中國海洋熱通量是多少

① 結構力學力矩分配系數和傳遞系數是多少

分配系數：桿端分配系數＝該桿端抗彎剛度／交於該結點（剛結點）的所有桿端抗彎剛度之和。

傳遞系數與桿件的遠端支承有關：遠端固定梁為1/2；遠端滑動梁為－1。

用一般的力法或位移法分析超靜定結構（見桿系結構的靜力分析）時，都要建立和解算線性方程組。如果未知數目較多，計算工作將相當繁重。H.克羅斯於1930年在位移法的基礎上，提出了不必解方程組而是逐次逼近的力矩分配法。

它在1930年發表在ASCE期刊，該方法僅考慮彎曲效應，忽略軸向和剪切效應。從20世紀30年代到電腦開始廣泛應用於結構設計和分析中，力矩分布法是最廣泛應用的方法。

常用法則

剩餘法則是通過海冰下表面處的熱量平衡來確定海洋熱通量口。在海冰數值模擬，尤其是海冰數值預報中，體積塊法應用最方便，它可以通過對水溫、流速的預測來對海洋熱通量直接計算。

海洋熱通量的主要確定方法可大體分為渦動法、體積塊法和剩餘法3種。渦動法是利用邊界層理論來分析海冰生消過程中冰水間的動量、熱量和鹽度的耦合過程，從而確定出海水對冰蓋的熱量傳遞；體積塊法主要是根據冰點和海水的溫差對海洋熱通量進行直接計算。

② 熱通量的計算公式是多少啊

熱通量的計算公式是：

(2)中國海洋熱通量是多少擴展閱讀：

熱通量有時也被稱為熱通量密度或熱流量強度是每單位時間每單位面積的能量流量。在SI中，其單位是瓦特每平方米（W⋅m-2）。它既有方向又有量級，所以它是一個向量。為了確定空間某一點的熱通量，需要考慮表面尺寸無限小的極限情況。

傅里葉定律是這些概念的重要應用。

依據熱傳導方式的不同，熱通量分為傳導熱通量（傳導熱流密度）、輻射熱通量（輻射熱流密度）和對流熱通量（對流熱流密度） 。

對於不同的應用，熱通量的名稱還有如：大地熱通量（也稱大地熱流密度，土壤熱通量），它是大地（土壤）中熱傳導方式的表述；

感熱通量是物體在加熱或冷卻過程中，溫度升高或降低而不改變其原有相態所需吸收或放出的熱量通量；潛熱通量是物質發生相變（物態變化）且溫度不發生變化時吸收或放出的熱量通量。

③ 南海天然氣水合物成礦的溫壓條件

一、南海的地熱條件

南海的溫度和熱流數據主要有兩類（Wang Jiyang等，1996）：一類是海底探針數據（共225個），主要分布於陸坡和深海區；另一類是油氣勘探井的鑽孔數據（358個），主要分布於陸架區。熱流測點主要集中在北部陸架（132個）、北部陸坡區（115個）和南部陸架區（102個），而在呂宋海槽（13個）、東部陸架區（30個）和西部陸架區（31個）等地區熱流測點較少（表4-4）。這些數據主要包括測點位置、水深、海底溫度、地溫梯度、熱流和熱導率等。其中熱流值的差異很大，從小於10mW/m²到大於190mW/m²均有。

對於這兩種方法測得的熱流數據，數值大小並沒有明顯的差異，只是海底探針數據更離散一些。對於地溫梯度數據，海底探針測量結果明顯高於鑽孔測量結果，鑽孔測量的地溫梯度平均值為35mW/m²；而海底探針測量的地溫梯度平均值為95mW/m²，比鑽孔結果高一倍還多。這主要是由於鑽孔數據多來自井底，隨著深度的加大，沉積物壓實作用越來越強，因此熱導率值比較高，平均值為2.21W/（m·K）；而探針數據多來自海底附近5m左右的沉積物，鬆散的沉積物熱導率很低，平均值為0.85W/（m·K）。然而兩種方法計算的熱流值相對變化不大，導致探針測得的地溫梯度明顯高於鑽孔測量結果。

表4-4 南海各構造區熱流、溫度數據統計表

（一）海底溫度條件

南海的海底溫度在大陸架地區為6～14℃左右，大陸坡地區的海底溫度為2～6℃左右，中央海盆的海底溫度為2℃左右。海水等深線與等溫線趨勢一致，等深線密集處，等溫線也密集，其走向反映了大陸坡的走向。

圖4-9 南海海底溫度和水深關系圖

南海的海水深度和海底溫度具有一定的相關性（圖4-9）。海底溫度隨著海水水深的增加而降低，當水深大於2800m時，海底溫度趨於穩定（2.2℃）；當水深小於2800m時，水深和海底溫度在對數坐標系下呈線性相關，擬合的公式為：

我國海域天然氣水合物地質-地球物理特徵及前景

式中：D為水深；t為海底溫度。

與世界上其他海域相比，南海的海底溫度比印度大陸邊緣的海底溫度要低一些，比日本海域要高一些。例如，在水深為1000m時，我國南海的海底溫度在5℃左右，而印度大陸邊緣的海底溫度在8℃左右（Rao，1999），日本Sagami灣的西部海底溫度在3℃左右（Kinoshita等，1991）。

（二）南海熱流特徵

1.南海熱流分布

南海海域的熱流值變化較大，從小於10mW/m²到大於190mW/m²均有（何麗娟等，1998）。南海熱流數據共597個（其中有14個位於陸上），海洋熱流平均值為75.9mW/m²，分布在40～100mW/m²間的數據最多，有482個，小於40mW/m²的有26個，大於100mW/m²的有75個。南海熱流值比中國大陸平均熱流值〔（65.2±26）mW/m²〕高得多，可見，南海是一個具高熱流背景的地區。

南海雖整體處於高熱流背景，但不同地區仍有明顯的差別。本次研究將南海分為9個區，即中央海盆、北部陸架區、北部陸坡區、西部陸架區、西部陸坡區、南部陸架區、南部陸坡區、東部島架區和東部島坡區（呂宋海槽），西部陸架區的測點主要集中在西南部。南海各構造區溫度與熱流等資料統計於表4-6。

南海中央海盆、西部陸架區和南部陸架區平均熱流值很高，呂宋海槽平均熱流值最低（表4-6，圖4-10，圖4-11）。

從熱流分布圖上可見（圖4-11），高熱流區位於萬安灘、曾母暗沙盆地和中央海盆的西南部海域，熱流值都在120mW/m²以上；南海的低熱流區分布在呂宋海槽（小於40mW/m²）、西沙海槽附近（小於60mW/m²）和湄公盆地（小於50mW/m²）等幾處，另外，台灣西南盆地和南沙等幾個區域的熱流值也均低於70mW/m²。

2.南海盆地地熱特徵的形成機理

南海盆地現今地熱特徵是盆地熱演化的產物，而盆地的熱演化史與其構造演化史密切相關。岩石圈拉張減薄是影響大地熱流的重要構造事件之一，岩石圈熱鬆弛時間約在62Ma，此後大地熱流基本不再受影響。因此，南海大地熱流分布主要與60Ma以來新生代構造運動有關。新生代南海經歷了多期構造運動，但關於構造運動的期次和時間，尤其是中新世以來是否存在區域性構造活動，目前仍有異議。

何麗娟等（1998）在研究南海盆地地熱特徵中，採用多期構造熱演化模式對南海的東、西地學斷面進行了模擬，結果表明，中新世以來的構造運動是造成南海區域性高熱流的主要因素。具體地說，南海地熱特徵主要與下述作用相關。

多期拉張綜合作用 南海新生代經歷的拉張作用分別發生在晚白堊世晚期（神狐運動，約65Ma）、早始新世（南海運動，約54Ma）、早漸新世（海底擴張，約36Ma）、中中新世（東沙運動，約15.2Ma）和上新世（流花運動，約5.2Ma）。由於已超過或接近岩石圈熱鬆弛時間，早期拉張對現今地溫場的影響基本消失。早漸新世的拉張程度很小，東地學斷面拉張系數為1.02～1.21，西地學斷面為1.04～1.26。盡管拉張量小，由岩石圈拉張減薄、軟流圈拉張上涌造成的熱異常也較小，但在經過約20Ma的演化至東沙運動發生時，熱異常並未消失，尤其在海盆區，溫度場仍未穩定，對後期的熱演化史還有一定影響。中中新世的拉張程度很大（東地學斷面拉張系數為1.09～1.65，西地學斷面為1.05～2.15），且此期演化時間較短（距上新世拉張僅10Ma），因大幅度拉張引起的熱作用強烈影響著地溫場，並繼續影響著後期（上新世）拉張演化。因此，南海現今熱狀態是在多期拉張綜合作用下形成的。

圖4-10 南海各構造區熱流值

圖4-11 南海熱流分布圖

上新世拉張的重要作用 由於岩石圈較薄和溫度場尚未穩定，南海在上新世再次拉張，成為影響現今熱流的重要熱事件。該期拉張程度較大（東地學斷面拉張系數為1.06～1.76，西地學斷面為1.04～1.90），演化時間很短，現今地溫場仍受其影響，處於非穩態分布。因此，在影響現今地表熱流的多期拉張中，最後一期的作用至關重要。

拉張的非均勻程度 從總體來看，南海經受的拉張程度很大，但在時間和空間上的分布都極不均勻。從時間上看，早期拉張量相對較小，後期拉張量相對較大；在空間分布上，陸緣與海盆以及不同陸緣的拉張量均不同。在高熱流背景下，南海局部熱流分布的非均勻性是由拉張的非均勻性所造成的。從南海北部陸緣到海盆，拉張程度呈逐漸遞增趨勢。東地學斷面，在新生代經歷了多期拉張，其總拉張系數北部陸緣為1.21，向南遞增，至中央海盆達3.45；西地學斷面，北部陸緣的總拉張系數為1.20，向南遞增，至海盆區（西北海盆）達5.15。由於東、西地學斷面未經過南緣，故無法直接同北緣及海盆區對比，但地殼厚度可反映其總體的拉張程度。南海南緣地殼厚度在10～20km之間，比北緣地殼（15～30km）薄得多，表明南緣地殼活動性相對強烈且拉張程度大，尤其是西緣西部的地殼很薄，但新生代沉積很厚。如曾母暗沙盆地，自晚始新世以來沉積厚達12km（且上新世以來沉積較厚），表明近期拉張強烈，這從磁異常和地幔對流資料均已清晰反映出來。南海熱流分布特徵與其經受的新生代多期拉張、尤其近期的拉張密切相關。

東部俯沖消減作用 南海東緣馬尼拉海溝和呂宋海槽附近的海域，在新生代經歷的構造運動顯著有別於其他地區。新生代南海海盆洋殼在此俯沖消減，該區成為典型的俯沖帶低熱流區。

因此，從熱歷史的角度講，南海目前處於拉張後期的沉降期，熱流逐漸降低，將更有利於天然氣水合物的保存。

總之，南海熱流數值差異很大，在總體較高的熱背景下，呂宋海槽、西沙海槽附近、湄公盆地和台灣西南盆地幾個地區熱流較低，這幾個地區可能是有利的水合物成藏遠景區。從熱歷史的角度講，南海目前處於拉張後期的沉降期，熱流逐漸降低，因此將更有利於天然氣水合物的保存。南海的海底溫度在水深小於2800m時，溫度與水深呈正相關關系，水淺則海底溫度高，水深則海底溫度低。

二、南海天然氣水合物穩定帶

（一）天然氣水合物穩定帶的計算方法

1.原理

天然氣水合物穩定帶是由地溫梯度確立的深度-溫度關系曲線和水合物相邊界曲線共同確定的水合物穩定帶底界和海底之間的區域（圖4-5）。水合物穩定帶底界和海底之間的距離即是水合物穩定帶的厚度。同時，對於不同天然氣成分和孔隙水鹽度條件下的水合物，只要具備了各自相邊界曲線的表達方程和溫度-深度方程，就可以計算各種情況下天然氣水合物穩定帶的厚度了。

但是，並不是在任何水深條件下，天然氣水合物在海底都可以形成並保持穩定。這時，還需要確定海底的溫度、壓力和深度條件，並結合水合物相平衡條件來判斷水合物在海底的穩定性。這樣確定出的水深條件，反映在平面圖上，即是水合物穩定帶在平面上的分布。

2.公式的確立

由於天然氣的組成多種多樣，南海的各個地區天然氣的組成也會有很大差異，沉積物中孔隙水的鹽度在各個地區也會不同（表4-5），況且目前南海沒有詳細的資料。因此，在計算天然氣水合物穩定帶過程中，選取了以下4種情況作為代表：①海水環境（孔隙水鹽度為35‰），天然氣中只含有甲烷一種成分（簡稱組成1）；②純水環境，天然氣為純甲烷（簡稱組成2）；③海水環境，天然氣中含90%甲烷，7%乙烷和3%丙烷（簡稱組成3）；④純水環境，天然氣中含90%甲烷，7%乙烷和3%丙烷（簡稱組成4）。由表4-5可見，含水沉積物在0～35‰純水和標準的海水鹽度條件下基本是兩種極端的情況。

表4-5 部分發現水合物地區孔隙水鹽度特徵

對於第一種隋況——海水環境甲烷水合物，在計算水合物穩定帶底界深度時，所採用的方法與Rao（1999）計算印度大陸邊緣水合物穩定帶厚度的方法類似。如採用Miles（1995）提出的海水中甲烷穩定邊界曲線方程

我國海域天然氣水合物地質-地球物理特徵及前景

式中：a=1.559474×10^-1；b=4.8275×10^-2；c=-2.78083×10^-3；d=1.5922×10^-4；p是壓力（MPa）；t是溫度（℃）。海底溫度（t₀）和地溫梯度所確定的溫度-深度函數為

我國海域天然氣水合物地質-地球物理特徵及前景

式中：t_z（℃）是沉積物深度（D=Z₀+Z，海底以下深度，單位為m，Z₀為水深（m）處的溫度；GL為地溫梯度。壓力p（MPa）與深度D（m）的關系為

我國海域天然氣水合物地質-地球物理特徵及前景

式中：C₁=（5.92+5.25sin²（Lat））×10^-3，Lat為緯度；C₂=2.21×10^-6。將（2）式轉化為Z的函數並代入（3）式得

我國海域天然氣水合物地質-地球物理特徵及前景

公式（4）是單位沉積物中靜水壓力與溫度的關系，可以在一個演算法中找到式（4）與式（1）的同解。將海底溫度（t₀）、地溫梯度（Gt）和海水深度（Z₀）代入（1）式和（4）式聯立的方程並求解，選取其中的正實數解作為t的值。將t代入公式（2），求出Z的值，即水合物穩定帶的厚度（海底以下的深度）。

對於組成2、組成3和組成4幾種情況，這里利用Sloan的水合物相平衡程序計算了相應的水合物形成溫-壓條件，並擬合出各自的相邊界曲線方程，各方程如下：純水環境純甲烷水合物方程式為

我國海域天然氣水合物地質-地球物理特徵及前景

海水環境含90%甲烷，7%乙烷和3%丙烷的混合氣體水合物方程式為

我國海域天然氣水合物地質-地球物理特徵及前景

純水環境含90%甲烷，7%乙烷和3%丙烷的混合氣體水合物方程式為

我國海域天然氣水合物地質-地球物理特徵及前景

對於任一情況的溫度-深度方程為

我國海域天然氣水合物地質-地球物理特徵及前景

式中：t₀為海底溫度；Z₀為水深；Gt為地溫梯度。

分別聯立方程（5）和（8），（6）和（8），（7）和（8），就可以求出相應的水合物穩定帶底界的溫度值，將其溫度值代入公式（8），即可求出水合物穩定帶厚度。

（二）南海天然氣水合物穩定帶的分布

1.地溫梯度的校正

前已述及，地溫梯度在很大程度上影響天然氣水合物穩定帶的厚度，南海的地溫梯度數據主要有兩種來源，一是來自油田的鑽孔數據，二是來自海底熱流探針數據，二者數值差別很大。

本次研究採用的是探針數據，並對其進行了校正。程本合利用流體包裹體計算了南海鶯瓊盆地和珠江口盆地的地溫梯度與深度的關系，（圖4-12，圖4-13）。可見，地溫梯度隨深度的增加而降低，而天然氣水合物位於沉積層上部，厚度通常小於1000m，因此，地溫梯度一般比較大。在計算天然氣水合物穩定帶厚度時，採用熱流探針方法測得的地溫梯度會比採用鑽孔測量的地溫梯度數據更准確一些。

圖4-12 鶯瓊盆地利用流體包裹體計算的地溫梯度與深度關系

圖4-13 珠江口盆地珠三坳陷利用流體包裹體計算的地溫梯度與深度關系

但是，即使在淺層，地溫梯度隨深度變化也還是有變化的，這里針對ODP184航次的熱導率資料進行了分析（表4-6）。由ODP184航次的地溫梯度數據可見，地溫梯度隨深度的增加多是下降的，但在500m深度以內，下降幅度不是很大。這里將南海用來計算天然氣水合物穩定帶厚度的地溫梯度按降低90%來計算水合物穩定帶厚度。

2.天然氣水合物在海底的穩定性

為了確定天然氣水合物在海底的穩定性，確定水合物穩定帶在平面上的分布范圍。這里利用水合物形成的溫度-壓力邊界條件，利用前面擬合出的南海水深和海底溫度關系曲線與相應的水合物的相邊界曲線進行對比（圖4-14），求出其交匯點，交點處的水深代表了水合物在海底能夠形成和保持穩定的最小水深，也指示了水合物在平面上的分布范圍。由圖4-14可見，對於純甲烷水合物，在海水環境交點處水深約550m，在純水環境交點處水深約500m；對於天然氣組成為90%甲烷，7%乙烷和3%丙烷的水合物，在海水環境交點處水深約為310m，在純水環境交點處水深約280m。這表明，天然氣中重烴含量越高，鹽度越低，水合物在海底越容易保持穩定，在平面上水合物穩定帶的分布范圍也就越大。

表4-6 南海ODP184航次熱導率及地溫梯度分析

圖4-14 不同天然氣組成和孔隙水鹽度的水合物在海底的穩定性

3.天然氣水合物穩定帶的厚度

利用上述計算天然氣水合物穩定帶厚度的方法，根據南海熱流測點的地溫梯度（已校正）、海底溫度、水深和緯度等資料（包括ODP184航次的資料）計算各測點處水合物穩定帶的厚度見圖4-15。在缺少熱流測點區域，補充了一些發現BSR地區（主要是西沙海槽和台灣西南地區）的資料，以便更好地反映水合物穩定帶的分布。由圖4-15可見，隨著重烴含量的增加，鹽度的降低，水合物穩定帶越來越厚。其中，純水、純甲烷計算的水合物穩定帶厚度比海水、純甲烷情況下平均厚約34m，水合物穩定帶厚度平均增加了17%；海水、天然氣組成為90%甲烷，7%乙烷，3%丙烷計算的水合物穩定帶厚度比海水、純甲烷情況下平均厚56m，水合物穩定帶厚度平均增加了29%；純水、天然氣組成為90%甲烷，7%乙烷，3%丙烷計算的水合物穩定帶厚度比海水、純甲烷情況下平均厚72m，水合物穩定帶厚度平均增加了38%。

圖4-15 不同組成和孔隙水鹽度下南海天然氣水合物穩定帶厚度

將計算出的水合物穩定帶厚度值以及一些BSR深度值（主要是西沙海槽和台灣西南地區）繪成平面圖（圖4-16，圖4-17，圖4-18，圖4-19），這些圖表示了水合物穩定帶的厚度，也代表了水合物穩定帶底界的深度。圖中的外邊界分別相當於550m、500m、310m和280m的等水深線，這表明：隨著天然氣中重烴氣含量的增加和孔隙水鹽度的降低，水合物穩定帶在平面上的分布范圍越來越大，水合物穩定帶的厚度也越來越大。對比圖4-16和圖4-17，以及圖4-18和圖4-19，可以發現，單純的孔隙水鹽度的變化對水合物穩定帶分布范圍影響不大（相當於500～550m和280～310m水深之間海域），同樣對水合物穩定帶厚度的影響也不是太大。對比圖4-16和圖4-18，以及圖4-17和圖4-19，可以發現，氣體成分的變化對水合物穩定帶影響很大，不僅水合物穩定帶的分布范圍變化很大（相當於550～310m和500～270m水深之間海域），而且水合物穩定帶的厚度有很大增加，以圖4-16和圖4-18為例，圖4-16上250m的水合物穩定帶等厚線與圖4-18上300m的水合物穩定帶等厚線范圍相當。可見，孔隙水鹽度對水合物穩定帶的影響沒有氣體成分的影響大，但二者均不會改變水合物穩定帶的分布范圍。

從圖4-16，圖4-17，圖4-18和圖4-19上均可見，水合物穩定帶厚度較大的幾個地區是：西沙海槽、東沙地區、台灣西南盆地、呂宋海槽以及南沙地區，這幾個地區的水合物穩定帶厚度均超過200m。以圖4-16海水環境甲烷水合物穩定帶為例，經初步估算，在南海海域，水合物穩定帶厚度超過300m的區域約有6×10⁴km²，超過200m厚的區域約有54×10⁴km²。對比水合物穩定帶厚度圖和南海熱流分布圖（圖4-11），可以發現，水合物穩定帶厚的區域與熱流值低的區域基本吻合，這也說明，從溫度-壓力條件來講，低熱流分布區是水合物分布的有利地區。

圖4-16 南海天然氣水合物穩定帶分布圖

與世界上一些其他海域相比，南海的地溫梯度比較高，印度陸緣海域的地溫梯度在46℃/km左右（Rao，1999）；在美國布萊克海嶺地區，ODP164航次的994站位、995站位和997站位的地溫梯度分別為36.4℃/km、33.5℃/km和36.8℃/km。因此，總體來說，計算出的南海天然氣水合物穩定帶深度相對要淺。

圖4-17 南海天然氣水合物穩定帶分布圖

（三）結果討論

1.水合物穩定帶與熱流的關系

根據上述天然氣水合物穩定帶計算結果，以海水環境甲烷水合物穩定帶的計算結果為例來進行統計分析。可以發現，南海熱流與水合物穩定帶厚度具有一定的負相關關系（圖4-20）。Towonend（1997）利用BSR資料推測了紐西蘭Hikurangi地區的熱流值，因為通常認為BSR相當於水合物穩定帶底界，從Townend的結果也可以看出熱流與水合物穩定帶具負相關關系（圖4-21）。

圖4-18 南海天然氣水合物穩定帶分布圖

天然氣水合物穩定帶厚度之所以與熱流有一定的負相關關系，主要是由於熱流是地溫梯度與熱導率的乘積，而地溫梯度在很大程度上決定了水合物穩定帶的厚度（圖4-22）；對於熱導率來講，隨著熱導率的增加，水合物穩定帶厚度有一定降低，但幅度很小（圖4-23）。

前已述及，眾多發現水合物的地區都位於低熱流區，而且在低熱流區天然氣水合物穩定帶都比較厚。由此可見，熱流值可作為天然氣水合物有利靶區的一項指標。

圖4-19 南海天然氣水合物穩定帶分布圖

2.天然氣水合物穩定帶與水深的關系

這里對南海計算的甲烷水合物穩定帶厚度與海水深度的關系進行了分析（圖4-24）。由圖4-24可見，水合物穩定帶厚度與水深的關系可以分為兩種情況：①當水深小於2000m時，水合物穩定帶的厚度隨水深的增加而增加；②水深大於2000m時，水合物穩定帶的厚度隨水深變化不大。為解釋這種差異，這里對小於2000m的數據進行了分析（圖4-25）。由圖4-25可見，這一深度段的地溫梯度數據與水深關系不明顯，但是海底溫度與水深呈明顯的負相關關系，這說明在2000m之內，水合物穩定帶的厚度明顯受海底溫度的控制。

圖4-20 南海水合物穩定帶厚度與熱流

圖4-21 Hikurangi地區BSR深度與熱流

圖4-22 水合物穩定帶厚度與地溫梯度

圖4-23 水合物穩定帶厚度與熱導率

圖4-24 南海水合物穩定帶厚度與海水深度的關系

圖4-25 南海2000m水深以內水深與地溫梯度和海底溫度的關系

因此可以說，天然氣水合物穩定帶的厚度隨水深增加而增加，但到了一定的水深范圍，水合物穩定帶厚度變化不大，這是由於水深超過一定范圍，海底溫度趨於穩定，地溫梯度與水深沒有直接關系，而壓力（水深）對水合物穩定帶厚度的影響又較小所致。

因此，無論對於天然氣水合物，還是其下部可能蘊藏的油氣資源，從勘探和開發角度講，水深小於2000m的地區要比更深的水域更可行一些。從海底穩定性和氣候角度考慮，這一水深范圍也是極其敏感的區域，因為這一區域沉積物相對於深水區要厚，且多位於陸坡區，海底溫度的微小改變或是由於地震的觸發，都可能引起海底滑坡，並可能造成天然氣水合物的大量分解。

小結

1）在分析全球水合物分布區熱場特徵的基礎上，對南海地熱背景進行了總結，指出低熱流區是水合物分布的有利地區，含水合物的沉積物具有低熱導率和低岩心溫度的特點，可作為天然氣水合物存在的地熱判識標志。

2）結合水合物相平衡研究，計算了不同氣體成分和鹽度條件下水合物形成的溫-壓參數，對水合物穩定帶研究具有參考價值。

3）根據南海地熱場特徵，探討了水合物穩定帶的分布及其厚度變化，指出西沙海槽等5個區域為天然氣水合物的有利分布區。

4）採用有限元方法模擬計算了南海西沙海槽XS-4測線（SP926-2206）地溫場變化及天然氣水合物穩定帶的分布，並與BSR進行了對比。

5）在分析海平面變遷、碳氧同位素與構造熱演化資料的基礎上，對6Ma以來西沙海槽天然氣水合物穩定帶的厚度變化進行了計算，研究了該區天然氣水合物穩定帶的演化歷史。

④ 對現有中國大陸區域地殼和岩石圈成分模型的檢驗

根據前面第二節的論述，利用區域實測大地熱流數據對區域地殼和(或)岩石圈的鈾、釷、鉀元素豐度值的研究成果進行檢驗。如果根據鈾、釷、鉀豐度值計算出的熱流值高於實測熱流平均值，表明此豐度值不可靠，對鈾、釷、鉀的豐度估計偏高；如果熱流計算值低於區域實測熱流平均值，但是實測熱流平均值與地殼熱流計算值之間的差值小於9mW·m^-2，也說明該熱流計算值不可靠。

本文檢驗的中國大陸地區的區域地殼或岩石圈成分模型有：黎彤(1994)的中國大陸地殼成分模型；黎彤和倪守斌(1997)的中國大陸岩石圈成分；黎彤等(1999)關於中國大陸東部、西北部和西藏南部的岩石圈成分模型；黎彤和倪守斌(1998)關於塔里木-華北板塊地殼和岩石圈的化學元素豐度值；Gao等(1998b)關於中國東部和華北、秦嶺、揚子地台的地殼成分模型；以及鄢明才和遲清華(1997)的華北地台地殼成分模型。本文中所檢驗的各模型的地殼或岩石圈鈾、釷、鉀豐度值和平均密度、地殼或岩石圈厚度值均嚴格按上述發表該模型的原始文獻中所給出的數值取值。如果文獻中給出了地殼或岩石圈生熱率，則按其所給出的生熱率進行計算和檢驗。對各模型涉及的構造單元的范圍亦嚴格按原始文獻中給出的界線確定。

一、對黎彤的中國大陸地殼、岩石圈成分模型的檢驗

1.中國大陸整體和華北-塔里木板塊成分模型

黎彤等(1994～1998)發表了一系列中國大陸地殼和岩石圈的化學元素豐度值，是被國內成礦學、成礦地球化學等方面的研究者廣為引用的基礎數據。我們根據中國大陸實測熱流數據對其鈾、釷、鉀元素豐度值進行檢驗，以判斷其是否滿足大地熱流值的約束，進而判斷其化學成分模型本身是否具有較高的可信度。

表4-3和表4-4所列的鈾、釷、鉀豐度值，地殼或岩石圈平均密度和厚度均取自黎彤等發表的文章。實測熱流值的統計結果列於表4-3和表4-4的最後一行。對塔里木華北板塊中的各構造單元的范圍嚴格遵照黎彤等給出的定義。此外，我們還根據該板塊內部三大構造單元(即塔里木-華北陸塊區、天山-赤峰陸緣活動帶和昆侖-秦嶺陸緣活動帶)的平均熱流值(表4-4)，按黎彤和倪守斌(1998)給出的各單元面積，採用加權平均的辦法得出塔里木-華北板塊整體的平均熱流值為59.5mW·m^-2，這個數值與採用網格平均得出的60mW·m^-2相符。

表4-3 中國大陸地殼和岩石圈鈾、釷、鉀豐度及推算的生熱率Table4-3 Abundances of U，Th，K and deced heat proction in crust and lithosphere of China

註：實測熱流平均值後括弧內數字為統計網格數；熱流單位為mW·m^-2。

表4-4 塔里木-華北板塊地殼鈾、釷、鉀豐度及推算的生熱率Table4-4 Abundances of U，Th and K and deced crustal heat proction of Tarim-North China Plate

註：實測熱流平均值後括弧內數字為統計網格數；熱流單位為mW·m^-2。

從表4-3中可以看出，根據黎彤(1994)給出的中國大陸地殼鈾、釷、鉀豐度值計算出的平均生熱率為2.89μW·m^-3，大大超出中國大陸地殼平均生熱率1.3μW·m^-3的上限。同時，根據黎彤等(1997)給出的中國大陸地殼和岩石圈鈾、釷、鉀豐度值計算出的熱流值分別為136mW·m^-2和150mW·m^-2，遠高於中國大陸范圍內實測大地熱流平均值(63mW·m^-2)，甚至大大高於全球海洋平均熱流值101mW·m^-2(Pollack et al.，1993)。而根據黎彤和倪守斌(1998)給出的塔里木-華北板塊岩石圈鈾、釷、鉀豐度值計算出的熱流值同樣高達101mW·m^-2，也遠遠高於該板塊范圍內60mW·m^-2的實測熱流平均值。這表明黎彤等給出的中國大陸地殼和岩石圈以及塔里木-華北板塊岩石圈的鈾、釷、鉀豐度值均明顯偏高。採用表4-3的中國大陸岩石圈平均生熱率計算出的熱流值150mW·m^-2，減去中國大陸地殼平均生熱率計算出的地殼熱流值136mW·m^-2，得14mW·m^-2；再除以中國大陸的岩石圈地幔平均厚度63km(即岩石圈厚度減去地殼厚度)，得出中國大陸岩石圈地幔平均生熱率為0.22μW·m^-3。Rudnick等(1998)的研究表明，大陸岩石圈地幔的生熱率不超過0.07μW·m^-3。這意味著黎彤等所採用的中國大陸岩石圈地幔平均成分模型也不可靠。

由表4-4可以看出，根據黎彤和倪守斌(1998)給出的地殼鈾、釷、鉀豐度值得到的塔里木-華北板塊及其內部三大單元的地殼平均生熱率均大於1.3μW·m^-3，高於前面給出的中國大陸地殼平均生熱率的上限。同時，計算出的塔里木-華北板塊整體地殼熱流值是75mW·m^-2，明顯高於該板塊實測熱流平均值60mW·m^-2；天山-赤峰陸緣活動帶為72mW·m^-2，也明顯高於該帶內的實測熱流平均值58mW·m^-2；昆侖-秦嶺陸緣活動帶的地殼熱流計算值達117mW·m^-2，更是遠遠高於該帶內的實測熱流平均值60mW·m^-2；塔里木-華北陸塊區的地殼熱流計算值是60mW·m^-2，與該陸塊區范圍內實測熱流平均值相同，由此推算的塔里木-華北陸塊區地幔熱流值為0mW·m^-2!塔里木陸塊和華北陸塊西部(鄂爾多斯)屬於穩定地台區，其地幔熱流值不低於13mW·m^-2；而且我們以前的研究結果顯示，塔里木陸塊區地幔熱流值為16mW·m^-2，鄂爾多斯地區為21mW·m^-2，華北陸塊東部地區的地幔熱流值高於25mW·m^-2(汪洋，1999b，2000a，b)。因此，根據黎彤和倪守斌(1998)給出的塔里木-華北陸塊區的地殼鈾、釷、鉀豐度值求出的地殼熱流計算值還是偏高。

影響岩石生熱率高低的因素之一是岩石的密度，根據第一節公式(2)，在岩石中鈾、釷、鉀含量相同的情況下，岩石密度越大，其生熱率越高。由於黎彤和倪守斌(1997，1998)給出的地殼密度值與全球大陸平均密度值2.75 g/cm³相當接近，所以無需再重新計算表4-4中各個單元的地殼熱流計算值。表4-3中的岩石圈的密度值是地殼與上地幔密度值的加權平均，而非地殼平均密度；由於地幔岩石的密度大於地殼岩石，所以岩石圈平均密度應大於地殼平均密度。即使中國大陸和塔里木-華北板塊岩石圈的平均密度都按大陸地殼平均密度值2.75 g/cm³取值，相應的岩石圈平均生熱率分別為1.23μW·m^-3和0.87μW·m^-3；相應的計算熱流值為135mW·m^-2和92mW·m^-2(岩石圈厚度按黎彤和倪守斌(1998)給出的數據取值)，這些數值與實測熱流值相比依然太高。所以，導致表4-3和表4-4中計算熱流值過高的原因不是對岩石圈或地殼平均密度的取值過大。

計算全國或各構造單元的岩石圈或地殼的平均熱流值時，需要有相應單元的岩石圈或地殼的平均厚度數據，顯然，厚度越大則計算出的熱流值也越高。地震學和地熱學研究表明，中國大陸東部地區岩石圈最薄可達70～80km(滕吉文等，1997；汪洋，2001b)。即使按中國大陸岩石圈的厚度最小值70km計，推算出的岩石圈熱流值仍然為96mW·m^-2，其數值依然過高。塔里木-華北板塊岩石圈的厚度即使也按最小值70km取值，推算出的岩石圈熱流值為67mW·m^-2，該數值依然高於相應區域內的實測熱流平均值。對於塔里木-華北板塊，若其地殼平均厚度按華北陸塊區東部的30km這一全板塊范圍內的地殼最小值取值，求出的該板塊整體以及內部三大構造單元(塔里木-華北陸塊區、天山-赤峰活動帶和昆侖-秦嶺活動帶)的地殼熱流計算值分別為50mW·m^-2，43mW·m^-2，50mW·m^-2和65mW·m^-2，而相應區域的實測熱流平均值依次為60mW·m^-2，60mW·m^-2，58mW·m^-2和60mW·m^-2；後者減去前者即得到地幔熱流計算值分別是10mW·m^-2，17mW·m^-2，8mW·m^-2和-5mW·m^-2。實際上，塔里木-華北板塊的地幔熱流值最低也不能低於9mW·m^-2，更不可能為負值；所以對於天山-赤峰、昆侖-秦嶺兩活動帶而言，地殼厚度即使按30km計算，得到的地殼熱流計算值仍然明顯偏高。因此導致表4-3和表4-4中計算熱流值過高的原因亦不在於岩石圈或地殼厚度的取值偏大。

上述結果和分析表明，黎彤等(1997，1998)給出的中國大陸和塔里木-華北板塊地殼及岩石圈的鈾、釷、鉀豐度值過高，不滿足大地熱流值的約束，是不可信的，它們不能代表相應地區的真實地殼鈾、釷、鉀元素豐度。所以，他們所指出的中國大陸岩石圈特別富集鈾、釷元素的結論也是錯誤的。

2.中國東部、西北部和西藏南部區域的岩石圈成分模型

黎彤等(1999)發表了中國大陸東部、西北部和西藏南部的岩石圈成分模型。該文的東部指中國大陸南北構造帶及其以東地區；西北部包括南北構造帶以西的新、甘、青、內蒙古西部和藏北地區；西藏南部是指班公湖-怒江結合帶以南地區，包括滇西騰沖。按原文的術語分別稱為華夏殼體、西域殼體和藏南殼體。此處「殼體」是按陳國達(1994)的概念定義的，其垂向結構相當於岩石圈，包括地殼和(岩石圈)地幔兩部分。為便於和原文比對，表4-5中採用華夏、西域和藏南殼體的術語。其中華夏殼體的平均密度為3.104g/cm³，西域殼體是3.011g/cm³，而藏南殼體為3.097 g/cm³；再根據該文給出的殼體平均厚度計算出各殼體內放射性生熱元素衰變產生的熱流值，其結果亦列在表4-5中。

表4-5 中國大陸東部、西北部和藏南岩石圈成分模型推算的生熱率和熱流值Table4-5 Deced heat proction rates of lithosphere of East China，Northwestern China and South Tibet

註：實測熱流值的平均值後括弧內數字為統計網格數；熱流單位為mW·m^-2。

從表4-5中可以看出，黎彤等(1999)發表的中國大陸東部、西北部和西藏南部三大區域的岩石圈鈾、釷、鉀豐度值，所計算出的殼體熱流值過高，高出各殼體區域內實測熱流平均值40mW·m^-2以上，即超出實測熱流平均值的60%以上(華夏殼體)，甚至高出1～2倍(西域和藏南殼體)；同時也遠遠高於全球大陸的平均熱流值65mW·m^-2，甚至高於全球海洋的平均熱流值101mW·m^-2(Pollack et al.，1993)。這表明根據黎彤等(1999)發表的殼體鈾、釷、鉀的豐度值計算出的熱流值不滿足實測大地熱流值的約束。因此我們認為黎彤等(1999)提供的中國各殼體鈾、釷、鉀豐度值過高，不能代表這些元素的真實豐度。

3.討論

應該指出，上述黎彤等(1999)發表的一系列中國大陸和華北板塊地殼或岩石圈成分的模型，雖然給出了有關岩石化學全分析和區域地球化學研究的參考文獻，但是並沒有詳盡闡述在殼體元素豐度值計算過程中各層位的各種元素豐度值是如何取值的，也沒有十分具體地指出各類元素豐度是根據哪種參考文獻取值的。顯然，這不利於其他研究者對該文發表的殼體元素豐度值進行詳細的檢驗和評價。

根據黎彤等(1999)的論述，其區域地殼(或岩石圈)元素豐度值的計算首先是根據地球物理資料將地殼(或岩石圈)在垂向上劃分為硅鋁層、硅鐵層和鎂硅層；然後確定各層位的岩石類型及組合，硅鋁層由酸性岩組成，同時含10%～20%的沉積岩類和副變質岩類，硅鐵層以輝長岩或基性麻粒岩為主，鎂硅層以二輝橄欖岩為主；再根據地表出露的相應岩石樣品的元素豐度值求出各層位的元素豐度，最後按各層位的質量比例求出殼體的元素豐度(黎彤等，1997，1998，1999)。由於中國大陸已有大量的地球物理、地球化學研究結果，所以各殼體的殼幔結構以及出露地表的各類岩石樣品的化學分析資料是比較可靠的。那麼黎彤等給出的殼體鈾、釷、鉀豐度值過於偏高的原因究竟何在?我們認為關鍵在於其對殼體各層位鈾、釷、鉀元素豐度值的選取，以及地殼岩石組合模型的建立上均有值得商榷之處。

中國東部上地殼(硅鋁層)的放射性生熱元素豐度值與酸性岩存在較大差異(鄢明才和遲清華，1997)。根據鄢明才和遲清華(1997)的數據，可以計算出中國大陸酸性岩的平均生熱率為1.87μW·m^-3；而中國東部上地殼的生熱率為1.30μW·m^-3(鄢明才和遲清華，1997)，秦嶺造山帶上地殼的生熱率為1.19～1.54μW·m^-3(張本仁等，1994)。另一方面，上地殼(硅鋁層)的岩性組合並不一定能夠歸結為酸性岩(佔80%～90%)加少量沉積岩和副變質岩(佔10%～20%)的模型，採用出露地殼的各類岩性比例建立相應的上地殼岩石組合更為合理(Condie，1993；鄢明才和遲清華，1997)。對上地殼的酸性岩比例估計過高，會導致對上地殼鈾、釷、鉀元素豐度的過高估計。

黎彤(1994)發表的中國大陸上地殼的鈾、釷、鉀元素豐度值計算出的中國大陸上地殼生熱率為3.87μW·m^-3，是中國酸性岩平均生熱率的2倍，是其他研究者(張本仁等，1994；鄢明才和遲清華，1997)發表的中國大陸上地殼生熱率值的3倍左右。若採用該數據參與殼體放射性生熱元素豐度的計算，顯然會高估殼體的鈾、釷、鉀元素豐度值。

全球大陸下地殼岩石包體的生熱率為0.28μW·m^-3(Rudnick，1992)，中國基性麻粒岩的生熱率為0.25μW·m^-3(鄢明才和遲清華，1997)。中國輝綠岩/輝長岩的生熱率為0.41～0.48μW·m^-3(鄢明才和遲清華，1997)，高出中國基性麻粒岩生熱率60%～90%。黎彤等在其文章中並未明確說明各殼體硅鐵層的化學成分究竟是以何種岩性(輝長岩還是基性麻粒岩)的成分計算的。如果採用輝長岩/輝綠岩的生熱元素豐度值作為硅鐵層的生熱元素豐度值可能會導致較大的偏差(汪洋，2000b)。

對於區域上地幔的組成的研究目前仍然比較少，且涉及的元素多限於主元素和部分微量元素(張本仁等，1994)。黎彤等發表的文章中給出的涉及中國區域地球化學研究結果的參考文獻中，多數沒有給出十分詳盡的上地幔微量元素豐度數據。最詳盡的相關數據是鄢明才和遲清華(1997)發表的中國超鎂鐵岩的成分數據，根據該數據得到的橄欖岩和輝石橄欖岩的生熱率分別為0.10μW·m^-3和0.15μW·m^-3。這些數值是根據地幔岩樣品得到的0.03μW·m^-3的上地幔生熱率(Rudnick et al.，1998)的3～5倍。需要指出的是，根據黎彤(1985)發表的全球平均岩石圈地幔(幔岩層)的放射性生熱元素豐度數據，計算出的岩石圈地幔生熱率為0.13μW·m^-3，也明顯高於0.03μW·m^-3的岩石圈地幔生熱率。張本仁等(1994)已經指出，地表出露的超鎂鐵岩的成分並不直接代表岩石圈地幔的成分，必須在分析其岩石成因的基礎上經過反演計算才能恢復上地幔岩的成分。所以，對於岩石圈地幔成分的估計也不能簡單地直接採用地表出露的超鎂鐵岩成分數據。

綜合上述分析，我們認為黎彤等對殼體各層位放射性生熱元素豐度值的取值存在不合理之處。考慮到強不相容元素銣、銫、鋇和鈾、釷、鉀元素之間的地球化學親合性(趙倫山和張本仁，1988)，他們文章中給出的銣、銫、鋇等強不相容元素豐度值的可信程度也值得商榷。

二、中國東部地區地殼成分模型的檢驗

1.檢驗

Gao等(1992，1998b)在總結多年工作的基礎上，發表了中國東部華北地台、揚子地台(北緣)和秦嶺造山帶的地殼化學成分模型，以及根據這三個構造單元資料綜合而得到的中國大陸東部地區的中部區域(高山等稱之為中國中東部)的地殼成分模型。鄢明才和遲清華(1997)以及遲清華和鄢明才(1998)在區域化探成果的基礎上也給出了華北地台的地殼化學成分模型。對這些模型的大地熱流檢驗結果列於表4-6。其中，各構造單元的平均地殼厚度均根據原作者各自提出的數據。同時必須指出的是，對表4-6中各構造單元的范圍也是嚴格按照原作者給出的區域劃定。其中Gao等(1998b)揚子地台的范圍按照Gao等(1992，1998a，b)發表的文章的圖1中劃定的研究區域確定，相當於揚子地台的北緣其范圍是：秦嶺造山帶以南，北緯29°以北，東經106°～116°的地區。相應地，該區域的熱流平均值也是按照該區內的實測熱流數據計算的。

表4-6 中國中東部地殼成分模型推算的生熱率和熱流值Table4-6 Deced crustal heat proction rate of Central East China

註：此處括弧內數值代表熱流實測值數量；熱流值的單位為mW·m^-2。

從表4-6可見，遲清華和鄢明才的華北地台地殼成分模型、Gao等給出的秦嶺造山帶、華北地台和中國中東部整體的地殼成分模型都通過了實測大地熱流值的檢驗。但是據揚子地台(北緣)地殼成分求出的地殼熱流值達52mW·m^-2，而該區域內實測熱流值平均為54mW·m^-2。兩者僅相差2mW·m^-2，明顯低於10mW·m^-2的大陸地區地幔熱流的最低限。揚子地台(北緣)地殼鈾、釷、鉀含量可能偏高。

2.討論

大地熱流資料可以提供對地殼化學成分模型的檢驗，Gao等(1992，1998a，b)在其自己工作中對此問題已有所考慮，但仍然有值得商榷之處。例如：Gao等(1992，1998a，b)對華北地台南緣地殼成分模型的大地熱流檢驗，採用的是平頂山地區的6個熱流值較高的數據(均大於70mW·m^-2)，而未慮及同一地區的熱流值較低(均小於60mW·m^-2)的數據(汪集暘和黃少鵬，1990)。同時，Gao等(1992)對秦嶺的成分模型進行熱流檢驗所用的是根據溫泉水化學分析資料推算的熱流值，而非實測熱流值。利用水化學資料推算的熱流值是否可信，需要與區內的實測熱流值相比較；而且溫泉出露區的地溫資料受淺部地下水流動的擾動很大，能否代表從地下深部經熱傳導方式傳遞到地表的熱流值也是需要考慮的問題。Gao等(1998a，b)採用了大量的實測熱流數據對中國中東部整體地殼成分模型進行檢驗，但卻沒有對其內部三個主要地質單元(華北地台、秦嶺造山帶和揚子地台)的相應模型進行檢驗。我們認為整體模型是合理的這一點並不能證明其內部各地質單元的模型一定都是合理的。根據區域熱流變化，採用相應地區范圍內的實測熱流值對當地地殼成分模型進行檢驗是十分必要的。

在前面我們已經指出，Gao等(1998)的揚子地台地殼成分模型未能通過熱流值的檢驗。但是，由於其研究區域范圍內所涉及的揚子地台北緣的面積遠小於華北地台(參見Gao et al.，1998 b的圖1)，而中國中東部整體地殼成分模型是根據華北地台、揚子地台北緣和秦嶺造山帶的地殼成分模型進行加權計算得出的(Gao et al.，1998b)。所以中國中東部整體地殼成分模型通過了檢驗。這再次說明，大地熱流檢驗屬於否定性檢驗，滿足區域大地熱流約束的地殼(或岩石圈)成分模型，並不意味著其一定就是完全准確的。

Gao等(1992，1998a，b)對建立其地殼成分模型的工作方法、程序等介紹得很詳細，為探討揚子地台北緣地殼成分模型的鈾、釷、鉀含量為什麼偏高提供了可能。

根據Gao等(1992，1998b)，其在揚子地台北緣的地球化學取樣范圍限於西鄉 碑壩，高川和宜昌-神農架三個相對面積較小(與華北和秦嶺的采樣區相比)的基岩出露區，這些區域樣品有可能還不具備很好的區域代表性。另外，建立地殼成分模型的地震波速模型依據的是整個揚子地台的地球物理資料。由於揚子地台內部地殼結構的不均勻性，這個平均地殼結構對於地台北緣是否具有代表性，也是一個問題。所以，揚子地台北部地區地球物理和地球化學研究程度和采樣剖面的代表性等，很可能是導致其地殼成分模型對鈾、釷、鉀含量估計偏高的主要原因。

值得注意的是，高山等和遲清華、鄢明才這兩個研究組建立的華北地台的地殼結構模型和岩石學模型各自獨立，而他們提出的華北地殼成分模型計算出的地殼平均生熱率相當接近。這表明這兩家建立的華北地台的地殼化學成分模型在整體上比較可靠，可以作為進一步研究的基礎。這應當歸因於華北地台具有十分豐富的區域岩石學、地球物理和地球化學研究成果。目前中國大陸其他大地構造單元的地殼成分模型普遍不能滿足大地熱流值的約束，暗示這些構造單元的區域地球物理和地球化學研究程度還達不到華北地台那麼高的程度，尚不足以建立起比較可信的區域地殼地球化學成分模型。

三、討論與小結

由上節所述可知：近年來發表的關於中國大陸及其內部一些主要構造單元的地殼或岩石圈的化學成分模型當中，能夠滿足區域實測大地熱流值檢驗的不多。黎彤及其合作者提出的一系列地殼或岩石圈成分模型都未能通過大地熱流檢驗。相反，遲清華和鄢明才提出的華北地台地殼成分模型通過了大地熱流檢驗；同時，高山等建立的中國中東部、華北地台和秦嶺造山帶的地殼成分模型都通過了大地熱流的檢驗。

國內外對大陸地殼化學成分的大量研究均指出，在大陸整體增生和演化中起最主要作用的是岩漿活動過程(Rudnick and Fountain，1995)。考慮到鈾、釷、鉀元素和其他強不相容元素在岩漿活動中地球化學行為的相似性，如果某個地殼(或岩石圈)成分模型的鈾、釷、鉀豐度值不可靠，也就意味著該模型中Ba、Cs、Rb、La等強不相容元素豐度值的可信程度也值得懷疑。另一方面，對岩漿岩中主要造岩元素和鈾、釷元素的含量的聚類分析表明，鈾、釷和SiO₂、K₂O、Na₂O呈正相關。這暗示，如果某個地殼成分模型中鈾、釷、鉀的豐度值偏高，那麼該模型給出的地殼平均SiO₂含量亦偏高，即該模型給出的地殼成分偏於長英質。實際上，Rudnick等(1998)已指出，Shaw等(1986)和Wede pohl(1995)提出的大陸地殼成分模型的鈾、釷、鉀豐度值均明顯偏高，不滿足大地熱流約束；而這兩個地殼成分模型給出的地殼 SiO₂含量明顯高於其他模型。從Gao等(1998b)發表的數據看，具有較高鈾、釷、鉀豐度值的揚子地台(北緣)的地殼成分模型，其SiO₂含量也高於華北地台。McLennan和Taylor(1996)亦根據熱流與大陸地殼化學成分資料的分析指出，那些主要依賴地震波速和地表樣品資料所建立的全球陸殼成分模型多數不滿足大地熱流約束，而且其SiO₂和強不相容元素的含量偏高。所以，那些不滿足區域大地熱流值約束的中國大陸或其內部構造單元的地殼(或岩石圈)化學成分模型，不但其鈾、釷、鉀的豐度值偏高，而且其他不相容元素的豐度值可能也偏高，同時其估計的地殼整體成分有可能偏於長英質。

除了少量的地殼和地幔深部岩石包體和出露地表的下地殼變質岩剖面而外，目前人們尚不能對地殼深部和地幔進行直接觀測和取樣；所以對地殼深部和地幔的化學元素豐度的研究主要是建立在間接的地球物理、地球化學證據基礎上的。區域地殼和地幔地球化學成分模型的建立，主要是根據地震波速推斷地殼或殼體的垂向岩性分層結構，再利用相應岩石的成分估計各層位的元素豐度。岩石的波速特徵與其主要礦物的組成、含量以及岩石所處的溫度、壓力條件有關(Christensen and Mooney，1995)。由於地球物理反演存在的不可避免的非唯一性，准確判斷深部岩性組合本身就存在一定的難度。更為關鍵的是，岩石波速與其副礦物含量之間未必有明確的相關關系(趙平，1993)，而岩石中的微量元素含量往往取決於岩石的副礦物的種類和含量(趙平，1993；吳澄宇和萬渝生，1997)。所以採用這種方法得出的深部層位的微量元素(包括鈾、釷)豐度值的可信度並不高。前人對超過30000個鑽孔的測井資料的研究表明(Williams and Anderson，1990)，僅僅依靠地震波速或岩石密度確定的岩石生熱率與真實值之間的誤差在一個數量級，即推算值在真實值的1/10～10倍之間的范圍內變化；如果先通過波速或密度資料確定岩性，再根據推斷的岩性確定岩石生熱率，則推算值在真實值的1/3到3倍之間的范圍內變化。這表明，即使已經根據地球物理資料得到地殼深部的可靠岩石類型，也很難由此推算出非常可信的鈾、釷、鉀豐度值。所以，目前的區域地球化學研究在方法學上仍然存在欠缺之處，需要進一步的改進。

綜合上述，根據大地熱流實測數據檢驗結果，黎彤等發表的我國地殼成分模型多數尚不能滿足區域大地熱流值的約束，其給出的鈾、釷、鉀元素豐度值過高，其可信程度不高，其他強不相容元素豐度值的可靠程度也值得商榷，同時該模型估計的地殼整體成分有可能偏於長英質。所以，這些不滿足區域熱流約束的地殼(或岩石圈)成分模型是不可信的。大地熱流檢驗工作有助於識別相對可靠的成分模型。因此，我們建議：

1)涉及區域地殼或岩石圈成分，特別是微量元素(包括放射性生熱元素)豐度值的研究必須認真考慮大地熱流約束條件，即由地殼或岩石圈放射性生熱元素豐度推算的熱流值應當在合理的范圍內。

2)目前區域地殼化學元素豐度研究中採用的某些方法尚存在不完善之處，得出的微量元素豐度值數據的可信程度需要進一步研究。對於地殼深部微量元素豐度的取值，不能簡單採用研究區地表出露的相應岩類的豐度值。

3)進行區域地球化學、成礦學等方面的研究時，對中國大陸各區域地殼或岩石圈放射性生熱元素和其它微量元素豐度值的引用應十分慎重，最好使用經過檢驗的可靠數據。

4)發表區域地殼或岩石圈化學元素豐度值模型時，應該在文章中詳細闡明元素豐度值計算過程中各層位的各種元素豐度值是如何取值的，以及其具體的文獻來源。以利於其他研究者能夠對發表的元素豐度值進行必要的檢驗和評價。

⑤ 關於春的七言絕句

倚春
桃花依舊笑春風，莫負流光慰淺衷。款款深情新燕寄，幽幽雅意暗香融。

邀杯撫曲緣相惜，解語吟懷各不同。攬盡閑心詩韻好，箋留綺夢樂無窮。

嘆春
過往紅塵夢落空，桃花依舊笑春風。柳枝綠透田間色，杜宇聲催陌上蔥。

景在詩中藏味道，人邀月下醉朦朧。幾杯濁酒逍遙對，多少深情寂寞終。

裁春
又見東君新綠送，驚魂不過流光醒。桃花依舊笑春風，岸柳如詩縈月夢。

一味清歡淡墨邀，三生憶念佳詞詠。細裁煙火染丹霞，獨享芳心融暖靜。

約春
燕穿柳浪邀騷客，半畝詩田待韻烹。玉女疏閑追往事，桃花依舊笑春風。

紅肥綠瘦煙塵逐，意醉情濃闋夢生。小院倚窗吟盛景，禪茶一味好修行。

種春
鶯歌燕舞幽深縱，頻送閑窗光影動。淺笑吟情寂寞無，痴心解語紅塵弄。

桃花依舊笑春風，柳夢成詩迎月汞。韻洗鉛華慰老身，長箋漫種三陽境。

惜春
最美倚窗觀落日，三陽已遞世華榮。燕掀柳幕清明度，綠染桑田綺媚增。

流水穿涯歌景色，桃花依舊笑春風。陪誰走過時光好，不負紅塵歲月晴。

探春
偷得閑心游秀景，曉晨已去清寒冷。幾行弱柳剪心塵，一抹流香牽夢影。

漫賞雲煙畫卷新，痴迷錦色詩情奉。桃花依舊笑春風，可有知音攜手共。

挽春
巡山度水付琳瓊，為挽芳英轉瞬匆。韻剪流光詩意醉，墨疏錦綉訴情濃。

繁華寫滿相思句，憶念存留寂寞亭。夢鎖煙樓人已去，桃花依舊笑春風。

⑥ 我國大地熱流場分布特徵

我國大地熱流測試工作始於20世紀50年代末，1975年中國科學院地質研究所首次在華北地區獲得可信的17個大地熱流數據。以後相繼在東北、華東、華中、華南、西南、西北和西藏等地區進行了大地熱流測量，以至我國大陸地區大地熱流數據現已達到近900多個。此外，石油及海洋部門結合考察沿海地區及近海石油資源，也測得了我國近海的海洋熱流數據近600多個。這些熱流測點分布如圖13-6所示。

由於測試條件和測試方法的不同，所得熱流數據的質量自然也就有差別。根據地溫測量、岩石熱導率測試、熱流計算段的選取和測點周圍的地質構造條件和水文地質環境等因素，把熱流數據劃分為A，B，C，D四個質量類別（表13-4）。現階段我國大地熱流數據中，A類約佔46％，B類約佔34％，C類約佔15％，D類只佔約5％。

表13-4 中國大陸地區大地熱流數據質量分類

我國大陸地區所測得的大地熱流值是在23～319mW/m²之間變化，其平均值為（63±24）mW/m²。如果不考慮D類數據，則平均值為（61±16）mW/m²，大地熱流值的變化范圍為30～140mW/m²（圖13-7）。對A，B，C，D類數據分別賦予質量權數3，2，1，0，得質量加權平均值為61.3mW/m²。以上這些平均值與全球相應平均值都很接近。

圖13-6 我國大地熱流測點分布圖

當然，從圖13-6可見，我國境內大地熱流數據按地理位置的分布還是極不均勻的，有些地區幾乎空白，特別是在藏西南地區。盡管如此，我們還是可以根據這些寶貴的熱流數據來研究我國大地熱流場分布的一些特徵（Shengbiao Hu et al.，2000）。

圖13-7 中國大陸地區大地熱流數據頻率分布直方圖

（一）構造單元的特徵熱流值

按照板塊構造理論，中國大陸地區可以分成五個古板塊：西伯利亞板塊（中國境內部分）；塔里木-華北板塊；華南板塊；藏滇板塊；印度板塊。每個板塊是由若干次一級構造單元所組成，其中包括克拉通塊體、周邊造山帶及盆地等。實際上，同一種構造單元也能顯示出相當不同的熱屬性，特別是在中新生代裂谷盆地和相對穩定的塊體上發育起來的地塹中這種特點更加突出。同時，有些構造單元的熱屬性與其他不同構造單元沒有明顯差別，因而可以把它們看做是同一的熱構造單元。每個構造單元的熱流值變化范圍及平均熱流值列於表13-5。

表13-5 中國大陸熱構造單元熱流特徵及地質年齡^①

①D類數據未包括在此表中；②這是華北（Ⅱ_4-1）（昆侖-祁連-秦嶺）和華南（Ⅲ1）秦嶺-大別構造帶的組合；③1—造山作用年齡；2—最後構造熱事件年齡；④S.D.為標准偏差。

西伯利亞板塊在中國的部分包括四個熱構造單元。其中加里東期阿爾泰-額爾古納帶和准噶爾-興安帶顯示出低於60mW/m²的低熱流特徵，這是因為此構造帶是由老的造山帶和像准噶爾塊體這樣的穩定大陸所組成。與以上兩個造山帶和准噶爾盆地相反，松遼盆地的熱流數據顯示非常高的平均值，達（70±17.8）mW/m²。這種高熱流歸因於該盆地發展階段自白堊紀到新近紀的裂谷作用和火山活動。

由於組成和中新生代構造演化的不同，塔里木-華北板塊的熱流數據顯示出多樣性。穩定塊體和古老造山帶顯示30～55mW/m²的熱流變化范圍，是第一種形態。它包括古生代的天山-赤峰帶，塔里木塊體、華北塊體中未受構造擾動的地區和柴達木塊體。第二種形態，其熱流變化范圍為55～65mW/m²，顯現在中生代克拉通盆地（如鄂爾多斯盆地和華北盆地南部）及加里東到印支期的秦嶺帶。第三種形態為熱流值大於65mW/m²的典型的中-新生代裂谷盆地，像渤海灣盆地和汾渭地塹。

與塔里木-華北板塊相似，華南板塊的熱流數據也明顯表現出多樣性。在上揚子塊體觀測到低熱流值（＜55mW/m²），這與華北塊體中未受擾動的地區所觀測到的熱流值非常接近。受中新生代構造熱事件影響的構造單元顯示出高熱流值（＞65mW/m²）的熱屬性。川西和滇中具有（76±12.8）mW/m²的平均熱流值。這比上揚子中的熱流值高出許多，並反映了該區所受從晚古生代到中生代期間的裂谷和火山活動以及揚子塊體西部邊緣新生代逆沖作用的熱影響。郯廬走滑斷裂帶是渤海灣裂谷盆地的一部分，它的平均熱流值（69±9.8）mW/m²與渤海灣盆地的相應熱流值非常接近。在早新生代作為克拉通內斷陷盆地而形成的蘇北盆地和下楊子一般具有平均值為（72±9.3）mW/m²的較高的熱流值。加里東期湖南和印支期浙-閩構造帶廣泛受到自侏羅紀至白堊紀的火山-岩漿活動影響，平均熱流值分別達到（73±5.7）mW/m²和（72±15.8）mW/m²。位於藏滇板塊以北的羌北-思茅塊體上觀測到與喜馬拉雅造山作用相伴且受新生代火山活動影響的更高的熱流值。未曾經歷晚中生代火山活動影響的加里東期松潘-甘孜構造帶顯示出居中的熱流值（62±15.8）mW/m²。

藏滇板塊的熱流值明顯高於中國大陸其他部分的觀測值。相當一部分值超過150mW/m²，認為這是循環地下水的向上對流所引起。如果去掉非傳導型測量結果，那麼，整個高原的熱流數據具有61～140mW/m²的變化范圍，其平均值為（86±20.2）mW/m²。這些結果表明這一地區的熱屬性與喜馬拉雅碰撞作用、火山活動以及地殼增厚（70km左右）等地質作用相關。

屬於印度板塊的喜馬拉雅推覆體具有高於80mW/m²的熱流值。

綜上所述，中國大陸熱流值的分布在同一種板塊的不同次一級構造單元中具有明顯不同的傾向。不同板塊之間的熱流值差別更為顯著。藏滇板塊顯示單一的高熱流模式，其他三個板塊（除印度板塊）的熱流數據顯示出在特定的次一級構造單元受中生代到新生代構造熱活動影響的多重或雙重模式。

（二）大地熱流和地質年齡

正如許多學者已指出的那樣，從全球角度來說的話，年青地體的熱流值高於古老地體的熱流值，因而可以把大地熱流值看做是地質年齡的函數。中國大陸內部發育著年齡范圍廣泛的眾多造山帶和大的克拉通中相對穩定的一些較小塊體。為了更好地認識中國大陸的熱屬性，在上述熱流數據的基礎上研究了熱流與地質年齡之間的關系。表13-5中列出了中國大陸每一個構造單元熱流的平均值及它們相應的地質年齡。表中地質年齡欄中第一列為造山帶的造山運動年齡或穩定地塊（克拉通）及盆地的基底年齡，而第二列所列年齡為最近的主要構造運動或區域性岩漿（構造熱）事件的發生時間。

圖13-8表示中國大陸熱流-年齡趨勢。由於中新生代造山運動後期的構造熱活動影響，熱流和造山作用年齡之間的關系相當混亂。盡管如此，熱流與最後構造熱事件的年齡（分為7個年齡段）顯示出非常好的相關性。喜馬拉雅（新生代）造山期的熱流值離散嚴重，其平均值為（82±21.2）mW/m²。從燕山期到印支期，隨著年齡的增加平均熱流值持續遞減（從燕山期的（70±12.6）mW/m²到印支期的（64±12.6）mW/m²）。印支期和華力西之間有一個顯著的變化：平均熱流值一下落到華力西的（49±11）mW/m²，然後，從古生代到元古代的年齡范圍內近似保持定常的平均熱流值（～50mW/m²）。熱流-年齡的關系表示中國大陸的熱流值主要由中新生代構造熱演化所控制，中生代前造山運動的影響是次要的。

圖13-8 熱流與造山運動年齡（a）及最近構造熱事件年代（b）的關系圓圈表示數據點；黑方塊和白長方形分別表示平均熱流和每個年齡分段的標准偏差。年齡分段：A—喜馬拉雅期（古近-新近紀）；B—燕山期（侏羅到白堊）；C—印支期；D—華力西期；E—加里東期；F—中晚元古代；G—早元古代

（三）大地熱流分布形態及其解釋

隨著大地熱流數據量和覆蓋面的增加，勾畫全國熱流分布平面等值線圖已成為可能，並且從中也能做出不同比例尺的區域和局部熱流分布平面圖。圖13-9為依據目前為止所積累的我國大陸地區熱流數據所做出的初步熱流圖。從圖中可見，我國大陸地區總的熱流分布模式可描寫為：東部和西南「高」，中部和西北「低」。從圖中可以確認由不同構造熱過程引起的各種規模的眾多地熱異常。從岩石圈尺度看熱流分布模式與中國大陸階梯狀地勢有某種表觀聯系。階梯最上層（也就是西藏高原）為具有最高熱流值（＞80mW/m²）特徵的西南 「高」。第二層階梯為與低熱流值（＜60mW/m²）相對應的中部和西北地區，稱為中部和西北「低」。相反，地勢最低的第三階梯是中國東部被抬升的熱流（65～75mW/m²）所限定的區域，稱為東部「高」。實際上，這種關系基本出自不同的地球動力學過程。西南「高」是由新生代以來印度板塊和歐亞板塊的碰撞所引起。隨著壓縮增厚過程（包括放射性生熱岩層的增厚、剪切生熱引起殼內部分熔融且現代岩漿侵入）的進行，地表熱流明顯增高。其間，向下運動的岩石圈阻止熱流從地幔上升，因而產生具有 「冷」 幔「熱」殼岩石圈熱結構特徵的西南「高」。東部「高」起源於大規模火山-岩漿活動，中生代晚期與古太平洋板塊的俯沖相伴的岩石圈減薄以及新生代以來殼內大規模走滑和拉張運動。這種減薄雖然減少了地殼放射性熱流，但增加了地幔熱流，從而形成了具有 「熱」幔「冷」殼特徵的東部現代熱結構。中部和西北「低」顯示出深部微受中新生代構造熱活動擾動的古老大陸和造山帶的熱屬性，因而具有「冷」 幔 「冷」殼的熱結構特徵。華北塊體所能觀測到的一些地熱異常正是在新生代地塹上，這里具備了能夠產生熱異常的深部動力學過程和淺部地下水流動的兩個條件。

圖13-9 中國大陸初步熱流圖

在中國大陸地區，特別是在東部，盆地對大地熱流的分布具有非常重要的意義。在熱流圖中盆地尺度的熱流異常非常明顯。由於新生代裂谷作用和火山活動的影響，中國東部中新生代裂谷盆地（如松遼盆地、渤海灣盆地和蘇北盆地等）一般具有較高的熱流（＞65mW/m²）。除了一些新生代地塹外（如汾渭地塹），位於中國中部和西北部盆地的熱流一般非常低（＜55mW/m²），這是因為它們是在相對古老而穩定的地塊上發展起來的克拉通內盆地。根據區域岩石圈熱結構，可以把中國大陸盆地分為三種類型：東部和西南部的「熱」盆、中部的「溫」盆以及西北部的「冷」盆。在盆地內部熱流分布的形態主要受控於基底的起伏和區域地下水的活動。

與盆地不同，中國大陸造山帶對熱流分布形態的影響相對較小。除了西藏以外的大部分造山帶形成於中生代中期。因此，如圖13-8（a）所示，熱流形態和造山作用的年齡沒有明顯的相關性。一個可能的例外是祁連-秦嶺構造帶，它具有相當大變化的較高熱流值，這應歸因於此構造帶所受多幕多期次的造山運動、造山後構造熱活動以及喜馬拉雅碰撞作用的強烈影響。

在地區尺度（10km范圍）內，也能判明很多熱流異常。這些一般與地表地熱區（如西藏羊八井地熱田、華南福建東部的漳州和福州地熱田等）有關，而且明顯地由地熱系統內地下水的熱循環所引起。

（四）南海熱流分布特徵

南海是西北太平洋最大的邊緣海盆地，它的形成與若干大陸裂谷事件和海底擴張有關。目前，南海已有589個有效熱流值，在我國領海中大地熱流研究程度是最高的（Li-juan He et al.，2001）。在南海熱流測點的分布是不均勻的（圖13-10），主要集中分布在北部和南部邊緣。在東、西部邊緣和中央盆地只有極少數測點分布。這些熱流值近似呈現正態分布，其值在8～191mW/m²之間變化，其中60～80mW/m²之間的值約佔40％。它們的總平均值為77mW/m²，高於大陸地區的總平均值（～61mW/m²）。

南海不同部位熱流值分布的統計結果見表13-6。中央盆地具有88mW/m²的最高平均熱流值。盆地中有兩個高熱流異常中心，分別位於西南次盆地和東部次盆地上。中央盆地是在約17Ma之前停止於東部次盆地的海底擴張作用下形成的。盆地中高熱流與該區年青的洋殼有關。海底擴張停止後岩石圈的伸展作用使熱流更加遞增。

南海的邊緣地區具有較之中央盆地低的熱流。沿著東部邊緣帶，熱形態因為受到馬尼拉海溝俯沖過程的影響，表現出相對低熱流值的特徵。該區大部分熱流值小於60mW/m²，其平均值為49.1mW/m²。南海北部邊緣發育幾個富含油氣資源的沉積盆地。其中最大的是珠江口盆地，平均熱流值為68mW/m²，熱流值的變化范圍為54～85mW/m²。北部灣盆地的平均熱流值為61mW/m²，變化范圍為48～79mW/m²。在鶯歌海-瓊東南盆地，底闢作用和水熱活動非常劇烈，因而該區具有相對高的平均熱流值78.7mW/m²。北部邊緣的總平均熱流值為74.9mW/m²，略高於我國大陸東南地區的65～70mW/m²。南部邊緣的平均熱流值（除去各別極高的值以外）大體上與北部邊緣相似。

圖13-10 南海熱流測點分布與平面等值線圖

表13-6 南海熱流統計表

總之，南海具有平均熱流值為77mW/m²的高背景熱流的特徵。一般來說，從北部和南部邊緣向著中央盆地的方向熱流值逐漸遞增。東部邊緣因處於俯沖帶上，熱流值相對較低。南海高背景熱流是由多期次伸展作用引起的結果。