① 汶川地震是由於哪兩個板塊碰撞而形成的
印度板塊向亞洲板塊俯沖，造成青藏高原快速隆升。高原物質向東緩慢流動，在高原東緣沿龍門山構造帶向東擠壓，遇到四川盆地之下剛性地塊的頑強阻擋，造成構造應力能量的長期積累，最終在龍門山北川——映秀地區突然釋放。 逆沖、右旋、擠壓型斷層地震。發震構造是龍門山構造帶中央斷裂帶，在擠壓應力作用下，由南西向北東逆沖運動；這次地震屬於單向破裂地震，由南西向北東遷移，致使餘震向北東方向擴張；擠壓型逆沖斷層地震在主震之後，應力傳播和釋放過程比較緩慢，可能導致餘震強度較大，持續時間較長。 是淺源地震。汶川地震不屬於深板塊邊界的效應，發生在地殼脆——韌性轉換帶，震源深度為１０千米——２０千米，因此破壞性巨大。
② 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。
③ 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。
④ 印度—亞洲碰撞的起始時間
關於印度與亞洲大陸之間的碰撞與拼合，國內外地學工作者已作過不少的研究工作，並有諸多成果得到發表。然而，盡管人們對碰撞的時間給予充足的興趣與重視，但對於碰撞起始時間的把握仍十分不確切，且得出的解釋往往大相徑庭。造成這種情況的原因，一方面是由於人們所用來確定碰撞時間的方法各不相同；另一方面是由於人們對於大陸碰撞與拼合不同階段的理解存有差異所至。
現將目前人們用來確定印度與亞洲碰撞時間的方法及所得出的結果概述如下：
一、古地磁方法
1）有人（Bulter，1995）認為：洋底的地磁倒轉類型記錄了印度洋張開的歷史，據此可再造印度大陸在歷史時期的位置。對印度洋新生代磁異常的分析表明，在約50 Ma，印度板塊和歐亞板塊之間的相對速度從約15～25 cm/a迅速減少到約13～18 cm/a。板塊會聚速率的突然減少被當作是指示印度板塊與亞洲板塊碰撞的初始時代（Patriat等，1984）。從印度洋90°E洋脊的沉積岩古地磁結果，可類似地說明，在約55 Ma，印度板塊的向北運動表現為一個顯著的減速（從18～19 cm/a降到4.5 cm/a）（Klootwijk等，1992），Klootwijk等（1992，1994）將這種運動速率的變化解釋為印度板塊和亞洲板塊之間縫合作用的完成，並據此推斷印度板塊與亞洲板塊初次接觸的時間要早於55 Ma。會聚速度的降低代表著漂移陸殼對俯沖帶的阻塞作用，因而可用最初的減速來確定碰撞開始的時間。但目前尚難確定是否是由於漂浮的印度大陸邊緣和亞洲板塊的接觸產生的構造阻力的增加導致印度板塊與亞洲板塊之間的會聚慢下來，或者，是否僅僅反映在約50～55 Ma沿印度洋中脊擴張速度會突然減慢（尹安，2001）。青藏高原綜合地質考察隊（1990）所做的古地磁研究表明（圖7-1）：在印度與亞洲兩大板塊碰撞之前，印度板塊向北漂移的速率大約為16 cm/a。碰撞以後印度板塊並沒有停止移動，僅減慢而已，接近5～6 cm/a。
圖7-1 青藏高原各地體（現在東經90°）相對於印度和安加拉克拉通緯度變化的立體圖解
2）印度與亞洲之間相對運動發生一個大的變化的時間（40 Ma）被認為反映了印度與亞洲碰撞的開始（Molner 和Tapponnier，1975）。這種變化經過校正的測定數據為50 Ma（Patriat and Achache，1984；Besse等，1984）。對印度最邊緣和喜馬拉雅北部晚古新世沉積中磁化作用的原始和次生成分的聯合分析，亦導致一個碰撞時間為50 Ma這樣一個結論（Besse等，1984）。正如Jaeger等（1989）所指出的，在那次分析中使用的地層事實上是較老的，約在60～56 Ma之間，所以，印度板塊與亞洲板塊碰撞的時代可能早於60 Ma。
二、古生物方法
在Nagpard的Taki組熔岩流間的沉積中發現Pelobatid蛙類（Salnil，1982）。Takli組的時代為根據倒轉時帶29R而得出的Maastrichtian早期。因此，漂移的印度板塊與歐亞大陸之間陸生動物群之間的交流必定發生在Maastrichtian期之前。印度與亞洲之間陸生動物群的相似，加之動物群中缺乏任何特徵明顯的土著分子，使我們可以推測印度與亞洲之間的碰撞大約發生在K/E之交而比一般認定的時間要早。
三、地層學與沉積學方法
印度板塊與亞洲板塊開始碰撞的時間受喜馬拉雅被動大陸邊緣地層學和沉積學演化的約束。
1）利用兩個大陸之間縫合帶的地質演化特徵來確定大陸碰撞的時間。Bulter（1995）在喜馬拉雅區內兩套時代資料相當貧乏的岩套中，依據①位於縫合帶處的陸相沉積與②從與俯沖帶有關的幔源花崗岩到源於陸殼加厚的花崗岩的區域性變化，識別出碰撞的大致時限為始新世（50 Ma）。
2）有人認為碰撞發生的表現是海水全部退出和陸相沉積的出現。Rowley（1996）通過對喜馬拉雅地區最高海相層現有資料的綜合分析認為：板塊碰撞在喜馬拉雅境內不同地區是不同時，在西側Zanskar-Hazara地區能夠將碰撞的起始時間很好地限定在Ypresian晚期（約52 Ma）；至東側珠穆朗瑪峰東北部的古近紀的地層剖面中，正常海相陸架型碳酸鹽岩可延伸到Lutetian階頂部，沉積類型沒有變化的跡象，故碰撞的起始時間一定更年輕。沿印度河-雅魯藏布江縫合線一帶，源於喜馬拉雅-西藏體系剝蝕作用的巨厚海相三角洲-扇雜岩提供了與穿時碰撞相一致的獨立的推算：這種穿時碰撞在西部開始於大致發生在Ypresian晚期，向東逐漸推進，在東部也許穿過Lutetian期。沿縫合線北側的地層和岩漿岩史可與這樣一種穿時史對比。
3）Searle等（1987）認為：標志著特提斯閉合的兩個大陸板塊之間碰撞的時間可根據「印度河-雅江縫合帶內，沉積由海相類型（類復理石）向陸相類型（類磨拉石）的轉變」來確定。
4）Beck等（1995）指出，沿巴基斯坦西北緣，亞洲板塊的南部邊界的柱狀增生楔和海溝地層（66 Ma之後，55 Ma之前）逆沖到印度板塊的被動大陸邊緣之上。基於這種關系推測，印度板塊與亞洲板塊之間大洋岩石圈的消失必定出現在55 Ma之前，與初始碰撞有關的較早逆沖事件的印度板塊被動大陸邊緣可能在55 Ma之前已經俯沖到亞洲板塊之下。這意味著55 Ma是巴基斯坦西北部印度板塊與亞洲板塊最初碰撞的最小年齡。
5）藏南崗巴-定日地區，在露頭連續的上白堊統—下古近系印度板塊被動大陸邊緣海相地層序列中，馬斯特里赫特早—中期（約70 Ma）的沉積相和沉積模式發生急劇變化。在不整合面之上，馬斯特里赫特中期地層具有從泥灰質砂岩到硅質碎屑濁積岩突然轉變的特徵。下古新統（65～64 Ma）直接覆蓋在馬斯特里赫特期地層之上，淺水碎屑岩的再沉積作用被發現。這種70～64 Ma間沿印度板塊被動大陸邊緣沉積模式的變化，被Willems等（1996）解釋為印度板塊和亞洲板塊之間最初接觸的指示。Shi等（1996）得到相似的結論，他將晚白堊世（約80 Ma）和古近紀早期（約59 Ma）之間碳酸鹽台地的廣泛中斷解釋為印度板塊與亞洲板塊碰撞的最初時限。這個岩石學的年齡和Willems等（1996）的深水數據被Rowley（1998）用於構築遮普惹山地區100～46 Ma之間的沉降歷史。Rowley（1998）的沉降曲線顯示出約70 Ma構造沉降速率急速增加，其可能反映了亞洲板塊的增生邊緣載入在印度板塊被動大陸邊緣之上（尹安，2001）。
6）萬曉樵等（2001）對碰撞起始時間的理解是「陸殼的完全拼接和擠壓並伴隨深海洋盆的消失，這時會出現磨拉石的堆積」，並認為：在西藏仲巴地區，白堊系／古近系界線位於曲貝亞組與曲下組之間。在這一界面上，古新統磨拉石直接不整合於上白堊統陸棚碳酸鹽岩沉積之上，淺海相動物群在岡底斯南緣與印度北緣最初顯示同一生物區系特徵，表明印度與亞洲板塊之間的起始碰撞發生在白堊紀／古近紀之交。
四、岡底斯岩基的最年輕年齡
雖然岡底斯岩基曾被作為印度板塊與亞洲板塊之間最初碰撞時間的定年途徑（Dewley等，1988；Le Fort，1996），但是岡底斯岩基的年齡在約120～30 Ma之間變化（Xu等，1985；Harrison等，2000）。最年輕的年齡在45～30 Ma之間（Honegger等，1982；Schärer等，1984；Harrison等，1999），明顯滯後於印度板塊與亞洲板塊之間最初的時間，因為與碰撞有關的Sm-Nd變質年齡在喜馬拉雅地區是（49±5）Ma（Tonarini等，1993）。這些年齡的差異說明，岡底斯岩基最年輕的年齡可能對印度大陸北部的大洋岩石圈俯沖終止缺乏代表性（尹安，2001）。
筆者認為：印度板塊與亞洲板塊在喜馬拉雅境內的碰撞，符合通行的陸—陸碰撞的模式，是一種各地不等時的斜向式的碰撞。最高海相層的含義具有濃厚的地域色彩，是指該區內海相沉積類型的終結，其上再未出現海相沉積。最高海相層只能反映殘留海盆的終結，即特提斯洋在該區的最終封閉——碰撞起始年齡的下限（即最年輕的年齡），而不能作為大陸之間碰撞發生的起始時間的判別依據，因為印度板塊被動大陸邊緣的大部分（500～1000 km）可能已經俯沖到亞洲板塊之下了（Patriat等，1984；Matte等，1997），碰撞早期記錄可能已消失了（尹安，2001）。碰撞作用在某一地區發生的起始時間的標志應是該區沉積類型首次由類復理石向類磨拉石的轉變，該區在碰撞發生之後完全有可能再次接受海相沉積。
西藏地區內，印度與亞洲之間的碰撞最初發生的時間可能是白堊紀／古近紀之交，作為這一事件的標志：仲巴地區古新統磨拉石直接不整合於上白堊統陸棚碳酸鹽沉積之上（萬曉樵等，2001）。在崗巴地區，古新統粗碎屑含礫沉積不整合於上白堊統淺海碳酸鹽岩沉積之上，其間可見以薄層粘土為標志的古風化殼，代表一次重大沉積轉變和構造運動。印度大陸北緣與岡底斯南緣直至白堊紀末均具有明顯的生物分區現象，其間被深海盆地所阻隔。古新世開始淺海相動物群在該區顯示同一生物地理區系特徵，說明兩大陸已完全拼合，南北生物地理區同歸於一殘留海盆。地層與古生物特徵為印度與亞洲板塊碰撞起始時間的確定提供了基礎性依據。據此推測大陸早期碰撞發生在白堊紀／古近紀之交（65 Ma）。古新世中—晚期直至始新世早期殘余海盆內碳酸鹽台地遭受持續的擠壓變形，進一步說明大陸的碰撞在古新世初就已發生。沉積地層的破碎變形和滑塌堆積是持續碰撞與擠壓的結果。藏南前陸盆地的形成演化史也表明了這一點。