durch Bakterien oxidiert, so daß es zu einer schwarzen Färbung des Schlammes kommt (Stanley,1988).

Die Anoxia spiegeln sich im oberen Kellwasserhorizont (OKWK) wieder. Der Kellwasserhorizont wird von dunklen, dolomitischen Mudstones gebildet, die eine positive d C13 Anomalie aufweisen und somit die anoxischen Bedingungen belegen.

Impakt

Im Oberdevon wurde nur an einer Stelle eine erhöhte Iridiumkonzentration gefunden. Es handelt sich um eine australische Riffabfolge, in der allerdings das Iridium in einer isolierten Zone in einer Stromatolithenschicht auftritt. Diese Schicht liegt zudem noch stratigrafisch höher und ist damit jünger als die Frasne-Famenne-Grenze. Darüber hinaus gehören diese Algen zu einer Sorte, die typischerweise Schwermetalle binden. Diese Ir-Anomalie scheint deshalb keine Beziehung zum Aussterbeereignis zu haben.

In einem Profil in China wurden etwa 1,5 bis 2,0 Mio. Jahren über der Frasne-Famenne-Grenze eine Schicht mit glasigen Spheruliten entdeckt. Diese Schicht liegt stratigrafisch auf der gleichen Ebene wie das oben genannte Canning Becken (Australien), in der die kleine Ir-Anomalie festgestellt wurde(300pg/g). In Belgien liegt eine Schicht aus feinem schwarzem Tonstein mit Spheruliten sogar nur wenige Zentimeter über der F-F-Grenze und weist z.T. eine geringe Erhöhung an Iridium auf (bis 83pg/g) (Claeys und andere, 1996)

Fazit

Es gibt viele Hinweise dafür, daß diese Krise hauptsächlich auf eine weitverbreitete Abkühlung zurückzuführen ist, die eine Periode kontinentaler Vereisungen einleitete. Beweise für einen Impakt, der so ein weitreichendes Aussterbeereignis erzeugt haben könnte, fehlen weitgehend.

Da die bisher datierten Gletschersedimente Famenne-Alter haben, ist es möglich, daß der Frasne-Anteil des Massensterbens im Frühstadium der Klimaverschlechterung stattfand, also noch vor der Entwicklung kontinentaler Gletscher. Die Klimaveränderungen und damit verbundene Meeresspiegel- Schwankungen könnten eine Erhöhung der "oxygene minimum zone" zur Folge gehabt haben und somit sauerstoffarmes Wasser in die Schelfmeere gebracht haben. Letztendlich könnte Anoxia das Aussterben verursacht haben(OKWK).

Die anoxischen Bedingungen scheinen sich aber regional je nach Geographie, Tiefe sowie andere Bedingungen ausgebreitet zu haben.

Es gibt hingegen nur wenige Anzeichen für den Impact eines extraterrestrischen Körpers als Ursache für das Massensterben an der Frasne-Famenne-Grenze. Die Spherulite und die Ir-Anomalie könnten ein Anzeichen für einen, bzw. zwei kleinere Impacts sein, die aber keine Globale Krise ausgelöst haben können Ein regionales Ereignis könnte aber bei einer schon gestreßten Fauna unter schlechten Sauerstoffbedingungen ein Massenausterben verursachen (P. Claeys et al. , 1996).

Bemerkenswert ist, daß die Ereignisse im Oberdevon eine Wiederholung derer im Oberordovizium sind. Auch damals kam es auf Gondwana zu Vereisungen und zu Massensterben im Meer, wobei auch hier der Schwerpunkt in den Tropen lag.

Es muß sich daher um ein graduelles Faunenaussterben über 7 – 10 Mio. Jahren gehandelt habe, mit einer relativ plötzlichen Kulmination an der Frasne-Famenne-Grenze.

 

Perm-Trias-Grenze

Allgemein

Die Oberdevonkrise hatte in den Ozeanen eine verarmte Fauna hinterlassen. Doch dank eines neuen evolutionären Aufschwungs im Karbon und Perm gelangte das marine Leben wieder zu großer Formenvielfalt. Gleichzeitig bildete sich auf dem Festland ein kompliziertes Ökosystem mit großen säugetierähnlichen Reptilien aus, das im Vergleich zu dem im Oberdevon, als erstmals Wirbeltiere aufs Land krochen, weit fortgeschrittener war. Im Oberperm kam es aber dann zum verheerendsten Faunensterben des Phanerozoikums. Etwa die Hälfte aller Familien des marinen Lebensraumes verschwand, und auch die Wirbeltierfaunen auf dem Land wurden dezimiert.

Auch diesmal erlitten die tropischen Lebensformen meist die schwersten Verluste, und die Rate der Ablagerung tropischer Kalke ging zurück.

Da sich aber das Massensterben über etwa 10 Mio. Jahren hinzog, handelt es sich um ein graduelles Faunensterben, dem immerhin 75 – 90 % aller damals vorhandenen marinen Arten zum Opfer fielen.

Zu den Hauptopfern im Meer gehören:

  • Fusulinen
  • Trilobiten, dessen letzte Vertreter jedoch in Schichten auftreten, die viele älter als das Oberperm sind. Daher kann man ihr Verlust nicht unbedingt der Permkrise zuschreiben.
  • Korallen (Rugosen und Tabulata), die aber schon zu Beginn des Perms nicht sehr formreich waren.
  • Crinoideen
  • Brachiopoden
  • Bryozoen
  • Gastropoden (Monoplacophora)
  • Ammonoideen, von denen höchsten 2 oder 3 Gattungen überleben.

Das Aussterben war nicht auf die Schlußphase des Perms beschränkt, sondern erstreckte sich über seine beiden letzten Stufen, so daß ein plötzliches Ereignis nicht in Frage kommt.

Auch auf dem Festland, wo das Faunensterben die Landwirbeltiere traf, war diese Krise von langer Dauer. So wurden die säugetierähnlichen Reptilien im Oberperm von mehreren Aussterbewellen getroffen, wobei die großwüchsigen und herbivoren Taxa jedes Mal die stärksten Verluste erlitten und neue Taxa sich aus den überlebenden kleineren entwickelten. Dies könnte mit einer Veränderung in der Pflanzenwelt im Zusammenhang mit Klimaschwankungen verbunden sein, die den großen Tieren Nahrungseinschränkungen auferlegten. Etwa 20 Familien der permischen Therapsiden gelang es nicht, bis in die Trias zu überleben.

Die Floren im Jungpaläozoikum gingen zum Teil zurück, weil das Klima arider wurde, zum Ausgleich breiteten sich die Gymnospermenfloren aus (z.B. Nadelhölzer). In den südlichen Gebieten von Pangäa machte die Glossopteris-Flora der mesophytischen Flora Platz (Stanley, 1988).

Vereisungen und Abkühlung

Das permische Massenaussterben folgte dem Muster früherer Krisen, so betraf es die niedrigen Breiten am stärksten und zerstörte dort die riffbildenden Lebensgemeinschaften und andere an tropische Bedingungen angepaßte marine Gruppe. Die geographische Verteilung mehrerer permischer Taxa verengte sich vor dem Aussterben in Richtung zum Äquator hin. Dieses Verhaltensmuster deuten darauf hin, daß bei der Krise eine Abkühlung des Klimas eine erhebliche Rolle spielte. Auch nach dieser Krise war die Kalkabscheidung gering. Darüber hinaus erscheinen zwei wichtige Typen von permischen Riffbauern, die aus der Schichtfolge der unteren Trias nicht bekannt sind, in den Gesteinen der mittleren Trias wieder als Riffbildner. Es handelt sich hier um die Kalkalge Tubiphytes und den Kalkschwamm Girtyocoelia.

Eine Tatsache ist die, daß es, obwohl die Gletscher auf der südlichen Hemisphäre generell im Rückzug waren, an beiden Polen im Oberperm noch immer sehr kalt waren.

Dies hängt mit dem Wegdriften von Gondwana von den Polregionen zusammen.

Ein weiterer entscheidender Hinweis ist das Vorkommen von marinen Kalksteinen unter den glazial-marinen Ablagerungen. Diese ungewöhnliche Schichtfolge zeugt von einem plötzlichen und heftigen Temperaturabfall gegenüber dem für Gebiete mit Kalksteinbildung typischen warmen Klima.

Es war das erste mal im Phanerozoikum, daß beide Polarregionen der Erde gleichzeitig von Eis bedeckt waren. Außerdem fiel im Oberperm der Meeresspiegel beträchtlich ab, was die warmen Schelfmeere zum Verschwinden brachte (Abb.9). Ein weiterer Grund für die Abkühlung könnte eine erhöhte Reflektion der Sonnenstrahlen durch die großen Eisflächen an den Polkappen sein.

Die Evaporite des Zechsteins und die "Red Beds" des Rotliegenden deuten auf eine Erwärmung des Klimas während des Perms hin. Wahrscheinlich kam es zu einer Steigung des thermischen Gradienten, wobei es gegen Ende des Paläozoikums insgesamt kühler wurde.

Die Sibirischen Flutbasalte

Der Einfluß auf die Umwelt der Flutbasalte hängt in erster Linie von der Größe der Eruption, der geographischen Lage, der chemischen Zusammensetzung der Laven und Gase, u.a., ab. (Abb.2)

Die Sibirischen Traps, mit etwa 2,000,000 km3 einer der größten magmatischen Ereignissen der Erdgeschichte, wurden innerhalb von 1 Mio. Jahre gefördert. Einzelne Decken, die bis etwa 1,000 km3 groß sind, konnten innerhalb von Wochen entstehen (Courtillot, 1996). Die Sibirischen Eruptionen waren höchstwahrscheinlich explosiv und reich an schwefeldioxid- und schwefelsäurehaltigen Aerosolen.

Das so produzierte SO2 könnte:

  • in der Atmosphäre die Sonnenstrahlung absorbieren und die Reflektion des Sonnenlichts erhöhen,
  • somit einen globalen Abfall der Temperatur und die Bildung der Eiskappen verursacht haben
  • und die bedeutende, aber kurzfristige Regression an der P-T-Grenze, in Gang gebracht haben (Abb.9).

Dabei ist es entscheidend, daß die Sibirischen, wie die Deccan Traps auch, auf dem Festland ausbrachen und somit die Gasemissionen freien Weg in die Atmosphäre hatten.

Etwa 1012 kg schwefelsäurehaltige Aerosole können eine Abkühlung um 3° bis 4° verursachen (H. Sigurdsson, 1990).

Allgemein braucht man zur Förderung solch einer Menge an SO2:

  • 300 – 400 km3 basaltischer Magmen
  • etwa 700 km3 intermediärer Magmen
  • 1000 – 4000 km3 saurer Magmen

Da die Lösung von Schwefel an den Eisengehalt im Magma gebunden ist, fördern Basalteruptionen größere Mengen an SO2 in die Atmosphäre als andere Eruptionstypen und haben somit das höchste Gefährdungspotential für eine Klimaänderung.

Eine Langzeitfolge einer großen Eruption wie die der Traps könnte die Erwärmung der Erde durch einen erhöhten Treibhauseffekt infolge des CO2 in der Atmosphäre sein (McLean, 1982).

Bildung von Pangäa

Die Bildung von Pangäa war im späten Perm abgeschlossen und hatte die Zerstörung großer Schelfbereich zur Folge. Die Reduzierung dieser Flachwasserbereiche erhöhte die Konkurrenz zwischen den marinen Organismen um Lebensraum und Nahrung.

Das Timing zwischen der Bildung von Pangäa und dem Massensterben paßt aber nicht genau, da die Bildung des Superkontinents vor dem Aussterbeereignis abgeschlossen war. (Abb.1)

Die riesige Fläche von Pangäa hatte auch Auswirkung für das Leben auf dem Land. Weite Teile im Zentrum des Superkontinents waren so weit vom Meer weg, daß sie von jeglicher Wasserversorgung ausgeschlossen blieben. Es muß ein ähnliche Umwelt wie in der heutigen Gobi Wüste geherrscht haben, für die meisten Lebewesen lebensfeindlich. Es kommt auch auf dem Land zu einer Einengung der Lebensräume und zu einer Erhöhung des Wettbewerbs um Nahrung.

Im Inneren von Pangäa kam es zu großen klimatischen Unterschieden zwischen den Jahreszeiten, was den Streß in der Tierwelt empfindlich erhöht hat.

In den höheren Breiten von Gondwana kam es zu Temperaturschwankungen zwischen etwa 45° im Sommer und 0-5° im Winter (Crowley, 1987)

Anoxia

Eine Anoxia en der P-T könnte durch das Aufsteigen von kohlensäurehaltigem Wasser aus de Tiefe der Ozeane verursacht worden sein. Bei solchen Upwellings könnten auch Sulfide mitgefördert werden, die das Wasser weiter vergifteten.

Ist zuviel CO2 im Wasser, so gelangt das Gas in das Blut, der ph-Wert wird bei einem CO2-Uberschuß verringert, die Fähig zum Sauerstofftransport des Hämoglobins herabsetzt und das Tier stirbt ("Hypercapnia"). Davon werden vor allem marine Tiere mit einem geringen Metabolismus betroffen. Einige Autoren meinen den Kohlenstoff aus dem CO2 in der Grenzschicht an der P-T-Grenze gefunden zu habe. Der Kohlenstoffgehalt in dieser Schicht liegt bei 8%, so daß es möglich ist, daß zum Zeitpunkt der P-T der Ozeanboden des Superozeans Panthalassa mit organischem Kohlenstoff bedeckt wurde.

Impakt

Geologen gehen allgemein nicht davon ausgegangen, daß ein Meteorit die permische Krise ausgelöst hat. Es fehlen eine größere Ir-Anomalie sowie ein passender Impaktkrater.

Fazit

Die Ursachen für das größte Massenstreben des Phanerozoikum bleiben unklar. Wie auch schon bei der Frasne-Famenne-Grenze trifft es in erster Linie die Faunen in den niedrigen Breiten. Nur muß man in diesem Fall zwei außergewöhnliche Umstände bei der Beurteilung berücksichtigen:

  • Die Sibirischen Traps, die größten Flutbasalte, die auf einem Kontinent ausgebrochen sind, haben das Klima stark beeinflußt. (Abb.2)
  • Die Bildung von Pangäa hat die Zirkulation der Weltmeere verändert und den Lebensraum sowohl im Meer als auch auf dem Festland verringert. (Abb.1)

Anoxische Bedingungen könnten den schon stark reduzierten Lebensraum in den Schelfgebieten weiter zerstört haben und somit den Streß auf die dezimierten Faunen erhöht haben.

Neben einer Einengung der bewohnbaren Gebiete auf dem Land in den Randgebieten von Pangäa könnte ein erhöhter Treibhauseffekt die Landtiere dezimiert haben. Aber einer solchen möglichen Erwärmung folgte in jedem Fall eine Abkühlung und ein Abfall des Meeresspiegel (Abb.9). So bekommen wir folgende mögliche Gründe für das Massensterben in den permischen Meeren:

  • Durch die Bildung von Pangäa werden große Schelfbereiche zerstört.
  • Aufsteigendes CO2 könnte das Meerwasser vergiftet haben.
  • Eine Regression am Ende des Perms hat die Lebensräume noch weiter eingeengt.

Für das Massensterben auf dem Festland könnten folgenden Ursachen in Betracht gezogen werden:

  • Die Bildung von Pangäa hat im Inland zu extremen Temperaturunterschieden zwischen den Jahreszeiten geführt. Das Klima wird im zentralen Bereich wüstenartig. Somit wird der Lebensraum auf die Randbereiche des Superkontinents verlagert.
  • Klimaschwankungen, erst eine Erwärmung durch den Treibhauseffekt und dann eine Abkühlung könnte die Landtiere gestreßt haben. Das Aussterben der Landtiere erfolgt in mehreren Schüben.

Vieles sprich für die Klimaschwankungen als Hauptauslöser des Massenaussterbens.

Kreide-Tertiär-Grenze

Allgemein

Kein Ereignis der geologischen Geschichte ist so umstritten, wie das Aussterben am Ende des Mesozoikums. Forschung, Ruhm und finanzielle Interessen haben die Debatte um das Aussterben der Dinosauriern verzerrt und zu einer Konkurrenz unterschiedlicher Ideen werden lassen. Dieser Wettlauf begann Anfang der achtziger Jahre mit den unterschiedlichen Theorien:

  • Der Alvarez-Gruppe: Sie postulierten einen Impakt als Ursache des Aussterbens und sehen die Ir-Anomalie im Grenzton als einen Beweis für diese These.
  • Dewey McLean (u.a.): Schreibt den Deccan-Traps die Auslöserrolle zu und weist darauf hin, daß die Ir-Anomalie auch durch hohe Vulkanische Aktivität verursacht werden kann.

Beide Theorien sind in jeder Hinsicht gegensätzlich:

  • Außerirdischer Impakt gegen terrestrischer Manteldiapirismus
  • Dramatisches Kurzzeitereinis gegen langanhaltender Übergang an der K-T
  • Impaktwinter gegen globale Erwärmung durch erhöhten Treibhauseffekt
  • Aussterben der Vertebraten durch die Jahre des Impaktwinter gegen ein durch CO2 induziertes Aussterben.
  • Ir-Anomalie stammt vom Impakt gegen vulkanisch verursachte Ir-Anomalie

Viele Faktoren haben verursacht, die kreidezeitliche Schlußkrise überzubewerten. Tatsächlich wirkte sie sich im Weltmeer weit weniger zerstörerisch aus als die Katastrophe am Ende des Perms, die unter den marinen Lebewesen einen mehr als zweimal so großen Prozentsatz an Familien hinwegraffte.

Eine bedeutende Frage hinsichtlich des Massenstrebens ist die zeitliche Einstufung. Die Ir-Anomalie ist 65 Mio. Jahre alt. Einige wichtige Aussterbeereignisse scheinen genau zur Zeit ihrer Ablagerung stattgefunden haben. Demgegenüber setzte bei manchen Tiergruppen schon mehrere Mio. Jahre früher ein allmählicher Artenschwund ein, bis am Ende der Periode schließlich keine Art mehr übrig blieb (Keller, 1989). Dieses zeitliche Muster macht klar, daß die Schlußkrise der Kreidezeit ein komplexer Prozeß gewesen ist, bei dem ein langer Zeitraum mit erhöhten Aussterbequoten in einem möglichen letzten Schub mit besonders schweren Verlusten endete.

Zu den Hauptopfern dieser Krise gehören:

  • marine Reptilien
  • Flugsaurier (Pterosaurier)
  • Terrestrische große Reptilien (Dinosaurier)
  • Ammoniten, dessen Untergang im Untermaastricht schon beginnt und bereits etwa 100.000 Jahre vor der K-T vollzogen ist (Stanley, 1988)
  • Belemniten
  • Muscheln (Trigonia & Inceramen, die aber schon vor der K-T aussterben)
  • Riffbildende Muscheln (Rudisten)
  • Teile der planktonischen Foraminiferen (Globotruncana)
  • Coccolithoforiden

Die Rudisten wurden etwa an der Basis des Obermaastricht dezimiert und die, die es bis zur K-T schafften, zeigten ein formenarmes Dasein und bildeten nur noch kleine Hügel.

Das Aussterben im Meer verlagerte sich vom oberflächennahen Bereich immer mehr zum Ozeanboden hin (Ward, 1994):

  • In der frühen Phase des Massensterben, unter der K-T noch, streben die Inoceramen, die Riffazies und benthonische Muscheln aus.
  • An der K-T-Grenze selber trifft es die Ammoniten und planktonische Faunen.
  • In der Endetappe, im frühen Tertiär, geht das Sterben auf die benthonischen Foraminiferen über.

Diese Entwicklung zeichnet die Ausbreitung einer Anoxia nach.

Das typische K-T-Profil

Beschrieben nach Stanley (1988) & Surlyk (in Palaeobiology):

  • Zu unters befindet sich die normale Oberkreideschicht aus kalkigen Sedimenten und Fossilien (vor allem planktonische Foraminiferen und Nannoplankton).
  • Die darüber liegende Schicht enthält die starke Ir-Anomalie. Diese Anomalie ist in jedem Profil aufgrund der Grabtätigkeit von Tieren vertikal über eine senkrechte Zone von mindestens 20 cm verschmiert, könnte aber anfangs durchaus eine Dicke von etwa einem halben Zentimeter beschränkt gewesen sein. Dieses Modell der vertikalen Verteilung des Iridiums wird aber von einigen Forschern in Frage gestellt. Zusammen mit der Ir-Anomalie treten winzige runde oder hantelförmige Körner auf, die man als umgewandelte Mikrotektite gedeutet hat. G. Keller hat aber im sehr vollständigen K-T-Profil von El Kef (Tunesien) das Fehlen dieser Mikrotektite festgestellt und somit die globale Verteilung dieser in Frage gestellt.
  • Als dritte Einheit in der Schichtensequenz folgt der Grenzton. Bei Tiefseeprofilen überwiegen in ihm die Tonpartikel, und Calciumcarbonate sind nur mit einem Anteil von 20 bis 40 Prozent vertreten.
  • Der Grenzton geht in eine vierte Einheit über, die wiederum durch zunehmenden Calciumcarbonatgehalt gekennzeichnet ist, weil sie eine Zeit repräsentiert, in der die planktonischen Foraminiferen nach dem Massenausterben wieder zu neuer Formenvielfalt fanden.
  • In der fünften Einheit haben sich die paläozänen Foraminiferen völlig durchgesetzt. Diese Einheit erinnert, abgesehen von der Faunenzusammensetzung, an die Schichten des obersten Maastrichts.

Grauduelles oder plötzliches Aussterben?

Die Diskussion um den zeitlichen Ablauf der Krise hängt eng mit der Ursachensuche zusammen. So muß man für ein graduelles Faunensterben (so wie es u.a. Gerta Keller postuliert) einen langwierigen Prozeß als Ursachen suchen. Anhänger eines plötzlichen Sterben (wie es Jan Smit beweisen will) wollen hingegen ein plötzliche Ereignis als Ursachen des Massensterbens finden.

Für beide Prozesse kommen zwei unterschiedliche, und auch gegensätzliche Theorien in Frage: Vulkanismus oder Meteoritenimpakt.

Vulkanismus und die Deccan Traps

Die Deccan Traps, einer der größten Mantel Plume Ereignissen der Erdgeschichte, fallen zeitlich in die letzten 500.000 Jahre des Maastrichts.(Abb.2) Diese Flutbasalte hatten einen ähnlichen Einfluß auf die Umwelt, wie die Sibirischen Traps an der P-T-Grenze. Aber im Gegensatz zu der P-T-Grenze finden wir an der K-T-Grenze die Ir-Anomalie. Diese könnte auch durch die Deccan Traps verursacht worden sein (McLean, 1985). Der Hot Spot, der die Deccan Traps gefördert hat, ist heute noch aktiv. Der dadurch verursachte Vulkanismus auf der Insel Reunion bringt eine erhöhte Menge an Iridium in die Atmosphäre. Tatsächlich stimmen zwei der magmatischen Lagen der Traps (Flow III und Flow IV) mit der K-T überein. Sie zeigen mit 39Ar/40Ar erforschte Alter von 65.1± 0.6 und 64.7± 1.5 Mio. Jahren an (Bhandari und andere, 1996)

Mehr als die mögliche Eingabe von Iridium in die Atmosphäre hat ein erhöhter CO2 Zufluß das Klima im Maastricht verändert. Problematisch hierbei ist, daß ein basaltischer Vulkanismus gering explosiv ist, die geförderten Gase nicht so weit in die Atmosphäre schleudert und nur schwer weltweite Verteilung dieser erreichen kann.

Die erhöhte CO2 Eingabe hatte eine Erwärmung der Atmosphäre und somit langzeitlich eine Dezimierung der Faunen zur Folge (McLean, 1985). Zwischen 400.000 und 200.000 Jahren vor der K-T gab es eine weltweite Erwärmung um 3°-4°, nach der es aber während dem letzten Abschnitt des Maastricht zu einer Abkühlung um 2°-3° kam (Keller, schriftliche Mitteilung, 1998).

Eine globale Erwärmung der Umwelt hat großen Einfluß auf die Fortpflanzung der Tiere: Die erhöhte Temperatur reduziert die Durchblutung in der Gebärmutter und tötet so das Embryos schon vor der Geburt (McLean, 1979, 1981). Ein erhöhter Treibhauseffekt könnte auch das Massensterben nach der letzten Eiszeit ausgelöst haben.

Im Meer wirkte sich das CO2 des Deccan Vulkanismus durch die Vergiftung des oberflächennahen Wassers aus, es kam zu "dead ocean" Bedingungen durch eine Veränderung der Temperatur und des pH-Werts des Ozeanwassers. Ist zuviel CO2 im Wasser, so gelangt das Gas in das Blut, daß bei einem CO2-Uberschuß den ph-Wert verringert, die Fähig zum Sauerstofftransport des Hämoglobins herabsetzt und das Tier sterben läßt ("Hypercapnia"). Dieser Mechanismus hat bei Säugetieren, Reptilien und Vögeln eine tödliche Wirkung und könnte das Massenaussterben an der K-T eingeleitet haben

Ein langsamer, und nicht kurzfristiger, Übergang der kretazischen zu tertiären Faunen könnten auf eine langsame Normalisierung der Bedingungen im Ozean hindeuten.

Neben den Deccan Traps in Indien gab es am Ende des Maastricht auch in den westlichen Vereinigten Staaten, in Nordost Mexiko, in Großbritannien, Ostgrönland, der Hawaii-Region und im westlichen Pazifik vulkanische Aktivität.

In Ne-Mexiko geben zeolithreiche Schichten nahe der Basis der Unit 3 im Bereich der K-T Hinweise auf einen vulkanogenen Einfluß in der Region. Der Vulkanismus hängt hier am Ende des Maastricht mit der laramidischen Orogenese in der Sierra Madre Oriental zusammen (Stinnesbeck und andere, 1996)

Einschlag eines Asteroiden

Die Frage nach einem Impakt an der K-T muß in zwei Punkten untersucht werden:

  • Gab es einen Einschlag und wo ereignete er sich?
  • Wenn ja, wie groß war sein Einfluß auf die damalige Umwelt?

Die Befürworter dieser Theorie stützen sich in erster Linie auf drei Punkte:

  • Eine anomale Iridiumkonzentration an der K-T-Grenze
  • Ein möglicher Impaktkrater auf der Yucatan-Halbinsel. (Abb.3)
  • Tsunami-Ablagerungen im Raum um den Golf von Mexiko. (Abb.5)

Die Alvarez-Gruppe hatte ursprünglich geschätzt, daß für das Ausmaß der Ir-Anomalie ein Bolide von etwa 10 km Durchmesser erforderlich gewesen wäre, der einen zwanzig mal breiteren Krater hinterlassen hätte.

Physikalische Modelle, die von einer kontinentalen Einschlagstelle ausgehen, sagen voraus, daß der in die Atmosphäre hinausgeschleuderte Staub das Sonnenlicht so stark abgeschirmt haben muß, daß sich die Erdoberfläche enorm abkühlte (Carl Sagans "Impactwinter").

Befürworter der Impakthypothese haben einen weiteren Beweis geliefert: rußartige Kohlenstoffpartikel im Grenzton der Oberkreide, wie sie sich wohl nur in einem heißen Gas oder einer Flamme bilden können. So kommt für die Bildung dieser Rußpartikel eine über weite Kontinentflächen hinwegfegende Feuerwalze in Frage. Kritiker dieser Hypothese weisen darauf hin, daß Holzkohle in vielen Horizonten der terrestrischen Oberkreide nichts Ungewöhnliches ist. Zudem haben sie festgestellt, daß der kohlenstofführende Grenzton in Gebieten wie Dänemark einen langen Zeitabschnitt vertritt und nicht durch ein Kurzzeitereignis entstand.

Geschockte Minerale an der K-T könnten ein weiterer Beweis für den Impakt sein. Die Schockmerkmale dieser Körner sind Reihen von nahezu parallelen ebenen Bruchflächen, die sich nur bei sehr schneller Einwirkung hoher Drucke bilden, wie sie etwa beim Aufprall eines großen Meteoriten auf die Erde entstehen. Durch vulkanische Aktivität geschockte Minerale sind weder so komplex noch so deutlich ausgeprägt. Zudem sind die bei explosiven Vulkanausbrüche auftretende Drücke mit etwa 500 Bar wesentlich geringer als die bei Meteoriteneinschlägen.

In K-T-Profilen in Alberta (Kanada) wurden mikroskopische Diamanten gefunden; sie stehen im 1,22:1 Verhältnis zum Iridium. Das Verhältnis ist ähnlich wie das in Meteoriten. Weiterhin wurde festgestellt, daß der Durchmesser der Kohlenstoffisotope in den Diamanten den im interstellaren Staubs sehr ähnlich ist (Carlisle, 1991 und 1992).

Die Ir-Anomalie:

Im Grenzton an der K-T steigt der Iridiumgehalt von den normalen 0,076 ppb auf 114 ppb. Weitere Peaks im Bereich der K-T liegen bei 0.3 ppb und 0.7 ppb (Brothers, 1996).

Dabei ist bemerkenswert, daß die Iridiumanhäufung innerhalb geologisch kürzester Zeit zu Anomalien hätten führen können, die sich in Tiefseesedimenten über 30 bis 40 cm erstrecken. Weder grabende Tiere noch physikalische Prozesse sind in der Lage, das Iridium so stark zu verteilen (Officer & Drake, 1985). Dagegen kann intensiver Vulkanismus über einen Zeitraum von ein- oder zweihunderttausend Jahren durchaus eine solch dicke Iridiumschicht erzeugen, nämlich durch den Fallout dieses Elements während der Ablagerung von vielen Zentimetern Sediment. In einigen Gebieten ist die iridiumführende Schicht bemerkenswert reich an Arsen und Antimon, die in außerirdischen Körpern so selten sind, daß ihre hohen Konzentrationen nur vulkanischen Ursprungs sein können (Officer & Drake, 1985).

Einem der Deccan Traps vergleichbarer Vulkanismus herrscht auf dem Hawaii Archipel. Die dort geförderten Magmen stammen ebenfalls von einem Manteldiapir und weisen erhöhte Ir-Werte auf. So wurde zwischen 1983 und 1985 an mehreren Messungen vulkanischer Dämpfen Ir-Konzentrationen zwischen 104 und 105 über dem Wert der hawaianischen magmatischen Gesteinen festgestellt (Finnegan und andere, 1990).

Noch komplizierter wird die Kontroverse durch Hinweise auf offenbar mehr als eine Ir-Anomalie in manchen Grenzprofilen der Kreide. Der zweite Peak befindet sich 40 cm unter der K-T und ist eine Größenordnung geringer als die Ir-Anomalie an der K-T selber.

Chicxulub:

Diese mögliche Einschlagstelle auf der Yukatan Halbinsel wurde erstmals etwa 1948 als konzentrische gravimetrische Anomalie erkannt. Damals wurde von PEMEX (Petroleos Mexicanos) im nördlichen Bereich der Halbinsel eine Reihe von Bohrungen durchgeführt. In den Bohrkernen traten unübliche oberkretazische Brekzien und Kristallingesteine auf. Penfield und Camargo schlugen 1981 mit diesen ersten Beweisen vor, die Struktur entspreche einem Impaktkrater und gaben somit der Alvarez-Gruppe den gesuchten Einschlagort für den K-T Asteroiden. (Abb.3)

Chicxulub ist für die Forschung von großer Bedeutung, da sich der mögliche Einschlag in einer Region ereignete, in der keine aktive Tektonik die Struktur zerstören konnte.

Heutzutage ist der Ursprung von Chicxulub weniger umstritten als die Meinung über den Einfluß dieses möglichen Einschlags auf die kretazische Umwelt. Letzte geophysikalische Untersuchungen (1996) ergaben für die Struktur einen Durchmesser von etwa 83 km. Der Manson Krater (Iowa, USA) ist etwa 55 km breit. Sein Einschlag hatte keinen Einfluß auf die spätkretazischen Umwelt.

Aus der ursprünglich berechnet Größe der Struktur von etwa 300 km mal 180 km ergibt sich, daß Chicxulub der größte Einschlagskrater der inneren Solarsystems der letzten 4 Milliarden Jahre wäre. Der Impakt soll etwa 20.000 km3 Material mobilisiert haben.

Die gravimetrische Untersuchung ergab (American Geophysical Union, 1995):

  • Im Zentrum der Struktur befindet sich eine gravimetrische Anomalie mit einer Größenordnung um die 15 bis 20 mGal.
  • Drei Hauptringe um diese Anomalie zeichnen lokale gravimetrische Anomalien nach (Abb.3).
  • Vier nur teilweise vorhandene Ringe geben der Struktur die geschätzte Größe von bis zu 300 km im Durchmesser.
  • Der zentrale Teil des Krater hat somit einen Durchmesser von 170± 25 km. Die Tiefe der Struktur liegt bei 45 bis 60 km.

Solche Multiringbecken sind von Kratern auf dem Mond bekannt (z.B. der Orientale Krater). Es ist aber nicht sicher, ob diese Art von Becken in allen inneren Planeten auftreten (Sharpton, 1996).

Petrologische Untersuchungen der Bohrkerne zeigten:

  • 900 m – 1000m känozoische Bedeckung
  • Darunter 300 m polymiktische Impaktbrekzie. Diese Gesteinsserie enthält Minerale mit Zeichen einer Schockmetamorphose (Quarz, Feldspat, Zirkon. Der Bildungdruck könnte bei 23 GPa gelegen haben)
  • Unter der Brekzie wurde der "Meltrock" gefunden, eine feinkörniges Gestein mit granoporphyrischen Alkalifeldspäte und Plagioklase. Dieses Gestein wurde mittels der 40Ar-39Ar-Methode auf 65.07± 0.1 Mio. Jahren datiert (American Geophysical Union, 1995), das gleiche Alter wie das der Spherulite an der K-T-Grenze.

Aber gerade diese Bohrkerne geben der Wissenschaft neue Rätsel bezüglich des Ursprungs der Struktur auf: (Abb.4)

  • Im Bohrkern N21 wurden in 1200 m Tiefe spätkretazische Fossilien gefunden. Im Bohrkern N22 wurden in 1650 m Tiefe turonische Kalksteine gefunden. Im Bohrkern N13 wurden orbitoide Foraminiferen, Molluskenbruchstücke und Reste von Algen aus dem Maastricht entdeckt. Diese Funde lassen sich nicht mit "dem größten Impakt der letzten 4 Milliarden Jahren" vereinbaren. Vor allem die fossilführende Schichten hätten so einen Impakt nicht überleben dürfen (Courtillot und andere, 1996). Es ist nicht auszuschließen, daß es sich bei diesen Serien um "fall-back ejecta" handelt.
  • Ober- und unterkretazische Karbonate (Kalksteine und Dolomite), sowie Anhydrite, dessen Mächtigkeit in Richtung des Zentrums der Struktur zunehmen (Sharpton, 1996), im unmittelbaren Umfeld des zentralen Bereichs des Kraters, sind ebenfalls mit einem Impakt der postulierten Magnitude schwer vereinbar.
  • Die Kalke unter der Impaktbrekzie haben keine Anzeichen einer Schockmetamorphose (Stinnesbeck, mündliche Mitteilung 1998).

Die Theorie des "Impaktwinter" geht von einem Einschlag auf dem Festland aus, bei dem große Mengen an Staub in die Atmosphäre geschleudert werden, die Sonneneinstrahlung unterbunden wird und die Photosynthese ausfällt. Die Einschlagstelle von Chicxulub war aber zum Zeitpunkt der K-T eine Karbonatplattform (Wassertiefen geringer als 50m), so daß ein solches Szenario wahrscheinlich nicht in Frage kommen kann. Dagegen wäre die Bildung großer Menge an CO2 durch den Impakt auf Karbonatgesteine möglich.

Diaplektische Gläser

Millimetergroße Spherulite im Grenzton der K-T-Grenze wurden in Aufschlüssen zwischen Alabama und Haiti gefunden (Abb.5). Diese runden bis tränenförmige Gebilde, die den Tektiten, bzw. Mikrotektiten ähneln, können auf verschiedene Wege gebildet werden:

  • In situ Bildung durch diagenetische Prozesse
  • Durch vulkanische Aktivität
  • Durch den Impakt eines Asteroiden

Die Befürworter der Impakthypothese geben eine Reihe von Fakten an, mit der die Herkunft der Gläser bestätigt werden soll (American Geophysical Union, 1995):

  • Die ähnliche Morphologie, Form und Oberfläche der Spherulite und der Mikrotektite
  • Das Fehlen von hochtemperierten Mikrolithen (Kieselskelette) im Glas
  • Schlieren von gelbem Glas in den schwarzen Spheruliten deuten auf eine schnelle Mischung hin.
  • Der hohe CaO (~28 wt%) im gelben Anteil des Glas deute auf einen karbonatischen Ursprung des Glases hin, und nicht auf eine vulkanische Herkunft.
  • Der geringe Wassergehalt (<0,05 wt%) im Glas ist etwa eine Größenordnung geringer als in vulkanischen Gläsern.

Nach Untersuchungen am Unit 1 in El Mimbral (NE-Mexiko) wurde dagegen vorgeschlagen, daß die Spherulite auch einen multiplen Ursprung haben könnten: Oolithe, Onkolithe, Algenzysten und vulkanische Spherulite. Sie könnten sich im Flachwasser des Golf von Mexiko gebildet und angehäuft haben, bevor sie während der Regression im späten Maastricht in tiefere Gewässer transportiert wurden. Ob es sich hierbei um ursprünglich glasige Mikrotektite gehandelt hat, ist nicht nachweisbar, da man Spherulite, die ursprünglich glasig waren nicht von denen unterscheiden kann, die eine andere Herkunft haben (Stinnesbeck und andere, 1996).

Der Oxidationszustand vom Eisen und die Abwesenheit von Lechatelierit (ein natürliches Kieselglas, daß bei Blitz- und Meteroiteneinschlägen gebildet wird) in Spheruliten von Beloc (Haiti) könnte auf einen vulkanischen Ursprung deuten (Lyons und Officer, 1992)

Tsunami Ablagerungen

Ein wesentlicher Bestandteil der Impakthypothese ist das Auftreten von Tsunamiablagerungen im Golf von Mexiko, dem Einflußbereich des Chicxulubimpakts. (Abb.5)

J. Smit stelle 1996 ein theoretische Abfolge der Ereignisse im Zusammenhang mit den Ergebnissen seiner Feldarbeit dar:

  • Der Einschlag des Asteroiden und die dadurch verursachten Erdbeben haben Rutschungen und Störungen hervorgerufen.
  • Während des Erdbebens, oder kurz darauf, wird das Auswurfmaterial (Tektite und Kalksteinbrocken) in die Region des Golf von Mexiko befördert.
  • Das Auswurfmaterial wird schon bei der Ablagerung mit aufschürften lokalen Bestandteilen aufgearbeitet und in kanalartigen Ablagerungen aufgeschichtet. Diese Aufarbeitung erfolgt durch die Strömungen mehrerer Tsunamiwellen oder durch eine Abwärtsbewegung entlang von Tiefseehängen. Diese Kanäle wurde in die Ozeanbodensedimente eingebettet.
  • Weitere Tsunamiwellen brachten terrigenen Sand, Pflanzenreste und Flachwasserfossilien von den Küstenregionen in das Becken rein. Dieses Material wird in dicken Sandsteinschichten abgelagert und zeigen Kreuzschichtung, ein Hinweis auf unterschiedliche Stömungsrichtungen bei der Ablagerung.
  • Die letzte Tsunamiwelle brachte nur noch feinkörniges Material mit sich. In diesem feinen Material finden wir den ersten Anstieg der Ir-Werte.
  • Nach der Ablagerung des feinen Material kommt es zur Bildung einer gradierten Schicht aus dem feinkörnigen Material, daß nach dem Impakt in die Luft geschleudert wurde. In dieser Schicht findet man die Ir-Anomalie. Die Ablagerung dieser Schicht dauerte einige Tage.
  • Die ersten Sedimente, die nach den Tsunamiablagerungen sedimentiert wurden, sind an planktonischen Foraminiferen verarmt.

Es ist jedoch umstritten, ob diese Ablagerungen tatsächlich in wenigen Tagen oder in Hunderttausenden Jahren entstanden.

Weiterhin stellt sich die Frage, ob solche Tsunamiablagerungen chaotisch oder gut geschichtet sind.

Sequenzen, wie sie Smit als Tsunamiablagerung identifiziert hat, können innerhalb eines Meeresspiegeltiefstand, der gegen Ende des Maastricht auftrat, als Kanalablagerung entstehen (Stinnesbeck und andere, 1996).

Der größte Widerspruch zur Tsunamitheorie liefert der Fossilinhalt der Sandsteine: Die Fossilien in den klastischen Ablagerungen weisen Obermaastricht, Frühdanium und Spätdanium Alter auf und erstrecken sich so über ein für eine Tsunamiablagerung zu große Zeitspanne und können nicht von einem einzigen Ereignis verursacht worden sein. An einigen Aufschlüssen in NE-Mexiko (Mimbral) kann man innerhalb der postulierten Tsunamiablagerung unterschiedliche Lithologien erkennen, die auf unterschiedliche Ablagerungsbedingungen deuten (Stinnesbeck und andere, 1996).

Die obersten 25 cm der klastischen Ablagerung sind gerippelte sandige Kalksteine. In diesen Gesteinen findet man Grabgänge von Chondrites (El Peñon), Thalassinoides, Zoophycos und Ophiomorpha. Die planktonischen Foraminiferen Mayoensis und Hantkeninoides weisen auf eine Ablagerung der Sedimente während des Obermaastricht hin. In der Füllung der Bohrkerne wurden keine tertiären Foraminiferen gefunden, so daß diese Bohrgänge noch während des Maastricht entstanden. In dieser Einheit treten mehrere Grabganghorizonte, bzw. Horizonte mit Bioturbation, auf (Stinnesbeck und Ekdale, 1994),.so daß zwischen der Ablagerung der verschiedenen Schichten genügend Zeit für biotische Aktivität vorhanden gewesen sein muß.

Diese klastische Ablagerung wird in einigen Aufschlüssen von NE-Mexiko von eine 5-10 cm mächtigen Mergelschicht überlagert in der die typische Hantkeninoides Faunen- zusammensetzung entdeckt wurde. Smit (1994) dagegen hat diese Mergelschicht als die gradierte Schicht interpretiert (s.o.). In den Mergeln ist aber weder diese gradierte Schichtung, noch eine Sortierung der Foraminiferen nach der Größe zu beobachten (Stinnesbeck und andere, 1996).

Die oben beschriebenen lithologisch und z.T. mineralogisch unterschiedlichen klastischen Einheiten an der K-T sind über 200-300 km korrelierbar und stammen wahrscheinlich nicht von einem durch einen Impakt verursachten Tsunami (Stinnesbeck und andere, 1996).

Senkung des Meeresspiegel

Zwischen 400.000 und 200.000 Jahren vor der K-T gab es eine weltweite Erwärmung um 3°-4°, nach der es aber während dem letzten Abschnitt des Maastricht zu einer Abkühlung um 2°-3° kam (Keller, schriftliche Mitteilung, 1998). Diese führte zu einer Regression gegen Ende des Maastricht (Abb.9). Dieser Trend könnte mit der vulkanischen Aktivität zusammenhängen: Die höheren Temperaturen könnten während eines erhöhten Treibhauseffekts infolge der CO2 und SO2 Emissionen geherrscht haben. Eine zu hohe Menge dieser Gase in der Atmosphäre könnte die Sonneneinstrahlung blockiert haben und die Temperaturen wiederum sinken lassen. (Abb.6) Der Trapvulkanismus könnte ein Abwechseln beider Zustände und somit die Temperaturschwankungen im Maastricht verursacht haben.

Das kretazische Massenaussterben folgte dem Muster früherer Krisen wie die F-F oder die P-T, so betraf es die niedrigen Breiten am stärksten und zerstörte dort die riffbildende Lebensgemeinschaften, wie die Rudisten, und andere an tropische Bedingungen angepaßte marine Gruppe. Eine Meeresspielgelsenkung kann die Faunen in den Tropen dezimiert haben, in dem sie den Lebensraum der Tiere im Flachwasser einengte.

Ein Indiz für eine Abkühlung liefert die Flora an der K-T-Grenze: Die jüngste Kreideflora, die vorwiegend aus Angiospermen und Koniferen bestand, machte abrupt einer von Farnen beherrschten Flora Platz. Diese Farne erinnern an die opportunistische Ausbreitung von Farnen über die karge Oberfläche eines neuen Vulkans.

Das Abrupte Aussterben vor dem "Farnereignis" verlief in niedrigen Breiten viel dramatischer als in hohen Breiten ab. Diese Abhängigkeit der Aussterberaten von der geographischen Breite legt eine klimatische Ursache für die Krise nahe, denn die tropischen, weniger anpassungsfähigen Oberkreideflora dürfte für eine Abkühlung anfälliger gewesen sein als die gemäßigte Flora im Norden (Wolfe und Upchurch, 1986).

Fazit

Die oben beschriebenen Merkmale lassen vermuten, daß ein möglicher Meteoriteneinschlag oder eine gesteigerte vulkanische Aktivität am Ende des Maastricht lediglich für eine Aussterbewelle in einem Zeitabschnitt verantwortlich gemacht werden kann, der eine jahrmillionenlange allgemeine biotische Schwächung mit sich brachte:

  • Bei vielen Arten des kalkigen Nannoplanktons nahm die Population an der K-T rapide ab, doch die Arten erloschen nicht und lebten noch eine beträchtliche Zeit weiter.
  • Das Aussterbemuster der planktonsichen Foraminiferen in El Kef zeigt, das sich der Zeitraum, in dem sich das Aussterben ereignet, von etwa 300.000 Jahre vor der K-T bis etwa 200.000 – 300.000 Jahre nach der K-T zieht. An der K-T selber sterben nur etwa 26% der Arten aus (Keller, 1989).
  • Die Ammonoideen erlebten einen Rückgang über einen Zeitraum von einigen Mio. Jahren und sind in vielen Gebieten schon vor der K-T verschwunden.
  • Bei den Inoceramen und Rudisten führte auch ein allmählicher Artenschwund noch vor der K-T zum endgültigen oder fast endgültigen weltweiten Aussterben.
  • Terrestrische Lebensgemeinschaften weisen ein ähnliches Aussterbemuster auf. So ist im amerikanischen Westen ein langgezogener Rückgang der Dinosaurierfaunen belegt worden. Es häufen sich die Hinweise auf ein Überleben von etwa 9 Dinosaurierarten bis ins Paläozän.

Wie in den ersten beiden beschriebenen Krisen deutet auch bei der K-T-Grenze vieles auf Klimaänderungen als Hauptauslöser des Massensterbens hin. Die Verknüpfung zwischen großen Landtieren, Vegetation und Klima ist derart eng, daß es nahe liegt, für den Rückgang der Dinosaurier eine Erklärung im Wechsel der Floren und damit des Klimas zu suchen.

Aus den Sauerstoffisotopen in marinen Fossilien lassen sich auch Rückschlüsse auf eine Abkühlung ziehen. So zeigt das Isotopenverhältnis in Schalen von planktonischen Foraminiferen und des kalkigen Nannoplankton eine beachtliche Abkühlungstendenz, die im Maastricht ihren Höhepunkt erreicht (Stanley, 1988).

Zuletzt bestätigen schwerere Verluste in den tropischen als in gemäßigten Faunen die Vorstellung der klimatischen Abkühlung als Hauptauslöser.

Die Beweise für einen einzige Auslöser für die Schlußkrise im Maastricht erweisen sich bei näherer Betrachtung als nicht haltbar.

Wissenschaftlich umstrittene Fakten:

1) Meteoriteneinschlag:

  • In Bohrkernen der Chicxulub Struktur treten unter der tertiären Bedeckung Kalke, Anhydrite und spätkretazischen Fossilien auf. Unter der Impaktbrekzie wurden unberührte Kalke gefunden.
  • Die Tsunamiablagerungen zeigen bei näherer Untersuchung ein zeitlich-stratigraphisches Problem. In den vermutlich in wenigen Stunden abgelagerten Schichten treten Fossilien aus dem Obermaastricht bis ins späte Danium auf. Lithologische Aspekte deuten auf unterschiedliche Ablagerungsräume innerhalb der einzelnen Einheiten der Tsunamiablagerung hin, die zudem bioturbiert sind.
  • Die Herkunft der diaplektischen Gläser ist ebenfalls umstritten. Die weltweite Verteilung dieser Spherulite wurde durch das Fehlen in El Kef (Tunesien) widerlegt.
  • Die Ir-Anomalie hat mehrere Peaks. Die Hauptanomalie im Grenzton erstreckt sich über etwa 20 cm und kann so nicht von einem einzigen Event stammen.
  • In Chiapas tritt eine 1 m mächtige Flyschschicht zwischen der Impaktbrekzie und der Ir-Anomalie auf. In Guatemala fehlt es ganz an Indizien für den Impakt, es treten weder Basement-Lithologien noch geschockte Minerale auf.
  • Die Hypothese des "Impactwinters" geht von einem Einschlag auf dem Kontinent aus. Chicxulub war zur Zeit der K-T eine Karbonatplattform mit durchschnittlich 50 m Wassertiefe.

2) Vulkanismus:

  • Basaltischer Vulkanismus ist nicht explosiv genug, um Gase und Iridium hoch in die Atmosphäre zu schleudert. Aber nur so kann es zu einer globalen Verteilung dieser Materialien kommen. So eine Verteilung erreichen explosive Vulkane wie der Toba-Ausbruch vor 73500 Jahren. Damals wurden Aschen und Gase bis zu 37 km in die Atmosphäre geschleudert.
  • Die Drücke bei explosiven Vulkanausbrüchen (~500 Bar) reichen nicht aus, um die an der K-T beobachteten geschockten Quarze zu produzieren.
  • Es kommt in den letzten 200.000 Jahren vor der K-T-Grenze zu einer Abkühlung, so daß ein erhöhter Treibhauseffekt für diesen Zeitraum fraglich ist.

Vieles spricht jedoch für einen lang anhaltenden Prozeß als Auslöser der Klimaschwankungen. Auch die anoxischen Bedingungen, die sich im Meer ausbreiten und mit atmosphärischem CO2 zusammenhängen, deuten auf eine erhöhte vulkanische Aktivität hin.

Wie bei jeder komplexen globalen Krise muß man von einer Verkettung von Auslöser ausgehen. So könnte ein lang andauernder Vulkanismus und eine Erhöhung der Temperatur und des CO2 Gehalt in der Atmosphäre die Faunen geschwächt haben. Als es dann an der K-T-Grenze möglicherweise zu einem Asteroideneinschlag kam, war es der Gnadenschuß für viele dieser geschwächten Faunen. Aber alle Beweise und das Aussterbemuster lassen eine Meteorit alleine als Auslöser der K-T-Krise nicht zu.

 

II. Korrelierung der Massensterben

Die Suche nach einer Periodizität der Ursachen für Massensterben ist in sofern für die Forscher wichtig, da es den Schlüssel für das Verständnis der Ereignisse in der geologischen Geschichte ermöglichen könnte. Dieses Ziel läßt viele Forscher politisch bedingte, manipulierte und oft falsche Ergebnisse publizieren. Dabei werden sie von einer Medienwelt unterstützt, die schon lange Partei ergreifen hat ("Impactmafia").

Flutbasalte

Flutbasalte gehören zu den endogenen Prozessen, die die Erdoberfläche und somit das Leben beeinflussen. Da diese Form des Vulkanismus durch eine permanente Quelle im Mantel verursacht wird, stellt sich die Frage der Periodizität für diesen möglichen Auslöser von Massensterben auf eine andere Weise als bei exogenen Prozessen.

Kommt es in der geologischen Geschichte zu zyklischen Ausbrüchen größerer Mengen an Flutbasalten? Wie hängen sie mit den Massenausstreben zusammen?

Vergleich man das Alter der 12 bekannten Flutbasalteruptionen mit den größten Massenaussterben, so stimmen 9 dieser Ausbrüche mit Massensterben überein. Die drei bekanntesten Übereinstimmungen sind: (Abb.8)

  • Die Sibirischen Traps und die Perm-Trias-Grenze
  • Die Paraná Flutbasalte und die Jura-Kreide-Grenze
  • Die Deccan Traps und die Kreide-Tertiär-Grenze

Dabei stimmen die beiden größten Flutbasalteruptionen mit zwei der größten Massenausterben des Phanerozoikums überein (P-T und K-T).

Eine ungenaue Zyklizität läßt sich von den Ausbruchsaltern der Flutbasalte errechnen. So liegen zwischen mehreren Ereignissen etwa 25 Mio. Jahre. Andere Zeitspannen liegen bei etwa 40 oder 19 Mio. Jahren. Aus diesen beachtlichen Schwankungen läßt sich keine feste Periodizität ableiten. (Abb.8)

Meteoriteneinschläge

Diese Hypothese wurde unter dem Namen Nemesis bekannt.

Da diese Hypothese einen exogenen Prozeß umschreibt, muß sie mit astronomischen Zyklen zusammenhängen: Die Auf- und Abwärtsbewegung des Sonnensystems innerhalb der Milchstraße. Demnach kommt das Sonnensystem alle 30 Mio. Jahre mit der Oort‘schen Wolke in Kontakt. Astronomen vermuten, daß Kometen, die das Sonnensystem passieren, von dieser Oort‘schen Wolke stammen.

Gene Shoemaker, vom US Geological Survey, hat die Hypothese aufgestellt, daß sich alle 100 Mio. Jahre ein großes Impactevent (der Größe von Chicxulub) ereignet. Nach seiner Berechnung wäre der Durchmesser eines solchen Asteroid etwa 10 Km und der verursachte Krater etwa 20 mal größer. Dies würde bedeuten, daß es in den letzten 600 Mio. Jahren 6 große Einschläge gab, was mit den 5 großen Massensterben überein- stimmen würde. Kleinere Impacts von Asteroiden mit 5 bis 6 km Durchmesser ereignen sich etwa alle 20 bis 30 Mio. Jahren. Dies würde wiederum mit den 20 kleineren Aussterbeereinissen übereinstimmen. Aus dieser Hypothese leitete Raup & Sepkoski eine "Species Kill Curve" her, in der die Zyklizität der Impacts und dessen Beziehung zu Massensterben gezeigt wird. (Abb.7)

Geologische Beweise fehlen aber weitgehend: Weder für die Frasne-Famenne-Grenze noch für die Perm-Trias-Grenze wurde weder eine wichtige Ir-Anomalie noch ein passender Impaktkrater gefunden. Somit kann eine Korrelation der Meteroiteneinschläge mit Massenausterben, sowie eine Zyklizität ausgeschlossen werden. Lediglich ein Zusammenhang zwischen dem Chicxulub-Krater und der Kreide-Tertiär-Grenze konnte hergestellt werden, aber auch dieser ist umstritten.

Trotz dieser Fakten hat diese Hypothese in den letzten Jahren an Popularität gewonnen, nicht zuletzt, weil sich die Fachpresse für diese Theorie entschieden hat.

Meeresspiegelschwankungen

Meeresspiegelschwankungen sind eine Folge unterschiedlicher endogener Prozesse. Sie lösen als Folge dieser Prozesse Massenstreben aus. Die Beziehung zwischen Meeresspiegelabsenkungen und Massensterben ist jedoch sehr klar (Abb.9). An jeder wichtigen geologischen Zeitgrenze, an der sich Aussterben ereignet, finden wir eine Absenkung des Meeresspiegel. So stimmen die sechs größten Massensterben mit einer Senkungen des Meeresspiegel überein.

Die Prozesse, die Meeresspiegelschwankungen verursachen, sind:

  • Klimaschwankungen: Bilden sich bei einer Abkühlung Eiskappen auf dem Kontinent, kommt es zu beachtlichen Absenkungen des Meeresspiegel.
  • Veränderung der magmatischen Aktivität an Mittelozeanischen Rücken: Eine Erhöhung dieser Aktivität läßt das Volumen des Rücken anwachsen, der das Wasservolumen über sich verdrängt und den Meeresspiegel ansteigen läßt. Der Betrag der so induzierten Schwankung liegt bei etwa ± 300 m (Windley, 1995)
  • Die Kollision von kontinentalen Platten kann insgesamt die Fläche der Kontinente reduzieren und den Meeresspiegel fallen lassen.
  • Streß zwischen lithosphärischen Platten kann die Dichte dieser ändern und Meeres- spiegelschwankungen hervorrufen. Dies könnte ein häufiger Grund für Schwankungen in der geologischen Geschichte gewesen sein (Cathlees und Hallam, 1991)
  • Insgesamt verursacht die Kollision von Kontinenten eine Absenkung, das Aufbrechen und Sea-floor-spreading eine Anhebung des Meeresspiegel. So ist die Tektonik der Hauptauslöser für Meeresspiegelschwankungen (Windley, 1995)

Zusammen mit den Meeresspiegelabsenkungen Diese breite Fächerung der möglichen Ursachen für Meeresspiegelschwankungen schließt eine Periodizität praktisch aus, da sich Kollision und Fragmentierung von kontinentalen Platten ohne ein gegebenes Muster über die geologische Geschichte verteilen. (Abb.9)

 

III.Literaturnachweis

  • Bhandari & Shukla (1996): K-T boundary layer in Deccan Intertrappenas at Anjar, Kutch, Special Paper 307 der Geological Society of America.
  • Caldeira & Rampino (1990): Deccan volcanism, greenhouse warming and the K-T boundary, Special Paper 247 der Geological Society of America.
  • Claeys, P. et al. (1996): Geochemistry of the Frasnian-Famennian boundary in Belgium, Special Paper 307 der Geological Society of America.
  • Courtillot, V. et al. (1996): The influence of continental flood basalts on mass extinctions, Special Paper 307 der Geological Society of America.
  • De Silva, S. et al. (1990): Explosive volcanism and the associated pressures; implications for models of endogenically shocked quarz, Special Paper 247 der Geological Society of America.
  • Dewey McLean (1998): Dinosaur Extinction: The volcano-greenhouse Theory, Web Site 1998.
  • Finnegan, D. et al. (1990): Iridium and other trace-metal enrichments from Hawaiian volcanoes, Special Paper 247 der Geological Society of America.
  • Keller, Gerta (1989): Extended period of extinction across the K-T boundary in planktonic foraminifera of continental-shelf sections: Implications for impact and volcanism theories, Geological Society of America Bulletin.
  • McCartney, Kevin et al. (1990): A paradigm for endogenous causation of mass extinction, Special Paper 247 der Geological Society of America.
  • Sharpton, Virgil et. al. (1996): A model of the Chicxulub impact basin based on evaluation of geophysical data, well logs and drill core samples, Special Paper 307 der Geological Society of America.
  • Sigurdsson, Haraldur (1990): Assessment of the atmospheric impact of volcanic eruptions, Special Paper 247 der Geological Society of America.
  • Stinnesbeck, W. et al. (1996): K-T boundary clastic deposits in northeastern Mexico: Impact Tsunami or Sea-level lowstand?, Cretaceous-Tertiary Mass Extinction, Norton & Company Verlag, New York - London.
  • Stanley, Steven (1988): Wendemarken des Leben. Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg. 246 Seiten
  • Stanley, Steven (1994): Historische Geologie, Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg. 632 Seiten
  • Windley, Brian (1995): The evolving continents, Wiley Verlag, England. 526 Seiten

© 1999 Christian Fernandez-Gamio