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著的减速（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著分子，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。

雅鲁藏布江真的是印度板块和欧亚板块碰撞的缝合带吗
百度百科：印度河-雅鲁藏布江缝合带。这是高原上最年轻的一条大陆（印度板块和欧亚板块）缝合带，西起印度河谷，向东经阿依拉山、门士，过马攸木山口后大体沿雅鲁藏布江河谷分布，绕过雅鲁藏布江大拐弯后向南急拐，与印缅边境的那加山带相连；在我国境内长达2000多公里，连续性十分好。它由蛇绿岩、混杂岩、兰片岩、高压变质带和一套深海沉积层组成，标志了它是由海洋岩石圈在消亡过程中经构造变形后残存下来的遗迹。由于雅鲁藏布江蛇绿岩十分年轻，虽然经过了强烈的构造变动，仍然保存完好；而且从蛇绿岩的化学成分和从含放射虫化石的硅质岩所代表的远洋深水环境，都表明属真正的大洋环境，代表了新特提斯主洋盆的位置。虽然目前从放射虫化石的时代看，大洋地壳主要形成于侏罗纪和白垩纪，但从其它地质资料分析，海洋从三叠纪晚期已基本形成，并且一直延续活动到4000万年前的始新世。据古地磁资料推算，白垩纪时新特提斯深水大洋的宽度至少在1500公里以上，有人估计可达5000-6000公里。因此，在大陆碰撞前，已有大量的新特提斯大洋岩石圈物质下插到了亚洲大陆下面的软流圈中，并参与了新的地幔对流循环。大陆碰撞后，海洋消亡，在缝合带中留下了一些残缺不全的海洋遗迹——蛇绿岩，并经过强烈的构造变形扰动，使原来位于不同环境和不同成因的各种岩石搅拌在一起，形成杂乱无章的混杂岩，并且具有强烈片理化、揉褶冲断和构造透镜体的剪切带。因此，缝合带通常是由蛇绿岩、混杂岩、深海沉积物等组成的强烈变形的巨大规模的剪切带。
雅鲁藏布江真的是印度板块和欧亚洲板块碰撞的缝合带吗？央视网消息(新闻联播2009年1月8日播出)：从加拿大留学归国的地质科学家杨经绥，三十余年扎根高原，和岩石打交道，科研成果国际斐然。走进中国地质科学院研究员杨经绥的办公室，我们被各式各样的岩石所吸引，其中有两样是杨经绥最珍爱的。这叫铬铁矿，是不锈钢的原材料，采自西藏雅鲁藏布江流域，杨经绥的团队首次在里面发现了柯石英、金刚石等矿物。科研团队证实，这些新发现的矿物却来自地球深处300公里，进而发现，这些物质的形成原因并不是通过海洋板块撞击，而是形成于海洋板块扩张中。
中国科学院院士许志琴说：（这一发现）“在国际上地学界也引起很大反响，(也是)对传统观念的挑战。”
板块学说认为雅鲁藏布江是印度板块和欧亚板块碰撞的缝合带，也就是说雅鲁藏布江是印度板块和欧亚板块碰撞造成的。而杨经绥研究员的这一发现否定了这一传统观念，认为雅鲁藏布江是海洋板块扩张造成的，也就是说雅鲁藏布江是个大裂谷，不是是印度板块和欧亚州板块碰撞的缝合带
地球膨裂说认为，不但雅鲁藏布江是海洋板块扩张造成的，地球上的大裂谷，都是地球膨裂形成的。如我国的雅鲁藏布江大峡谷、俄罗斯的贝加尔裂谷、德国的莱茵裂谷、美国的科多罗拉大峡谷、日本的中央裂谷、菲律宾的菲律宾裂谷等许多大裂谷、最著名的是东非大裂谷。
所谓蛇绿岩，并不是单一的某种岩石。它包括一大套深黑色或暗绿色的岩石，主要是富含铁、镁的超基性岩（橄榄岩等）、基性岩（辉长岩、玄武岩等）、以及大洋中典型的深海沉积岩（如硅质岩等），通常也称为蛇绿岩套。蛇绿岩不但在塞浦路斯有，还广泛出露于许多地槽造山带，例如乌拉尔、北美阿巴拉契亚、中亚、蒙古、环太平洋带、喜马拉雅造山带以及我国其它一些地区。
众所周知，青藏高原发育一系列蛇绿岩带。对这些蛇绿岩产出的构造环境有洋中脊、多岛小洋盆、弧后盆地、陆间海盆、边缘海盆等多种认识。其中那一条蛇绿岩带代表冈瓦纳大陆与欧亚大陆的界线至今无法确认。我国的青藏高原发现几十条蛇绿岩带，按照板块学说蛇绿岩带是大洋关闭的证据的观点，青藏高原要有几十个大洋关闭，这是无法理解的。为了弥补板块学说的这一不足，有的科学家不得不提出了青藏高原特提斯洋的演化，经过原特提斯洋、古特提斯洋、中特提斯洋、新特提斯洋消减和扩张期的观点，提出了青藏高原是由多岛、多微陆块拼贴形成的观点。可是随着在青藏高原发现的蛇绿岩带越来越多，尽管板块划分的越来越多，越来越小，青藏高原的形成、山脉的形成，变得越来越复杂和难以解释。
板块学说作为板块碰撞重要标志的蛇绿岩带不是出露在造山带的隆起带，而是沿雅鲁藏布江河谷分布，这是雅鲁藏布江是印度板块和欧亚板块碰撞的缝合带的理论无法解释的。
地球膨裂说认为，大陆上的蛇绿岩和大洋中脊的蛇绿岩的形成没有多大区别，只是板内地壳膨裂的裂缝宽度、长度和深度，比6大板块膨裂时的裂缝要小的多，裂缝没有继续扩大形成海洋。由于膨裂后的裂缝很快合上，所以超基性岩（基性岩与之共生）涌出的量很小。超基性岩在岩浆的影响下，具有较高的温度，是一种塑性体。由于膨裂的裂缝上宽下窄，所以当裂缝合上时，塑性的超基性岩被挤出地表。因为当时这一地区的上面覆盖着海洋，所以在挤出的超基性岩上面沉积了一层海相沉积层，形成了蛇绿岩带。因此，蛇绿岩带并不是板块碰撞大洋关闭的证据，而是海洋曾经覆盖过整个地球、地球膨裂的证据。
作者：赖柏林