Dieser Artikel stellt die naturwissenschaftlichen Erkenntnisse dar. Fur religiose Mythen siehe
Schopfung
.
Die Erkenntnisse der
Planetologie
uber die
Entstehung der Erde
vor 4,54 Milliarden Jahren
[1]
[2]
[3]
[4]
stammen aus geologischen Befunden, aus der Untersuchung von
Meteoriten
und
Mondgesteinen
sowie
astrophysikalischen
Daten etwa zu
solaren
Elementhaufigkeiten.
In einem großeren Kontext ist die Entstehungsgeschichte der
Erde
dabei mit der Geschichte des
Universums
und des
Milchstraßensystems
im Allgemeinen sowie mit der Geschichte unseres
Sonnensystems
im Besonderen verknupft.
Vorgeschichte
Das Sonnensystem entstand aus einer Verdichtung in einer großeren
Molekulwolke
, die kurz zuvor mit
schweren Elementen
einer nahen
Supernova
-Explosion angereichert wurde. Die Wolke kollabierte durch ihre Gravitation innerhalb von etwa 10.000 Jahren, siehe
Sternentstehung
. In der
Akkretionsscheibe
um den
Protostern
kondensierten zuerst, bei Temperaturen noch uber 1300 K,
Calcium- und Aluminium-reiche Silikate
. Wie mit Hilfe der
Uran-Blei-Datierung
festgestellt werden konnte, geschah dies vor knapp 4,57 Milliarden Jahren. Ob und wie der Staub dann flockte oder wie er sonst schnell in die Mittelebene der
protoplanetaren Scheibe
absinken konnte, ist nicht bekannt. Auch wird daruber spekuliert, wie und wie schnell Brocken von ein bis zehn Metern Große entstanden sind.
[5]
Diese sammelten dann jedenfalls durch ihre Gravitation weiteren Staub auf und wuchsen zu Millionen an
Planetesimalen
heran, die teilweise kilometergroß waren. Unterhalb dieser Große waren Kollisionen noch nicht sehr heftig, da die Bewegung der Brocken noch durch das Gas gedampft war. Die Planetesimale bewegten sich unabhangiger, kollidierten heftiger und durch gravitative Fokussierung auch haufiger: Je großer ein Planetesimal, desto weitraumiger konnte es Brocken und unterentwickelte Planetesimale einsammeln, die ihm auf einer geradlinigen Bahn entgangen waren. In einem wenige Jahrtausende dauernden Wettlauf bildeten sich
Protoplaneten
von hunderten Kilometern Durchmesser.
[5]
Kleine Planetesimale hatten sie aufgebraucht oder
Jupiter
in den Weg gelegt.
Kollisionskaskade der Protoplaneten
Das weitere Wachstum geschah hierarchisch durch immer seltenere Kollisionen zwischen immer großeren Korpern. Mit der Masse der Stoßpartner stieg auch die freigesetzte
gravitative Bindungsenergie
pro Masseneinheit und damit die Temperatur nach dem Impakt. Ab etwa 2000 °C trennte (
differenzierte
) sich das Material zunachst lokal nach chemischen Vorlieben in Kern- und Mantelmaterial,
- Eisenschmelzen, in der sich die siderophilen (griech.: Eisen liebende) Elemente anreicherten (siehe
Goldschmidt-Klassifikation
) und
- Silikat
schmelzen, in der sich die lithophilen (griech. Stein liebenden) Elemente anreicherten.
Die viel dichteren Eisentropfen bildeten Pfutzen am Grund der Schmelze. Bei spateren Kollisionen fragmentierten einige Korper und setzten
Eisenmeteorite
frei, Zeugen dieser fruhen Differenzierung.
Die Erwarmung durch
radioaktiven Zerfall
von
26
Al
trug wesentlich nur fur die kleineren Planetesimale bei, die nicht Teil der Planeten geworden waren. Der Asteroid
(4) Vesta
ist ein Beispiel.
[6]
Die großeren Kollisionen fuhrten dagegen zu Magmaozeanen, in denen sich Eisenkerne bildeten bzw. vorher vorhandene Eisenkerne miteinander verschmolzen. Die Differenzierung der Protoplaneten geschah auf einer Zeitskala von wenigen Millionen Jahren, datiert mit der Hafnium-Wolfram-Methode, auch an Marsmeteoriten.
[7]
Auch die Protoerde wuchs hauptsachlich durch Kollisionen mit nicht viel kleineren Protoplaneten. Nach der
Kollisionstheorie
[8]
ist infolge des letzten großen
Impakts
der
Mond
entstanden. Der hypothetische Protoplanet oder
Komet
wird
Theia
genannt und muss zwischen Mond- und
Marsgroße
gelegen haben. Theias Eisenkern hat sich mit dem der Erde verbunden und Teile des Mantels der Protoerde und von Theia wurden in den Orbit geschleudert, aus welchen der Mond entstand. Das geschah irgendwann 30 bis 50 Millionen Jahre nach der Staubphase. Das Bombardement kleinerer Korper hatte bereits nachgelassen; jedenfalls kann danach kaum noch Eisen durch den Mantel gesickert sein (weniger als 1 % der Kernmasse), wie Analysen der
Hafnium
-
Wolfram
-Zerfallsreihe von fruharchaischen Gesteinen ergaben.
[9]
Entwicklung der Manteltemperatur
Der durch den Impakt von Theia teilweise wieder aufgeschmolzene
Erdmantel
erstarrte, moglicherweise innerhalb weniger Millionen Jahre, von innen nach außen.
[10]
Die kurzliche Entdeckung von Mantelmaterial aus dieser Zeit (Differentiationsalter), das unmittelbar uber dem metallischen Kern lagernd bisher der
Mantelkonvektion
entzogen war und nun als Plume aufsteigt, stellt die bisherige Lehrmeinung infrage, nach der der Mantel homogen durchmischt erstarrt ist.
[11]
Die thermische und chemische Schichtung war jedenfalls so stabil, dass zumindest in der ersten Halfte des
Hadaikums
der Erdmantel stabil geschichtet war. Da es ohne Mantelkonvektion auch keine
Tektonik
gibt, kann sich keine kontinentale Kruste bilden, da hierfur eine starkere Differentiation der Kruste notwendig ist. Immer fruhere Hinweise auf kontinentale Kruste (und flussiges Wasser, siehe
Zirkon in der Geologie
,
TTG-Komplex
und
Herkunft des irdischen Wassers
) waren daher problematisch. Durch Tektonik war nach uber 100 Millionen Jahren die Dicke der
ozeanischen Kruste
so weit angewachsen, dass die damalige
mafische
Kruste erstmals selbst einer weiteren Differenzierung unterzogen wurde.
[12]
Spater im Hadaikum war tief im Erdmantel die Temperatur durch radioaktive
Zerfallswarme
soweit angestiegen, dass die Mantelkonvektion einsetzte, womoglich nicht gleich in voller Tiefe. Spatestens in diese Zeit fallt der Ubergang von der
chemischen
zur
biologischen Evolution
. Jedenfalls findet sich in den altesten erhaltenen Krustenteilen, sogenannten
Kratonen
, vom Ende des Hadaikums vor vier Milliarden Jahren, stellenweise die fur Leben typische
Abreicherung von C-13 gegenuber C-12
.
[13]
Etwa in die Mitte des Archaikums fallt das Maximum der Manteltemperatur. Die Flache der kontinentalen Kruste nimmt schnell zu.
An der Oberflache
Der Planet war nach Bildung der ersten Kruste bald uberwiegend von Wasser bedeckt und wegen der damals noch
schwachen, jungen Sonne
relativ kuhl und womoglich vereist. Unter den damals noch haufiger einschlagenden
Kleinkorpern
gab es pro Million Jahre einige von uber 100 km Durchmesser ? nicht groß genug, um global das Leben auszuloschen, falls es schon existierte, aber groß genug, um uber einen vorubergehend immensen
Treibhauseffekt
selbst eine globale Vereisung zu beenden.
Wenig spater, zu Beginn des
Archaikums
, traten erstmals Lebewesen mit oxygener
Photosynthese
auf, wodurch elementarer
Sauerstoff
produziert wurde, der an Eisen gebunden heute als
Bandererz
zu finden ist. In der
Uratmosphare
nahm der Sauerstoffgehalt jedoch erst in den letzten 50 Mio. Jahren des Archaikums langsam zu, bis er vor etwa 2,5 Mrd. Jahren sprunghaft anstieg. Dies wird als die
Große Sauerstoffkatastrophe
bezeichnet.
Weitere Entwicklung
Die weitere Entwicklung der Erde auf der
geologischen Zeitskala
wurde beeinflusst durch
Vulkanismus
und
Plattentektonik
.
Literatur
- Rolf Meissner:
Geschichte der Erde. Von den Anfangen des Planeten bis zur Entstehung des Lebens.
3. A. Beck, Munchen 2010,
ISBN 978-3-406-43310-8
.
Einzelnachweise
- ↑
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abgerufen am 10. Januar 2006
.
- ↑
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Nr.
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doi
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.
- ↑
Manhesa, Gerard:
Lead isotope study of basic-ultrabasic layered complexes: Speculations about the age of the earth and primitive mantle characteristics
. In:
Earth and Planetary Science Letters
. 47. Jahrgang,
Nr.
3
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S.
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:
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bibcode
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.
- ↑
Paul S. Braterman:
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(englisch).
- ↑
a
b
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