㈠ 印度板塊和歐亞板塊什麼時候碰撞在一起的
印度板塊與歐亞板塊碰撞時間比原認識晚1000萬年
吳秀平[編譯]
摘要:
2013年2月3號，麻省理工新聞報道，在印度板塊與歐亞板塊碰撞發生前，印度板塊面積要比通常假設的要小。喜馬拉雅山山峰是大約數千萬年前大規模構造運動的現代殘余，之前的研究大多認為這個碰撞發生在5000萬年前，印度板塊迅速北移並向上擠壓歐亞板塊。當今對印度板塊和亞洲板塊地質跟蹤調查顯示2個板塊碰撞後，褶皺帶上升形成喜馬拉雅山。為了追溯地球上這最引人矚目的構造碰撞之一，地質學家對喜馬拉雅山的岩石特徵進行了觀察。
㈡ 印度板塊是什麼時候撞擊歐亞大陸板塊的那時候地球上有什麼動物,有人類或人類的祖
」印度洋板塊形成於九千萬年以前的白堊紀，自非洲東部的馬達加斯加分離，每年向北漂移15厘米，大約在五千到五千五百萬年以前的新生代的始新世時期和亞洲撞合」這一段是網路上的，當時地球地質動盪非常活躍，在軟流層的推動下，板塊漂移的速度都非常快，這也是地殼物質循環的表現。當時恐龍已經滅絕了， 蕨類植物和裸子植物種類和數量繼續下降，被子植物開始繁衍
㈢ 印度板塊
印度板塊以北、以東以雅魯藏布江—那加—若開縫合帶與拉薩—西緬地塊相鄰。
3.2.1.1 地層發育情況與組成特點
印度板塊的東北部邊緣自南而北存在下列構造帶：喜馬拉雅南坡震旦紀—古生代淺變質岩帶，大部分位於尼泊爾境內；喜馬拉雅主脊前寒武紀結晶岩帶；喜馬拉雅北坡古生代淺海沉積帶，代表了印度大陸的北部大陸架，該帶北緣以拉軌崗日片麻狀花崗岩穹窿與以北的陸坡分開；藏南中生代復理石混雜堆積帶和雅魯藏布江縫合帶（馬文璞，1992）。
3.2.1.2 晚古生代以來區域組合及環境變化
石炭系、二疊系典型表現為發育岡瓦納型冰積岩和冷水動物群，這可能與印度板塊當時位於南極附近有關。位於岡底斯弧上的鈣鹼性火山岩屬中侏羅世，說明印度板塊北部的洋殼消減作用開始於中侏羅世前。羊卓雍湖等地蛇綠岩帶南側的晚侏羅世—白堊紀放射蟲硅質岩夾基性火山岩為碳酸鈣補償深度以下的細粒大洋沉積，說明消減過程中印度陸塊北側是有洋殼的。而雅魯藏布江縫合帶中的早白堊世蛇綠岩殘片，則說明了新特提斯洋的存在。縫合帶附近，藏南浪卡子地區輝綠岩中鋯石SHRIMPU-Pb測年（江思宏等，2006），表明了新特提斯洋張開事件發生於侏羅紀—早白堊世的燕山期。至於關閉時間，緬甸西部的那加—若開帶早白堊世即開始活動（黃汲清等，1987），但雅魯藏布江縫合帶南側海相地層的最高層位為漸新世—中新世紅色磨拉石建造的斷陷盆地及主邊界斷裂南側的中新世—上新世錫瓦利克群等，因此，印度板塊與歐亞板塊之間的新特提斯洋關閉時代是在始新世及漸新世之間。
3.2.1.3 新特提斯洋關閉過程中的構造—岩漿活動規律
印度板塊自約90Ma與非洲東部馬達加斯加地塊分離，年均向北漂移約15cm，大約移動了2000～3000km。印度板塊為已知板塊中移動速率最快的。
對於碰撞過程，根據構造、岩漿活動和沉積記錄，可分為主碰撞、晚碰撞與後碰撞三個階段（侯增謙等，2006）：
第一階段，火山—岩漿作用與區域沉積記錄作為印度與亞洲大陸的重要產物，記錄著兩個大陸自65Ma前後開始碰撞，並持續至41Ma（侯增謙等，2006）。
第二階段，40～26Ma，除岡底斯南帶斷續發育少量高鋁花崗岩外，岩漿活動主要集中於羌塘地體和青藏高原東緣，以鉀質火山—岩漿岩為主體，鈉質岩系次之，碳酸岩—鹼性雜岩也有發育。青藏高原東緣的大規模走滑斷裂帶，與陸內俯沖過程有關。
第三階段，時代為25～0Ma，對應於後碰撞伸展期。主要岩漿產物是高原腹地的鉀質一超鉀質岩漿岩、藏南的高鋁—過鋁花崗岩和高原東緣的基性火山岩系（侯增謙等，2006）。
3.2.1.4 構造演化階段與構造層劃分
從整個古生代到早中生代時期，都處於構造相對穩定時期（馬文璞，1992），因此可將晚三疊世以前的地層均劃歸第一構造層（Pre T3）。
晚三疊世到古新世，為新特提斯洋發生、發展、消亡的旋迴演化時期，因此可將其劃歸第二構造層（T3—E1）。
始新世到上新世，為新特提斯閉合後青藏高原碰撞隆升、東南亞各個地塊發生逃逸、安達曼海及南海張開的時期，具有全區性，將其劃歸第三構造層（E2—N2）。
更新世到全新世，為印度板塊北部為碰撞期後伸展構造發育階段，發育出恆河平原、雅魯藏布江谷地、喜馬拉雅山、孟加拉灣等現代地貌，表現為鬆散沉積物，屬於第四系范疇（Qp——Qh）。
㈣ 歐亞板塊為什麼會聚合在一起
其實地球的運動並沒有任何的規律，也沒有任何的一個版本，它的變化就是根據地球內部的一些情況做出來的，所以說這是一個自然現象，沒有人可以預測，即便是現在的科學家以及相關的一系列的研究，其實根本沒有找到其中的答案，原因在於地球的內部非常的神秘，人類根本沒有接觸到其皮毛兒，所以說想要把地球的整個情況全部研究清楚，這是一個非常困難的事情，因此在未來的很多年之那我們很難說歐亞板塊是怎麼聚合在一起的，因為沒有任何一個人能夠拿出科學證據來說明其中的變化，這才是一個真正的答案，千萬要引起注意。
㈤ 印度板塊-歐亞板塊碰撞與南海新生代海底擴張的關系
根據已知地質資料推測，在中侏羅世至中白堊世，中國東部邊緣為一活動大陸邊緣。在南海地區，古南海洋殼向西北方向俯沖，火山弧最後位於今日台灣、東沙群島、中沙群島和萬安灘一帶。當時南沙地塊、禮樂-東北巴拉望地塊可能連在一起，為古南海中的一個海島鏈或海台，隨古南海一起向西北方向運動。今日在珠江口盆地東部和萬安盆地鑽遇的中生代火成岩基底，即為當時的弧火成岩。在白堊世晚期，南沙地塊和禮樂-東北巴拉望地塊與北部陸緣(華南地塊)發生了碰撞，俯沖活動停止了，在碰撞縫合帶附近及其後面的早期火成岩地區(今日華南陸地)，形成燕山運動造山帶。在晚白堊世至早古新世，燕山造山帶岩石圈發生拆沉(delamination)，中國東部大陸邊緣發生了一次張性構造運動，南海地區稱做神狐運動。在這次運動中，大陸岩石圈向東南方向拉伸，在陸緣地表產生一系列北東向斷裂和地塹半地塹，這就是中國東南部大陸邊緣新生代沉積盆地的開始。此時，由於中國東南邊緣大陸岩石圈向東南方向拉伸，推動古南海洋盆向東南方向運動，並俯沖於巽他地塊北部邊緣之下，火山弧位於加里曼丹島的南部(Schwaner山)。晚始新世到早漸新世，古南海向東南方向運動，將南沙地塊沿縫合帶和西沙-中沙地塊拉開，南沙地塊向東南運動，並於早漸新世和巽他地塊在西北婆羅洲發生碰撞。從42Ma到35Ma期間，在中沙-西沙地塊與南沙地塊之間由海底擴張而產生了南海西南海盆，南海西北海盆和曾母海盆也是在此期間誕生的。在約65Ma時印度板塊和歐亞板塊發生碰撞，到約43Ma時它和歐亞板塊發生了強烈碰撞，以及太平洋板塊在此時發生運動方向的改變(由NNW到NWW向)，也可能是其他地質原由，促使禮樂-東北巴拉望地塊從32Ma開始與華南地塊分離並向南運動，在其間發生南海新生代第二次海底擴張，17Ma時，向南運動的禮樂-東北巴拉望地塊和巽他地塊發生了碰撞，其後面的海底擴張停止了，南海中央海盆產生。蘇祿海盆的海底擴張也隨之停止，隨後它向南俯沖於蘇祿脊之下，最後只剩下北半部，即今日的蘇祿海盆。
上面已談到，印度洋是從侏羅紀(190Ma)開始發育的。當時澳大利亞板塊(岡瓦納大陸)北部邊緣發生了一次張裂事件，Burma、西蘇拉等地塊逐步開始和澳大利亞板塊裂離，其間開始海底擴張，這就是現代東部印度洋的誕生之始，也是印度洋第一次海底擴張。隨著這些地塊的北移，東印度洋盆逐步擴大，其北部的特提斯洋逐步俯沖在亞洲板塊之下。在白堊紀(135Ma)時，印度板塊和南極板塊(岡瓦納大陸)分離而向北漂移，其間發生海底擴張，西印度洋逐步產生了，這是印度洋的第二次海底擴張。在印度板塊的北部，特提斯洋隨著印度板塊的北移而逐步俯沖於歐亞大陸板塊之下。大約在43Ma期間，北移的印度板塊和亞洲大陸發生碰撞，全球大洋板塊的構造方向發生了較大的調整。太平洋板塊由原來向NNW方向運動改為向NWW方向運動；在43.5Ma前，澳大利亞板塊和南極板塊開始裂離，在兩板塊之間開始發生海底擴張，這一擴張脊向西北方向延伸，直達非洲西海岸，即印度洋的新擴張脊形成了，這是印度洋第三次海底擴張。在44Ma時，澳大利亞和東南亞之間的海底擴張(即印度洋第一次海底擴張)停止了。由上述討論看出，印度洋第一次海底擴張產生的洋殼存在於澳大利亞西部和亞洲南部海域，第二次海底擴張產生的洋殼存在於印度南部第一次擴張產生的洋殼之南，第三次海底擴張產生的洋殼存在於印度洋中、南部和澳大利亞與南極洲之間的海域。擴張速率以50Ma為界，50Ma之前的第二次海底擴張之速率是逐步增加的，從16cm/a增至21cm/a；50Ma時速率突然減小，到43Ma時減至8cm/a；此後至30Ma時減到7cm/a，並一直穩定在此速率之上，直至今日。
下面我們回顧印度板塊和歐亞板塊碰撞的歷史。在65～43Ma期間，印度板塊和歐亞板塊發生碰撞，即印度板塊北部被動大陸邊緣和歐亞板塊邊緣的俯沖增生楔開始接觸，其間的特提斯洋殼已俯沖殆盡，但這里仍然存在一封閉或半封閉的海洋盆地，其基底是陸殼。在43～38Ma階段，是印度板塊與歐亞板塊碰撞高峰時期，印度板塊持續向北推擠已拼合的拉薩、羌塘、昆侖等地塊，大陸岩石圈的擠壓縮短首先表現為地殼層的褶皺和逆沖推覆，各個地塊呈構造片岩相互揳入、疊置，使岩石圈均勻增厚和垂向隆起。約40Ma左右，印度板塊和歐亞板塊之間的海洋盆地(特提斯海)全部退出青藏高原和滇西地區，轉為陸內環境，氣候由炎熱向濕熱轉化。雅魯藏布江縫合帶北側的岡底斯島弧帶內大量的鈣鹼性、中酸性岩漿岩侵位和大量鈣鹼性火山岩噴出。羌塘地塊北部可可西里-金沙江-紅河一線，斷續延展達2500km的淺成富鉀中酸性花崗斑岩侵位，其年齡為52～33Ma(馬鴻文，1990；張玉泉等，1987)。雅魯藏布江縫合帶南側出現的磨拉石礫岩，代表碰撞後的前陸盆地沉積。伴隨喜馬拉雅地塊與拉薩地塊的碰撞和構造隆升，班公錯-怒江縫合帶以北和蘭坪-思茅地區發生斷塊抬升，在斷塊一側形成一系列斷陷盆地，如倫坡拉盆地、柴達木盆地和蘭坪-思茅盆地，這些始新世—漸新世斷陷盆地內充填的是紫紅色河湖相碎屑沉積，產亞熱帶闊葉植物。高原北緣的塔里木盆地和南部的恆河盆地，始新世—漸新世從海相到陸相均表現連續的堆積作用。因此43～38Ma期間是傾斜斷塊邊緣的抬升，抬升與沉積速率很低，如柴達木盆地的沉積速率為0.12～0.15mm/a，表明這次碰撞構造變形主要集中在地塊邊緣，是一種構造抬升。25～17Ma期間，印度板塊持續向亞洲大陸擠壓，在高原內部，岡底斯島弧快速隆起，如曲水岩體在20～18Ma間有一次快速冷卻歷史，抬升速率大於2mm/a(Harrison，et al.，1992)。在高原東部和橫斷山地區，是一系列陸內走滑斷裂活動高峰時期，如紅河斷裂的活動高峰時期為23～26Ma(鍾大賚等，1989；Scharer，1994)，20～19Ma之間有一次7km的快速抬升歷史(Scharer，1994；陳文寄，1992)。瀾滄江斷裂的活動高峰時期為17～20Ma，鮮水河斷裂的年齡為15Ma(許志琴，1992)，藏東貢日卡布斷裂的活動高峰時期為24.7Ma，阿尼橋斷裂的活動高峰時期為26.7Ma。沿著這些大型走滑斷裂形成一系列走滑拉分盆地，如高原西部阿里附近的噶爾(獅泉河鎮)盆地，高原北部的倫坡拉盆地、柴達木盆地，滇西紅河斷裂南端的鶯歌海盆地。盆地內以灰色細粒碎屑沉積為主，植物和孢粉組合以闊葉落葉林占優勢，反映當時熱帶—亞熱帶氣候環境，沉積速率快，如柴達木盆地的沉積速率約0.1～0.2mm/a，鶯歌海盆地在16～28Ma期間的沉積速率為0.4mm/a(孫家振等，1995)。這些表明，雅魯藏布江以北，現今高原地域和橫斷山地區是一個低緩丘陵和由構造沉降誘發的斷陷湖盆分布的地域。
雅魯藏布江碰撞帶以南，主中央斷層與邊界斷層相繼活動並向前陸盆地方向遷移，此時近EW向的西瓦里克前陸坳陷形成(約13.8Ma開始)，並伴隨大量淺色花崗岩侵位(21～27Ma)(衛管一等，1989)。Harris(1995)認為在20～18Ma之前，喜馬拉雅地塊的沉積變質岩有一次構造抬升，造成孟加拉濁積扇87Sr/86Sr比值急劇增加，ODP鑽探也表明孟加拉扇在17.5Ma時沉積速率增加。上述事件都一致說明18～20Ma期間喜馬拉雅地塊經歷過較強的構造抬升。13～8Ma階段，青藏高原受印度板塊持續擠壓，喜馬拉雅地塊上主邊界斷層開始強烈活動，大規模逆掩推覆造成地殼增厚、重熔，殼源淺色花崗岩的侵位和聶拉木群混合岩化、疊加變質作用(衛管一，1989)。康馬和告烏岩體在8～11Ma間出現一次快速抬升(Harris，1995)。在念青唐古拉附近NE向地塹斷層岩的年齡為7～8Ma(Harrison et al.，1992)。在碰撞帶南側的西瓦里克前陸盆地中，其沉積速率由以前的0.1mm/a增大到11～8Ma的0.3mm/a，重礦物中大量出現角閃石，而8～3Ma間的沉積速率很低，無角閃石出現。在孟加拉扇的深海鑽探記錄中也顯示11～8Ma期間沉積速率加快，有大量角閃石出現(Johnson et al.，1985；Gartner，1990)。喜馬拉雅地塊又發生了一次熱-構造事件。在滇川西部，東緬地塊東界的右旋走滑斷裂及其分支右旋逆沖走滑高黎貢斷裂開始大規模活動，導致安達曼海的拉開，其走滑年齡分別為13Ma和11～12Ma(Ding et al.，1992)。看來13～8Ma期間，兩大板塊的陸內碰撞變形也主要限於碰撞帶兩側的地塊。在3Ma前後，青藏高原周圍受到印度板塊、塔里木、華北、揚子等硬地塊的圍限，內部垂向和平面已達到一定的極限。當青藏高原南側邊界繼續受到推擠，岩石圈下部的物質縮短受到限制，俯沖板塊下部密度較大的冷大洋岩石圈板片局部裂離(Break-up)，導致岩石圈底部軟流圈物質上涌，而出現重力失衡和不均衡，隨之發生3Ma以來的快速抬升(Zhong et al.，1995)。從綜合地球物理剖面可以看出，拉薩地塊和喜馬拉雅地塊的軟流圈抬得較高(約120km，羌塘地塊為210km)，也是現今高原上熱流值最高的地區(吳功健，1989；孔祥儒等，1996；沈顯傑，1992)。推測俯沖到西藏高原下冷而重的大洋板片發生斷離，引起熱而輕的地幔物質上涌。這種快速抬升也和現代地面變形測量結果一致，如高喜馬拉雅地塊垂直變形速率為30～10mm/a，表現為一個垂直運動速率梯度帶，拉薩地塊為10～5mm/a，羌塘地塊為2～4mm/a(張祖勝等，1989)。
由此可見，在43～38Ma期間，印度板塊和歐亞板塊碰撞變形主要發生在板塊邊緣，兩大板塊沿碰撞帶發生擠壓變形；在25～17Ma期間，兩大板塊的碰撞事件已影響到碰撞帶的東部地區，此階段印度板塊持續向亞洲大陸擠壓，在青藏高原內部，岡底斯島弧快速隆起，如曲水岩體在20～18Ma間有一次快速冷卻歷史，抬升速率大於2mm/a。在高原東部和橫斷山地區，是一系列陸內走滑斷裂活動高峰時期，如紅河斷裂的活動高峰時期為23～26Ma。這說明印度板塊和歐亞板塊碰撞到25Ma之後才影響碰撞帶東部和東南部地區。對華南和南海地區的影響應在25Ma之後。而新生代南海地區的海底擴張是從42Ma前開始的，即使按Taylor和Hayes的模式，海底擴張也是從32Ma前開始的。因此，引起新生代南海地區的海底擴張應是另有原因的。印度板塊和歐亞板塊碰撞事件對南海新生代海底擴張僅是推波助瀾之作用，不是根本因素。Tapponnier模式的錯誤在於他們將歐亞大陸東部邊緣假定為自由邊界，而事實上亞洲大陸東部是太平洋向歐亞大陸俯沖的活動邊緣，對亞洲大陸東部仍有一定的阻力，不可能是自由邊界。第二，更為錯誤的是，他們將今日亞洲板塊和印度板塊的位置的幾何形態與地質時期等同看待，事實上亞洲東部邊緣可能與今日有差別，當時太平洋板塊向NNW方向運動，亞洲東部邊緣應是走滑邊緣，並非活動邊緣。這樣，亞洲板塊向東運動是要受阻的，而不是自由的。第三，中南半島南部是大陸板塊，它不可能單獨向南運動，如受到向南的力之作用，必須整個東南亞地區一起向南運動。這種板塊的整體運動不可能引起板塊內部發生海底擴張活動，當然不可能引起南海地區發生海底擴張。
大陸張裂、海底擴張、洋殼俯沖和陸-陸碰撞是板塊構造循環的一系列構造事件，而大陸張裂和海底擴張是緊密聯系的兩次構造事件。南海地區，大陸張裂事件發生在晚白堊世至早古新世，構造走向北東，拉伸方向為東南。此次構造事件在當時的地表產生了一系列北東向斷裂和地塹半地塹，由此誕生了中國東南邊緣新生代沉積盆地，也為其後的南海海底擴張打下了構造基礎。由上述討論可見，此次構造事件主要是由燕山運動的造山帶岩石圈拆沉引起的，與印度板塊和歐亞板塊碰撞無關。從構造走向上看，新生代南海第一次海底擴張發生在42～35Ma，海盆磁條帶的走向為北東向，海底擴張方向是北西—東南向；第二次海底擴張方向為南北向，時間在32～17Ma期間。我們分析，第一次海底擴張方向與張裂事件的方向相同，因此，推測第一次海底擴張可能是陸緣張裂事件的延續，即張裂事件為幕式的，大約在第一次事件發生20Ma之後，再發生一次張裂事件，此次事件引起大陸岩石圈裂離(break-up)，並發生了海底擴張。南海新生代第二次海底擴張很可能是太平洋板塊和印度板塊對亞洲板塊雙向作用而引起的，因為在43Ma時，印度板塊和歐亞板塊發生了強烈碰撞，而此時太平洋板塊的運動方向由NNW轉向NWW，並俯沖於亞洲板塊東南邊緣之下。這兩個方向的作用有可能引起亞洲板塊的上地幔軟流層的流動方向改為向南，促使南海地區發生南北向海底擴張。因此，印度板塊對歐亞板塊的碰撞對南海新生代第一次海底擴張可能有一定影響，對新生代南海的第二次海底擴張起了促進作用，但並非主導作用。