Tektonische Entwicklung des indischen Subkontinents

Überblick

Die tektonische Entwicklung des indischen Subkontinents beschreibt seine Entstehung und Wanderung durch Plattentektonik, also die Bewegung und Wechselwirkung großer Teile der Erdkruste und oberen Mantels. Sie begann im Mesoarchaikum vor etwa 3 Milliarden Jahren mit frühen Kratonen, besonders alten und stabilen Krustenblöcken. Durch wiederholte Kollisionen, Zerfälle und Neubildungen von Kontinenten entstand der heutige Subkontinent auf der Indischen Platte.

Seit dem Paläozän kollidiert die Indische Platte ab 57 mya mit der Eurasischen Platte und bewegt sich weiterhin nach Norden. Die Konvergenz, also das Aufeinanderzubewegen von Platten, schuf die kontinentale Kollisionszone mit Himalaya und tibetischem Hochland. Die Abfolge von Zusammenlagerung und Zerbrechen von Kontinenten wird verschiedenen Superkontinenten zugeordnet und entspricht dem Wilson-Zyklus.

Frühe Krustenblöcke und Groß-Indien

Die ältesten indischen Krustenbestandteile gehörten wahrscheinlich zum hypothetischen Kontinent Ur, der sich vor ungefähr 3 Milliarden Jahren formierte. Die Dharwar-, Singhbhum- und Bastar-Kratone bildeten darin den South Indian Block. Dieser war mit dem südwestaustralischen Yilgarn-Kraton, dem ostantarktischen Napier-Komplex und südafrikanischen Kratonen verbunden. Zusammen mit Yilgarn und Napier entstand der Megakraton South Indian-Westaustralia (SIWA).

Ab 2400 mya zerbrach SIWA möglicherweise zunächst durch die Abtrennung des Yilgarn-Kratons und danach des Napier-Komplexes. Der South Indian Block kollidierte ab 2250 mya mit dem Bundelkhand-Kraton des North Indian Blocks. Dabei entstand die Central India Tectonic Zone. Beide Blöcke wurden zu einem zusammenhängenden Lithosphärenblock: India oder Greater India (Groß-Indien). Groß-Indien bezeichnet dabei einen Kontinentalblock, der um später subduzierte Bereiche größer war als nach der Kollision mit Eurasien. Auch Sri Lanka bildete sich in diesem Zeitraum.

Diese Vorgänge gehören zur frühen Bildung des Superkontinents Columbia. In Columbia waren die archaischen Antogil- und Mesora-Kratone Teil des westlichen Dharwar-Kratons, der deshalb Greater Dharwar Craton heißt. Columbia zerfiel ab 1600 mya; aus seinen Fragmenten entstand später Rodinia.

Von Rodinia zu Gondwana und die Abtrennung

Rodinia formierte sich zwischen 1300 und 900 mya. Die indischen Ostghats waren darin tektonisch mit der ostantarktischen Rayner-Provinz, dem australischen Albany-Fraser-Orogen und dem ostantarktischen Pinjarra-Orogen verbunden. Der Zerfall Rodinias begann um 825 mya. Um 780 mya separierte sich Groß-Indien infolge von Superplume-Ereignissen, großräumigen Aufströmungen heißen Mantelmaterials. Ab 750 mya entstanden vor seinem westlichen Rand die Seychellen.

Zwischen 650 und 520 mya kollidierte Groß-Indien mit dem Mosambik-Gürtel des Ostafrikanischen Orogens und wurde Teil von Gondwana, besonders Ostgondwana. Dort lag Groß-Indien zwischen Australien, Ostantarktika und Ostafrika.

Während des Mesozoikums zerfiel Gondwana, der südliche Teil von Pangaea, der durch die Tethys von Laurasia getrennt war. Ozeanbodenspreizung zwischen Ostmadagaskar und dem Ostafrikanischen Orogen dauerte von 165 bis 144 mya und leitete die Trennung von West- und Ostgondwana ein. Groß-Indien trennte sich zwischen 132 und 124 mya von Ostantarktika; gleichzeitig erfolgte die Trennung von Australien. Madagaskar separierte sich von 90 bis 87 mya und blieb nahe Ostafrika. Die Seychellen lösten sich zwischen 68 und 61 mya von Madagaskar und Groß-Indien. Um 83 mya setzte zudem Spreizung zwischen Groß-Indien und Australien ein. Dadurch entstanden neue Plattengrenzen, der Indische Ozean und die Indische Platte.

Nordwanderung im Indischen Ozean

Nach der Trennung von Ostmadagaskar um etwa 90 mya driftete Groß-Indien zunächst mit der tethysischen Platte mit bis zu 20 cm pro Jahr ungewöhnlich schnell nach Nordosten. Heute bewegt sich der indische Subkontinent noch mit bis zu 5 cm pro Jahr nordostwärts.

Die Wanderung ist an Strukturen des Ozeanbodens nachvollziehbar. Der Neunzig-Grad-Ost-Rücken ist ein etwa 5500 km langer unterseeischer Vulkanrücken im östlichen Indischen Ozean mit Nord-Süd-Verlauf. Er entstand durch Magmatismus des Kerguelen-Mantelplumes, als die Indische Platte in der späten Kreidezeit darüber hinwegdriftete. Der Chagos–Lakkadiven-Rücken bildete sich bei der Trennung Groß-Indiens von den Seychellen durch den Réunion-Mantelplume. Zu diesem vulkanischen Rücken gehören die Lakkadiven, die Malediven und das Chagos-Archipel mit der Great Chagos Bank.

Kollision mit Eurasien und ihre Folgen

Der ersten Begegnung ging die Schließung der Neotethys voraus. Das Lhasa-Terran, ein ehemaliger Mikrokontinent mit archaisch-proterozoischem Kern, dockte an Terrane im heutigen Tibet an. Zwischen Lhasa-Terran und Tethys-Himalaya entstand die etwa 2000 km lange Indus-Yarlung suture zone. Eine Geosutur ist eine Nahtzone zwischen zusammengestoßenen Krustenblöcken. Sie entstand bei der nordwärts gerichteten Subduktion, dem Abtauchen einer Platte unter eine andere, der neotethysischen Ozeanplatte unter das Lhasa-Terran. Der Tethys-Himalaya ist der deformierte Rest des nördlichen Kontinentalrandes des heutigen indischen Subkontinents und erstreckt sich über etwa 1500 km von NW-Indien bis Nepal und Südtibet.

Die zweite Kollisionsphase betraf die dickere kontinentale Kruste Indiens und Eurasiens. Jüngste ozeanische Ophiolithfragmente von 70 bis 65 mya markieren das Verschwinden der Neo-Tethys; sie wurden auf den Südrand des Lhasa-Terrans beziehungsweise die Indus-Yarlung suture zone obduziert. Der erste Kontakt der kontinentalen Krusten wird anhand von Ultrahochdruckgesteinen und -metamorphosen im nordwestlichen Himalaya auf 57 bis 53 mya datiert. Die Hauptphase dauerte bis etwa 15 bis 10 mya im Miozän. Die Driftgeschwindigkeit sank dabei auf etwa 8 cm pro Jahr.

Die ermittelte Konvergenz beträgt im westlichen Himalaya 2800 bis 2400 km und im östlichen 3600 bis 3400 km. Untersuchungen ergeben aber nur 1150 bis 1050 km Verkürzung der oberen asiatischen Kruste im Westen und 2350 bis 2250 km im Osten. Die Differenz wird mit der Subduktion großer Bereiche kontinentaler und ozeanischer indischer Lithosphäre erklärt. Die Kollision fiel mit der raschen Exhumierung, also Freilegung, der Kristallinkomplexe des Hohen Himalaya zusammen und könnte mit einer Intensivierung des asiatischen Monsunsystems zusammenhängen.

Südlich des Tethys-Himalaya entstanden der Hohe Himalaya, der Niedrige Himalaya und weiter südlich der Sub-Himalaya oder die Siwaliks. Überschiebungen trennen diese Zonen; wichtige Beispiele sind Main Boundary Thrust und Main Frontal Thrust. Die Kollision verdickte außerdem die tibetische Kruste auf etwa 65 km statt üblicherweise etwa 30 km. Das tibetische Hochland, das aus mehreren während Paläozoikum und Mesozoikum an Eurasien angelagerten Kontinentalfragmenten besteht, begann sich im frühen Miozän zu heben und erreichte seine heutige Höhe von über 5 km wahrscheinlich um 8 mya. Wichtige Krustenblöcke sind von Norden nach Süden Kunlun-, Songban-Ganzi-, Qiangtang- und Lhasa-Terran.

Heutige Plattengrenzen

Die heutige kontinentale Plattengrenze ist die nördlichste Grenze der Indischen Platte zum deformierten südlichen Teil der Eurasischen Platte. Im Westen verläuft sie südlich des Makran-Akkretionskeils im südlichen Iran und westlichen Pakistan. Dieser entstand an der Subduktionszone der Makran-Tiefseerinne. Die Grenze folgt dann der Frontalüberschiebung des Sulaiman-Gebirgszugs in Pakistan und Afghanistan sowie der Main Frontal Thrust des Himalaya bis zur westlichen Subduktionszone an der kleinen Burmaplatte mit dem Indo-Burman-Gebirgszug.

Ozeanisch wird der Subkontinent westlich vom Arabischen Meer und östlich vom Golf von Bengalen begrenzt; beide sind Randmeere des Indischen Ozeans. Südöstlich des Golfs von Bengalen liegt der Sundagraben als Subduktionszone zur Burmaplatte. Auf dieser Platte liegen unter anderem die Nikobaren und Andamanen.