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Perm (Geologie)

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< Karbon | P e r m | Trias >
vor 298,9–252,2 Millionen Jahren
Atmosphärischer O2-Anteil
(Durchschnitt über Periodendauer)
ca. 23 Vol.-%[1]
(115 % des heutigen Niveaus)
Atmosphärischer CO2-Anteil
(Durchschnitt über Periodendauer)
ca. 900 ppm[2]
(2,25-faches heutiges Niveau)
Bodentemperatur (Durchschnitt über Periodendauer)
ca. 16 °C[3]
(1,5 °C über heutigem Niveau)
Vorlage:Linkbox Perm (Geologie)
Die Erde im Sakmarium, vor etwa 290 Millionen Jahren

Das Perm ist auf der geologischen Zeitskala das letzte System (bzw. Periode in der Geochronologie) im Paläozoikum. Das Perm begann vor etwa 298,9 Millionen Jahren und endete vor etwa 252,2 Millionen Jahren. Das Perm folgt auf das Karbon und wird von der Trias überlagert. An der Perm-Trias-Grenze geschah das größte bekannte Massenaussterben der Erdgeschichte.

Geschichte und Namensgebung

Der Name Perm ist von dem ehemaligen russischen Gouvernement Perm (ungefähr der heutigen Region Perm entsprechend) am Fuß des Uralgebirges abgeleitet. Die hier aufgeschlossenen Gesteine dieser Zeit dienten Roderick Murchison 1841 als Grundlage seiner wissenschaftlichen Beschreibung.[4] Das Perm in Deutschland und Mitteleuropa ist im Wesentlichen durch die zwei lithostratigraphischen Gruppen des Rotliegend und des Zechstein repräsentiert. Nach dieser Zweiteilung erhielt dieses System in Deutschland ursprünglich den Namen Dyas, der sich jedoch international nicht durchsetzen konnte. Der Begriff Dyas war aber in erster Linie lithologisch definiert und wird deshalb heute auch für eine lithostratigraphische Supergruppe verwendet, die Rotliegend und Zechstein umfasst.

Definition und GSSP

Der Beginn des Perm (und der Asselium-Stufe und der Cisuralium-Serie) ist durch das Erstauftreten der Conodonten-Art Streptognathodus isolatus definiert. Das Ende des Perm (und der Beginn der Trias) ist mit dem Erstauftreten der Conodonten-Art Hindeodus parvus und dem Ende der negativen Kohlenstoff-Anomalie des Oberperm festgelegt. Die von der IUGS festgesetzte Typuslokalität (GSSP = Global Stratotype Section and Point) für die Basis des Perm (und der Asselium-Stufe) befindet sich im Tal des Aidaralash, nahe der Stadt Aqtöbe (russisch Aktjubinsk) im südlichen Ural (Kasachstan).

Untergliederung des Perm

Das Perm wurde früher meist in Unterperm (299–270 Millionen Jahre vor heute) und Oberperm (270–251 Millionen Jahre vor heute) unterteilt, die man mit den heutigen Termini als Serien bezeichnen würde. Heute wird das Perm in drei Serien mit insgesamt neun Stufen unterteilt.

Paläogeographie

Nach der Kollision von Sibiria mit den bereits im Karbon vereinigten Großkontinenten Gondwana und Laurussia erreichte der Superkontinent Pangaea im Unterperm seine größte Ausdehnung mit einer Fläche von 138 Millionen km² (einschließlich der Schelfsockel). Eine Gebirgsbildungsphase, in der der Ural aufgefaltet wurde, war die Folge dieser Kollision. Im äquatorialen Bereich öffnete sich keilartig nach Osten die Tethys. Ein Meeresarm im Westen der Tethys reichte bis zu den europäischen Landmassen. In Europa bildeten sich große Grabenbruchsysteme und epikontinentale Becken, die mit Schutt aus dem nun weitgehend erodierten variszischen Gebirge und mit Vulkaniten gefüllt wurden (Rotliegend-Becken). Bereits ab dem Oberperm finden sich erste Anzeichen für den beginnenden Zerfall von Pangaea.

Klima

Fossile Rippelmarken aus dem Perm (Lac du Salagou, Frankreich)

Die Permokarbone Vereisung der Südkontinente dauerte bis weit in das Perm hinein und endete vor 265 bis 260 Millionen Jahren im Capitanium.[5] In den gemäßigten und kalten Zonen von Gondwana wuchs bis in hohe südliche Breiten die an jahreszeitliche Klimaschwankungen angepasste Glossopteris-Flora. Während des Perm herrschte in vielen Gebieten der Erde ein trockenes und zu Beginn relativ kühles Klima, wenngleich in den wüstenähnlichen Zentralbereichen von Pangaea die Temperaturen häufig tropische Werte erreichten.[6] Im Verlauf des Perm entstanden die reichsten Salzlagerstätten der Erdgeschichte.

Gegen Ende des Perm, an der Grenze zur Trias, kam es zu einem nach geologischen Begriffen rapiden Klimawandel mit weitreichenden Folgen für die irdische Biosphäre. Als mögliche Hauptursache gelten großflächige vulkanische Aktivitäten im Gebiet des heutigen Sibirien (Sibirischer Trapp), die mehrere Hunderttausend Jahre andauerten und dabei sieben Millionen Quadratkilometer mit Basalt bedeckten. Über den oder die Auslöser dieser plötzlichen Eruptionsereignisse gibt es mehrere Hypothesen, gelegentlich wird in dem Zusammenhang auch die Mitwirkung eines großen Meteoriteneinschlags diskutiert.[7] Bis zum Ende der Epoche starben ca. 96 Prozent aller Meeresbewohner und etwa 75 Prozent der Landlebewesen aus, darunter viele Insektenarten. Auch die Vegetationsbedeckung der Kontinente dünnte signifikant aus.[8] Somit ereignete sich während der Perm-Trias-Krise das wahrscheinlich größte Massenaussterben der Erdgeschichte.

Neuere Isotopenuntersuchungen deuten darauf hin, dass in einer ersten Erwärmungsphase die Durchschnittstemperaturen der Atmosphäre infolge der zunehmenden Konzentration an vulkanischem Kohlenstoffdioxid um 5 °C innerhalb einiger Jahrtausende anstiegen. Gleichzeitig erwärmten sich in erheblichem Maße auch die Ozeane, was zur Bildung von sauerstofffreien Meereszonen sowie zur großflächigen Freisetzung von Methanhydrat führte. Durch den zusätzlichen Methaneintrag erhöhte sich in der nächsten Phase die Temperatur um weitere 5 °C, und der Sauerstoffgehalt der Luft sank bis auf 16 Prozent beziehungsweise lag zeitweilig noch darunter.[9][10] Als weitere mögliche Ursache für den Zusammenbruch fast aller Ökosysteme wird die Massenvermehrung von bestimmten marinen Einzellern erwogen, die ihre Stoffwechselprodukte in Form von Halogenkohlenwasserstoffen oder Methan an die Atmosphäre abgaben.[11][12] Die Gesamtdauer des Massenaussterbens wurde bis vor kurzem mit 1 Million bis 200.000 Jahre angegeben, aktuellen Forschungen zufolge reduziert sich dieser Zeitraum nunmehr auf etwa 60.000 Jahre und wurde mittels neuer und präziser Datierungsmethoden der untersten Trias vor 251,9 Millionen Jahren zugeordnet.[13]

Entwicklung der Fauna

Rekonstruierte Szene aus dem Mittelperm (Roadium/frühes Wordium) Russlands (Ocher-Fauna)

Landwirbeltiere

Unter den Landwirbeltieren kam es zu einer ersten großen Radiation der Gruppen, die man früher als „Reptilien“ zusammenfasste. Zahlreiche, artenreiche Gruppen erschienen erstmals im Laufe des Perms und verschwanden bereits wieder am Ende dieses Zeitraums, z. B. die Pareiasauridae (anapside Reptilien). Die amphibienähnlichen Gruppen, die im Karbon dominierten, waren im Niedergang begriffen.

Die Therapsiden (synapside Reptilien), früher als „säugetierähnliche Reptilien“ bezeichnet, sind aus dem Ocher-Komplex (nach dem Fundort bei der Stadt Otschor (russisch Очёр), Region Perm) in Russland und der Xidagou-Formation in China bekannt, welche die Formenvielfalt in Laurasia widerspiegeln. Auf dem Südkontinent Gondwana sind sie auf die Eodicynodon-Assemblage-Zone der Beaufort-Gruppe der südafrikanischen Karoo beschränkt. Diese Fauna beinhaltet eine Vielfalt von Therapsiden, darunter Dinocephalia, die durch die fleischfressenden Anteosauria und die pflanzenfressenden Tapinocephalia repräsentiert sind, Anomodontia wie z. B. Dicynodontia, Gorgonopsidae und Therocephalia.

Im Sommer des Jahres 2010 fanden Wissenschaftler im Thüringer Wald das 60 Zentimeter große Skelett eines etwa 300 Millionen Jahre alten Sauriers, der ein Vorläufer der etwa 100 Millionen Jahre später auftretenden Dinosaurier sein könnte.[14]

Ozeanische Lebensformen

Unter den einzelligen Foraminiferen stellen die großwüchsigen Fusulinen wichtige Leitformen. Sie verschwanden am Ende des Perm, ebenso wie die zu den Coelenteraten zählenden tabulaten Korallen. Die Armfüßer machten eine letzte große Radiation durch. Im Perm entstanden zum Beispiel korallenähnliche Formen (vgl. mit den Rudisten) und Formen mit geschlitzten Dorsalklappen (Oldhaminiden), die eine Symbiose mit photosynthesetreibenden Bakterien eingingen. Diese spezialisierten Gruppen und einige andere Gruppen (Productiden, Davidsoniiden und Spiriferiden) starben ganz oder weitgehend aus. Unter den Arthropoden starben die Trilobiten und die Eurypteriden aus. Eine Reihe von Insektenordnungen konnte erstmals im Perm nachgewiesen werden. Bei den Weichtieren verschwand die Klasse der Schnabelschaler (Rostroconchia). Unter den Cephalopoden starben die Bactriten und die Goniatiten aus; die Ceratiten entstanden. Aus dem Stamm der Stachelhäuter (Echinodermata) starben die Knospenstrahler (Blastoidea) und die Seelilien-Gruppen der Camerata und Flexibilia aus.

Entwicklung der Flora

Darstellung eines typischen zungenförmigen Blattes der Gattung Glossopteris

Der Wechsel vom Paläophytikum zum Mesophytikum fand bereits früher als der Wechsel vom Paläozoikum zum Mesozoikum statt. Das Paläophytikum endete vor ca. 256 Ma im Wuchiapingium.[15] Die bisher dominierenden Farnpflanzengruppen wurden von den trockenresistenteren Nacktsamigen Pflanzen (Gymnospermen) abgelöst. Auf dem Gondwana-Kontinent entwickelte sich die Glossopteris-Flora, deren Vertreter laubabwerfende, kältetolerante Gymnospermen mit der vorherrschenden Ordnung Glossopteridales waren.

Das Perm in Mitteleuropa

In Deutschland ergibt sich die traditionelle Aufteilung des Perms in Rotliegend und Zechstein aus dem markanten Wechsel, der an der Grenze zwischen den beiden Formationen stattgefunden hat. Nach langer Festlandszeit, die im Karbon begann, drang vor etwa 257,3 Millionen Jahren ein tropisches Flachmeer in einer wahrscheinlich sehr kurzzeitig verlaufenden Transgression nach Nord- und Mitteldeutschland vor, was den Beginn der Zechsteinzeit markiert. Lediglich Süddeutschland blieb zunächst Festland. An der Basis der Meeresablagerungen wurde der wirtschaftlich bedeutende Kupferschiefer abgelagert. Diese geologische Marke ist einer der markantesten Leithorizonte in Deutschland.

Über die gesamte Dauer des Perm befanden sich das heutige Mittel- und Westeuropa als Teil des Superkontinents Pangaea in der tropischen Klimazone, das heißt in unmittelbarer Nähe des Äquators und damit im Bereich einer saisonal auftretenden, sehr starken Monsunströmung. Zu Beginn der Epoche bei etwa 5° südlicher Breite gelegen, verschoben sich diese Gebiete im Laufe von fast 50 Millionen Jahren im Zuge der Kontinentalbewegung in Richtung des 10. nördlichen Breitengrades. In dieser Zeit kam es zu einem relativ häufigen Wechsel von humiden (feuchten) und ariden (trockenen) Phasen. Das ausgeprägte Monsunsystem zwischen 30° nördlicher und 30° südlicher Breite bestimmte darüber hinaus das Wettergeschehen im Jahresverlauf. Im Sommerhalbjahr transportierte der Monsunwind feuchte Luftmassen aus der tropischen Tethys in die damaligen europäischen Regionen, während im Winter trockene Kontinentalluft von Norden einströmte.

Literatur

  • Werner Vasicek: 280 Millionen Jahre alte Spuren der Steinkohlewälder von Zöbing. Katalogreihe des Krahuletz-Museums 4, Eggenburg 1983.
  • Werner Vasicek: Jungpaläozoikum von Zöbing, Schriftenreihe des Waldviertler Heimatbundes 38, 1999, S. 63ff. (gemeinsam mit Fritz F. Steininger)
  • Ronny Rößler: Farnwälder, Glutwolken und Salzwüsten: Das Perm. In: Biologie in unserer Zeit, 33(4), 2003, S. 244–251, ISSN 0045-205X
  • Wolfgang Frey und Rainer Lösch: Lehrbuch der Geobotanik. Gustav Fischer, Stuttgart 1998, ISBN 3-437-25940-7, 436 S.
  • Jörg W. Schneider, Frank Körner, Marco Roscher, Uwe Kroner: Permian climate development in the northern peri-Tethys area – The Lodève basin, French Massif Central, compared in a European and global context. In: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 240(1-2), Amsterdam 2006, S. 161–183, ISSN 0031-0182

Weblinks

Wiktionary: Perm – Bedeutungserklärungen, Wortherkunft, Synonyme, Übersetzungen
 Commons: Perm – Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien

Einzelnachweise

  1. ↑ Sauerstoffgehalt-1000mj
  2. ↑ Phanerozoic Carbon Dioxide
  3. ↑ All palaeotemps
  4. ↑ Spencer G. Lucas, Joerg W. Schneider, Giuseppe Cassinis: Non-marine Permian biostratigraphy and biochronology: an introduction. In: Spencer G. Lucas, Giuseppe Cassinis, Joerg W. Schneider (Hrsg.): Non-Marine Permian Biostratigraphy and Biochronology. Geological Society, London, Special Publications, 265, London 2006, S. 1–14, PDF
  5. ↑ Isabel P. Montañez, Neil J. Tabor, Deb Niemeier, William A. DiMichele, Tracy D. Frank, Christopher R. Fielding, John L. Isbell, Lauren P. Birgenheier, Michael C. Rygel: CO2-Forced Climate and Vegetation Instability During Late Paleozoic Deglaciation. In: Science. 315, Nr. 5808, Januar 2007, S. 87–91. doi:10.1126/science.1134207. Alternativer Volltextzugriff: UNL.
  6. ↑ Neil J. Tabor: Wastelands of tropical Pangea: High heat in the Permian. In: Geology. 41, Nr. 5, 2013, S. 623–624, doi:10.1130/focus052013.1.
  7. ↑ Adrian P. Jones; David G. Price; Paul S. DeCarli; Richard Clegg: Impact Decompression Melting: A Possible Trigger for Impact Induced Volcanism and Mantle Hotspots?. In: C. Koeberl und F. Martinez-Ruiz (Hrsg.): Impact markers in the Stratigraphic Record. Springer Verlag, Berlin 2003, ISBN 3-540-00630-3, S. 91–120 (http://www.mantleplumes.org/WebDocuments/JonesSpringer2003.pdf).
  8. ↑ Borja Cascales-Miñana and Christopher J. Cleal: The plant fossil record reflects just two great extinction events. In: Terra Nova. 26, Nr. 3, 2013, S. 195–200. doi:10.1111/ter.12086.
  9. ↑ Michael M. Joachimski, Xulong Lai, Shuzhong Shen, Haishui Jiang, Genming Luo, Bo Chen, Jun Chen and Yadong Sun: Climate warming in the latest Permian and the Permian–Triassic mass extinction. (html) In: Geology. 40, Nr. 3, Januar 2012, S. 195–198. doi:10.1130/G32707.1.
  10. ↑ Yadong Sun, Michael M. Joachimski, Paul B. Wignall, Chunbo Yan, Yanlong Chen, Haishui Jiang, Lina Wang, Xulong Lai: Lethally Hot Temperatures During the Early Triassic Greenhouse. In: Science. Nr. 366, Oktober 2012. doi:10.1126/science.1224126.
  11. ↑ Mass extinctions: Peter Ward: The microbes strike back, New Scientist 9. Feb. 2008; Spiegel, 2009.
  12. ↑ Daniel H. Rothman, Gregory P. Fournier, Katherine L. French, Eric J. Alm, Edward A. Boyle, Changqun Cao, Roger E. Summons: Methanogenic burst in the end-Permian carbon cycle. In: pnas. 2014, doi: 10.1073/pnas.1318106111
  13. ↑ Seth D. Burgess: High-precision timeline for Earth’s most severe extinction. (html) In: PNAS. 111, Nr. 9, 2014. doi:10.1073/pnas.1317692111.
  14. ↑ spiegel.de
  15. ↑ Frey und Lösch, S.94
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