Quelltext der Seite Wilson-Zyklus

[[Datei:Rock cycle in Wilson Cycle.png|mini| Phasen des Wilson-Zyklus, von oben im Uhrzeigersinn:<br/>Graben-&nbsp;oder&nbsp;Riftstadium →<br/>Ozeanisches&nbsp;Jungstadium →<br/>Ozeanisches&nbsp;Reifestadium →<br/>Inversion&nbsp;des&nbsp;Ozeanbeckens und ozeanisches&nbsp;Endstadium →<br/>Kollisionsstadium →<br/>Ruhephase]]
Der '''Wilson-Zyklus''' ist ein [[Modell]], das die Öffnung und Schließung von Ozeanbecken sowie die Bildung und den Zerfall von [[Superkontinent]]en im Rahmen der [[Plattentektonik]] beschreibt. Ein [[Periodizität|Zyklus]] wird üblicherweise in sieben Phasen unterteilt und dauert in etwa 200–250 Mio. Jahre an.<ref>{{Internetquelle |url=https://www.klett.de/alias/1011681 |titel=Infoblatt Wilson-Zyklus |hrsg=Ernst Klett Verlag |abruf=2022-10-25}}</ref> Das Modell ist nach dem kanadischen Geowissenschaftler [[John Tuzo Wilson]] benannt, der diese Zyklen erstmals in den späten 1960er Jahren beschrieben hat.<ref>J. Tuzo Wilson: ''Static or Mobile Earth: The Current Scientific Revolution.'' Proceedings of the American Philosophical Society. Bd.&nbsp;112, Nr.&nbsp;5 (''Gondwanaland Revisited: New Evidence for Continental Drift''), 1968, S.&nbsp;309–320 ({{JSTOR|986051}}), S.&nbsp;312&nbsp;f.</ref>

== Phasen ==
[[Datei:Wilson-stages hg-de.png|mini|Die Stadien des Wilson-Zyklus am Beispiel [[rezent#Geowissenschaften|rezenter]] Erscheinungsformen der Plattentektonik]]
[[Datei:Wilson-cycle hg.svg|mini|hochkant=1.3|Wilson-Zyklen der letzten 1 Milliarde Jahre, aus nordamerikanisch-europäischer Perspektive. Rot&nbsp;=&nbsp;Riftstadien, rosa&nbsp;=&nbsp;Atlantik-Stadien, hellblau&nbsp;=&nbsp;Mittelmeer- und Himalaya-Stadien.]]

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

=== Graben- oder Riftstadium ===
Auf die Ruhephase folgt das kontinentale Rift-Stadium. Als Begründer der [[Hotspot (Geologie)|Hotspot-Hypothese]] äußert Wilson die Vermutung, dass Hotspots für das Zerbrechen der kontinentalen [[Lithosphäre]] und die [[Grabenbruch|Riftbildung]] verantwortlich seien.

Ein Hotspot ist ein im Erdmantel befindlicher Bereich erhöhter Temperatur. Befindet sich ein solcher Hotspot unter der [[Ozeanische Erdkruste|ozeanischen Erdkruste]], so können sich ozeanische [[Vulkanismus|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.&#8239;B. der [[Ostafrikanischer Graben|Ostafrikanische Graben]]. Entlang der [[Verwerfung (Geologie)|Verwerfungen]] in der Erdkruste kommt es zu meist [[Basisches Gestein|basischem]] [[Vulkanismus]].

=== Ozeanisches Jungstadium (Rotes-Meer-Stadium) ===
In diesem Stadium hat sich der innerkontinentale Graben so stark erweitert, dass die Dehnung nicht mehr durch das Absinken und die Verkippung der Graben-Bruchschollen aus kontinentaler Kruste ausgeglichen werden kann und entlang der Dehnungsfuge durch aufsteigendes [[basalt]]isches [[Magma]] ozeanische Kruste gebildet wird. Entlang der Dehnungsfuge, nunmehr als [[Ozeanbodenspreizung|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 [[Passiver Kontinentalrand|passive Kontinentalränder]] bezeichnet. Bereits vor Beginn der Bildung ozeanischer Kruste ist die Grabenzone oftmals so weit abgesunken, dass sie unterhalb des Meeresspiegels liegt und sich, bei ausreichender Küstennähe, in einen Meeresarm verwandelt hat. Namensgebend für dieses Stadium ist das [[Rotes Meer|Rote Meer]], ein sehr junges und schmales Ozeanbecken zwischen der [[Arabische Platte|Arabischen Platte]] und der [[Afrikanische Platte|Afrikanischen Platte]]. Die [[Baffin Bay]], [[Davis-Straße]] und [[Labradorsee]] bilden zusammen ein Becken, dessen Öffnung in einer fortgeschrittenen Phase des Rotes-Meer-Stadiums zum Erliegen gekommen ist. Weil die entsprechende Spreizungszone bereits seit mehr als 30 Millionen Jahren<ref>M. Hosseinpour, R. D. Müller, S. E. Williams, J. M. Whittaker: ''Full-fit reconstruction of the Labrador Sea and Baffin Bay.'' Solid Earth. Bd.&nbsp;4, 2013, S.&nbsp;461–479, [[doi:10.5194/se-4-461-2013]], S.&nbsp;462.</ref> nicht mehr aktiv ist, wird Grönland zur [[Nordamerikanische Platte|Nordamerikanischen Platte]] gezählt.

=== Ozeanisches Reifestadium (Atlantik-Stadium) ===
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 [[Schelf]]e, auf denen sich mächtige Sedimentfolgen ablagern.

=== Inversion des Ozeanbeckens (Pazifik-Stadium) ===
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 [[Subduktionszone]]n, wo ozeanische Erdkruste unter die kontinentale Erdkruste taucht ([[Subduktion]]). Über der Subduktionszone entsteht ein vulkanischer Bogen und, unter bestimmten Bedingungen, auch ein Faltengebirge vom Anden-Typ.

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. Dieser Einengungsvorgang heißt auch ''Ozeanbeckeninversion'' und das Stadium entsprechend ''Inversionsstadium''.

Die Bezeichnung ''[[Pazifischer Ozean|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 mindestens seit 500 Millionen Jahren (in paläogeographischen und -tektonischen Karten des Paläozoikums und Mesozoikums zumeist als ''[[Panthalassa]]'' bezeichnet).

=== Ozeanisches Endstadium (Mittelmeer-Stadium) ===
Die fortgesetzte Subduktion der ozeanischen Kruste des Pazifik-Typ-Beckens führt, sofern 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 [[Orogenese|Gebirgsbildung (Orogenese)]] vom Kollisionstyp (Entstehung eines sogenannten ''alpinotypen Faltengebirges''), wobei zunächst [[Tektonische Decke|Deckenüberschiebungen]] dominieren, bei denen die Schelfsedimente des Ozeanbeckens und die Gesteine des Vulkanischen Bogens gefaltet und übereinander geschoben werden. Rezente Beispiele für dieses Stadium sind das östliche [[Mittelmeer]], das [[Schwarzes Meer|Schwarze Meer]] sowie das [[Kaspisches Meer|Kaspische Meer]], bei denen es sich um Reliktbecken des [[Neotethys]]-Ozeans handelt, der durch die Subduktion unter den [[Eurasische Platte|Eurasischen Block]] invertiert wurde.

=== Kollisionsstadium (Himalaya-Stadium) ===
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 [[Isostasie|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 ===
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.

== Weblinks ==
* [https://www.youtube.com/watch?v=I_q3sAcuzIY Animation zum Wilson-Zyklus] auf YouTube (von mitartemis)
* [https://www2.klett.de/sixcms/list.php?page=infothek_artikel&extra=Terra-Online&artikel_id=108195&inhalt=klett71prod_1.c.150266.de Infoblatt Wilson-Zyklus: Beschreibung der Abfolge von plattentektonischen Vorgängen nach J. T. Wilson ]

== Literatur ==
* Andrew Goudie: ''Physische Geographie: Eine Einführung.'' Lorenz King, Elisabeth Schmitt (Hrsg.), Spektrum Akademischer Verlag, München 2004, S.&nbsp;23–24.
* Volker Kaminske, Christian Keipert: ''Bau und Dynamik der Erde. Geologisches Grundwissen von Alpenentstehung bis Zechstein.'' Westermann Druck- und Verlagsgruppe, Braunschweig 2006, S.&nbsp;80–81.
* Wolfgang Frisch, Martin Meschede: ''Plattentektonik und Gebirgsbildung''. 3.&nbsp;Auflage, Wissenschaftliche Buchgesellschaft, Darmstadt 2009, S.&nbsp;153–164.
* Wilson, R. W., Houseman, G. A., [[Susanne Buiter|Buiter, S. J. H.]], McCaffrey, K. J., & Doré, A. G. (2019): ''Fifty years of the Wilson Cycle concept in plate tectonics: an overview''. Geological Society, London, Special Publications, 470(1), 1-17.

== Einzelnachweise ==
<references />

[[Kategorie:Historische Geologie]]
[[Kategorie:Plattentektonik]]