Ostgondwana war der östliche Bestandteil des Großkontinents Gondwana und bestand im Wesentlichen aus den Bruchstücken des Superkontinents Rodinia Groß-Indien, Proto-Ostantarktika und Proto-Australien.
Die Evolution Ostgondwanas, wird als ein langwieriger und großräumiger geodynamischer Zyklus von tektonischen, magmatischen, metamorphen und sedimentären Prozessen mit Gebirgsbildungen bzw. Auffaltung orogener Gürtel unter Schließung von Ozeanen verstanden. Diese Gürtel trugen wesentlich zur Bildung Ostgondwanas bei.
Prä-ostgondwanische geodynamische Prozesse können bis in die Ära des Mesoproterozoikums vor etwa 1600 Millionen Jahren (abgekürzt mya) zurückverfolgt werden. Die tektonische Formierung Ostgondwanas begann im Neoproterozoikum ab 650 mya und war im frühen Phanerozoikum, dem unteren Ordovizium um 470 mya weitgehend abgeschlossen.
Erdgeschichtlicher Rahmen Ostgondwanas
Die Formierung Ostgondwanas basiert auf plattentektonischen Vorgängen globalen Ausmaßes, beginnend mit dem Auseinanderbrechen von Lithosphärenplatten (Kontinentalplatten) und dem Öffnen von intra-kontinentalen Grabenbrüchen bis hin zum Schließen der sich gebildeten Ozeane. Diese Prozesse, die dem Wilson-Zyklus entsprechen, lassen sich zurückverfolgen bis in Entwicklungsphasen des hypothetischen Superkontinents Columbia (vermutlich ab ca. 2100 bis 1800 mya), in dem bereits frühe Kontinentalmassen von Proto-Indien, Proto-Australien und Proto-Antarktika vorhanden waren.
Nach dem Zerfall Columbias bildete sich die Grenville-Orogenese, die zur Bildung Rodinia (ab ca. 1100 bis 900 mya) führte. Diese Orogenese hatte auch bedeutenden Einfluss auf die Konfiguration von Columbias-Bruchstücken zu Ostgondwana. Mit dem Zerfall Rodinias formierte sich Pannotia (ab ca. 630 bis 530 mya) mit dem Großkontinent Gondwana als dessen bedeutendste kontinentale Masse. Letzterer bestand aus Ost- und Westgondwana. Westgondwana enthielt die Landmassen, aus denen sich die heutigen Kontinente Afrika und Südamerika bildeten (siehe auch → Pan-Afrikanische Orogenese und Brasiliano-Orogenese). Die Pan-Afrikanische Orogenese hatte Einfluss auf die tektonischen Vorgänge Ostgondwanas.
Ozeane Dem tektonischen Zusammenschluss der verschiedenen Kontinentalmassen zu Ostgondwana ging die Öffnung von mehreren Ozeanen und deren anschließende Schließung voraus. Obwohl die Lage und Ausdehnung der meisten von ihnen nicht näher bekannt ist, kann anhand struktureller (z. B. Ophiolithe), petrologischer (z. B. ozeanischer Lithosphäre) und mariner Sedimente auf deren Bildung und Schließung geschlossen werden. Die bedeutendsten waren der Mosambik-Ozean, der Mawson-Ozean und der Proto-Pazifische Ozean.
Der Mosambik-Ozean breitete sich zwischen Groß-Indien und den ostafrikanischen Landmassen aus. Dessen Schließung führte u. a. zwischen 650 und 620 mya zur Ausbildung des Mosambik-Gürtels (siehe auch → Ostafrikanisches Orogen). Die südliche Verlängerung des Mosambik-Ozeans öffnete sich zwischen dem Grunehogna-Kraton (als Teil des Kalahari- bzw. Kaapvaal-Kratons) (siehe → Grunehogna-Kraton) und dem Rest der Ostantarktis, wie Ozeanbodenrelikte in der nördlichen Shackleton Range belegen.
Abkürzungen, Ostgondwana betreffend: AFB=Albany-Fraser-Orogen (Australien); BH=Bunger Hills (Ostantarktika); BR=Bongolava–Ranotsara-Scherzone (Madagaskar); BS=Betsimisaraka-Suturzone (Madagaskar); DDS=Darling–Denman-Sutur (Ostantarktika–Australien); DG=Denman-Gletscher (Ostantarktika); DMS=Dronning Maud-Sutur (Ostantarktika); EG=Eastern Ghats (Indien); HC=Highland-Komplex (Sri Lanka); LG=Lambert Graben (Ostantarktika); LHB=Lützow-Holm-Gürtel (Ostantarktika); MP=Königin-Maud-Land (Ostantarktika); NC=Napier-Komplex (Ostantarktika); nPCSM=Nördliche Prince Charles Mountains (Ostantarktika); PBB=Prydz Bay-Gürtel (Ostantarktika); PC=Paughat–Cauvery (Indien); SR=Shackleton Range (Ostantarktika); VC=Vijayan-Komplex (Sri Lanka); WC=Wanni-Komplex (Sri Lanka); WI=Windmill-Inseln (Ostantarktika)
Der Mawson-Ozean trennte Groß-Indien von den Protokontinenten Ostantarktika und Australien sowie südostafrikanischen Krustenblöcken. Die Schließung dieses Ozeans erzeugte Kollisionen zwischen diesen Kontinentalmassen. Dieser Vorgang wird Kuunga-Orogenese genannt. Sie ereignete sich im späten Neoproterozoikum bis zum frühesten Paläozoikum, dem Kambrium, von etwa 570 bis 530 mya. An den Südrändern Proto-Ostantarktikas und Proto-Australiens öffnete sich der Proto-Pazifische Ozean. Hier bildeten sich die Ross- und Delamara-Orogenesen (siehe → Periphere Orogenesen).
Kontinente und Krustenblöcke Die bedeutendsten Kontinentalmassen Ostgondwanas waren der Proto-Indische Subkontinent (hier abgekürzt Proto-Indien), Ostmadagaskar, Sri Lanka, die Seychellen, Proto-Ostantarktika und Proto-Australien. Indien, Ostmadagaskar, Sri Lanka und die Seychellen bildeten seinerzeit eine zusammenhängende Kontinentalmasse, die Groß-Indien genannt wurde. Ostmadagaskar enthält mit dem Antogil-Block zwei Kraton-Bruchstücke, die ursprünglich Bestandteil des indischen Dharwar-Kratons waren. Die Betsimisaraka-Suturzone trennt den Antogil-Block von den übrigen madegassischen Krusteneinheiten (siehe auch → Antogil-Block). Proto-Ostantarktika und Proto-Australien bildeten ebenfalls eine geologische Einheit, die sich erst um 160 mya aufzulösen begann.
Groß-Indien Proto-Indien
Proto-Indien bildet die zentrale Krusteneinheit Groß-Indiens und nimmt eine Schlüsselstellung bei der Formierung Ostgondwanas ein. Es befindet sich in einer Art Triple-Junction-Position zwischen den frühen Strukturen Südostafrikas sowie Ostantarktikas und Australiens. Der westliche Bereich Indiens kollidierte infolge Schließung des Mosambik-Ozeans mit Azania, einer von Südostafrika abgebrochenen Lithosphärenplatte, auch Proto-Madagaskar genannt, und dem Mosambik-Gürtel, während der südliche Rand Indiens mit der nördlichen Flanke Ostantarktikas und den südwestlichen Bereichen Australiens unter Schließung des Mawson-Ozeans kollidierte.
Proto-Indien besteht aus einem Mosaik mehrerer archaischer Grundgebirgseinheiten und paläoproterozoische bis mesoproterozoische Faltengebirge bzw. orogener Gürtel sowie mehreren Sedimentbecken. Die orogenen Gürtel unterlagen während der Formierung Ostgondwanas tektono-thermischen Überprägungen. Weite Bereiche des westlichen Mittelindiens wurden am Ende der Kreide von mächtigen Flutbasaltschichten des Dekkan-Trapps überdeckt.
Grundgebirgseinheiten
Proto-Indiens Grundgebirge enthält die archaischen Dharwar-, Bastar-, Singhbhum-, Rajasthan- und Meghalaya Kratone. Die Kratone bestehen überwiegend aus TTG-Komplexen mit Tonaliten, Trondhjemiten und Granodioriten sowie vulkano-sedimentären Grünsteingürteln. Oft sind sie durchsetzt von granitischen Intrusionen, Scherzone, Verwerfungen und orogenen Faltengürteln aus deformierten und metamorphierten proterozoischen Gesteinen.
Die ersten drei Kratone bilden eine zusammenhänge Kette, die sich vom mittleren Süden bis zum Nordosten Indiens erstreckt, was etwa den Bundesstaaten von Karnataka, Telangana, Chhattisgarh, Jharkhand und Westbengalen entspricht. Sie werden als den südlichen Protokontinent Indiens bezeichnet.
Nördlich des Singhbhum-Kratons entwickelte sich der mesoproterozoische Chhotanagpur Granite-Gneiss-Komplex. Beide werden durch den Singhbhum-Gürtel getrennt. Die magmatischen Ausgangsgesteine (Protolithe) bildeten sich in einer kontinentalen Dehnungsphase um 1450 mya. Während der Rodinia-Formierung wurden sie infolge einer Kontinent-/Kontinentkollision um 943 mya deformiert und metamorph überprägt.
Im mittleren Nordwesten des Indischen Subkontinents liegt der Rajasthan-Kraton. Dies entspricht etwa den nordwestlichen Bereichen des Bundesstaates Madhya Pradesh und Rajasthan. Der Kraton setzt sich zusammen aus dem Bundelkhand-Granitmassiv, auch Bundelkhand-Kraton genannt, und dem Banded Gneissic-Komplex. Sie bilden den nördlichen indischen Protokontinent. Die beiden Krustenblöcke weisen mit TTG-Komplexen, Grünsteingürteln und Intrusionen ähnliche Petrographien auf. Sie unterlagen mehrfachen Deformationen und Metamorphosen. Ihre Entstehung geht bis ins Paläoarchaikum zurück.
Die Central India Tectonic Zone (CITZ) stellt eine herausragende geologische Einheit Indiens dar, die sich in ostnordost-westsüdwestlicher Richtung über eine Länge von ca. 800 km und einer Breite von ca. 400 km erstreckt. Sie ist durchzogen von mehreren Grabenbrüchen, Lineamenten, Scherzonen und Verwerfungen, von denen die Central Indian-Geosutur die südlichste Grenze der CITZ darstellt. Diese entstand infolge von Subduktionsprozessen und Kollisionen der südostindischen Dharwar-, Bastar- und Singhbhum-Kratone mit dem nordwestindischen Rajasthan-Kraton. Die Hauptkollisionsphase und damit Metamorphose ereignete sich um 1600 mya im Rahmen der Entwicklung des Superkontinents Columbia. Damit wurde der Indische Subkontinent zusammengefügt.
Der Meghalaya-Kraton befindet sich im äußersten Nordosten Indiens in den indischen Bundesstaaten Meghalaya und Assam. Seine Formationen treten im Shillong-Plateau/Meghalaya sowie in den Mikir Hills/Assam, auch Kabri Anglong-Plateau genannt, sowie in den Mishmi-Hills/Arunachal Pradesh zu Tage. Diese werden im Norden durch den Brahmaputra begrenzt. Die ältesten Grundgebirgsgesteine bilden den archaischen Gneiskomplex mit Alter zwischen 2637 und 2230 mya. Das überwiegend aus Siliziklastika bestehende Deckgebirge datiert auf 1700 bis 1500 mya. Es wurde mehrfach deformiert, gefaltet und metamorph überprägt. In Grund- und Deckgebirge drangen zwischen 1150 und 480 mya verschiedene Intrusionen ein.
Orogene
Die orogenen Gürtel fassen die Kratone ein und entstanden bei deren Kollision untereinander bzw. mit anderen Krustenblöcken. Für die Formierung Ostgondwanas sind die Ostghats entlang der östlichen Flanken der Dharwar- und Bastor-Kratone, der Pandyan-Gürtel innerhalb des Southern Granulite-Terrans sowie das Aravalligebirge am Nordwestrand des Rajasthan-Kratons von Bedeutung.
Am südlichen Ende des Dharwar-Kratons bildete sich das Southern Granulite-Terran oder der Southern Granulite-Gürtel. Es erstreckt sich hauptsächlich in den Bundesstaaten Kerala und Tamil Nadu. Die westliche, bzw. nördliche, und die östliche, bzw. südliche, Madurai-Provinz bilden den Großteil des Gürtels. Die westliche Provinz bildete sich als magmatischer Inselbogenkomplex, der aus 2530 bis 2460 mya alten Enderbiten besteht, die zwischen 2470 und 2430 mya hochgradig metamorph überprägt wurden. Die Kollision mit dem Dharwar-Kraton erfolgte von 2550 bis 2520 mya mit Ausbildung der Moyar-Bhavani-Cauvery-Suturzone. Die östliche Provinz entstand als magmatischer Inselbogenkomplex mit einem 1740 bis 1620 mya alten Grundgebirge aus überarbeiteten archaischen Gesteinseinheiten. Darüber entstand eine mächtige suprakrustale Sequenz aus überwiegend Siliziklastika, die sich in einem Flachwassergebiet ablagerte. Die Akkretion dieser Provinz erfolgte im frühesten Mesoproterozoikum am östlichen Rand der bereits mit dem Dharwar-Kraton kollidierten westlichen Provinz unter Ausbildung der Karur-Kambam-Painavu-Trissur-Scherzone. Beide Blöcke unterlagen während einer Grabenbruchphase zwischen 830 und 780 mya metamorphen Einflüssen, verbunden mit massiven Intrusionen. Diese tektonischen Prozesse stehen im Zusammenhang mit den Entwicklungen der Superkontinente Columbia und Rodinia.
Mit Schließung des Mosambik-Ozeans kollidierten um 550 mya westliche Bereiche des Southern Granulite-Terrans mit südöstlichen Strukturen von Azania bzw. Madagaskar unter hochgradigen Deformationen, Metamorphosen und intensiven Intrusionen. Östliche Bereiche des Southern Granulite-Terrans hatten tektonischen Kontakt mit dem Wanni-Komplex Sri Lankas.