Wilson-Zyklus

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

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

Phasen[Bearbeiten]

Wilson-Zyklen der letzten 1 Mrd. 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 Riftstadium[Bearbeiten]

Auf die Ruhephase folgt das kontinentale Rift- oder Grabenstadium. Als Begründer der Hotspot-Hypothese äußert Wilson die Vermutung, dass Hotspots für das Zerbrechen der kontinentalen Lithosphäre und die Riftbildung verantwortlich seien.
Ein Hotspot ist ein im Erdmantel befindlicher Bereich erhöhter Temperatur. Befindet sich ein solcher Hotspot unter der Ozeanischen Erdkruste (kurz: SiMa), können sich ozeanische Vulkaninseln bilden, z. B. die Inselkette Hawaiis. – Unter einem Kontinentalblock wiederum können aktive Hotspots dazu führen, dass die Kontinentale Erdkruste (kurz: SiAl) ausgedünnt und aufgewölbt wird, bis sie schließlich nachgibt, einbricht und seitlich ausweicht (Dehnungstektonik). Es entsteht ein Grabensystem, wie bspw. der Ostafrikanische Graben. Entlang der Verwerfungen in der SiAl kommt es zu meist basischem Vulkanismus.

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

Im Ozeanischen Jungstadium hat sich der innerkontinentale Graben nun so stark erweitert, dass die Dehnung nicht mehr durch das Absinken und die Verkippung der Grabenrandschollen aus SiAl ausgeglichen werden kann und entlang der Dehnungsfuge durch aufsteigendes basaltisches Magma stattdessen SiMa 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, tektonisch jetzt wieder zunehmend ruhigen Ränder der Kontinentalblöcke, werden Passive Kontinentalränder genannt.

Oftmals ist die kontinentale Grabenzone auch schon vor Beginn der Bildung von SiMa soweit abgesunken, dass sie unterhalb des Meeresspiegels liegt und sich – bei ausreichender Küstennähe – vorzeitig in einen Meeresarm verwandelt hat, wie es z. B. beim Roten Meer der Fall gewesen ist.

Ozeanisches Reifestadium (Atlantik-Stadium)[Bearbeiten]

Mit Ozeanisches Reifestadium wird ein inzwischen relativ weit geöffnetes Ozeanbecken mit Passiven Kontinentalrändern und einem MOR, der sich entlang der Längsachse des Beckens erstreckt, bezeichnet, wie es heute beim Atlantik mit seinem Mittelatlantischen Rücken (MAR) der Fall ist. Unter besonderen Umständen kann an einem MOR stellenweise soviel Magma gefördert werden, dass er sich über den Meeresspiegel hinaus erhebt. Das bekannteste Beispiel hierfür ist die nordatlantische Vulkaninsel Island, die auf dem MAR liegt.
Die Passiven Kontinentalränder – mittlerweile weit entfernt vom MOR – bilden Schelfe, auf denen sich mächtige Sedimentfolgen ablagern.

Inversion des Ozeanbeckens (Pazifik-Stadium)[Bearbeiten]

Da sich die Oberfläche des Erdkörpers (also einschließlich der Meeresböden) nicht vergrößert bzw. vergrößern kann, muss, da an MORs Erdkruste neu gebildet wird, an anderer Stelle Erdkruste wieder von der Erdoberfläche verschwinden. Dies geschieht an den sog. Subduktionszonen, wo die SiMa unter die SiAl taucht („subduziert“). Über einer Subduktionszone entsteht ein Vulkanischer Bogen und unter bestimmten Bedingungen zudem ein Faltengebirge vom Andentyp.

Wandelt sich im Laufe der Zeit mindestens einer der Ränder des Atlantik-Stadium-Ozeanbeckens von einem Passiven Kontinentalrand in einen Aktiven, wird, sofern die Subduktionsrate dort höher ist als die Spreizungrate am MOR, das Ozeanbecken allmählich schmaler werden, da sich die Kontinentalblöcke an den Rändern des Beckens jetzt aufeinander zubewegen. Diesen Vorgang nennt man Inversion (oder Reliefumkehr) und das Stadium entsprechend Inversionsstadium. – Die Bezeichnung Pazifik-Stadium ist dagegen etwas irreführend, da der Pazifik, obwohl fast komplett von Subduktionszonen flankiert, keineswegs Gefahr läuft, geschlossen zu werden. Genau genommen ist der Pazifik als rein morphologisches Becken ausgesprochen langlebig und existiert bereits seit mindestens 500 Millionen Jahren (in paläogeographischen und -tektonischen Karten meist als „Panthalassa“ bezeichnet).

Ozeanisches Endstadium (Mittelmeer-Stadium)[Bearbeiten]

Die fortgesetzte Subduktion der SiMa des Pazifiktyp-Beckens führt, sofern sie schneller abläuft als die Spreizung am MOR, zu einer fortschreitenden Schließung des Ozeanbeckens. Nach der Subduktion des MOR wird die Beckeninversion durch den Wegfall der Ozeanbodenspreizung zusätzlich beschleunigt. Schließlich kommen die Kontinentalblöcke, die das Becken begrenzen, miteinander in Kontakt. Dieser Zusammenstoß wiederum führt zu einer Gebirgsbildung (Orogenese) vom Kollisionstyp (Entstehung eines sog. Alpinotypen Faltengebirges; vgl. a. Alpidische Orogenese), wobei zunächst Deckenüberschiebungen dominieren, bei denen die Schelfsedimente des Ozeanbeckens und die Gesteine des Vulkanischen Bogens gefaltet und übereinandergeschoben werden. Ein rezentes Beispiel für dieses sog. Ozeanische Endstadium ist das Mittelmeer.

Kollisionsstadium (Himalaya-Stadium)[Bearbeiten]

Im Kollisionsstadium schließlich wird das Ozeanbecken vollends geschlossen, und die (alpinotype) Orogenese erreicht ihren Höhepunkt. Die Überschiebungstektonik hat zu einer enormen Verdickung der beteiligten Erdkruste geführt; der verdickte Krustenbereich wird durch Massenausgleichsbewegungen (→ Isostasie) ein Stück weit herausgehoben, sodass ein hohes Gebirge entsteht (rezentes Bsp.: der Himalaya). Die Kontinentalblöcke, die vormals durch das Ozeanbecken getrennt waren, sind nunmehr zu einem größeren Kontinentalblock (Groß- oder Superkontinent) vereint.

Ruhephase[Bearbeiten]

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

Weblinks[Bearbeiten]

Literatur[Bearbeiten]