Chronologie der Erdgeschichte

Der Superkontinent Kenorland begann ab 2500 mya auseinander zu brechen. Aus den Bruchstücken bildete sich später u. a. der Großkontinent Arctica mit dem Kanadischen Schild, Wyoming-Kraton und Sibiria-Kraton.

Im Siderium bildeten sich weitere Kratone, geologische Provinzen, Formationen sowie magmatische Plutonite und Vulkanite.

Zu den neu gebildeten Kratonen und Schilden zählen u. a. der Nordchina-Kraton (um 2500 mya) und die nördliche Borborema-Provinz/Brasilien (ab 2350 mya).

Bedeutsame Sedimentbecken und geologische Formationen sind

• die Soudan-Iron-Formation (2700 mya) im NO Minnesotas/USA in der Oberer-See-Region bestehen aus Carbonaten und Bändererzen, welche eine bedeutende Lagerstätten beinhalten.
• die Nordamerikanische Marquette Range Supergroup. Diese Sedimentformation entwickelte sich ab 2600 mya in einem Grabenbruch am SO-Rand des Oberer Sees (engl. Lake Superior)/USA und besteht aus einer mächtigen vulkano-sedimentären Klastensequenz.
• das Animikie-Becken in Minnesota/USA entstand ab etwa 2500 mya als Grabenbruch in der ehemaligen Kollisionszone des Algoman Orogens, das im Neoarchaikum ab 2700 mya entstand. In diesem Becken lagerten sich bis zu 10 km mächtige Sediment- und untergeordneter Vulkanitgesteine ab, in denen mehrere Bändererz-Formationen und bedeutende Erz-Lagerstätten enthalten sind.
• die ab 2480 mya entstandene Huronian Supergroup ist eine geologische Formation auf dem Kanadischen Schild zwischen Ontario und Québec und besteht aus niedrig metamorphierten Sedimenten und magmatischen Gesteinen.
• das Hamersley-Becken in Westaustralien mit der Turee Creek Group (ab 2450 mya). Die bis zu 10 km mächtigen Ablagerungen, in denen bedeutende Lagerstätten enthalten sind, u. a. mit Bändererzen, Dolomiten, Carbonaten und div. vulkano-sedimentären Klasten.

Zwischen 2500 und 2400 mya intrudierten mehrere größere Batholithe und Dykes, wie der Closepet-Granit im Dharwar-Kraton/Indien, der Mistassini-Gangschwarm und der Matachewan-Gangschwarm im Superior-Kraton/Nordamerika. In dem Yilgin-Kraton intrudierte die Widgiemooltha Dyke Suite, etwa zeitgleich drangen in den Zimbabwe-Kraton die Sebangwa Poort dykes ein. Paläogeographische Rekonstruktionen lassen auf eine Nachbarschaft dieser Kratone schließen. Diese Gangschwärme erzeugten Magmatische Großprovinzen (engl. Large igneous province (LIP)) und stellten möglicherweise die ältesten bekannten Superplume-Ausbrüche dar.

Durch einen Asteroideneinschlag entstand vor ca. 2400 mya der Suavjärvi crater in der russischen Republik Karelien. Er hatte ursprünglich einen Durchmesser von ca. 16 km und ist der älteste bekannte Impaktkrater der Erde.

Die Bildung von Bändererzen (BIF) erreichte ihren Höhepunkt.

In den Ozeanen wurde weiterhin zweiwertiges (Fe²⁺) in dreiwertiges (Fe³⁺) Eisen und Schwefelwasserstoff (H₂S) bzw. dessen Sulfide in Sulfate umgewandelt, und freier Sauerstoff (O₂), konnte sich kaum in der Erdatmosphäre anreichern. Jedoch ging die seit etwa 3400 mya existierende Zweite Erdatmosphäre allmählich über in die Dritte Erdatmosphäre.

Während des Paläoproterozoikums entwickelte sich das noch einzellige Leben weiter. Aus einfachen Bakterien entwickelten sich die ersten komplexen Einzeller mit Organellen (Strukturen mit speziellen Funktionen) und später auch mit einem Zellkernen, die dann als Eukaryoten bezeichnet werden.

Die geologische Entwicklung setzte sich fort u. a. mit der Entstehung weiterer Kratone, magmatischen Ereignissen, gebirgsbildenden Prozessen und Ausformung von Becken.

Um 2100 mya entstanden der Río de la Plata-Kraton in Argentinien und Uruguay und der Westafrika-Kraton/NW Afrika.

Der Superkontinent Columbia begann sich ab 2100 mya zu formieren, wobei die folgenden gebirgsbildenden Ereignisse entstanden

• die Transamazonas-Orogenese (engl. Transamazonian orogeny) in Südamerika (ab 2130 mya) entstand infolge der Akkretion von mehreren Krustenblöcken, wodurch der São Francisco Craton gebildet wurde.
• die Eburnische-Orogenese (engl. Eburnean orogeny) in Westafrika (ab 2200 mya) umfasst eine Serie von tektonischen, magmatischen und metamorphen Ereignissen am Westafrika-Kraton durch die Ahaggar-Berge (engl. Hoggar mountains) entstanden.

Am Rand des Transvaal-Beckens intrudierte um 2060 mya der Bushveld-Komplex/Südafrika. Er ist einer der weltweit größten Komplexe basischer Schmelzen der Erde und ist gekennzeichnet durch seine magmatischen Lagergänge (engl. Layered Intrusions), in denen überaus reichhaltige Erzvorkommen der Platinmetall-Gruppe (PMG) enthalten sind.

Bedeutsame Sedimentbecken und geologische Formationen bildeten sich ab 2200 mya beispielsweise in

• Australien das Ashburton-Becken und das Yerida-Becken mit reichen Erzvorkommen.
• Gabun/Afrika das Franceville-Becken in mit großen Uranvorkommen, in denen erstmals natürliche Kernreaktionen nachgewiesen wurden.
• der Region Transbaikalien/Russland der Udokan-Komplex als eine sedimentäre, tektonisch metamorphierte Formation in einem intrakratonischen Becken, in sich dem eine der weltgrößten Lagerstätten für Kupfer (Cu) befindet.

Ab ca. 2200 mya traten erste Rotsedimente und Anhydrite auf den Kontinenten auf. Sie gelten als Hinweis für terrestrische Ablagerungen unter oxidierenden Bedingungen, die nur bei Anreicherung von Sauerstoff in der Atmosphäre stattfinden konnten.

Ab ca. 2300 mya sanken die Konzentrationen von Eisen(II) (Fe2+) und Schwefelwasserstoff (H₂S) bzw. dessen Sulfide und damit auch deren Oxidation. Sauerstoff (O₂) konnte sich in den Ozeanen anreichern, aber kaum in die Erdatmosphäre entweichen. Diese Entwicklung führte zur 3. Atmosphäre mit der Großen Sauerstoffkatastrophe (engl. Great Oxygenation Event). In der ersten Stufe dieses Prozesses, die bis 900 mya dauerte, stieg die Sauerstoffkonzentration der Atmosphäre auf ungefähr 3 % an.

Die Erde ging einer weiteren Eiszeit, der Paläoproterozoischen Vereisung, auch Huronische Eiszeit genannt, entgegen. Sie begann um 2300 mya und dauerte mit mehreren Phasen ca. 300 Millionen Jahre. Die Erde war vermutlich fast völlig zugefroren (Schneeball Erde). Nachweise lassen sich finden in Südkanada, Wyoming, Finnland, Südafrika und Indien. Die Sauerstoffproduktion in den Ozeanen nahm während des Ausklingens der Huronische Eiszeit wieder zu.

In der Transvaal-Supergroup/Südafrika sind 2300 bis 2200 mya alte Stromatolithe und fädige Cyanobakterien erstmals mit Heterocysten enthalten. Diese dienen als Schutz von sauerstoffempfindlichen Enzymen gegen Sauerstoff und somit als Nachweis von erstem freiem Sauerstoff im Milieu.

Um 2100 mya könnten mit der fädigen, spiraligen Grypania aus der Marquette-Formation/Michigan USA und der scheibenförmigen, dreidimensionalen Gabonionta aus Gabun/Westafrika vermutlich die derzeit ältesten bekannten makroskopischen mehrzelligen Organismen existiert haben. Die Interpretationen und Datierungen sich nicht unbestritten.

Die exogenen und endogenen Prozesse der Lithosphäre setzten sich fort.

Ab ca. 2000 mya existierte der Kontinent Atlantica durch die Vereinigung des Westafrika-Kratons mit dem Kongo-Kraton in Afrika sowie des Guyana-Kratons, Amazonas-Kratons, Sao Francisco-Kratons und Río de la Plata-Kratons in Südamerika. Ab ca. 1800 mya wurden diese Landmassen Bestandteile des Superkontinents Columbia.

Gebirgsbildende Ereignisse waren ab ca. 2000 mya beispielsweise

• das Capricorn Orogen zwischen den Pilbara- und Yilgarn-Kratonen, wodurch der Westaustralische Kraton entstand.
• die Proterozoic Central Indian Tectonic Zone (CITZ), durch die das Aravalligebirge (engl. Aravalli Range) in Nordwestindien durch die Kollision des Bundelkhand-Kraton mit dem Marwar-Kraton hervorging.
• die Fennoskandinavische Orogenese (engl. Svencofennian orogeny) auf der Nordeuropäischen Halbinsel, welche als Abfolge von Subduktionsereignissen und Akkretion von Inselbögen angesehen wird. Aus ihr formte sich ein Großteil der kontinentalen Kruste im heutigen Schweden und Finnland sowie kleinere Teile im NW-Russlands.
• die Wopmay-Orogenese (engl. Wopmay orogen), die durch die Kollision zwischen dem Hottah-Terran, nördlich des Hottah-Lake, einem Inselbogen und dem archaischen Slave-Kraton entstand.
• die Trans-Hudson orogeny bildete sich durch die Kollision der Hearne-Rae-, Superior- und Wyoming-Kratone und war das wichtigste Gebirgsbildungsereignis, das den Kanadischen Schild, den Nordamerikanischen Kraton (auch Laurentia genannt) und damit den nordamerikanischen Kontinent bildete.
• die Penokean-Orogenese (engl. Penokean-orogeny) erstreckt sich am Lake Superior/Nordamerika. Der Kern dieser Orogenese ist der Churchill-Kraton, der infolge mehrerer Kollisionen von Inselbögen und Terranen mit dem nordamerikanischen Kraton entstand. Die Orogenese führte zur Bildung der Kontinente Nena und Arctica, die später mit anderen Kontinenten zum Superkontinent Columbia verschmolzen.

Bedeutsame Becken und Formationen sind

• der Vredefort-Krater in Südafrika, der um 2000 mya durch den bisher größten identifizierten Einschlagkrater eines Asteroiden auf der Erde mit einem anfänglichen Durchmesser von ca. 300 km entstand. Dieser Impakt, der im Witwatersrand-Becken (engl. Witwatersrand basin) niederging hatte gravierende Auswirkungen auf Beckenstruktur und die darin abgelagerte Transvaal-Supergroup. Im Zentrum des Kraters wurden die halbkreisförmigen Witwatersrand-Höhenzüge aufgeworfen.
• die Animikie-Group (ab 1900 mya) im Animikie-Becken mit der Biwabik Iron-Formation und der Gunflint Iron-Formation. Diese Formationen zeichnen sich insbesondere durch die hohen Gehalte an Bändererzen aus.
• das Sudbury-Becken in Ontario/Kanada, das um 1850 mya durch den zweitgrößten bekannten Asteroiden-Impakt mit einem ursprünglichen Durchmesser von 250 km erzeugt wurde. Es enthält neben vulknao-sedimentären Ablagerungen reichhaltige Erzlagerstätten. Der Impakt durchschlug die Gunflint-Formation.

Die Erdatmosphäre war weiterhin charakterisiert durch die sog. Dritte Atmosphäre. Der Gehalt an freiem Sauerstoff (O₂) war mit ca. 3 % noch gering.

In den Begleitgesteinen (i.w. Cherts) der Gunflint-Formation/Kanada befinden sich 2000 bis 1900 mya alte Mikrofossilien-Gruppe Acritarcha mit hoher morphologischer Breite und Vielfalt, die von einfachen sphäroidalen Formen bis hin zu solchen mit komplex skulpturierten und mit Fortsätzen versehenen Schalen reicht. Die Zellgröße befindet sich typischerweise im Bereich von 10 bis 50 µm; sie sind damit deutlich größer als Bakterien. Diese Lebewesen dienen häufig als Leitfossil in der Biostratigraphie und könnten als Eukaryoten oder Übergang von Prokaryoten zu den Eukaryoten gedeutet werden.

Geodynamische Prozesse führten zur weiteren Bildung von Gebirgen, Becken, geologischen Formationen und Akkretionen.

Die Akkretion von Kratonen und Kontinentalblöcken zum Superkontinent Columbia kam um 1800 mya zum Abschluss. Er bestand dann aus den Atlantica-Landmassen, den Kontinenten Laurentia, Baltica, Sibiria und Ostantarktika sowie den kratonischen Blöcken Indiens und Westaustraliens. An den Rändern von Columbia fanden jedoch noch bis 1300 mya weitere Subduktions- und Akkretionsprozesse statt, deren Terrane weltweit detektiert werden können. Ab etwa 1730 mya bildete sich während der Kimban-Orogenese der Mawson-Kraton, auch Mawson-Kontinent, der den heutigen Gawler-Kraton (siehe auch Grawler Ranges) in Südaustralien und einen Teil des Ostantarktischen Kratons umfasst.

Bedeutende Becken und Formationen waren beispielsweise

• das ab 1750 mya alte MacArthur-Becken im Northern Territory/Australien. Es enthält in den bis zu 12 km mächtigen vulkano-sedimentäten Ablagerungen die McArthur Group, in der sich einige der weltweit größten Lagerstätten für Zink (Zn), Blei (Pb) und Silber (Ag) sowie andere Rohstoffen befindet.
• die 1640 mya alte Barney-Creek-Formation ist die bisher älteste bekannte Erdöl-Formation.
• die 1800 mya alte Vindhya-Supergruppe/Zentralindien, die in einem intrakratonischen Grabenbruchsystem in einem marinen Milieu sedimentierte, zeichnet sich für einen hohen Gehalt an Mikro- und Makrofossilien aus.

Die Produktion von Bändererzen nahm deutlich ab oder kam zum Stillstand. Ursächlich könnte eine bessere Durchmischung des Ozeanwassers mit Sauerstoff gewesen sein, die durch den Asteroiden-Impakt im Sudbury-Becken/Ontario/Kanada hervorgerufen wurde.

Die Erdatmosphäre war weiterhin charakterisiert durch die sog. Dritte Atmosphäre. Der Gehalt an freiem Sauerstoff (O₂) war mit ca. 3 % noch gering.

In einer Formation in China befinden sich ca. 1800 mya alte einzellige Acritarcha mit säureresistenter Wand. Diese werden gedeutet als eukaryotische Algen oder Sporen von deren Überdauerungsformen.

Die vor etwa 1800 mya einsetzende, über 1000 mya umfassende Vindhya-Supergruppe/Zentralindien zeichnet sich für einen hohen Fossilgehalt an Stromatolithen, Sporen, Acritarchen, Algen, primitive Armfüßer (Brachiopoda, erst in den höchsten Abschnittender Supergruppe), Gefäßpflanzen (vermutete Rotalge, etwa 1600 mya alt) und Spurenfossilien (Ichnofossilien) aus. Brachiopoden und andere höhere Formen treten erst im oberen Abschnitt der Supergruppe auf. Besonders bemerkenswert sind die Algenfilamente, die zu den ältesten mehrzelligen Eukaryoten gehören.

Mit den makroskopischen, mehrere Millimeter großen Chuaria und Tawuia lebten Organismen, die längliche bzw. scheibenförmige Formen aufwiesen. Die 1700 mya alten Fossilien stammen u. a. aus der Tuanshanzi-Formation/China. Den neuesten biogeochemischen Analysen zufolge könnte sich um multizelluläre eukaryotische Algen gehandelt haben.

Wesentliche Ereignisse waren plattentekonischer Art sowie Bildung von Becken und Formationen.

An den Superkontinent Columbia, dessen Kratone und Kontinentalblöcke sich bis 1800 mya vereinigt hatten, akkretierten weitere aktive Inselbogen-Terrane. Jedoch begann bereits die Fragmentierung der Landmasse entlang von kontinentalen Grabenbrüchen verbunden mit global weit verbreiteten magmatischen Ereignissen.

Um 1550 mya hatte sich der Grawler-Kraton/Südzentral-Australien aus mehreren magmatisch aktiven Gürteln gebildet. Er ist Teil des Australischen Schildes, der auch noch den Pilbara-Kraton und Yilgarn-Kraton umfasst. Der Grawler-Kraton ist reich an Bodenschätzen, wie Gold (Au), Kupfer (Cu), Nickel (Ni), Uran (U) und Diamanten.

Bedeutsame Becken und Formationen sind u. a.

• die bis zu 10 km mächtige Bangemall Supergroup am Capricorn Orogen/Westaustralien, in der neben den Ablagerungen aus Sandsteinen, Dolomiten auch Stromatolithe enthält.
• die 1560 mya alte Gaoyuzhuang-Formation bildete sich auf dem Nordchinakraton mit einer Dicke bis zu 10 km. In den calciumcarbonatischen Schiefern sind makroskopische Fossilien mit linearen und lanzettlichen Formen mit bis zu 30 cm Länge und 8 cm Breite enthalten. Sie werden als benthische multizelluläre Eukaryoten interpretiert. Vergleiche mit lebenden Thallophyten lassen vermuten, dass diese Organismen Photosynthese betrieben.
• die Belt Supergroup lagerte sich in einem Grabenbruch-System ab, das sich zwischen dem Nordamerikanischen Kraton und anderen angrenzenden Landmassen von Columbia befand. Derzeit erstreckt sie sich zwischen Montana und Idaho mit weiterer Ausdehnung bis British Columbia und Alberta, wo sie Purcell Supergroup genannt werden. Die mehr als 15 km mächtigen, meist feinkörnigen Gesteine sedimentierten in einem überwiegend süßwassergeprägten lacustrinen Milieu.

Der Gehalt an freiem Sauerstoff (O₂) in der Erdatmosphäre war weiterhin mit ca. 3 % noch gering.

Um 1500 mya erste aerobe Organismen mit oxidativem Energiestoffwechsel. Atmung und Photosynthese erreichten dadurch ein gewisses Gleichgewicht.

1500 mya alte chemofossile Sterane finden sich in der Barney Creek-Formation/N-Australien; Sterane sind typische Bestandteile von Eukaryoten und somit ein biochemischer bzw. geochemischer Nachweis alternativ/zusätzlich zu den morphologischen Indizien. Fossiliert wurden u. a. auch Bakterien und Cyanobakterien.

Geologisch geprägt ist diese Periode durch Zerfall und Neubildung von Superkontinenten mit entsprechenden Gebirgsbildungen (Orogenesen) und Beckenausformungen.

Der Superkontinent Columbia war bis 1300 mya weitgehend auseinandergebrochen mit Bildung von abschließenden magmatischen Dykeschwärmen in Nordamerika, Australien und Fennoskandinavien, wie z. B. die Mackenzie Large Igneous Province mit dem Mackenzie dike swarm im Westen des Kanadischen Schildes, der Sudbury dike swarm im NO Ontario/Kanada sowie die Satakunta dyke swarms im Bottnischen Meerbusen und Finnland.

Der Superkontinent Rodinia begann sich ab 1300 mya aus den auseinandergebrochenen Landmassen von Columbia durch konvergierende plattentektonische und gebirgsbildende Prozesse zu formieren. Diese Prozesse führten zu großräumigen Orogenesen, wie die

• Grenville-Orogenese (engl. Grenville orogeny) am westlichen und südlichen Rand von Laurentia bzw. Nordamerika von der Labrador-Halbinsel bis Mexiko sowie in Nordschottland und Baltica.
• Kibara-Orogenese (engl. Kibaran orgogeny), die Usagara-Ubendian Orogenese sowie die Irumiden Orogenese in Afrika.
• Dalslandian-Orogenese bzw. Svekonorwegische-Gebirgsbildung (engl. Sveconorwegian orogeny) in den Bereichen Südschweden und Südnorwegen.
• Weitere Orogene bildeten sich in Ostantarktika, Indien und Australien sowie Südamerika.

Bestandteile von Rodinia waren die Kratone bzw. Kontinente Ostantarktika, Laurentia, Baltica, Sibiria, Australien, Südamerika, Afrika, Indien und Teile von China. Obwohl die Existenz von Rodinia unbestritten ist, gibt es verschiedene Konzepte über die Konfiguration der beteiligten Landmassen.

Zu den bedeutenden Becken und Formationen zählt insbesondere die Grand Canyon Supergroup in Arizona/USA. Die Sedimentation dieser Supergroup begann um 1250 mya in einem Grabenbruch, der während Terran-Abspaltungen von Laurentia entstand. Die Supergroup besteht aus mehreren Gruppen und Formationen mit einer Mächtigkeit von 4 km und ist aufgeschlossen im Grand Canyon. Die Sedimentation erfolgt in einem warmen Schelfmeer und kam erst um 250 mya zum Abschluss. Intrusionen von Granit durchschlugen lokal die Ablagerungen.

Die atmosphärischen Verhältnisse hatten sich gegenüber früheren Perioden kaum verändert. Der Gehalt an freiem Sauerstoff (O₂) in der Erdatmosphäre war weiterhin mit ca. 3 % noch gering.

In der Hunting-Formation von Somerset Island/Nordkanada fossilierten 1200 mya alte Pflanzen mit Bangiophyton-ähnlichen Formen, die charakteristisch für die komplexeren Rotalgen sind. Sie werden beschrieben als die Spezies Bangiomorpha pubescens aus der Gattung Bangiomorpha. Sie wird als möglicher erster bekannter komplexer Vielzeller mit sexueller Fortpflanzung angesehen.

Der sich bildende Superkontinent Rodinia bestand in dieser Periode bereits aus den meisten Kontinenten, Kratonen und Blöcken.

Becken und Formationen sind beispielsweise

• die 1200 mya alte Torridonian Supergroup des Hebriden-Terrans in den Northwest Highlands von Schottland mit einer Mächtigkeit von 11 km. Das Hebriden-Terran bildete ursprünglich einen Teil des Vorlandes von Laurentia. Die Sedimente lagerten sich in einem Grabenbruch ab.
• das Midcontinent Rift System, auch Keweenawan Rift auf Laurentia mit einem Alter von etwa 1100 mya. Es ist ein kontinentaler Grabenbruch mit mehreren Ausläufern, der sich von Kansas bis zum Oberer See (engl. Lake Superior) erstreckt. Bei der Riftbildung, die evtl. durch die Grenville-Orogenese gestoppt wurde, entstanden immense Mengen an Magmatiten, die wahrscheinlich aus einem Hotspot stammten. In der Postriftphase lagerten sich weitere Sedimente ab, die große Kupfervorkommen beherbergen. Die Mächtigkeit beträgt bis zu 50 km.

Weiterhin war der Gehalt an freiem Sauerstoff (O₂) in der Erdatmosphäre mit ca. 3 % noch gering.

In Ablagerungen bei Chorhat/Indien wurden erstmals ca. 1100 mya alte Spuren mehrzelliger tierischer Organismen entdeckt, die sich aktiv bewegen konnten. Sie werden als wurmähnliche bodenlebende Benthos interpretiert, die ihre Biotope wechseln konnten.

Die geologischen Prozesse waren dominiert durch die ausklingenden Orogenesen, die im vergangenen Ectasium einsetzten und zur abschließenden Formierung des Superkontinents Rodinia um 900 mya führten. Umfangreiche magmatische Ereignisse waren Folge der konvergierenden Kontinentalplatten. Rodinia umfasste wahrscheinlich alle Landmassen, die es zu diesem Zeitpunkt auf der Erde gab. In seinem Zentrum lag vermutlich Laurentia. Der Superkontinent war vom weltumspannenden Ozean Mirovia umgeben.

Der Zerfall Rodinias setzte mit Grabenbruchbildungen an verschiedenen Stellen und in unterschiedlichen Zeiträumen ein. Zwischen 870 und 850 mya entstanden diverse größere Intrusionen, die in Südchina und Afrika sowie in Skandinavien und Schottland nachgewiesen wurden. Ab 830 mya entwickelte sich ein Superplume in nördlichen polaren Breiten, der etwa 25 mya andauerte. Ein weiterer Superplume entstand ab 780 mya in äquatorialen Breiten. Ab 750 mya verursachte dieser Diapir auch Grabenbrüche in den westlichen Bereichen.

Am heutigen NO-Rand Afrikas entstand mit dem beginnenden Rodinia-Zerfall ein ozeanisches Becken, das sich zum Mosambik-Ozean ausweitete. Hierin entstanden ozeanische Plateaus, mittelozeanische Rücken, Backarc- und Forearc-Becken sowie passive Kontinentalränder und andere Terrane. Als sich dieser Ozean wieder zu schließen begann, kollidierten diese Krustenblöcke subduktionsbedingt mit dem NO-Rand Afrikas und begannen ab 850 mya das Ostafrikanische Orogen aufzufalten. Den nördlichsten und frühesten Abschnitt bildet der Arabisch-Nubische Schild, dessen Akkretion zwischen 890 und 580 mya erfolgte. Das Ostafrikanische Orogen ist die früheste Gebirgsbildung innerhalb der weit umfassenderer Pan-Afrikanischen Orogenese, bei der Kratone und andere kontinentale Krustenteile zum Afrikanischen Kontinent vereinigt wurden.

Die Produktion von Bändererzen setzte nach dem Rückgang um 1800 mya wieder ein. Es wird ein Zusammenhang mit dem Algonkischen Eiszeitalter vermutete.

Ab 850 mya trat eine Wende in der Sauerstoff- (O₂)-Anreicherung in der Erdatmosphäre ein. Die Werte erhöhten sich zunächst erst langsam, aber stetig. Der steigende Sauerstoffgehalt war die Voraussetzung für die Entstehung höherer Lebensformen.

Ab 750 mya bildete sich Ozon (O₃) in höheren Schichten der Atmosphäre, das UV-Strahlen von der Erdoberfläche abschirmte, was für die Entwicklung des Lebens auf den Kontinenten entscheidend war. Der Sauerstoffgehalt war groß genug, dass Bakterien auf und in terrestrischen Sedimentschichten leben konnten.

Um 950 mya ereignete sich das Algonkische Eiszeitalter, auch die Griesjö-Vereisung, in heutigen nördlichen europäischen Breiten.

Die Kaigas-Eiszeit fand von 780 bis 735 mya statt. Sie gilt als die älteste der großen Vereisungen im Neoproterozoikum. Eiszeitlichen Ablagerungen stammen bisher nur aus Namibia, Brasilien und China, deswegen keine globale Vereisung angenommen wird.

Die Acritarcha erlebten ihre erste große evolutionäre adaptive Radiation (Artenauffächerung). Ab ca. 1000 bis 700 mya kamen in diversen Lokalitäten Acritarcha (Mikrofossilien) mit Fortsätzen vor, die planktische Lebensweise ermöglichte.

Vermutlich ab 900 mya erste Pilze in einem Schiefergestein in Kanada. Noch ältere Pilzfossilien aus China und Australien (ca. 1500 mya) sind noch nicht bestätigt.

Um 800 mya tauchten ab 760 mya die ersten vielzelligen Tiere in der Otavi-Gruppe/Namibia auf, wie z. B. die mikrofossile schwammähnliche Art Otavia antiqua. Die Interpretation ist jedoch noch strittig.

Um 720 mya war der Superkontinent Rodinia weitgehend auseinandergefallen. Zwischen Westaustralien mit Ostantarktika, Südchina und der Nordflanke Laurentias begann sich der Panthalassa-Ozean zu öffnen, während der Mirovia-Ozean subduzierte. Rodinia war größtenteils wieder zerfallen. Umfangreiche Lavaströme und Vulkanausbrüche wurden auf den meisten heutigen Kontinenten gefunden.

Bedeutende Becken und Formationen entstanden z. B.

• in einem intrakontinentalen Grabenbruch zwischen den Kratonen Kongo-Sao-Francisco und Kalahari in S-Angola und N-Namibia das Owambo Becken, in dem sich in mehreren Formationen mächtige Sedimente mit bedeutenden Rohstoffen ablagerten.
• entlang eines passiven Kontinentalrandes am Jangtse-Kraton in der Guizhou-Provinz/SW-China die Doushantuo-Formation, die berühmt ist durch sehr gut erhaltene Fossilien von sehr frühen vielzelligen Tieren (Metazoa) und eventuellen Zweiseitentiere (Bilateria).

Im McArthur-Becken/Nordaustralien bildete sich um 650 mya der ursprünglich bis ca. 40 km große Strangways-Einschlagkrater.

Der Sauerstoff (O₂)-Gehalt in der Erdatmosphäre war weiter gestiegen.

Es ereigneten sich mehrere Eiszeitalter mit z. T. kompletter globaler Vereisungen (Schneeball Erde). Sie waren die schwersten Eiszeiten der Erde. Die bis zu 2 km mächtige Gletscherbedeckung breiteten sich wahrscheinlich intermittierend aus und reichten zeitweise bis zum Äquator. Die Datierungen sind noch ungenau. Unterschieden werden die

• Sturtische Eiszeit, ca. 720 bis 670 mya.
• Varanger Eiszeit ca. 670 mya (wenig bekannt).
• Marinoische Eiszeit ca. 650 bis 635 mya und markiert somit das Ende des Cryogeniums.

Einer Hypothese zufolge stehen diese Eiszeiten im Zusammenhang mit dem Auseinanderbrechen des Superkontinents Rodina. Über den nun kleineren Kontinentalplatten konnte vermehrt Regen niedergehen, der in Verbindung mit der physikalischen auch chemischen Verwitterung der Gesteine bewirkte. Dadurch wurde der Atmosphäre Kohlendioxid (CO₂) entzogen, was zur globalen Temperaturabsenkung führte. Das Ende der Vereisungen wird mit vermehrtem Vulkanismus und wieder erhöhter Freisetzung von Kohlenstoffdioxid in Verbindung gebracht.

Die Photosynthese kam während der Eiszeiten fast völlig zum Stillstand.

Erste einzellige Amöben, wie die gehäusetragende Gattung Arcellinida, wurden fossil nachgewiesen.

Mit der Gattung Vernanimalcula lebte der vermeintlich früheste bekannte Vertreter der Bilateria (Zweiseiten-Tiere). Funde stammen aus der Doushantuo-Formation/China.

Ab 630 mya begannen sich die Bruchstücke des auseinanderfallenden Superkontinent Rodinia wieder neu zum letzten neoproterozoischen Superkontinent Pannotia, auch Groß-Gondwana, Gondwanaland oder Vendia, zu formieren. Der damals noch zusammenhängende Kraton Kongo-Sao-Francisco stand dabei im Zentrum der Kollisionen von Kontinenten und anderen Krustenblöcken. Um ihm gruppierten sich der Arabisch-Nubische Schild, der Sahara-Metakraton, die Kratone Westafrika, Kalahari, Rio de la Plata und Amazonia (Amazonas-Schild). Mit letzteren war auch Laurentia verbunden, welches mit Sibiria und Baltica benachbart war. Groß-Indien (Indien mit NO-Madagaskar, Sri Lanka und die Seychellen), Australien mit Ostantarktika kollidierten ebenfalls mit dem Kraton Kongo-Sao-Francisco sowie dem Sahara-Metakraton. Pannotia bestand kurzzeitig und war ab etwa 540 bis 530 mya stellenweise schon vom Wiederauseinanderdriften gekennzeichnet und vom hypothetischen Pan-Afrikanischen Ozean umgeben. Ab 530 mya entfernten sich Laurentia, Siberia und Baltica und andere Blöcke von den restlichen Pannotia-Landmassen. Zwischen diesen breitete sich der Iapetus-Ozean aus.

Zentrale Bildungselemente von Pannotia waren die Pan-Afrikanische Orogenese und die südamerikanische Brasiliano Orogenese, aus denen eine Vielzahl von einzelnen Gebirgsbildungen resultierten, als sich die Ozeane um die Kontinente und Kratone zu schließen begannen. Die Pan-Afrikanische Orogenese begann mit der Auffaltung des NS-verlaufenden Ostafrikanischen Orogens mit dem Arabisch-Nubischen Schild und dem Mosambik-Gürtel an der heutigen Ostflanke Afrikas im Zeitraum von 0,85 und 550 mya. Es stellte den größten durchgehenden Gebirgszug des Neoproterozoikums und frühen Kambriums dar. Einbezogen war dabei auch die Kollision von Groß-Indien, wodurch der Mosambik-Ozean geschlossen wurde. Zwischen 570 und 530 mya entstand der OW-streichende Kuunga-Gürtel infolge der Kollision zwischen Ostantarktika und Groß-Indien einerseits, dem südlichen Ende des Ostafrikanischen Orogens sowie der beiden Kratone Kalahari und Kongo-Sao-Francisco andererseits. Dabei subduzierte das Khomas-Meer zwischen diesen beiden Kratonen. Die Brasiliano Orogenese entstand durch die Schließung des Adamastor-Ozeans mit Kollision von Westafrika und Ostsüdamerika.

Die restlichen Pannotia-Bestandteile werden als Gondwana bezeichnet. Dieser Großkontinent gliedert sich entsprechend der Entstehungshistorie von Pannotia in West-Gondwana und Ost-Gondwana. West-Gondwana bestand demzufolge aus den „afrikanischen“ und „südamerikanischen“ Landmassen, während Ost-Gondwana Groß-Indien, Australien und Ostantarktika umfasste. Gondwana stehen die Kontinente Laurentia, Baltica und Sibiria entgegen. Gondwana existierte als eigenständiger Kontinent bis zur Vereinigung mit dem Superkontinent Pangaea um 300 mya.

Am Nordrand von West-Gondwana, entsprechend dem heutigen Südamerika und Afrika, bildeten sich entlang eines aktiven Kontinentalrandes die Terrane von Peri-Gondwana. Subduktionsbedingt entstanden mehrere magmatische Inselbögen, die sich zu Mikrokontinenten oder Terranen weiterentwickelten. Hinsichtlich ihrer Gestehungslokalitäten, petrografischen Eigenschaften und tektonothermischen Modifikationen lassen sie sich gruppentypisch zum Avalonia-Typ, Armorika-Typ, Ganderia-Typ und Kraton-Typ zusammenfassen. Infolge späterer plattentektonischer Vorgänge sind Gesteinseinheiten in heutigen Fundamenten von West- und Mitteleuropa sowie von Teilen an der Ostküste Nordamerikas zu finden. (Siehe auch Cadomische und Kaledonische Orogenese).

In dieser Periode entstanden mehrere große Einschlagkrater, wie der

• Amelia-Creek-Krater mit einem zentralen Trümmerkegel von ca. 20 × 12 km im Davenport-Range-Nationalpark/Nordaustralien (geschätztes Alter zwischen 1660 und 600 mya).
• ehemals bis zu 90 km große Acraman-Krater in den Grawler Ranges/Nordaustralien (um 590 mya).
• ca. 60 km große, stark erodierte Beaverhead-Krater in Montana/USA (600 mya).
• ca. 17 km große Luizi-Krater in der Provinz Haut-Katanga/DR Kongo (um 570 mya).

Nach dem Ende der globalen Cryogenium-Vereisung um 635 mya kam es von 582 bis 580 mya zur Gaskiers-Eiszeit. Obwohl sie eine kurze und keine globale Eiszeit war, hatte sie eine große Bedeutung auf die Entwicklung des Lebens auf der Erde (siehe unter Biologie).

Ab ca. 600 mya waren die Sauerstoffsenken weitgehend gesättigt, und es folgte ein recht sprunghafter Anstieg des Luftsauerstoffs auf ca. 12 % infolge oxigener Photosynthese.

Zwischen 580 und 540 mya entwickelten sich die meist primitiven Vielzeller, die eine Makrogesellschaft darstellten und als Ediacara-Fauna bezeichnet werden. Namengebend sind die den Ediacara-Hügeln/Südaustralien. Sie können als Fossilgemeinschaften gruppiert werden in die charakteristischen Avalon-Gemeinschaft, Weißes-Meer-Gemeinschaft und Nama-Gemeinschaft, können aber aus unterschiedlichen Fundorten stammen. Die Entwicklung der Ediacara-Fauna setzte unmittelbar nach dem Ende der Gaskiers-Eiszeit ein.

Diese Lebewesen ähneln gar nicht oder kaum rezenten Formen. Sie können in Gruppen zusammengefasst werden, wie die

• farnblattähnliche, verzweigte Rangeomorpha, die mittels knollenähnlicher Struktur mit Untergrund verwachsen waren und starr aufrecht standen.
• blattförmige, nicht verzweigte Erniettomorpha, die vermutlich ganz oder teilweise im Sediment lebten.
• dünne, scheibenförmige Dickinsoniomorpha, die möglicherweise ein Vorder- und Hinterende hatten und sich fortbewegen konnten.
• farnwedelähnliche Arboreomorpha, die eine bauchige Haftscheibe und flexiblen Stiel aufwiesen.
• scheibenförmige Triradialomorpha, die dreidimensionale hakenförmige Rippen bzw. Arme zeigten.
• ovale bis birnenförmige Kimberellomorpha, die rückenseitig eine einzelne achsensymmetrische (bilateral) Schalenplatte besaß.
• segmentierte Bilaterialomorpha, bei denen die beiden vorderen hufeisenförmigen Segmente als Kopf interpretiert werden, in dem sich möglicherweise primitive Augen und ein Mund befanden.
• langgestreckte kegelförmige Thectardis wird den Schwämmen zugeordnet und hatte eine zentrale Vertiefung ggf. zur Wasserfiltrierung.
• röhrenartigen skeletttragende Fossilien, die gebogene röhrenförmige oder trichterförmige Schalen besaßen.
• Spurenfossilien, wie Aspidella (syn. Cyclomedusa) und Treptichnus pedum, die Spuren von unbekannten Organismen hinterließen.

vermutlich Trennung der Linien von Homo sapiens und Neandertaler