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为研究青藏高原东缘及四川盆地地壳上地幔的细结构及地壳流分布空间和流动方式，我们采用密集被动源地震观测台网数据进行反演，研究该区域的速度结构及泊松比分布。利用过去5年在研究区域部署的50个流动观测台站及40个固定台站（中国数字地震台网CDSN，四川地震台网）数据进行了统一处理。
利用接收函数方法研究表明:
(1)四川盆地上地幔至地壳的速度结构和青藏高原东缘的速度结构有明显的差别。四川盆地地壳上地幔的速度明显比后者高，盆地内上地幔Vs速度值为4.5～4.8km/s，平均地壳Vs速度值达3.6～3.8km/s，且壳内不存在低速层，岩性上显示为刚强的地块，为典型的克拉通构造。青藏高原东缘各台站的Vs断面最显著的特征是速度结构明显偏低，并且普遍存在低速层，地壳最上层普遍存在的低速层一般与沉积岩（四川盆地）或变质岩（高原东缘）相关。青藏高原东缘速度结构在地表的初始速度大约2.8 km/s左右，然后缓慢上升，直至上地壳底界面，速度达到3.4km/s，进入中地壳，速度开始下降，中地壳Vs平均速度值为3.0～3.4，由S波速度结构显示青藏高原东缘约为20～40km的中地壳内普遍存在一个低速层，在10～20km的上地壳及40～60km深的下地壳中，也出现少量的低速层，此外，在青藏高原东缘南部地区也有部份低速层出现。在低速层延伸至下地壳过程中，速度由3.4km/s下降到2.8km/s，过了中地壳到下地壳部分，速度开始回升，由2.8km/s上升到3.8km/s，直至莫霍面，速度发生跳变，由3.8km/s变化为4.1km/s，穿过莫霍面一直到100公里的上地幔部分，速度由4.1km/s变化为4.5km/s，上地幔Vs速度平均值为4.0～4.5km/s。通过观察反演得到的S波速度结构发生明显跳跃的部分，我们发现青藏东缘最靠近四川盆地的地方地壳最厚，特别是位于中部的日隆、康定、泸定、小金一带，地壳厚度可达64-66km，正好在四姑娘山、贡嘎山等地势最高处所在位置。
(2)青藏高原东缘南部泊松比为中等到高值(0.23～0.34)，北部也是中等到高值(0.24～0.34)。表明这两个地区的地壳主要为超铁镁质或铁镁质岩类，岩性软弱易变形。青藏高原东缘中部，地壳中部速度Vs最低(2.8～3.4 km/s)，泊松比最高(0.3～0.35)，研究表明当温度达到或者超过固态相时，S波速度会剧烈下降，泊松比就会剧烈上升。花岗岩在正常的中地壳压力下，在约为650℃时开始熔融，表明了有部分熔融物质可能在这一地区的中下地壳出现。在本区出现的贡嘎山浅色花岗岩也是地壳部分熔融的直接证据。大部份研究区域都是中等至高值的泊松比(0.24～0.35)，地壳岩性的不均匀性是由泊松比的明显差异引起的，以至出现部份熔融或者含水的地壳流体。而在四川盆地内部，泊松比从0.28减小到0.24，大部分为中等数值，反映了上地幔至地壳物质较为均匀，并具有刚硬的岩性，可能是富含硅质的深成岩。
(3)青藏高原东缘与四川盆地接触边界，出现了一系列北东走向或近似南北及北西走向的陡峻山脉。在这些地区地壳增厚且中、下地壳出现低速层。相反四川盆地为较刚强的地壳及上地幔，地壳内不存在低速层。为了进一步研究地壳及上地幔细结构及了解地壳流的存在。本文利用稠密宽频带地震台网观测资料，用接收函数法反演了青藏高原东缘及四川盆地地壳及上地幔精细Vs速度结构。青藏高原东缘的地壳厚度为50～66km，四川盆地地壳厚度为40～44km。在盆地边界上，莫霍界面变化梯度很大，利用不同深度Vs速度分布图像，以及低速层在剖面上的表现形式，可以把地壳流的空间分布及动力作用描绘出来。青藏高原东缘地壳流并不处处存在，而仅局限在有限区域，主要沿北西南东向的活动断裂地带上分布，它从青藏高原中部羌塘地块流出，主流沿北西南东的鲜水河断裂带流，然后转向南北有二个分支，一支沿安宁河及小江断裂向南到滇南结束，另一支沿怒江、澜沧江断裂带向南到云南缅甸边境结束。在研究区域的北部，还有一支北东向及东西向到龙门山的地壳流。地壳流主要分布在中地壳内部(深20～40km)，部份可达50km的下地壳。当地壳流遇到刚强的四川盆地地壳及上地幔阻挡时，地壳流出现拆分现象，即产生向上或向下的2～3个分支，向上的一支引起上地壳隆升形成陡峻的山峰，向下的一支使莫霍界面下沉引起地壳增厚。
利用接收函数方法研究表明:
(1)四川盆地上地幔至地壳的速度结构和青藏高原东缘的速度结构有明显的差别。四川盆地地壳上地幔的速度明显比后者高，盆地内上地幔Vs速度值为4.5～4.8km/s，平均地壳Vs速度值达3.6～3.8km/s，且壳内不存在低速层，岩性上显示为刚强的地块，为典型的克拉通构造。青藏高原东缘各台站的Vs断面最显著的特征是速度结构明显偏低，并且普遍存在低速层，地壳最上层普遍存在的低速层一般与沉积岩（四川盆地）或变质岩（高原东缘）相关。青藏高原东缘速度结构在地表的初始速度大约2.8 km/s左右，然后缓慢上升，直至上地壳底界面，速度达到3.4km/s，进入中地壳，速度开始下降，中地壳Vs平均速度值为3.0～3.4，由S波速度结构显示青藏高原东缘约为20～40km的中地壳内普遍存在一个低速层，在10～20km的上地壳及40～60km深的下地壳中，也出现少量的低速层，此外，在青藏高原东缘南部地区也有部份低速层出现。在低速层延伸至下地壳过程中，速度由3.4km/s下降到2.8km/s，过了中地壳到下地壳部分，速度开始回升，由2.8km/s上升到3.8km/s，直至莫霍面，速度发生跳变，由3.8km/s变化为4.1km/s，穿过莫霍面一直到100公里的上地幔部分，速度由4.1km/s变化为4.5km/s，上地幔Vs速度平均值为4.0～4.5km/s。通过观察反演得到的S波速度结构发生明显跳跃的部分，我们发现青藏东缘最靠近四川盆地的地方地壳最厚，特别是位于中部的日隆、康定、泸定、小金一带，地壳厚度可达64-66km，正好在四姑娘山、贡嘎山等地势最高处所在位置。
(2)青藏高原东缘南部泊松比为中等到高值(0.23～0.34)，北部也是中等到高值(0.24～0.34)。表明这两个地区的地壳主要为超铁镁质或铁镁质岩类，岩性软弱易变形。青藏高原东缘中部，地壳中部速度Vs最低(2.8～3.4 km/s)，泊松比最高(0.3～0.35)，研究表明当温度达到或者超过固态相时，S波速度会剧烈下降，泊松比就会剧烈上升。花岗岩在正常的中地壳压力下，在约为650℃时开始熔融，表明了有部分熔融物质可能在这一地区的中下地壳出现。在本区出现的贡嘎山浅色花岗岩也是地壳部分熔融的直接证据。大部份研究区域都是中等至高值的泊松比(0.24～0.35)，地壳岩性的不均匀性是由泊松比的明显差异引起的，以至出现部份熔融或者含水的地壳流体。而在四川盆地内部，泊松比从0.28减小到0.24，大部分为中等数值，反映了上地幔至地壳物质较为均匀，并具有刚硬的岩性，可能是富含硅质的深成岩。
(3)青藏高原东缘与四川盆地接触边界，出现了一系列北东走向或近似南北及北西走向的陡峻山脉。在这些地区地壳增厚且中、下地壳出现低速层。相反四川盆地为较刚强的地壳及上地幔，地壳内不存在低速层。为了进一步研究地壳及上地幔细结构及了解地壳流的存在。本文利用稠密宽频带地震台网观测资料，用接收函数法反演了青藏高原东缘及四川盆地地壳及上地幔精细Vs速度结构。青藏高原东缘的地壳厚度为50～66km，四川盆地地壳厚度为40～44km。在盆地边界上，莫霍界面变化梯度很大，利用不同深度Vs速度分布图像，以及低速层在剖面上的表现形式，可以把地壳流的空间分布及动力作用描绘出来。青藏高原东缘地壳流并不处处存在，而仅局限在有限区域，主要沿北西南东向的活动断裂地带上分布，它从青藏高原中部羌塘地块流出，主流沿北西南东的鲜水河断裂带流，然后转向南北有二个分支，一支沿安宁河及小江断裂向南到滇南结束，另一支沿怒江、澜沧江断裂带向南到云南缅甸边境结束。在研究区域的北部，还有一支北东向及东西向到龙门山的地壳流。地壳流主要分布在中地壳内部(深20～40km)，部份可达50km的下地壳。当地壳流遇到刚强的四川盆地地壳及上地幔阻挡时，地壳流出现拆分现象，即产生向上或向下的2～3个分支，向上的一支引起上地壳隆升形成陡峻的山峰，向下的一支使莫霍界面下沉引起地壳增厚。