Wilson-Zyklus

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Unter Wilson–Zyklus versteht man die fortwährende Entstehung und das anschließende Auseinanderbrechen von Superkontinenten sowie die fortwährende Öffnung bzw. Schließung von Ozeanbecken im Zuge der Plattentektonik. Der Begriff ist nach dem kanadischen Geowissenschaftler John Tuzo Wilson benannt, der diese Zyklen, die in zeitlichen Größenordnungen von mehreren 100 Millionen Jahren ablaufen, erstmals beschrieben hat.

Die Stadien des Wilson-Zyklus am Beispiel rezenter Erscheinungsformen der Plattentektonik.

Phasen[Bearbeiten]

Wilson-Zyklen der letzten 1 Milliarde Jahre, aus nordamerikanisch-europäischer Perspektive. Rot = Riftstadien, rosa = Atlantik-Stadien, hellblau = Mittelmeer- und Himalaya-Stadien.

Ruhephase[Bearbeiten]

An den Anfang der Entwicklung stellt Wilson einen (großen) Kontinentalblock, der sich in einem tektonischen Ruhestadium befindet. Während dieser Ruhephase werden die Faltengebirge abgetragen, die aus der Endphase des vorangehenden Wilson-Zyklus hervorgegangen sind.

Graben– oder Rift–Stadium[Bearbeiten]

Auf die Ruhephase folgt das kontinentale Rift-Stadium. Als Begründer der Hotspot–Hypothese äußert Wilson die Vermutung, dass Hotspots für das Zerbrechen der kontinentalen Lithosphäre und die Riftbildung verantwortlich sind. Ein Hotspot ist ein im Erdmantel befindlicher Bereich erhöhter Temperatur. Befindet sich ein solcher Hotspot unter der ozeanischen Erdkruste, so können sich ozeanische Vulkaninseln bilden (zum Beispiel der Hawaii-Archipel). Unter einem Kontinentalblock können aktive Hotspots dazu führen, dass die Kruste ausgedünnt und aufgewölbt wird, bis sie schließlich nachgibt, einbricht und seitlich ausweicht (Dehnungstektonik). Es entsteht ein Grabensystem, wie z. B. der Ostafrikanische Graben. Entlang der Verwerfungen in der Erdkruste kommt es zu meist basischem Vulkanismus.

Ozeanisches Jungstadium (Rotes–Meer–Stadium)[Bearbeiten]

Der innerkontinentale Graben hat sich so stark erweitert, dass die Dehnung nicht mehr durch das Absinken und die Verkippung der Grabenrandschollen aus kontinentaler Kruste ausgeglichen werden kann und entlang der Dehnungsfuge durch aufsteigendes basaltisches Magma ozeanische Kruste gebildet wird. Entlang der Dehnungsfuge, nunmehr als Ozeanische Spreizungszone bezeichnet, bildet sich ein Mittelozeanischer Rücken (MOR) aus. Der große Kontinentalblock ist damit in zwei kleinere, auseinanderdriftende Kontinentalblöcke geteilt worden. Die dem jungen Ozeanbecken zugewandten, jetzt wieder zunehmend tektonisch ruhigen Ränder der Kontinentalblöcke, werden als passive Kontinentalränder bezeichnet. Bereits vor Beginn der Bildung ozeanischer Kruste ist die Grabenzone oftmals soweit abgesunken, dass sie unterhalb des Meeresspiegels liegt und sich, bei ausreichender Küstennähe, in einen Meeresarm verwandelt hat.

Ozeanisches Reifestadium (Atlantik–Stadium)[Bearbeiten]

Dieses Stadium bezeichnet ein relativ weit geöffnetes Ozeanbecken mit passiven Kontinentalrändern und einem MOR, der sich entlang der Längsachse des Beckens erstreckt. Unter besonderen Umständen kann am MOR stellenweise soviel Magma gefördert werden, dass er sich über den Meeresspiegel erhebt. Das bekannteste Beispiel für einen solchen Spezialfall ist die Insel Island.

Die passiven Kontinentalränder, mittlerweile weit entfernt vom MOR, bilden Schelfe, auf denen sich mächtige Sedimentfolgen ablagern.

Inversion des Ozeanbeckens (Pazifik–Stadium)[Bearbeiten]

Da die Oberfläche des Erdkörpers (also einschließlich der Meeresböden) sich nicht vergrößert, muss, da an MOR Erdkruste neu gebildet wird, an anderer Stelle Erdkruste wieder von der Oberfläche verschwinden. Dies geschieht an sogenannten Subduktionszonen, wo ozeanische Erdkruste unter die kontinentale Erdkruste taucht (Subduktion). Über der Subduktionszone entsteht ein vulkanischer Bogen und, unter bestimmten Bedingungen, auch ein Faltengebirge des Anden-Typs.

Wandelt sich im Laufe der Zeit mindestens einer der Ränder des Atlantik-Stadium-Ozeanbeckens von einem passiven Kontinentalrand in eine Subduktionszone, wird, insofern die Subduktionsrate dort höher als die Spreizungrate am MOR ist, das Ozeanbecken allmählich schmaler werden, da sich die Kontinentalblöcke an den Rändern des Beckens jetzt aufeinander zubewegen.

Die Bezeichnung Pazifik-Stadium ist ein wenig irreführend, da der Pazifik, obwohl fast komplett von Subduktionszonen flankiert, keineswegs Gefahr läuft, geschlossen zu werden. Genaugenommen ist der Pazifik, als rein morphologisches Becken, ausgesprochen langlebig und existiert mindestens seit 500 Millionen Jahren (in paläogeographischen und -tektonischen Karten meist als Panthalassa bezeichnet).

Ozeanisches Endstadium (Mittelmeer–Stadium)[Bearbeiten]

Die fortgesetzte Subduktion der ozeanischen Kruste des Pazifik-Typ-Beckens führt, insofern sie schneller abläuft als die Spreizung am MOR, zu einer fortschreitenden Schließung des Ozeanbeckens. Nach Subduktion des MOR wird die Beckeninversion durch Wegfall der Spreizung zusätzlich beschleunigt. Schließlich kommen die Kontinentalblöcke, die das Becken begrenzen, miteinander in Kontakt. Dieser Zusammenstoß führt zu einer Gebirgsbildung (Orogenese) des Kollisionstyps (Entstehung eines sogenannten alpinotypen Faltengebirges), wobei zunächst Deckenüberschiebungen dominieren, bei denen die Schelfsedimente des Ozeanbeckens und die Gesteine des Vulkanischen Bogens gefaltet und übereinander geschoben werden.

Kollisionsstadium (Himalaya–Stadium)[Bearbeiten]

In diesem Stadium wird das Ozeanbecken vollends geschlossen und die (alpinotype) Gebirgsbildung erreicht ihren Höhepunkt. Die Überschiebungstektonik hat zu einer enormen Verdickung der beteiligten Erdkruste geführt. Der verdickte Krustenbereich wird durch Massenausgleichsbewegungen ein Stück weit herausgehoben und ein hohes Gebirge entsteht. Die Kontinentalblöcke, die vormals durch das Ozeanbecken getrennt waren, sind nunmehr zu einem größeren Kontinentalblock (Groß- oder Superkontinent) vereint.

Ruhephase[Bearbeiten]

Nach Ende der Gebirgsbildung tritt der neu formierte Kontinentalblock in eine tektonische Ruhephase ein und das aufgetürmte Gebirge wird wieder abgetragen. Der Zyklus ist an seinem Ausgangspunkt angekommen.

Literatur[Bearbeiten]

  • Volker Kaminske, Christian Keipert (2006): Bau und Dynamik der Erde. Geologisches Grundwissen von Alpenentstehung bis Zechstein. Braunschweig: Westermann, S. 80-81.
  • Andrew Goudie (2004): Physische Geographie. Eine Einführung. (Herausgegeben von Lorenz King und Elisabeth Schmitt) München: Spektrum Akademischer Verlag, S. 23-24.
  • Wolfgang Frisch, Martin Meschede (2009): Plattentektonik und Gebirgsbildung. Darmstadt: Wissenschaftliche Buchgesellschaft, 3. Auflage, S. 153-164

Weblinks[Bearbeiten]