1. Plattentektonik – Ursache der Entstehung des Himalaya
Verantwortlich für die Entstehung des Himalaya ist die Plattentektonik, die sich als wissenschaftliche Theorie erst gegen Ende der sechziger Jahre durchsetzte. Sie basiert auf der bereits im Jahre 1912 von Alfred Wegener veröffentlichten Theorie der Kontinentalverschiebung, die eine Bewegung der Kontinente über geologische Zeiträume hinweg beschreibt (vgl. PRESS & SIEVER 2003: 24 & 534ff.).
Grundvoraussetzung für das Verständnis der Kontinentalverschiebung ist die Kenntnis vom Aufbau der Erde. Bei einem Schnitt durch die Erde bietet sich von innen nach außen folgendes Bild: Das Zentrum besteht aus einem festen inneren und flüssigen äußeren Kern mit einem Gesamtradius von ungefähr 3500 km. Darüber folgt der untere und obere Mantel mit einer Mächtigkeit von 2840 km. Die äußerste Schicht bildet schließlich die feste Kruste an der Oberfläche. Diese ist im Bereich der Ozeane nur ungefähr 10 km dick, während sie bei den Kontinenten im Schnitt eine Mächtigkeit von 40 km erreicht. Bei großen Gebirgen wie dem Himalaya kann die Mächtigkeit aber auch bis zu 80 km betragen (siehe Abbildung 1) (vgl. BAHLBURG & BREITKREUZ 2004: 7).

Abb. 1: Aufbau der Erde. Quelle: Bahlburg & Breitkreuz 2004

Die feste, äußere Schale, zu der die Kruste und der äußerste Bereich des oberen Mantels gehören, wird Lithosphäre genannt und ist zwischen 30 km und 100 km mächtig. Sie schwimmt auf einer plastischen, teilweise geschmolzenen Schicht, der so genannten Asthenosphäre, welche von einer Tiefe von ungefähr 100 km bis etwa 180 km reicht. Die Lithosphäre kann auf Veränderungen in der Asthenosphäre nur bruchtektonisch reagieren, weshalb sie in ungefähr ein Dutzend große Platten zerlegt ist, die sich ständig in Bewegung befinden. Dabei sind zwei Plattentypen zu unterscheiden: die vorwiegend aus ozeanischer Lithosphäre bestehenden ozeanischen Platten und die im Wesentlichen aus kontinentaler Lithosphäre bestehenden kontinentalen Platten, in die die Kontinente eingebettet sind. Die Platten bewegen sich infolge von Konvektionsbewegungen im oberen Erdmantel, die aufgrund der hohen Temperaturen im Inneren der Erde zustande kommen. Das erwärmte Material steigt nach oben in Richtung Erdoberfläche. Dabei verliert es laufend Wärme, wird kühler und sinkt wieder nach unten (vgl. PRESS & SIEVER 2003: 19f., BAHLBURG & BREITKREUZ 2004: 8, MURAWSKI & MEYER 2004:154 & RÜPPEL & APEL 1998: 29). Verbunden mit diesen Konvektionsströmungen gibt es drei Typen von Plattengrenzen: die divergierende Plattengrenze und die mit ihr eng im Zusammenhang stehende so genannte Transformstörung sowie die konvergierende Plattengrenze (siehe Abbildung 2).

Abb. 2: Mögliche Arten von Plattengrenzen. Quelle: Press & Siever 2003

An der divergierenden Plattengrenze steigt heißes, durch die Konvektionsströme befördertes Asthenosphärenmaterial an die Erdoberfläche und es entsteht neuer Ozeanboden, was als Seafloor – Spreading bezeichnet wird. Eine solche Plattengrenze hat stets Transformstörungen als Begleiter, die ihren Verlauf unterbrechen und seitlich versetzen. An der konvergierenden Plattengrenze, auch Subduktionszone genannt, taucht die ozeanische Lithosphäre unter die überreitende Platte in die Asthenosphäre bzw. in den Mantel ab und wird dort zum Teil aufgeschmolzen.
Dieser Kontaktbereich der zwei konvergierenden Platten ist am Meeresboden durch eine Tiefseerinne markiert, die eine Tiefe von über 10 km erreichen kann. An der Oberfläche der überfahrenden Platte ist dieser Bereich durch eine lang gestreckte Zone intensiv deformierter Gesteine, der so genannten Sutur, gekennzeichnet. Wenn nun eine ozeanische unter eine kontinentale Platte abtaucht, wird der Rand der letztgenannten Platte gefaltet und herausgehoben. Folglich entstehen bei diesen Plattengrenzen Gebirge mit vulkanischen und intrusiven Gesteinen. Während vulkanisches Gestein an die Erdoberfläche gelangtes und anschließend erkaltetes Magma darstellt, welches aus der subduzierten, zum Teil aufgeschmolzenen Platte und aus der Asthenosphäre über dieser Platte stammt, sind Intrusivgesteine in der Erdkruste erstarrtes Magma. Findet jedoch eine Konvergenz zweier ozeanischer Platten statt, entsteht kein Gebirge, sondern ein Inselbogen mit vulkanischen und intrusiven Gesteinen. Ein Inselbogen ist eine entweder gerade oder bogenförmig angeordnete Kette von Vulkaninseln. Schließlich können auch zwei kontinentale Platten aufeinander stoßen. Aufgrund der verhältnismäßig geringen Dichte der Kontinentalplatten können diese nicht subduziert werden, sondern schieben sich in – und übereinander zu einem Gebirge. Dies ist der Grund für die Entstehung des Himalaya, als die indische Platte mit der eurasischen Platte kollidierte (vgl. PRESS & SIEVER 2003: 21ff. & BAHLBURG & BREITKREUZ 2004: 10ff.).

 

2. Die geologische Entwicklungsgeschichte des Himalaya

2.1. Vor 200 Millionen Jahren (Ende des Paläozoikums)
Die Entwicklungsgeschichte des Himalaya begann vor rund 200 Millionen Jahren, als der Großkontinent Pangaea anfing, auseinander zu brechen. Der davon betroffene Ozean „Tethys“ erstreckte sich über zwei ozeanische Platten, die sich im Mesozoikum (vor 230 bis 65 Millionen Jahren) zwischen den beiden kontinentalen Platten, der eurasischen Platte und der indischen Platte, befanden. Im Zuge dieses Auseinanderbrechens von Pangaea driftete Indien bzw. die indische Platte nach Norden in Richtung eurasischer Platte. Dadurch schob sich die nördlicher gelegene ozeanische Platte der Tethys unter die eurasische Platte. Diese Subduktionszone ist an der Erdoberfläche an der Jinsha – Sutur zu erkennen. Am Südrand dieser ozeanischen Platte gab es wiederum eine aktive Subduktionszone, an der die südlichere ozeanische Platte abtauchte. Es entstand dort neben einem Inselbogen die Bangong – Nujiang – Sutur (siehe Abbildung 3) (vgl. RÜPPEL & APEL 1998: 35ff.).

Abb. 3: Entwicklungsgeschichte des Himalaya. Quelle: Rüpel & Apel 1998

2.2. Vor 140 Millionen Jahren (Ende des Jura)
Nach 60 Millionen Jahren war die Tethys deutlich kleiner, was mit der fortlaufenden Subduktion der beiden ozeanischen Platten zusammenhing. Nach einer gewissen Zeit war die Nördlichere der beiden Platten ganz im heißen Erdmantel verschwunden und es lagerten sich aufgrund des Widerstandes der eurasischen Platte der Inselbogen, die Meeressedimente als auch die abgeschürfte, nicht verschluckte ozeanische Kruste an die kontinentale Lithosphäre der eurasischen Platte an. Der dadurch von der Jinsha – Sutur im Norden und der Bangong – Nujiang – Sutur im Süden begrenzte Krustenblock wird als Quantang – Block bezeichnet. Die ehemals südlichere, nun unter diesem Quantang – Block abtauchende ozeanische Platte hatte ebenso wie die zuvor verschwundene ozeanische Platte an ihrem Südrand eine Subduktionszone, welche von der Indus – Tsangpo – Sutur begleitet wurde. Hier fand die Subduktion der indischen Platte statt, was wiederum einen Inselbogen nordöstlich dieser Sutur, den Transhimalaya, hervorbrachte (siehe Abbildung 3) (vgl. PRESS & SIEVER 2003: 559 & RÜPPEL & APEL 1998: 43ff.).

2.3. Vor 100 Millionen Jahren (Kreide)
Infolge der weitergehenden Norddrift der indischen Platte verkleinerte sich zunehmend der Meeresbereich zwischen dem Transhimalaya und dem festländischen Quantang – Block. Dies endete letztlich vor rund 100 Millionen Jahren während der Kreidezeit, als die gesamte, ehemals südlichere ozeanische Platte subduziert war. Dadurch erweiterte sich die eurasische Platte um einen weiteren Krustenblock, den so genannten Lhasa – Block. Dieser schloss sich direkt an den Quantang – Block an und war demzufolge im Norden von der Bangong – Nujiang – Sutur und im Süden von der Indus – Tsangpo – Sutur begrenzt (siehe Abbildung 3c). Er bildet zusammen mit dem Quantang – Block den Hauptteil des heutigen Tibet – Plateaus (siehe Abbildung 3). Der Lhasa – Block selbst besteht aus dem bereits erwähnten Transhimalaya, aus abgeschürfter ozeanischer Kruste sowie aus Meeresablagerungen (vgl. RÜPPEL & APEL 1998: 44ff.).

2.4. Vor 65 Millionen Jahren bis heute
Im frühen Tertiär vor 50 bis 55 Millionen Jahren war der ozeanische Bereich der indischen Platte komplett unter der eurasischen Platte verschwunden und es gab die erste Begegnung zwischen dem indischen und dem eurasischen Kontinent (siehe Abbildung 3d). Bei dieser Kollision kam es zunächst zu einer Berührung zwischen der Nordwest – Ecke des unregelmäßig geformten Kontinentalrandes Indiens und dem eurasischen Kontinent. Anschließend drehte sich Indien leicht gegen den Uhrzeigersinn, so dass es nach Osten die in Nord – Süd – Erstreckung über 5000 km breite Tethys scherenartig schloss (siehe Abbildung 4).

Abb. 4: Drift des indischen Subkontinents. Zahlenwerte in Millionen Jahren vor heute. Quelle: Frisch & Meschede 2005

Der indische Kontinent raste letztlich mit einer heute nirgends mehr erreichten Geschwindigkeit von knapp 20 cm / Jahr in Eurasien rein, wodurch Indien rapide abgebremst wurde. Seitdem hat sich der indische Kontinent mit einer anhaltenden Geschwindigkeit von ungefähr 5 cm / Jahr circa 2000 km weiter in den asiatischen Kontinent hineingebohrt (vgl. FRISCH & MESCHEDE 2005: 171). Die Verschmelzung der beiden Landmassen entlang der Indus – Tsangpo – Sutur als Verbindung der beiden Kontinente war vor 40 Millionen Jahren schließlich beendet. Eine breite Zone immenser Verformung und Krustenverdickung war die Folge (siehe Abbildung 3d) (vgl. FRISCH & MESCHEDE 2005: 171). In diesem Bereich begann sich nun die höchste Gebirgskette der Erde auszubilden – der Himalaya.
Geologisch kann der Himalaya deutlich in vier Terranes untergliedert werden. Diese stellen kleine Lithosphärenplatten dar, die sich in ihrer Gesteinsart sowie in der Bruchtektonik stark vom umgebenden Areal unterscheiden. Die vier Terranes sind jeweils durch Störungen begrenzt, womit Ebenen bzw. leicht gekrümmte Flächen innerhalb der Erdkruste gemeint sind, an der eine Relativbewegung von benachbarten Gesteinsblöcken stattgefunden hat (vgl. PRESS & SIEVER 2003: 556ff. & VALDIYA 2002: 361).
Von Norden nach Süden ergibt sich folgende Reihenfolge der vier Terranes (siehe Abbildung 5):
Das Tethys – Terrane grenzt sich im Norden durch die Indus – Tsangpo – Sutur (I – TS) gegen den eurasischen Kontinent ab. In südlicher Richtung folgt nach Überquerung der Trans – Himadri Fault (T – HF) das Terrane des hohen Himalaya, an den sich, durch die Main Central Thrust (MCT) getrennt, das Terrane des niederen Himalaya anschließt. Nach der Main Boundary Thrust (MBT) folgt schließlich das Siwalik – Terrane, das durch die Himalayan Frontal Fault (HFF) von der Indus – Ganges – Ebene abgegrenzt ist (vgl. VALDIYA 2002: 361ff.).

Abbildung 5: Die vier Terranes und die vier Hauptstörungen des Himalaya [Trans – Himadri Fault (T – HF), Main Central Thrust (MCT), Main Boundary Thrust (MBT), Himalayan Frontal Fault (HFF)] Quelle: verändert nach VALDIYA 1998: 98

 

3. Entstehung der vier Terranes und der vier Hauptstörungen

3.1. Tethys – Terrane
Das Tethys – Terrane entstand bei der Kollision Indiens mit der eurasischen Platte. Durch die Heftigkeit des Aufpralls und die anhaltende Vorwärtsbewegung der indischen Platte wurden Tiefseesedimente sowie abgeschürfte ozeanische Kruste nach oben gepresst und auf der Oberfläche der indischen Platte abgelagert, was als Obduktion bezeichnet wird. Dabei wurde das Gestein teilweise bis zu 80 km entfernt vom Ausgangspunkt abgelagert, was zum einen an dem Druck durch die Kontinentkollision lag, zum anderen an der Aufwölbung insbesondere des nördlichen Randes der indischen Platte, ebenfalls bedingt durch die Kollision (vgl. VALDIYA 1998: 65ff.).

3.2. Hoher Himalaya, Trans – Himadri Fault (T – HF) und Main Central Thrust (MCT)
Mit der fortlaufenden Zusammenschiebung des indischen und des eurasischen Kontinents nahm der Druck auf das Gestein zu. Nun wölbte sich die indische Kruste stark auf und brach schließlich auf der ganzen Länge des sich heraushebenden Himalaya – Gebirgszuges auseinander. Es entstanden dabei zwei Störungen: die Trans – Himadri Fault (T – HF) im Norden sowie die Main Central Thrust (MCT) im Süden, die zugleich das Terrane des hohen Himalaya begrenzen (vgl. VALDIYA 2002: 366).

3.3. Niederer Himalaya und Main Boundary Thrust (MBT)
Während der Hebung des hohen Himalaya wurde das Gestein nicht nur gehoben, sondern es wurde auch gleichzeitig etliche Kilometer nach Süden auf die Sedimentabfolge des niederen Himalaya geschoben. In Ostnepal lässt sich diese Deckenüberschiebung noch 140 km entfernt von ihrem Ursprung, der MCT, feststellen. Durch die Überlagerung des niederen Himalaya stellte nicht nur der immer höher reichende hohe Himalaya, sondern auch der niedere Himalaya durch seine fortlaufende Hebung ein beachtliches Hindernis für den indischen Kontinent auf seinem Weg nach Norden dar. Als Resultat brach die indische Kruste vor 18 bis 20 Millionen Jahren auf der ganzen Länge erneut auf – diesmal nicht in zwei große, sondern in eine Reihe kleinerer Störungen südlich des sich hebenden Gebirgszuges. Zusammenfassend werden diese als Main Boundary Thrust (MBT) bezeichnet und stellen die südliche Grenze des Terranes des niederen Himalaya dar (vgl. VALDIYA 2002: 372 & VALDIYA 1998: 87ff.).

3.4. Siwalik – Terrane und Himalayan Frontal Fault (HFF)
Südlich der Main Boundary Thrust (MBT) wurde das Gebiet abgesenkt. Es entstand ein lang gezogenes Becken, welches als Siwalik – Basin bezeichnet wird. Mit dem erneuten Aufleben tektonischer Aktivität zu Beginn des Pleistozäns vor etwa 1,6 Millionen Jahren wurde das Störungssystem der MBT reaktiviert, woraufhin der aufgetürmte niedere Himalaya das Siwalik – Basin im Bereich der MBT überdeckte. Zudem hob sich der Himalaya in dieser Zeit um geschätzte 3000 m bis 4000 m, was zu seiner heutigen Ausprägung führte. Seit Beginn dieser starken Hebung werden im nepalesischen Gebiet des Himalaya Hebungsraten von 3 bis 7 mm pro Jahr verzeichnet. Dieser Durchschnittswert erhöht sich auf 12 mm pro Jahr, wenn nur die letzten 600.000 Jahre in Betracht gezogen werden. Heute liegen die Hebungsraten im hohen Himalaya bei 7 ± 2 mm pro Jahr, im niederen Himalaya sind es etwa 3 mm pro Jahr.
Mit der andauernden Hebung des hohen Himalaya änderte sich auch das Klima. Der für die Länder südlich des Himalaya – Gebirgskammes heute typische Monsun wurde initiiert. Die Westwindströmung wurde unterbrochen und das Tiefdruckgebiet verlagerte sich südwärts über das nördliche Indien. Dadurch wurden im Sommer die meisten Winde vom Indischen Ozean kommend angezogen, die beim Überqueren des Indik viel Feuchtigkeit aufgrund der hohen Verdunstung aufnahmen und lange heftige Niederschläge an der Südseite des Himalaya verursachten.
Etwas später im Pleistozän wurde schließlich das Siwalik – Basin stark komprimiert und entlang einer Reihe steiler Störungen aufgebrochen, die als Himalayan Frontal Fault (HFF) bezeichnet werden. Dadurch wurden aus dem ehemaligen Siwalik – Basin zwei Teile gebildet: das Siwalik – Terrane, welches im Norden von der MBT und im Süden von der HFF begrenzt wird sowie die südlich davon gelegene Indus – Ganges – Ebene (vgl. VALDIYA 2002: 378 & VALDIYA 1998: 89ff.).

 

4. Vergleich des Himalaya mit den Alpen

4.1. Tektonische Ausgangssituation
Bezüglich der tektonischen Ausgangssituation fällt gleich ein enormer Unterschied zwischen den Alpen und dem Himalaya auf, was die involvierten Platten und deren Entfernung voneinander betrifft. So waren an der Entstehung des Himalaya mit der indischen und der eurasischen Platte zwei große Platten beteiligt. Im Vergleich hierzu können die Alpen mit einer ganzen Menge mehr an tektonischen Einheiten aufwarten, die an der Bildung beteiligt waren. Neben den beiden großen Platten Afrika und Europa spielten auch die iberische, die adriatische sowie die apulianische Platte eine Rolle. Auch diese Platten waren durch Meere getrennt, wobei es sich allerdings um epikontinentale Meere handelte, d.h. Meere, die zeitweise Kontinentalflächen überfluteten. Demzufolge erreichten diese Meere nicht die Ausmaße der Tethys. Aus diesem Grund wurde im Laufe der Zeit deutlich weniger Plattenmaterial subduziert. Im heutigen Erscheinungsbild der Alpen äußert sich das im Fehlen von vulkanischen Inselbögen. Im Himalaya dagegen sind vulkanische Gesteine heute noch nachweisbar (vgl. URL 1).

4.2. Geologischer Aufbau
Geologisch können sowohl die Alpen als auch der Himalaya in vier Einheiten unterteilt werden. Beim Himalaya sind es die bereits erwähnten vier Terranes: Tethys, Hoher Himalaya, Niederer Himalaya und Siwalik. Bei den Alpen liegen keine Terranes vor, sondern vielmehr Regionen, deren Geologie übereinstimmt. Diese vier Regionen werden als helvetisch, penninisch, ostalpin und südalpin bezeichnet.
Was die Alpen in ihrem geologischen Aufbau jedoch grundlegend vom Himalaya unterscheidet, ist die Anzahl der Hauptstörungen. Im Himalaya sind es von Norden nach Süden die Trans – Himadri Fault (T – HF), die Main Central Thrust (MCT), die Main Boundary Thrust (MBT) und die Himalayan Frontal Fault (HFF). Dagegen gibt es in den Alpen mit der periadriatischen Linie nur eine zentral verlaufende Störung. Diese trennt die nördlichen helvetischen, penninischen und ostalpinen Bereiche vom Südalpin (vgl. URL 1).

4.3. Entstehung
Ein großer Unterschied zwischen den beiden Gebirgen offenbart sich bei der Betrachtung der Entstehung. Der Himalaya kam durch die Kollision Indiens mit Asien zustande, wodurch entlang der Nahtstelle – der Indus – Tsangpo – Sutur – ständig Material nach oben gedrückt wurde. Da diese Störung nach Norden einfällt, wurde das nach oben gedrückte Material nach Süden überschoben, wodurch es wieder auf dem indischen Kontinent abgelagert wurde. Es wurde also ständig Material des indischen Kontinents wieder auf dem indischen Kontinent abgelagert, wobei die zuerst abgelagerten Schichten partiell überschoben und überdeckt wurden. Kurz gesagt handelt es sich beim Himalaya um ein einseitiges Gebirge (siehe Abbildung 3d). Bei den Alpen ist dies nicht der Fall. Einerseits liegt hier keine reine Kontinentalkollision vor, was die geringere Höhe der Alpen im Vergleich zum Himalaya erklärt. Andererseits sind die Alpen ein zweiseitiges Gebirge, an dessen Entstehung hauptsächlich sowohl Afrika als auch Europa gleichermaßen beteiligt waren (vgl. FRISCH & MESCHEDE 2005: 172f.).

 

Literaturverzeichnis
BAHLBURG, H. & BREITKREUZ, C. (2004): Grundlagen der Geologie. München.
FRISCH, W. & MESCHEDE, M. (2005): Plattentektonik – Kontinentverschiebung und Gebirgsbildung. Darmstadt.
MURAWSKI, H. & MEYER,W. (2004): Geologisches Wörterbuch. München.
PRESS, F. & SIEVER, R. (2003): Allgemeine Geologie. Einführung in das System Erde. Heidelberg (u.a.).
RÜPPEL, H. & APEL, J. (1998): Landschafts-Studien-Reiseführer Himalaya. Nordindien, Pakistan, Nepal, Bhutan, Tibet. Witzenhausen.
VALDIYA, K.S. (1998): Dynamic Himalaya. London.
VALDIYA, K.S. (2002): Emergence and evolution of Himalaya. Reconstructing history in the light of recent studies. In: Progress in Physical Geography, Band 26, H. 3, S. 360 – 399.

URL – Verzeichnis
URL 1: O’BRIEN, P.J.: Subduction followed by collision: alpine and himalayan examples. http://www.geo.uni-potsdam.de/mitarbeiter/Obrien/obrien/Himalaya/index.html (16.11.07).