Perm (Geologie)

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 Zechstein und des Rotliegend 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.

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).

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.

• System: Perm (298,9–251,9 mya)
  • Serie: Lopingium (Oberes Perm) (259,9–251,9 mya)
    • Stufe: Changhsingium (254,2–251,9 mya)
    • Stufe: Wuchiapingium (259,9–254,2 mya)
  • Serie: Guadalupium (Mittleres Perm) (272,3–259,9 mya)
    • Stufe: Capitanium (265,1–259,9 mya)
    • Stufe: Wordium (268,8–265,1 mya)
    • Stufe: Roadium (272,3–268,8 mya)
  • Serie: Cisuralium (Unteres Perm) (298,9–272,3 mya)
    • Stufe: Kungurium (279,3–272,3 mya)
    • Stufe: Artinskium (290,1–279,3 mya)
    • Stufe: Sakmarium (295,5–290,1 mya)
    • Stufe: Asselium (298,9–295,5 mya)

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.

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] wobei Teile des heutigen Australien offenbar von allen Festlandsbereichen am längsten von Eiskappen bedeckt waren.[6] 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.[7] Im Verlauf des Perm entstanden die reichsten Salzlagerstätten der Erdgeschichte.

Nach dem Abklingen des Permokarbonen Eiszeitalters zeichnete sich der Trend zu einem stabilen Warmklima ab, der jedoch von einer starken Umweltveränderung vor 260 Millionen Jahren unterbrochen wurde. Die in der Forschung bereits länger bekannte und vom Ausmaß her unterschiedlich beurteilte Abnahme der Biodiversität in tropischen Gewässern war nach neueren Erkenntnissen ein globales Ereignis, das im Capitanium-Massenaussterben gipfelte. Als Ursache wird ein massiver Kohlenstoffdioxid- und Schwefeldioxid-Eintrag in die Ozeane mit Bildung anoxischer Zonen und starker Versauerung des Meerwassers angenommen. Ein direkter Zusammenhang mit den zeitgleich auftretenden Flutbasalten des Emeishan-Trapps im heutigen Südchina gilt in der Forschung als sehr wahrscheinlich.[8] Die unterschiedlich stark ausgeprägten Aktivitätszyklen des Trapps dauerten wahrscheinlich knapp zwei Millionen Jahre und bedeckten in dieser Zeit ein Gebiet von mindestens 250.000 km² mit basaltischen Ablagerungen.[9][10] Obwohl das Aussterbeereignis vor allem die marine Fauna aller Klimazonen in Mitleidenschaft zog, nahm auch die Artenvielfalt der Landwirbeltiere deutlich ab. Es wird angenommen, dass während der Capitanium-Krise über 60 Prozent der Arten und 33 bis 35 Prozent der Gattungen ausstarben.[11]

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 teilweise mehrere Kilometer dick 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 Asteroideneinschlags diskutiert.[12] 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.[13] 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.[14][15] 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, Schwefelwasserstoff oder Methan an die Atmosphäre abgaben.[16][17] Die Gesamtdauer des Massenaussterbens wurde bis vor kurzem mit 1 Million bis 200.000 Jahre angegeben, während aktuellere Forschungen zunächst einen Zeitraum von etwa 60.000 Jahren postulierten. Nach einer 2018 veröffentlichten Studie fand das Aussterbeereignis innerhalb von maximal 30.000 Jahren statt, möglicherweise beschränkt auf wenige Jahrtausende,[18] und konnte mittels präziser Datierungsmethoden dem obersten Perm vor 251,94 Millionen Jahren zugeordnet werden.[19]

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.[20] 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.

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.[21]

• Wolfgang Oschmann: Evolution der Erde. Geschichte der Erde und des Lebens. Haupt Verlag, Bern 2016 (UTB basics; 4401), ISBN 978-3-8252-4401-9, S. 191–210.
• 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

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Wiktionary: Perm – Bedeutungserklärungen, Wortherkunft, Synonyme, Übersetzungen

• Palaeos.com
• spektrumdirekt: Ungewöhnliches Ende einer Eiszeit
• Geoparc Bletterbach – Canyon mit Aufschluss von Perm und früher Trias
• Beispiele für Perm-Fossilien
• International Chronostratigraphic Chart 2020/03 (PDF; 680 kB)

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. Jahrgang, Nr. 5808, Januar 2007, S. 87–91, doi:10.1126/science.1134207 (englisch). Alternativer Volltextzugriff: UNL.
6. John L. Isbell, Lindsey C. Henry, Erik L. Gulbranson, Carlos O. Limarino, Margaret L. Fraiser, Zelenda J. Koch, Patricia L. Ciccioli, Ashley A. Dineen: Glacial paradoxes during the late Paleozoic ice age: Evaluating the equilibrium line altitude as a control on glaciation. In: Gondwana Research. 22. Jahrgang, Nr. 1, Juli 2012, S. 1–19, doi:10.1016/j.gr.2011.11.005 (englisch, researchgate.net [PDF]).
7. Neil J. Tabor: Wastelands of tropical Pangea: High heat in the Permian. In: Geology. Band 41, Nr. 5, 2013, S. 623–624, doi:10.1130/focus052013.1 (englisch, geoscienceworld.org).
8. David P. G. Bond, Paul B. Wignall, Michael M. Joachimski, Yadong Sun, Ivan Savov, Stephen E. Grasby, Benoit Beauchamp, Dierk P. G. Blomeier: An abrupt extinction in the Middle Permian (Capitanian) of the Boreal Realm (Spitsbergen) and its link to anoxia and acidification. In: GSA Bulletin (Geological Society of America). 127. Jahrgang, Nr. 9–10, September 2015, S. 1411–1421, doi:10.1130/B31216.1 (englisch, researchgate.net [PDF]).
9. He Bin, Yi-Gang Xu, Xiao-Long Huang, Zhen-Yu Luo, Yu-Ruo Shi, Qi-Jun Yang, Song-Yue Yu: Age and duration of the Emeishan flood volcanism, SW China: Geochemistry and SHRIMP zircon U-Pb dating of silicic ignimbrites, post-volcanic Xuanwei Formation and clay tuff at the Chaotian section. In: Earth and Planetary Science Letters. 255. Jahrgang, März 2007, S. 306–323, doi:10.1016/j.epsl.2006.12.021 (englisch, researchgate.net [PDF]).
10. J. Gregory Shellnutt: The Emeishan large igneous province: A synthesis. In: Geoscience Frontiers (Elsevier). 5. Jahrgang, Nr. 3, August 2016, S. 369–394, doi:10.1016/j.gsf.2013.07.003 (englisch).
11. David P. G. Bond, Stephen E. Grasby: On the causes of mass extinctions. In: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 478. Jahrgang, Nr. 15, Juli 2017, S. 3–29, doi:10.1016/j.palaeo.2016.11.005 (englisch, core.ac.uk [PDF]).
12. 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 (mantleplumes.org [PDF]).
13. Borja Cascales-Miñana, Christopher J. Cleal: The plant fossil record reflects just two great extinction events. In: Terra Nova. Band 26, Nr. 3, Juni 2014, S. 195–200, doi:10.1111/ter.12086.
14. 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. In: Geology. 40. Jahrgang, Nr. 3, Januar 2012, S. 195–198, doi:10.1130/G32707.1 (englisch, gsapubs.org).
15. 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 (englisch).
16. Mass extinctions: Peter Ward: The microbes strike back, New Scientist 9. Feb. 2008; Spiegel, 2009.
17. 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.
18. Shu-Zhong Shen, Jahandar Ramezani, Jun Chen, Chang-Qun Cao, Douglas H. Erwin, Hua Zhang, Lei Xiang, Shane D. Schoepfer, Charles M. Henderson, Quan-Feng Zheng, Samuel A. Bowring, Yue Wang, Xian-Hua Li, Xiang-Dong Wang, Dong-Xun Yuan, Yi-Chun Zhang, Lin Mu, Jun Wang, Ya-Sheng Wu: A sudden end-Permian mass extinction in South China. In: GSA Bulletin (The Geological Society of America). September 2018, doi:10.1130/B31909.1 (englisch).
19. Seth D. Burgess, Samuel A. Bowring, Shuzong Shen: High-precision timeline for Earth’s most severe extinction. In: PNAS. 111. Jahrgang, Nr. 9, 2014, doi:10.1073/pnas.1317692111 (englisch, pnas.org).
20. Frey und Lösch, S. 94
21. Frank Körnerː Klima- und Sedimentationsmuster des peri-tethyalen, kontinentalen Perms – interdisziplinäre Studien an red beds des Lodève Beckens (S-Frankreich). Fakultät für Geowissenschaften, Geotechnik und Bergbau der Technischen Universität Bergakademie Freiberg, 2005. (PDF)