mini|Physische Karte des indischen Subkontinents
Die Geologie des indischen Subkontinents besteht aus einem Mosaik von mehreren archaischen Kratonen und paläoproterozoischen bis mesoproterozoischen Krustenblöcken sowie Faltengebirgen bzw. orogenen Gürteln und mehreren Becken. Weite Bereiche des westlichen indischen Subkontinents wurden am Ende der Kreide von den mächtigen Flutbasaltschichten des Dekkan-Trapps überdeckt. In mittleren Bereichen breiten sich sedimentäre Ablagerungen aus. Den größten Gebirgszug bildet der Himalaya, an den sich südlich im breiten Bogen die Indus-Ganges-Brahmaputra-Ebene anschließt.
Erdgeschichtlicher Rahmen
Die Tektonische Entwicklung des indischen Subkontinents begann im Mesoarchaikum vor ca. 3 Milliarden Jahren. Die indischen Dharwar-, Singhbhum- und Bastar-Kratone nahmen darin eine zentrale Position ein und werden zum South Indian Block (SIB) zusammengefasst. Verbunden war dieser Block mit dem südwestaustralischen Yilgarn-Kraton und dem ostantarktischen Napier-Komplex sowie südafrikanischen Kratonen. Die indischen Kratone mit dem Yilgarn-Kraton und dem Napier-Komplex bildeten den zusammenhängenden Megakraton, South Indian-Westaustralia (SIWA) genannt. Nachdem dieser ab ca. 2400 mya zerbrach, kollidierte der South Indian Block ab ca. 2250 mya mit dem Bundelkhand-Kraton des North Indian Blocks (NIB), wodurch die Central India Tectonic Zone gebildet wurde. Daraus resultierte ein zusammenhängender Block, der Groß-Indien (Greater India) genannt wird. Diese Prozesse können der frühen Formierungsphase des Superkontinents Columbia zugeordnet werden.
In weiteren tektonischen Prozessen wurde Groß-Indien Bestandteil des Großkontinents Gondwanas, insbesondere Ostgondwanas. Bis ca. 520 mya war er verbunden mit dem Ostafrikanischen Orogen einschließlich Ostmadagaskars sowie Ostantarktikas sowie Teilen von Western Australia. Die Spreizung zwischen Groß-Indien und Afrika begann mit Krustendehnung und erster Ozeanbodenspreizung ab ca. 163 mya. Um 126 mya war Groß-Indien von Afrika vollständig getrennt, und damit erfolgte auch die Trennung Ostgondwanas von Westgondwana. Die Separierung Groß-Indiens von Ostantarktika, Australien, Madagaskar und den Seychellen erfolgte zwischen ca. 160, 155, 90 und 65 mya.
Nach der Trennung von Madagaskar begann Groß-Indien nach Nordost zu driften und mit Laurasia zu kollidieren. Dabei wurde die Neotethys geschlossen und der Indische Ozean öffnete sich. Die Kontinentaldrift hinterließ auf dem Ozeanboden den Neunzig-Grad-Ost-Rücken (Ninety East Ridge) und den Chagos-Lakkadiven-Rücken (Chagos-Laccadive Ridge). Der Chagos-Lakkadiven-Rücken und das südliche Mascarenen-Plateau weisen altersprogressive Spuren des Réunion-Hotspots auf dem Ozeanbodens während der Drift des indischen Kontinentalblocks über den Hotspot auf. Das Alter dieser vulkanischer Spur datiert zwischen 67 und 10 mya. Die ursprünglich zusammenhängende Hotspot-Spur wurde unterbrochen durch den Zentralindischen Rücken (Central Indian Ridge).
Während der Subduktion der Neotethys bildete sich in einer der ersten Kollisionsprozesse ab der Mittleren Kreide um ca. 113 mya der Transhimalaya am südlichen Rand der Tibetischen Hochebene. Mit der fortschreitenden Subduktion der Neotethys begannen zwischen 70 und 65 mya die Kollisionsphasen des indischen Kontinentalblocks. Die früheste Kollision kontinentaler Kruste erfolgte zwischen ca. 57 bis 52 mya mit dem Transhimalaya. Die Geosutur entspricht dem Verlauf des Yarlung Tsangpo und wird Indus-Yarlung suture zone genannt.
Erstreckung und tektonische Begrenzungen
Der indische Subkontinent wird geomorphologisch von mehreren Falten- und Überschiebungsgebirgen und Meeren begrenzt. Im Norden bildet die Indus-Yarlung suture zone die Grenze zum Hochland von Tibet mit dem Transhimalaya. Südlich dieser Geosutur erstreckt sich der Himalaya über die gesamte West-Ostbreite des indischen Subkontinents. Im Westen geht der Himalaya über in den Hindukusch. An diesen schließt der in südlicher Richtung verlaufende Sulaiman-Gebirgszug (Sulaiman Range) mit dem Kirthar-Gebirge (Kirthar Mountains) an. Die nordöstliche Begrenzung des indischen Subkontinents wird vom Indo-Burman-Akkretionskeil (Indo-Burman Ranges) mit dem Arakan-Joma-Gebirge gebildet. Dieser bildet ein tektonisches Subduktions- und Konvergenzsystem, das am westlichen Rand der Myanmar-Mikroplatte verläuft und zwischen der Eurasischen Platte im Osten und der Indischen Platte im Westen liegt. An diese Gebirgszüge schließt südlich der Indische Ozean mit dem Arabischen Meer im Südwesten und dem Golf von Bengalen im Südosten an.
Tektonische Überschiebungs- bzw. Verwerfungssysteme trennen die Gebirgszüge. Das nördlichste ist das Verwerfungssystem der Indus-Yarlung suture zone, das den Tethys-Himalaya vom Tibetischen Hochland trennt. Im Nordwesten des indischen Subkontinents und dem Hindukusch verläuft der Main Mantle Thrust, auch Indus-Sutur genannt. Er stellt eine Verlängerung der Indus-Yarlung suture zone dar, in der infolge von komplexen Subduktions- und Kollisionsprozessen der Indischen Platte mit der Eurasischen Platte u. a. der Hindukusch-Inselbogen entstand.
Der Main Boundery Thrust bildet das südlichste und bedeutendste Überschiebungs- und Verwerfungssystem des Himalayas. Er verläuft im Westen nördlich des pakistanischen Kohat-Plateaus. Dort schließt der südlich verlaufende Chaman Fault an, der die westliche tektonische Grenze zwischen der Indischen und Eurasischen Platte bildet. Die östliche tektonische Begrenzung besteht aus einem vielfältigen System von Verwerfungen im und am Rand des Indo-Burman-Akkretionskeil. Der Disang Thrust beginnt nahe am Main Boundery Thrust und verläuft am westlichen Rand des Indo-Burman-Akkretionskeils, wo er südlich in den Sundagraben übergeht. Er trennt dort somit die Indische Platte von der Eurasischen Platte.
Regionale Geologie
Der indische Subkontinent besteht geologisch aus einem Mosaik mehrerer Grundgebirgseinheiten, wie Kratone und Krustenblöcke, Faltengebirgen, orogenen Gürteln, kontinentalen Kollisionszonen, einer magmatischen Großprovinz, mehreren Sedimentbecken sowie einer Wüste.
Kratone
Die Kratone umfassen die archaischen Bundelkhand-, Dharwar-, Bastar- und Singhbhum-Kratone. Die Dharwar-, Bastar- und Singhbhum-Kratone bilden eine zusammenhängende Kette, die sich vom mittleren Süden bis zum Nordosten des indischen Subkontinents erstreckt. Der Bundelkhand-Kraton liegt im mittleren Norden des indischen Subkontinents. Obwohl diese Kratone unterschiedliche geologische Merkmale aufweisen, ist ihnen der prinzipielle granitische Grundaufbau mit metamorph überprägten Gneisen, TTG-Komplexen und Grünsteingürteln gemeinsam.
Bundelkhand-Kraton
mini|Geologische Karte des Bundelkhand-Kratons
Der Bundelkhand-Kraton erstreckt sich über eine Fläche von 29.000 Quadratkilometern nördlich des Vindhyagebirge im Bundesstaat Madhya Pradesh. Die geologische Evolution erfolgte in einem Subduktionregime mit zwei ozeanischen Lithosphärenplatten, wodurch zwischen ca. 3500 bis 3200 mya TTG-Komplexe, suprakrustale Ablagerungssequenzen und Grünsteingürtel gebildet wurden. Von ca. 2800 bis 2540 ereigneten sich weitere Subduktionsprozesse, denen ab ca. 2500 mya eine Kollisions- bzw. und Akkretionsphase folgte, wodurch Granite, Granodiorite, Diorite und mafische Dykeschwärme gebildet wurden. Innerhalb der Granitoide treten Grünsteingürtel auf, die mafisch-ultramafische und felsische Vulkangesteine, Bändereisenerze (BIF) und Quarzite enthalten, deren Alter vom Mesoarchaikum bis zum Neoarchaikum reicht. Die vulkanischen Gesteinsassoziationen und ihre geochemischen Signaturen wurden so interpretiert, dass sie eine Reihe von tektonischen Gegebenheiten widerspiegeln, darunter Plumes, Inselbogen und Mittelozeanische Rücken. Die Bundelkhand Tectonic Suture Zone teilt den Kraton in den Northern Bundelkhand- und den Southern Bundelkhand-Kraton.
Dharwar-Kraton
mini|Vereinfachte geologische Karte des Dharwar-Kratons
Der Dharwar-Kraton erstreckt sich über eine Fläche von ca. 500.000 Quadratkilometern und nimmt einen Großteil des südlichen indischen Subkontinents ein. Seine geologische Entwicklung begann im Archaikum vor etwa 3400 Millionen Jahren und erstreckt sich zeitlich bis ins Paläoproterozoikum um 2450 mya. Entsprechend seiner unterschiedlichen Entwicklung und dem petrologischen Ausbau wird der Dharwar-Kraton in den westlichen Dharwar-Kraton und den östlichen Dharwar-Kraton unterteilt, wobei letzterer in die östliche und zentrale geologische Dharwar-Provinz gegliedert ist. Die in Nordsüdrichtung verlaufende Chitradurga-Scherzone bildet die Geosutur zwischen ihnen.
Der ältere westliche Dharwar-Block besteht hauptsächlich aus einem paläoarcharischem Grundgebirge mit TTG-Komplexen, vulkano-sedimentären Grünsteingürteln und suprakrustalen Ablgerungssequenzen. Der jüngere östliche Dharwar-Block setzt sich zusammen aus verschiedenartigen neoarachaischen magmatischen Plutonen und Batholithen, von denen der Closept Granite-Komplex der markanteste ist, sowie mehreren Grünsteingürteln. Letztere erstrecken sich überwiegend am westlichen Randbereich der östlichen Dharwar-Provinz und definieren somit die Subduktions- und Kollisionszone zwischen der zentralen und östlichen Dharwar-Provinz.
Bastar-Kraton
mini|Geologische Karte des Bastar-Kratons im indischen Subkontinent
Der Bastar-Kraton hat eine Fläche von ca. 215.000 Quadratkilometern. Seine geologische Entwicklung kann bis um ca. 3582 mya zurückverfolgt werden. Dabei entwickelten sich das Grundgebirge aus TTG-Komplexen, Granulite, verschieden artigen Graniten (Granitoiden) sowie Grünsteingürtel. Das Deckgebirge besteht aus mehreren suprakrustalen orogenen Gürtel, die zwischen den Grundgebirgseinheiten entstanden. Zeitlich gliedern sie sich in zwei Generationen, von denen die ältere vom Archaikum bis zum frühen Proterozoikum und die jüngere vom mittleren bis zum späten Proterozoikum datieren. Des Weiteren formten sich mehrere Sedimentbecken mit unterschiedlichen Sedimentablagerungen.
Archaische und frühe paläoproterozoische Gesteinsvorkommen im Bastar-Kraton zeigen eine große Ähnlichkeit mit dem westaustralischen Yilgarn Craton, was auf eine nahe tektonisch Positionen der beiden alten Kratonblöcke hinweist. Während des Paläoproterozoikums wurden Randbereiche des Kratons durch die Orogenbildungen der Ostghats und des Satpuragebirges beeinflusst. Letztere ist Ausdruck der Verschmelzung des Bastar-Kratons mit dem Bundelkhand-Kraton zwischen ca. 2250 und 2100 mya. Weitere tektonische Prozesse ereigneten sich im ostantarktischen Napier-Komplex und der Rayner-Provinz.
Singhbhum-Kraton
Der Singhbhum-Kraton erstreckt sich etwa elliptisch über ca. 200 Kilometer (km) in Nord-Süd-Richtung und ca. 150 km in Ost-West-Richtung mit einer Fläche von ca. 50.000 Quadratkilometern. Im Norden wird er von der Singhbhum-Schear Zone begrenzt. während die südliche Grenze durch den Sukinda Thrust markiert wird. Erstere trennt den Kraton vom Singhbhum Fold Belt, Letztere markiert den Übergang zu den Ostghats. Im Südwesten separiert der Mahanadi-Graben den Singhbhum-Kraton vom Bastar-Kraton, während der Osten von alluvialen Sedimenten überdeckt wird. Durch den Mahanadi-Graben fließt heute der Fluss Mahanadi.