Karbon

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Karbon
System des Phanerozoikums
Ära Paläozoikum
System davor Devon
Beginn 358,9 mya
Ende 298,9 mya
System danach Perm
Mittlerer atmo­sphä­ri­scher O2-Anteil 32,5 Vol.-%[1]
(163 % von heute)
Mittlerer atmo­sphä­ri­scher CO2-Anteil 800 ppm[2]
(Das 2-fache von heute)
Mittlere Bodentem­peratur 14 °C[3]
(0 °C über/unter heute)
❮ System Sub­system Serie Stufe ≈ Alter (mya)
❮ später später später später jünger
K

a

r

b

o

n 		Pennsyl­vanium Oberes
Pennsyl­vanium 		Gzhe­lium 298,9
⬍
303,7
Kasimo­vium 303,7
⬍
307
Mittleres
Pennsyl­vanium 		Mosko­vium 307
⬍
315,2
Unteres
Pennsyl­vanium 		Bashki­rium 315,2
⬍
323,2
Missis­sippium Oberes
Missis­sippium 		Serpu­kho­vium 323,2
⬍
330,9
Mittleres
Missis­sippium 		Viséum 330,9
⬍
346,7
Unteres
Missis­sippium 		Tournai­sium 346,7
⬍
358,9
früher früher früher früher älter

Das Karbon ist in der Erdgeschichte das fünfte chronostratigraphische System bzw. die fünfte geochronologische Periode des Paläozoikums. Das Karbon begann vor etwa 358,9 Millionen Jahren und endete vor etwa 298,9 Millionen Jahren. Es wird vom Perm überlagert und vom Devon unterlagert.

Geschichte und Namensgebung

Das Karbon wurde bereits 1822 von William Daniel Conybeare und William Phillips in England als geologisches System (Periode) eingeführt (Carboniferous Series). Namensgebend sind die weltweit verbreiteten Kohleflöze vor allem im Oberkarbon (lateinisch carbo ‚Kohle‘). In deutschsprachiger Literatur ist teilweise auch die Bezeichnung „(Stein-)Kohlezeitalter“ gebräuchlich.

Definition und GSSP

Die Untergrenze des Karbon (und zugleich der Mississippium-Serie und der Tournaisium-Stufe) wird durch das Erstauftreten der Conodonten-Art Siphonodella sulcata innerhalb der Entwicklungslinie von Siphonodella praesulcata zu Siphonodella sulcata definiert. Die Obergrenze und damit die Untergrenze des Perm bildet das Erstauftreten der Conodonten-Art Streptognathodus isolatus. Das offizielle Referenzprofil der Internationalen Kommission für Stratigraphie (Global Stratotype Section and Point, GSSP) für das Karbon ist das La Serre-Profil in der südöstlichen Montagne Noire (Frankreich). Es handelt sich um einen etwa 80 cm tiefen Schurf am Südabhang des Berges La Serre, ungefähr 125 m südlich des Gipfels (252 m) und etwa 525 m östlich der Maison La Roquette, auf dem Gebiet des Ortes Cabrières, 2,5 km nordöstlich der Ortschaft Fontès (Département Hérault, Frankreich).

Untergliederung des Karbon

Geologisches Profil durch das Kohlefeld bei Zwickau (aus Meyers Konversations-Lexikon (1885–90))

Das Karbon wird international in zwei Subsysteme und sechs Serien mit insgesamt sieben Stufen unterteilt.

Regional waren weitere Untergliederungen in Gebrauch. Das mitteleuropäische Karbon wurde in Dinantium (Unterkarbon) und in Silesium (Oberkarbon) unterteilt. Die Grenze zwischen mitteleuropäischem Unter- und Oberkarbon und internationalen Unter- und Oberkarbon differiert jedoch. Auch die Obergrenze des Silesium stimmt nicht mit der internationalen Karbon-Perm-Grenze überein, sondern liegt noch deutlich in der Gzhelium-Stufe der internationalen Gliederung. Das russische Karbon wurde in Ober-, Mittel- und Unterkarbon unterteilt.

Die biostratigraphische Zonengliederung beruht hauptsächlich auf marinen Wirbellosen: Goniatiten (eine Gruppe der Ammoniten), Conodonten (zahnähnliche Hartteile schädelloser Chordatiere), Armfüßer (Brachiopoda), Korallen und Großforaminiferen. Im Oberkarbon fußt die biostratigraphische Gliederung für die terrestrischen (festländischen) Ablagerungen zum Teil auch auf Landpflanzen.

Paläogeographie

Bereits im Silur war es zur Kollision der beiden Kontinentmassen Laurentia (Nordamerika) und Baltica (Nordeuropa und Russische Tafel) gekommen. Dieses plattentektonische Ereignis bezeichnet man als kaledonische Orogenese. Der neu gebildete Kontinent trägt den Namen Laurussia oder auch Old-Red-Kontinent. Zwischen Laurussia und dem weiter südlich liegenden Großkontinent von Gondwana (Afrika, Südamerika, Antarktika, Australien und Indien) befand sich ein durch verschiedene Terranes, kleinere Massen kontinentaler Kruste, gegliederter Meeresraum. Erste Kollisionen in diesem Bereich hatten schon im unteren Devon die variszische Orogenese eingeleitet. Im Verlauf des Unterkarbon setzte sich die Konvergenz von Laurussia und Gondwana fort und erreichte an der Wende von Unter- und Oberkarbon einen ersten Höhepunkt. Diese Kontinent-/Kontinent-Kollision ist die Ursache der variszischen Orogenese in Europa. Im Oberkarbon schloss sich der Bereich zwischen Nordwestafrika und Nordamerika, die Bildung der Appalachen fand damit ihren Abschluss. Mit dem Anschluss des sibirischen und des Kasachstan-Kraton an Laurussia (dabei entstand das Ural-Gebirge) waren schließlich im Perm alle großen Kontinentalmassen zu dem Superkontinent Pangaea vereinigt. Der Pangaea umgebende Ozean wird Panthalassa genannt.

Klima und Umwelt

Darstellung der Riesenlibelle Meganeura aus dem Oberen Karbon

Nachdem im Oberdevon – zunächst vor allem in tropischen Regionen – erste größere Waldareale entstanden,[4] erreichte die Ausdehnung der Wald- und Sumpflandschaften in der „Steinkohlenzeit“ des Karbon ein neues Maximum. Das Tournaisium (358,9 bis 346,7 mya), die erste chronostratigraphische Stufe des Karbon, verzeichnete nach einer ausgeprägten Abkühlungsphase an der Devon-Karbon-Grenze einen Meeresspiegelanstieg mit erneuter Ausbreitung von Schelfmeeren unter den Bedingungen eines Warmklimas. Dieser Erwärmungstrend flachte am Beginn des Mittleren Tournaisiums ab und ging allmählich in den Klimazustand des Permokarbonen Eiszeitalters über, verbunden mit ersten Vergletscherungen der innerhalb des südlichen Polarkreises liegenden Landmassen. Zu Beginn des Karbon lag die Südspitze Afrikas als Teil des Großkontinents Gondwana in unmittelbarer Südpolnähe, ehe am Übergang zum Perm die polnahe Position von Antarktika eingenommen wurde. Hinweise auf großflächige Vergletscherungen finden sich in vielen Regionen Gondwanas in Form von Tilliten (Moränenablagerungen) in verschiedenen sedimentären Horizonten. Dies deutet auf einen mehrmaligen ausgeprägten Wechsel von Warm- und Kaltzeiten hin.

Die über Jahrmillionen wenig veränderte Lage des Großkontinents Gondwana im Umkreis der Antarktis trug durch die Wirkung der Eis-Albedo-Rückkopplung wesentlich zur Entstehung des Permokarbonen Eiszeitalters bei, das mit einer Dauer von annähernd 80 Millionen Jahren vom Unterkarbon bis in das Mittlere Perm reichte.[5] Ein primärer Klimafaktor war zudem die während des Karbon erfolgte Ausbreitung tief wurzelnder und das Erdreich aufspaltender Gewächse.[6] Die Kombination von verstärkter Bodenerosion mit umfangreichen Inkohlungsprozessen entzog der Atmosphäre große Mengen an Kohlenstoff. Dadurch fiel die atmosphärische CO2-Konzentration im Verlauf des Karbon auf einen bis dahin einmaligen Tiefstwert.[7] Im Gegensatz dazu stieg im Oberkarbon der Sauerstoffgehalt auf den Rekordwert von 33 bis 35 Prozent,[8] jedoch im Verbund mit den wahrscheinlich verheerendsten Wald- und Flächenbränden der Erdgeschichte,[9] möglicherweise mit der Nebenwirkung eines weltumspannenden, das Sonnenlicht dämpfenden Rauch- und Dunstnebels.[10]

Vor etwa 310 Millionen Jahren vereinigten sich die Großkontinente Laurussia und Gondwana endgültig zum Superkontinent Pangaea. Auf dem Höhepunkt ihrer Ausdehnung im Unterperm erstreckte sich Pangaea von der Nordpolarregion bis in die Antarktis und umfasste einschließlich der Schelfmeere eine Fläche von 138 Millionen km².[11] Aufgrund dieser riesigen Festlandsbarriere stockte der Wasser- und Wärmeaustausch der äquatorialen Meeresströmungen, und der globale Abkühlungstrend wurde dadurch weiter verstärkt. Die beiden letzten Stufen des Karbon – Gzhelium und Kasimovium – waren geprägt von einem relativ raschen Wechsel verschiedener Klimazustände, die offenbar in hohem Maße von den zyklischen Veränderungen der Erdbahnparameter gesteuert wurden, mit Schwankungen der CO2-Konzentration im Bereich von 150 bis 700 ppm[12] und überlagert von einem allmählich stärker werdenden Trend zur Aridifikation.[13] Aufgrund der im Vergleich zu heute um etwa 2 bis 3 Prozent geringeren Sonneneinstrahlung erreichten die globalen Durchschnittstemperaturen im Oberkarbon 12 bis 14 °C während einer Warmzeit und lagen in den Kernphasen der Glazialperioden nur wenig über dem Gefrierpunkt.[14][15] Laut einer Studie von 2017 verringerte sich der Kohlenstoffdioxid-Gehalt im frühesten Perm weiter und sank kurzzeitig auf einen Wert um 100 ppm. Falls sich diese Annahme bestätigt, rückte das Erdsystem damals in die unmittelbare Nähe jenes Kipppunkts, der den Planeten in den Klimazustand einer globalen Vereisung überführt hätte, vergleichbar den Schneeball-Erde-Ereignissen im Neoproterozoikum.[15]

Das Diorama Steinkohlenwald des Ruhr-Museums veranschaulicht die Vegetation im Klima des Karbon

Im späten Karbon kam es durch die zunehmend ariden Bedingungen zum Zusammenbruch der in Äquatornähe angesiedelten Regenwälder (in der Fachliteratur als Carboniferous Rainforest Collapse bezeichnet) und damit zum ersten pflanzlichen Massenaussterben.[16] Die tropischen Wälder wurden innerhalb einer geologisch sehr kurzen Zeitspanne auf einige Vegetationsinseln dezimiert, und ebenso verschwand die Mehrzahl der Feucht- und Sumpfgebiete.[17] Vom Verlust dieser Biotope besonders betroffen waren verschiedene Gliederfüßer, ein Großteil der damaligen Amphibien (Temnospondyli) und frühe Reptilien mit semiaquatischer Lebensweise.[18] Durch die Fragmentierung der Lebensräume ging die Biodiversität der Landwirbeltiere (Tetrapoda) an der Karbon-Perm-Grenze deutlich zurück und blieb im frühen Perm zunächst niedrig, ehe im weiteren Verlauf die Artenvielfalt allmählich wieder zunahm.[19]

Landschaftsrekonstruktionen des Karbon werden in Museen häufig in Form von Graphiken präsentiert. Ein lebensgroßes Diorama des Ruhr Museums in Essen vermittelt einen dreidimensionalen Eindruck eines Steinkohlenwalds des Karbon. Ein begehbares Modell einer Karbon-Landschaft ist im Saarland auf dem Gelände der ehemaligen Grube Landsweiler-Reden zu besichtigen. Im Dortmunder Botanischen Garten Rombergpark ist seit 1958 ein Pflanzenschauhaus dem Steinkohlenwald gewidmet und macht das Klima des Karbons erlebbar.

Entwicklung der Fauna

Aviculopecten und Syringothyris

Im Oberen Devon ereigneten sich mit dem Kellwasser-Ereignis (372 mya) und dem direkt an der Devon-Karbon-Grenze stattfindenden Hangenberg-Ereignis (359 mya) zwei Massenaussterben, in deren Verlauf jeweils bis zu 75 Prozent aller Arten ausstarben.[20] Davon betroffen waren Ammoniten, Brachiopoden (Armfüßer), Trilobiten, Conodonten, Stromatoporen, Ostrakoden (Muschelkrebse) sowie vor allem die Placodermi (Panzerfische). Zudem wurde das Phytoplankton so stark reduziert, dass dessen ursprüngliche Artenvielfalt erst wieder im Mesozoikum erreicht wurde.[21] Auch etliche Riffbauer unter den Korallen fielen dem Massenaussterben zum Opfer. Das hatte zur Folge, dass die Zahl der Korallenriffe in erheblichem Umfang abnahm. Einige Wissenschaftler sind der Meinung, dass deshalb die marinen Ökosysteme von einer länger anhaltenden Sauerstoffverknappung stark beeinträchtigt wurden. Dies könnte den Anstoß für die Entwicklungslinie der Amphibien gegeben haben. Erst im mittleren Unterkarbon kam es wieder zu einer größeren Radiation. Die fossilienarme Zeit vor 360 bis 345 Millionen Jahren wird nach dem Paläontologen Alfred Romer als „Romer-Lücke“ (engl. Romer’s Gap) bezeichnet.

Leben in den Ozeanen

Die fossile Fauna des Karbonmeeres (aus Meyers Konversations-Lexikon, 4. Auflage, 1885–90)

Die Placodermi, die in den Ozeanen des Devon die vorherrschende Gruppe waren, erholten sich nicht vom Massenaussterben an der Wende Devon/Karbon. Die Entwicklung verlief hin zu beweglicheren Formen der Strahlenflosser. Auch die Trilobiten, die seit dem Kambrium wichtige Leitfossilien waren, überlebten im Karbon nur mit wenigen Arten und verloren ihre bisherige Bedeutung.

Andere gesteinsbildende Organismengruppen waren Moostierchen (Bryozoa, verästelte oder fächerförmige, koloniebildende Tiere) und Formen der Foraminiferen, die Großforaminiferen (vor allem Schwagerina und Fusulina aus der Ordnung der Fusulinida). Großforaminiferen sind einzellige, benthisch lebende, amöboide Lebewesen, die jedoch bis 13 cm Größe erreichen.

Die Ammonoideen, eine Gruppe der Kopffüßer (Cephalopoda), entwickelten im Karbon eine große Diversität. Die Biostratigraphie des Karbon beruht zum großen Teil auf dieser Gruppe. Die ersten innenschaligen Cephalopoden (Tintenfische oder Coleoidea) erscheinen.

Bei den Rugosen, eine Gruppe der Blumentiere, erlangten die Zaphrentidae an Bedeutung, mit z. B. Zaphrentoides und Lithostrotion. Die Tabulaten und auch die Stromatoporen nahmen ab. Ein Beispiel für Tabulaten im Karbon ist Michelinia. Im Karbon erschienen mit z. B. Dendropupa die ersten Süßwasserschnecken. Bei den marinen Muscheln sind die Pectinaceen (mit der Gattung Posidonia) und die neu auftretenden Pinniden und Limiden zu nennen.[22]

Leben auf dem Land

Die ältesten Insekten (Insecta) sind bereits aus dem Unterdevon bekannt, ob sich zu diesem Zeitpunkt bereits geflügelte Insekten entwickelt hatten, ist unsicher und umstritten. Die ältesten Fossilien unzweideutig geflügelter Insekten, mit erhaltenen Flügeln, stammen aus dem jüngsten Unterkarbon.[23] Im Oberkarbon waren die geflügelten Insekten bereits sehr divers entwickelt. Aufgrund des hohen Sauerstoffgehaltes der Atmosphäre bildeten sich im Laufe des Karbons unter den Insekten Riesenformen aus, so die Libelle Meganeura. Die früher als größte bekannte Spinne angesehene Gattung Megarachne wird heute zu den Eurypteriden gezählt.

Die an Land lebenden Wirbeltiere des Karbon waren vor allem Amphibien und die ersten Reptilien, darunter die Protorothyrididae. Viele Formen, wie Crassigyrinus behielten jedoch eine aquatische oder zumindest semiaquatische Lebensweise bei. Die Amphibien hatten an Land keinerlei Nahrungskonkurrenten und entwickelten mannigfaltige Formen. Manche Arten erreichten Größen von bis zu sechs Metern.

Die ersten den Reptilien zugeordneten Skelette sind an der Basis des Oberkarbons gefunden worden. Vermutlich entwickelte sich während des Oberkarbons auch das so genannte Amnion-Ei, mit fester Außenschale und zwei Dottersäcken. Da das Amnion-Ei in sich einen abgeschlossenen Flüssigkeitskörper darstellt, bedeutete es größere Unabhängigkeit vom Wasser bei der Fortpflanzung.

Entwicklung der Flora

Landpflanzen des Karbons im Lebensbild (aus Meyers Konversations-Lexikon, 4. Auflage, 1885–90)

Man kann das Karbon, zumindest das Oberkarbon, auch als das Zeitalter der Farne bezeichnen. In weit ausgedehnten Kohlesümpfen entstanden die weltgrößten Vorräte an Steinkohlen. Die vorherrschenden Vertreter der Flora in den Kohlesümpfen waren die Gattungen Schuppenbäume (Lepidodendron) und Siegelbäume (Sigillaria), baumartige Pflanzen, die zur Klasse der Bärlapppflanzen (Lycopodiopsida) gezählt werden. Die Vertreter beider Gattungen erreichten Größen von bis zu 40 Metern und Stammdurchmesser von über einem Meter.

Die Schachtelhalme (Equisetopsida) brachten mit den Kalamiten (Calamites) ebenfalls bis zu 20 Meter große Baumformen hervor (meist sind von den Stämmen nur Steinkerne der verholzten Markröhren erhalten).

Die bereits im Devon erschienene Gruppe der Gefäßsporenpflanzen (Pteridophyta) brachte mit Glossopteris (auf dem damaligen Südkontinent Gondwana) ebenfalls baumartige Formen hervor. Diese Pflanzen zeigten Jahresringe, was auf die Gondwana-Vereisung im Oberkarbon zurückzuführen ist.

Seit dem Oberkarbon lassen sich die ersten Vertreter der Nacktsamigen Pflanzen (Gymnospermen, Nacktsamer) nachweisen. Bekannte Beispiele für karbonische Samenpflanzen sind die Farnsamer und die nadeltragenden Cordaiten. Die zu den Voltziales zählende, ebenfalls benadelten Gattungen Lebachia der Utrechtiaceae und Walchia treten erst im obersten Oberkarbon auf. Über die systematische Einordnung der beiden Gattungen existieren unterschiedliche Meinungen,[24] teilweise wird z. B. der Gattungsname Lebachia durch Utrechtia ersetzt, Walchia wird oft als Formgattung für nicht sicher einordbare Fossilien geführt (im Englischen als walchian conifers bekannt). Ebenfalls treten die Cordaite erstmals gegen Ende des Karbons auf. Diese Wälder bildenden Nadelbäume überlebten das Massenaussterben an der Perm-Trias-Grenze nicht. Die Cordaiten und die im Unterjura ausgestorbenen Voltziales werden zu den Koniferen (Nadelbäume) gestellt.

Das Karbon in Mitteleuropa

Kohlenkalk-Fazies

Am Südrand von Laurussia (dem Kontinent, der sich im Silur durch die Kollision von Laurentia (Nordamerika) und Baltica (Nordeuropa und Russland) gebildet hatte) kam es im Unterkarbon zur Sedimentation von sehr fossilreichen Kalken. Der Bereich der sog. Kohlenkalk-Fazies erstreckte sich von Irland/England, Belgien und die Ardennen über das linksrheinische Schiefergebirge bis nach Polen. Im Bereich Englands wurde die marine Karbonatsedimentation durch mehrere Hochzonen gegliedert (vor allem das London-Brabanter-Massiv und die Normannische Schwelle). Zur Ablagerung kamen Bryozoen-Riffkalke, Schuttkalke und dunkle bituminöse Kalke. An Fossilien sind vor allem Bryozoen, Korallen, Armfüßer (Brachiopoda), Goniatiten und Crinoiden überliefert. Die Kohlenkalk-Fazies erreicht 300 bis 700 Meter Mächtigkeit und ist mit der südlich anschließenden Kulm-Fazies (siehe unten) über Riffschutt und Kalkturbidite verzahnt.

Kulm-Fazies

Die Kulm-Fazies schließt sich südlich an die Kohlenkalk-Fazies an. Sie stellt eine synorogene Sedimentation dar, also Ablagerungen, die gleichzeitig mit der Gebirgsbildung der variszischen Orogenese erfolgten. Das klastische Material wurde dabei von der Mitteldeutschen Kristallinschwelle, damals ein Inselbogen, geliefert. Das Sedimentationsbecken, in dem die Kulm-Fazies zur Ablagerung kam, wurde durch diese Schwelle grob in einen nördlichen und einen südlichen Bereich geteilt. Der nördliche Bereich bildet heute das Rheinische Schiefergebirge. In diesem Beckenbereich kamen hauptsächlich Tonschiefer (mit der bivalven Muschel Posidonia becheri) und Radiolarien führende Kieselschiefer (Lydite) zur Ablagerung.

Im südlichen Bereich herrschte eine Flyschfazies mit turbiditischen Sandsteinen, Grauwacken und Olisthostromen vor. Die Kulm-Fazies erreichte in diesem südlichen Becken Mächtigkeiten von bis zu 3.000 Meter.

Die variszische Orogenese

Beim variszischen Gebirge handelt es sich um ein kompliziert gebautes Decken- und Faltengebirge. Die enorme Krustenverkürzung macht sich in starken Verfaltungen und internen Überschiebungen bemerkbar. Der Name stammt von den Variskern, einem im Vogtland ansässigen Volksstamm. Das mitteleuropäische Variszikum wird von Norden nach Süden in folgende Zonen eingeteilt:

Die ersten Kollisionen von Terranes (kleinere Massen kontinentaler Kruste) fanden bereits im Devon statt. Zur Hauptfaltungsphase der variszischen Orogenese kam es an der Grenze Unter/Oberkarbon, auch als sudetische Phase bezeichnet. Bis ins Perm ist in den mitteleuropäischen Varisziden tektonische Aktivität nachweisbar.

Oberkarbon – Die postvariszische Entwicklung

Während der Hauptphase der variszischen Gebirgsbildung waren große Teile Europas zu Festland und damit zu Abtragungsgebieten geworden. Die Sedimentation im Oberkarbon unterschied sich damit grundlegend von den Verhältnissen im Unterkarbon.

Subvariszikum

An den Rändern des Subvariszischen Beckens entwickelte sich hauptsächlich im Westfalium ein Gürtel mit ausgedehnten paralischen Kohlesümpfen (zur Entstehung paralischer Kohlen kommt es an Küstengebieten: durch wiederholten Anstieg und Abfall des Meeresspiegels werden Sumpfgebiete überschwemmt, von Schlamm überdeckt und wieder zu Festland, sodass sich neue Sumpfgebiete entwickeln). Dieser Gürtel paralischer Kohlesümpfe zog sich von Südengland über das Ruhrgebiet bis nach Polen. Im Ruhrgebiet erreicht das Oberkarbon eine maximale Mächtigkeit von 6000 Metern.

Literatur

  • George R. McGhee Jr.: Carboniferous Giants and Mass Extinction. The Late Paleozoic Ice Age World. Columbia University Press, New York 2018, ISBN 978-0-231-18097-9.
  • Andreas Braun: Das Karbon. Nicht nur Steinkohle. In: Biologie in unserer Zeit. 32, 5, 2002, ISSN 0045-205X, S. 286–293.
  • L. R. M. Cocks, T. H. Torsvik: European geography in a global context from the Vendian to the end of the Palaeozoic. In: David G. Gee, Randell A. Stephenson (Hrsg.): European Lithosphere Dynamics. Geological Society, London 2006, ISBN 1-86239-212-9 (Geological Society Memoir 32).
  • Peter Faupl: Historische Geologie. Eine Einführung. (= UTB für Wissenschaft – Uni-Taschenbücher – Geowissenschaften. 2149). 2., verbesserte Auflage. Facultas, Wien 2003, ISBN 3-8252-2149-0.
  • Wolfgang Frisch, Jörg Loeschke: Plattentektonik. (= Erträge der Forschung. 236). 3., überarbeitete Auflage. Wissenschaftliche Buchgesellschaft Darmstadt, 1993, ISBN 3-534-09410-7, Kapitel 10.2: Paläozoische Gebirgsgürtel.
  • Felix M. Gradstein, James G. Ogg, Mark D. Schmitz & Gabi M. Ogg: Geologic Time Scale 2020, Vol. 2. Elsevier 2020, ISBN 978-0-12-824363-3
  • Eva Paproth, Raimund Feist, Gert Flaijs: Decision on the Devonian-Carboniferous boundary stratotype. In: Episodes. 14, 4, 1991, ISSN 0705-3797, S. 331–336.
  • Roland Walter: Erdgeschichte Die Entstehung der Kontinente und Ozeane. 5. Auflage. De Gruyter, Berlin u. a. 2003, ISBN 3-11-017697-1.
Commons: Karbon – Sammlung von Bildern, Videos und Audiodateien

Einzelnachweise

  1. ↑ Sauerstoffgehalt-1000mj
  2. ↑ Phanerozoic Carbon Dioxide
  3. ↑ All palaeotemps
  4. ↑ Christopher M. Berry, John E. A. Marshall: Lycopsid forests in the early Late Devonian paleoequatorial zone of Svalbard. In: Geology. 43. Jahrgang, Nr. 12, Dezember 2015, S. 1043–1046, doi:10.1130/G37000.1 (englisch).
  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. Band 315, Nr. 5808, Januar 2007, S. 87–91, doi:10.1126/science.1134207 (englisch, Online [PDF]).
  6. ↑ Alexander J. Hetherington, Joseph G. Dubrovsky, Liam Dolan: Unique Cellular Organization in the Oldest Root Meristem. In: Current Biology. Band 26, Nr. 12, Juni 2016, S. 1629–1633, doi:10.1016/j.cub.2016.04.072 (englisch).
  7. ↑ Peter Franks: New constraints on atmospheric CO2 concentration for the Phanerozoic. In: Geophysical Research Letters. Band 31, Nr. 13, Juli 2014, doi:10.1002/2014GL060457 (englisch, Online [PDF]).
  8. ↑ ddp/bdw – Marcel Falk: Gigantismus, Fliegen und Antiaging: Sauerstoffreiche Luft löste vor 300 Millionen Jahren einen Innovationsschub aus. Erde und Weltall – Paläontologie. In: Bild der Wissenschaft. Konradin Medien GmbH, 27. Juni 2003, abgerufen am 3. Juni 2017.
  9. ↑ Andrew C. Scott: The diversification of Paleozoic fire systems and fluctuations in atmospheric oxygen concentration. In: PNAS. Band 103, Nr. 29, Mai 2006, S. 10861–10865, doi:10.1073/pnas.0604090103 (englisch, Online).
  10. ↑ Peter Ward, Joe Kirschvink: Eine neue Geschichte des Lebens. Wie Katastrophen den Lauf der Evolution bestimmt haben. Deutsche Verlags-Anstalt, München 2016, ISBN 978-3-421-04661-1, S. 443.
  11. ↑ 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)
  12. ↑ Isabel P. Montañez, Jennifer C. McElwain, Christopher J. Poulsen, Joseph D. White, William A. DiMichele, Jonathan P. Wilson, Galen Griggs, Michael T. Hren: Climate, pCO2 and terrestrial carbon cycle linkages during late Palaeozoic glacial–interglacial cycles. In: Nature Geoscience. Band 9, Nr. 11, November 2016, S. 824–828, doi:10.1038/ngeo2822 (englisch, Online [PDF]).
  13. ↑ William A. DiMichele: Wetland-Dryland Vegetational Dynamics in the Pennsylvanian Ice Age Tropics. In: International Journal of Plant Science. 175. Jahrgang, Nr. 2, Februar 2014, S. 123–164, doi:10.1086/675235 (englisch, semanticscholar.org [PDF]).
  14. ↑ Gerilyn S. Soreghan, Dustin E. Sweet, Nicholas G. Heaven: Upland Glaciation in Tropical Pangaea: Geologic Evidence and Implications for Late Paleozoic Climate Modeling. In: The Journal of Geology. Band 122, Nr. 2, März 2014, S. 137–163, doi:10.1086/675255 (englisch, Online [PDF]).
  15. ↑ a b Georg Feulner: Formation of most of our coal brought Earth close to global glaciation. In: PNAS. Band 114, Nr. 43, Oktober 2017, S. 11333–11337, doi:10.1073/pnas.1712062114 (englisch).
  16. ↑ Borja Cascales-Miñana, Christopher J. Cleal: The plant fossil record reflects just two great extinction events. In: Terra Nova. Band 26, Nr. 3, 2013, S. 195–200, doi:10.1111/ter.12086.
  17. ↑ William A. DiMichele, Neil J. Tabor, Dan S. Chaney, W. John Nelson: From wetlands to wet spots: Environmental tracking and the fate of Carboniferous elements in Early Permian tropical floras. In: GSA (Geological Society of America). Special Paper 399, 2006, S. 223–248, doi:10.1130/2006.2399(11) (englisch, Online [PDF]).
  18. ↑ Sarda Sahney, Michael J. Benton, Howard J. Falcon-Lang: Rainforest collapse triggered Pennsylvanian tetrapod diversification in Euramerica. In: Geology. Band 38, Nr. 12, November 2010, S. 1079–1082, doi:10.1130/G31182.1 (englisch, Online [PDF]).
  19. ↑ Emma M. Dunne, Roger A. Close, David J. Button, Neil Brocklehurst, Daniel D. Cashmore, Graeme T. Lloyd, Richard J. Butler: Diversity change during the rise of tetrapods and the impact of the ‘Carboniferous rainforest collapse’: A regional expression of a global climate perturbation. In: Proceedings of the Royal Society B (Biological Sciences). 285. Jahrgang, Nr. 1972, Februar 2018, doi:10.1098/rspb.2017.2730 (englisch).
  20. ↑ Sandra Isabella Kaiser, Ralf Thomas Becker, Thomas Steuber, Sarah Zhor Aboussalam: Climate-controlled mass extinctions, facies, and sea-level changes around the Devonian–Carboniferous boundary in the eastern Anti-Atlas (SE Morocco). In: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. Band 310, Nr. 3–4, Oktober 2011, S. 340–364, doi:10.1016/j.palaeo.2011.07.026 (englisch, Online [PDF]).
  21. ↑ Marina Kloppischː Organisch-geochemischer Vergleich ausgewählter Gesteine der Frasnium/Famennium Grenze (Oberdevon) im Bergischen Land und der Eifel (PDF; 5,0 MB). Berichte des Forschungszentrums Jülich, Institut für Chemie und Dynamik der Geosphäre, 2002. (abgerufen am 6. April 2019)
  22. ↑ Roland Walter: Erdgeschichte, 4. Auflage, 1990, Walter de Gruyter GmbH & Co. ISBN 9783112326725
  23. ↑ Carsten Brauckmann, Brigitte Brauckmann, Elke Gröning (1994, erschienen 1996): The stratigraphical position of the oldest known Pterygota (Insecta. Carboniferous, Namurian). In: Annales de la Société géologique de Belgique. 117 (1), S. 47–56.
  24. ↑ Wilson N. Stewart, Gar W. Rothwell: Paleobotany and the Evolution of Plants. 2. Auflage. Cambridge University Press, 1993, ISBN 0-521-38294-7.
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