1 引言

中国大陆在印度洋板块、欧亚板块和太平洋板块共同作用下形成了板内破碎相嵌的块体组合。当今人们必须清晰的认识到：地球内部物质与能量的交换及其深层动力过程乃是大陆动力学研究的核心所在。因为印度洋板块与欧亚板块，即两陆-陆板块的碰撞、挤压促使深部物质重新分异、调整和运移，不仅导致了喜马拉雅造山带的升起，地壳短缩增厚、上地幔物质向岩石圈介质中注入，而且促使高原整体隆升，并组构了东亚地域的“世界屋脊”。这便充分表明，喜马拉雅造山带的升起和南海的下沉，这一高-低乃是东亚、以致全球最为壮观的地球科学事件。

基于板块构造为岩石圈拖曳在上地幔软流层上运移，而至今人们对影响深部物质运动和变形的物理-力学要素却尚知之甚微。因此探明青藏高原地域壳、幔介质的精细结构和构成壳、幔物质“流动”的边界条件与运移轨迹则是青藏高原大陆动力学研究的根本所在。为此特别是近20年来青藏高原大陆动力学的研究引发了世界各国地球科学家们的广为关注, 乃致“暇想”。

近年来诸多的有关下地壳通道流(Channel flow) 的文章不断发表，并作为一种新的发现或概念提出来。这些论文中主要是设定在下地壳的上、下为两个近于刚性的岩层(即下地壳的上边界和Moho界面之间) 之间为一强度极低的一层塑性流变层, 且可流动。它们主要是依据所给定的(不是针对具体地域的地壳真实介质属性测定的) 下地壳的特异粘滞系数进行数值模拟(Beaumont et al., 2001, 2004, 2006；Shen et al., 2001)，为此认为只要下地壳设定为粘滞系数很低的物质组构，则下地壳便可以产生通道流动效应。显然通道流的存在必须是低粘滞度的物质被高粘滞度的物质所包围，且通道两侧(上、下边界) 还必须存在剪切力系的作用。

国际上于2004年12月曾在伯灵顿由伦敦地质学会主办召开的“大陆碰撞带中-下地壳的通道流、挤出和折返”大会，期间还着重讨论了喜马拉雅-西藏碰撞带新生代地壳的通道流问题(Grujic et al., 1996, 2002；Searle and Szulc, 2005; Searle et al., 2006；Carosi et al., 2006；Hollister and Grujic, 2006；Jessup et al., 2006；)，并给出了相应的模型(Beaumont et al., 2001, 2004, 2006；Godin et al., 2006；Jamieson et al., 2004, 2006) 和阐述。有关喜马拉雅造山带地壳中岩层的通道流或韧性剪切挤出方面(Hilley et al., 2005；Harrision，2006；Williams et al., 2006), 也有人基于对青藏高原东缘、南缘和野外构造变形推断下地壳存在流变，并认为喜马拉雅造山带和龙门山造山带的崛起与新生代下地壳的物质挤出有关(Beaumont，2004；Burchfiel et al., 2008)。

基于粘滞系数低的下地壳被其上、下粘滞系数大的物质所围设定的基本模型，则下地壳当必会流动，而且可以按照所设定的流动方式运动。然而必须清晰地认识到，粘滞系数的给定和理想模型的设定是具有一定的局限性的。地球内部各圈层介质的粘滞系数可以通过多要素约束下的边界条件进行理论计算，亦可通过高温高压试验、地震学、地磁学、重力学以及测地学等多种途径获得，可是不同手段和方法所给出的数值结果之间其差异实在太大，即其误差范围在最佳情况下亦可达2~3个数量级，而更高则可达到10¹¹Pa·s不等(孙和平等，2009)。显见，这样模拟所得的结果仅可供讨论问题或推断及认识的一种参考，但若以其作为定量的模型或解决深部物质的运移模型则却难以令人置信！

作者至今在青藏高原已连续地进行地球物理研究工作已近30多年、特别是自1974年至今在西藏高原和其相邻地域进行了大量的高精度的地壳与上地幔速度结构的人工源地震探测(DSS)、数据采集、数据处理、反演计算、分析研究和解释。基于对青藏高原的壳、幔速度结构、电性结构、综合地球物理场和大陆动力学的研究表明；在两陆-陆板块碰撞、挤压作用下，青藏高原确存在深部，壳、幔物质的运移，但却不存在满足于下地壳物质流动的边界条件(滕吉文，2008)。

为此，本文将依据于该区精细壳、幔速度结构来讨论壳、幔深部层间物质运移的边界条件和基本模型。

2 青藏高原腹地及相邻地域地壳与上地幔的分层速度结构

我国从1958年开始踏入青藏高原，首先在青海省柴达木盆地的东部和西部进行了地壳与上地幔结构的地震反射探测(曾融生和阚荣举，1961；曾融生等，1965；滕吉文，1974；滕吉文等，2008)。此后至今半个世纪以来中国科学院、国土资源部、中国地震局和有关大学共同在青藏高原开展了大量的地球物理研究，同时前后亦与法国、美国、德国、英国、日本等国家进行过一系列合作。通过多年来系统的研究取得了大量的成果和发现，尽管对这广阔而又复杂的青藏高原尚属初步的，但却使人们对青藏高原的壳、幔层、块速度结构、电性结构、重力场、地磁场和地热场与深层动力过程有了一个基本的认识。因为首先占有了大量的实际资料并建立了该地域初步的运动学和动力学模型。

通过人工源地震深部探测，取得了大量高分辨率的深部信息，精细刻划了高原地域的分层速度结构(图 1)。在这些研究中：包括东、西柴达木盆地(滕吉文, 1974；滕吉文等，2008；Wang et al., 2007；朱介寿，2008)；高原腹地的南部、北部和相邻地域(Wang et al., 2007；朱介寿，2008；陈学波等，1988；Teng, 1981, 1987；Teng et al., 1981; Teng and Xiong, 1985; 滕吉文等, 1985, 1994；尹周勋等，1990；卢德源和王香泾，1990；刘宏兵等，1990；张先康等，2008；王有学等，2005；刘明军等，2008) 等。

2.1 青藏高原腹地东西向剖面给出的地壳分层速度结构

由于本文的重点是讨论青藏高原深部物质的运动轨迹，故着重于揭示与物质运移关切的特殊层系和速度结构，故将不去仔细地阐述和讨论该区壳、幔分层结构的有关细节(有关细节的理解可参阅作者的相关文献)。

2.1.1 柴达木盆地

在柴达木盆地西部的冷湖和东部的大柴旦-格尔木地带曾各布置了一条长近80km的地震反射剖面(滕吉文, 1974；滕吉文等，2008；Wang et al., 2007；朱介寿，2008)，并反演求得了该区地壳为高、低速相间的分层速度结构(表 1、图 2)。

由表 1和图 2显见，地壳中于深25km左右处存在一低速层，厚约6km，层速度为5.5km/s，除在30km深处附近存在一高速夹层外，整个下地壳、Moho界面和上地幔顶部盖层均呈现出地震P波速度随深度递增的物理属性，特别是壳、幔边界的Moho界带是地震P波速度最高，即8.1km/s的高速“刚性”物理界面。

2.1.2 雅鲁藏布江北部地区的东西向地壳分层速度结构

(1) 二维速度结构。藏北地区的色林错-那曲-雅安多近南北向剖面。这是该区最为典型的一条高精度人工源地震宽角反射和折射探测剖面(图 3)(滕吉文等，1985)；在地壳中深20~25km处存在一地壳低速层，厚约5~8km, 速度为5.5~5.8km/s，向下延伸抵70~75km处为Moho界面；整个地壳为由层速度6.45km/s、6.70km/s和6.82km/s的固态地层组成，且与高速的上地幔盖层相衔接。此外依据速度拟合设定在局部地区的中地壳结构中，即在45km左右深处显示出一很薄、即仅3~5km厚，速度为6.1km/s的低速薄层(图 2)，且东部较为发育。沿该剖面地壳厚度平均为70km, 平均速度为6.2~6.3km/s。

(2) 藏北地区色林错-那曲-雅安多剖面数据的再处理与二维速度结构(Zhang and Klemperer, 2005)。为了验证地壳低速层的存在和分布，对已有数据用新方法重新处理并同时利用P波和S波震相进行反演计算得到的结果：证实了地壳中存在一低速层，其深度亦为20~25km；地壳低速层中的P波速度为5.6~5.82km/s，S波速度为3.3~3.45km/s，泊松比为0.023~0.24，厚度为6±2km。但却未发现在下地壳深度45km左右深处一维速度结构给出的另一较薄的低速层。沿该剖面地壳为成层速度结构，地壳厚度在65~80km范围内起伏变化，亦为由地震波速度随深度递增的层状介质组成(图 4)。这一二维速度结构结果要优于原一维速度结构的结果。这便表明，在青藏高原北部地区，依据一维和二维速度结构地壳中于深20~25km处普遍存在一低速层，平均厚度为6±2km，层速度为5.7±0.1km/s。而下地壳与壳、幔边界处则为“刚性”接触。

2.1.3 青藏高原南部近东西向地壳与上地幔的分层速度结构

(1) 一维速度结构。由普莫雍错向西经定结到佩枯错一线地壳一维速度结构(图 5) 表明：地壳中存在两个低速层，一个埋深为20km左右，厚约5~6km，层速度为5.6~5.7km/s，且向西在佩枯错附近尖灭。另外依据下地壳速度结构特征推断；地壳底部可能存在一低速层，其埋深为65km左右，层速度为6.1km/s。整个地壳厚度平均为73~77km, 平均厚度为75km (Teng and Xiong, 1985), 其P波速度为6.2~6.3km/s。

(2) 二维速度结构。为了进一步确定藏南地区地壳速度结构的分层特征，又同时利用P波和S波震相进行了二维速度结构的反演(图 6)(张中杰等，2002), 取得了精细速度结构。沿该剖面Moho界面埋深为71km (西段)、76km (中段)、74km (东段)，地壳中20~30km深处存在一低速层，厚度变化强烈，即6~10km。层速度(Vp) 为5.7~5.9km/s和(Vs) 为3.4~3.5km/s，泊松比为0.21~0.24。

沿该剖面地壳为高、低速相间的成层速度结构，地壳厚度平均为74km。Moho界面呈现出为一厚度约12km的壳、幔过渡带。

依据一维和二维速度结构反演, 求得青藏高原南部地区地壳中普遍存在着一低速层，平均深度为20km，厚度为5km左右，层速度为5.7±0.1km/s。

2.2 青藏高原腹地中部南北向地震剖面辖区的地壳和上地幔速度结构

(1) 一维速度结构。青藏高原中部(即90°E±2.00°E地域) 沿亚东-拉萨-纳木错地带的深部地震探测。这是首次在青藏高原进行地壳与上地幔结构深部地震探测研究的第一条剖面(Teng，1981; Teng et al., 1981)；且为利用普莫错、羊卓雍错和纳木错进行大间距的水下巨型爆炸激发地震波场，观测点距亦较大(平均台站间距为20±10km不等), 故只能得到一个壳、幔结构的基本轮廓，当初的目的主要是为了取得高原地域的Moho界面埋深和查明雅鲁藏布江两侧地带的壳、幔结构变异和印度洋板块与欧亚板块碰撞和挤压的界带的初步认识。反演结果表明：该区以雅鲁藏布江为界，分为两北两部，地壳厚度为南、北两端薄、中间厚，即由南向北为56km~75km~65km, 呈不对称状展布。上地幔顶部盖层P波速度为8.1±0.5km/s，且由南和由北向雅鲁藏布江地带呈双相挤压与下倾(图 7)。十分重要的发现是，巨厚的整个地壳结构并非前人所推断的两个地壳的叠加，证实了雅鲁藏布江深部为一条较为陡立的深、大断裂带，地壳中存在一低速层，其深度为20±5km，层厚度为7~10km，层速度为5.64km/s。这一低速层仅存在于雅鲁藏布江北侧普莫错与羊卓雍错的局部地带。

(2) 二维速度结构。沿亚东-羊卓雍错-纳木错地带壳、幔速度结构剖面呈现出，由南向北地壳厚度在60~72km之间变化。地壳中存在一低速层，层速度为5.7km/s，厚约6~8km (尹周勋等，1990)。由康马向北直抵纳木错，剖面的中部地带，即在深度为50km左右处存在一很薄的厚度仅2~3km左右，速度为6.1km/s的低速层。沿剖面地壳由南向北增厚，地壳厚度在62~75km之间变化，变化幅度达10~15km (图 7)。雅鲁藏布江为一条深大裂带，向下一直伸抵上地幔顶部，亦为强烈地震的活动地带，且水热活动十分强烈，羊卓雍错、普英错和羊八井地区均为高热流值区。

(3) 青藏高原扇形剖面观测与Moho界面起伏。依据1981~1982年间中法合作，且在亚东-当雄以西约130km处的新吉-塔马-孜松地带布设了一条扇形剖面(Hirn et al., 1984)，给出了沿扇形剖面地带的Moho界面起伏轮廓(图 8) 和地壳低速层的分布。显见，自高喜马拉雅向北穿越印度洋板块与欧亚板块的陆-陆碰撞-挤压过渡带，雅鲁藏布江、拉萨块体、纳木错-申扎蛇绿岩带和怒江蛇绿岩带乃是几个大型的板块缝合带和构造界带。该扇形剖面辖区地壳厚度在50~75km之间变化，地壳中平均速度为6.2km/s，在地壳中20±5km处存在一低速层，层速度为5.6~5.7km/s。很重要的是Moho界带不仅起伏变化强烈，而且被一系列的、不同幅度的断层所切割，形成了一个犬牙交错的界带，界面速度高达8.1±0.5km/s，故表明下地壳介质并非粘滞性物质组成，而且壳、幔边界，即Moho界面深度分布极不均匀，不仅被一系列断裂所切割，并由喜马拉雅地体、拉萨地体、羌塘地体、巴颜喀拉地体和昆仑地体组成，且起伏变化强烈，故不可能构成一个滑移面，而且应是一个阻止其滑动的结构面。

(4) 沱沱河-楚玛尔-格尔木剖面。该剖面位于青藏高原以北直抵柴达木盆地的格尔木(卢德源和王香泾，1990)。沿该剖面地带地壳为成层结构，地壳厚约60±5km、起伏变化平缓(图 9)，地壳平均速度为6.1~6.3km/s。在地壳中深度20km附近存在一低速层(图 9a, b)，层速度为5.7~5.8km/s，厚约3~5km，上地幔顶部盖层中地震P波速度呈梯度变化，其层速度为8.1km/s。这里很重要的是Moho界带呈薄层束状，地震P波速度为由6.7km/s到8.0km/s之间变化的梯度层，其厚度为8~10km。

在图 9中各层介质的Q值与速度变化呈正相关。由青藏高原东部的地壳结构和地壳低速层分布可见，这里存在一低速层，平均深度为20km，层厚度为5±2km，层速度为5.7km/s。

2.3 青藏高原腹地西部南北向地震剖面辖区的地壳和上地幔速度结构

青藏高原西部，有两条地震探测剖面，但实际上为一条剖面，因为它们基本上可以相衔接(郑度和姚檀栋，2004；潘裕生和孔祥儒，1998)。

(1) 高原西部樟木-萨噶-措勤剖面。地壳为成层速度结构，在佩枯错-萨噶-打加错地带地壳中各层起伏均变化强烈，打加错向北变化逐平缓。在这一地带，即樟木-佩枯错-打加错地带地壳中存在一低速层，深度为22km，厚约5~6km, 层速度为5.7~5.8km/s，但却在打加错以北地带尖灭。这里恰为下地壳与上地幔盖层的突变地带，即为上地幔顶部的上隆地带，低速层到上地幔盖层为由6.5km/s、6.7km/s、6.9km/s三层速度结构随深度增加的固态物质组成，地壳厚度为70~78km (图 10)(郑度和姚檀栋，2004)，平均速度为6.25~6.3km/s。Moho界面由南向北加深，在雅鲁藏布江下面错动不甚显著。

(2) 措勤-改则-三个湖剖面。由该剖面可见(潘裕生和孔祥儒，1998) 沉积建造起伏变化强烈，改则深部已出现近于垂直分布的超基性岩体，在深度为20km深处存在一低速层，厚度为5~8km，层速度为5.8~5.9km/s。在深度为40km左右的局部地带，如洞错下面存在一长达数十千米的透镜状低速块体，速度为6.2~6.4km/s。中、下地壳为由地震波速度6.5km/s、6.8km/s的固态介质组成，上地幔顶部盖层速度为8.1km/s。整体地壳厚度由南向北在75~65km内变化(图 11)。洞错和改则地带为地壳结构的变异地带，上地幔顶部上隆，且在改则两侧存在速度结构的局部变化。这里恰为斑公错-怒江两大块体的缝合带位置，其两侧Moho界面深度存在明显差异，变化幅度可达6~8km。

2.4 青藏高原西部地区的地壳低速层

基于以上对青藏高原北部、南部、东部和西部数条人工源地震深部探测剖面所给出的地壳结构和壳内低速层分布表明：在青藏高原西部地带地壳中亦存在一低速层，深度为20km, 层厚度为6km，层速度为5.7±0.1km/s，仅在洞错深35~40km处还存在一局部透镜状低速体。可见，上地壳中低速层在青藏高原腹地和四周乃普遍存在。该低速层的埋深平均为20±5km，厚度为5±2km，层速度为5.8±0.1km/s。它与高原腹地块体之间的碰撞与运移密切相关，亦与大地电磁测深所得电性结构在高原地区的分布基本一致，且该低速层与上复地层、即与上地壳解耦，并构成了高原地带深部物质运移的一个上滑移层面。

2.5 青藏高原东北缘地带的地壳与上地幔的速度结构

青藏高原东北缘由于受到高原腹地深部物质运移的制约，特别是东构造结的向北插入，使得这一地带的壳、幔速度结构和构造十分复杂，并有其特异的深层动力过程。现通过奔子栏-道孚-唐克剖面(图 12)(Wang et al., 2007)；马尔康-若尔盖-合作-武威剖面(图 13)(张先康等，2008)，达日-夏河-海源-靖边剖面(图 14)(李松林等，2002) 来进行讨论。

(1) 奔子栏-道孚-唐克剖面

剖面辖区的壳、幔速度结构。该剖面走向为NNE, 由南向北穿过邓柯-乡城断裂，甘孜-理塘断裂，鲜水河断裂和龙日坝断裂，跨越松潘-甘孜造山带和川西高原。沿该剖面地壳与上地幔速度结构的总体特征是(图 12)：地壳平均速度偏低，即为在6.25~6.35km/s之间变化；沿剖面地壳由南向北减薄(南段由62km减小到北段的52km)，沿剖面地壳厚度的变化主要体现在下地壳的厚度变化上；上地壳内存在低速层，深度在10~25km范围内变化，速度为5.7~5.9km/s；下地壳中呈现出2~3组能量强的波组，但PmP震相能量普遍较弱，可能是由于上地幔热物质透过壳-幔边界所致，而上地幔盖层中的震波P波速度仅为7.6~7.8km/s便是证据。上地幔顶部的Pn速度偏低(仅为7.6~7.8km/s)。则可能是由于青藏高原在隆升过程中，深部物质重新分异、调整，不仅导致了高原深部物质的向东运移，而且造成了该区构造活动和地壳与上地幔盖层物质经受了强烈的变形所致。

根据二维地壳速度结构的主要参数，沿剖面大体上可分为4段(Wang et al., 2007)：甘孜-理塘断裂以南、甘孜-理塘断裂至鲜水河断裂、鲜水河断裂至龙日坝断裂和龙日坝断裂以北。显见，各部分的地壳结构在地壳厚度与平均速度等方面都有差异。甘孜-理塘断裂和邓柯-乡城断裂分别呈现出向下延伸至上地壳低速层、呈向西(或西南) 倾斜的铲形断裂。显见尽管地壳中的低速层沿剖面在深度上有变化，但它却是地壳中普遍存在的一个特异层序。在历史上鲜水河断裂处曾发生一系列强烈地震(1967年朱倭6.8级地震；1973年炉霍7.9级地震；1981年道孚6.9级地震)，震源深度均集中在8~12km范围内, 即均发生在地壳低速层以上的浅部地层介质中。

(2) 马尔康-若尔盖-合作-武威剖面

沿该剖面的二维速度结构(图 13)(张先康等，2008) 表明：以阿尼玛卿缝合带(300~340km桩号) 为界，南北两侧地壳结构存在明显差别。剖面南部地壳构造复杂，下地壳呈高、低速互层结构，中、下地壳中有较大规模的低速度层。剖面北段，壳内低速结构规模与幅度都明显小于南部松潘-甘孜地块。在民和附近(450~500km桩号) 上地壳顶部存在中新生代盆地构造，Moho界面略有上隆。沿该剖面Moho界面反射为一组能量强的波组, 地壳厚度为50±2km，横向变化不大。在祁连造山带南缘日月山-拉脊山断裂带附近(500桩号两侧)，Moho界面略有上隆、深约48km。在阿尼玛卿缝合带处Moho界面略有加深、约51km，地壳内部结构复杂。上地幔顶部在该局部区域速度偏低(约7.80km/s)、速度梯度增大。松潘地块内地壳厚度约为50km (200桩号两侧地带)。

西秦岭造山带南侧的阿尼玛卿缝合带内15~20km深处呈现出低速层，层速度为5.7~5.8km/s、厚度可达5~8km，而在深度20~35km范围内存在贯穿中、下地壳的局部低速物质，层速度为5.8~6.0km/s, 呈不规则几何形低速结构体，相同深度层位的速度低于两侧约0.2~0.3km/s，在南侧与松潘-甘孜微块体接触带附近速度差异更加明显。壳内界面埋深与两侧相似，起伏变化不大，反映出其区域构造活动主要以走滑、水平错断为主的构造格局。

剖面南端邛崃山北侧边缘、阿坝弧形断裂带以南(160~200桩号) 壳内15~20km深处存在一低速层，层速度为5.9~6.0km/s, 而在20~35km深度之间亦存在一局部的低速物质，层速度为5.7~6.0km/s, 但形体不规则，且壳内界面呈强烈绕曲变形。

(3) 达日-夏河-海源-靖边剖面

沿该剖面的壳、幔速度结构横向变化强烈，地壳厚度由西南部的达日向北东方向延展逐减薄(由60km到45km)，即主要是由于下地壳从西南向东北减薄(图 14)(李松林等，2002)。Moho界面为一组强振幅的波组，上地幔顶部盖层速度为8.0±0.5km/s。沿该剖面速度结构可分为三个区块，达日-夏河地段壳内分层速度结构异常复杂；而与其东北部、即夏河-兰州地带差异较大；兰州-海源-定边地带则又不同于前二者。沿该剖面地壳低速层埋深为15~20km不等，且非呈连续展布，而在巴颜喀拉块体与秦岭块体地带下面的会宁、海源和定边地带深部存在明显的低速层，层速度为6.0~6.1km/s，厚约6~10km, 而下地壳速度为6.4~6.5km/s的地层在海源附近尖灭。

(4) 对青藏高原东北部壳、幔结构特征的认识

基于青藏高原东北部的三条地震探测剖面反演求得的分层速度结构特征(张先康等，2008；嘉世旭和张先康，2008)，可以得到这样的认识，即地壳结构十分复杂。在巴颜喀拉块体、阿尼玛卿缝合带与秦岭造山带的耦合部位和海源强烈地震区内壳、幔结构十分复杂，地壳中普遍存在着低速层，层速度为5.8±0.1km/s，层厚度为7±2km，但厚薄和沿剖面起伏变化较大，呈现出青藏高原东北部异常的构造活动和深部物质与能量的强烈交换。

3 上地幔结构与软流层

在这一章节里将主要讨论青藏高原及相邻地域上地幔软流层的分布特征。

3.1 地震面波、体波和大地电磁测深所得上地幔结构和软流圈分布

青藏高原上地幔软流圈主要是通过地震面波频散，3维地震层析成像和大地电磁测深的研究所得，即通过天然地震观测和大地电磁测深资料反演求得其深度分布与起伏。应当说对上地幔软流圈的研究程度在总体上要比对该区的壳、幔边界、即Moho界面的研究要低得多。

(1) 中法合作期间在青藏高原羌塘块体的斑戈、嘉黎、洛扎和拉孜曾布设四个长周期地震台进行观测，这4个台站记录了来自圣萨尔瓦多、本州和库页岛地区的远震地震面波资料。经过反演计算求得了该区的相速度与全路径的地壳与上地幔的速度结构和Q值(孙克忠和滕吉文，1985a；Chen et al., 1993) 分布，上地壳底部的低速层在图 15a中有反映，但不显著，在下地壳中存在低速层，深度为40~50km, S波速度为3.41km/s，上地幔介质中的速度由深度100~170km处速度最小，即S波速度由4.92km/s减小到4.37km/s，深度170km以后又复增高。这表明在深度100km以后已进入到上地幔软流圈。

(2) 基于人工源深部地震探测所得青藏高原地壳与上地幔的速度结构(低速层) 和电性结构(低阻层)，并考虑到局部地带中、下地壳的低速层，提出了一个平均模型(图 15b) 上。该模型给出：高原地区地壳巨厚(70±5km)，但岩石圈却相对较薄，上地幔低速层顶部埋深为100±10km (图 15)(滕吉文等, 1994, 2008；孙克忠和滕吉文，1985b；Chen et al., 1993)，且在纵向和横向都是极不均匀的。

3.2 地震S波分格反演与上地幔软流层

(1) 青藏高原S波与地壳、上地幔结构不论在纵向和横向分布都是不均匀的，即具有明显的分层和分区特点(滕吉文，2003；庄真等，1992；吴庆举和曾融生，1998；Tian et al., 2005a, b)。由各分格反演求得的速度柱状图表明：各分格之间的结构不仅变化强烈，而且在高原的西端、东部和滇西地带地壳中均存在低速层，而在中西部和东北端却不清晰(图 16)(庄真等，1992)。上地幔软流圈埋深为120km左右，且普遍存在，但厚度不一，S波速度为4.5±0.1km/s。

(2) 基于速度结构的分区性，即高原西端、中西部、东部、东北端，以及滇西北和恒河平原地带(图 17) (庄真等，1992)，在地壳20~30km深处均存在一地壳低速层，S波速度为3.4km/s。整个高原地区的地壳平均厚度为70km左右，即Moho界面埋深为65±5km，上地幔盖层厚度为40±10km，盖层S波的平均速度为4.5±0.1km/s，上地幔软流圈埋深为110±10km, 层速度为4.5±0.1km/s。

3.3 青藏高原天然地震接收函数与壳、幔结构

(1) 利用宽频带地震记录波形反演

由接收函数反演求得高原地区的壳、幔结构表明，高原地区地壳结构横向变化明显，Moho界面起伏较大(吴庆举和曾融生，1998), 特别是班戈-怒江缝合带附近Moho界面出现明显断错达20km，并与人工源地震深部探测所得结果一致(图 18)，这里恰为班戈-怒江缝合带地域，且在哈里克套-博格达断层与噶尔-措勤断层辖区地壳明显上隆；地壳内部分布有若干明显的速度界面, 在20±5km深处存在一地壳低速层，如日喀则、拉萨、安多、温泉、二道沟、不冻泉、格尔木、玉树、玛沁等地，而仅在局部地区，如不冻泉、日喀则和桑雄下面深50~60km处尚存在局部的低速层，厚约10km；在深度90±10km的附近却速度有下降趋势，即可能已进入上地幔软流圈(图 19)。

(2) 利用INDEPTH-Ⅲ台阵记录的远震转换波和多次波联合反演成像

利用INDEPTH-Ⅲ台阵观测远震波形接收函数成像反演(Tian et al., 2005a, b)。由图 20可见，沿剖面Moho界带起伏变化明显，在班公-怒江缝合带处Moho界带强烈错动，地壳中平均速度为6.25km/s, 深度为70±5km; 在地壳内部，即深度20±5km/s处存在一低速层，但在班公-怒江缝合带处低速层亦被错断；Moho界面以下自90km深处向下抵150km深处为上地幔软流圈(UL)，即表明沿该剖面地幔盖层厚度为30±5km。在250km附近的界面可能为地壳多次波(MR) 或为220km间断面上的转换波震相：FD为410km间断面(图 20)。

3.4 青藏高原地壳与上地幔介质的Q结构

Q值的大小和变化反映出地壳与上地幔介质对地震波能量的吸收效能。通常低Q值区表明介质对地震波能量的吸收性强、反之则弱，它们往往与低速层和低阻层有着物理属性上的相关性。

(1) 四个长周期地震台记录与Q结构

在青藏高原布设的斑戈、嘉黎、怒江和拉萨四个长周期地震台记录的来自萨尔瓦多、本洲和库仑岛地区的地震面波资料反演求得了台站下方介质的壳、幔Q值结构(滕吉文等, 1994, 1998)。在周期为30~120s范围内Qr=10，即偏低，这可能与两陆-陆板块碰撞时深部物质上涌和地壳内部存在低速层关切(图 21a)。下地壳中Q值高恰表明其介质对地震波能量吸收少，因为下地壳介质是固态的，且刚性较强。

(2) 由地震面波给出的Q结构

在地壳中深度为13~33km地段为低Q值区，Qβ=65~130, 由深度55km向下Q值逐降低(Qβ=18~110)。前者这一强衰减层与地热研究结果一致。通过Q值与地震S波速度的对比表明(图 21)，地壳低速层与之相对应(冯锐和周海南，1985)。

(3) 利用宽频带数字地震记录揭示的地壳与上地幔的Q结构(图 21b)(吴建平和曾融生，1996)。显见Q值在20~35km深度处变小，在35km深度以下又增大，并在60km深度以下又复逐减小，而在90km深度附近Q值呈单调减小(图 21b)。这便表明，埋深20±5km和90±10km处Q值减小，即表征着地震波能量被吸收增强，故反映出它们应属于较软弱的物质，且与地壳和上地幔低速层的深度范围相一致。显见青藏高原在总体上是一个低Q值区。

3.5 青藏高原地震层析成像和3D壳、幔速度结构

通过非线性反演求得了青藏高原及相邻地域的地壳、岩石圈和软流层的厚度分布所得结果表明，地壳巨厚为60~80km, 岩石圈相对较薄，厚度为130~160km。由110km深度向下速度已逐降低，即表明已进入上地幔低速层，在羌塘盆地最浅，软流层深度可达110km左右，最低速度为4.25km/s, 其分布是不均匀的(Zhang et al., 2007)。

3.6 青藏高原上地幔低电阻率层

青藏高原地壳与上地幔的电性结构，特别是其分层和分区特征对理解深部介质属性十分重要，因为它可以做为速度结构的一个补充或佐证。但由于其多解性强，往往只能起到一个辅助作用(李立和金国元，1988；Ma et al., 2001；孔祥儒等，1996；Wei et al., 2001)。

(1) 吉隆-改则-三个湖剖面。沿该剖面自南向北地壳高导层(低阻层) 分布很不均匀，而在整体上，即10~30km深度处存在着一个纵向分布呈不均匀变化的低阻层，电阻率＜10Ω·m。在约90~100km以下深处为上地幔低阻层，即已进入软流圈。这两个低阻层基本上与地壳中的低速层和上地幔结构中的软流圈相对应(图 22)。

(2) 亚东-格尔木地带地壳与上地幔的电性结构。由亚东-格尔木全长1000km的电性结构剖面可见(图 23)，在纵向上存在分层、在横向上存在着分区特征(李立和金国元，1988；Ma et al., 2001；孔祥儒等，1996；Wei et al., 2001)。地壳低阻层埋深平均为20km左右，而在那曲-拉萨-江孜地段(点号16~25)，即雅鲁藏布江两侧于45±5km深处还存在一个局部的低速层。这表明，它很可能与印度板块与欧亚板块碰撞、挤压而导致深部局部地带物质重新分异、调整和物质运移所致，这更可能是与剪切生热导致了局部熔融和以雅江为通道深部热物质上涌关切，而羊卓雍错和普莫错又均为大地热流的高值区(146±20和91±5H.F.U)(魏斯禹等，1985；沈显杰等，1985；Shen，1996), 故造成了电阻率的局部降低。这里地幔低阻层埋深为110±10km (图 23)。

(3) 雅鲁藏布江地带的壳、幔电性结构。在雅鲁藏布江地域布设了三条近南北向的剖面，并进行宽频带观测(Wei，2001)。这三条剖面长度各为240km左右，通过2维反演求得了剖面辖区的电性结构(图 24)，吉隆-措勤剖面位于高原的西部，在浅层高阻层下面为低阻层；南部最浅为20km，雅鲁藏布江下面最深可达30km；亚东-雪古拉剖面位于高原中部，低阻体并不连续，其顶部埋深为15~20km，在雅鲁藏布江下面可伸达40km；错那-墨竹工卡剖面地壳低阻体顶部埋深为20km左右，在雅鲁藏布江下面亦可伸抵40km左右。

(4) 噶尔-甜水海-麻扎-叶城地壳与上地幔电性结构。沿该剖面于20~40km深度之间存在低阻层，而在150±10km处为上地幔低阻层，即软流圈顶部。

由以上地震面波频散、3D地震层析成像和电性结构结果特征可见，地壳低速和低阻层顶部埋深为20±5km, 电阻率为10~100Ω·m, 而在雅鲁藏布江下面可伸抵40±5km处，上地幔软流层顶部低速层和低阻层顶部埋深为110±10km。这便表明，由天然地震和大地电磁测深反演所得地壳低速层和上地幔软流层顶部的埋藏深度基本上是一致的。

以上分析表明，在青藏高原地域地壳中普遍存在一高导层，其埋深在15~25km范围内变化，电阻率为10~100Ω·m；上地幔软流圈顶部埋深平均为120±10km。

4 青藏高原地壳、上地幔结构与深部物质流展的速度模型

基于以上给出的青藏高原不同地区的地壳和上地幔的分层速度结构和电性结构，可以得到一些规律性的认识，并建立起一个平均的壳、幔速度结构模型。

4.1 地壳的分层速度结构

在天然地震的观测中，不论是地震面波频散与相速度、群速度，地震体波与接收函数，还是地震层析成像所得结果与人工源地震深部探测刻划的精细结构相比，Moho界面埋深的差值为5~10km不等，上地幔低速层的差值可达10~20km。这种差异主要是来自方法本身的约束、资料的精度、各自的分辩率、时间服务的数量级差异、震相识别和波场频率响应、地震波动射线路径所经介质和构造属性差异等集成因素的影响所致。为此在提取青藏高原的壳、幔介质平均模型时，对人工源地震所得精细速度结构结果给予了更大的权重，而以天然地震和大地电磁测深所得结果为辅以约束平均模型的建立。

近40年来在青藏高原腹地已取得了大量的地壳和上地幔分层速度、密度和电性结构的结果，尽管在高原的北部、南部、东部、西部和中部有着一定的异同，但在总体上却存在着一些基本的共同规律。

(1) 地壳速度分层与结构的分布特征

该区地壳不仅呈现出分层的速度结构，且地壳巨厚(特别是高原腹地中部)。高原北缘、南缘、东缘和西缘则相对较薄，即分别为60±5km，而腹地厚度可达75±5km。地壳中的平均速度为6.1~6.2km/s，呈现出中央厚，边缘相对减薄，即呈不对称状展布。上地幔盖层厚度为30±10km, 速度为8.1±0.5km/s。雅鲁藏布江南、北两侧差异显著；它是一条纵向延伸深、规模大的深大断裂带，亦为南部重力均衡异常区趋于均衡的北界，即已为趋于重力均衡地带，雅鲁藏布江地带重力场均衡异常趋近于零。

(2) 地壳中存在一低速层，在高原北部柴达木盆地较深可达20km以上，而其北缘的深度为25±5km，南部为20±5km, 东部为15±5km，西部为15±5km。该低速层的厚度为7±2km，速度为5.8±0.1km/s。它在高原地区基本上普遍存在，且在水平方向变化平缓，故为高原地壳中一个特殊的层序。在高原腹地中央地带、即雅鲁藏布江两侧和羌塘盆地地带的局部地区于40±5处有时亦呈现出一局部低速层(主为天然地震结果)，但非普遍存在。这是与两陆-陆板块碰撞过程中，物质重新分异、运移以致部分熔融相关，即很可能与雅鲁藏布江两侧高热流值区和羌塘盆地深部特异的低速结构关切。

(3) 高原地区南北向的大地电磁测深与电性结构。在地壳中深20±10km范围内亦存在一低阻层，它与地壳低速层基本一致。

(4) 地壳介质中的Q值亦呈分层变化，在20±5km深处存在一低Q值区，其厚度可达30km左右，而下地壳Q值较高则表明这里是固态物质组成。

4.2 上地幔结构与软流层分布

基于地震面波、体波和电磁感应场效应表明，高原地区的上地幔亦呈分层结构。

(1) 地震面波频散反演求得的相速度和群速度不仅反映出其分层速度结构和区域性差异，且地壳低速层分布亦不规律。地壳厚度与高原不同部位相比存在一定差异，在其南部的恒河平原为34km；在其东部川、滇地带为40~45km；而在高原腹地则为70±5km。地壳中S波的平均速度为3.6±0.1km/s。

(2) 由地壳向下穿越地幔盖层抵软流圈顶面的深度为110±10km处, 地幔盖层厚度为30±10km, 速度为4.5±0.1km/s，软流圈顶部介质的P波速度为7.4±0.05km/s，S波速度为4.5±0.5km/s。

(3) 电性结构表明，在110±10km处深度已为上地幔软流圈的顶面，电阻率＜50Ω·m。

(4) 在上地幔中的Q值亦呈分层分布，在90km深度以后开始下降，在100km深处已进入上地幔的低Q值区，这一深度区已应为上地幔软流圈。

4.3 青藏高原地壳与上地幔分层结构的基本模型

(1) 上地壳，厚约20±5km, P波速度为6.0km/s。

(2) 地壳低速层，厚约8±2km，P波速度为5.7±0.1km/s。

(3) 中、下地壳厚度为40±10km，P波速度为6.7±0.1km/s。

(4) 上地幔盖层厚度为30±10km，P波速度为8.1±0.05km/s。

(5) 上地幔软流圈顶部埋藏深度为110±10km，P波速度为7.4±0.1km/s。基于以上地壳与上地幔介质中的各项参数，可以建立一组平均的壳、幔结构分层(5层) 模型(图 25)。

5 青藏高原深部壳、幔物质的流展与动力学响应 5.1 青藏高原与周边地域的大陆动力学响应 5.1.1 印度洋板块与欧亚板块的碰撞和东、西构造结的形成

自冈瓦纳古陆解体以后，且分块向NNE方向漂移，约在55~60Ma时，首先在兴都库什两陆-陆板块相碰撞，且以兴都库什为轴心，整个印度次大陆块体呈逆时针旋转，并于约40Ma前后在印缅山区两陆-陆板块相碰撞(Klootwijk et al., 1994；Zhu and Teng, 1984；莫宣学，2009)。这时兴都库什与印缅山区之间尚为一片汪洋大海，直到最后于35 Ma前后两陆-陆板块才整体碰撞相连。近来有人提出印度与亚洲大陆开始碰撞的最晚时间可以以白垩纪与第三纪为界，即65Ma左右(莫宣学，2009；Ding，2003)。若按岩浆活动则可分为3个阶段，碰撞前新特提斯洋板块俯冲阶段(65Ma前)，即同碰撞阶段；65~40Ma (指大陆陆板块自始至终) 为大洋完全消失；40Ma前后至今为后碰撞阶段。但它们又与古地磁测量结果及中源地震的分布和活动相矛盾。若两陆-陆板块在中央部分首先碰撞，那么为什么在这一地带未见有强烈形变、中源地震和强烈地震发生呢？其中央的东、西两侧物质又是怎样的一幅运动图像，等等。为此，有关两陆-陆板块碰撞的时代、部位等尚有待其他有关定量资料和数据的累积和研究，但两陆-陆板块的碰撞则为东亚地域极为重要的地球动力学事件。这种效应不仅形成了喜马拉雅弧形山系，而且导致了喜马拉雅造山带东、西两个弧顶的形成，即东、西两个构造结点的形成。

5.1.2 东、西两构造结向北插入高原东、西两缘地带的动力学效应

两个结点好似两个“尖楔”在向北北东方向运移的进程中，向前顶进、并插入到青藏高原的东缘和西缘。这一动态环境不仅导致了东、西两构造结区及其周边地域的构造强烈活动和强烈地震频频以生，而且形成了一系列的NW向、NE向、乃致近EW向的大型走滑断裂系。

在两陆-陆板块碰撞、挤压与不断北进的动力驱使下，深部壳、幔物质当必重新分异、调整和运移。不仅导致了地壳的短缩增厚，深部热物质(包括岩浆) 沿一系列缝合带和大型断裂系通道上涌，而且导致了高原的整体隆升。

5.1.3 青藏高原的南、北“挤压”与东、西方向的引张

由青藏高原腹地和四周地壳与上地幔介质属性、结构特征和深部物质的运移清晰地表征出其在纵向和横向的不均匀性和分区、分带的复杂深、浅构造格局及其局部变异。由于同时受到来自南部和北部相向挤压力系的作用，故在深部物质重新分异、调整与运移作用下，地壳短缩量近达2000km左右。这时(55~25Ma) 高原内部则快速隆升，即崛起达6000m左右，同时快速扩展(23~13Ma)，此后青藏高原便进入了伸展时期(郑度和姚檀栋，2004)。在高原深、浅部介质与结构不均匀和各向异性作用下，促使一系列大型走滑断裂的形成和深部壳、幔物质以其为边界向东(主体)、西(部分) 方向流展(滕吉文，2006)，故又导致了浅部一系列张性断裂(特别是高原西部) 的形成。

这里我们仅回答了在印度洋板块和欧亚板块碰撞、挤压作用下高原深部物质的分异、调整和运动以及深部物质与能量的变换(滕吉文，2005)，但却没有给出深部那些层序在运动，下面就来讨论这一问题。

5.2 深部壳、幔物质流展的边界条件和模型

本文在引言中仅简单地阐述了中、外很多地球物理和地质构造学家们提出青藏高原存在通道流，即下地壳流的观点。尽管假定下地壳是粘弹性的，低Q值的，但在青藏高原地壳的底界反射波能量却强，属于高速和高Q值的物质，而且Moho界面被诸多深大断裂所切割，极为凸凹不平，同时整个地壳同步增厚，故难于得出上述认识。基于多年来在高原进行的高精度人工源深部地震探测和对地壳与上地幔结构的精细刻划以及地球物理场特征(天然地震观测和大地电磁测深等) 给出了高原地区壳、幔介质属性和分层结构的平均模型(图 25)。

5.2.1 地壳与上地幔物质的属性和“刚性”接触

(1) 下地壳流不具备必要而又充分的边界条件。由图 25可见，下地壳和地幔盖层均为地震波速度随深度增加而递增的高速固态物质、且Q值高，即下地壳固态物质和地幔盖层固态物质为“刚性”的，故这种边界限定了下地壳不可能任意流动。

(2) 青藏高原的Moho界面被一系列断裂所切割，而且分别组构了喜马拉雅地体、拉萨地体、羌塘地体、巴彦喀拉地体和昆仑地体，而每一地体其边界和内部不论在纵向和横向都是不均匀的，乃致各向异性的，而且在空间起伏变化强烈。它不仅不可能构成一个中地壳物质运动的滑脱面(图 8和图 18)，而且应是一个阻止其上部物质沿Moho界面运动的轨迹。

(3) 若下地壳要相对于上地壳和地幔盖层强行运动，则必须有足够大的力施加在下地壳介质上，而在其强迫运移的进程中则当必要产生一系列新的物理响应，如高强度的摩擦生热效应；沿上下地壳的界面和下地壳与地幔盖层之间的界面当必会有一系列的同源同深和一定强度的破裂效应及一系列小地震的发生。这种效应当必影响其上、下周边介质产生变形和地震波场及速度的变化。然而至今却未见这些必然现象的产生。

(4) 由于不具备下地壳能够运移的上、下边界条件，故下地壳不会运移。这种实例结果是任何在给定具有相当误差范围粘滞系数条件下的数学模拟和推断所不能解释的。

5.2.2 青藏高原深部壳、幔物质运移的边界条件和物理模型

显然，青藏高原深部下地壳物质流动，必须具有一定的物理-力学边界条件和可行的运移轨迹，否则不能构成该区壳、幔物质的有序流展。

以上有关地震波速度结构讨论中已阐明，在青藏高原上、中地壳间存在一低速层(深度为20±5km), 而上地幔软流圈埋深亦相对较浅(深度为110±10km)，并向高原边缘地域减薄、抬升。这却是构成高原内部壳、幔物质能以运移的唯一边界条件。

(1) 初始物理模型的建立。现设青藏高原岩石圈为由四层介质组成，即上地壳、中地壳、下地壳与上地幔盖层(图 26a)，其下面为软流圈。为了便于讨论和明晰起见，将该三维模型抽象为二维模型(图 26b)。在该模型中介质的速度、电阻率和密度分别为：V₁, ρ₁, σ₁; V₂, ρ₂, σ₂; V₃, ρ₃, σ₃, V₄, ρ₄, σ₄, 且V₁＜V₂＜V₃＜V₄, ρ₁＜ρ₂＜ρ₃＜ρ₄, σ₁＜σ₂＜σ₃＜σ₄。

由图 26可见：若下地壳物质要运移(介质Ⅲ)，则必须施加一个力F1，以推动板Ⅲ运动(图 26b)。这时在板Ⅱ与Ⅲ的边界上将会产生很强的磨擦力f_{Ⅱ, Ⅲ}, 在Ⅲ，Ⅳ边界上亦将会产生很强的磨擦力f_Ⅲ，Ⅳ，且f_{Ⅱ, Ⅲ}＜f_{Ⅲ, Ⅳ}, 故要使板Ⅲ运动，则必须克服f_{Ⅱ, Ⅲ}和f_{Ⅲ, Ⅳ}的强大阻力，否则难以运动，除非F1有足够的强大。与此同时沿上、下地壳界面和下地壳与地幔盖层之间当必要在上、下地壳界面和下地壳与地幔盖层之间产生强烈的破裂反应，并发生一系列同源、同深和近于等强度的小地震事件、热效应与熔融，并导致界面附近介质的强烈变形。

(2) 上边界加一软弱薄层与深部物质运移效应

①若在板Ⅳ, Ⅲ之间加上一个软弱薄层(低速、低电阻率和低密度层)，这时再施加一力F2(F2＜F1)(图 27a), 则在板Ⅱ, Ⅲ边界上将会产生擵擦力f_{Ⅱ, Ⅲ}^′, 且f_{Ⅱ, Ⅲ}^′＜f_{Ⅱ, Ⅲ}, 而在板Ⅲ, Ⅳ边界上产生的擵擦力仍会很大，即为f_Ⅲ，Ⅳ^′, 这一f_Ⅲ，Ⅳ^′＞f_{Ⅱ, Ⅲ}^′。

②若在板Ⅲ, Ⅳ之间也加一软弱薄层(低速，低电阻率和低密度层)，再施加一力F3(F3＜F2＜F1)(图 27b), 则在板Ⅱ, Ⅲ边界上产生的擵擦力为f_{Ⅱ, Ⅲ}^″, 而这一f_{Ⅱ, Ⅲ}^″＜f_Ⅲ，Ⅳ^′＜f_{Ⅱ, Ⅲ}。在板Ⅲ, Ⅳ边界上所产生一擵擦力f_Ⅲ，Ⅳ^″, 且f_Ⅲ，Ⅳ^″＜f_Ⅲ，Ⅳ^′＜f_{Ⅲ, Ⅳ}。

这时不仅板Ⅲ可以较易运移，而且在上、下边界上不会产生强烈的破裂、变形和热事件。这就是说，板Ⅲ的运移必须具有必要和充分的边界条件，且这种边界条件的设定必须满足于具体地区的实际观测结果和其在运动中所导致的物理效应。显然任何在相当误差条件下的估计，推断和他人或它区结果的借鉴都是无济于事的。

(3) 下地壳+上地幔盖层同步运移

基于以上对模型和力系作用的分析，具体到青藏高原则应得到这样的基本认识。

由于在上、下地壳之间和其与上地幔之间有一软弱层，即低速、低电阻率和低密度层，故以上、下地壳之间埋深的20±5km的低速、低阻及低密度薄层构成了上滑移面，以下地壳和上地幔盖层下面的上地幔软流圈顶面为下滑移面，则青藏高原在印度洋板块与欧亚板块碰撞挤压力系作用下，下地壳+上地幔盖层物质则会同步运动(图 28)。青藏高原的岩石圈结构，在这样的壳、幔分层速度结构为边界条件下，在两陆-陆板块长期碰撞-挤压作用下，且高原下地壳与上地幔盖层在其北部和东部均被周边高速、高电阻率和高密度物质所圈闭，阻隔它们“溢出”，故使地壳短缩增厚。待高原在垂直方向增厚达一定高度后，壳、幔物质则必会向东西方向上伸展，即在张应力作用下“突破重围”，且沿大型走滑断裂系所围通道进行侧向运移。

(4) 上、下滑移面的属性

在青藏高原的地壳中，普遍存在一低速层，它与上地壳为软-硬衔接，故可解耦，即提供了一个物质可以移动的自由边界。下滑移面即为软流圈的顶部，而在板块构造中一个十分核心的问题就是岩石圈板块漂曳在软流圈上运动。因此在印度洋板块与欧亚板块碰撞、挤压作用下，岩石圈在地壳低速层与上地壳解耦条件下，则下地壳+上地幔盖层的高速物质便会沿岩石圈底部、即软流圈顶部运动。

然而必须指出的是，并非在任何地域都会产生这样的物质运移，因为它必须满足于必要条件，壳、幔介质中存在可供高速物质运动的边界条件，即软弱层；充分条件，被移动的介质必须在足够强的力系作用下，并沿一定的轨迹运动。

以上分析表明，青藏高原地域深部具备了壳、幔物质运移或流展的必要和充分边界条件，故在两陆-陆板块强烈碰撞、挤压力系作用下深部“下地壳+上地幔盖层高速物质”才能以上地壳中的低速层(低阻层) 底界为上滑移面，以上地幔的软流圈顶面为下滑移面同步运移。因为青藏高原岩石圈底界只能是上地幔低速层的顶部, 而且这亦与岩石圈漂曳在其上运动的边界层相一致。

6 结论

由于印度洋板块与欧亚板块的碰撞、挤压与强烈变形，故导致青藏高原地壳和上地幔的速度结构，密度结构和电性结构是十分复杂的，不仅是不均匀的，各向异性的，而且其变形亦是非线性的，而物质的运移则必须满足于逼近的必要和充分条件，只有这样才能给出壳、幔物质运动的基本模型。

(1) 青藏高原地域地壳巨厚，岩石圏相对较薄，地壳为成层、块结构，高原腹地最深可达75±5km，而周边地带则相对要薄，即为60±5km，这边形成了一个中央厚、周边薄，准对称的凹形壳、幔结构格局。

(2) 上地壳底部存在一低速层(低阻层)，其埋藏深度为20±5km。它与上地壳固态物质解耦而构成壳、幔物质运移的上滑移面。

(3) 下地壳与上地幔盖层物质亦为“刚性”接触，即两坚硬的固态物质相衔接，Q值亦高，且Moho界面被诸多深大断裂所切割、形成了一个犬牙交错的不规则阶面(带)，再加上壳、幔的凹形展布，不具备可运动的边界条件，故难以运动。

(4) 下地壳与上地幔盖层物质只能以上地幔软流层顶部为下滑移面，才有可能在力系作用下促使其运动。

(5) 下地壳+上地幔盖层物质在这上、下两个滑移面之间，并在驱动力系作用下同步运动。

(6) 印度洋板块向北运移，并与欧亚板块碰撞、挤压，迫使高原南北整体“受力”和东西向拉伸，故构成了驱使下地壳+上地幔盖层物质同步运动的力源。

(7) 若不具备上述必要和充分条件，即初始与边界条件是不会产生深部物质运移的。因此深部壳、幔物质运动不可能是普遍存在，只能是局部的和在特异环境下才能实现。