① 汶川地震是由于哪两个板块碰撞而形成的
印度板块向亚洲板块俯冲，造成青藏高原快速隆升。高原物质向东缓慢流动，在高原东缘沿龙门山构造带向东挤压，遇到四川盆地之下刚性地块的顽强阻挡，造成构造应力能量的长期积累，最终在龙门山北川——映秀地区突然释放。 逆冲、右旋、挤压型断层地震。发震构造是龙门山构造带中央断裂带，在挤压应力作用下，由南西向北东逆冲运动；这次地震属于单向破裂地震，由南西向北东迁移，致使余震向北东方向扩张；挤压型逆冲断层地震在主震之后，应力传播和释放过程比较缓慢，可能导致余震强度较大，持续时间较长。 是浅源地震。汶川地震不属于深板块边界的效应，发生在地壳脆——韧性转换带，震源深度为１０千米——２０千米，因此破坏性巨大。
② 印度板块-欧亚板块碰撞与南海新生代海底扩张的关系
根据已知地质资料推测，在中侏罗世至中白垩世，中国东部边缘为一活动大陆边缘。在南海地区，古南海洋壳向西北方向俯冲，火山弧最后位于今日台湾、东沙群岛、中沙群岛和万安滩一带。当时南沙地块、礼乐-东北巴拉望地块可能连在一起，为古南海中的一个海岛链或海台，随古南海一起向西北方向运动。今日在珠江口盆地东部和万安盆地钻遇的中生代火成岩基底，即为当时的弧火成岩。在白垩世晚期，南沙地块和礼乐-东北巴拉望地块与北部陆缘(华南地块)发生了碰撞，俯冲活动停止了，在碰撞缝合带附近及其后面的早期火成岩地区(今日华南陆地)，形成燕山运动造山带。在晚白垩世至早古新世，燕山造山带岩石圈发生拆沉(delamination)，中国东部大陆边缘发生了一次张性构造运动，南海地区称做神狐运动。在这次运动中，大陆岩石圈向东南方向拉伸，在陆缘地表产生一系列北东向断裂和地堑半地堑，这就是中国东南部大陆边缘新生代沉积盆地的开始。此时，由于中国东南边缘大陆岩石圈向东南方向拉伸，推动古南海洋盆向东南方向运动，并俯冲于巽他地块北部边缘之下，火山弧位于加里曼丹岛的南部(Schwaner山)。晚始新世到早渐新世，古南海向东南方向运动，将南沙地块沿缝合带和西沙-中沙地块拉开，南沙地块向东南运动，并于早渐新世和巽他地块在西北婆罗洲发生碰撞。从42Ma到35Ma期间，在中沙-西沙地块与南沙地块之间由海底扩张而产生了南海西南海盆，南海西北海盆和曾母海盆也是在此期间诞生的。在约65Ma时印度板块和欧亚板块发生碰撞，到约43Ma时它和欧亚板块发生了强烈碰撞，以及太平洋板块在此时发生运动方向的改变(由NNW到NWW向)，也可能是其他地质原由，促使礼乐-东北巴拉望地块从32Ma开始与华南地块分离并向南运动，在其间发生南海新生代第二次海底扩张，17Ma时，向南运动的礼乐-东北巴拉望地块和巽他地块发生了碰撞，其后面的海底扩张停止了，南海中央海盆产生。苏禄海盆的海底扩张也随之停止，随后它向南俯冲于苏禄脊之下，最后只剩下北半部，即今日的苏禄海盆。
上面已谈到，印度洋是从侏罗纪(190Ma)开始发育的。当时澳大利亚板块(冈瓦纳大陆)北部边缘发生了一次张裂事件，Burma、西苏拉等地块逐步开始和澳大利亚板块裂离，其间开始海底扩张，这就是现代东部印度洋的诞生之始，也是印度洋第一次海底扩张。随着这些地块的北移，东印度洋盆逐步扩大，其北部的特提斯洋逐步俯冲在亚洲板块之下。在白垩纪(135Ma)时，印度板块和南极板块(冈瓦纳大陆)分离而向北漂移，其间发生海底扩张，西印度洋逐步产生了，这是印度洋的第二次海底扩张。在印度板块的北部，特提斯洋随着印度板块的北移而逐步俯冲于欧亚大陆板块之下。大约在43Ma期间，北移的印度板块和亚洲大陆发生碰撞，全球大洋板块的构造方向发生了较大的调整。太平洋板块由原来向NNW方向运动改为向NWW方向运动；在43.5Ma前，澳大利亚板块和南极板块开始裂离，在两板块之间开始发生海底扩张，这一扩张脊向西北方向延伸，直达非洲西海岸，即印度洋的新扩张脊形成了，这是印度洋第三次海底扩张。在44Ma时，澳大利亚和东南亚之间的海底扩张(即印度洋第一次海底扩张)停止了。由上述讨论看出，印度洋第一次海底扩张产生的洋壳存在于澳大利亚西部和亚洲南部海域，第二次海底扩张产生的洋壳存在于印度南部第一次扩张产生的洋壳之南，第三次海底扩张产生的洋壳存在于印度洋中、南部和澳大利亚与南极洲之间的海域。扩张速率以50Ma为界，50Ma之前的第二次海底扩张之速率是逐步增加的，从16cm/a增至21cm/a；50Ma时速率突然减小，到43Ma时减至8cm/a；此后至30Ma时减到7cm/a，并一直稳定在此速率之上，直至今日。
下面我们回顾印度板块和欧亚板块碰撞的历史。在65～43Ma期间，印度板块和欧亚板块发生碰撞，即印度板块北部被动大陆边缘和欧亚板块边缘的俯冲增生楔开始接触，其间的特提斯洋壳已俯冲殆尽，但这里仍然存在一封闭或半封闭的海洋盆地，其基底是陆壳。在43～38Ma阶段，是印度板块与欧亚板块碰撞高峰时期，印度板块持续向北推挤已拼合的拉萨、羌塘、昆仑等地块，大陆岩石圈的挤压缩短首先表现为地壳层的褶皱和逆冲推覆，各个地块呈构造片岩相互揳入、叠置，使岩石圈均匀增厚和垂向隆起。约40Ma左右，印度板块和欧亚板块之间的海洋盆地(特提斯海)全部退出青藏高原和滇西地区，转为陆内环境，气候由炎热向湿热转化。雅鲁藏布江缝合带北侧的冈底斯岛弧带内大量的钙碱性、中酸性岩浆岩侵位和大量钙碱性火山岩喷出。羌塘地块北部可可西里-金沙江-红河一线，断续延展达2500km的浅成富钾中酸性花岗斑岩侵位，其年龄为52～33Ma(马鸿文，1990；张玉泉等，1987)。雅鲁藏布江缝合带南侧出现的磨拉石砾岩，代表碰撞后的前陆盆地沉积。伴随喜马拉雅地块与拉萨地块的碰撞和构造隆升，班公错-怒江缝合带以北和兰坪-思茅地区发生断块抬升，在断块一侧形成一系列断陷盆地，如伦坡拉盆地、柴达木盆地和兰坪-思茅盆地，这些始新世—渐新世断陷盆地内充填的是紫红色河湖相碎屑沉积，产亚热带阔叶植物。高原北缘的塔里木盆地和南部的恒河盆地，始新世—渐新世从海相到陆相均表现连续的堆积作用。因此43～38Ma期间是倾斜断块边缘的抬升，抬升与沉积速率很低，如柴达木盆地的沉积速率为0.12～0.15mm/a，表明这次碰撞构造变形主要集中在地块边缘，是一种构造抬升。25～17Ma期间，印度板块持续向亚洲大陆挤压，在高原内部，冈底斯岛弧快速隆起，如曲水岩体在20～18Ma间有一次快速冷却历史，抬升速率大于2mm/a(Harrison，et al.，1992)。在高原东部和横断山地区，是一系列陆内走滑断裂活动高峰时期，如红河断裂的活动高峰时期为23～26Ma(钟大赉等，1989；Scharer，1994)，20～19Ma之间有一次7km的快速抬升历史(Scharer，1994；陈文寄，1992)。澜沧江断裂的活动高峰时期为17～20Ma，鲜水河断裂的年龄为15Ma(许志琴，1992)，藏东贡日卡布断裂的活动高峰时期为24.7Ma，阿尼桥断裂的活动高峰时期为26.7Ma。沿着这些大型走滑断裂形成一系列走滑拉分盆地，如高原西部阿里附近的噶尔(狮泉河镇)盆地，高原北部的伦坡拉盆地、柴达木盆地，滇西红河断裂南端的莺歌海盆地。盆地内以灰色细粒碎屑沉积为主，植物和孢粉组合以阔叶落叶林占优势，反映当时热带—亚热带气候环境，沉积速率快，如柴达木盆地的沉积速率约0.1～0.2mm/a，莺歌海盆地在16～28Ma期间的沉积速率为0.4mm/a(孙家振等，1995)。这些表明，雅鲁藏布江以北，现今高原地域和横断山地区是一个低缓丘陵和由构造沉降诱发的断陷湖盆分布的地域。
雅鲁藏布江碰撞带以南，主中央断层与边界断层相继活动并向前陆盆地方向迁移，此时近EW向的西瓦里克前陆坳陷形成(约13.8Ma开始)，并伴随大量浅色花岗岩侵位(21～27Ma)(卫管一等，1989)。Harris(1995)认为在20～18Ma之前，喜马拉雅地块的沉积变质岩有一次构造抬升，造成孟加拉浊积扇87Sr/86Sr比值急剧增加，ODP钻探也表明孟加拉扇在17.5Ma时沉积速率增加。上述事件都一致说明18～20Ma期间喜马拉雅地块经历过较强的构造抬升。13～8Ma阶段，青藏高原受印度板块持续挤压，喜马拉雅地块上主边界断层开始强烈活动，大规模逆掩推覆造成地壳增厚、重熔，壳源浅色花岗岩的侵位和聂拉木群混合岩化、叠加变质作用(卫管一，1989)。康马和告乌岩体在8～11Ma间出现一次快速抬升(Harris，1995)。在念青唐古拉附近NE向地堑断层岩的年龄为7～8Ma(Harrison et al.，1992)。在碰撞带南侧的西瓦里克前陆盆地中，其沉积速率由以前的0.1mm/a增大到11～8Ma的0.3mm/a，重矿物中大量出现角闪石，而8～3Ma间的沉积速率很低，无角闪石出现。在孟加拉扇的深海钻探记录中也显示11～8Ma期间沉积速率加快，有大量角闪石出现(Johnson et al.，1985；Gartner，1990)。喜马拉雅地块又发生了一次热-构造事件。在滇川西部，东缅地块东界的右旋走滑断裂及其分支右旋逆冲走滑高黎贡断裂开始大规模活动，导致安达曼海的拉开，其走滑年龄分别为13Ma和11～12Ma(Ding et al.，1992)。看来13～8Ma期间，两大板块的陆内碰撞变形也主要限于碰撞带两侧的地块。在3Ma前后，青藏高原周围受到印度板块、塔里木、华北、扬子等硬地块的围限，内部垂向和平面已达到一定的极限。当青藏高原南侧边界继续受到推挤，岩石圈下部的物质缩短受到限制，俯冲板块下部密度较大的冷大洋岩石圈板片局部裂离(Break-up)，导致岩石圈底部软流圈物质上涌，而出现重力失衡和不均衡，随之发生3Ma以来的快速抬升(Zhong et al.，1995)。从综合地球物理剖面可以看出，拉萨地块和喜马拉雅地块的软流圈抬得较高(约120km，羌塘地块为210km)，也是现今高原上热流值最高的地区(吴功健，1989；孔祥儒等，1996；沈显杰，1992)。推测俯冲到西藏高原下冷而重的大洋板片发生断离，引起热而轻的地幔物质上涌。这种快速抬升也和现代地面变形测量结果一致，如高喜马拉雅地块垂直变形速率为30～10mm/a，表现为一个垂直运动速率梯度带，拉萨地块为10～5mm/a，羌塘地块为2～4mm/a(张祖胜等，1989)。
由此可见，在43～38Ma期间，印度板块和欧亚板块碰撞变形主要发生在板块边缘，两大板块沿碰撞带发生挤压变形；在25～17Ma期间，两大板块的碰撞事件已影响到碰撞带的东部地区，此阶段印度板块持续向亚洲大陆挤压，在青藏高原内部，冈底斯岛弧快速隆起，如曲水岩体在20～18Ma间有一次快速冷却历史，抬升速率大于2mm/a。在高原东部和横断山地区，是一系列陆内走滑断裂活动高峰时期，如红河断裂的活动高峰时期为23～26Ma。这说明印度板块和欧亚板块碰撞到25Ma之后才影响碰撞带东部和东南部地区。对华南和南海地区的影响应在25Ma之后。而新生代南海地区的海底扩张是从42Ma前开始的，即使按Taylor和Hayes的模式，海底扩张也是从32Ma前开始的。因此，引起新生代南海地区的海底扩张应是另有原因的。印度板块和欧亚板块碰撞事件对南海新生代海底扩张仅是推波助澜之作用，不是根本因素。Tapponnier模式的错误在于他们将欧亚大陆东部边缘假定为自由边界，而事实上亚洲大陆东部是太平洋向欧亚大陆俯冲的活动边缘，对亚洲大陆东部仍有一定的阻力，不可能是自由边界。第二，更为错误的是，他们将今日亚洲板块和印度板块的位置的几何形态与地质时期等同看待，事实上亚洲东部边缘可能与今日有差别，当时太平洋板块向NNW方向运动，亚洲东部边缘应是走滑边缘，并非活动边缘。这样，亚洲板块向东运动是要受阻的，而不是自由的。第三，中南半岛南部是大陆板块，它不可能单独向南运动，如受到向南的力之作用，必须整个东南亚地区一起向南运动。这种板块的整体运动不可能引起板块内部发生海底扩张活动，当然不可能引起南海地区发生海底扩张。
大陆张裂、海底扩张、洋壳俯冲和陆-陆碰撞是板块构造循环的一系列构造事件，而大陆张裂和海底扩张是紧密联系的两次构造事件。南海地区，大陆张裂事件发生在晚白垩世至早古新世，构造走向北东，拉伸方向为东南。此次构造事件在当时的地表产生了一系列北东向断裂和地堑半地堑，由此诞生了中国东南边缘新生代沉积盆地，也为其后的南海海底扩张打下了构造基础。由上述讨论可见，此次构造事件主要是由燕山运动的造山带岩石圈拆沉引起的，与印度板块和欧亚板块碰撞无关。从构造走向上看，新生代南海第一次海底扩张发生在42～35Ma，海盆磁条带的走向为北东向，海底扩张方向是北西—东南向；第二次海底扩张方向为南北向，时间在32～17Ma期间。我们分析，第一次海底扩张方向与张裂事件的方向相同，因此，推测第一次海底扩张可能是陆缘张裂事件的延续，即张裂事件为幕式的，大约在第一次事件发生20Ma之后，再发生一次张裂事件，此次事件引起大陆岩石圈裂离(break-up)，并发生了海底扩张。南海新生代第二次海底扩张很可能是太平洋板块和印度板块对亚洲板块双向作用而引起的，因为在43Ma时，印度板块和欧亚板块发生了强烈碰撞，而此时太平洋板块的运动方向由NNW转向NWW，并俯冲于亚洲板块东南边缘之下。这两个方向的作用有可能引起亚洲板块的上地幔软流层的流动方向改为向南，促使南海地区发生南北向海底扩张。因此，印度板块对欧亚板块的碰撞对南海新生代第一次海底扩张可能有一定影响，对新生代南海的第二次海底扩张起了促进作用，但并非主导作用。
③ 印度板块和欧亚板块什么时候碰撞在一起的
印度板块与欧亚板块碰撞时间比原认识晚1000万年
吴秀平[编译]
摘要:
2013年2月3号，麻省理工新闻报道，在印度板块与欧亚板块碰撞发生前，印度板块面积要比通常假设的要小。喜马拉雅山山峰是大约数千万年前大规模构造运动的现代残余，之前的研究大多认为这个碰撞发生在5000万年前，印度板块迅速北移并向上挤压欧亚板块。当今对印度板块和亚洲板块地质跟踪调查显示2个板块碰撞后，褶皱带上升形成喜马拉雅山。为了追溯地球上这最引人瞩目的构造碰撞之一，地质学家对喜马拉雅山的岩石特征进行了观察。
④ 印度—亚洲碰撞的起始时间
关于印度与亚洲大陆之间的碰撞与拼合，国内外地学工作者已作过不少的研究工作，并有诸多成果得到发表。然而，尽管人们对碰撞的时间给予充足的兴趣与重视，但对于碰撞起始时间的把握仍十分不确切，且得出的解释往往大相径庭。造成这种情况的原因，一方面是由于人们所用来确定碰撞时间的方法各不相同；另一方面是由于人们对于大陆碰撞与拼合不同阶段的理解存有差异所至。
现将目前人们用来确定印度与亚洲碰撞时间的方法及所得出的结果概述如下：
一、古地磁方法
1）有人（Bulter，1995）认为：洋底的地磁倒转类型记录了印度洋张开的历史，据此可再造印度大陆在历史时期的位置。对印度洋新生代磁异常的分析表明，在约50 Ma，印度板块和欧亚板块之间的相对速度从约15～25 cm/a迅速减少到约13～18 cm/a。板块会聚速率的突然减少被当作是指示印度板块与亚洲板块碰撞的初始时代（Patriat等，1984）。从印度洋90°E洋脊的沉积岩古地磁结果，可类似地说明，在约55 Ma，印度板块的向北运动表现为一个显着的减速（从18～19 cm/a降到4.5 cm/a）（Klootwijk等，1992），Klootwijk等（1992，1994）将这种运动速率的变化解释为印度板块和亚洲板块之间缝合作用的完成，并据此推断印度板块与亚洲板块初次接触的时间要早于55 Ma。会聚速度的降低代表着漂移陆壳对俯冲带的阻塞作用，因而可用最初的减速来确定碰撞开始的时间。但目前尚难确定是否是由于漂浮的印度大陆边缘和亚洲板块的接触产生的构造阻力的增加导致印度板块与亚洲板块之间的会聚慢下来，或者，是否仅仅反映在约50～55 Ma沿印度洋中脊扩张速度会突然减慢（尹安，2001）。青藏高原综合地质考察队（1990）所做的古地磁研究表明（图7-1）：在印度与亚洲两大板块碰撞之前，印度板块向北漂移的速率大约为16 cm/a。碰撞以后印度板块并没有停止移动，仅减慢而已，接近5～6 cm/a。
图7-1 青藏高原各地体（现在东经90°）相对于印度和安加拉克拉通纬度变化的立体图解
2）印度与亚洲之间相对运动发生一个大的变化的时间（40 Ma）被认为反映了印度与亚洲碰撞的开始（Molner 和Tapponnier，1975）。这种变化经过校正的测定数据为50 Ma（Patriat and Achache，1984；Besse等，1984）。对印度最边缘和喜马拉雅北部晚古新世沉积中磁化作用的原始和次生成分的联合分析，亦导致一个碰撞时间为50 Ma这样一个结论（Besse等，1984）。正如Jaeger等（1989）所指出的，在那次分析中使用的地层事实上是较老的，约在60～56 Ma之间，所以，印度板块与亚洲板块碰撞的时代可能早于60 Ma。
二、古生物方法
在Nagpard的Taki组熔岩流间的沉积中发现Pelobatid蛙类（Salnil，1982）。Takli组的时代为根据倒转时带29R而得出的Maastrichtian早期。因此，漂移的印度板块与欧亚大陆之间陆生动物群之间的交流必定发生在Maastrichtian期之前。印度与亚洲之间陆生动物群的相似，加之动物群中缺乏任何特征明显的土着分子，使我们可以推测印度与亚洲之间的碰撞大约发生在K/E之交而比一般认定的时间要早。
三、地层学与沉积学方法
印度板块与亚洲板块开始碰撞的时间受喜马拉雅被动大陆边缘地层学和沉积学演化的约束。
1）利用两个大陆之间缝合带的地质演化特征来确定大陆碰撞的时间。Bulter（1995）在喜马拉雅区内两套时代资料相当贫乏的岩套中，依据①位于缝合带处的陆相沉积与②从与俯冲带有关的幔源花岗岩到源于陆壳加厚的花岗岩的区域性变化，识别出碰撞的大致时限为始新世（50 Ma）。
2）有人认为碰撞发生的表现是海水全部退出和陆相沉积的出现。Rowley（1996）通过对喜马拉雅地区最高海相层现有资料的综合分析认为：板块碰撞在喜马拉雅境内不同地区是不同时，在西侧Zanskar-Hazara地区能够将碰撞的起始时间很好地限定在Ypresian晚期（约52 Ma）；至东侧珠穆朗玛峰东北部的古近纪的地层剖面中，正常海相陆架型碳酸盐岩可延伸到Lutetian阶顶部，沉积类型没有变化的迹象，故碰撞的起始时间一定更年轻。沿印度河-雅鲁藏布江缝合线一带，源于喜马拉雅-西藏体系剥蚀作用的巨厚海相三角洲-扇杂岩提供了与穿时碰撞相一致的独立的推算：这种穿时碰撞在西部开始于大致发生在Ypresian晚期，向东逐渐推进，在东部也许穿过Lutetian期。沿缝合线北侧的地层和岩浆岩史可与这样一种穿时史对比。
3）Searle等（1987）认为：标志着特提斯闭合的两个大陆板块之间碰撞的时间可根据“印度河-雅江缝合带内，沉积由海相类型（类复理石）向陆相类型（类磨拉石）的转变”来确定。
4）Beck等（1995）指出，沿巴基斯坦西北缘，亚洲板块的南部边界的柱状增生楔和海沟地层（66 Ma之后，55 Ma之前）逆冲到印度板块的被动大陆边缘之上。基于这种关系推测，印度板块与亚洲板块之间大洋岩石圈的消失必定出现在55 Ma之前，与初始碰撞有关的较早逆冲事件的印度板块被动大陆边缘可能在55 Ma之前已经俯冲到亚洲板块之下。这意味着55 Ma是巴基斯坦西北部印度板块与亚洲板块最初碰撞的最小年龄。
5）藏南岗巴-定日地区，在露头连续的上白垩统—下古近系印度板块被动大陆边缘海相地层序列中，马斯特里赫特早—中期（约70 Ma）的沉积相和沉积模式发生急剧变化。在不整合面之上，马斯特里赫特中期地层具有从泥灰质砂岩到硅质碎屑浊积岩突然转变的特征。下古新统（65～64 Ma）直接覆盖在马斯特里赫特期地层之上，浅水碎屑岩的再沉积作用被发现。这种70～64 Ma间沿印度板块被动大陆边缘沉积模式的变化，被Willems等（1996）解释为印度板块和亚洲板块之间最初接触的指示。Shi等（1996）得到相似的结论，他将晚白垩世（约80 Ma）和古近纪早期（约59 Ma）之间碳酸盐台地的广泛中断解释为印度板块与亚洲板块碰撞的最初时限。这个岩石学的年龄和Willems等（1996）的深水数据被Rowley（1998）用于构筑遮普惹山地区100～46 Ma之间的沉降历史。Rowley（1998）的沉降曲线显示出约70 Ma构造沉降速率急速增加，其可能反映了亚洲板块的增生边缘加载在印度板块被动大陆边缘之上（尹安，2001）。
6）万晓樵等（2001）对碰撞起始时间的理解是“陆壳的完全拼接和挤压并伴随深海洋盆的消失，这时会出现磨拉石的堆积”，并认为：在西藏仲巴地区，白垩系／古近系界线位于曲贝亚组与曲下组之间。在这一界面上，古新统磨拉石直接不整合于上白垩统陆棚碳酸盐岩沉积之上，浅海相动物群在冈底斯南缘与印度北缘最初显示同一生物区系特征，表明印度与亚洲板块之间的起始碰撞发生在白垩纪／古近纪之交。
四、冈底斯岩基的最年轻年龄
虽然冈底斯岩基曾被作为印度板块与亚洲板块之间最初碰撞时间的定年途径（Dewley等，1988；Le Fort，1996），但是冈底斯岩基的年龄在约120～30 Ma之间变化（Xu等，1985；Harrison等，2000）。最年轻的年龄在45～30 Ma之间（Honegger等，1982；Schärer等，1984；Harrison等，1999），明显滞后于印度板块与亚洲板块之间最初的时间，因为与碰撞有关的Sm-Nd变质年龄在喜马拉雅地区是（49±5）Ma（Tonarini等，1993）。这些年龄的差异说明，冈底斯岩基最年轻的年龄可能对印度大陆北部的大洋岩石圈俯冲终止缺乏代表性（尹安，2001）。
笔者认为：印度板块与亚洲板块在喜马拉雅境内的碰撞，符合通行的陆—陆碰撞的模式，是一种各地不等时的斜向式的碰撞。最高海相层的含义具有浓厚的地域色彩，是指该区内海相沉积类型的终结，其上再未出现海相沉积。最高海相层只能反映残留海盆的终结，即特提斯洋在该区的最终封闭——碰撞起始年龄的下限（即最年轻的年龄），而不能作为大陆之间碰撞发生的起始时间的判别依据，因为印度板块被动大陆边缘的大部分（500～1000 km）可能已经俯冲到亚洲板块之下了（Patriat等，1984；Matte等，1997），碰撞早期记录可能已消失了（尹安，2001）。碰撞作用在某一地区发生的起始时间的标志应是该区沉积类型首次由类复理石向类磨拉石的转变，该区在碰撞发生之后完全有可能再次接受海相沉积。
西藏地区内，印度与亚洲之间的碰撞最初发生的时间可能是白垩纪／古近纪之交，作为这一事件的标志：仲巴地区古新统磨拉石直接不整合于上白垩统陆棚碳酸盐沉积之上（万晓樵等，2001）。在岗巴地区，古新统粗碎屑含砾沉积不整合于上白垩统浅海碳酸盐岩沉积之上，其间可见以薄层粘土为标志的古风化壳，代表一次重大沉积转变和构造运动。印度大陆北缘与冈底斯南缘直至白垩纪末均具有明显的生物分区现象，其间被深海盆地所阻隔。古新世开始浅海相动物群在该区显示同一生物地理区系特征，说明两大陆已完全拼合，南北生物地理区同归于一残留海盆。地层与古生物特征为印度与亚洲板块碰撞起始时间的确定提供了基础性依据。据此推测大陆早期碰撞发生在白垩纪／古近纪之交（65 Ma）。古新世中—晚期直至始新世早期残余海盆内碳酸盐台地遭受持续的挤压变形，进一步说明大陆的碰撞在古新世初就已发生。沉积地层的破碎变形和滑塌堆积是持续碰撞与挤压的结果。藏南前陆盆地的形成演化史也表明了这一点。