Superkontinent
In der Geologie versteht man unter einem Superkontinent den Zusammenschluss der meisten oder aller Kontinentalblöcke oder Kratone der Erde zu einer einzigen großen Landmasse. Einige Geowissenschaftler verwenden jedoch eine andere Definition, nämlich "eine Gruppierung von ehemals verstreuten Kontinenten", die Raum für Interpretationen lässt und leichter auf das Präkambrium anzuwenden ist, obwohl mindestens 75 % der damals existierenden kontinentalen Kruste als Grenze vorgeschlagen wurde, um Superkontinente von anderen Gruppierungen zu unterscheiden. ⓘ
Superkontinente haben sich in der geologischen Vergangenheit mehrfach zusammengefügt und aufgelöst (siehe Tabelle). Nach modernen Definitionen gibt es heute keinen Superkontinent; der einem Superkontinent am nächsten kommende Kontinent ist die heutige afro-eurasische Landmasse, die etwa 57 % der gesamten Landfläche der Erde einnimmt. Das letzte Mal, dass die kontinentalen Landmassen nahe beieinander lagen, war vor 336 bis 175 Millionen Jahren als Superkontinent Pangäa. Die Positionen der Kontinente wurden bis in den frühen Jura, kurz vor dem Auseinanderbrechen von Pangaea, genau bestimmt. Der frühere Kontinent Gondwana wird nach der ersten Definition nicht als Superkontinent betrachtet, da die Landmassen Baltica, Laurentia und Sibirien zu dieser Zeit getrennt waren. ⓘ
Ein Superkontinent ist eine zusammenhängende, alle oder zumindest beinahe alle Kontinentalkerne bzw. Kratone der Erde in sich vereinende Landmasse, die in geologischen Zeiträumen durch die Bewegung der Lithosphärenplatten entsteht und anschließend wieder zerfällt (Wilson-Zyklus). Der bekannteste und zugleich auch jüngste Superkontinent ist die Pangaea, die im Perm und der Trias (275–200 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. ⓘ
Superkontinente in der geologischen Geschichte
In der folgenden Tabelle sind die rekonstruierten alten Superkontinente nach Bradleys lockererer Definition von 2011 mit einer ungefähren Zeitskala von Millionen Jahren (Ma) aufgeführt. ⓘ
| Name des Superkontinents | Alter (Ma) | Periode/Epoche Bereich | Kommentar ⓘ |
|---|---|---|---|
| Vaalbara | 3,636–2,803 | Eoarchaisch-Mesoarchaisch | Auch als Superkraton oder nur als Kontinent beschrieben |
| Ur | 2,803–2,408 | Mesoarchaisch-Siderisch | Beschrieben sowohl als Kontinent als auch als Superkontinent |
| Kenorland | 2,720–2,114 | Neoarchaisch-Rhyazisch | Alternativ können sich die Kontinente auch in zwei Gruppen gruppiert haben: Superia und Sclavia |
| Arktis | 2,114–1,995 | Rhyacium-Orosirium | Wird je nach Definition im Allgemeinen nicht als Superkontinent betrachtet |
| Atlantica | 1,991–1,124 | Orosirium-Stenium | Wird je nach Definition im Allgemeinen nicht als Superkontinent betrachtet |
| Kolumbien (Nuna) | 1,820–1,350 | Orosirisch-Ektasisch | |
| Rodinia | 1,130–750 | Stenisch-Tonisch | |
| Pannotien | 633–573 | Ediacaran | |
| Gondwana | 550–175 | Ediacaran-Jurassikum | Ab dem Karbon Teil von Pangaea, nicht immer als Superkontinent angesehen |
| Pangäa | 336–175 | Karbon-Jurassikum |
Die Groß- und Superkontinente der Erdgeschichte
Neben den heutigen Großkontinenten Eurasien bzw. Afrika-Eurasien und möglichen zukünftigen Superkontinenten (Pangaea Proxima, 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 – der jüngste der „echten“ Superkontinente der Erdgeschichte und der einzige, dessen Konfiguration weitgehend unumstritten ist. Er entstand durch die Schließung des Rheischen Ozeans und 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 Tethysmeer genannt. Der Südteil der jungen Pangaea – das alte Gondwana – war von der sogenannten Permokarbonen Eiszeit betroffen.
- Laurussia im Paläozoikum – etwa 400 bis 300 mya. Entstand im Wesentlichen durch die Schließung des Iapetus-Ozeans mit anschließender Kollision der Kontinente Laurentia („Ur-Nordamerika“) und Baltica („Ur-Europa“). Diese Kollision sowie die Kollision kleinerer Inselbögen und Kleinkontinente (Avalonia) mit Laurentia und/oder Baltica führte zur Kaledonischen Gebirgsbildung. Den rötlichen devonischen Molassesedimenten 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 phanerozoischen Nordkontinente Baltica, Sibiria und Laurentia von Pannotia und umfasste die heutigen Kontinente Südamerika, Afrika (einschl. der Arabischen Halbinsel), Antarktika und Sahul (Australien einschl. Neuguinea) sowie den 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. 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 im jüngeren Paläoproterozoikum (Statherium) – 1.800 bis 1.500 mya – gilt als hypothetisch wie auch seine konstituierenden Teile Nuna bzw. Nena und 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 im frühen Archaikum – 3.000 bis 1.000 mya – gilt als hypothetisch – wie auch sein möglicher Bruderkontinent 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 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 Kanadischen Schildes – sind mehr als 4 Milliarden Jahre alt und zeigen, dass bereits im Hadaikum Festlandinseln existierten. ⓘ
Es gibt zwei gegensätzliche Modelle für die Entwicklung der Superkontinente im Laufe der geologischen Zeit. Das erste Modell geht davon aus, dass mindestens zwei separate Superkontinente existierten, nämlich Vaalbara (von ~3636 bis 2803 Ma) und Kenorland (von ~2720 bis 2450 Ma). Der neoarchäische Superkontinent bestand aus Superia und Sclavia. Diese Teile des neoarchäischen Zeitalters brachen bei ~2480 und 2312 Ma ab und Teile von ihnen kollidierten später und bildeten Nuna (Nordeuropa-Nordamerika) (~1820 Ma). Nuna entwickelte sich während des Mesoproterozoikums weiter, vor allem durch seitliche Akkretion junger Bögen, und bei ~1000 Ma kollidierte Nuna mit anderen Landmassen und bildete Rodinia. Zwischen ~825 und 750 Ma brach Rodinia auseinander. Bevor es jedoch vollständig auseinanderbrach, hatten sich einige Fragmente von Rodinia bereits um ~608 Ma zu Gondwana (auch bekannt als Gondwanaland) zusammengeschlossen. Pangäa entstand um ~336 Ma durch die Kollision von Gondwana, Laurasia (Laurentia und Baltica) und Sibirien. ⓘ
Das zweite Modell (Kenorland-Arktika) stützt sich sowohl auf paläomagnetische als auch auf geologische Belege und geht davon aus, dass die kontinentale Kruste von ~2,72 Ga bis zum Auseinanderbrechen während der Ediacaran-Periode nach ~0,573 Ga einen einzigen Superkontinent umfasste. Die Rekonstruktion leitet sich aus der Beobachtung ab, dass die paläomagnetischen Pole über lange Zeiträume zwischen ~2,72-2,115, 1,35-1,13 und 0,75-0,573 Ga zu quasistatischen Positionen konvergieren, wobei die Rekonstruktion nur geringfügig verändert wird. In den dazwischen liegenden Perioden entsprechen die Pole einer einheitlichen scheinbaren Polarwanderung. Obwohl sie im Gegensatz zum ersten Modell steht, umfasst die erste Phase (Protopangea) im Wesentlichen Vaalbara und Kenorland des ersten Modells. Die Erklärung für die lange Dauer des Superkontinents Protopangea-Paleopangea scheint darin zu liegen, dass während des Präkambriums die Plattentektonik (vergleichbar mit der Tektonik auf Mars und Venus) vorherrschte. Nach dieser Theorie wurde die Plattentektonik, wie sie auf der heutigen Erde zu beobachten ist, erst in der zweiten Hälfte der geologischen Zeit dominant. Dieser Ansatz wurde von vielen Forschern stark kritisiert, da er auf einer falschen Anwendung paläomagnetischer Daten beruht. ⓘ
Der phanerozoische Superkontinent Pangäa begann 215 Ma zu zerbrechen und tut dies auch heute noch. Da Pangäa der jüngste der Superkontinente der Erde ist, ist er auch der bekannteste und am besten erforschte. Zur Beliebtheit von Pangaea im Unterricht trägt auch die Tatsache bei, dass seine Rekonstruktion fast so einfach ist wie das Zusammensetzen der heutigen Kontinente, die an die atlantischen Ozeane grenzen, wie Puzzleteile. ⓘ
Zyklen von Superkontinenten
Ein Superkontinentenzyklus ist der Zerfall eines Superkontinents und die Entstehung eines anderen, der sich auf globaler Ebene abspielt. Die Zyklen der Superkontinente sind nicht identisch mit dem Wilson-Zyklus, der das Öffnen und Schließen eines einzelnen ozeanischen Beckens bezeichnet. Der Wilson-Zyklus stimmt nur selten mit dem Zeitablauf eines Superkontinent-Zyklus überein. Allerdings waren sowohl die Zyklen der Superkontinente als auch die Wilson-Zyklen an der Entstehung von Pangäa und Rodinia beteiligt. ⓘ
Säkulare Trends wie Karbonatite, Granulite, Eklogite und Deformationsereignisse im Grünsteingürtel sind allesamt mögliche Indikatoren für präkambrische Superkontinent-Zyklen, obwohl die Protopangea-Paleopangea-Lösung impliziert, dass Superkontinent-Zyklen im Stil des Phanerozoikums während dieser Zeit nicht aktiv waren. Es gibt auch Fälle, in denen diese säkularen Trends einen schwachen, ungleichmäßigen oder gar keinen Einfluss auf den Superkontinentenzyklus haben; säkulare Methoden zur Rekonstruktion von Superkontinenten werden Ergebnisse liefern, für die es nur eine Erklärung gibt, und jede Erklärung für einen Trend muss zu den anderen passen. ⓘ
Superkontinente und Vulkanismus
Man geht davon aus, dass die Ursachen für die Bildung und Ausbreitung von Superkontinenten in Konvektionsprozessen im Erdmantel zu suchen sind. Etwa 660 km tief im Erdmantel kommt es zu einer Diskontinuität, die die Oberflächenkruste durch Plumes und Superplumes (auch bekannt als große Provinzen mit niedriger Schergeschwindigkeit) beeinflusst. Wenn eine Platte der subduzierten Kruste dichter ist als der umgebende Mantel, sinkt sie bis zur Diskontinuität ab. Sobald sich die Platten auftürmen, sinken sie in einer so genannten "Plattenlawine" in den unteren Mantel. Diese Verschiebung an der Diskontinuität führt dazu, dass der untere Mantel dies ausgleicht und an anderer Stelle ansteigt. Der aufsteigende Mantel kann einen Plume oder Superplume bilden. ⓘ
Vulkanismus hat nicht nur Auswirkungen auf die Zusammensetzung des oberen Mantels, indem er die lithophilen Elemente mit großen Ionen auffüllt, sondern beeinflusst auch die Plattenbewegung. Die Platten werden in Richtung eines geoidalen Tiefs bewegt, vielleicht dort, wo sich die Plattenlawine ereignet hat, und von einem geoidalen Hoch weggeschoben, das durch die Plumes oder Superplumes verursacht werden kann. Dies führt dazu, dass sich die Kontinente zu Superkontinenten zusammenschieben, und war offensichtlich der Prozess, der dazu führte, dass sich die frühe kontinentale Kruste zu Protopangea verdichtete. Die Auflösung der Superkontinente wird durch den Wärmestau unter der Kruste verursacht, der durch das Aufsteigen sehr großer Konvektionszellen oder -plumes entsteht, und eine massive Wärmefreisetzung führte zum endgültigen Auseinanderbrechen von Paleopangea. Die Akkretion erfolgt über geoidale Tiefs, die durch Lawinenplatten oder die absteigenden Glieder von Konvektionszellen verursacht werden können. Beweise für die Akkretion und Dispersion von Superkontinenten finden sich in den geologischen Gesteinsaufzeichnungen. ⓘ
Der Einfluss bekannter Vulkanausbrüche ist nicht mit dem von Flutbasalten vergleichbar. Der Zeitpunkt der Flutbasalte wurde mit einem großräumigen Aufbrechen der Kontinente in Einklang gebracht. Da jedoch keine Daten über die Zeit vorliegen, die für die Bildung von Flutbasalten erforderlich ist, lassen sich die Auswirkungen auf das Klima nur schwer quantifizieren. Auch der Zeitpunkt eines einzelnen Lavastroms ist unbestimmt. Dies sind wichtige Faktoren dafür, wie Flutbasalte das Paläoklima beeinflusst haben. ⓘ
Superkontinente und Plattentektonik
Die globale Paläogeografie und die Wechselwirkungen zwischen den Platten, die bis zum Pangäa zurückreichen, sind heute relativ gut bekannt. Weiter zurück in der Erdgeschichte werden die Belege jedoch spärlicher. Meeresmagnetische Anomalien, passive Randanpassungen, geologische Interpretation orogener Gürtel, Paläomagnetismus, Paläobiogeografie von Fossilien und die Verteilung klimatisch empfindlicher Schichten sind allesamt Methoden, um Beweise für die Lage von Kontinenten und Indikatoren für die Umwelt im Laufe der Zeit zu erhalten. ⓘ
Im Phanerozoikum (541 Ma bis heute) und Präkambrium (4,6 Ga bis 541 Ma) gab es vor allem passive Ränder und detritische Zirkone (und orogene Granite), während es in der Zeit von Pangäa nur wenige gab. Passende Ränder von Kontinenten sind die Orte, an denen sich passive Ränder bilden. Die Ränder dieser Kontinente können sich spalten. An diesem Punkt wird die Ausbreitung des Meeresbodens die treibende Kraft. Passive Ränder entstehen also während des Auseinanderbrechens der Superkontinente und sterben während des Zusammenwachsens der Superkontinente ab. Der Superkontinent-Zyklus von Pangäa ist ein gutes Beispiel für die Effizienz der Nutzung des Vorhandenseins oder Fehlens dieser Einheiten, um die Entwicklung, den Bestand und das Auseinanderbrechen von Superkontinenten zu erfassen. Während des Zusammenschlusses von Pangaea kommt es zwischen 500 und 350 Ma zu einem starken Rückgang der passiven Ränder. Die Dauer von Pangäa ist durch eine geringe Anzahl passiver Ränder zwischen 336 und 275 Ma gekennzeichnet, und sein Auseinanderbrechen wird durch eine Zunahme der passiven Ränder genau angezeigt. ⓘ
Orogene Gürtel können sich während der Bildung von Kontinenten und Superkontinenten bilden. Die auf den Kontinentalblöcken vorhandenen orogenen Gürtel werden in drei verschiedene Kategorien eingeteilt und haben Auswirkungen auf die Interpretation der geologischen Körper. Interkratonische orogene Gürtel sind charakteristisch für die Schließung von Ozeanbecken. Eindeutige Indikatoren für intrakratonische Aktivität sind Ophiolite und andere ozeanische Materialien, die in der Suturzone vorhanden sind. Intrakratonische orogenetische Gürtel treten als Schubgürtel auf und enthalten kein ozeanisches Material. Das Fehlen von Ophiolithen ist jedoch kein starkes Indiz für intrakratonische Gürtel, da das ozeanische Material in einer intrakratonischen Umgebung herausgepresst und erodiert werden kann. Die dritte Art von orogenem Gürtel ist ein begrenzter orogener Gürtel, der aus dem Abschluss kleiner Becken besteht. Der Aufbau eines Superkontinents müsste intrakratonische orogenetische Gürtel aufweisen. Die Interpretation von orogenen Gürteln kann jedoch schwierig sein. ⓘ
Die Kollision von Gondwana und Laurasia fand im späten Paläozoikum statt. Durch diese Kollision entstand entlang des Äquators das variszische Gebirge. Diese 6000 km lange Gebirgskette wird gewöhnlich in zwei Teile unterteilt: Der östliche Teil besteht aus dem Herkynischen Gebirge aus dem späten Karbon, der westliche Teil aus den Appalachen, die im frühen Perm aufgeworfen wurden. (Die Existenz eines flachen Hochplateaus, wie das tibetische Plateau, ist umstritten.) Die Lage der variszischen Gebirgskette machte sie sowohl für die nördliche als auch für die südliche Hemisphäre einflussreich. Die Höhenlage der Appalachen würde die globale atmosphärische Zirkulation stark beeinflussen. ⓘ
Superkontinentales Klima
Die Kontinente beeinflussen das Klima des Planeten erheblich, wobei die Superkontinente einen größeren und stärkeren Einfluss haben. Kontinente verändern die globalen Windmuster, steuern die Strömungswege der Ozeane und haben eine höhere Albedo als die Ozeane. Winde werden durch Berge umgelenkt, und Albedo-Unterschiede führen zu Verschiebungen bei auflandigen Winden. Höhere Erhebungen im Inneren der Kontinente führen zu einem kühleren, trockeneren Klima, dem Phänomen der Kontinentalität. Das Phänomen der Kontinentalität ist heute in Eurasien zu beobachten, und die Gesteinsaufzeichnungen zeigen Hinweise auf Kontinentalität in der Mitte von Pangäa. ⓘ
Glaziale
Der Begriff Glazialepoche bezieht sich auf eine lange Episode der Vergletscherung auf der Erde über Millionen von Jahren. Gletscher haben große Auswirkungen auf das Klima, insbesondere durch die Veränderung des Meeresspiegels. Veränderungen der Lage und Höhe der Kontinente, der Paläolatitude und der Ozeanzirkulation beeinflussen die Glazialepochen. Es besteht ein Zusammenhang zwischen dem Rifting und dem Auseinanderbrechen von Kontinenten und Superkontinenten und den Glazialepochen. Nach dem oben beschriebenen ersten Modell für präkambrische Superkontinente war das Auseinanderbrechen von Kenorland und Rodinia mit den paläoproterozoischen bzw. neoproterozoischen Glazialepochen verbunden. Im Gegensatz dazu zeigt die zweite oben beschriebene Lösung, dass diese Vergletscherungen mit Perioden geringer kontinentaler Geschwindigkeit korrelierten, und es wird gefolgert, dass ein Rückgang der tektonischen und entsprechenden vulkanischen Aktivität für diese Intervalle globaler Kälte verantwortlich war. Während der Akkumulation von Superkontinenten mit Zeiten regionaler Hebung scheinen Glazialepochen selten zu sein, und es gibt kaum Belege dafür. Das Fehlen von Beweisen lässt jedoch nicht den Schluss zu, dass Gletscherepochen nicht mit der Kollisionsbildung von Superkontinenten zusammenhängen. Es könnte sich hierbei lediglich um eine Erhaltungsstörung handeln. ⓘ
Während des späten Ordoviziums (~458,4 Mio. Jahre) könnte die besondere Konfiguration Gondwanas eine Vergletscherung und hohe CO2-Werte zur gleichen Zeit ermöglicht haben. Einige Geologen sind jedoch anderer Meinung und gehen davon aus, dass es in dieser Zeit zu einem Temperaturanstieg kam. Dieser Anstieg könnte durch die Bewegung von Gondwana über den Südpol hinweg stark beeinflusst worden sein, was eine längere Schneeansammlung verhindert haben könnte. Obwohl die Temperaturen am Südpol im späten Ordovizium den Gefrierpunkt erreicht haben könnten, gab es während des frühen Silur (~443,8 Ma) bis zum späten Mississippium (~330,9 Ma) keine Eisschilde. Dies stimmt mit der Theorie überein, dass kontinentaler Schnee auftreten kann, wenn der Rand eines Kontinents in der Nähe des Pols liegt. Daher könnte Gondwana, obwohl es tangential zum Südpol liegt, entlang seiner Küste vergletschert gewesen sein. ⓘ
Niederschlag
Obwohl die Niederschlagsraten während monsunaler Zirkulationen schwer vorherzusagen sind, gibt es Hinweise auf eine große orographische Barriere im Inneren von Pangäa während des späten Paläozoikums (~251,902 Ma). Die Möglichkeit des SW-NE verlaufenden Appalachen-Herzynischen Gebirges macht die monsunalen Zirkulationen der Region potenziell vergleichbar mit den heutigen monsunalen Zirkulationen rund um das tibetische Plateau, von dem bekannt ist, dass es das Ausmaß der monsunalen Perioden innerhalb Eurasiens positiv beeinflusst. Es ist daher zu erwarten, dass eine geringere Topografie in anderen Regionen des Superkontinents während des Jura die Niederschlagsschwankungen negativ beeinflussen würde. Das Auseinanderbrechen der Superkontinente könnte die lokalen Niederschläge beeinflusst haben. Wenn ein Superkontinent zerbricht, kommt es zu einer Zunahme des Niederschlagsabflusses über die Oberfläche der kontinentalen Landmassen, wodurch die Silikatverwitterung und der CO2-Verbrauch zunehmen. ⓘ
Temperatur
Obwohl die Sonneneinstrahlung im Archäikum um 30 Prozent und an der Grenze zwischen Kambrium und Präkambrium um sechs Prozent abnahm, hat die Erde im gesamten Präkambrium nur drei Eiszeiten erlebt. Falsche Schlussfolgerungen sind wahrscheinlicher, wenn sich die Modelle auf eine Klimakonfiguration beschränken (die in der Regel die heutige ist). ⓘ
Die kalten Winter im Inneren der Kontinente sind auf das Verhältnis von Strahlungskühlung (größer) und Wärmetransport von den Kontinentalrändern zurückzuführen. Um die Wintertemperaturen im Inneren der Kontinente zu erhöhen, muss die Wärmetransportrate größer werden als die Rate der Strahlungskühlung. Mit Hilfe von Klimamodellen sind Änderungen des atmosphärischen CO2-Gehalts und des ozeanischen Wärmetransports nicht vergleichsweise wirksam. ⓘ
CO2-Modelle deuten darauf hin, dass die Werte im späten Känozoikum und während der Vergletscherung im Karbon-Permium niedrig waren. Allerdings sind die Werte im frühen Paläozoikum viel höher (mehr als zehn Prozent höher als die heutigen Werte). Dies könnte auf die hohen Ausbreitungsraten des Meeresbodens nach dem Auseinanderbrechen der präkambrischen Superkontinente und das Fehlen von Landpflanzen als Kohlenstoffsenke zurückzuführen sein. ⓘ
Es ist davon auszugehen, dass die saisonalen Temperaturen im Pangäischen Meer während des späten Perm drastisch schwankten. In den Subtropen waren die Sommertemperaturen 6-10 Grad wärmer als heute, und in den mittleren Breiten herrschten im Winter weniger als -30 Grad Celsius. Diese jahreszeitlichen Schwankungen innerhalb des Superkontinents wurden durch die Größe von Pangaea beeinflusst. Und genau wie heute gab es in den Küstenregionen viel weniger Schwankungen. ⓘ
Während des Jura stiegen die Sommertemperaturen entlang des nördlichen Randes von Laurasia, dem nördlichsten Teil von Pangäa (der südlichste Teil von Pangäa war Gondwana), nicht über null Grad Celsius. Aus Russland stammende, aus dem Eis stammende Tropfsteine sind Indikatoren für diese nördliche Grenze. Man geht davon aus, dass es im Jura entlang des 90. östlichen Längengrades etwa 10 Grad Celsius wärmer war als im heutigen zentralen Eurasien. ⓘ
Milankovitch-Zyklen
Viele Studien über die Milankovitch-Zyklen während der Zeiträume der Superkontinente haben sich auf die mittlere Kreidezeit konzentriert. Die gegenwärtigen Amplituden der Milankovitch-Zyklen über dem heutigen Eurasien spiegeln sich möglicherweise sowohl in der südlichen als auch in der nördlichen Hemisphäre des Superkontinents Pangäa wider. Klimamodellierungen zeigen, dass die Sommerschwankungen auf Pangaea 14-16 Grad Celsius betrugen, was ähnlich oder leicht höher ist als die Sommertemperaturen in Eurasien während des Pleistozäns. Es wird erwartet, dass die Milankovitch-Zyklen mit der größten Ausdehnung während der Trias und des Jura in mittleren bis hohen Breitengraden stattfanden. ⓘ
Proxies
Granite und detritische Zirkone treten in den Gesteinsaufzeichnungen auffallend ähnlich und episodisch auf. Ihre Schwankungen korrelieren mit den präkambrischen Superkontinent-Zyklen. Die U-Pb-Zirkondaten aus orogenen Graniten gehören zu den zuverlässigsten Altersbestimmungen. Es gibt einige Probleme, wenn man sich auf Zirkone aus Granit verlässt, wie z. B. den Mangel an gleichmäßigen globalen Daten und den Verlust von Granitzirkonen durch sedimentäre Überdeckung oder plutonischen Verbrauch. Wo Granitzirkone nicht ausreichen, treten detritische Zirkone aus Sandsteinen auf, die die Lücken schließen. Diese detritischen Zirkone werden aus den Sanden der großen modernen Flüsse und ihrer Einzugsgebiete gewonnen. Ozeanische magnetische Anomalien und paläomagnetische Daten sind die wichtigsten Quellen für die Rekonstruktion der Lage von Kontinenten und Superkontinenten bis etwa 150 Millionen Jahre zurück. ⓘ
Superkontinente und atmosphärische Gase
Plattentektonik und die chemische Zusammensetzung der Atmosphäre (insbesondere Treibhausgase) sind die beiden wichtigsten Faktoren auf der geologischen Zeitskala. Die Kontinentalverschiebung beeinflusst sowohl kalte als auch warme klimatische Episoden. Die atmosphärische Zirkulation und das Klima werden stark von der Lage und Bildung der Kontinente und Megakontinente beeinflusst. Daher beeinflusst die Kontinentalverschiebung die globale Durchschnittstemperatur. ⓘ
Der Sauerstoffgehalt des Archäischen Äons war vernachlässigbar und liegt heute bei etwa 21 %. Man geht davon aus, dass der Sauerstoffgehalt der Erde in sechs oder sieben Schritten angestiegen ist, die zeitlich sehr eng mit der Entwicklung der Superkontinente der Erde zusammenhängen.
- Kontinente kollidieren
- Bildung von Supergebirgen
- Erosion der Supergebirge
- Große Mengen an Mineralien und Nährstoffen werden in den offenen Ozean gespült
- Explosion des marinen Algenlebens (zum Teil aus den festgestellten Nährstoffen)
- Bei der Photosynthese erzeugte Massen an Sauerstoff
Der Prozess des Anstiegs des atmosphärischen Sauerstoffgehalts auf der Erde begann theoretisch mit der Kontinent-Kontinent-Kollision riesiger Landmassen, die Superkontinente und damit möglicherweise Gebirgszüge (Supergebirge) bildeten. Diese Supergebirge wären erodiert, und die großen Mengen an Nährstoffen, einschließlich Eisen und Phosphor, wären in die Ozeane geschwemmt worden, so wie wir es heute erleben. Die Ozeane wären dann reich an Nährstoffen, die für photosynthetische Organismen essenziell sind, die dann in der Lage wären, große Mengen an Sauerstoff zu veratmen. Es besteht offensichtlich ein direkter Zusammenhang zwischen der Orogenese und dem Sauerstoffgehalt in der Atmosphäre. Es gibt auch Hinweise auf eine verstärkte Sedimentation zum Zeitpunkt dieser massiven Sauerstoffanreicherung, was bedeutet, dass der organische Kohlenstoff und Pyrit zu diesen Zeiten eher unter Sedimenten vergraben waren und daher nicht mit dem freien Sauerstoff reagieren konnten. Dadurch wurde der Anstieg des atmosphärischen Sauerstoffs aufrechterhalten. ⓘ
Während dieser Zeit, 2,65 Ga, kam es zu einem Anstieg der Molybdän-Isotopenfraktionierung. Dieser Anstieg war vorübergehend, unterstützt aber den Anstieg des atmosphärischen Sauerstoffs, da Molybdänisotope freien Sauerstoff zur Fraktionierung benötigen. Zwischen 2,45 und 2,32 Ga fand die zweite Periode der Sauerstoffanreicherung statt, die auch als "großes Sauerstoffereignis" bezeichnet wird. Viele Indizien sprechen für dieses Ereignis, darunter das Auftreten roter Schichten bei 2,3 Ga (was bedeutet, dass Fe3+ produziert wurde und zu einem wichtigen Bestandteil der Böden wurde). Die dritte Phase der Oxygenierung (ca. 1,8 Ga) wird durch das Verschwinden von Eisenformationen angezeigt. Neodym-Isotopenstudien deuten darauf hin, dass die Eisenformationen in der Regel aus kontinentalen Quellen stammen, was bedeutet, dass gelöstes Fe und Fe2+ während der kontinentalen Erosion transportiert werden mussten. Ein Anstieg des atmosphärischen Sauerstoffs verhindert den Fe-Transport, so dass das Fehlen von Eisenformationen auf einen Anstieg des Sauerstoffs zurückzuführen sein könnte. Das vierte Ereignis der Sauerstoffanreicherung, etwa 0,6 Ga, basiert auf modellierten Raten von Schwefelisotopen aus marinen Karbonat-assoziierten Sulfaten. Ein Anstieg (nahezu eine Verdoppelung der Konzentration) der Schwefelisotope, den diese Modelle nahelegen, würde einen Anstieg des Sauerstoffgehalts in den tiefen Ozeanen erfordern. Zwischen 650 und 550 Ma gab es drei Anstiege des Sauerstoffgehalts der Ozeane, dieser Zeitraum ist die fünfte Phase der Oxygenierung. Einer der Gründe dafür, dass es sich bei diesem Zeitraum um ein Oxygenierungsereignis handelt, ist der Anstieg des redoxempfindlichen Molybdäns in Schwarzschiefern. Das sechste Ereignis fand zwischen 360 und 260 Ma statt und wurde durch Modelle identifiziert, die auf Verschiebungen im Gleichgewicht von 34S in Sulfaten und 13C in Karbonaten hindeuten, die durch einen Anstieg des atmosphärischen Sauerstoffs stark beeinflusst wurden. ⓘ
Einfluss der Superkontinente auf Klima und Lebewelt
Wenn alle Kontinente 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 den Übergang eines großen in mehrere kleinere Kontinente beeinflusst: Die Ausbreitung von Landlebewesen auf einem einzigen Kontinent 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. ⓘ
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 Evaporitbecken gibt, in denen sich sulfatreiche 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. ⓘ
- Strontium und Osmium: Bei der chemischen Verwitterung von Kalzium- und Magnesiumsilikaten (z. B. Plagioklasen, Amphibolen und 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 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. 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 Zerfallsprodukte von 187Re bzw. 87Rb. 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. 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. ⓘ