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Exkurs

Lebensspuren im Stein – und die Grundlagen, um sie zu verstehen

Peter Rothe

Die Lebensspuren, die längst vergangene Tiere und Pflanzen hinterließen und die zu Stein wurden, sind nicht immer so leicht zu lesen wie diese Dinosaurier-Fährten. Einige Grundlagen zur Fossilisation, Lithostratigrafie, Altersbestimmung, Stratigrafie und zu Massenaussterben helfen dabei, die Botschaften aus der Vergangenheit zu verstehen.

Fossilisation: Wie aus Pflanzen und Tieren Fossilien werden

Ein gestrandeter Wal erregt meistens Mitleid bei Tierfreunden, und das führt dann gelegentlich zu Rettungsaktionen, die darauf abzielen, ihn wieder in tieferes Wasser zu bugsieren. Was aber, wenn keine Retter zugegen sind? Dann wird er zu Tode kommen, Faulgase werden seinen Körper aufblähen und womöglich platzen lassen und nach einiger Zeit wird nur noch das Skelett übrig sein, vielleicht in der Sonne bleichen und irgendwann in seine Einzelbestandteile zerfallen, die dann von der Strömung aufgenommen, transportiert und an anderer Stelle abgesetzt werden, vielleicht nach ihrer Größe sortiert oder nach dem Gewicht.

Solchen Vorgängen hat in den 1920er Jahren der Paläontologe Johannes Weigelt nachzuspüren versucht, als er – in den USA – seine Studien an rezenten Wirbeltierleichen betrieb; es ging ihm um die Prozesse, die man kennen muss, um entsprechende Fossilfunde richtig einschätzen zu können. Das ist Aktuo-Paläontologie, aber Weigelt nannte das noch nicht so. Es war Wilhelm Schäfer, dem langjährigen Direktor des Naturmuseums und Forschungsinstituts Senckenberg vorbehalten, sein Hauptwerk so zu benennen, mit dem Zusatz „nach Studien in der Nordsee“ [1]. Und Schäfer dehnte – von „Senckenberg am Meer“ in Wilhelmshaven aus arbeitend – diese Studien auch auf wirbellose Tiere aus.

Es geht immer darum zu verstehen, wie sich eine Lebensgemeinschaft (Biozönose) in eine Toten- bzw. Grabgemeinschaft verwandeln kann, für die es den Begriff Thanatozönose (Gemeinschaft von Organismen, die erst nach ihrem Tod zusammengekommen sind) gibt. Fossil können solche Gemeinschaften gelegentlich außerordentlich individuenreich sein; man hat dafür inzwischen den Begriff „Fossil-Lagerstätten“ geprägt und damit die Analogie zur Anreicherung wichtiger Rohstoffe hergestellt. Doch Fossil-Lagerstätten sind Ausnahmefälle und schon deshalb der Aufmerksamkeit sicher, was inzwischen auch an einer entsprechenden Literatur deutlich geworden ist [2, 3].

Der Normalfall sind aber Einzelfunde, bei denen Fossilien Zeitmarken bilden können, die es Geologen ermöglichen, die Abfolgen von Gesteinsschichten in eine relative Zeitskala einzuordnen; möglich ist das allerdings nur unter der Voraussetzung, dass die Fossilien Zeugnisse einer Evolution sind, die – grob gesagt – von einfachen zu komplizierteren Bauplänen mutieren, und hier begegnen sich Biologie und Geologie ganz unmittelbar. So kamen im frühen 19. Jahrhundert schon Charles Darwin und Charles Lyell zusammen.

Was wir finden, sind meistens einzelne Knochen, die manchmal nur schwer in ihren ursprünglichen Zusammenhang zu bringen sind, was aber erst dann ermöglicht, einen Wal auch als Wal zu erkennen. Knochensubstanz ist ziemlich stabil und kann daher über längere Zeit hinweg erhalten bleiben. Tang dagegen, den herbstliche Stürme am Strand aufgehäuft haben, ist im darauf folgenden Frühjahr verschwunden, weil das sauerstoffreiche Wasser dessen organische Substanz vollständig vernichtet bzw. in CO₂ und Wasser umgewandelt hat. Und dennoch kennen wir Tang, der in hunderten von Millionen Jahre alten Schichten erhalten geblieben ist. Man muss also fragen, wie es dazu kommt, dass Pflanzen und Tiere durch die lange Zeit der Erdgeschichte bewahrt wurden, eine Tatsache, die uns überhaupt erst gestattet, das Leben auf der Erde in seiner vielfältigen Entwicklung nachzuverfolgen.

Paläontologen haben es immer mit den Endprodukten – den Fossilien – im weitesten Sinne zu tun, wobei sich in den meisten Fällen ein Vergleich mit den zoologisch oder botanisch sicher bestimmbaren heutigen Tieren und Pflanzen anbietet. Es geht aber zunächst um die Bedingungen und die Prozesse, die lebende Organismen in Fossilien umwandeln können (Abb. 1).

Fossilien können aus höchst unterschiedlichem Material bestehen: Wir kennen außer den erwähnten Knochen unter anderem Zähne und Schalen, die beispielsweise aus Kalk oder Phosphat bestehen und bei einzelligen Organismen und manchen Schwämmen auch aus Opal sein können. Im Extremfall bauen bestimmte Radiolarien ihre Skelette sogar aus Strontiumsulfat auf. Neben diesen mineralischen Komponenten sind auch organische Substanzen unter bestimmten Bedingungen erhaltungsfähig, das zeigen uns zum Beispiel die Kohlen, in denen Pflanzenstrukturen oft noch nach 300 Millionen Jahren eine Zuordnung zur botanischen Systematik gestatten. Während hier das ursprüngliche pflanzliche Gewebe überwiegend nur noch in Form des schwarzen Kohlenstoffs vorliegt, können Pflanzen unter anderen Bedingungen aber auch in Kieselhölzer überführt werden, wie man sie aus Arizonas „Petrified Forest“ oder dem „Versteinerten Wald von Chemnitz“ (s. a. Kap. 9 zum Perm) kennt. In beiden Fällen steuern Gesetzmäßigkeiten der anorganischen Chemie, nämlich Lösung und Fällung von Kieselsäure (SiO₂, daraus besteht auch der Quarz) die Fossilisationsprozesse, bei denen die ursprüngliche Holzsubstanz sozusagen Atom für Atom durch SiO₂ ersetzt wird, wobei die Zellstrukturen vollständig erhalten bleiben. Lösung und Fällung der Kieselsäure ist stark vom pH-Wert der beteiligten Lösungen abhängig, bei alkalischem erfolgt Lösung, bei saurem Fällung. Beim Kalk ist das gerade umgekehrt, wie man mit einem Tropfen Salzsäure auf einen Kalkstein sofort sehen kann. Saure Wässer in der Natur, wie man sie in Mooren antrifft, zerstören demnach die Kalkschalen von Muscheln oder Schnecken. Da die Erhaltung von Kalkschalen also pH-abhängig ist, spielt bei ihrer Auflösung auch der CO₂-Gehalt des Wassers eine Rolle – und der ist seinerseits abhängig von der Temperatur und/oder dem herrschenden Druck. Das Wasser, das in den Ozeanen aus den Polgebieten bis in niedere Breiten strömt, ist CO₂-reich, weil es kalt ist und unter dem hohen Druck der überlagernden Wassersäule steht – und das bedingt eine Auflösung von Kalkschalen, die im warmen Oberflächenwasser noch ihre Organismen umgeben hatten. Wissenschaftlich nennen wir den Grenzbereich CCD (Carbonate Compensation Depth), und diese CCD hat sich im Laufe der Erdgeschichte oft geändert, was dann auch Rückschlüsse auf Paläo-Wassertiefen und das jeweils herrschende Klima gestattet. Kalkschalige Organismen sind also in den Ozeanen unterhalb der CCD nicht zu erwarten.

Abb. 1 Überblick über verschiedene bei der Fossilisation ablaufende Prozesse. Bild: verändert nach „Lexikon der Biologie“, Spektrum-Verlag, Heidelberg.

Nach diesem kleinen Ausflug in einige der möglichen stofflichen Veränderungen müssen wir uns nun auch mit den erhaltenen Formen beschäftigen, und wir werden dabei sofort sehen, wie diese beiden Gegebenheiten eigentlich gar nicht voneinander zu trennen sind. Als Beispiele sollen hier zunächst Muscheln dienen. Wenn wir eine Schüssel voll Miesmuscheln verzehrt haben, bleiben allein deren kalkige Schalen übrig, weil wir uns die organische Substanz einverleibt haben. Solche Schalen finden wir auch in manchen Kalksteinen, wo sie im Ausnahmefall sogar noch zusammenhängen – das zeigt zunächst, dass sie dort gelebt haben können. Die Schalen wurden in Kalkschlamm eingebettet, aber dessen Porenwasser muss Sauerstoff enthalten haben, der die organische Substanz oxidierend zerstört hat. In anderen Fällen sind die organischen Bänder dieser Tiere, die die Klappen miteinander verbinden, bereits vor der Einbettung in Sedimente zerstört worden, sodass nur einzelne Klappen erhalten sind, die manchmal zu Muschelschill zusammengeschwemmt sein können: die Lebensgemeinschaft wird zur Grabgemeinschaft, die Biozönose zur Taphozönose/Thanatozönose.

Oft sind aber nicht einmal die einzelnen Schalen erhalten geblieben, sondern nur noch deren Abdrücke im Gestein, was man relativ einfach verstehen kann, denn die Außenseite einer Schale ist in diesem Fall dem umgebenden Gestein einfach aufgeprägt worden. In solchen Fällen müssen wir annehmen, dass der Schalenkalk aufgelöst wurde, was sich mit den erwähnten chemischen Gegebenheiten erklären lässt; da sich entsprechende Verhältnisse im Verlauf der langen Erdgeschichte immer wieder einmal eingestellt haben müssen, bleibt es eigentlich verwunderlich, dass wir überhaupt Fossilien finden. Darwin hatte einmal gesagt, dass die Fossilien wohl nur einen winzigen Bruchteil der einstigen Lebewelt darstellen können.

Ein anderer Fall von Überlieferung ist der, bei dem das Innere der Muschel durch das umgebende Sediment ausgefüllt, die Schalensubstanz selbst aber nicht mehr vorhanden ist: dann sprechen wir von einem Steinkern. Während ein Steinkern der Ausguss des Schaleninneren ist, den man beispielsweise von Muscheln und Brachiopoden kennt, aber auch von Schachtelhalmen, entsteht der so genannte Prägesteinkern (Skulptursteinkern) erst durch die allmähliche Auflösung der Schale, wobei dem Steinkern die äußere Skulptur der Schale aufgeprägt wird.

Viel einfacher sind dagegen direkt überlieferte Bestandteile zu verstehen, wie etwa die kalkigen Bruchstücke von Seelilien oder gar deren ganze Kronen, und noch einleuchtender sind riffbildende Organismen, die zusammenhängende Kalkmassen bilden können (Massenkalke). Die kalkigen Skelette solcher Organismen muss man allerdings differenziert betrachten, weil sie sich bezüglich ihrer Karbonatmineralogie unterscheiden: Korallen und Schnecken zum Beispiel bauen ihre Hartteile aus Aragonit, die meisten Muscheln und die Ostrakoden aus Kalzit und – jedenfalls alle rezenten – Echinodermen aus Mg-Kalzit. Aragonit und Mg-Kalzit sind beide nur im marinen Milieu stabil und wandeln sich bei Zutritt von Süßwasser in stabilen Kalzit um, wobei meist auch die ursprüngliche Schalenstruktur zerstört wird, die oftmals für die systematische Zuordnung maßgeblich ist. Das Studium der Umwandlung der Karbonatphasen ermöglicht meistens Hinweise auf das Milieu, dem die Fossilien im Laufe ihrer geologischen Geschichte unterworfen waren.

Die angesprochenen Gegebenheiten betreffen im Prinzip eine Vielzahl von Tieren mit kalkigen Schalen, Mollusken vor allem, also Muscheln, Schnecken, Kopffüßer und Moostierchen, aber auch Korallen, und im Pflanzenreich die Kalkalgen.

Ähnliche Veränderungen im Verlauf der Fossilisation lassen sich bei Pflanzen und Tieren beobachten, die ihre Skelette aus Opal bauen: Hier greift nämlich auch wieder die Chemie in das Fossilisationsgeschehen ein, allerdings unter entgegengesetzten Verhältnissen: Opal ist unter alkalischen pH-Bedingungen löslich und so können Kieselalgen, Kieselschwämme oder Radiolarien (Abb. 2) nur bei entsprechenden Gegebenheiten erhalten bleiben, andernfalls lässt sich ihre vormalige Existenz meist nur noch aus entsprechenden Gesteinen folgern, etwa Hornsteinen (cherts) oder Radiolariten, in denen die Skelettstrukturen nur schemenhaft erkennbar sind. Im Gegensatz zu den Wirbellosen haben Wirbeltiere bessere Chancen, fossil erhalten zu bleiben. Das betrifft Knochen und Panzer, vor allem aber die Zähne: Fossile Haifischzähne aus dem Tertiär sind meist noch so scharf und spitz wie die der rezenten Tiere.

Abb. 2 Die einzelligen Radiolarien bauen ihre kugeloder mützenförmigen Skelette aus Opal, der amorphen Modifikation von SiO_2, und sind damit wesentliche Bestandteile kieseliger Meeressedimente. Bild: aus [5].

Die Materialien, die uns in den Fossilien begegnen, sind also außerordentlich verschieden: Knochen, Schalen, pflanzliche Substanzen, Fleisch und Fett, Haare und Zähne. Bei den Schalen muss man weiter nach ihrem spezifischem Material unterscheiden, weil die Tiere Phosphat, verschiedene Arten von Kalk oder Opal als Baumaterial verwendet haben. Dass selbst Fleisch über längere Zeit hinweg erhalten bleiben kann, hat man an den Mammuts sehen können, die in der „Tiefkühltruhe“ des sibirischen Permafrosts lagen. Und auch Fett hat man in Form des so genannten Leichenwachses (Ozokerit) noch in vergleichsweise alten Schichten gefunden; daran wird aber auch deutlich, dass sich in den meisten Fällen die ursprünglichen Substanzen im Laufe der Zeit in andere umwandeln. Fossilien mit Weichteilerhaltung sind meistens nur tausende bis etwas über zehntausend Jahre alt. Anorganische Substanzen, wie vor allem Kalke, können aber hunderte von Millionen Jahren überdauern, und sie sind es, die die wesentliche Masse der Fossilien ausmachen. Von Muschelschalen, die wir am Strand aufsammeln, finden wir – wie schon gesagt – oft nur noch einzelne Klappen, weil die organische Substanz, die sie beim lebenden Tier in Form des Ligaments zusammenhält, früher zerstört wird als der Kalk der Schalen selbst.

Abb. 3 Ichthyosaurier mit „Hautbekleidung“ aus dem Urweltmuseum Hauff. Bild: aus [22].

Zwischen Biozönose und Taphozönose versucht die Aktuo-Paläontologie zu vermitteln. Dabei wird deutlich, dass die Zersetzung der organischen Substanz durch vielerlei Faktoren gesteuert wird: Ein sauerstoffreiches, feuchtes Milieu führt zur Verwesung, ein sauerstoffarmes zur Fäulnis, und zwischen beiden sind alle Übergangsstadien möglich, wobei man auch die Zersetzung durch Bakterien einbeziehen muss. Dennoch können Weichteile unter bestimmten Voraussetzungen erhalten bleiben, wie wir das an Mumien – und nicht nur an menschlichen – beobachten können. Dazu müssen die Leichen vor den oben genannten Prozessen bewahrt werden. Am einfachsten versteht man das an den Einschlüssen im Bernstein, bei denen Tiere zunächst im zähen Harz steckengeblieben waren und dann von diesem überflossen wurden. Auch eine Imprägnierung durch Teer scheint gut zu funktionieren, wie die Mumien von Nashörnern und Mammuts in den pleistozänen Ölsümpfen von Starunia in der heutigen Ukraine andeuten. Mumien bilden bzw. erhalten sich auch bei extremer Trockenheit. Die bekanntesten Mumien der Paläontologie sind aber zweifellos die Ichthyosaurier aus dem Lias von Holzmaden (Abb. 3), für die man eine rasche Einbettung in ein extrem sauerstoffarmes Milieu annehmen muss, weil bei längerer Verweilzeit am Meeresboden eine bakterielle Zersetzung die wenigstens teilweise noch erhaltenen Hautreste zerstört hätte. Deswegen wurde als Erklärung ein schnelles Eintauchen in ein „suppiges Substrat“ vorgeschlagen [4], wie man es heute auch in manchen Bereichen des Wattenmeers in Form von so genanntem „fluid mud“ beobachten kann. Verwesung organischer Substanz führt zur Entwicklung von Gasen, die die Körper von Wirbeltieren aufplatzen lassen können, entsprechende Fischkörper sind aus dem permischen Kupferschiefer bekannt. Man kann dazu auch Mark Twains Tom Sawyer und Huckleberry Finn als Zeugen bemühen, die von Leichen auf dem Mississippi erzählen, die zunächst noch ein paar Tage schwimmen, ehe sie untergehen.

Abb. 4 Die von Sammlern gelegentlich „Goldschnecken“ genannten Fossilien haben ihre Farbe von Pyrit. Es sind aber meist keine Schnecken, sondern wie hier ein zu den Ammoniten zählender Dactylioceras. Bild: aus [22].

Auf eine sauerstoffarme bzw. -freie Umgebung bei der Einbettung lassen auch die in Pyrit erhaltenen Fossilien schließen, die Sammler gelegentlich als „Goldschnecken“ (Abb. 4) bezeichnen, obwohl es in den meisten Fällen keine Schnecken sind. Auch hierfür ist der Lias mit seinen dunklen, tonigen Sedimenten, die zudem reich an organischem Kohlenstoff sind, ein gutes Beispiel, oder die Tone der Unterkreide am Deister, in denen man manchmal massenhaft „goldene“ Ammoniten finden kann.

Abb. 5 Übertage anstehendes Steinkohlenflöz zwischen Sandsteinlagen. Südrand des Ruhrgebiets bei Witten-Heven. Bild: aus [22].

Lithostratigrafie: das Übereinander von Gesteinspaketen

Schon in den Anfängen der Geologie gab es Versuche, das Übereinander verschiedener Gesteinspakete deutend zu erfassen. Manchmal hatte das auch praktische Bedeutung, beispielsweise, wenn man Kohleflöze (Abb. 5) verfolgen wollte, die zwischen Sandsteinen eingeklemmt waren. Diese Lithostratigrafie, wie wir das heute nennen, hat zu geologischen Systemen geführt, die durch ihre Gesteine charakterisiert sind wie etwa Buntsandstein und Muschelkalk. Beginnen musste man allerdings mit einzelnen Gesteinsbänken, deren petrografische Zusammensetzung man erfassen konnte; mit den eventuell darin vorkommenden Fossilien gab es Kriterien, die als relative Zeitmarken verwendbar waren, weil in den unten liegenden Schichten andere Formen vorkamen als in denen weiter oben.

Wenn Schichten von einer Gebirgsbildung betroffen werden, können sie in Falten gelegt oder durch die Tektonik verschuppt und zerrissen, danach vielleicht abgetragen werden, manchmal sogar so weit, dass die Landschaft schließlich ganz eingeebnet wird. Die anschließend darauf abgelagerten Schichten einer neuen Epoche bilden einen Winkel mit ihrer Unterlage, es entsteht eine Diskordanz (Abb. 6). Damit sind Diskordanzen auch relative Zeitmarken, die man für die Gliederung der Erdgeschichte verwenden kann, wobei zwischen unten und oben meist beträchtliche Zeiträume anzunehmen sind.

Abb. 6 Diskordanz. Im unteren Bilddrittel sind schräggestellte Schichten zu sehen, die von horizontalen Schichten überlagert werden (Bildmitte). Zwischen beiden liegt der Zeitraum, in dem die ursprünglich ebenfalls horizontalen Schichten (unten) durch eine Gebirgsbildung gefaltet oder gekippt und nachfolgend eingeebnet wurden. Bild: aus [22].

Zeit vergeht auch während der Verwitterung, durch die unter Beteiligung von Organismen Böden entstehen können und so sind Böden ebenfalls relative Zeitmarken der Erdgeschichte; die bekanntesten sind die Lehme in den Lössprofilen des Quartärs, die zugleich Indikatoren für warmes Klima bilden (Abb. 7), während der Löss selbst die Kaltzeiten dokumentiert. Böden, die nicht unbedingt wie Böden aussehen, weil ihnen die organische Substanz fehlt, lassen sich aber auch anhand anderer Kriterien nachweisen; dazu gehören Änderungen im Mineralspektrum eines Bodenprofils, etwa die verwitterungsbedingten Tonminerale oder die Anreicherung bestimmter Elemente in den tieferen Partien, aber auch strukturelle Merkmale, die zum Beispiel noch das Muster früherer Wurzeln erkennen lassen. Fossile Böden kennt man aus dem Rotliegend und dem Buntsandstein, wo sie sogar Eingang in die Gliederung der Schichten gefunden haben. Die Versuche ihrer Rekonstruktion gehen mittlerweile bis in das Präkambrium zurück, obwohl man da ja noch nicht mit einer Besiedlung des Festlands durch Pflanzen rechnen kann.

Abb. 7 Zu den bekanntesten fossilen Böden gehören die Lagen von Lösslehm (braun) im Löss (hellgelb). Hier sind am Kaiserstuhl mehrere Böden aufgeschlossen, die auch den Wechsel zwischen den Kalt- und Warmzeiten des Quartärs dokumentieren. Bild: aus [21].

Wesentlich kurzfristigere Ereignisse sind in vielen Fällen die Ausbrüche explosiver Vulkane, deren feinkörnige Lockerprodukte zum Beispiel in Form von Aschen innerhalb von manchen Schichten nachweisbar sind. Der Ausbruch des Mt. St. Helens vom Mai 1980 hatte seine Aschen damals über mehrere Staaten der USA verteilt und damit eine sehr präzise Zeitmarke hinterlassen. Solche Zeitmarken kennen wir aus vielen Schichten innerhalb der gesamten Erdgeschichte, sie lassen sich anhand ihrer mineralogischen Zusammensetzung, die sozusagen den Fingerabdruck liefert, genau kennzeichnen und in jüngeren Ablagerungen auch mit physikalischen Methoden datieren. Diese Form der Schichtengliederung wird als Tephrostratigrafie bzw. Tephrochronologie bezeichnet. Tephra umfasst alle unverfestigten vulkanischen Lockerprodukte, die verfestigten nennt man Tuffe. Besonders bekannt ist die Tephra des letzten Ausbruchs vom Laacher See-Vulkan, die vor 12.900 Jahren über ganz Europa verbreitet wurde. Die geologischen Schichtenfolgen sind aber voll von solchen Zeitmarken, vorausgesetzt, man erkennt sie. Ein gutes Beispiel dafür sind die Arbeiten von J. Winter [10], der früher immer als „Letten“ bezeichnete Einlagerungen im Devon der Eifel als umgebildete vulkanische Aschenlagen erkannt und anhand der darin enthaltenen Zirkone individuell charakterisieren konnte. Hier zeigt sich eine anorganische Parallele zu den Leitfossilien der Biostratigrafie, die es ermöglicht, Schichten über weite Strecken miteinander zu korrelieren.

Die heute am häufigsten genutzte Methode zur Gliederung von Schichten hängt mit den ständigen Schwankungen des Meeresspiegels zusammen, die auch das Ablagerungsgeschehen in den überwiegend marinen Sedimenten der geologischen Vergangenheit gesteuert haben und bis heute steuern. Die Methode heißt Sequenz-Stratigrafie und beruht letztlich auf der Tatsache, dass sich bei fallendem und steigendem Meeresspiegel jeweils andere Ablagerungen bilden bis hin zu solchen, die im Auftauchbereich entstehen. Die im Ansatz schon 1906 von Eduard Suess erkannte weltweite Gleichzeitigkeit von Meeresspiegelschwankungen wurde anhand ihrer Hinterlassenschaften überprüft und durch verschiedene Methoden in eine zeitliche Abfolge gebracht. Haq, Hardenbol und Vail haben die Ergebnisse in einer grundlegenden Arbeit zusammengefasst [11], mit der man nun eine entsprechende Basis für die letzten 250 Millionen Jahre an der Hand hat. Der Vorteil ist, dass sich sowohl Schicht- als auch Erosionsgrenzen mit geophysikalischen Verfahren selbst in Bohrprofilen relativ einfach über riesige Areale verfolgen lassen.

Charakteristische Muster lassen sich auch in der Abfolge der Magnetisierung von Gesteinen erkennen, die auf eine vielfache Änderung des Erdmagnetfelds während der gesamten Erdgeschichte hinweist. Die Ursache dafür wird in Turbulenzen des flüssigen äußeren Erdkerns vermutet, die aber zu unregelmäßigen Abständen bei der Umkehrung des Feldes geführt haben. So ergeben sich unterschiedliche Zeitabstände, in denen sich die Magnetisierungsrichtung geändert hat; diese Abstände stellt man meist mit einem Wechsel von schwarzen und weißen Strich- bzw. Balkensignaturen dar, sodass sich ein ähnliches Muster ergibt wie beim Strichcode für Registrierkassen. Bei dieser als Paläo-Magnetismus bekannten Erscheinung werden in erster Linie die magnetischen Minerale in Basaltschmelzen entsprechend dem gerade herrschenden Magnetfeld der Erde angeordnet und bei deren Abkühlung quasi eingefroren. Um zu Altersdaten zu kommen, muss man die betreffenden Gesteine allerdings noch mit einer physikalischen Methode datieren; wenn man das datierte Strichcode-Muster aber zeitlich eingeordnet hat, lässt es sich über weite Strecken verfolgen. Dies funktioniert auch bei Sedimenten, falls diese magnetisierbare Minerale enthalten.

Stratigrafie: geologische Schichten und ihre Bezeichnungen

Schon im 17. Jahrhundert war der dänische Universalgelehrte Nicolaus Steno (1638 – 1686) der Ansicht, dass die Gesteine so übereinander lagern, wie sie zeitlich nacheinander entstanden sein mussten. Nach diesem „Lagerungsgesetz“ verfahren die Geologen noch heute. Begrifflich wurden dabei im Laufe der Zeit viele unterschiedliche Namen für Gesteinseinheiten geprägt, mit denen man den zeitlichen Verlauf der Erdgeschichte beschreiben kann: Ären, Systeme, Gruppen, Formationen, Schichtglieder und Schichten. Die Bezeichnungen für geometrisch fassbare Gesteinskörper sind also vielfältig und sie werden keineswegs immer eindeutig verwendet. An ihrer Präzisierung arbeiten Stratigrafische Kommissionen, die sich von Zeit zu Zeit treffen und vereinbaren, wie man geologische Schichten sinnvoll benennen, definieren und voneinander abgrenzen kann.

Eine alte, einfache Zählweise unterschied monti primari, secundari und terziari (Arduino 1714–95). Diese Unterscheidung hatte das Übereinander von spezifisch unterscheidbaren Gesteinspaketen zur Grundlage, sie orientierte sich dabei sowohl an deren Lagerungsverhältnissen als auch an der Ausbildung von Gesteinen bzw. dem Grad ihrer Verfestigung. Das wirkt in der Vorstellung über geologische Zeiträume bis heute nach: der harte Gneis, den die Pioniere den monti primari zuordneten, gilt geologisch nicht geschulten Betrachtern noch immer als besonders alt, während unverfestigte Sande in aller Regel für jung gehalten werden. Beides trifft nicht notwendigerweise zu, weil der Verfestigungsgrad allein von den Bedingungen der Diagenese abhängt: Die 300 Millionen Jahre alten Moskauer Braunkohlen sind aufgrund ihrer Position noch immer Braunkohlen und die nur 30 Millionen Jahre alten Pechkohlen in der Molasse des Alpenvorlands haben wegen des Gebirgsdrucks bereits das Steinkohlenstadium erreicht. Es gibt geologisch alten Kalkschlamm oder Mergel, aber auch ganz junge, bereits zu hartem Kalkstein verfestigte „beach-rocks“ mit Cola-Flaschen als Leitfossilien, die also erst nach 1945 entstanden sein können.

Dass man Schichten ähnlich wie übereinander gestapelte Bretter auffassen konnte, hatte unter anderem der als „Schichten-Smith“ in die Literatur eingegangene britische Landvermesser William Smith (1769 – 1839) im England des frühen 19. Jh. gezeigt, als er Schichten entlang von binnenländischen Schifffahrtskanälen verfolgte. Auf dem Kontinent hatten Johann Gottlob Lehmann (1719 – 1767) und Georg Christian Füchsel (1722 – 1773) im 18. Jahrhundert in Thüringen vorkommende Schichtenstapel feiner gegliedert und sogar entsprechende Profile dazu gezeichnet – und schon damals tauchte der Begriff „Formation“ dafür auf. Wenn Viktor Scheffel schrieb, dass „ein sehr bedenklicher Ton in der Liasformation eingerissen“ sei, dann stimmt das mit diesem ursprünglichen Begriff nicht mehr überein, denn der als Zeiteinheit aufzufassende Jura besteht aus vielen unterscheidbaren Formationen, die man im heutigen Sinne als durch ihre spezifischen Gesteine abgrenzbare und damit kartierbare Einheiten auffasst. Insofern spielt die Fazies (vereinfacht: die Summe aller Eigenschaften eines Gesteins einschließlich der darin eventuell vorkommenden Fossilien) eine wesentliche Rolle bei der Abgrenzung: Es ist auch für Nicht-Geologen einsichtig, dass man Gesteinskörper aus Sandstein von solchen aus Ton- oder Kalksteinen abgrenzen kann.

Der Sprachgebrauch ist aber nicht immer eindeutig und die nach heutigen Maßstäben fachlich korrekten Termini sind nicht immer einfach zu handhaben. Was jedem geologisch Interessierten als „Buntsandstein“ geläufig ist, muss der Fachmann eigentlich als „Buntsandstein-Gruppe“ bezeichnen.

Heute gilt eine Unterteilung, die mit Ären oder Ärathemen beginnt, denen als nächste Untereinheit die Systeme/Perioden, dann die Serien/Epochen und weiter die Stufen folgen, die im Einzelfall auch als Gruppen bezeichnet werden, die ihrerseits in Formationen und schließlich in Schichten weiter untergliedert sein können – aber das geschieht regional oft recht unterschiedlich und es ist auch noch nicht für alle geologischen Zeiteinheiten bzw. überall konsequent durchgeführt worden bzw. durchführbar. Ein Beispiel für eine solche, konsequent durchgeführte Gliederung unterscheidet:

Es gibt noch immer eine Vielzahl unterschiedlicher Gliederungen, über die man sich anhand der Stratigraphischen Tabelle von Deutschland [12] informieren kann. Dort findet man auch – nicht ganz konsequent – für die Buntsandstein-Gruppe beispielsweise den Begriff „Folge“, der nach der oben aufgezeigten Gliederung eigentlich durch „Formation“ ersetzt werden müsste. Diese „Folgen“ sind wahrscheinlich eine mentale Folge der vorangegangenen, naturgesetzmäßigen Salzgesteinsfolgen des Zechsteins, die dort weiterhin so bezeichnet werden.

Im vorliegenden Buch haben die Herausgeber darauf verzichtet, die einzelnen Beiträge konsequent der modernen Terminologie anzupassen, auch weil uns der Leserkreis mit den gängigen Begriffen Buntsandstein, Muschelkalk oder Keuper hinreichend genau über die jeweilige stratigrafische Position informiert scheint. Wer es genauer wissen will, sollte die „Stratigraphische Tabelle von Deutschland“ zu Rate ziehen, die allerdings auch weiterhin Änderungen unterworfen bleiben wird [12].

Vom Alter der Erde – wie man zu Milliarden Jahren kommt

Milliarden sprechen zeitliche Dimensionen an, die selbst für studierte Geologen eigentlich nicht fassbar sind. Aber wir brauchen ein Zeit-Raster, um die natürlichen Zeugnisse der Geschichte unseres Planeten einigermaßen sinnvoll einordnen zu können: das sind einmal die Gesteine, und zum anderen die Fossilien, die uns mit ihren Bauplan-Änderungen dazu anregen, die Evolution alles Lebendigen auch in Form eines zeitlichen Ablaufs zu verfolgen.

Für die Evolution der Gesteine ist die Zeit eher nachrangig, weil wir inzwischen gelernt haben, dass sich nahezu alle Gesteine zu allen Zeiten der Erdgeschichte bilden können – bis heute. Ausnahmen sind darunter nur die Sedimente, die sich als Folgeprodukte aus allen ursprünglich magmatischen Gesteinen der Anfangszeit entwickelt und die damit auch eine Art von Evolutionsprozess durchlaufen haben. Ein Beispiel dafür sind Grauwacken, die sich durch ständiges Recycling in reine Quarzsandsteine verwandelt haben.

Im Übereinander unterschiedlicher Gesteine begreifen wir in erster Näherung auch ein zeitliches Nacheinander – im Kapitel zur Lithostratigrafie haben wir bereits mehr darüber erfahren. Fossilien in den Gesteinen halfen dann, die Zeitachse zu verfeinern: Das war der Anfang einer Teildisziplin, die später Biostratigrafie genannt wurde, und damit konnte man Schichten in eine relative zeitliche Abfolge einordnen. Mit zunehmender Sammeltätigkeit erkannte man auch bald, dass sich damit viele Schichten sogar weltweit wiedererkennen ließen.

Und man lernte auch bald, dass viele Fossilien mit heute noch lebenden Tieren und Pflanzen Ähnlichkeit hatten. Die Fülle der Funde führte dann zu Form-Vergleichen, aus denen sich – zunächst noch sehr grob – „Stammeslinien“ konstruieren ließen. Mit einer entsprechenden Menge an Individuen ließ sich schließlich sogar „Bevölkerungsstatistik“ betreiben. Biologen und Geologen ergänzten sich vor allem im frühen 19. Jahrhundert nahezu ideal. Allmählich ließ sich eine stetige Evolution der Organismen begründen, die die zuvor von Cuvier postulierten Revolutionen in der Organismenwelt ablösten. Cuvier hatte die Fossilien des Pariser Beckens anhand ihrer Schichtenfolge episodisch aussterben lassen und sie dann im nächst jüngeren Abschnitt durch völlig neue ersetzt gesehen. Heute haben wir genügend Material, diesem Katastrophismus mit guten Argumenten zu begegnen. Außerdem können wir mit einer guten statistischen Basis zeigen, welche Organismengruppen in welcher Zeit besonders häufig gewesen sind und auch, dass manche von ihnen nur während einer begrenzten Zeitspanne gelebt hatten: Das führte letztlich dazu, die großen Zeitabschnitte des Paläozoikums, Mesozoikums und Känozoikums zu begründen. Deren Zeitgrenzen sind durch bedeutende Änderungen in der Lebewelt begründet, die sich teilweise auch als Massenaussterbeereignisse interpretieren lassen (s. a. den folgenden Abschnitt sowie Kap. 16). Die Evolution hat aber in fast allen Fällen auch da mit einer Änderung der Baupläne reagiert. Die überlebenden Formen konnten in der Folge die durch die Aussterbeereignisse leer gewordenen ökologischen Nischen meistens schnell wieder besetzen.