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2023-12-08T18:08:00Z

Einfluss der Superkontinente auf Klima und Lebewelt: Tippfehler

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[[File:Pangaea bis Gegenwart Weltkarten.gif|mini|300px| Entwicklung der Kontinente 250 Mio. Jahre bis heute ]]
[[Datei:Positions of ancient continents, 550 million years ago.jpg|miniatur|180px|Paläotektonische Rekonstruktion für die Zeit des [[Ediacarium]]s (550 mya), nach dem Zerfall [[Pannotia]]s (Blick auf den Südpol). Sibiria (rosa), Laurentia (purpur) und Baltica (grün) haben sich von Pannotia (nunmehr Gondwana, gelb) gelöst. In dieser Rekonstruktion sind (Ost-)Antarktika und Australien (zusammen blaugrau, „Australo-Antarktika“) noch kein Konstituent Gondwanas.]]
[[Datei:Pannotia - 2.png|miniatur|Künstlerische Darstellung der jungproterozoischen Erde mit dem Superkontinent Pannotia]]
[[Datei:Pangea animation 03.gif|mini|Animation des Zerfalls der Pangaea (Trias–heute).]]

Ein '''Superkontinent''' ist eine zusammenhängende, alle oder zumindest beinahe alle Kontinentalkerne bzw. [[Kraton]]e der [[Erde]] in sich vereinende [[Landfläche|Landmasse]], die in [[Geologie|geologischen]] Zeiträumen durch die [[Plattentektonik|Bewegung der Lithosphärenplatten]] entsteht und anschließend wieder zerfällt ([[Wilson-Zyklus]]). Der bekannteste und zugleich auch jüngste Superkontinent ist die [[Pangaea]], die im [[Perm (Geologie)|Perm]] und der [[Trias (Geologie)|Trias]] (275–200 [[Mya (Zeitskala)|mya]]) bestand.

Die Grenze vom Superkontinent zum '''Großkontinent''' ist fließend. Bisweilen wird auch die weitgehend zusammenhängende Landmasse, die derzeit aus den Kontinenten Europa, Asien und Afrika besteht, als Groß- oder Superkontinent [[Afrika-Eurasien]] bezeichnet.

== Die Groß- und Superkontinente der Erdgeschichte ==
Neben den heutigen Großkontinenten [[Eurasien]] bzw. [[Afrika-Eurasien]] und möglichen zukünftigen Superkontinenten (''[[Pangaea Proxima]]'', ''[[Aurica (Superkontinent)|Aurica]]'' oder ''[[Amasien]]'' in etwa 250 bis 400 Millionen Jahren) gab es auf der Erde mehrere – wissenschaftlich mehr oder weniger umstrittene – Groß- und Superkontinente:
* [[Laurasia]] im jüngeren [[Mesozoikum]] und frühen [[Paläogen]] – etwa 200 bis 55 mya. Der nördliche Großkontinent bestand nach dem Zerfall Pangaeas bis zur Öffnung des Nordatlantiks und umfasste die heutigen Kontinentalblöcke [[Nordamerika]] und [[Eurasien]].
* [[Pangaea]] im späten [[Paläozoikum]] und frühen Mesozoikum – etwa 275 bis 200 [[Mya (Zeitskala)|mya]] – der jüngste der „echten“ Superkontinente der Erdgeschichte und der einzige, dessen Konfiguration weitgehend unumstritten ist. Er entstand durch die Schließung des [[Rheischer Ozean|Rheischen Ozeans]] und [[Chanty-Mansi-Ozean#Alternative Hypothesen und aktuelle Rezeption|Ural-Ozeans]] und die anschließende Kollision Laurussias mit Gondwana bzw. [[Sibiria]]-Kasachstania (das heutige Nordwest-Asien). Die Kollisionen hatten u. a. die [[Variszische Orogenese]] zur Folge. Die riesige Bucht im Osten dieses C-förmigen Superkontinents wird [[Tethys (Ozean)|Tethysmeer]] genannt. Der Südteil der jungen Pangaea – das alte Gondwana – war von der sogenannten [[Perm (Geologie)|Permo]][[Karbon (Geologie)|karbonen]] [[Eiszeitalter|Eiszeit]] betroffen.
* [[Laurussia]] im Paläozoikum – etwa 400 bis 300 mya. Entstand im Wesentlichen durch die Schließung des [[Iapetus (Ozean)|Iapetus-Ozeans]] mit anschließender Kollision der Kontinente [[Laurentia (Kontinent)|Laurentia]] („Ur-Nordamerika“) und [[Baltica (Kontinent)|Baltica]] („Ur-Europa“). Diese Kollision sowie die Kollision kleinerer Inselbögen und Kleinkontinente ([[Avalonia]]) mit Laurentia und/oder Baltica führte zur [[Kaledonische Orogenese|Kaledonischen Gebirgsbildung]]. Den rötlichen [[Devon (Geologie)|devonischen]] [[Molasse]]sedimenten des Kaledonischen Gebirges im heutigen Westeuropa, dem sogenannten ''Old-Red-Sandstein'', verdankt Laurussia den Namen ''Old-Red-Kontinent''.
* [[Gondwana]] vom spätesten [[Neoproterozoikum]] bis ins Mesozoikum – etwa 550 bis 150 mya. Der langlebige große Südkontinent entstand durch die Loslösung der [[Phanerozoikum|phanerozoischen]] Nordkontinente Baltica, Sibiria und Laurentia von Pannotia und umfasste die heutigen Kontinente [[Südamerika]], [[Afrika]] (einschl. der [[Arabische Halbinsel|Arabischen Halbinsel]]), [[Antarktika]] und [[Sahul]] ([[Australien]] einschl. [[Neuguinea]]) sowie den [[Indischer Subkontinent|Indischen Subkontinent]]. Ob Antarktika und Australien (Australo-Antarktika) bereits zum Zeitpunkt der Trennung der Nordkontinente Bestandteile Pannotias (und damit Gondwanas) waren, ist umstritten. In den folgenden Jahrmillionen lösten sich immer wieder kleinere Kontinentalsplitter vom Nordrand Gondwanas (die sogenannten ''perigondwanischen Terrane'', u. a. [[Avalonia]]), drifteten nach Norden und stießen mit den Nordkontinenten zusammen.
* [[Pannotia]] im jüngeren Neoproterozoikum – etwa 600 bis 550 mya. Entstand durch Kollision der Bruchstücke Rodinias: ''Nord-Rodinia'', ''Süd-Rodinia'' und ''Kongo-Kontinent''. Die Gebirgsbildungen, die mit der Formierung Pannotias zusammenhängen, werden unter dem Begriff ''Pan-Afrikanische Orogenese'' (Brasiliano-Orogenese, Cadomische Orogenese) zusammengefasst.<ref>Christopher R. Scotese: ''Late Proterozoic plate tectonics and palaeogeography: a tale of two supercontinents, Rodinia and Pannotia.'' Geological Society, London, Special Publications. Bd. 326, S. 67–83, {{DOI|10.1144/SP326.4}}</ref> Ob Nord-Rodinia als geschlossen formierter Großkontinent an der Bildung Pannotias beteiligt war, ist umstritten. Möglicherweise ist Australo-Antarktika erst später am Nordwestrand des nördlichen Teils Pannotias „angedockt“. Möglicherweise passierte dies sogar erst nach Abdrift der phanerozoischen Nordkontinente, sodass Pannotia nie als „echter“ Superkontinent existierte.
* [[Rodinia]] im jüngeren Proterozoikum – etwa 1.100 bis 750 mya – gilt als der erste „echte“ Superkontinent der Erdgeschichte. Seine Konstellation und der zeitliche Ablauf seiner Bildung sind aber umstritten. Am Ende seiner Existenz kam es zur ersten gesicherten, möglicherweise sogar globalen Vereisung der Erde, der sogenannten [[Schneeball-Erde]] mit Höhepunkt im [[Cryogenium]]. Die Gebirgsbildungen, die mit der Formierung Rodinias zusammenhängen, werden unter dem Begriff ''[[Grenville-Orogenese]]'' (Svekonorwegische Orogenese, Sunsás-Orogenese) zusammengefasst.
* [[Columbia (Kontinent)|Columbia]] im jüngeren [[Paläoproterozoikum]] ([[Statherium]]) – 1.800 bis 1.500 mya – gilt als hypothetisch wie auch seine konstituierenden Teile [[Nuna (Kontinent)|Nuna]] bzw. [[Nena (Kontinent)|Nena]] und [[Atlantica (Kontinent)|Atlantica]].
* [[Kenorland]] im frühen Paläoproterozoikum ([[Siderium]]/[[Rhyacium]]) – 2.450 bis 2.110 mya – gilt als [[paläomagnetisch]] wahrscheinlich. Spuren deuten auf eine Vereisung hin, die sogenannte [[Huronische Eiszeit]].
* [[Ur (Kontinent)|Ur]] im frühen [[Archaikum]] – 3.000 bis 1.000 mya – gilt als hypothetisch – wie auch sein möglicher Bruderkontinent [[Arctica (Kontinent)|Arktica]] – 2.500 mya.
Die zuletzt aufgelisteten Groß- und Superkontinente des älteren Präkambriums (Ur, Kenorland, Columbia) standen in ihrer Größe deutlich hinter späteren Gebilden dieser Art zurück, da die Erdkruste in dieser Zeit erst wenige kleine Bereiche mit [[Magmatische Differentiation|ausdifferenzierter]] kontinentaler Kruste aufwies, die miteinander kollidieren konnten. Die ältesten Gesteine der Erde überhaupt – der [[Nuvvuagittuq-Grünsteingürtel]] aus dem [[Superior-Kraton]] sowie der [[Acasta-Gneis]] aus dem [[Slave-Kraton]] des [[Kanadischer Schild|Kanadischen Schildes]] – sind mehr als 4 Milliarden Jahre alt und zeigen, dass bereits im [[Hadaikum]] Festlandinseln existierten.

== Einfluss der Superkontinente auf Klima und Lebewelt ==
Wenn alle [[Kontinent]]e zu einer Landmasse vereint sind, hat dies Auswirkungen auf das Klima: Es gibt wenige beregnete Küstenlinien und mehr Trockengebiete im Inneren des Kontinents. Ein Beispiel für eine solche Entwicklung im Inneren eines großen Kontinents sind heute die Trockengebiete in Zentralasien ([[Gobi]], [[Taklamakan]]).

Auch die Artenvielfalt wird durch die Existenz eines Superkontinents beeinflusst: Die Ausbreitung von Landlebewesen auf einem einzigen Kontinent<ref>Anmerkung: Uneingeschränkte Ausbreitungsmöglichkeit für Landlebewesen bot allerdings erst ''Pangaea'' und ihre frühen Konstituenten (ab etwa 444 mya), da sich die [[Flora]] erst seit dem [[Ordovizium]] und die [[Fauna]] seit dem [[Silur (Geologie)|Silur]] auch auf dem Festland ausbreiteten. Es hatte etwa 100 Millionen Jahre Entwicklung in den Randmeeren des Urozeans gebraucht, um als Voraussetzung für den [[Landgang (Biologie)|„Landgang“]] den [[Sauerstoff#Vorkommen auf der Erde|Sauerstoffgehalt]] der [[Erdatmosphäre]] durch [[Photosynthese]] auf 2 % ansteigen zu lassen bzw. eine stabile, schützende [[Ozonschicht]] auszubilden. Aus den ersten makroskopischen Lebensformen des [[Ediacarium]]s und vor allem der [[Kambrische Explosion|Kambrischen Explosion]] (ab 542 mya) entwickelten sich die Ahnen der modernen Land[[lebewesen]]. Die früheren Superkontinente hatten also ausschließlich eine [[Geologie|geologische]] Entwicklung durchlaufen, ihre Existenz hatte keine direkten Auswirkungen auf die Evolution der Landlebewesen.</ref> ist einfach und daher ist die Artenvielfalt dort eher niedrig. Erst die Aufspaltung in mehrere Kontinente führt zur völligen Isolation einzelner Populationen der Arten, aus denen dann jeweils neue Arten entstehen. Ähnliches gilt für Meereslebewesen, von denen der überwiegende Teil an die [[Schelf]]e und somit auch an die Kontinente gebunden ist.

== Hinweise auf die Existenz von Superkontinenten ==
Die Überprüfung der Superkontinent- bzw. [[Wilson-Zyklus]]-Hypothese kann z. B. durch Untersuchung der [[Isotopengeochemie]] von Sedimentgesteinen erfolgen. Hierzu seien im Folgenden zwei Beispiele angeführt:

* [[Schwefel]]: Schwere Isotope eines Elementes fallen in einer übersättigten Lösung früher aus als leichte. Daher ist zu erwarten, dass in geologischen Epochen, in denen es viele [[Evaporit]]becken gibt, in denen sich [[sulfat]]reiche Ablagerungen (i. e. L. [[Gips]]) bilden und deren Wasser aber noch zu einem gewissen Grad im Austausch mit dem Ozean steht, der Anteil des leichteren 32S-Isotops im Ozean gegenüber dem Anteil des schwereren 34S-Isotops erhöht ist. Setzt man zudem voraus, dass die Anzahl von Evaporitbecken besonders hoch ist, wenn ein Superkontinent sich in den ersten Phasen des Wilson-Zyklus befindet (fortgeschrittene Kontinentale Rifts bzw. schmale Ozeanbecken mit Verbindung zum Meer), sollte ein hohes 32S/34S-Verhältnis (δ 34S) in offen-marinen Sedimenten die Existenz eines im Zerfallen begriffenen Superkontinentes anzeigen. Entsprechende Untersuchungen an offen-marinen Sedimenten ergaben tatsächlich erhöhte δ 34S-Werte für die Zeit vor etwa 200 Millionen Jahren und 600 Millionen Jahren, für die der Beginn des Zerfalls der Pangaea bzw. Pannotias angenommen wird.<ref>R. Damian Nance, Thomas R. Worsley, Judith B. Moody: ''The Supercontinent Cycle.'' Scientific American. Bd. 259, 1988, S. 72–79, {{DOI|10.1038/scientificamerican0788-72}} ([http://www.as.wvu.edu/biology/bio463/supercontinent.pdf alternativer Download], PDF, 1,5 MB)</ref>

* [[Strontium]] und [[Osmium]]: Bei der [[Kohlensäureverwitterung|chemischen Verwitterung]] von Kalzium- und Magnesiumsilikaten (z. B. [[Plagioklas]]en, [[Amphibolgruppe|Amphibolen]] und [[Pyroxengruppe|Pyroxenen]]) wird das [[Treibhausgas]] [[Kohlendioxid]] (CO2) aus der Luft in Form von [[Hydrogenkarbonat]] (HCO3−) gebunden und über Flüsse ins Meer transportiert, wo es vor allem in Form von Kalziumkarbonat ([[Kalzit]]) wieder ausfällt und damit für geologische Zeiträume aus der Atmosphäre entfernt wird. Dies beeinflusst wiederum das Weltklima. In besagtem Fall findet eine Abschwächung des Treibhauseffektes, d. h. eine Abkühlung des Weltklimas (engl.: ''icehouse''), statt, da weniger CO2 in der Atmosphäre weniger von der Erdoberfläche abgestrahlte Wärme zurückhalten kann. Ein wichtiger auslösender Faktor für die [[Sturtische Eiszeit]] wird daher im beginnenden Auseinanderbrechen Rodinias und der Entstehung der sogenannten Laurentischen Magmatischen Provinz in niedrigen geographischen Breiten vermutet („Feuer-und-Eis“-Hypothese): Die [[Grabenbruch]]-Tektonik im Zuge der Öffnung des Proto-Pazifik-Beckens war mit einem [[Vulkanismus]] verbunden, durch den große Mengen von [[Basisches Gestein|basischem]] [[Magma]] an die Erdoberfläche gefördert wurden. Die Verwitterung der entsprechenden, geologisch relativ jungen, stark Ca- und Mg-silikathaltigen Gesteine ([[Basalt]] usw.) in diesbezüglich aggressivem äquatorialem Klima entzog der Atmosphäre viel CO2.<ref name="Donnadieu">{{cite journal| author = Yannick Godderis, Yannick Donnadieu, A. Nédélec, B. Dupré, C. Dessert, A. Grard, G. Ramstein, L.M. François| year = 2003| title = The Sturtian ‘snowball’ glaciation: fire and ice| journal = Earth and Planetary Science Letters| volume = 211| issue = 1–2| pages = 1–12| doi = 10.1016/S0012-821X(03)00197-3}}</ref> Gestützt wird diese Vermutung durch niedrige 187Os/188Os- und 87Sr/86Sr-Verhältnisse in Karbonatgesteinen unter- und oberhalb von Glazialablagerungen der Sturtischen Vereisung. 187Os und 87Sr sind stabile [[Zerfallsreihe|Zerfallsprodukte]] von 187[[Rhenium|Re]] bzw. 87[[Rubidium|Rb]]. Letztgenannte besitzen eine extrem lange [[Halbwertszeit]] (ca. 41 bzw. 48 Mrd. Jahre). Zudem gehen bei der Entstehung von Magma tief im Erdinneren die Mutterisotope 187Re und 87Rb bevorzugt gegenüber ihren Zerfallsprodukten in die Schmelze ein.<ref>G. E. Ravizza, J. C. Zachos: ''Records of Cenozoic Ocean Chemistry.'' S. 551–581 in: H. Elderfield (Hrsg.): ''The Oceans and Marine Geochemistry.'' Treatise on Geochemistry, Volume 6, Elsevier, 2003, {{DOI|10.1016/B0-08-043751-6/06121-1}}.</ref> Deshalb können sich primäres 187Os und 87Sr nur durch die Verwitterung sehr alter kontinentaler Kruste in Sedimenten anreichern, was wiederum heißt, dass niedrige 187Os/188Os- und 87Sr/86Sr-Verhältnisse auf erhöhte kontinentale Verwitterung relativ junger magmatischer Gesteine im Ablagerungszeitraum der untersuchten Sedimentgesteine hinweisen können.<ref name="Rooney">{{cite journal| author = Alan D. Rooney, F. A. Macdonald, J. V. Strauss, F. O. Dudas, C. Hallmann, D. Selby| year = 2013| title = Re-Os geochronology and coupled Os-Sr isotope constraints on the Sturtian snowball Earth| journal = Proceedings of the National Academy of Sciences| doi = 10.1073/pnas.1317266110}}</ref>

== Siehe auch ==
* [[Gebirgsbildung]]
* [[Panthalassa]]

== Literatur ==
* John J. W. Rogers, M. Santosh: ''Supercontinents in Earth History.'' [[Gondwana Research]]. Bd. 6, Nr. 3, S. 357–368, {{DOI|10.1016/S1342-937X(05)70993-X}}.
* John J. W. Rogers, M. Santosh: ''Continents and Supercontinents.'' Oxford University Press, 2004, 289 S., ISBN 0-19-516589-6.
* A. V. Sankaran: ''The supercontinent medley: Recent views.'' Current Science. Bd. 85, Nr. 8, S. 121–124, {{ISSN|0011-3891}}, [http://www.iisc.ernet.in/currsci/oct252003/1121.pdf PDF] (76 kB).

=== Populärwissenschaftliche Literatur ===
* Ted Nield: ''Superkontinent. Das geheime Leben unseres Planeten: Eine abenteuerliche Reise durch die Erdgeschichte.'' Verlag Antje Kunstmann, München 2008, 287 S., ISBN 978-3-88897-526-4.

== Weblinks ==
Deutsch:
* {{Webarchiv | url=http://www.geologie.ac.at/RockyAustria/schatten_alter_koninente.htm | wayback=20110828042738 | text=Schatten alter Kontinente – die ältesten Teile Österreichs}}
* [http://science.orf.at/science/news/77205 Das „Rodinia-Puzzle“: Geheimnisvoller Superkontinent]
Englisch:
* [http://www.scotese.com/earth.htm Paläogeographische Rekonstruktionen der letzten 650 Mio. Jahre (Paleomap-Projekt, C. Scotese)]
* [http://deeptimemaps.com/global-series-thumbnails/ Paläogeographische Rekonstruktionen der letzten 600 Mio. Jahre (Colorado Plateau Geosystems, R. Blakey)]
* [https://www.nature.nps.gov/geology/usgsnps/animate/pltecan.html Plattentektonik-Animationen des USGS]
* [http://www.fossilmuseum.net/Geological_History/PreambrianGelogicalHistory.htm Geologische Geschichte des Präkambriums]

== Einzelnachweise ==
<references/>

[[Kategorie:Geographischer Begriff]]
[[Kategorie:Kontinent der Erdgeschichte|!Super]]

Superkontinent - Versionsgeschichte

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