大陆动力学的研究问题，主要包括现今大陆地壳上地幔的组成和结构，大陆地壳上地幔各圈层的属性和相态，地球上部各圈层的能量和物质流动信息的提取和分析等。在上述研究的基础上，可以进一步研究大陆地壳上地幔地质作用的过程和机制(杨文采，2014a)。青藏高原是地球的奇观，它是新生代以来地球上部各圈层的能量和物质流动的集结之地，它的形成和演化是现今地球科学研究的焦点。40年来，许多科学家对青藏高原的地质和岩石圈进行了大量研究(Harrison et al.，1992;Avouac et al.，1993;Brown et al.，1997;Jolivet et al.，2001; 滕吉文等，2004;肖序常等，2007;许志琴等，2011，丁林等，2013; 杨文采等，2014b，2015，2017)，在地表完成了全区精细的地质填图，基本上查明了青藏高原的隆升过程、地壳厚度变化和岩石圈热结构。但是，青藏高原为什么会隆升?物质如何运动形成了地壳巨厚的青藏高原?这些核心问题还没有得到解决。主要原因是缺乏青藏高原地壳三维成像的数据，不能把地表地质丰富的资料和岩石圈内部局部的物质运动信息联系起来，从而得到青藏高原整体的形成演化模型。而缺乏青藏高原地壳三维地震波速度成像数据的原因在于，青藏高原有广大的无人区，国家地震台站十分稀少，而地方地震台站的数据又没有统一整理公布。2014年以来，笔者等对青藏高原地壳的密度扰动进行了三维成像，同时开始收集地方地震台的观测数据，准备利用地方地震台站的数据开展青藏高原地壳地震波速度的三维层析成像。经过3年的收集和数据处理，得到了过青藏高原的几十万条走时数据，开始了青藏高原地壳地震波速度的三维层析成像研究，并先后在北京和美国进行了三维层析成像计算，取得了一致的结果。本文报道青藏高原地壳地震P波速度的三维层析成像研究的初步结果。
1 青藏地区的地震体波层析成像研究
由于中国数字地震台网和全球数字地震台网发布了ISC报告，地震数据可以从互联网取得，在21世纪体波地震层析成像的研究已经成为区域地壳上地幔探测的重要方法。青藏地区的地震体波层析成像研究已经取得了成果，得到了地幔地震波速度扰动的三维图像 (Xu Yi et al.2002;苏伟等，2002;Chang Li et al.2006;王椿镛等，2008;胥颐等，2014)。不过，青藏高原有广大的无人区，国家地震台站十分稀少，取得的数据十分有限。因此，在2014年以前，还不能对深度70 km内的地壳精细分层的三维地震层析图像。2015年在美国的鲍学伟等(Xue wei et al.，2015;Min et al.，2015)利用超级计算，进行了青藏高原地壳S波速度扰动的三维成像，取得了进展。但是，地壳P波速度扰动的精细三维成像，还有待深入研究。
为保证足够多射线穿过青藏高原及周边盆地，必须扩大实际研究区域。在青藏高原地壳体波地震层析成像的研究区(75°E～110°E，20°N ～55°N)，除了中国地震局数字地震台网的数据外，中国还有许多地方地震台网。笔者等从2014年开始收集地方地震台的观测数据，准备同时利用地方地震台站的数据开展青藏高原地壳地震体波速度的三维层析成像。在新疆、甘肃、四川、西藏和青海等地方地震局和中国地震局地球物理研究所的协作和帮助下，经过3年的数据收集和处理，得到了过青藏高原同台同源的P波和S波的26万条走时数据，然后开始了青藏高原地壳地震波速度的三维层析成像研究。研究的初步目标是得到分辨率达到1°×1°×20 km的地壳纵、横波三维速度结构，同时计算该地区的泊松比空间分布，揭示青藏高原地壳内部地壳波速结构特征，指导青藏高原大陆碰撞和陆—陆俯冲的动力学研究。
因为本项目的研究目的是青藏高原的地壳结构，需要尽量多近震产生的地壳震相，因此需要尽可能丰富且准确的省级台站记录的地方震。为了取得了2009～2016年间的地震初至到时，我们利用了以下三类数据:①中国数字地震台网震相报告;②中国数字地震台网波形记录;③中国省级台网重定位目录和震相报告。通过精细处理海量的地震数据集，把同一个地震的到时数据从不同数据集中融合起来，同时移除重复的和不相容的数据。在挑选反演成像的地震初至到时数据时，采用了以下的原则和方法:①把小于4级的地震定义为I类地震，把大于等于4级的地震定义为II类地震。② 对于I类地震，如果中国数字地震台网目录和省级台网重定位目录都有，我们选择省级地震台网重新定位的震源参数。③对于II类地震，如果中国数字地震台网目录和省级台网重定位目录都有，我们选择参与定位台站更多的震相报告给出的地震参数。④对于II类地震，如果震相报告给出的到时仅限于本省台网，使用中国数字地震台网波形记录读取研究范围内其他省地震台该地震的到时。
图1 研究采用的台站(a)、地震源(b)和地震射线(c)分布图
Fig.1 The seismic stations(a)，earthquakes(b)and rays distribution(c)applied in seismic tomography
图中红色三角形为地方地震台网的台站位置，黄色圆圈为该区域3级以上地震位置
In figs.，the red triangle is the location of provincial earthquake monitoring station;the yellow cycle is the location where earthquakes more intensive than Ms.3 happened
根据以上原则，笔者等在研究区中收集到412个台站记录到的13262个地震的265772条纵波到时数据(震相包括Pg、Pn、P)。研究采用的台站分布见图1a，有记录的地震源分布见图1b，由此可得地震射线分布图见图1c。根据地震射线分布，实际反演成像区域选为(79!E～110!E，20!N～45!N)。地震波速度的三维层析成像的输入数据为P波和S波走时，有效射线选取原则如下:① 对于Pg和Sg射线，震源和台站都必须在研究区域中;对于Pn、Sn、P和S射线，要求最少有一端(台站或震源)在反演区域内。② 各种震相的观测走时与通用的IASPEI91模型相应走时之差小于5 s;③ 能读取到清晰的纵波和横波初至，挑选出同台同源纵波和横波射线;④使用通用的EHB方法校正震源位置和发震时刻。
数据分析时参照原来作青藏高原地幔成像时用的初始模型(胥颐等，2014)，这个初始模型是根据CRUST2.0模型修改得到的。用这个模型在地表和Moho面之间作数值内插可以得到地壳波速的初始模型。模型参数化方式根据射线资料经过检测板分辨率试验后确定。将模型空间在水平方向划分成1°×1°的网格节点，各节点按上所述规则赋予初始波速值。图2分别展示P波成像在不同深度检测板上的试验结果，其中图2a的深度为33 km，图2b为48 km，图2c为72 km，图2d为120 km。分析图2可见，试验数据基本上满足对青藏高原地壳和岩石圈地幔成像的要求;但是，在以下三个小区不能得到好的成像结果:① 印度地区，②阿拉善地区，③ 新疆西北方国境外地区。此外，青藏高原中央在上地壳成像的分辨率较差。
图2 P波成像在深度33～120 km 1°×1°检测板上的试验结果:(a)33 km，(b)48 km，(c)72 km和(d)120 km
Fig.2 The seismic P-wave checkerboard，1°×1°，for depths of 33 km(a)，48 km(b)，72 km(c)and 120 km(d)
我们的地震层析成像先在北京进行，其中射线追踪使用了分步快速行进射线追踪方法(FMM:Fast Marcing Method)，对使用多种震相求取地壳精细结构非常合适(瞿辰等，2013)。地震层析成像中既要压制数据误差对反演解估计的影响，又要尽量保证结果的分辨率，我们将逐次迭代阻尼LSQR算法应用于地震层析成像(杨文采等，1989，1994)，迭代的次数达到16次。为了验证计算结果，又到美国洛斯阿拉莫斯国家实验室(Los Alamos National Laboratory)进行了计算，把迭代的次数加到100次。由于两次计算的结果基本上一致，才准备公布发表。
图3为青藏高原上中地壳的P波的波速扰动图像。其中(a、b)为在美国的成像结果，(c、d)为在中国的成像结果。图4为青藏高原下地壳底部和岩石圈地幔的P波波速扰动图像，其中(a、b)为在美国的成像结果，(c、d)为在中国的成像结果。对比可见，在美国和在中国的成像计算结果是基本上一致的。高原下地壳的P波的波速扰动图像将在后边介绍(图6a)。
2 青藏高原地壳P波波速扰动和物质运动
地球物理调查早就证实，在印度次大陆和亚欧大陆碰撞后，青藏高原地壳大幅度缩短和成倍加厚，岩石圈地幔并没有明显加厚，而且呈现热壳冷幔的特殊状态，这是大陆碰撞造成的地壳上地幔物质运动的结果(Brown et al.，1997;Jolivet et al.，2001;滕吉文等，2004;肖序常等，2007;许志琴等，2011，杨文采等，2014b，2015，2017)。本次地壳P波波速扰动的结果对地壳上地幔物质运动，提供了什么新的认识呢?
2.1 关于大地构造学假说
关于大陆碰撞造成岩石圈什么样的变形，大地构造学家有许多假说，早先主要的有“逃逸说”和“块体走滑旋转说”两种。
图3 青藏高原上中地壳的P波波速扰动图像:(a)深度10 km在美国的成像结果;(b)深度30 km在美国的成像结果;(c)深度10 km在中国的成像结果;(d)深度30 km在中国的成像结果
Fig.3 The seismic P-wave velocity disturbance images:(a，b)depth of 10 km and 30 km respectively，computed in US;(c，d)depth of 10 km and 30 km respectively，computed in China
字母“V”标明反映高钾质和钾质火山岩带的波速扰动负异常带，三角形标明现代活火山位置
Letters“V”denote the negative anomaly zone of P-wave velocity disturbance coincident with high-potassium and potassium volcanic zone;triangle marks modern active volcano
“挤出逃逸说”起源于Tapponnier用蜂蜜沙盘模型作出的物理模拟实验，表明大陆碰撞不同阶段会产生挤出效应，其中最典型的地块挤出发生在云贵和东南亚，一直影响到南海的打开(Molnar et al.，1988， 1993;Harrison et al.， 1992;Avouac and Tapponnier，1993;Jolivet and Hataf，2001)。这种模型还衍生出一种岩石圈物质运动的一种碰撞逃逸模式，即碰撞冲量转换为小地块“逃逸”的动能。印度次大陆与亚欧板块碰撞不仅形成了宏伟的喜马拉雅碰撞造山带，而且使整个东亚岩石圈变形，其范围远远超过青藏高原。
“块体走滑旋转说”是Dewey等提出的非挤出模型，也有物理模拟实验的依据(Dewey et al.，1973;Burg and Ford，1997;Jolivet and Hataf，2001;肖序常等，2007;陈志明，2017)。用粘度高的材料做模拟实验得到的结果认为，岩石圈变形动力学机制主要为陆块的碎裂、旋转和走滑拼合。他们认为小地块虽然有位移发生，但变形以走滑旋转作用为主导。断裂可以转化为反旋的剪切带，泄散大陆碰撞的冲量，并通过走滑旋转把小地块拼合成为大陆。碰撞逃逸和走滑旋转这两种模型都有一定的道理，在20年前被认为是碰撞作用派生出的两种主要的动力学模式。但是，它们都是以地块作为岩石圈物质运动的基本单元，而岩石圈物质运动不一定只有地块运动一种形式。
从图3和图4来看，很难发现地壳和上地幔P波波速扰动的结果可以为上述两个假说提供什么新证据。“块体走滑旋转说”中的阿尔金等大型走滑断层在图3中表现为P波波速的急变带，只表明它们的存在，并不能证明有地块旋转。但是，没有新的证据也不意味否定这些假说，因为P波波速的扰动也可能对相关的地壳物质运动形式不敏感。
2.2 大规模的层间拆离和水平剪切
图4 青藏高原下地壳和岩石圈地幔的P波波速扰动图像:(a)深度70 km在美国的成像结果;(b)深度110 km在美国的成像结果;(c)深度70 km在中国的成像结果;(d)深度110 km在中国的成像结果
Fig.4 The seismic P-wave velocity disturbance images:(a，b)depth of 70 km and 110 km respectively，computed in US;(c，d)depth of 10 km and 30 km respectively，computed in China
字母“F”标明反映下地壳管道流的P波速度的负异常带;三角形标明现代活火山位置
“F”denote the negative anomaly zone of P-wave velocity disturbance coincident with conduit flow in lower-crust;triangle marks modern active volcano
图5 青藏高原钾质火山岩带和上地壳和P波波速扰动图像的比较:(a)高钾质和钾质火山岩带分布图;(b)深度10 km的P波波速扰动图
Fig.5 Comparison of the distribution map of Cenozoic volcanic rocks(a)and seismic P-wave velocity disturbance image of depth 10 km(b)
字母“V”标明反映高钾质和钾质火山岩带的波速扰动负异常带
Letters“V”denote the negative anomaly zone of P-wave velocity disturbance coincident with high-potassium and potassium volcanic zone
比较图3和图4不同深度的P波波速扰动可以看到，上、中、下地壳和上地幔的P波波速扰动图像有很大的变化。例如不同深度上的P波波速高值区(图3中用黑线框圈出的蓝色区域)，就有明显变化。上地壳波速高值区范围大，中地壳波速高值区范围缩小，下地壳波速高值区几乎可以忽略，而岩石圈地幔波速高值区范围又变大，几乎包括了全部青藏高原。P波波速模式随深度产生明显变化，说明地壳内部发生了大规模的层间拆离和水平剪切，这时用传统的地块运动不能准确地描述地壳物质运动。
2.3 岩浆活动和结晶作用
比较图3和图4不同深度的P波波速扰动看到，青藏高原上地壳和上地幔的P波波速扰动主要为高值区，范围很大。以前认为，青藏高原内含有多条中新生代碰撞缝合带，比较破碎，因此出现全区的布格重力负异常。从P波波速扰动图上看，上地壳和上地幔的P波波速扰动为大范围正异常区，应该如何解释?青藏高原全区有大面积的中—新生代花岗岩出露，在下方的结晶基底中花岗岩基广泛发育。花岗岩的密度低，而地震波速度可不低，而且强度大，所以重力对应负异常，地震波速度对应正异常。因此可以认为，青藏高原在同碰撞和后碰撞期频繁的岩浆活动和结晶作用，造成了现今相对比较坚固的上地壳和岩石圈地幔，使青藏高原保持一个整体。
2.4 火山活动和地幔物质流的注入
进入21世纪，青藏地区同碰撞期的火山活动引起地质学家的关注，因为青藏新生代钾质火山活动暗示地幔深部物质流的注入(莫宣学等，2007)。图5把青藏高原生代钾质火山岩带分布和上地壳P波波速扰动图像进行比较。青藏高原的高钾质和钾质火山岩的年龄主要在45～30 Ma，和主碰撞期相同，主要分布在可可西里和羌塘北部，可能说明由于大陆碰撞使三叠纪的东昆仑缝合带重新破裂，造成大量地幔流体物质上涌和火山爆发。根据莫宣学等估计(Mo Xuexue et al.，2006，2007，2008)，这期火山活动可以使青藏高原的地壳加厚15 km，对高原的形成和隆升都有一定的贡献。本次成像结果支持这个观点。
从图3～图5的不同深度的P波波速扰动容易看到，分布在可可西里和羌塘北部的高钾质和钾质火山岩带，反映为青藏高原地壳的P波波速扰动负异常带(图4、图5中用字母“V”标明)，从上地壳到下地壳都有分布。湿的玄武岩地震波速很低，泊松比很高。在岩石圈地幔中(图4b)这个负异常带已经消失了，可能表明在30 Ma特提斯洋完全封闭以后，温度比较高的岩石圈地幔物质已经均匀化了。总之，地震P波波速扰动的三维成像进一步证实了这期火山活动对高原的形成和隆升有一定贡献的理论。
2.5 下地壳流
在特提斯洋完全封闭之后，开始了印度大陆对亚洲大陆的陆—陆俯冲，和相关的喜马拉雅山脉隆升事件。近年来一些学者根据地质和地球物理观测数据提出了青藏高原存在下地壳流的假说(Royden et al.，1997;Clark and Royden，2000;Flesch et al.，2001;Rogers，2004;Beaumont et al.，2004;Law et al.，2006;Unsworth et al.， 2005;Grujic， 2006;Brown et al.，1996;Schoenbohm et al.，2006;Mo Xuanxue，2007;Harris， 2007;Klemperer， 2006;Wang C Y et al.，2007)，但是为什么会形成管道流的原因没有搞清楚。我们在地壳三维密度扰动成像的基础上，间接验证了下地壳流的存在假说。根据下地壳的密度扰动数据，计算出青藏高原下地壳热应变幅度分布图，圈定了下地壳流所在的平面位置(杨文采等，2017c)。结果表明(图6b)，下地壳流的源头位于喀拉昆仑断裂东侧与雅鲁藏布和班公湖—怒江缝合带的连接区段，和雅鲁藏布缝合带北侧的拉孜—林芝段。下地壳流从源头主要流向北东和北西两个方向;同时，下地壳流或可向上挤到中地壳。在这次地震P波速度成像结果中，也看到了反映下地壳流的P波速度的负异常带(图6a)。在图4c中用字母“F”标明反映下地壳流的P波速度的负异常带，这个带的位置和密度扰动成像圈定的下地壳流位置是一致的。
图6 青藏高原深度50 km的P波波速扰动图(a)与根据下地壳的密度扰动数据计算出的青藏高原下地壳热应变幅度分布图(b)(杨文采等，2017c)的比较
Fig.6 Comparison of the seismic P-wave velocity disturbance images of depth 50 km(a)and movement of the lower crust flow computed from density disturbance images(b)(Yang Wencai et al.，2017＆c)
图(a)中字母“V”标明反映高钾质和钾质火山岩带的波速扰动负异常带;图(b)中，箭头表示下地壳流流动方向
In fig.(a)，letters“V”denote the negative anomaly zone of P-wave velocity disturbance coincident with high-potassium and potassium volcanic zone;in fig.(b)，arrow denotes the rection of low crust flow
图7 青藏高原地貌图和中地壳和P波波速扰动图像的比较:(a)地貌图;(b)深度30 km的P波波速扰动图
Fig.7 Comparison of the geomorphic map and seismic P-wave velocity disturbance images of depth 30 km
“［1～4］”标明主要裂谷带位置;字母“V”标明反映高钾质和钾质火山岩带的波速扰动负异常带
［1］～［4］denote the rifts location;letters“V”denote the negative anomaly zone of P-wave velocity disturbance coincident with high-potassium and potassium volcanic zone
2.6 新生代裂谷系
青藏高原的隆升伴随着大量的地壳形变，发育了大规模的新生代裂谷系(图7a)。我们通过地壳密度扰动的三维成像，确定西藏新生代裂谷系的深部到达了35～40 km的中地壳(杨文采等，2014c，2019)。推测青藏高原下地壳岩石在热力作用下产生蠕变，从而形成下地壳流，其中的熔融物质除了发生横向的运移之外，还对中上地壳产生着挤牙膏式的底辟作用，这是西藏新生代裂谷系形成的原因之一。与东非大裂谷等其它类型裂谷带比较，西藏新生代裂谷系的形成机制是特殊的，可称为陆—陆俯冲地壳拆离型裂谷。在这次地震P波速度成像结果中，也看到了反映新生代裂谷系的P波速度扰动痕迹。在下地壳波速度扰动(图7b)中，新生代裂谷带［3～4］出现在P波速度的负异常带的两侧，裂谷带［1～2］的南北也有P波速度的负异常，不过还没有联通。总之，地震P波速度成像进一步证实了西藏新生代裂谷系的深部到达中地壳底部的结论。
4 结论
(1)本次研究表明，利用地方地震台站的数据开展青藏高原地壳地震波速度的三维层析成像研究，得到分辨率达到1°×1°×20 km的地壳纵波三维速度结构，揭示了青藏高原地壳内部地壳波速结构特征。
(2)结果表明，青藏高原P波波速随深度产生明显变化，说明地壳内部发生了大规模的层间拆离和水平剪切，用传统的地块运动不能准确地描述地壳物质运动。
(3)从P波波速扰动图上看到，青藏高原上地壳和上地幔的P波波速扰动为大范围正异常区，可以认为青藏高原在同碰撞和后碰撞期频繁的岩浆活动和结晶作用，造成了现今相对比较坚固的上地壳和岩石圈地幔，使青藏高原保持一个整体。
(4)分布在可可西里和羌塘北部的高钾质和钾质火山岩带，反映为青藏高原地壳的P波波速扰动负异常带，从上地壳到下地壳都有分布。说明由于大陆碰撞使三叠纪的东昆仑缝合带重新破裂，造成大量地幔流体物质上涌和火山爆发，对高原的形成和隆升都有一定的贡献。
(5)通过地震层析成像取得的三维地壳波速图像，进一步证实了由密度扰动三维成像指出的存在青藏高原下地壳流和新生代裂谷深部到达中地壳底部的结论。
(6)目前地震层析成像取得的三维地壳波速图像存在的问题是，上地壳成像的精度还不够高，我们还要充分利用地方台的数据进一步对上地壳波速精细成像。
此外，我们还对S波和泊松比成像结果进行了探讨，请参见后续论文。
致谢:笔者等感谢新疆、甘肃、四川、西藏和青海等地方地震局和中国地震局地球物理研究所的协作和帮助，并对中国地质调查局对研究项目的资助特表致谢。
(The literature whose publishing year followed by a“＆”is in Chinese with English abstract;The literature whose publishing year followed by a“#”is in Chinese without English abstract)
陈志明.2017.板块构造与地貌形迹.北京:测绘出版社.
丁林，钟大赉.2013.印度与欧亚板块碰撞以来东喜马拉雅构造结的演化.地质科学，48(2):317～333.
马丽芳.2006.中国地质图集.北京:地质出版社.
莫宣学，赵志丹，邓晋福，等，2007.青藏新生代钾质火山活动的时空迁移及向东部玄武岩省的过渡壳幔深部物质流的暗示.现代地质，121(12):1～12.
瞿辰，杨文采，于常青.2013.塔里木盆地地震波速扰动及泊松比成像.地学前缘，20(5):196～206.
苏伟，彭艳菊，郑月军，等.2002.青藏高原及其邻区地壳上地幔S波速度结构.地球学报，23(3):193～200.
滕吉文，张中杰，白武明，等.2004.岩石圈物理学.北京:科学出版社.
王椿镛，楼海，吕智勇，等.2008.青藏高原东部地壳上地幔S波速度结构——下地壳流的深部环境.中国科学(D辑:地球科学)，38(1):22～32.
肖序常，姜枚，刘训，等.2007.中国青藏高原—西北盆山岩石圈三维结构特征.北京:地质出版社.
胥颐，刘劲松，黄忠贤，等.2014.青藏高原上地幔速度结构及其动力学性质.地球物理学报，57(12):4085～4096.
许志琴，杨经绥，李海兵，等.2011.印度—亚洲碰撞大地构造.地质学报，85(1):1～33.
杨文采.1997.地球物理反演的理论与方法.北京:地质出版社:1～273.
杨文采，杜剑渊.1994.地震成像新算法及其在工程检测上的应用.地球物理学报，37(2):239～244.
杨文采.2014a.探测大陆岩石圈的属性、相态与物质运动:固体地球物理学的新使命.地质论评，60(6):1181～1198.
杨文采.2014b.从地壳上地幔构造看大陆碰撞带的克拉通化.地质论评，60(4):721～740.
杨文采.2014c.从地壳上地幔构造看大陆岩石圈伸展与裂解.地质论评，60(5):945～961.
杨文采，侯遵泽，于常青.2015a.滇西地壳三维密度结构及其大地构造含义.地球物理学报，58(11):3902～3916.
杨文采，侯遵泽，于常青.2015b.青藏高原地壳的三维密度结构和物质运动.地球物理学报，58(11):4223～4234.
杨文采，孙艳云，于常青.2015c.青藏高原地壳密度变形带及构造分区.地球物理学报，58(11):4115～4128.
杨文采，瞿辰，侯遵泽.2017a.中国大陆造山带地壳密度结构特征.地质论评，63(3):539～548.
杨文采，谢学锦.2017b.西藏地球化学填图及其意义.地质论评，63(2):269～278.
杨文采，侯遵泽，徐义贤，颜萍.2017c.青藏高原下地壳热变形和管道流研究.地质论评，63(5):1141～1152.
杨文采，江金生，侯遵泽.2019.西藏新生代裂谷系成因的探讨.地质论评，65:(印刷中).
Avouac J P and Tapponnier P.1993.Kinematic model of active deformation in central Asia.Geophys.Res.Lett.，20:895～898.
Beaumont C，Jamieson R A，Nguyen M H，et al.2004.Crustal channel flows:1.Numerical models with application to the tectonics of the Himalayan Tibet an orogen.J.Geophys.Res.，109(B6):B06406，doi:10.1029/2003JB002809
Brown L D，Zhou WJ，Nelson K D，et al.1997.Bright spots，structure and magmatism in Southern Tibet from INDEPTH seismic reflection profiling.Science，274:1688～1690.
Burg JP，Ford M.1997.Orogeny through Time.Geol.Soc.Special Pub.vol.121:1～17.
Chang Li，Van der Hilst，Meltzer A S，et al.2008.Subduction of the Indian lithosphere beneath the Tibetan Plateau and Burma.Earth Planet.Sci.Lett.，274(1～2):157～168.
Chang Li，Robert D，Van der Hilst，at al.2006.Constraining P-wave velocity variations in the upper mantle beneath Southeast Asia.Physics of Earth and Planetary Interior，154:180～195.
Chen Zhiming.2017＆.Plate Tectonics and Geomorphic Traces.Beijing:Sinomap Press.
Clark M K，Royden L H.2000.Topographic ooze:eastern margin of Tibet by lower crustal flow.Geology，28(8):703～706.
Dewey J F，Burke K C.1973.Tibetan，Variscan，and Precambrian basement reactivation:products of continental collision.The Journal of Geology，81(6):683～682.
Flesch L M，Haines A J，Holt W E.2001.Dynamics of the India—Eurasia collision zone.J.Geophys.Res.，106(B8):16435～16460.Grujic D.2006.Channel flow and continental collision tectonics:an overview.Geol.Soc.London，268:25～37.
Harris N.2007.Channel flow and the Himalayan– Tibetan orogen:a critical review.Geol.Soc.London，164:511～523.
Harrison T M，Cope and P，Kidd W S F，Yin A.1992.Raising Tibet.Science，255:1663～1670.
Jolivet L and Hataf H C.2001.Geodynamics.Lisse:A.A.Balkema Pub.
Law R D，Searle P，Godin L.2006.Channel flow，ductile extrusion and exhumation in continental collision zones.Geological Society，London，special pub.:1～268.
Min C，Fenglin N，Qinya L，et al.2015.Multi-parameter adjoint tomography of the crust and upper mantle beneath East Asia:1.Model construction and comparisons.J.Geophys.Res.Solid Earth，120:1762–1786.
Molnar Pand Helene L C.1989.Fault plane solutions of earthquakes and active tectonics of the Tibetan Plateau and its margins.Geophys.J.Int.，99:123～153.
Molnar P，England P，Martinod J.1993.Mantle dynamics，uplift of the Tibetan Plateau，and the Indian monsoon.Reviews of Geophysics，31:357～396.
Mo Xuanxue，Zhao Zhidan，Deng Jinfu，et al.2006.Petrology and geochemistry of post-collisional volcanic rocks from the Tibetan plateau:Implications for lithosphere heterogeneity and collisioninduced asthenospheric mantle flow.Geological Society of America，Special Paper，409:508～530.
Mo Xuanxue，Zhao Zhidan，Deng Jinfu，et al.2007＆.Migration of the Tibetan Cenozoic potassic volcanism and its transition to eastern basaltic province: Implications or Crustal and Mantle Flow.Geoscience，121(12)，1～12.
Mo X X，Niu Y L，Dong G C，et al.2008.Contribution of syn-collisional felsic magmatism to continental crust growth:A case study of the Paleogene Linzizong volcanic succession in southern Tibet.Chemical Geology，250:49～68.
Qu Chen，Yang Wencai，Yu Changqing.2013＆.Seismic tomography and Poisson’s ratio imaging in Tarim Basin.Geoscience Frontiers，20(5):196～206.
Yang Wencai.1997＆.Theory and Methods in Geophysical Inversion.Beijing:Geological Pub.House.
Su Wei，Peng Yanju，Zheng Yuejun，et al.2002＆.Crust and uppermantle shear velocity structure beneath and adjacent areas.Acta Geoscientia Sinica，23(3):193～200.
Royden L H，Clark B，King R W，et al.1997.Surface deformation and lower crustal flow in eastern Tibet.Science，276(5313):788～790.Schoenbohm L M，Burchfiel B C，Chen L.2006.Propagation of surface uplift，lower crustal flow，and Cenozoic tectonics of the southeast margin of the Tibetan Plateau.Geology，34(10):813～816.
Unsworth M，Jones A J，Wei W，et al.2005.Crustal rheology of the Himalaya and Southern Tibet inferred from magnetotelluric data.Nature，4383，doi:10:78～81.
Wang CY，Han WB，Wu JP，et al.2007.Crustal structure beneath the eastern margin of the Tibetan Plateau and its tectonic implications.JGR，112(B7):B07307，doi:10.1029/2005JB003873
Xu Yi，Liu Futian，Liu Jianhua，Hui Chen.2002.Crust and upper mantle structure beneath western China from P wave travel time tomography.J.Geophys.Res.，107(B10).2220.doi:10.1029/2001JB000402
Xu Y，Liu J S，Huang Z X，et al.，2014＆.Upper mantle velocity structure and dynamic features of the Tibetan Plateau.Chinese J.Geophys.，57(12):4085～4096.
Xuewei B，Xiaodong S，Jiangtao L.2015.High-resolution lithospheric structure beneath Mainland China from ambient noise and earthquake surface-wave tomography.Earth Planet.Sci.Lett.，417:132～141.
Yang Wencai.1989#.Geophysical Inversion and Seismic Tomography.Beijing:Geological Pub.House:1～252.
Yang Wencai and Du Jianyuan.1994＆.A new algorithm of seismic tomography with application to engineering detection.Chinese.J.Geophys，37(2):331～338.
Yang Wencai.2014a＆.Exploring lithospheric attribute，phases and mass motion:New mission to the Earth geophysics.Geological Review，60(6):1181～1198.
Yang Wencai and Yu Changqing.2014b＆.Cratonization processes of continental collision belts reveled by worldwide comparison of crust and upper mantle structures.Geological Review，60(4):721～740.
Yang Wencai.2014c＆.Continental extension and rifting reveled by worldwide comparison of crust and upper mantle structures.Geological Review，60(5):945～961.
Yang Wencai，Hou Zunze，Yu Changqing.2015a＆.The crustal 3D density structure of West Yunnan and its tectonic implications.Chinese J.Geophys.，58(11):3902～3916.
Yang Wencai， Hou Zunze， Yu Changqing.2015b＆.The three dimensional density structures of Qinghai—Tibet Plateau and crustal mass movement.Chinese J.Geophys，58(11):4223～4234.
Yang Wencai，Sun Yanyun，Yu Changqing.2015c＆.The crustal density and deformation structures of Qinghai—Tibetan Plateau，Chinese J.Geophys.，58(11):4115～4128.
Yang Wencai，Qu Chen，Hou Zunze，et al.2017a＆.Crustal density structures beneath orogenic belts of Chinese continent.Geological Review，63(3):539～548.
Yang Wencai，Xie Xuejin.2017b＆.Geochemical mapping in Tibet and its significances.Geological Review，63(2):269～278.
Yang Wencai，Hou Zunze，Xu Yixian，et al.2017c＆.A study on thermal deformation and lower crust channel flows in Qinghai—Tibetan plateau.Geological Review，63(5):1141～1152.
Yang Wencai，Jiang Jinshen，Hou Zunze.2019＆.A study on origin of Cenozoic rifts in Tibetan plateau.Geological Review，in press.