正确认识当今青藏高原的壳幔结构与构造特征是研究高原形成、演化机制的基础与出发点，而壳幔电性结构研究则是了解高原壳幔构造格局、热结构和物质状态特征的重要途径.近些年来有关青藏高原的壳、幔结构的研究取得了许多成果，其中，青藏高原中下地壳普遍存在高导层是学术界普遍承认的事实.青藏高原大地电磁探测表明，高原的中下地壳普遍存在电阻率小于10 Ωm的大规模高导层，并在某些区域呈现向上地幔延伸的趋势.在高原内不同的地体中，中下地壳的高导层在导电性、埋深、厚度、分布形态等方面都有较大差异.

是什么原因使得青藏高原的中下地壳具有如此好的导电性、形成如此大规模的低阻异常呢？Nelson等^[1]认为藏北高原中地壳内部分熔融广泛发育，凡低速带明显、电导率高的地方，地壳中部分熔融所占比重大；Kind等^[2]综合宽频地震接收函数结果的分析，也支持地壳低速带反映了地壳内存在着部分熔融现象的观点；王式等^[3]认为藏南20~25 km范围内的壳内低速层，可能为一个部分熔融物质在壳内形成的软弱层；Spratt等^[4]也认为壳内物质的局部熔融是藏南的高导层存在的原因；崔作舟等^[5]在亚东-格尔木地学断面的综合研究中认为低速带是一个脆弱的构造层，或其底面为一滑脱面或韧性剪切带.魏文博等^[6~9]认为藏北的高导层成因是部分熔融形成的，而藏南则是部分熔融和构造破坏作用导致的流体共同作用的结果.赵国泽等^[10]认为青藏高原东北缘巴颜喀拉地块、秦祁地块内产生的相对高导体由连通性较好的流体导致来解释比较合理.虽然对高原壳内高导层的成因目前还存在不同的看法，但研究表明，地壳中的低阻层可能主要是与地下介质出现局部熔融、塑性、流变等物质状态的改变等等有密切关系，而地下介质物质状态的改变，则与上地幔热物质上隆、印度板块的俯冲-拆沉等深部动力学过程密切相关.

本文将根据青藏高原的大地电磁探测结果，进一步探讨地壳内高导层可能的成因，并讨论高导层的动力学意义.

根据地震学的研究结果，地球内部主要划分为地壳、地幔和地核三个主要的层圈，按照当前地学界比较一致的认识，地壳加上地幔盖层即为通常所指的岩石圈.地壳最上部发育的是沉积层，其下即上地壳，主要是花岗质岩层，中地壳是花岗闪长质-闪长质岩层，下地壳则是玄武质岩-变质玄武质岩层；而上地幔盖层主要是由纯橄榄岩和橄榄岩组成^[11].由于上、下地壳与上地幔的物质组成及所处物理状态的不同，其电性有明显差异，图 1是根据探测结果总结的稳定大陆岩石圈的典型电阻率分布^[12].

图 1

Fig. 1

图 1 稳定构造区大陆岩石圈的典型电阻率分布(据文献[12]) Fig. 1 Typical conductivity distribution of the continental lithosphere in stable structure area.(According to Martyn[12])

描述岩矿石导电性通常使用互为倒数的电阻率与电导率参数，而影响其导电性的因素很多，如矿物成分、体积百分含量、结构、构造、孔隙度、空隙裂隙水、温度、压力等等，这就使得岩、矿石的导电性特征极为复杂.地球的地壳与上地幔是由多种岩、矿石组成的，因而其导电性也必然受诸多因素的影响，在估计地壳与上地幔导电性时必须从导电机制的角度深入分析各种因素的影响程度，寻找主要影响因素.

对于地表浅层的沉积地层，由于孔隙、裂隙水发育，往往表现出低电阻率或相对低电阻率特征；而火成岩与变质岩则由于所含矿物成份大多为劣导电性矿物，往往表现出高电阻率或相对高电阻率特征.所以地壳浅表的电性结构比较复杂.

对于上地壳地层，主要属花岗质岩，基本由劣导电性的矿物成份组成；在相应的深度范围内，压力的影响使地层变得越加致密，因而通常为高电阻率特征，大约在2000~5000 Ωm之间.而中、下地壳的物质主要属花岗闪长-闪长质和玄武质岩，同样属于劣导电性矿物成份；但其相应的深度范围大于20 km，温度大约在300~400℃°之间，在构造活动区或年轻的岛弧区一般远高于这一温度.因此，在许多区域，由于高温的作用使下地壳通常表现为低电阻率特征，一般为30~100 Ωm，而在活动构造区，电阻率更低.由于下地壳低阻层的存在，可能使得利用大地电磁测深数据确定上地幔电阻率变得较为困难，但是在下地壳低阻层相对缺失的地区，上地幔的电阻率则比较容易估计，大致在100~500 Ωm^[13].

现在，越来越多的地球物理探测资料已经证实，岩石圈普遍存在“不均匀性”，因而各个层圈物质的导电性会有很大的变化范围.

大地电磁探测是研究壳、幔电性结构的主要地球物理方法，从1995年开始至今，中国地质大学（北京）在青藏高原完成了十几条大地电磁剖面探测；结果表明，高原的中、下地壳普遍具有良导电性特征，大部分壳内高导层的电阻率低于10 Ωm，远低于稳定构造区的地壳电阻率值.

在高原的不同区域，高导层顶面和底面深度，以及规模大小都有很大变化.壳内高导层的顶面深度大约在几千米至几十千米范围内变化，分布在雅鲁藏布江缝合带及其南侧的高导层埋深最浅，而班公-怒江缝合带和金沙江缝合带附近的高导层顶面深度较大；在拉萨-冈底斯地块和羌塘地块内的高导层顶面深度都大于特提斯喜马拉雅地块内的高导层顶面深度.而壳内高导层底面深度的变化更复杂，最浅处只有几十千米，最深处超过100 km.其中班公-怒江缝合带附近以及喜马拉雅地块和羌塘地块的壳内高导层的底面深度最大.可以利用二维反演的响应模型估算各条探测剖面上总纵向电导值的分布情况.若假设地下介质为一维的M层层状模型，则其第m层的纵向电导可用如下公式进行估算：

(1)

其中h_m为该层的厚度，ρ_m为该层的电阻率值.而此M层的地下介质的总纵向电导则是

(2)

图 2是利用大地电磁数据估算的各条测线的地表总纵向电导分布示意图.

图 2

Fig. 2

图 2 各条测线的总纵向电导分布示意图 Fig. 2 Total vertical conductivity distributions in different profiles

从各条测线的总纵向电导分布图可以看出，大部分测点的总纵向电导都大于4000 S，个别测线和测点的总纵向电导高达上万西门子.地表观测到的高电导是由地壳内的高导层引起的，说明青藏高原的地壳具有高电导特征，高导层非常发育.

研究表明，可能导致地球内部产生低阻异常的原因主要有：金属矿体，石墨化薄层，“局部熔融”现象和液态（离子）流体.

尽管金属矿物（如：铁与铜的硫化物）都具有可高达100 S/m的电导率，但毕竟金属矿体规模有限，由其产生的低阻异常分布范围极有限，而青藏高原的电性结构显示，地壳中发育的高导层规模宏大，显然绝不是金属矿体所能引起的异常.成矿作用通常与地质构造及主要地质单元联系在一起，不可能有如此规模巨大的矿体引起藏南地壳如此大范围的高导异常.

由于石墨的电导率很高，而且有可能较广泛地存在于地壳中，因此，有学者的研究结果认为相互连接的石墨薄片足以引起稳定地台区的下地壳电导率升高，形成大范围的壳内低阻异常；因此，另一个可能的原因则是地壳内存在着石墨化薄层.

Frost等^[14]的研究表明，当石墨薄层在广大空间上相互连成一片时，它们将导致地壳的体电导率上升到1 S·m^-1.但是，使石墨成为一种有效导体的前提是石墨薄层必须相互连接，而这种情况往往出现在沉积变质岩中，在结晶基底中并不常见.

现有的地质与地球物理资料足以证明：在青藏高原内大部分基岩都是结晶基岩^{[15, 16]}，并不存在贯穿整个青藏高原、大规模的石墨化薄层.因此，青藏高原广泛分布的中、下地壳高导层也不可能是由石墨化薄层引起的.

Sourirajan等^[17]的研究结果表明，含盐水流体的NaCl饱和浓度为25%（体积含量），其相应的电导率值约为100 S·m^-1.将100 S·m^-1定为含盐水流体电导率的上限，假设地面观测到的电导为6000 S，图 3给出了能够产生6000 S电导的流体百分含量与厚度的不同组合模型^[18].一般情况下，流体的电导率越高，则产生6000 S的电导所需要的层厚就越小.例如：在流体百分含量为10%的情况下，若流体电导率为100 S·m^-1，则厚度为0.9 km的高导层就能够产生6000 S的电导；同样是在流体含量为10%的情况下，若流体电导率为30 S·m^-1，则厚度为3 km的高导层才能够产生6000 S的电导.

图 3

Fig. 3

图 3 产生6000 S电导的熔融流体百分含量、最小厚度及电导率的关系(据文献[18]) Fig. 3 The relationship of fluids volume fraction, minimum thickness and conductivity capable to produce a conductivity of 6000 S (According to Li et al[18])

岩石学的研究表明：在下地壳的环境下，含盐流体不可能长时间内保持稳定的相互连接状态，也不可能有较高的含量，下地壳环境下的最大流体含量约在0.1%左右^[19].那么，在流体含量为0.1%的情况下，大地电磁观测到的高电导能否得到解释呢？对于6000 S的纵向电导，假定流体的电导率取最大值100 S·m^-1，则高导层的厚度应该为90 km左右.显然，这种情况是不可能的，因为这一厚度已经超过地壳厚度延伸到上地幔之中了.

总之，一个具有高孔隙度的自由水流体薄层虽然能够解释地表观测到的高电导率异常，但是并不能很好地解释天然地震资料及某些岩石学的观测结果，也与实际情况不符，所以青藏高原观测到的高电导率异常不可能单纯由水流体所引起的.

众所周知，要产生如西藏地区观测到的中下地壳高电导率异常，那么地壳中的岩石必须具备导电相态，以便电荷能在其中移动.如前所述，地壳中岩石的导电性与许多因素有关，地壳中岩石处于高温、高压状态下，再加上水溶液的作用，可能发生局部熔融、流变等现象，这对岩石的导电性有极大影响.

实验表明，干燥的岩石在温度为1200℃左右开始融化，这使得岩石的电导率快速升高，干燥岩石在纯熔融状态下的电导率一般在1~10 S·m^-1之间.干燥岩石的电导率随温度的升高而增大，随压力的增大而减小；但一般不会超过10 S·m^-1[20].含水岩石的熔融温度要更低一些，一般为650℃左右^[21].含水岩石的电导率也随温度的升高而增大，其电导率一般在1~20 S·m^-1之间.地球动力学的模拟研究以及地震学研究表明^{[22, 23]}：在15~20 km的深度范围内，地壳的温度可低至400℃，也可以高达700℃.这说明中地壳的温度不足以使岩石在干燥状态下发生熔融，但含水熔融却是可能的.对喜马拉雅花岗岩的地质学研究表明：地壳深熔（熔融）现象是在有水存在的情况下发生的.

如果岩石处于部分熔融状态，那么其体电导率将取决于熔融体的含量以及它们之间的连通性.一旦熔融体之间的连通性好，能形成电荷的“网络通道”，使电荷沿着“通道”移动，将导致岩石总电导率明显升高.目前，有多种数学模型可以用来估算不同结构的岩石电导率，这包括：Archie模型^[24]，Hashin-Shtri kman（HS）上、下边界模型^[25]等.对HS上边界模型而言，岩体内基质与熔融物质呈并联关系，模拟电路的总电导率主要受熔融体的控制.对HS下边界模型而言，基质与熔融物质呈串联关系，模拟电路的总电导率主要受岩体内高电阻率基质的控制.实验室研究表明：当部分熔融体的熔融百分比低于5%的时候，熔融物质也能相互连通形成“网络通道”.Roberts等^[26]研究指出：熔融物质通常分布于矿物颗粒之间的缝隙中，并且在相对较低的熔融百分比下（＜6%）就能够相互连通.在这种情况下，体电导率非常接近HS上边界模型的情况.图 4给出了在岩石中熔融物质相互连通时岩石的体电导率与熔融物质百分含量之间的关系.

图 4

Fig. 4

图 4 岩石的体电导率与熔融物质份数及熔融体电导率之间的关系(据文献[18]) Fig. 4 The relationship of rock bulk conductivity, fluid fraction and melt conductivity (According to Li et al.[18])

从图 4中可以看出，当岩石中含有5%的电导率为10 S·m^-1熔融体时，岩石的电导率大致为0.4 S·m^-1；当岩石中含有10%的电导率为10 S·m^-1熔融体时，岩石的电导率大致为0.6 S·m^-1.若岩石中含有5%的电导率为30 S·m^-1水流体时，岩石的电导率大致为0.8 S·m^-1；若岩石中含有10%的电导率为30 S·m^-1水流体时，岩石的电导率可高达1~2 S·m^-1.

可见，即便含很小部分的流体也能够在很大程度上提高岩石的电导率.显然，流体对岩石电导率的影响远大于熔融体的影响.对地下熔融百分比较高、而厚度较小的薄层与熔融百分比较低、厚度却较大的厚层而言，地面大地电磁探测可以获得相同的观测结果.对于青藏高原来说，假定中、下地壳高导层主要由“局部熔融”所引起，那么其熔融体的百分含量可能有多大？“局部熔融层”的厚度可能有多厚？才能产生如大地电磁观测到的高电导率异常？

我们以高原中北部的500号测线为例，进而估算岩石部分熔融百分比、熔融体的电导率与熔融体厚度之间的关系.从500线的电阻率模型可以看出（见图 5），剖面上高导层厚度大约为50 km，在探测深度范围内壳、幔总纵向电导最大值出现在46号测点附近，约为1200 S.

图 5

Fig. 5

图 5 500线剖面电阻率模型(a)及纵向电导(σv)剖面(b) Fig. 5 Resistivity model (a) and vertical conductivity (b) of profile line 500

假设产生低阻异常的高导层是由发生部分熔融的岩石所导致的，根据HS模型上边界估算结果表明，当高导层的厚度为50 km，熔融体的电导率为5 S·m^-1时，岩石的熔融百分比只要达到7%，即可产生12000 S的总纵向电导异常；而若熔融体电导率增大到10 S·m^-1，那么产生12000 S的总纵向电导异常，岩石熔融百分比只需达到4%（见图 6）.假设改变高导层厚度，或者改变总纵向电导值，那么部分熔融百分含量与熔融体的电导率都将有变化.但是无论怎么变化，对于青藏高原中、下地壳巨厚的高导层来说，若熔融体的百分比小于7%，电导率小于10 S·m^-1，在地表仍然可观测到上万西门子的总纵向电导值.

图 6

Fig. 6

图 6 产生15000 S电导的熔融流体百分含量、熔融层最小厚度及电导率的关系 Fig. 6 The relationship of fluids volume fraction, minimum thickness and conductivity capable to produce a conductivity of 15000 S

通过对高喜马拉雅地区的淡色花岗岩进行地质测压分析表明：甘戈特里（Gangotri）淡色花岗岩产自温度为700~800℃、熔融百分比为5%~7%的地带^[27].这些实验结果间接证明了部分熔融层具有相对较高的熔融百分比.同时，研究结果还表明，在含水岩石发生部分熔融时，熔融体的电导率有可能达到1~10 S·m^-1.看来，有关青藏高原中、下地壳高导层的成因很可能与中、下地壳的部分熔融有关.

也许“部分熔融层和含盐水流体的共同作用”是青藏高原中、下地壳高导层成因较合理的解释.研究表明，地壳中的水流体可能是在部分熔融系统的冷却过程中产生的，也可能是岩石发生了脱水熔融.当岩石发生脱水熔融时，自由水将从饱和的熔融物质中析出，由于浮力作用，它们将会聚集在逐渐冷却的熔融层上方.因此有学者提出，青藏高原的高电导，可能是一个薄层水流体与下方的熔融体共同作用的结果.地震探测结果在一定程度上支持了这种解释. Makovsky与Klemperer的研究表明^[28]：地震亮点显示出的振幅随炮检距的变化特征与水流体层产生的特征相一致.然而，Ross等的波形研究表明^[29]：当部分熔融层上方有一薄层水时，同样也能产生与观测结果一致的反射振幅.而如前所述，水流体与部分熔融体各自的众多不同组合模型关于地下总纵向电导的估计都能够拟合大地电磁资料；那么由这两者构成的不同组合模型关于地下总纵向电导的估计应该也能拟合大地电磁资料；不过，在相同电性异常条件下，相对于单纯熔融体模型来说，这组合模型中熔融体的厚度可能会小些.

青藏高原中、下地壳普遍存在大规模的高导体表明，青藏巨厚的地壳中确实存在部分熔融体或水流体.然而，无论地壳中是存在部分熔融现象，还是存在含盐流体，都可以证明地壳中确实存在足以导致地壳物质脱水、局部熔融等现象所需的异常高温.那么，是什么原因能使青藏高原地壳产生如此高温？这是否与印度和亚洲板块的碰撞、俯冲，以及幔源热物质上涌有关？

如前所述，青藏高原的壳内高导层可能代表了岩石的部分熔融或者部分熔融与水流体的共同作用.但无论是部分熔融还是水流体，都需要有足够的热源与温度，致使岩石发生熔融作用或者析出水分.研究表明，印度次大陆与亚洲大陆的汇聚、碰撞和俯冲以及西藏增厚岩石圈的“拆沉”等构造活动可能诱发多种生热过程，如地块变形时的应变生热，断层的摩擦生热和摩擦剪切生热等等.多种生热效应将使地壳温度显著升高，地表热流值增大.计算结果显示，大规模的印度板块俯冲产生的构造热足以产生高温并使中、下地壳局部熔融.另一方面，在大陆俯冲过程中，西藏增厚的岩石圈“拆沉”作用，或者刚性的岩石圈下插至软的地幔之中，都可能使上地幔软流圈产生“扰动”，从而引起地幔热物质上涌，形成壳幔物质交换和热交换的通道，这也将导致中、下地壳的温度升高，出现局部熔融现象.当青藏高原地壳中普遍存在岩石的局部熔融或地热流体时，都有可能使中、下地壳具有良导电性.我们从青藏高原的8条南北向的大地电磁探测二维电性结构模型可以看出（图 7），各条剖面所跨越的不同缝合带以及地块的中下地壳高导层的分布以及形态特征存在明显差异，而这种差异，可能代表了它们所经历的动力学过程的差异.

图 7

Fig. 7

图 7 各条剖面TM模式二维反演结果 (a)0号剖面TM模式二维反演结果; (b)800号剖面TM模式二维反演结果; (C)900号剖面TM模式二维反演结果; (d)100号剖面TM模式二维反演结果; (e)500号剖面TM模式二维反演结果; (f)700号剖面TM模式二维反演结果; (g)600号剖面TM模式二维反演结果; (h)为1000号剖面TM模式二维反演结果. Fig. 7 The 2-D TM inversion result of different profiles (a) Profile 0;(b) Profile 800;(c) Profile 900;(d) Profile 100;(e) Profile 500;(f) Profile 700;(g) Profile 600;(h) Profile 1000.

在雅鲁藏布江缝合带南侧附近，中下地壳的高导层的埋深较浅，并且没有延伸至上地幔的趋势.而越过雅鲁藏布江缝合带以后，拉萨-冈底斯地块内的高导层的厚度、规模以及埋深，都是由南向北逐渐增大，呈北倾形态，并且在班公-怒江缝合带南侧，具有向上地幔延伸的趋势.班公-怒江缝合带以北的羌塘地块内，高导层顶面埋深变化不大，且被一个高阻体明显分隔为南北两部分.南羌塘地块的壳内高导层的埋深浅，且明显呈水平状态分布.由于剖面长度有限，剖面控制区段内得不到北羌塘壳内高导层整体的分布信息.但高原中东部600号剖面穿过了整个羌塘地块，从600号剖面的电性结构模型可以看出（图 7），整个羌塘的壳内高导层基本呈水平分布，且顶面埋深比拉萨-冈底斯地块内的壳内高导层埋深浅，导电性也较拉萨-冈底斯的壳内高导层差.这两个地块壳内高导层的导电性及形态差异，说明班公-怒江构造带以北的羌塘地块和以南的拉萨-冈底斯及特提斯喜马拉雅地块在构造演化机理上可能有很大不同.因此可以推断，印度大陆岩石圈可能沿雅鲁藏布江缝合带向北俯冲，在班公-怒江构造带以南的区域，壳内高导层的存在可能反映了印度大陆碰撞、俯冲过程的效应与痕迹，而高导层之下的高阻块体则可能是向北俯冲、冷的、刚性的印度大陆地壳.因而，它们之间的界面应是一组大规模的构造滑脱带，印度大陆正沿着它向北俯冲.班公-怒江缝合带以南地区的壳内高导层可能是由于板块俯冲过程中摩擦生热等原因，使中、下地壳的温度升高，岩石产生局部熔融，甚至有水分析出，而中下地壳的高导层正是部分熔融与热流体共同作用的结果.班公-怒江缝合带附近，由于刚性的印度板块下插至上地幔，形成壳幔物质与热交换的通道，使得地幔热物质沿构造带上涌，形成壳幔混合体.而这种壳幔混合体是软的、塑性的，具有较高的电导率，形成了班公-怒江缝合带附近中下地壳大规模的高导体.拉萨-冈底斯及特提斯喜马拉雅地块的构造演化主要受制于印度板块和欧亚板块剧烈碰撞、俯冲的过程和效应，因而壳内高导层十分发育，规模大、结构复杂、电导率高，并且地壳浅表的地质构造变形极为严重.其壳内高导层的形态可能代表了印度板块俯冲的痕迹.而羌塘地块内的高导层较为连续，埋深的变化较小，可能是由于印度板块持续不断的向北“俯冲”、“推移挤压”受到班公-怒江缝合带及位于高原北边的亚洲大陆的“阻挡”作用，产生的巨大推压力，使得羌塘地块内的中下地壳温度升高.同时，沿缝合带附近上涌的热的地幔物质也可能对其周围的岩石产生烘烤作用，加速地层和岩石的升温.在不断的升温过程中，使得羌塘地块的中下地壳岩石发生了局部熔融，产生了大范围的低阻异常.

关于亚洲板块是否向南俯冲，学术界一直存在争论.从600号剖面的电性结构可以看出，金沙江缝合带附近的高导体规模也较大，且有延伸至上地幔的趋势，金沙江缝合带北侧的壳内高导层具有明显的南倾形态.如果按照对拉萨-冈底斯地块内的壳内高导层成因分析，该高导层可能代表了亚洲板块向南俯冲的痕迹，由于亚洲板块的俯冲，使得沿板块俯冲的位置产生一个构造滑脱带，并由于摩擦生热等原因致使岩石发生部分熔融及脱水现象，产生低阻异常带.在金沙江缝合带附近，刚性的亚洲板块在金沙江缝合带附近下插至上地幔，造成幔源物质上涌，形成大规模的高导体.该区的构造演化可能主要受亚洲大陆的“阻挡”与向南“对冲”作用的影响，因而有可能为亚洲大陆向南“对冲”的观点提供一定的证据.但由于资料有限，还需要进一步的证据确定亚洲板块是否沿金沙江缝合带向南俯冲.

青藏高原动力学的关键问题之一是高原物质的向东逃逸.从板块构造观点来看，青藏高原处于一个非常特殊的构造背景之下，其南部受印度板块碰撞、挤压及持续北漂的强烈作用，北面受到亚洲板块以及更远的俄罗斯、西伯利亚地台的阻挡.在印度板块与亚洲板块的碰撞、挤压过程中，高原一方面通过自身的地壳缩短、增厚来吸收南北向的强烈挤压作用；另一方面，则在东西方向寻求物质流逸的通道.根据GPS观测数据的结果，表明印度和欧亚板块之间的相对运动主要被青藏高原周边的地壳缩短和内部的走滑剪切所调整吸收.

众多学者认为，青藏高原地壳物质“东向挤出”实际上是地壳物质的缓慢地“蠕动”，而并非刚性地块的“挤出”.如果地壳物质是以塑性状态向东迁移，那么必然存在物质东流的通道.从电性结构的角度分析，如果地壳物质是以塑性向东“逃逸”，那么蠕动的物质本身就应该表现为低阻特征，而物质东流的通道，无论是断裂构造，还是位于通道内的东流物质，在导电性上都应该表现为低阻特征，而且在高原内从西至东都能够发现连续的低阻通道.

根据大地电磁探测获得的电性结构分析，从西至东各条剖面上普遍存在的低阻通道就是雅鲁藏布江缝合带和班公-怒江缝合带.雅鲁藏布江缝合带附近的低阻体虽然规模不大，但无论是高原西部还是东部的电阻率剖面上，都有低阻体存在.所有穿越班公-怒江缝合带的电性结构均表明，在班公-怒江缝合带及其南侧，存在大规模的低阻体，该低阻体从西到东连续分布，且向下均有延伸至上地幔的趋势.在藏北600号剖面的金沙江缝合带附近，也发现有大规模的中下地壳低阻体，但由于在金沙江缝合带的其他位置没有布置大地电磁剖面，我们无法确定该低阻体是否也具有东西向的连续性.

根据这些大地电磁剖面的电性结构可以推断，青藏高原的地壳物质确实可能存在向东“逃逸”的现象.由于板块碰撞及地幔物质上涌等原因，使得高原的中下地壳呈塑性甚至是流变的，具备物质流动的物理基础.从力学角度分析，地壳物质的流动，必然选择阻挡作用较小的下地壳强变形带，而高原内部的主要缝合带，正是深部构造强变形带、稳定性较差的区域.所以，雅鲁藏布江缝合带与班公-怒江缝合带附近东西向连续分布的低阻体，可能是高原塑性地壳物质向东运移的通道，而金沙江缝合带也可能是物质运移的通道，但需要更多剖面的电性结构加以证实.赵国泽等^[30]根据青藏高原东边缘的石棉至乐山大地电磁剖面探测获得的壳幔电性结构模型推断，高原东边缘的地壳低阻层是青藏高原东边缘带向东南方向挤出作用下形成的“管流”层.万战生等^[31]根据高原东边缘冕宁至宜宾大地电磁探测剖面的结果，探讨了壳内可流动层的存在及其与青藏高原东边缘的变形和地震活动性的关系.中国科学院、中国地震局等单位在青藏高原东部以及川滇地块内获得的大地电磁探测结果表明，在缝合带及断裂带附近，也存在东西向的低阻“通道”，这些“通道”与本次讨论的高原西部和中部的低阻“通道”基本吻合.因此可以认为，高原地壳物质的向东“逃逸”，大致是沿缝合带及主要断裂带进行的，在电性结构上，则表现为东西向连续的低阻特征.各个缝合带附近低阻体规模的差异可能代表了地壳物质东流的规模.根据这8条大地电磁剖面的结果分析，班公-怒江缝合带可能是物质东流的主要“通道”.

大地电磁探测结果表明，青藏高原地壳中普遍存在的大规模高导层，根据探测结果估算的总纵向电导在某些地区高达上万西门子.通过对可能产生壳内低阻异常的原因分析比较，认为青藏高原的壳内高导层很可能是由于岩石的部分熔融或者部分熔融与水流体共同作用的结果.高原地壳内高导层的形成，与板块构造运动存在密切联系，高导层的成因与板块俯冲过程中由于摩擦生热导致岩石部分熔融和脱水作用有关，可能是板块俯冲的电性痕迹；也可能与板块俯冲过程中岩石圈拆沉造成幔源物质上涌有关.沿高原内主要缝合带东西向连续分布的大规模高导体，有可能是青藏高原下地壳物质向东“逃逸”的电性证据；其中班公-怒江缝合带可能是最重要的“通道”.