青藏高原是全球最年轻和最活跃的内陆造山带，也是探索印度大陆与欧亚大陆碰撞过程和造山作用的重要区域.迄今为止，高原的隆升原因和扩张机制仍然是中外地球科学家关注的热点问题，为此开展了大量的深部地球物理工作，其中地震学作为探测地球内部结构的重要方法起到了至关重要的作用.近些年来，随着观测数据的不断丰富，地震学研究的分辨精度逐渐提高，青藏高原的岩石层结构和深部构造格局也越来越明确.特别是上地幔的横向非均匀性与深层动力因素有着密切的联系，成为了解高原内部及周边地区碰撞变形过程的重要依据.目前取得的资料表明，青藏高原的岩石层结构不仅与印度大陆、塔里木、柴达木、鄂尔多斯和四川盆地 存在差异(Curtis and Woodhouse， 1997; Yanovskaya et al., 2000; 苏伟等，2002; Friederich，2003; Zhou and Murphy， 2005; Li et al., 2008; Chen et al., 2010a; Wei et al., 2012)，即使是高原北部和南部也有所不同，以地震波的速度(P波和S波)和地幔各向异性的变化尤为突出：青藏南部和印度北部上地幔速度普遍偏高，地幔各向异性较弱，快波方向相对发散；青藏北部羌塘至松潘—甘孜地区上地幔速度明显偏低，短周期Sn波不能有效传播，地幔各向异性强烈，快波方向与地壳运动方向趋于一致(Ni and Barazangi， 1983; Brandon and Romanowicz， 1986; Wittlinger et al., 1996; Rodgers and Schwartz， 1998; McNamara et al., 1994; Hirn et al., 1995; Lavé et al.， 1996; Sandvol et al., 1997; Chen et al., 2010b).滇西地区虽然上地幔速度比较低，但是地幔各向异性的快波方向却偏离了青藏地壳块体的运动方向而转向近东西方向(Lev et al., 2006; Flesch et al., 2005)，即存在壳幔解耦，此外还与青藏北部一样分布有上新世和全新世的火山活动.上述现象不仅涉及到高原及周边地区的上地幔结构组成和横向变化，而且与印度大陆的向北挤入以及印缅块体的向东俯冲等深部动力作用密切相关.

2009—2012年，中国地质调查局青岛海洋地质研究所主持编制了“中国海陆地质地球物理系列图”，其中包括体波层析成像和面波层析成像的结果.为了深入了解青藏高原和周边地区的岩石层结构和深部动力性质，本文利用P波速度图像并结合相关资料对上述区域的上地幔结构进行综合分析，着重探讨羌塘、松潘—甘孜和滇西地区上地幔低速异常的成因和深部动力性质(图 1).

图 1

Fig. 1

图 1 中国西部及邻区地貌和构造纲要图Fig. 1 Map of topography and tectonic outline in western China and adjacent areas

根据新近编制的“中国海陆地震层析成像图”，选取并编辑了中国西部地区的P波速度分布图(图 2).范围涵盖了青藏高原以及周边的印度大陆、塔里木、柴达木、鄂尔多斯和四川盆地等，深度为71 km至210 km，主要反映莫霍面下方岩石层地幔的速度结构.使用的地震数据来自中国和周边国家及地区1978—2008年期间1510个台站记录的24990个地方震和近震、共793305个P波到时，还有809个台站记录的11276个远震的133189个P波到时.初始模型参考了中国大陆地区的地震层析成像结果和全 球各向同性地球模型IASPEI91(Kennett and Engdahl， 1991; Sun and Toksüz，2006; Huang and Zhao， 2006).水平方向沿着经度和纬度采用了0.5°~1.0°的网格划分(台站密集的地区为0.5°×0.5°，台站稀疏的地区为1.0°×1.0°)，深度方向则以水平层状界 面作为纵向网格面.走时计算采用三维射线追踪，反演采用线性化的阻尼最小二乘法(Paige and Saunders， 1982). 初次迭代采用一维速度模型，随后采用前次迭代的输出结果(三维速度模型)作为输入模型.图 2以色标表示相对于参考模型的速度变化，蓝色区域表示P波速度大于初始模型的参考值，红色区域表示P波速度小于初始模型的参考值.

图 2

Fig. 2

图 2 青藏高原及邻区71~210 km深度的P波速度分布图Fig. 2 P-wave velocity maps at 71~210 km depths beneath the Tibetan plateau and adjacent areas

71 km深度位于青藏高原的莫霍面下方以及周边地区的上地幔顶部(Uppermost mantle).最明显的特征是青藏高原和滇西地区的低速区(速度值为 7.7~8.0 km·s^-1)(图 2a)，该低速区涵盖了青藏北部的昆仑山、唐古拉山、巴颜喀拉山和川西高原，经三江流域延伸至云南西部和泰缅一带.与此形成对照，周边地区大都为高速区(速度值为8.1~8.3 km·s^-1)，主要包括藏南的冈底斯山、喜马拉雅和印度大陆北部，还有西面的塔里木、北面的柴达木和祁连山、东面的鄂尔多斯和四川盆地等.

在120 km深度上(图 2b)，青藏高原及周边的低速区分布在以下地区：一是青藏北部昆仑山和唐古拉山之间的羌塘地区，二是青藏东部的松潘—甘孜地区，三是青藏东南边缘的滇西和泰缅一带，速度值在7.82~8.06 km·s^-1之间.上述三个低速区彼此之间被高速区分隔，不再是一个连续分布的低速区；周边的冈底斯山、喜马拉雅、印度大陆、塔里木、柴达木、鄂尔多斯和四川盆地仍然显示出较高的速度(8.14~8.38 km·s^-1).

171 km深度的速度分布与120 km深度的速度分布较为相似(图 2c).青藏高原内部的羌塘和松潘—甘孜低速区更为明显，范围也有所扩大，速度值为8.03~8.17 km·s^-1.其中羌塘低速区向西扩展 至塔里木盆地边缘的民丰、向东扩展至青海格尔木附近；松潘—甘孜的低速区则向东扩展至天水，向西扩展至巴颜喀拉山，向北延伸至河西走廊的张掖、嘉峪关一带.滇西至泰缅的低速区与120 km深度上的情形相似.高速区仍然分布在上述低速区周边的冈底斯山、喜马拉雅、印度大陆、塔里木、柴达木、鄂尔多斯和四川盆地，还有羌塘和松潘—甘孜两个低速区之间的通天河—扎曲—怒江一带，速度值在8.22~8.37之间.

至210 km深度时(图 2d)，位于羌塘和松潘—甘孜的两个低速区已经连为一体，形成西至塔里木 盆地边缘、东至龙门山、南至唐古拉山、北至昆仑山的青藏北部低速区，速度值为8.08~8.26 km·s^-1； 该低速区西面的克什米尔、喀喇昆仑山、南面的冈底斯山、喜马拉雅和印度大陆、北面的塔里木盆地，东面 的鄂尔多斯和四川盆地仍为高速区，速度值为8.32~8.50 km·s^-1； 祁连山以北地区的平均速度略微偏低.

由于上述深度范围主要涉及岩石层地幔，可以根据P波速度的变化大致估计其结构组成和深部动力性质.一般而言，构造相对稳定的大陆块体通常具有较大的岩石层厚度和较高的地震波速度，而构造活动地区由于地幔热流物质的侵入导致岩石层减薄或局部熔融，上地幔往往显示出偏低的地震波速度.因此，根据高速区的分布可以大致推断，印度大陆、塔里木、鄂尔多斯和四川盆地的岩石层厚度均超过210 km，而且印度大陆已经向北挤入藏南的冈底斯山和喜马拉雅一带；羌塘、松潘—甘孜和滇西地区的上地幔存在热异常，岩石层相对较薄，这些现象反映了青藏高原及周边地区岩石层结构的基本特征和深部动力性质.

为了确认图 2所示上地幔速度结构的变化并深化对其构造内涵的理解，首先将本文的结果与近些年的相关资料进行对比，主要包括体波和面波层析成像以及地幔各向异性等方面的成果，关注的重点是羌塘、松潘—甘孜和滇西地区的低速异常以及与周边地区的差异.

71 km深度的速度分布可与Pn波层析成像的结果进行对比.根据McNamara等(1997)以及Liang和Song(2006)的研究，青藏北部羌塘至松潘—甘孜地区上地幔顶部的P波速度明显偏低，与Sn波衰减区十分吻合(Ni and Barazangi， 1983).该低速区在青藏东南边缘延伸至滇西和泰缅一带，周边地区如喜马拉雅、塔里木、柴达木和四川盆地均为高速区，总体特征与71 km深度的P波速度分布非常相似.2008年汶川8级地震发生后，Xu等(2010)利用层析成像方法反演了川西地区的Pn波速度结构，结果揭示了龙门山断裂两侧的速度差异：川西高原速度明显偏低，四川盆地速度相对偏高.此外，崔仲雄和裴顺平(2009)、Xu和Song(2010)、李飞等(2011)也都利用层析成像方法分析了青藏东部及川滇地区的Pn波速度结构，印证了松潘—甘孜和滇西地区上地幔顶部的低速异常.

早期的层析成像研究揭示出青藏北部的上地幔速度偏低，随着观测数据的不断增加，反演精度逐渐提高，青藏北部和南部以及与周边地区的上地幔速度差异也越来越明显.苏伟等(2002)的研究表明，羌塘和松潘—甘孜地区的低速层主要分布在83°E以东地区，深度范围在70~150 km之间，藏南地区的上地幔顶部则没有低速层；Zhou和Murphy(2005)的研究表明，印度大陆和藏南地区的高速异常深度达160~260 km，青藏北部低速异常的深度则达到310 km. Li等(2008)的研究证实，与帕米尔、喜马拉雅、鄂尔多斯和四川盆地相比，青藏北部上地幔低速层的深度达到300 km，而印度大陆至喜马拉雅的高速异常可向北延伸至200~300 km的深度(图 3)；Wei等(2012)的研究也表明，藏南地区和印度北部的高速异常深度达到150~250 km，柴达木的达到150 km，塔里木的大于200 km，鄂尔多斯和四川盆地的至少达到300 km.此外，根据大地电磁测深的结果(Unsworth et al., 2004)，羌塘和松潘—甘孜地区200 km深度以内的上地幔电阻率普遍偏低(仅10~30 Ωm)，而昆仑山以北则显示出大陆稳定地区岩石层地幔的高电阻特性.

图 3

Fig. 3

图 3 青藏高原及邻区100~200 km深度的P波和S波速度分布(Li et al., 2008)Fig. 3 P-wave and S-wave velocity maps at 100~200 km depths beneath the Tibetan plateau and adjacent areas(Li et al., 2008)

在青藏东部和东南边缘，郭飚等(2009)利用体波层析成像方法反演了川西及龙门山地区的地壳和上地幔结构，结果表明四川盆地以高速为特征的岩 石层深度可达250 km，而松潘—甘孜地区至300 km 深度时速度仍然偏低.Bai等(2011)根据川西地区流动观测资料反演的P波速度结构也揭示出类似的特征.胡家富等(2005)和张晓曼等(2011)利用面波和接收函数反演了哀牢山—红河地区的S波速度结构，发现滇西的保山、畹町、沧源、思茅一带70~120 km深度均为低速区.苏伟等(2002)的面波层析成像也揭示出滇缅地区55~150 km深度的低速异 常.Li 等(2008)的研究表明，在喜马拉雅东构造结附近，腾冲火山区下方的低速异常达到150 km的深度，并且随着深度的增加进一步向东扩展.而Lei等(2009)的研究则证实，滇西腾冲火山区下方的低速异常向东扩展并延伸至400 km的深度.

地幔各向异性与上地幔速度的变化也存在一定的对应关系(图 4).根据SKS波分裂的研究结果(Hirn et al., 1995; Lavé et al.， 1996; Sandvol et al., 1997; Huang et al., 2000; Chen et al., 2010b)，大体上以印度—雅鲁藏布缝合带为界，青藏南部和印度北部的地幔各向异性较弱，快波方向比较发散，而青藏北部的地幔各向异性则较强，快波方向平行于断裂走向和地壳运动方向，并且与Sn波衰减区和上地幔低速区相吻合，表明大陆碰撞引起的构造变形已经深入200 km的上地幔.根据推测，青藏南 部及印度北部各向异性层的厚度可能为50~100 km，青藏北部受软流层温度抬升的影响，各向异性层的厚度则超过了200 km，与南部的分界位于北纬32°附近，接近青藏北部Sn波衰减区和上地幔低速区的边缘.

图 4

Fig. 4

图 4 青藏高原及邻区的地幔各向异性(Lev et al., 2006).红色箭头为相对华南块体的地壳运动速率，圆点为台站位置，黑线长度表示延迟时间，方向代表各向异性的快波方向Fig. 4 Mantle anisotropy in the Tibetan plateau and adjacent areas(Lev et al., 2006). Red arrows denote crustal motion relative to the south China block. Dots are station locations. Length of black bars represents delay time. Orientations of black bars show fast direction of mantle anisotropy

值得关注的是青藏高原东南边缘的地幔各向异性自北向南发生了变化，即快波方向从北纬26°以北的南北方向转为北纬26°以南的近东西方向.Lev等(2006)和Flesch等(2005)认为产生这一变化的原因与岩石层流变结构的横向变化有关；胥颐等(2012a)分析了青藏东南边缘上地幔的速度结构，发现北纬26°以南的滇西地区P波速度和S波速度普遍偏低，低速区的范围与地幔各向异性的变化非常一致，深度也与各向异性层相当，推测产生地幔各向异性的原因为介质的韧性变形，进一步厘定了滇西地区地幔各向异性变化的深层介质条件.

上述对比分析表明，尽管各种研究采用的方法、数据以及反演的深度和分辨尺度有所差异，但是反映出的基本特征却大致相同.它们揭示了青藏高原及周边地区上地幔速度结构的差异，确定了羌塘、松潘—甘孜和滇西至泰缅一带的低速异常，为本文对比上地幔深部的速度结构提供了依据.

如上所述，青藏北部和南部上地幔结构的差异、特别是羌塘地区的低速异常和藏南—印度大陆北部的高速异常已经被许多地球物理观测证实.尽管速度异常的横向分布和深度范围略有不同，但是它们的基本性质却相互吻合.目前多数研究认同羌塘地区的低速异常与软流层的抬升和地幔温度升高有关，动力机制则是印度大陆岩石层的向北挤入和俯冲下沉(图 5).

图 5

Fig. 5

图 5 印度大陆岩石层向青藏高原挤入俯冲的速度图像(Wei et al., 2012)Fig. 5 Velocity images showing penetration of the Indian continental lithosphere beneath the Tibetan plateau(Wei et al., 2012)

例如，Rodgers和Schwartz(1998)分析了羌塘和拉萨块体的P波速度、S波速度和泊松比，提出单纯的温度变化不足以解释上地幔结构的较大差异，认为是羌塘块体下方的超基性岩发生了局部熔融，这一推断得到了岩石学测试结果的认可.相关资料表明，玉门—可可西里新生代火山岩的形成温度为630~1039 ℃(赖绍聪，1999)，可可西里—西昆仑钾质火山岩的形成温度为900~1200 ℃(Turner et al., 1993，1996).温压条件表明，青藏北部新生代火山岩具有较深的岩浆源区，包括软流层顶部地幔岩的局部熔融.

关于地幔熔融的成因也有不同的观点.Wittlinger 等(1996)认为地幔的底辟作用在青藏北部形成宽250~300 km、深150~350 km的P波低速区，从而导致Sn波的强烈衰减和较强的地幔各向异性，也符合上新世—全新世时期的火山活动.Huang等(2000)则认为青藏北部的地幔熔融主要为岩石层的剪切生热所致：由于受到印度大陆、柴达木和塔里木等刚性岩石层的挤压，青藏北部的上地幔发生剪切生热并导致部分熔融，相对软弱的亚洲大陆岩石层通过对流的方式下沉进入地幔.然而，迄今为止，包括本文在内几乎所有的地震层析成像均未在青藏北部的地幔中发现亚洲大陆岩石层拆沉的痕迹.由此看来，印度大陆岩石层的向北挤入和拖曳作用仍然 是碰撞变形的主导因素.此外，Brandon和Romanowicz(1986)根据莫霍面下方偏低的S波速度，认为局部熔融导致羌塘块体缺失了上地幔盖层；而McNamara 等(1997)认为偏低的Pn波速度固然与上地幔顶部的局部熔融有关，但是上地幔盖层基本保持完整，岩石层地幔仍然符合分层模型.面波层析成像结果也表明(苏伟等，2002)，羌塘块体上地幔顶部的高速盖层厚度很小，显然受到地幔上涌或局部熔融的作用而发生减薄.

相比之下，班公湖—怒江缝合带以南的岩石层地幔具有类似于地盾的高速特征，但是穿过班公— 怒江缝合带之后P波速度突然减小(Zhou and Murphy， 2005; Li et al., 2008; Chen et al., 2010a; Wei et al., 2012)，这一差异反映了青藏南部和北部 上地幔的结构组成和温度变化.根据岩石层地幔内(70~113 km深度)的地震活动(Zhu and Helmberger， 1996)，Ruppel和McNamara(1997)推测喜马拉雅上地幔的温度为500~700 ℃，这一数值远低于青藏北部上地幔的温度.实际上，从地震层析成像的结果可以看出(图 5)，喜马拉雅—拉萨块体下方的高速异常已经达到250~400 km的上地幔，远远超过了岩石层地幔的震源深度，且北部边缘已经接近班公—怒江缝合带，被视为代表了向北俯冲的印度大陆岩石层.

根据SKS波分裂特征，Hirn 等(1995)和Lavé等(1996)认为青藏高原的地幔各向异性反映了大陆碰撞作用驱动下的软流层构造变形，而McNamara等(1994)和Sandvol等(1997)则认为青藏高原的地幔各向异性体现了岩石层内部的有限应变.按照Huang等(2000)的分析，在雅鲁藏布缝合带以南，印度大陆向欧亚大陆的挤入造成了北西方向的地幔物质流动，伴随着岩石层的下沉产生了近于垂直的地幔流和应变场，导致部分地区观测不到地幔各向异性；而在雅鲁藏布缝合带以北，地幔物质向东部邻区流动，由于受到软流层抬升和温度的影响，各向异性层的厚度超过了200 km；青藏中部则是印度大陆岩石层和亚洲大陆岩石层构造变形的分界.

由此可见，羌塘地区较低的上地幔速度、Sn波的强烈衰减以及上新世—全新世时期的火山活动和幔源火山岩都支持上地幔顶部温度抬升和局部熔融的推论.按照上述观点，软流层物质有可能向上渗入到岩石层地幔和冷板片拆沉后形成的空区；或者随着青藏南部岩石层地幔的增厚和下沉，青藏北部的软流层发生上涌并形成对流；这一构造模式已经普遍应用于解释青藏高原北部和南部的速度异常及其动力学模型.

松潘—甘孜地区位于青藏高原东部，也是青藏块体向东旋转挤出的前缘.由于受到四川盆地刚性岩石层的阻挡，松潘—甘孜地区的岩石层发生强烈变形：龙门山上地壳向四川盆地逆冲，形成海拔4000~5000 m的山系，中、下地壳软弱层(低速和低电阻层)发生韧性增厚，导致龙门山断裂两侧的地壳厚度由东向西从36~40 km迅速增加至55~60 km(Zhang et al., 2009，2010).除了地壳结构之外，松潘—甘孜和四川盆地上地幔的速度也存在明显差异(Xu et al., 2010; 郭飚等，2009; Bai et al., 2011)： 前者速度明显偏低，后者速度相对偏高(图 6)，这一差异可延伸至数百公里的深度.重力场的研究也表明龙门山两侧的密度结构截然不同(Lou et al., 2009)，四川盆地密度较高，松潘—甘孜地区密度较低，这些差异都反映了松潘—甘孜和 四川盆地不同的深部动力性质.

图 6

Fig. 6

图 6 四川西部及邻区Pn波速度分布图(Xu et al., 2010)Fig. 6 Pn-wave velocity variation in the western Sichuan and adjacent areas(Xu et al., 2010)

四川盆地位于扬子块体的西缘，岩石层具有大陆稳定块体的高速特性，厚度可能达到300 km.GPS观测资料表明(Shen et al., 2005)，青藏东部的地壳运动速率至龙门山断裂附近锐减，山系的抬升和地壳厚度的剧增说明四川盆地的刚性岩石层有效阻挡了青藏高原的向东挤出.然而这一构造效应不仅是区域动力作用的结果，也与青藏东部岩石层的结构组成和介质强度密切相关.松潘—甘孜地区中、下地壳强度较低，易于发生韧性变形，上地幔同样具备韧性变形的介质条件.上述推论并非只是基于地震波速度的降低，地幔各向异性也显示出类似的特征.SKS波分裂研究表明，青藏东部存在较强的地幔各向异性(Chang et al., 2008)，快波方向的变化与地壳块体的运动方向一致，均为北西—南东方向.这一壳幔耦合关系说明青藏高原的构造变形具有垂向连续性，不仅地壳块体发生顺时针旋转，上地幔也卷入了同一方向的流动，即整个岩石层都伴随深部物质的向东挤出运动.深达300 km的低速异常表明，由于受到四川盆地巨厚岩石层的阻挡，上地幔发生韧性堆积以至在松潘—甘孜下方形成较厚的低速层.郭飚等(2009)认为松潘—甘孜地区受到青藏高原向东挤出和四川盆地岩石层阻挡的双重作用而发生地幔上涌；Bai等(2011)鉴于较薄的岩石层地幔和地幔深部的高速异常，认为青藏东部的岩石层在与四川盆地的碰撞过程中发生了拆沉.由此可见，龙门山刚性的上地壳和四川盆地岩石层的碰撞为高强度的应力积累创造了条件，而松潘—甘孜地区中、下地壳和上地幔韧性变形产生的应变则为青藏东部边缘汶川、玉树、芦山等一系列强震的发生提供了深部动力来源.

滇西地区偏低的上地幔速度与全新世以来的火山和岩浆活动密切相关.研究资料表明，约70座大小不一的火山分布在以腾冲为中心的张裂盆地内，自上新世以来火山活动持续发生，历史记载的最近一次喷发为全新世时期(Wang et al., 2007).早期的火山活动大多分布在腾冲盆地的外围，岩浆活动规模较大；后期的火山活动逐渐向腾冲盆地中心迁移，规模相对减弱，至全新世时期马鞍山地区还有岩浆活动.迄今为止，腾冲地区仍然分布有众多的温泉甚至可以观察到热水喷发现象，火山岩则多为高钾的钙碱性玄武岩和安山岩，其成因被归于地幔熔融引发的岩浆活动(Shangguan et al., 2005; Chen et al., 2002).根据地球物理资料，腾冲地区具有高热流、低电阻率和低波速等特征(Lei et al., 2009; 赵慈平等，2006; Bai et al., 2001; Xu et al., 2012b; 姜枚等，2012).按照目前的分析，壳内岩浆活动主要集中在10~20 km的深度内，横向范围约10~20 km，可能通过下地壳的传输通道与上地幔的岩浆源区相连，其深度达到数百公里，与印缅块体向东俯冲引起的地幔热扰动有关.

事实上，印缅块体的向东俯冲很早就受到地震学家的关注，只是当时缺少观测数据，仅开展了震源分布和震源机制方面的研究，据此推断印缅块体的俯冲特征.近些年来，随着地震层析成像技术的应用，喜马拉雅东构造结附近的深部构造特征越来越清晰，取得的认识也基本相同.根据Li 等(2008)和Wei等(2012)的研究结果，高速的印缅块体以较陡 的角度向东俯冲，北部的最大俯冲深度达到了400 km，南部的最大俯冲深度有可能穿透了地幔转换带，在腾冲火山区及滇西地区的上地幔出现深达200 km的低速层(图 7).面波层析成像研究也表明印缅块 体的岩石层厚度为110~130 km，东侧的滇缅地区 下方为一个横向尺度为150~200 km的地幔低速区(胡家富等，2008).

图 7

Fig. 7

图 7 穿过缅甸弧和腾冲火山区的P波速度剖面(Wei et al., 2012)Fig. 7 P-wave velocity profiles across the Burma arc and Tengchong volcanic area(Wei et al., 2012)

印缅块体向东俯冲的另一个证据来自地幔各向异性.SKS波分裂研究证实，青藏东南边缘的地幔各向异性在北纬26°附近发生明显变化：在北部的川滇地区，地幔各向异性的快波方向与由南向北的地壳运动方向基本一致，屈从于青藏块体的顺时针旋转方向；而在南部的滇西地区，近东西走向的地幔各向异性快波方向明显偏离了地壳块体的运动方向(Lev et al., 2006; Flesch et al., 2005; 常利军等，2006; Huang et al., 2007).此外，Chen 等(2013)利用来自莫霍面的Ps转换波计算了地壳各向异性，结果也证实滇西暨印支块体内部存在壳幔解耦现象，即地壳各向异性与地幔各向异性的快波方向不一致，说明青藏块体顺时针旋转产生的构造应力未被传输至上地幔.根据推算，各向异性层的深度应该在62~216 km之间，与滇西地区及腾冲火山区下方上地幔低速层的深度范围相当.由于地幔各向异性记录了最近一次较为强烈的构造变形痕迹，因此这一地区上地幔的韧性流动应该与印缅块体的侧向挤压和向东俯冲等动力作用密切相关.俯冲作用导 致地幔上涌和弧后拉张，介质强度随着温度的升高而降低并发生局部熔融，在上地幔形成大范围的低速异常，成为滇缅一带火山和岩浆活动的深部源区.

地震层析成像结果展示了中国西部地区上地幔的P波速度结构，其中青藏高原至滇西地区上地幔顶部的速度普遍偏低；随着深度的增加，低速区主要分布在羌塘、松潘—甘孜和云南西部及泰缅一带，高原周边的印度大陆、塔里木、柴达木、鄂尔多斯和四川盆地均显示出较高的速度.综合分析表明，上述速度分布与岩石层的结构与深部动力性质密切相关：羌塘地区的低速异常反映了青藏北部的地幔上涌和局部熔融，起因于印度大陆岩石层的向北挤入和俯冲下沉；松潘—甘孜地区的低速异常与青藏东部的深层物质流动与四川盆地刚性岩石层的阻挡有关；而滇西地区的地幔异常则是受到印缅块体向东俯冲作用的影响.以上三个区域是青藏高原内部和周边地区的主要地幔异常区；相比之下，高原周边的印度大陆、塔里木、柴达木、鄂尔多斯和四川盆地的高速异常反映了构造稳定地区岩石层地幔的特点.根据速度变化推测，地幔上涌和韧性变形并非贯穿于整个青藏高原，而是主要集中在羌塘、松潘—甘孜和滇西地区，上述构造效应不仅导致了岩石层减薄并引发了火山和岩浆活动.