青藏高原是研究印度与欧亚大陆碰撞机制及动力学效应的重要场所，涉及诸多的重大科学问题，长期受到中外地球科学家的高度重视.关注的焦点集中在高原的隆升机制和远程效应等方面，大量的地球物理探测为探索青藏高原的岩石圈结构及深部动力作用提供了重要信息.

数十年的研究表明，印度大陆向欧亚大陆的挤入导致青藏高原地壳垂向增厚，岩石圈强烈变形，深部物质发生流动和迁移，应力作用不仅在高原内部，甚至向北传递形成一系列大规模的走滑和逆冲断裂带(图 1).

图 1

Fig. 1

图 1 青藏高原及邻区构造纲要图 Fig. 1 Tectonic outline of the Tibetan plateau and surrounding areas

青藏高原岩石圈变形机制分为若干模式，如“俯冲挤入”(Zhao et al., 1993; Schulte-Pelkum et al., 2005)、“拆离拆沉”(Kind et al., 2002; Kosarev et al., 1999; Duan et al., 2016)、“分块撕裂”(Liang et al., 2016; Li and Song, 2018)、“韧性流动”(Royden et al., 1997; Clark et al., 2000)等等，其中下地壳和上地幔作为两个关键构造层受到极大关注.已有的研究表明，虽然青藏高原的地壳增厚至70 km，但是岩石圈与周边的塔里木、鄂尔多斯和四川盆地相比却比较薄，主要原因是上地幔受到深部热扰动的影响.这一认识不断被地震学研究证实，无论是体波和面波层析成像都显示出青藏高原上地幔存在低速异常(Li et al., 2008; Wei et al., 2012; 胥颐等，2014；黄忠贤等，2014；Liang et al., 2016; Li and Song, 2018)，Sn波不能有效传播(Ni and Barazangi, 1983; McNamara et al., 1995)，尤其是松潘—甘孜和羌塘下方最为明显(Liang and Song, 2006；McNamara et al., 1997).另外，地壳厚度的增加也并非是壳内物质的均匀增厚，而是通过下地壳的韧性变形或横向流动来实现的.自“下地壳流动(Lower crust flow)”模式自提出以来，其合理性不断受到各种方法的考证(Beaumont et al., 2001; Jamieson et al., 2004; Clark et al., 2005; Klemperer, 2006)，地球物理特征显示偏低的地震波速度和电阻率(Bai et al., 2010; Rippea and Unsworth, 2010; Wang et al., 2010; Huang et al., 2009).然而，究竟是整个青藏高原下地壳都参与了韧性流动还是受到构造条件的制约仅仅发生在局部地区？这一问题至今尚未完全得到确认.此外，青藏北部广泛发育的新生代火山岩和藏南裂谷系的火山岩均富含地幔元素，它们的形成原因与高原下方地幔上涌的内在联系也受到密切关注(丁林等，2006；莫宣学等，2007；迟效国等，2017)

青藏高原先期开展的地震层析成像展示出各种尺度的地壳和上地幔速度模型，但是由于数据和分辨尺度等方面的原因，现有资料对地壳中、下层的速度结构还缺乏足够的约束，尚不能很好展示下地壳低速层的分布区域.此外，地幔热流与岩石圈减薄、藏北新生代火山岩以及藏南裂谷系的形成存在怎样的关系等也需要进一步确认.鉴于近年来青藏高原内部及周边区域的地震台站数量有所增加，本文利用这些台站提供的数据，通过体波层析成像方法反演了青藏高原及邻域的地壳和上地幔速度结构，期望为进一步探索上述科学问题提供新的信息.

反演区域位于北纬20°—50°，东经70°—110°之间，涵盖了青藏高原及周边地区，数据来自上述区域内地震台站记录的P波到时，其中包括中国地震台网以及新疆、甘肃、青海、西藏、四川和云南等省区的地震台站(图 2).

图 2

Fig. 2

图 2 青藏高原及邻区地震台站分布图 Fig. 2 Seismic stations in the Tibetan plateau and surrounding areas

地震数据由三部分组成，一部分是早期中国地震台网(1978—1998年，1999—2003年)的P波到时，这部分数据经过历次使用已经去除了较大的误差，大部分到时能够满足残差要求.第二部分是中国西部412个台站、13262个地震的P波到时(具有4个以上台站记录的地震一共12835个，时间为2009—2015年).第三部分是青藏东部282个台站、95611个地震的P波到时(具有4个以上台站记录的地震一共21993个).这部分数据来自四川、甘肃、宁夏、青海、西藏的地震台站，其中以地方震和小震居多，主要分布在川西地区，时间为2009—2015年.补充了2009—2015年的数据之后，青藏高原内部的台站数量明显增多.

经过分析，挑选地震数据采用了以下标准：要求地震的震中必须位于反演区域之内，每个地震至少具有4个以上的台站到时以便在反演过程中进行重新定位，所有数据的P波到时残差小于或等于3.0 s.反演区域内的地震分布很不均匀，大部分地震集中在青藏高原周边的构造活动带，有些地区小震和余震过于密集(如川西龙门山、帕米尔等地)，而另一些地区的地震则相对稀疏(如青藏高原内部和塔里木盆地).为了避免地震射线分布不均匀并尽可能减少重复路径的影响，反演前对地震进行了均匀化处理.具体做法如下：以反演区域内的某个地震为中心给出一个三维球体，球体半径可根据反演区域内的地震数量和实际需要而定；统计位于该球体内部的所有地震，从中挑选出一个台站到时最多的地震，舍弃其余台站到时较少的地震.规定震源的空间距离不得小于球体的半径，依次对每个地震为中心的震源球体进行类似的计算，即可在一定程度上减小射线分布不均的影响.经过反复对比，最终采用半径为10 km的震源球体，挑选出892个地震和12094个P波到时.经过均匀化处理后，反演区域内的地震数量大为减少，但震源分布得到了优化(图 3)，射线分布趋于合理.

图 3

Fig. 3

图 3 青藏高原及邻区地震震中分布图 Fig. 3 Earthquake distribution in the Tibetan plateau and surrounding areas

初始模型包括地壳和上地幔(图 4).地壳分为六层，其中的界面深度和P波速度值参考了青藏高原的地震测深剖面(高锐等，2002；Meissner et al., 2004; Zhang and Klemperer, 2005；Zhang et al., 2013; 藤吉文等，2012)，根据收集的实际观测数据略为进行了调整.其中3 km深度反映地壳浅部和中、新生代沉积层的速度变化，10 km深度反映结晶基底附近的速度变化，20 km深度位于地壳中部，相当于上、下地壳的分界，30 km和45 km深度反映中、下地壳的速度变化，50~65 km用于约束地壳底部和莫霍面附近的速度变化.上地幔的界面深度和速度值参考了各向同性地球模型AK135(Kennett et al., 1995)，考虑到射线穿透深度的限制，将410 km作为初始模型的底界面.

图 4

Fig. 4

图 4 P波速度初始模型 Fig. 4 Initial P-wave velocity models

计算表明，根据初始模型获取的理论走时与观测走时相比存在一定的偏差，需要调整初始模型中的界面速度值，以便尽可能逼近真实的速度结构.可以通过迭代反演的方式逐步优化初始模型，提高理论走时和观测走时的拟合程度.具体做法如下：首先利用初始模型进行反演，统计各深度界面上的速度平均值，然后根据输出结果的走时残差收敛情况进行适当修正，重新构建新的一维速度模型并替换原有的初始模型.经过若干次反演后速度模型得到调整，观测走时与理论走时逐渐趋于一致，走时残差明显减小，并且分布比较合理，即可将最后一次反演的输入模型视为优化后的最佳初始模型(表 1).

表 1 (Table 1)

表 1 优化后的P波速度模型 Table 1 Optimized P-wave velocity model 深度/km P波速度/(km·s-1) 3 4.6494 10 6.1880 20 6.5819 30 6.8765 45 7.5897 55 7.8100 65 8.1892 100 8.3288 120 8.5138 165 8.6365 210 8.7405 260 8.9837 310 9.0801 360 9.1509 410 9.3206

表 1 优化后的P波速度模型 Table 1 Optimized P-wave velocity model

走时计算采用基于伪弯曲法的三维射线追踪(Koketsu and Sekine, 1998; Zhao et al., 1992).除了台站高程校正之外，最初在模型设置中考虑了莫霍面随深度的变化，实际计算发现引入莫霍面后界面上、下层的速度跳动较大，反演结果很不稳定，故在后来的计算中没有引入莫霍面，而是在45 km和65 km之间增加一个55 km的速度界面，以确保壳幔边界附近速度的平稳过渡.走时计算表明，采取这样的处理方式后反演效果得到明显改善，具体表现为青藏高原地壳中、下层速度分布具有一定的继承性且以往的认知大体相符；由于模型中的地壳厚度主要参考了青藏高原的地震测深结果，加之利用了大量的Pn波数据，这些都对上地幔顶部的速度分布构成约束.鉴于本文主要关注地壳及岩石圈结构的变化，故未使用远震P波到时获取上地幔深部的速度信息对模型离散化时，根据反演区域内的地震分布状况和分辨尺度的需求，水平方向沿着经度和纬度采用1.0°×1.0°的间距进行网格划分，垂直方向以水平层状界面作为网格面，网格节点赋予初始模型中相应深度的速度值，通过三维线性插值确定网格空间内任一点的速度值.

反演采用阻尼最小二乘法同时求解速度结构和震源参数，以便减小震源不确定性对速度结构的影响.另外，为了避免射线分布不均导致线性方程组呈高度病态，求解时引入平滑因子以保证解的稳定性.反演过程先后采用了不同的参数进行计算，如残差大小、均匀化震源球体半径、阻尼因子、平滑因子等，期望能够取得反映深部构造真实特征的最佳解.初次反演输入一维速度模型，随后根据反演输出的震源参数和三维速度模型重新计算走时，继而进行下一次反演.经过不断的迭代，走时残差的均方根误差明显减小，反演后的速度模型也趋于稳定，最后选取了均方根误差较小、速度分布符合典型构造特征的解作为最终解.

分辨估计采用Checkerboard(检测板)方法.将一维初始模型中的网格节点赋予正负相间、幅度为±5%速度扰动量，添加与观测数据相近的高斯噪声，构建一个理论初始模型；在此基础上计算反演区域内每个地震从震源至接收台站的P波走时，生成一套“理论观测数据”.然后采用与实际反演相同的方法求解，通过比较输出模型与输入模型的相似程度，分析现有数据的分辨能力，评估反演结果的可靠性.考虑到过大的网格划分难以展示深部构造的细节，而过小的网格划分则受限于数据分布，容易形成许多射线空区，经过反复对比测试，最终采用了水平方向1°× 1°的网格划分.与青藏高原以往的同类研究相比，中、下地壳和上地幔顶部的分辨得到明显改善.

图 5表明，分辨状况与地震、台站以及各个深度的射线分布密切相关，在3~20 km深度内，由于震源深度较浅的原因，射线大都向台站下方汇聚，因而台站分布密集的地区可以获得较好的分辨，台站分布稀疏的地区分辨则相对较弱.随着深度的增加，射线传播距离和穿透深度逐渐加大，在30 km、45 km、55 km和65 km深度上，整个青藏高原及周边区域均获得了较好的分辨.随着深度的进一步增加，进入上地幔深部的射线数量逐渐减少，青藏高原内部的分辨有所降低，但是青藏东部的川滇地区仍然具备较高的分辨，这一状况从100 km一直持续至210 km左右.

图 5

Fig. 5

图 5 Checkerboard模型的恢复图像(1.0°×1.0°), 左上角的数字为该层深度 Fig. 5 Recovered checkerboard models with 1.0°×1.0° grid spacing. The depth is marked on the left upper of each panel

图 6为10~165 km深度的水平方向P波速度分布图，展示了地壳内部和岩石圈地幔的速度结构变化.

图 6

Fig. 6

图 6 10~165 km深度的P波速度图像(左上角的数字为该层深度) Fig. 6 P-wave velocity images at 10~165 km depth (depth is shown on the left upper of each panel)

在10 km深度上，青藏高原周缘造山带如横断山、龙门山、祁连山、阿尔金山、昆仑山以及天山等均显示较高的速度，受沉积层的影响，盆地区域如塔里木、鄂尔多斯、柴达木以及高原内部不同程度地出现偏低的速度，其中高原内部的低速区主要分布在羌塘和拉萨块体东部、中部和西部；阿尔金山和西昆仑之间被南北向的低速区分隔.

在20 km和30 km深度上，松潘—甘孜及川西地区自30 km开始出现低速区，柴达木和鄂尔多斯盆地的低速区趋于消失或缩小.除了西昆仑和东昆仑之外，阿尔金与东昆仑之间也被低速区分隔，其他地区基本保持了10 km深度的速度分布特征.

至45~55 km深度，青藏高原东部和北部边缘的造山带为高速区，高原内部基本上为低速区.不仅是羌塘和拉萨块体，低速区进一步向北扩大至松潘—甘孜块体，以及北部边界的阿尔金山一带.

值得注意的是塔里木和鄂尔多斯在20~55 km深度上呈现为低速和弱低速特征，与相关研究取得的认识相差较大，这些大型沉积盆地的地壳中、下层很少发现有明显的低速层.分析其原因应该与模型设置有关，因为本文采用的壳内界面深度和地壳厚度主要针对青藏高原，与塔里木和鄂尔多斯等地的地壳结构明显不同，有可能在反演结果中产生偏差而引起虚假现象.

与上述各个深度不同，65 km深度上的速度分布发生了较大的变化.天山、塔里木盆地、青藏高原的北部和东部边缘以及鄂尔多斯、四川盆地等均为高速区；在高原内部，羌塘、拉萨块体和喜马拉雅块体东部也都出现了高速区，高原内部的低速区主要分布在拉萨块体和喜马拉雅块体的中部、羌塘块体和松潘—甘孜西部以及东部局部地区；此外，川滇西部和印支块体也出现低速区.

在100 km深度上，松潘—甘孜块体的东部以及羌塘块体的中部、滇西南及印支块体、帕米尔一带为低速区；鄂尔多斯西侧的贺兰山一带，塔里木盆地和阿尔金山附近也出现低速区，其他地区均显示出偏高的速度.

至120 km深度，松潘—甘孜块体、羌塘块体中部和西部、滇西南的低速特征十分明显，此外，塔里木盆地中部和西部，祁连山和阿尔金山结合部也出现低速区.四川盆地、鄂尔多斯、青藏高原北部和西部边缘、羌塘块体东部、拉萨块体大部为高速区，天山和塔里木盆地边缘也多为高速区.

在165 km深度上，低速区主要分布滇西南暨喜马拉雅东构造结、松潘—甘孜块体东部、羌塘块体中部、柴达木北部至祁连山与阿尔金山结合带、阿尔金山西段、塔里木盆地以及鄂尔多斯盆地西侧的贺兰山一带；拉萨块体大部、帕米尔、四川盆地及滇西北、祁连山和西秦岭一带为高速区.

上述结果表明，青藏高原内部和周缘造山带的速度分布存在明显的差异，反映了不同时期构造变动和动力学作用下的岩石圈变形特征.鉴于分辨的原因并结合青藏高原业已开展的深部探测工作，本文将根据区域性速度分布侧重讨论下述问题.

(1) 下地壳流动

“下地壳流动”的前提是假设地壳物质在高温条件下发生局部熔融(Beaumont et al., 2004)，深部地球物理特征定性为偏低的地震波速度和偏低的电阻率特征.如前所述，青藏高原内部地壳平均速度整体偏低，以20~45 km深度的中、下地壳最为明显.低速区分别集中在拉萨和羌塘块体的东部，中部和西部.随着深度的增加，低速区的范围向北扩大到松潘—甘孜块体甚至阿尔金山、西昆仑和帕米尔附近.为了进一步证实上述低速区的可靠性，首先将本文结果与相关研究进行了对比.大地电磁测深研究表明(Bai et al., 2010)，青藏高原东南缘有两个壳内低电阻层，深度范围在20~40 km之间，其中一个沿着鲜水河断裂分布，另一个出现在雅鲁藏布江和班公湖—怒江缝合带之间，这与本文青藏高原东南缘地壳中、下层的低速区十分接近.Wei等(2001)和Unsworth等(2004)的研究也证实，青藏中部地壳中、下部普遍出现低阻层，其中INDEPTH测线南部低阻层的深度为15~20 km，INDEPTH测线北部低阻层的深度为30~40 km，以羌塘块体下方的低阻层最为突出，这些特征与本文青藏高原中部拉萨和羌塘块体附近的壳内低速区也是基本相符的.虽然青藏高原西部缺少高精度地球物理观测数据，但是在大范围的地震层析成像结果中(Sun and Toksöz, 2006; Huang and Zhao, 2006), 仍能看出青藏高原西部的壳内低速区(松潘—甘孜块体的东部、羌塘—拉萨块体的中部和西部，还有西昆仑和帕米尔一带)，这些特征与本文展示的结果也是基本相同的.

上述分析表明，壳内低速区并非广泛分布于青藏高原，而是受到局部构造条件(如深断裂分隔)和深部动力作用(如地幔上涌，岩石圈撕裂)的影响被限制在一些特定的区域.因此“下地壳流动”并非贯穿于整个青藏高原，这一结果进一步证实了相关研究取得的认识.譬如，Rippe和Unsworth(2010)根据实验计算和大地电磁实测资料，认为拉萨块体南部和羌塘块体下方存在地壳流动的可能性，而拉萨块体北部则不太可能发生地壳的韧性流动，除非具备较高的温度.台阵接收函数研究表明，青藏高原东北部地壳中、下部泊松比偏低，不太可能发生大规模的地壳流动；高泊松比主要集中在青藏东南缘，与地壳流动的方向一致(Xu et al., 2013a, b).噪声成像研究也证实壳内低速层的深度和分布是不同的，它们在川滇北部和小江断裂附近分布于中地壳，而在川滇中部一带则出现在下地壳(Yao et al., 2008).综上所述，可以看出青藏高原中、下地壳软弱层的分布是十分复杂的，在大范围内很难不受任何限制而产生韧性流动.正如藤吉文等(2012)指出的那样，并非任何地域都会产生物质运移，必须满足壳幔介质中存在可供物质运移的边界条件，即软弱层，另外必须在足够强的力学体系作用下沿一定的轨迹运动才能实现.

(2) 地幔上涌与岩石圈减薄

岩石圈地幔作为连接地壳和上地幔软流圈的构造环节对于研究壳-幔耦合关系十分重要.印度大陆向北挤入导致板片下沉、地幔上涌和岩石圈减薄，这些现象均在上地幔中留下构造痕迹.相关研究结果表明(黄忠贤等，2014)，青藏高原虽然地壳厚度很大，但是岩石圈与周边沉积盆地区域相比却很薄，上地幔顶部地震波速度普遍偏低(Liang and Song, 2006).从本文结果也可以看出，青藏高原岩石圈地幔的速度结构是不均匀的，这种不均匀性不仅体现在水平方向，随着深度的变化也是不相同的.譬如，在100 km深度上，青藏高原岩石圈基本上以高速为主，低速区只是零星出现在松潘—甘孜的东部、羌塘的北部以及东、西构造结附近；至120km深度时，除了东、西构造之外，低速区涵盖了整个松潘—甘孜和羌塘地区，这一特征一直延续至165 km深度并扩大到青藏北部边界附近.类似的现象在以往的深部地球物理探测结果中也有所显示，例如，在喜马拉雅东构造结附近，地震层析成像显示印缅板块向东俯冲至400 km深度，由此引起的地幔上涌围绕腾冲火山区形成深达数百公里的低速区(Lei et al., 2009；Wei et al., 2012；Li et al., 2008).川西地区的深部探测研究表明(郭飚等，2009；Xu et al., 2010; Li et al., 2012；Chen et al., 2014)，与四川盆地的刚性岩石圈相比，龙门山西侧的松潘—甘孜地区不仅地壳韧性增厚，岩石圈地幔也显示出偏低的速度.目前大多数学者将其归因于地幔上涌引起的温度抬升，由此导致岩石圈强度降低并产生韧性变形.

羌塘地区上地幔速度异常的发现由来已久.这一地区Pn速度普遍偏低(McNamara et al., 1997；Liang and Song, 2006)，高频Sn波不能有效传播(Ni and Barazangi, 1983)，上地幔盖层厚度很小甚至缺失(Brandon and Romanowicz, 1986)，70~150 km深度范围内形成低速区(黄忠贤等，2014)，200 km深度以内电阻率普遍偏低(仅10~30 Ωm)(Unsworth et al., 2004).目前多数研究认同羌塘的低速异常与印度大陆岩石圈向北挤入、板片俯冲下沉导致地幔上涌和温度升高有关.图 7为沿南北方向(东经89°)穿过青藏高原的地震层析剖面，可以清楚看到印度大陆岩石圈已经越过喜马拉雅俯冲至青藏高原下方并引起地幔上涌.通过对比看出，本文展示的青藏高原上地幔低速区与上述三个区域是相符的，进一步证实青藏高原下方的地幔上涌以及岩石圈减薄主要集中几个特定的地区，如川滇西部、松潘—甘孜以及羌塘地区.

图 7

Fig. 7

图 7 沿东经89°穿过青藏高原的地震层析成像剖面 蓝色虚线指示印度板块俯冲方向，红色虚线指示地幔上涌方向，ICL-印度大陆岩石圈. Fig. 7 Seismic tomographic section across the Tibetan plateau along longitude 89° The blue dash line indicates the India lithosphere is subducted under the Tibetan plateau and the red dash line denotes the mantle upwelling. ICL-Indian continental lithosphere.

(3) 与藏北新生代火山岩和藏南裂谷系的关系

青藏高原北部广泛分布新生代火山岩(图 8)，西起喀喇昆仑、东至可可西里，自南向北分别由羌塘、可可西里和喀喇昆仑一玉门三条火山岩带组成，主要发育超钾质一钾质火山岩和少量高钾钙碱性和钙碱性火山岩.尽管关于这些火山岩的岩浆源区性质仍有分歧，多数观点认同上地幔顶部温度抬升和局部熔融导致岩石圈减薄，上新世—全新世时期的火山活动和广泛分布的幔源火山岩也支持地幔深部物质向下地壳的注入(莫宣学等，2007；迟效国等，2017)，地幔上涌的中心应该位于羌塘地区下方，主要依据是其下方深达数百公里的低速带.

图 8

Fig. 8

图 8 青藏高原新生代火山岩分布简图(迟效国等，2017) Fig. 8 Simplified map of Cenozoic volcanic rocks in the Tibetan plateau(Chi et al., 2017)

对比新生代火山岩分布和各个深度的速度分布图，可以看出青藏高原内部的低速异常与火山岩分布区域存在明显的对应关系.火山岩分布区域普遍发育壳内低速区，其北部边界止于柴达木南缘，与新生代火山岩带的边界基本一致.当深度增加到下地壳45 km，低速区的范围明显向北扩大，在65 km和100 km深度上并不明显，至120 km深度上则主要集中在羌塘和松潘—甘孜东部.值得注意的是地壳中上部的低速区之间也夹杂分布高速体，但是随着深度增加至地壳下部，高速体逐渐消失，低速范围扩大.初步分析青藏高原全区有大面积的中新生代花岗岩出露，结晶基底中的花岗岩基广泛发育.花岗岩的密度低，但是强度大且具有较高的地震波速度，因此可以推断，高原地壳内部的高速体应该是同碰撞和后碰撞期频繁的岩浆活动和结晶作用的结果，造成现今较为坚固的上地壳和岩石圈地幔.与其相反，分布于可可西里和羌塘北部的高钾质和钾质火山岩带，在上地壳至下地壳反映为低速异常带，主要原因是含流体的玄武岩地震波速很低, 泊松比很高.但是在莫霍面附近和岩石圈地幔顶部(100 km)，大范围的低速异常已经消失，可能表明特提斯洋完全封闭以后，温度较高的岩石圈地幔已经均匀化了.而120 km深度上，羌塘和松潘—甘孜东部的低速区反映出地幔上涌特征，软流圈抬升为壳内的岩浆活动和火山作用提供了深部热源.

南北向的裂谷系是青藏高原的南部喜马拉雅和拉萨块体最显著的地貌特征，很多模型被用来解释裂谷系统的形成机制，其中切割深度是关键科学问题之一.杨文采等在2014年和2019年通过三维密度成像，推断西藏新生代裂谷系的深度至少达到35 km的中地壳，认为在热力作用下地壳发生蠕动变形、熔融物质横向运移并对地壳产生底辟作用是藏南新生代裂谷系形成的原因之一.从本文结果可以看出，藏南地区中、下地壳广泛分布低速层，伸展方向具有南北或近南北的分布特征.尽管难以将这些低速异常与新生代裂谷的具体位置逐一对应，一系列南北向的伸展构造以及裂谷盆地内的沉积充填无疑是地壳浅层速度偏低的原因之一(张进江和丁林，2003).进入中、下地壳后，低速异常的范围有所扩大，但是近南北向的分布特征并未发生太大的变化，表明裂谷系地壳中、下层存在热流活动和韧性变形，而深部的热流活动则与印度板块俯冲引起的地幔扰动有关.

岩石学研究表明(丁林等，2006)，拉萨块体高镁超钾质火山岩源于强烈富集地幔部分熔融形成的原始地幔岩浆，源区为青藏高原软流圈或岩石圈底部热边界层.地震层析成像证实(Zhang et al., 2011)，藏东南部裂谷下方中下地壳至200 km深度均为低速异常，并且向东延伸至400 km.在本文结果中(图 6)，120 km深度上藏南地区沿东西方向分布有高速区域，这一特征一直持续至165 km深度，这与Liang等在2012年利用流动台站数据完成的体波层析成像揭示出的速度分布特征非常相似.推断这些高速区域代表了俯冲下沉的印度大陆岩石圈(图 7)，附近的低速区域有可能是向上侵入的地幔热流物质.远震体波走时成像和地震各向异性研究均揭示出青藏高原下方印度大陆岩石圈俯冲下沉和地幔热流活动的痕迹(Liang et al，2016)，可见地幔上涌引起的岩石圈伸展和地壳拉张是藏南裂谷系形成发育的重要原因.

利用中国西部的地震台站到时数据开展体波层析成像，重点展示了青藏高原及其周缘地壳和岩石圈地幔的P波速度结构，根据速度异常的分布特征针对关注的问题进行了分析和讨论.研究结果表明，青藏高原中、下地壳P波平均速度偏低，低速区主要分布在拉萨和羌塘块体内部，随着深度的增加逐渐扩大到松潘—甘孜块体.由于上述低速区之间彼此相互独立，其间多被高速条带分隔，表明地壳中下部的韧性变形可能被限制在特定的区域，不太可能发生大规模的横向流动.地幔上涌并非普遍发生于青藏高原，而是分别集中在羌塘、松潘—甘孜以及喜马拉雅东构造结附近，导致上述区域岩石圈地幔厚度较薄，并且伴生火山活动和岩浆作用.印度大陆岩石圈在向北俯冲下沉过程中引起地幔上涌，热流物质有可能进入地壳，这一作用对藏北新生代火山岩和藏南裂谷系的形成以及中、下地壳的韧性变形产生了明显的影响.