中国海洋热通量是多少

① 结构力学力矩分配系数和传递系数是多少

分配系数：杆端分配系数＝该杆端抗弯刚度／交于该结点（刚结点）的所有杆端抗弯刚度之和。

传递系数与杆件的远端支承有关：远端固定梁为1/2；远端滑动梁为－1。

用一般的力法或位移法分析超静定结构（见杆系结构的静力分析）时，都要建立和解算线性方程组。如果未知数目较多，计算工作将相当繁重。H.克罗斯于1930年在位移法的基础上，提出了不必解方程组而是逐次逼近的力矩分配法。

它在1930年发表在ASCE期刊，该方法仅考虑弯曲效应，忽略轴向和剪切效应。从20世纪30年代到电脑开始广泛应用于结构设计和分析中，力矩分布法是最广泛应用的方法。

常用法则

剩余法则是通过海冰下表面处的热量平衡来确定海洋热通量口。在海冰数值模拟，尤其是海冰数值预报中，体积块法应用最方便，它可以通过对水温、流速的预测来对海洋热通量直接计算。

海洋热通量的主要确定方法可大体分为涡动法、体积块法和剩余法3种。涡动法是利用边界层理论来分析海冰生消过程中冰水间的动量、热量和盐度的耦合过程，从而确定出海水对冰盖的热量传递；体积块法主要是根据冰点和海水的温差对海洋热通量进行直接计算。

② 热通量的计算公式是多少啊

热通量的计算公式是：

(2)中国海洋热通量是多少扩展阅读：

热通量有时也被称为热通量密度或热流量强度是每单位时间每单位面积的能量流量。在SI中，其单位是瓦特每平方米（W⋅m-2）。它既有方向又有量级，所以它是一个向量。为了确定空间某一点的热通量，需要考虑表面尺寸无限小的极限情况。

傅里叶定律是这些概念的重要应用。

依据热传导方式的不同，热通量分为传导热通量（传导热流密度）、辐射热通量（辐射热流密度）和对流热通量（对流热流密度） 。

对于不同的应用，热通量的名称还有如：大地热通量（也称大地热流密度，土壤热通量），它是大地（土壤）中热传导方式的表述；

感热通量是物体在加热或冷却过程中，温度升高或降低而不改变其原有相态所需吸收或放出的热量通量；潜热通量是物质发生相变（物态变化）且温度不发生变化时吸收或放出的热量通量。

③ 南海天然气水合物成矿的温压条件

一、南海的地热条件

南海的温度和热流数据主要有两类（Wang Jiyang等，1996）：一类是海底探针数据（共225个），主要分布于陆坡和深海区；另一类是油气勘探井的钻孔数据（358个），主要分布于陆架区。热流测点主要集中在北部陆架（132个）、北部陆坡区（115个）和南部陆架区（102个），而在吕宋海槽（13个）、东部陆架区（30个）和西部陆架区（31个）等地区热流测点较少（表4-4）。这些数据主要包括测点位置、水深、海底温度、地温梯度、热流和热导率等。其中热流值的差异很大，从小于10mW/m²到大于190mW/m²均有。

对于这两种方法测得的热流数据，数值大小并没有明显的差异，只是海底探针数据更离散一些。对于地温梯度数据，海底探针测量结果明显高于钻孔测量结果，钻孔测量的地温梯度平均值为35mW/m²；而海底探针测量的地温梯度平均值为95mW/m²，比钻孔结果高一倍还多。这主要是由于钻孔数据多来自井底，随着深度的加大，沉积物压实作用越来越强，因此热导率值比较高，平均值为2.21W/（m·K）；而探针数据多来自海底附近5m左右的沉积物，松散的沉积物热导率很低，平均值为0.85W/（m·K）。然而两种方法计算的热流值相对变化不大，导致探针测得的地温梯度明显高于钻孔测量结果。

表4-4 南海各构造区热流、温度数据统计表

（一）海底温度条件

南海的海底温度在大陆架地区为6～14℃左右，大陆坡地区的海底温度为2～6℃左右，中央海盆的海底温度为2℃左右。海水等深线与等温线趋势一致，等深线密集处，等温线也密集，其走向反映了大陆坡的走向。

图4-9 南海海底温度和水深关系图

南海的海水深度和海底温度具有一定的相关性（图4-9）。海底温度随着海水水深的增加而降低，当水深大于2800m时，海底温度趋于稳定（2.2℃）；当水深小于2800m时，水深和海底温度在对数坐标系下呈线性相关，拟合的公式为：

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

式中：D为水深；t为海底温度。

与世界上其他海域相比，南海的海底温度比印度大陆边缘的海底温度要低一些，比日本海域要高一些。例如，在水深为1000m时，我国南海的海底温度在5℃左右，而印度大陆边缘的海底温度在8℃左右（Rao，1999），日本Sagami湾的西部海底温度在3℃左右（Kinoshita等，1991）。

（二）南海热流特征

1.南海热流分布

南海海域的热流值变化较大，从小于10mW/m²到大于190mW/m²均有（何丽娟等，1998）。南海热流数据共597个（其中有14个位于陆上），海洋热流平均值为75.9mW/m²，分布在40～100mW/m²间的数据最多，有482个，小于40mW/m²的有26个，大于100mW/m²的有75个。南海热流值比中国大陆平均热流值〔（65.2±26）mW/m²〕高得多，可见，南海是一个具高热流背景的地区。

南海虽整体处于高热流背景，但不同地区仍有明显的差别。本次研究将南海分为9个区，即中央海盆、北部陆架区、北部陆坡区、西部陆架区、西部陆坡区、南部陆架区、南部陆坡区、东部岛架区和东部岛坡区（吕宋海槽），西部陆架区的测点主要集中在西南部。南海各构造区温度与热流等资料统计于表4-6。

南海中央海盆、西部陆架区和南部陆架区平均热流值很高，吕宋海槽平均热流值最低（表4-6，图4-10，图4-11）。

从热流分布图上可见（图4-11），高热流区位于万安滩、曾母暗沙盆地和中央海盆的西南部海域，热流值都在120mW/m²以上；南海的低热流区分布在吕宋海槽（小于40mW/m²）、西沙海槽附近（小于60mW/m²）和湄公盆地（小于50mW/m²）等几处，另外，台湾西南盆地和南沙等几个区域的热流值也均低于70mW/m²。

2.南海盆地地热特征的形成机理

南海盆地现今地热特征是盆地热演化的产物，而盆地的热演化史与其构造演化史密切相关。岩石圈拉张减薄是影响大地热流的重要构造事件之一，岩石圈热松弛时间约在62Ma，此后大地热流基本不再受影响。因此，南海大地热流分布主要与60Ma以来新生代构造运动有关。新生代南海经历了多期构造运动，但关于构造运动的期次和时间，尤其是中新世以来是否存在区域性构造活动，目前仍有异议。

何丽娟等（1998）在研究南海盆地地热特征中，采用多期构造热演化模式对南海的东、西地学断面进行了模拟，结果表明，中新世以来的构造运动是造成南海区域性高热流的主要因素。具体地说，南海地热特征主要与下述作用相关。

多期拉张综合作用 南海新生代经历的拉张作用分别发生在晚白垩世晚期（神狐运动，约65Ma）、早始新世（南海运动，约54Ma）、早渐新世（海底扩张，约36Ma）、中中新世（东沙运动，约15.2Ma）和上新世（流花运动，约5.2Ma）。由于已超过或接近岩石圈热松弛时间，早期拉张对现今地温场的影响基本消失。早渐新世的拉张程度很小，东地学断面拉张系数为1.02～1.21，西地学断面为1.04～1.26。尽管拉张量小，由岩石圈拉张减薄、软流圈拉张上涌造成的热异常也较小，但在经过约20Ma的演化至东沙运动发生时，热异常并未消失，尤其在海盆区，温度场仍未稳定，对后期的热演化史还有一定影响。中中新世的拉张程度很大（东地学断面拉张系数为1.09～1.65，西地学断面为1.05～2.15），且此期演化时间较短（距上新世拉张仅10Ma），因大幅度拉张引起的热作用强烈影响着地温场，并继续影响着后期（上新世）拉张演化。因此，南海现今热状态是在多期拉张综合作用下形成的。

图4-10 南海各构造区热流值

图4-11 南海热流分布图

上新世拉张的重要作用 由于岩石圈较薄和温度场尚未稳定，南海在上新世再次拉张，成为影响现今热流的重要热事件。该期拉张程度较大（东地学断面拉张系数为1.06～1.76，西地学断面为1.04～1.90），演化时间很短，现今地温场仍受其影响，处于非稳态分布。因此，在影响现今地表热流的多期拉张中，最后一期的作用至关重要。

拉张的非均匀程度 从总体来看，南海经受的拉张程度很大，但在时间和空间上的分布都极不均匀。从时间上看，早期拉张量相对较小，后期拉张量相对较大；在空间分布上，陆缘与海盆以及不同陆缘的拉张量均不同。在高热流背景下，南海局部热流分布的非均匀性是由拉张的非均匀性所造成的。从南海北部陆缘到海盆，拉张程度呈逐渐递增趋势。东地学断面，在新生代经历了多期拉张，其总拉张系数北部陆缘为1.21，向南递增，至中央海盆达3.45；西地学断面，北部陆缘的总拉张系数为1.20，向南递增，至海盆区（西北海盆）达5.15。由于东、西地学断面未经过南缘，故无法直接同北缘及海盆区对比，但地壳厚度可反映其总体的拉张程度。南海南缘地壳厚度在10～20km之间，比北缘地壳（15～30km）薄得多，表明南缘地壳活动性相对强烈且拉张程度大，尤其是西缘西部的地壳很薄，但新生代沉积很厚。如曾母暗沙盆地，自晚始新世以来沉积厚达12km（且上新世以来沉积较厚），表明近期拉张强烈，这从磁异常和地幔对流资料均已清晰反映出来。南海热流分布特征与其经受的新生代多期拉张、尤其近期的拉张密切相关。

东部俯冲消减作用 南海东缘马尼拉海沟和吕宋海槽附近的海域，在新生代经历的构造运动显着有别于其他地区。新生代南海海盆洋壳在此俯冲消减，该区成为典型的俯冲带低热流区。

因此，从热历史的角度讲，南海目前处于拉张后期的沉降期，热流逐渐降低，将更有利于天然气水合物的保存。

总之，南海热流数值差异很大，在总体较高的热背景下，吕宋海槽、西沙海槽附近、湄公盆地和台湾西南盆地几个地区热流较低，这几个地区可能是有利的水合物成藏远景区。从热历史的角度讲，南海目前处于拉张后期的沉降期，热流逐渐降低，因此将更有利于天然气水合物的保存。南海的海底温度在水深小于2800m时，温度与水深呈正相关关系，水浅则海底温度高，水深则海底温度低。

二、南海天然气水合物稳定带

（一）天然气水合物稳定带的计算方法

1.原理

天然气水合物稳定带是由地温梯度确立的深度-温度关系曲线和水合物相边界曲线共同确定的水合物稳定带底界和海底之间的区域（图4-5）。水合物稳定带底界和海底之间的距离即是水合物稳定带的厚度。同时，对于不同天然气成分和孔隙水盐度条件下的水合物，只要具备了各自相边界曲线的表达方程和温度-深度方程，就可以计算各种情况下天然气水合物稳定带的厚度了。

但是，并不是在任何水深条件下，天然气水合物在海底都可以形成并保持稳定。这时，还需要确定海底的温度、压力和深度条件，并结合水合物相平衡条件来判断水合物在海底的稳定性。这样确定出的水深条件，反映在平面图上，即是水合物稳定带在平面上的分布。

2.公式的确立

由于天然气的组成多种多样，南海的各个地区天然气的组成也会有很大差异，沉积物中孔隙水的盐度在各个地区也会不同（表4-5），况且目前南海没有详细的资料。因此，在计算天然气水合物稳定带过程中，选取了以下4种情况作为代表：①海水环境（孔隙水盐度为35‰），天然气中只含有甲烷一种成分（简称组成1）；②纯水环境，天然气为纯甲烷（简称组成2）；③海水环境，天然气中含90%甲烷，7%乙烷和3%丙烷（简称组成3）；④纯水环境，天然气中含90%甲烷，7%乙烷和3%丙烷（简称组成4）。由表4-5可见，含水沉积物在0～35‰纯水和标准的海水盐度条件下基本是两种极端的情况。

表4-5 部分发现水合物地区孔隙水盐度特征

对于第一种隋况——海水环境甲烷水合物，在计算水合物稳定带底界深度时，所采用的方法与Rao（1999）计算印度大陆边缘水合物稳定带厚度的方法类似。如采用Miles（1995）提出的海水中甲烷稳定边界曲线方程

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

式中：a=1.559474×10^-1；b=4.8275×10^-2；c=-2.78083×10^-3；d=1.5922×10^-4；p是压力（MPa）；t是温度（℃）。海底温度（t₀）和地温梯度所确定的温度-深度函数为

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

式中：t_z（℃）是沉积物深度（D=Z₀+Z，海底以下深度，单位为m，Z₀为水深（m）处的温度；GL为地温梯度。压力p（MPa）与深度D（m）的关系为

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

式中：C₁=（5.92+5.25sin²（Lat））×10^-3，Lat为纬度；C₂=2.21×10^-6。将（2）式转化为Z的函数并代入（3）式得

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

公式（4）是单位沉积物中静水压力与温度的关系，可以在一个算法中找到式（4）与式（1）的同解。将海底温度（t₀）、地温梯度（Gt）和海水深度（Z₀）代入（1）式和（4）式联立的方程并求解，选取其中的正实数解作为t的值。将t代入公式（2），求出Z的值，即水合物稳定带的厚度（海底以下的深度）。

对于组成2、组成3和组成4几种情况，这里利用Sloan的水合物相平衡程序计算了相应的水合物形成温-压条件，并拟合出各自的相边界曲线方程，各方程如下：纯水环境纯甲烷水合物方程式为

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

海水环境含90%甲烷，7%乙烷和3%丙烷的混合气体水合物方程式为

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

纯水环境含90%甲烷，7%乙烷和3%丙烷的混合气体水合物方程式为

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

对于任一情况的温度-深度方程为

我国海域天然气水合物地质-地球物理特征及前景

式中：t₀为海底温度；Z₀为水深；Gt为地温梯度。

分别联立方程（5）和（8），（6）和（8），（7）和（8），就可以求出相应的水合物稳定带底界的温度值，将其温度值代入公式（8），即可求出水合物稳定带厚度。

（二）南海天然气水合物稳定带的分布

1.地温梯度的校正

前已述及，地温梯度在很大程度上影响天然气水合物稳定带的厚度，南海的地温梯度数据主要有两种来源，一是来自油田的钻孔数据，二是来自海底热流探针数据，二者数值差别很大。

本次研究采用的是探针数据，并对其进行了校正。程本合利用流体包裹体计算了南海莺琼盆地和珠江口盆地的地温梯度与深度的关系，（图4-12，图4-13）。可见，地温梯度随深度的增加而降低，而天然气水合物位于沉积层上部，厚度通常小于1000m，因此，地温梯度一般比较大。在计算天然气水合物稳定带厚度时，采用热流探针方法测得的地温梯度会比采用钻孔测量的地温梯度数据更准确一些。

图4-12 莺琼盆地利用流体包裹体计算的地温梯度与深度关系

图4-13 珠江口盆地珠三坳陷利用流体包裹体计算的地温梯度与深度关系

但是，即使在浅层，地温梯度随深度变化也还是有变化的，这里针对ODP184航次的热导率资料进行了分析（表4-6）。由ODP184航次的地温梯度数据可见，地温梯度随深度的增加多是下降的，但在500m深度以内，下降幅度不是很大。这里将南海用来计算天然气水合物稳定带厚度的地温梯度按降低90%来计算水合物稳定带厚度。

2.天然气水合物在海底的稳定性

为了确定天然气水合物在海底的稳定性，确定水合物稳定带在平面上的分布范围。这里利用水合物形成的温度-压力边界条件，利用前面拟合出的南海水深和海底温度关系曲线与相应的水合物的相边界曲线进行对比（图4-14），求出其交汇点，交点处的水深代表了水合物在海底能够形成和保持稳定的最小水深，也指示了水合物在平面上的分布范围。由图4-14可见，对于纯甲烷水合物，在海水环境交点处水深约550m，在纯水环境交点处水深约500m；对于天然气组成为90%甲烷，7%乙烷和3%丙烷的水合物，在海水环境交点处水深约为310m，在纯水环境交点处水深约280m。这表明，天然气中重烃含量越高，盐度越低，水合物在海底越容易保持稳定，在平面上水合物稳定带的分布范围也就越大。

表4-6 南海ODP184航次热导率及地温梯度分析

图4-14 不同天然气组成和孔隙水盐度的水合物在海底的稳定性

3.天然气水合物稳定带的厚度

利用上述计算天然气水合物稳定带厚度的方法，根据南海热流测点的地温梯度（已校正）、海底温度、水深和纬度等资料（包括ODP184航次的资料）计算各测点处水合物稳定带的厚度见图4-15。在缺少热流测点区域，补充了一些发现BSR地区（主要是西沙海槽和台湾西南地区）的资料，以便更好地反映水合物稳定带的分布。由图4-15可见，随着重烃含量的增加，盐度的降低，水合物稳定带越来越厚。其中，纯水、纯甲烷计算的水合物稳定带厚度比海水、纯甲烷情况下平均厚约34m，水合物稳定带厚度平均增加了17%；海水、天然气组成为90%甲烷，7%乙烷，3%丙烷计算的水合物稳定带厚度比海水、纯甲烷情况下平均厚56m，水合物稳定带厚度平均增加了29%；纯水、天然气组成为90%甲烷，7%乙烷，3%丙烷计算的水合物稳定带厚度比海水、纯甲烷情况下平均厚72m，水合物稳定带厚度平均增加了38%。

图4-15 不同组成和孔隙水盐度下南海天然气水合物稳定带厚度

将计算出的水合物稳定带厚度值以及一些BSR深度值（主要是西沙海槽和台湾西南地区）绘成平面图（图4-16，图4-17，图4-18，图4-19），这些图表示了水合物稳定带的厚度，也代表了水合物稳定带底界的深度。图中的外边界分别相当于550m、500m、310m和280m的等水深线，这表明：随着天然气中重烃气含量的增加和孔隙水盐度的降低，水合物稳定带在平面上的分布范围越来越大，水合物稳定带的厚度也越来越大。对比图4-16和图4-17，以及图4-18和图4-19，可以发现，单纯的孔隙水盐度的变化对水合物稳定带分布范围影响不大（相当于500～550m和280～310m水深之间海域），同样对水合物稳定带厚度的影响也不是太大。对比图4-16和图4-18，以及图4-17和图4-19，可以发现，气体成分的变化对水合物稳定带影响很大，不仅水合物稳定带的分布范围变化很大（相当于550～310m和500～270m水深之间海域），而且水合物稳定带的厚度有很大增加，以图4-16和图4-18为例，图4-16上250m的水合物稳定带等厚线与图4-18上300m的水合物稳定带等厚线范围相当。可见，孔隙水盐度对水合物稳定带的影响没有气体成分的影响大，但二者均不会改变水合物稳定带的分布范围。

从图4-16，图4-17，图4-18和图4-19上均可见，水合物稳定带厚度较大的几个地区是：西沙海槽、东沙地区、台湾西南盆地、吕宋海槽以及南沙地区，这几个地区的水合物稳定带厚度均超过200m。以图4-16海水环境甲烷水合物稳定带为例，经初步估算，在南海海域，水合物稳定带厚度超过300m的区域约有6×10⁴km²，超过200m厚的区域约有54×10⁴km²。对比水合物稳定带厚度图和南海热流分布图（图4-11），可以发现，水合物稳定带厚的区域与热流值低的区域基本吻合，这也说明，从温度-压力条件来讲，低热流分布区是水合物分布的有利地区。

图4-16 南海天然气水合物稳定带分布图

与世界上一些其他海域相比，南海的地温梯度比较高，印度陆缘海域的地温梯度在46℃/km左右（Rao，1999）；在美国布莱克海岭地区，ODP164航次的994站位、995站位和997站位的地温梯度分别为36.4℃/km、33.5℃/km和36.8℃/km。因此，总体来说，计算出的南海天然气水合物稳定带深度相对要浅。

图4-17 南海天然气水合物稳定带分布图

（三）结果讨论

1.水合物稳定带与热流的关系

根据上述天然气水合物稳定带计算结果，以海水环境甲烷水合物稳定带的计算结果为例来进行统计分析。可以发现，南海热流与水合物稳定带厚度具有一定的负相关关系（图4-20）。Towonend（1997）利用BSR资料推测了新西兰Hikurangi地区的热流值，因为通常认为BSR相当于水合物稳定带底界，从Townend的结果也可以看出热流与水合物稳定带具负相关关系（图4-21）。

图4-18 南海天然气水合物稳定带分布图

天然气水合物稳定带厚度之所以与热流有一定的负相关关系，主要是由于热流是地温梯度与热导率的乘积，而地温梯度在很大程度上决定了水合物稳定带的厚度（图4-22）；对于热导率来讲，随着热导率的增加，水合物稳定带厚度有一定降低，但幅度很小（图4-23）。

前已述及，众多发现水合物的地区都位于低热流区，而且在低热流区天然气水合物稳定带都比较厚。由此可见，热流值可作为天然气水合物有利靶区的一项指标。

图4-19 南海天然气水合物稳定带分布图

2.天然气水合物稳定带与水深的关系

这里对南海计算的甲烷水合物稳定带厚度与海水深度的关系进行了分析（图4-24）。由图4-24可见，水合物稳定带厚度与水深的关系可以分为两种情况：①当水深小于2000m时，水合物稳定带的厚度随水深的增加而增加；②水深大于2000m时，水合物稳定带的厚度随水深变化不大。为解释这种差异，这里对小于2000m的数据进行了分析（图4-25）。由图4-25可见，这一深度段的地温梯度数据与水深关系不明显，但是海底温度与水深呈明显的负相关关系，这说明在2000m之内，水合物稳定带的厚度明显受海底温度的控制。

图4-20 南海水合物稳定带厚度与热流

图4-21 Hikurangi地区BSR深度与热流

图4-22 水合物稳定带厚度与地温梯度

图4-23 水合物稳定带厚度与热导率

图4-24 南海水合物稳定带厚度与海水深度的关系

图4-25 南海2000m水深以内水深与地温梯度和海底温度的关系

因此可以说，天然气水合物稳定带的厚度随水深增加而增加，但到了一定的水深范围，水合物稳定带厚度变化不大，这是由于水深超过一定范围，海底温度趋于稳定，地温梯度与水深没有直接关系，而压力（水深）对水合物稳定带厚度的影响又较小所致。

因此，无论对于天然气水合物，还是其下部可能蕴藏的油气资源，从勘探和开发角度讲，水深小于2000m的地区要比更深的水域更可行一些。从海底稳定性和气候角度考虑，这一水深范围也是极其敏感的区域，因为这一区域沉积物相对于深水区要厚，且多位于陆坡区，海底温度的微小改变或是由于地震的触发，都可能引起海底滑坡，并可能造成天然气水合物的大量分解。

小结

1）在分析全球水合物分布区热场特征的基础上，对南海地热背景进行了总结，指出低热流区是水合物分布的有利地区，含水合物的沉积物具有低热导率和低岩心温度的特点，可作为天然气水合物存在的地热判识标志。

2）结合水合物相平衡研究，计算了不同气体成分和盐度条件下水合物形成的温-压参数，对水合物稳定带研究具有参考价值。

3）根据南海地热场特征，探讨了水合物稳定带的分布及其厚度变化，指出西沙海槽等5个区域为天然气水合物的有利分布区。

4）采用有限元方法模拟计算了南海西沙海槽XS-4测线（SP926-2206）地温场变化及天然气水合物稳定带的分布，并与BSR进行了对比。

5）在分析海平面变迁、碳氧同位素与构造热演化资料的基础上，对6Ma以来西沙海槽天然气水合物稳定带的厚度变化进行了计算，研究了该区天然气水合物稳定带的演化历史。

④ 对现有中国大陆区域地壳和岩石圈成分模型的检验

根据前面第二节的论述，利用区域实测大地热流数据对区域地壳和(或)岩石圈的铀、钍、钾元素丰度值的研究成果进行检验。如果根据铀、钍、钾丰度值计算出的热流值高于实测热流平均值，表明此丰度值不可靠，对铀、钍、钾的丰度估计偏高；如果热流计算值低于区域实测热流平均值，但是实测热流平均值与地壳热流计算值之间的差值小于9mW·m^-2，也说明该热流计算值不可靠。

本文检验的中国大陆地区的区域地壳或岩石圈成分模型有：黎彤(1994)的中国大陆地壳成分模型；黎彤和倪守斌(1997)的中国大陆岩石圈成分；黎彤等(1999)关于中国大陆东部、西北部和西藏南部的岩石圈成分模型；黎彤和倪守斌(1998)关于塔里木-华北板块地壳和岩石圈的化学元素丰度值；Gao等(1998b)关于中国东部和华北、秦岭、扬子地台的地壳成分模型；以及鄢明才和迟清华(1997)的华北地台地壳成分模型。本文中所检验的各模型的地壳或岩石圈铀、钍、钾丰度值和平均密度、地壳或岩石圈厚度值均严格按上述发表该模型的原始文献中所给出的数值取值。如果文献中给出了地壳或岩石圈生热率，则按其所给出的生热率进行计算和检验。对各模型涉及的构造单元的范围亦严格按原始文献中给出的界线确定。

一、对黎彤的中国大陆地壳、岩石圈成分模型的检验

1.中国大陆整体和华北-塔里木板块成分模型

黎彤等(1994～1998)发表了一系列中国大陆地壳和岩石圈的化学元素丰度值，是被国内成矿学、成矿地球化学等方面的研究者广为引用的基础数据。我们根据中国大陆实测热流数据对其铀、钍、钾元素丰度值进行检验，以判断其是否满足大地热流值的约束，进而判断其化学成分模型本身是否具有较高的可信度。

表4-3和表4-4所列的铀、钍、钾丰度值，地壳或岩石圈平均密度和厚度均取自黎彤等发表的文章。实测热流值的统计结果列于表4-3和表4-4的最后一行。对塔里木华北板块中的各构造单元的范围严格遵照黎彤等给出的定义。此外，我们还根据该板块内部三大构造单元(即塔里木-华北陆块区、天山-赤峰陆缘活动带和昆仑-秦岭陆缘活动带)的平均热流值(表4-4)，按黎彤和倪守斌(1998)给出的各单元面积，采用加权平均的办法得出塔里木-华北板块整体的平均热流值为59.5mW·m^-2，这个数值与采用网格平均得出的60mW·m^-2相符。

表4-3 中国大陆地壳和岩石圈铀、钍、钾丰度及推算的生热率Table4-3 Abundances of U，Th，K and deced heat proction in crust and lithosphere of China

注：实测热流平均值后括号内数字为统计网格数；热流单位为mW·m^-2。

表4-4 塔里木-华北板块地壳铀、钍、钾丰度及推算的生热率Table4-4 Abundances of U，Th and K and deced crustal heat proction of Tarim-North China Plate

注：实测热流平均值后括号内数字为统计网格数；热流单位为mW·m^-2。

从表4-3中可以看出，根据黎彤(1994)给出的中国大陆地壳铀、钍、钾丰度值计算出的平均生热率为2.89μW·m^-3，大大超出中国大陆地壳平均生热率1.3μW·m^-3的上限。同时，根据黎彤等(1997)给出的中国大陆地壳和岩石圈铀、钍、钾丰度值计算出的热流值分别为136mW·m^-2和150mW·m^-2，远高于中国大陆范围内实测大地热流平均值(63mW·m^-2)，甚至大大高于全球海洋平均热流值101mW·m^-2(Pollack et al.，1993)。而根据黎彤和倪守斌(1998)给出的塔里木-华北板块岩石圈铀、钍、钾丰度值计算出的热流值同样高达101mW·m^-2，也远远高于该板块范围内60mW·m^-2的实测热流平均值。这表明黎彤等给出的中国大陆地壳和岩石圈以及塔里木-华北板块岩石圈的铀、钍、钾丰度值均明显偏高。采用表4-3的中国大陆岩石圈平均生热率计算出的热流值150mW·m^-2，减去中国大陆地壳平均生热率计算出的地壳热流值136mW·m^-2，得14mW·m^-2；再除以中国大陆的岩石圈地幔平均厚度63km(即岩石圈厚度减去地壳厚度)，得出中国大陆岩石圈地幔平均生热率为0.22μW·m^-3。Rudnick等(1998)的研究表明，大陆岩石圈地幔的生热率不超过0.07μW·m^-3。这意味着黎彤等所采用的中国大陆岩石圈地幔平均成分模型也不可靠。

由表4-4可以看出，根据黎彤和倪守斌(1998)给出的地壳铀、钍、钾丰度值得到的塔里木-华北板块及其内部三大单元的地壳平均生热率均大于1.3μW·m^-3，高于前面给出的中国大陆地壳平均生热率的上限。同时，计算出的塔里木-华北板块整体地壳热流值是75mW·m^-2，明显高于该板块实测热流平均值60mW·m^-2；天山-赤峰陆缘活动带为72mW·m^-2，也明显高于该带内的实测热流平均值58mW·m^-2；昆仑-秦岭陆缘活动带的地壳热流计算值达117mW·m^-2，更是远远高于该带内的实测热流平均值60mW·m^-2；塔里木-华北陆块区的地壳热流计算值是60mW·m^-2，与该陆块区范围内实测热流平均值相同，由此推算的塔里木-华北陆块区地幔热流值为0mW·m^-2!塔里木陆块和华北陆块西部(鄂尔多斯)属于稳定地台区，其地幔热流值不低于13mW·m^-2；而且我们以前的研究结果显示，塔里木陆块区地幔热流值为16mW·m^-2，鄂尔多斯地区为21mW·m^-2，华北陆块东部地区的地幔热流值高于25mW·m^-2(汪洋，1999b，2000a，b)。因此，根据黎彤和倪守斌(1998)给出的塔里木-华北陆块区的地壳铀、钍、钾丰度值求出的地壳热流计算值还是偏高。

影响岩石生热率高低的因素之一是岩石的密度，根据第一节公式(2)，在岩石中铀、钍、钾含量相同的情况下，岩石密度越大，其生热率越高。由于黎彤和倪守斌(1997，1998)给出的地壳密度值与全球大陆平均密度值2.75 g/cm³相当接近，所以无需再重新计算表4-4中各个单元的地壳热流计算值。表4-3中的岩石圈的密度值是地壳与上地幔密度值的加权平均，而非地壳平均密度；由于地幔岩石的密度大于地壳岩石，所以岩石圈平均密度应大于地壳平均密度。即使中国大陆和塔里木-华北板块岩石圈的平均密度都按大陆地壳平均密度值2.75 g/cm³取值，相应的岩石圈平均生热率分别为1.23μW·m^-3和0.87μW·m^-3；相应的计算热流值为135mW·m^-2和92mW·m^-2(岩石圈厚度按黎彤和倪守斌(1998)给出的数据取值)，这些数值与实测热流值相比依然太高。所以，导致表4-3和表4-4中计算热流值过高的原因不是对岩石圈或地壳平均密度的取值过大。

计算全国或各构造单元的岩石圈或地壳的平均热流值时，需要有相应单元的岩石圈或地壳的平均厚度数据，显然，厚度越大则计算出的热流值也越高。地震学和地热学研究表明，中国大陆东部地区岩石圈最薄可达70～80km(滕吉文等，1997；汪洋，2001b)。即使按中国大陆岩石圈的厚度最小值70km计，推算出的岩石圈热流值仍然为96mW·m^-2，其数值依然过高。塔里木-华北板块岩石圈的厚度即使也按最小值70km取值，推算出的岩石圈热流值为67mW·m^-2，该数值依然高于相应区域内的实测热流平均值。对于塔里木-华北板块，若其地壳平均厚度按华北陆块区东部的30km这一全板块范围内的地壳最小值取值，求出的该板块整体以及内部三大构造单元(塔里木-华北陆块区、天山-赤峰活动带和昆仑-秦岭活动带)的地壳热流计算值分别为50mW·m^-2，43mW·m^-2，50mW·m^-2和65mW·m^-2，而相应区域的实测热流平均值依次为60mW·m^-2，60mW·m^-2，58mW·m^-2和60mW·m^-2；后者减去前者即得到地幔热流计算值分别是10mW·m^-2，17mW·m^-2，8mW·m^-2和-5mW·m^-2。实际上，塔里木-华北板块的地幔热流值最低也不能低于9mW·m^-2，更不可能为负值；所以对于天山-赤峰、昆仑-秦岭两活动带而言，地壳厚度即使按30km计算，得到的地壳热流计算值仍然明显偏高。因此导致表4-3和表4-4中计算热流值过高的原因亦不在于岩石圈或地壳厚度的取值偏大。

上述结果和分析表明，黎彤等(1997，1998)给出的中国大陆和塔里木-华北板块地壳及岩石圈的铀、钍、钾丰度值过高，不满足大地热流值的约束，是不可信的，它们不能代表相应地区的真实地壳铀、钍、钾元素丰度。所以，他们所指出的中国大陆岩石圈特别富集铀、钍元素的结论也是错误的。

2.中国东部、西北部和西藏南部区域的岩石圈成分模型

黎彤等(1999)发表了中国大陆东部、西北部和西藏南部的岩石圈成分模型。该文的东部指中国大陆南北构造带及其以东地区；西北部包括南北构造带以西的新、甘、青、内蒙古西部和藏北地区；西藏南部是指班公湖-怒江结合带以南地区，包括滇西腾冲。按原文的术语分别称为华夏壳体、西域壳体和藏南壳体。此处“壳体”是按陈国达(1994)的概念定义的，其垂向结构相当于岩石圈，包括地壳和(岩石圈)地幔两部分。为便于和原文比对，表4-5中采用华夏、西域和藏南壳体的术语。其中华夏壳体的平均密度为3.104g/cm³，西域壳体是3.011g/cm³，而藏南壳体为3.097 g/cm³；再根据该文给出的壳体平均厚度计算出各壳体内放射性生热元素衰变产生的热流值，其结果亦列在表4-5中。

表4-5 中国大陆东部、西北部和藏南岩石圈成分模型推算的生热率和热流值Table4-5 Deced heat proction rates of lithosphere of East China，Northwestern China and South Tibet

注：实测热流值的平均值后括号内数字为统计网格数；热流单位为mW·m^-2。

从表4-5中可以看出，黎彤等(1999)发表的中国大陆东部、西北部和西藏南部三大区域的岩石圈铀、钍、钾丰度值，所计算出的壳体热流值过高，高出各壳体区域内实测热流平均值40mW·m^-2以上，即超出实测热流平均值的60%以上(华夏壳体)，甚至高出1～2倍(西域和藏南壳体)；同时也远远高于全球大陆的平均热流值65mW·m^-2，甚至高于全球海洋的平均热流值101mW·m^-2(Pollack et al.，1993)。这表明根据黎彤等(1999)发表的壳体铀、钍、钾的丰度值计算出的热流值不满足实测大地热流值的约束。因此我们认为黎彤等(1999)提供的中国各壳体铀、钍、钾丰度值过高，不能代表这些元素的真实丰度。

3.讨论

应该指出，上述黎彤等(1999)发表的一系列中国大陆和华北板块地壳或岩石圈成分的模型，虽然给出了有关岩石化学全分析和区域地球化学研究的参考文献，但是并没有详尽阐述在壳体元素丰度值计算过程中各层位的各种元素丰度值是如何取值的，也没有十分具体地指出各类元素丰度是根据哪种参考文献取值的。显然，这不利于其他研究者对该文发表的壳体元素丰度值进行详细的检验和评价。

根据黎彤等(1999)的论述，其区域地壳(或岩石圈)元素丰度值的计算首先是根据地球物理资料将地壳(或岩石圈)在垂向上划分为硅铝层、硅铁层和镁硅层；然后确定各层位的岩石类型及组合，硅铝层由酸性岩组成，同时含10%～20%的沉积岩类和副变质岩类，硅铁层以辉长岩或基性麻粒岩为主，镁硅层以二辉橄榄岩为主；再根据地表出露的相应岩石样品的元素丰度值求出各层位的元素丰度，最后按各层位的质量比例求出壳体的元素丰度(黎彤等，1997，1998，1999)。由于中国大陆已有大量的地球物理、地球化学研究结果，所以各壳体的壳幔结构以及出露地表的各类岩石样品的化学分析资料是比较可靠的。那么黎彤等给出的壳体铀、钍、钾丰度值过于偏高的原因究竟何在?我们认为关键在于其对壳体各层位铀、钍、钾元素丰度值的选取，以及地壳岩石组合模型的建立上均有值得商榷之处。

中国东部上地壳(硅铝层)的放射性生热元素丰度值与酸性岩存在较大差异(鄢明才和迟清华，1997)。根据鄢明才和迟清华(1997)的数据，可以计算出中国大陆酸性岩的平均生热率为1.87μW·m^-3；而中国东部上地壳的生热率为1.30μW·m^-3(鄢明才和迟清华，1997)，秦岭造山带上地壳的生热率为1.19～1.54μW·m^-3(张本仁等，1994)。另一方面，上地壳(硅铝层)的岩性组合并不一定能够归结为酸性岩(占80%～90%)加少量沉积岩和副变质岩(占10%～20%)的模型，采用出露地壳的各类岩性比例建立相应的上地壳岩石组合更为合理(Condie，1993；鄢明才和迟清华，1997)。对上地壳的酸性岩比例估计过高，会导致对上地壳铀、钍、钾元素丰度的过高估计。

黎彤(1994)发表的中国大陆上地壳的铀、钍、钾元素丰度值计算出的中国大陆上地壳生热率为3.87μW·m^-3，是中国酸性岩平均生热率的2倍，是其他研究者(张本仁等，1994；鄢明才和迟清华，1997)发表的中国大陆上地壳生热率值的3倍左右。若采用该数据参与壳体放射性生热元素丰度的计算，显然会高估壳体的铀、钍、钾元素丰度值。

全球大陆下地壳岩石包体的生热率为0.28μW·m^-3(Rudnick，1992)，中国基性麻粒岩的生热率为0.25μW·m^-3(鄢明才和迟清华，1997)。中国辉绿岩/辉长岩的生热率为0.41～0.48μW·m^-3(鄢明才和迟清华，1997)，高出中国基性麻粒岩生热率60%～90%。黎彤等在其文章中并未明确说明各壳体硅铁层的化学成分究竟是以何种岩性(辉长岩还是基性麻粒岩)的成分计算的。如果采用辉长岩/辉绿岩的生热元素丰度值作为硅铁层的生热元素丰度值可能会导致较大的偏差(汪洋，2000b)。

对于区域上地幔的组成的研究目前仍然比较少，且涉及的元素多限于主元素和部分微量元素(张本仁等，1994)。黎彤等发表的文章中给出的涉及中国区域地球化学研究结果的参考文献中，多数没有给出十分详尽的上地幔微量元素丰度数据。最详尽的相关数据是鄢明才和迟清华(1997)发表的中国超镁铁岩的成分数据，根据该数据得到的橄榄岩和辉石橄榄岩的生热率分别为0.10μW·m^-3和0.15μW·m^-3。这些数值是根据地幔岩样品得到的0.03μW·m^-3的上地幔生热率(Rudnick et al.，1998)的3～5倍。需要指出的是，根据黎彤(1985)发表的全球平均岩石圈地幔(幔岩层)的放射性生热元素丰度数据，计算出的岩石圈地幔生热率为0.13μW·m^-3，也明显高于0.03μW·m^-3的岩石圈地幔生热率。张本仁等(1994)已经指出，地表出露的超镁铁岩的成分并不直接代表岩石圈地幔的成分，必须在分析其岩石成因的基础上经过反演计算才能恢复上地幔岩的成分。所以，对于岩石圈地幔成分的估计也不能简单地直接采用地表出露的超镁铁岩成分数据。

综合上述分析，我们认为黎彤等对壳体各层位放射性生热元素丰度值的取值存在不合理之处。考虑到强不相容元素铷、铯、钡和铀、钍、钾元素之间的地球化学亲合性(赵伦山和张本仁，1988)，他们文章中给出的铷、铯、钡等强不相容元素丰度值的可信程度也值得商榷。

二、中国东部地区地壳成分模型的检验

1.检验

Gao等(1992，1998b)在总结多年工作的基础上，发表了中国东部华北地台、扬子地台(北缘)和秦岭造山带的地壳化学成分模型，以及根据这三个构造单元资料综合而得到的中国大陆东部地区的中部区域(高山等称之为中国中东部)的地壳成分模型。鄢明才和迟清华(1997)以及迟清华和鄢明才(1998)在区域化探成果的基础上也给出了华北地台的地壳化学成分模型。对这些模型的大地热流检验结果列于表4-6。其中，各构造单元的平均地壳厚度均根据原作者各自提出的数据。同时必须指出的是，对表4-6中各构造单元的范围也是严格按照原作者给出的区域划定。其中Gao等(1998b)扬子地台的范围按照Gao等(1992，1998a，b)发表的文章的图1中划定的研究区域确定，相当于扬子地台的北缘其范围是：秦岭造山带以南，北纬29°以北，东经106°～116°的地区。相应地，该区域的热流平均值也是按照该区内的实测热流数据计算的。

表4-6 中国中东部地壳成分模型推算的生热率和热流值Table4-6 Deced crustal heat proction rate of Central East China

注：此处括号内数值代表热流实测值数量；热流值的单位为mW·m^-2。

从表4-6可见，迟清华和鄢明才的华北地台地壳成分模型、Gao等给出的秦岭造山带、华北地台和中国中东部整体的地壳成分模型都通过了实测大地热流值的检验。但是据扬子地台(北缘)地壳成分求出的地壳热流值达52mW·m^-2，而该区域内实测热流值平均为54mW·m^-2。两者仅相差2mW·m^-2，明显低于10mW·m^-2的大陆地区地幔热流的最低限。扬子地台(北缘)地壳铀、钍、钾含量可能偏高。

2.讨论

大地热流资料可以提供对地壳化学成分模型的检验，Gao等(1992，1998a，b)在其自己工作中对此问题已有所考虑，但仍然有值得商榷之处。例如：Gao等(1992，1998a，b)对华北地台南缘地壳成分模型的大地热流检验，采用的是平顶山地区的6个热流值较高的数据(均大于70mW·m^-2)，而未虑及同一地区的热流值较低(均小于60mW·m^-2)的数据(汪集旸和黄少鹏，1990)。同时，Gao等(1992)对秦岭的成分模型进行热流检验所用的是根据温泉水化学分析资料推算的热流值，而非实测热流值。利用水化学资料推算的热流值是否可信，需要与区内的实测热流值相比较；而且温泉出露区的地温资料受浅部地下水流动的扰动很大，能否代表从地下深部经热传导方式传递到地表的热流值也是需要考虑的问题。Gao等(1998a，b)采用了大量的实测热流数据对中国中东部整体地壳成分模型进行检验，但却没有对其内部三个主要地质单元(华北地台、秦岭造山带和扬子地台)的相应模型进行检验。我们认为整体模型是合理的这一点并不能证明其内部各地质单元的模型一定都是合理的。根据区域热流变化，采用相应地区范围内的实测热流值对当地地壳成分模型进行检验是十分必要的。

在前面我们已经指出，Gao等(1998)的扬子地台地壳成分模型未能通过热流值的检验。但是，由于其研究区域范围内所涉及的扬子地台北缘的面积远小于华北地台(参见Gao et al.，1998 b的图1)，而中国中东部整体地壳成分模型是根据华北地台、扬子地台北缘和秦岭造山带的地壳成分模型进行加权计算得出的(Gao et al.，1998b)。所以中国中东部整体地壳成分模型通过了检验。这再次说明，大地热流检验属于否定性检验，满足区域大地热流约束的地壳(或岩石圈)成分模型，并不意味着其一定就是完全准确的。

Gao等(1992，1998a，b)对建立其地壳成分模型的工作方法、程序等介绍得很详细，为探讨扬子地台北缘地壳成分模型的铀、钍、钾含量为什么偏高提供了可能。

根据Gao等(1992，1998b)，其在扬子地台北缘的地球化学取样范围限于西乡 碑坝，高川和宜昌-神农架三个相对面积较小(与华北和秦岭的采样区相比)的基岩出露区，这些区域样品有可能还不具备很好的区域代表性。另外，建立地壳成分模型的地震波速模型依据的是整个扬子地台的地球物理资料。由于扬子地台内部地壳结构的不均匀性，这个平均地壳结构对于地台北缘是否具有代表性，也是一个问题。所以，扬子地台北部地区地球物理和地球化学研究程度和采样剖面的代表性等，很可能是导致其地壳成分模型对铀、钍、钾含量估计偏高的主要原因。

值得注意的是，高山等和迟清华、鄢明才这两个研究组建立的华北地台的地壳结构模型和岩石学模型各自独立，而他们提出的华北地壳成分模型计算出的地壳平均生热率相当接近。这表明这两家建立的华北地台的地壳化学成分模型在整体上比较可靠，可以作为进一步研究的基础。这应当归因于华北地台具有十分丰富的区域岩石学、地球物理和地球化学研究成果。目前中国大陆其他大地构造单元的地壳成分模型普遍不能满足大地热流值的约束，暗示这些构造单元的区域地球物理和地球化学研究程度还达不到华北地台那么高的程度，尚不足以建立起比较可信的区域地壳地球化学成分模型。

三、讨论与小结

由上节所述可知：近年来发表的关于中国大陆及其内部一些主要构造单元的地壳或岩石圈的化学成分模型当中，能够满足区域实测大地热流值检验的不多。黎彤及其合作者提出的一系列地壳或岩石圈成分模型都未能通过大地热流检验。相反，迟清华和鄢明才提出的华北地台地壳成分模型通过了大地热流检验；同时，高山等建立的中国中东部、华北地台和秦岭造山带的地壳成分模型都通过了大地热流的检验。

国内外对大陆地壳化学成分的大量研究均指出，在大陆整体增生和演化中起最主要作用的是岩浆活动过程(Rudnick and Fountain，1995)。考虑到铀、钍、钾元素和其他强不相容元素在岩浆活动中地球化学行为的相似性，如果某个地壳(或岩石圈)成分模型的铀、钍、钾丰度值不可靠，也就意味着该模型中Ba、Cs、Rb、La等强不相容元素丰度值的可信程度也值得怀疑。另一方面，对岩浆岩中主要造岩元素和铀、钍元素的含量的聚类分析表明，铀、钍和SiO₂、K₂O、Na₂O呈正相关。这暗示，如果某个地壳成分模型中铀、钍、钾的丰度值偏高，那么该模型给出的地壳平均SiO₂含量亦偏高，即该模型给出的地壳成分偏于长英质。实际上，Rudnick等(1998)已指出，Shaw等(1986)和Wede pohl(1995)提出的大陆地壳成分模型的铀、钍、钾丰度值均明显偏高，不满足大地热流约束；而这两个地壳成分模型给出的地壳 SiO₂含量明显高于其他模型。从Gao等(1998b)发表的数据看，具有较高铀、钍、钾丰度值的扬子地台(北缘)的地壳成分模型，其SiO₂含量也高于华北地台。McLennan和Taylor(1996)亦根据热流与大陆地壳化学成分资料的分析指出，那些主要依赖地震波速和地表样品资料所建立的全球陆壳成分模型多数不满足大地热流约束，而且其SiO₂和强不相容元素的含量偏高。所以，那些不满足区域大地热流值约束的中国大陆或其内部构造单元的地壳(或岩石圈)化学成分模型，不但其铀、钍、钾的丰度值偏高，而且其他不相容元素的丰度值可能也偏高，同时其估计的地壳整体成分有可能偏于长英质。

除了少量的地壳和地幔深部岩石包体和出露地表的下地壳变质岩剖面而外，目前人们尚不能对地壳深部和地幔进行直接观测和取样；所以对地壳深部和地幔的化学元素丰度的研究主要是建立在间接的地球物理、地球化学证据基础上的。区域地壳和地幔地球化学成分模型的建立，主要是根据地震波速推断地壳或壳体的垂向岩性分层结构，再利用相应岩石的成分估计各层位的元素丰度。岩石的波速特征与其主要矿物的组成、含量以及岩石所处的温度、压力条件有关(Christensen and Mooney，1995)。由于地球物理反演存在的不可避免的非唯一性，准确判断深部岩性组合本身就存在一定的难度。更为关键的是，岩石波速与其副矿物含量之间未必有明确的相关关系(赵平，1993)，而岩石中的微量元素含量往往取决于岩石的副矿物的种类和含量(赵平，1993；吴澄宇和万渝生，1997)。所以采用这种方法得出的深部层位的微量元素(包括铀、钍)丰度值的可信度并不高。前人对超过30000个钻孔的测井资料的研究表明(Williams and Anderson，1990)，仅仅依靠地震波速或岩石密度确定的岩石生热率与真实值之间的误差在一个数量级，即推算值在真实值的1/10～10倍之间的范围内变化；如果先通过波速或密度资料确定岩性，再根据推断的岩性确定岩石生热率，则推算值在真实值的1/3到3倍之间的范围内变化。这表明，即使已经根据地球物理资料得到地壳深部的可靠岩石类型，也很难由此推算出非常可信的铀、钍、钾丰度值。所以，目前的区域地球化学研究在方法学上仍然存在欠缺之处，需要进一步的改进。

综合上述，根据大地热流实测数据检验结果，黎彤等发表的我国地壳成分模型多数尚不能满足区域大地热流值的约束，其给出的铀、钍、钾元素丰度值过高，其可信程度不高，其他强不相容元素丰度值的可靠程度也值得商榷，同时该模型估计的地壳整体成分有可能偏于长英质。所以，这些不满足区域热流约束的地壳(或岩石圈)成分模型是不可信的。大地热流检验工作有助于识别相对可靠的成分模型。因此，我们建议：

1)涉及区域地壳或岩石圈成分，特别是微量元素(包括放射性生热元素)丰度值的研究必须认真考虑大地热流约束条件，即由地壳或岩石圈放射性生热元素丰度推算的热流值应当在合理的范围内。

2)目前区域地壳化学元素丰度研究中采用的某些方法尚存在不完善之处，得出的微量元素丰度值数据的可信程度需要进一步研究。对于地壳深部微量元素丰度的取值，不能简单采用研究区地表出露的相应岩类的丰度值。

3)进行区域地球化学、成矿学等方面的研究时，对中国大陆各区域地壳或岩石圈放射性生热元素和其它微量元素丰度值的引用应十分慎重，最好使用经过检验的可靠数据。

4)发表区域地壳或岩石圈化学元素丰度值模型时，应该在文章中详细阐明元素丰度值计算过程中各层位的各种元素丰度值是如何取值的，以及其具体的文献来源。以利于其他研究者能够对发表的元素丰度值进行必要的检验和评价。

⑤ 关于春的七言绝句

倚春
桃花依旧笑春风，莫负流光慰浅衷。款款深情新燕寄，幽幽雅意暗香融。

邀杯抚曲缘相惜，解语吟怀各不同。揽尽闲心诗韵好，笺留绮梦乐无穷。

叹春
过往红尘梦落空，桃花依旧笑春风。柳枝绿透田间色，杜宇声催陌上葱。

景在诗中藏味道，人邀月下醉朦胧。几杯浊酒逍遥对，多少深情寂寞终。

裁春
又见东君新绿送，惊魂不过流光醒。桃花依旧笑春风，岸柳如诗萦月梦。

一味清欢淡墨邀，三生忆念佳词咏。细裁烟火染丹霞，独享芳心融暖静。

约春
燕穿柳浪邀骚客，半亩诗田待韵烹。玉女疏闲追往事，桃花依旧笑春风。

红肥绿瘦烟尘逐，意醉情浓阕梦生。小院倚窗吟盛景，禅茶一味好修行。

种春
莺歌燕舞幽深纵，频送闲窗光影动。浅笑吟情寂寞无，痴心解语红尘弄。

桃花依旧笑春风，柳梦成诗迎月汞。韵洗铅华慰老身，长笺漫种三阳境。

惜春
最美倚窗观落日，三阳已递世华荣。燕掀柳幕清明度，绿染桑田绮媚增。

流水穿涯歌景色，桃花依旧笑春风。陪谁走过时光好，不负红尘岁月晴。

探春
偷得闲心游秀景，晓晨已去清寒冷。几行弱柳剪心尘，一抹流香牵梦影。

漫赏云烟画卷新，痴迷锦色诗情奉。桃花依旧笑春风，可有知音携手共。

挽春
巡山度水付琳琼，为挽芳英转瞬匆。韵剪流光诗意醉，墨疏锦绣诉情浓。

繁华写满相思句，忆念存留寂寞亭。梦锁烟楼人已去，桃花依旧笑春风。

⑥ 我国大地热流场分布特征

我国大地热流测试工作始于20世纪50年代末，1975年中国科学院地质研究所首次在华北地区获得可信的17个大地热流数据。以后相继在东北、华东、华中、华南、西南、西北和西藏等地区进行了大地热流测量，以至我国大陆地区大地热流数据现已达到近900多个。此外，石油及海洋部门结合考察沿海地区及近海石油资源，也测得了我国近海的海洋热流数据近600多个。这些热流测点分布如图13-6所示。

由于测试条件和测试方法的不同，所得热流数据的质量自然也就有差别。根据地温测量、岩石热导率测试、热流计算段的选取和测点周围的地质构造条件和水文地质环境等因素，把热流数据划分为A，B，C，D四个质量类别（表13-4）。现阶段我国大地热流数据中，A类约占46％，B类约占34％，C类约占15％，D类只占约5％。

表13-4 中国大陆地区大地热流数据质量分类

我国大陆地区所测得的大地热流值是在23～319mW/m²之间变化，其平均值为（63±24）mW/m²。如果不考虑D类数据，则平均值为（61±16）mW/m²，大地热流值的变化范围为30～140mW/m²（图13-7）。对A，B，C，D类数据分别赋予质量权数3，2，1，0，得质量加权平均值为61.3mW/m²。以上这些平均值与全球相应平均值都很接近。

图13-6 我国大地热流测点分布图

当然，从图13-6可见，我国境内大地热流数据按地理位置的分布还是极不均匀的，有些地区几乎空白，特别是在藏西南地区。尽管如此，我们还是可以根据这些宝贵的热流数据来研究我国大地热流场分布的一些特征（Shengbiao Hu et al.，2000）。

图13-7 中国大陆地区大地热流数据频率分布直方图

（一）构造单元的特征热流值

按照板块构造理论，中国大陆地区可以分成五个古板块：西伯利亚板块（中国境内部分）；塔里木-华北板块；华南板块；藏滇板块；印度板块。每个板块是由若干次一级构造单元所组成，其中包括克拉通块体、周边造山带及盆地等。实际上，同一种构造单元也能显示出相当不同的热属性，特别是在中新生代裂谷盆地和相对稳定的块体上发育起来的地堑中这种特点更加突出。同时，有些构造单元的热属性与其他不同构造单元没有明显差别，因而可以把它们看做是同一的热构造单元。每个构造单元的热流值变化范围及平均热流值列于表13-5。

表13-5 中国大陆热构造单元热流特征及地质年龄^①

①D类数据未包括在此表中；②这是华北（Ⅱ_4-1）（昆仑-祁连-秦岭）和华南（Ⅲ1）秦岭-大别构造带的组合；③1—造山作用年龄；2—最后构造热事件年龄；④S.D.为标准偏差。

西伯利亚板块在中国的部分包括四个热构造单元。其中加里东期阿尔泰-额尔古纳带和准噶尔-兴安带显示出低于60mW/m²的低热流特征，这是因为此构造带是由老的造山带和像准噶尔块体这样的稳定大陆所组成。与以上两个造山带和准噶尔盆地相反，松辽盆地的热流数据显示非常高的平均值，达（70±17.8）mW/m²。这种高热流归因于该盆地发展阶段自白垩纪到新近纪的裂谷作用和火山活动。

由于组成和中新生代构造演化的不同，塔里木-华北板块的热流数据显示出多样性。稳定块体和古老造山带显示30～55mW/m²的热流变化范围，是第一种形态。它包括古生代的天山-赤峰带，塔里木块体、华北块体中未受构造扰动的地区和柴达木块体。第二种形态，其热流变化范围为55～65mW/m²，显现在中生代克拉通盆地（如鄂尔多斯盆地和华北盆地南部）及加里东到印支期的秦岭带。第三种形态为热流值大于65mW/m²的典型的中-新生代裂谷盆地，像渤海湾盆地和汾渭地堑。

与塔里木-华北板块相似，华南板块的热流数据也明显表现出多样性。在上扬子块体观测到低热流值（＜55mW/m²），这与华北块体中未受扰动的地区所观测到的热流值非常接近。受中新生代构造热事件影响的构造单元显示出高热流值（＞65mW/m²）的热属性。川西和滇中具有（76±12.8）mW/m²的平均热流值。这比上扬子中的热流值高出许多，并反映了该区所受从晚古生代到中生代期间的裂谷和火山活动以及扬子块体西部边缘新生代逆冲作用的热影响。郯庐走滑断裂带是渤海湾裂谷盆地的一部分，它的平均热流值（69±9.8）mW/m²与渤海湾盆地的相应热流值非常接近。在早新生代作为克拉通内断陷盆地而形成的苏北盆地和下杨子一般具有平均值为（72±9.3）mW/m²的较高的热流值。加里东期湖南和印支期浙-闽构造带广泛受到自侏罗纪至白垩纪的火山-岩浆活动影响，平均热流值分别达到（73±5.7）mW/m²和（72±15.8）mW/m²。位于藏滇板块以北的羌北-思茅块体上观测到与喜马拉雅造山作用相伴且受新生代火山活动影响的更高的热流值。未曾经历晚中生代火山活动影响的加里东期松潘-甘孜构造带显示出居中的热流值（62±15.8）mW/m²。

藏滇板块的热流值明显高于中国大陆其他部分的观测值。相当一部分值超过150mW/m²，认为这是循环地下水的向上对流所引起。如果去掉非传导型测量结果，那么，整个高原的热流数据具有61～140mW/m²的变化范围，其平均值为（86±20.2）mW/m²。这些结果表明这一地区的热属性与喜马拉雅碰撞作用、火山活动以及地壳增厚（70km左右）等地质作用相关。

属于印度板块的喜马拉雅推覆体具有高于80mW/m²的热流值。

综上所述，中国大陆热流值的分布在同一种板块的不同次一级构造单元中具有明显不同的倾向。不同板块之间的热流值差别更为显着。藏滇板块显示单一的高热流模式，其他三个板块（除印度板块）的热流数据显示出在特定的次一级构造单元受中生代到新生代构造热活动影响的多重或双重模式。

（二）大地热流和地质年龄

正如许多学者已指出的那样，从全球角度来说的话，年青地体的热流值高于古老地体的热流值，因而可以把大地热流值看做是地质年龄的函数。中国大陆内部发育着年龄范围广泛的众多造山带和大的克拉通中相对稳定的一些较小块体。为了更好地认识中国大陆的热属性，在上述热流数据的基础上研究了热流与地质年龄之间的关系。表13-5中列出了中国大陆每一个构造单元热流的平均值及它们相应的地质年龄。表中地质年龄栏中第一列为造山带的造山运动年龄或稳定地块（克拉通）及盆地的基底年龄，而第二列所列年龄为最近的主要构造运动或区域性岩浆（构造热）事件的发生时间。

图13-8表示中国大陆热流-年龄趋势。由于中新生代造山运动后期的构造热活动影响，热流和造山作用年龄之间的关系相当混乱。尽管如此，热流与最后构造热事件的年龄（分为7个年龄段）显示出非常好的相关性。喜马拉雅（新生代）造山期的热流值离散严重，其平均值为（82±21.2）mW/m²。从燕山期到印支期，随着年龄的增加平均热流值持续递减（从燕山期的（70±12.6）mW/m²到印支期的（64±12.6）mW/m²）。印支期和华力西之间有一个显着的变化：平均热流值一下落到华力西的（49±11）mW/m²，然后，从古生代到元古代的年龄范围内近似保持定常的平均热流值（～50mW/m²）。热流-年龄的关系表示中国大陆的热流值主要由中新生代构造热演化所控制，中生代前造山运动的影响是次要的。

图13-8 热流与造山运动年龄（a）及最近构造热事件年代（b）的关系圆圈表示数据点；黑方块和白长方形分别表示平均热流和每个年龄分段的标准偏差。年龄分段：A—喜马拉雅期（古近-新近纪）；B—燕山期（侏罗到白垩）；C—印支期；D—华力西期；E—加里东期；F—中晚元古代；G—早元古代

（三）大地热流分布形态及其解释

随着大地热流数据量和覆盖面的增加，勾画全国热流分布平面等值线图已成为可能，并且从中也能做出不同比例尺的区域和局部热流分布平面图。图13-9为依据目前为止所积累的我国大陆地区热流数据所做出的初步热流图。从图中可见，我国大陆地区总的热流分布模式可描写为：东部和西南“高”，中部和西北“低”。从图中可以确认由不同构造热过程引起的各种规模的众多地热异常。从岩石圈尺度看热流分布模式与中国大陆阶梯状地势有某种表观联系。阶梯最上层（也就是西藏高原）为具有最高热流值（＞80mW/m²）特征的西南 “高”。第二层阶梯为与低热流值（＜60mW/m²）相对应的中部和西北地区，称为中部和西北“低”。相反，地势最低的第三阶梯是中国东部被抬升的热流（65～75mW/m²）所限定的区域，称为东部“高”。实际上，这种关系基本出自不同的地球动力学过程。西南“高”是由新生代以来印度板块和欧亚板块的碰撞所引起。随着压缩增厚过程（包括放射性生热岩层的增厚、剪切生热引起壳内部分熔融且现代岩浆侵入）的进行，地表热流明显增高。其间，向下运动的岩石圈阻止热流从地幔上升，因而产生具有 “冷” 幔“热”壳岩石圈热结构特征的西南“高”。东部“高”起源于大规模火山-岩浆活动，中生代晚期与古太平洋板块的俯冲相伴的岩石圈减薄以及新生代以来壳内大规模走滑和拉张运动。这种减薄虽然减少了地壳放射性热流，但增加了地幔热流，从而形成了具有 “热”幔“冷”壳特征的东部现代热结构。中部和西北“低”显示出深部微受中新生代构造热活动扰动的古老大陆和造山带的热属性，因而具有“冷” 幔 “冷”壳的热结构特征。华北块体所能观测到的一些地热异常正是在新生代地堑上，这里具备了能够产生热异常的深部动力学过程和浅部地下水流动的两个条件。

图13-9 中国大陆初步热流图

在中国大陆地区，特别是在东部，盆地对大地热流的分布具有非常重要的意义。在热流图中盆地尺度的热流异常非常明显。由于新生代裂谷作用和火山活动的影响，中国东部中新生代裂谷盆地（如松辽盆地、渤海湾盆地和苏北盆地等）一般具有较高的热流（＞65mW/m²）。除了一些新生代地堑外（如汾渭地堑），位于中国中部和西北部盆地的热流一般非常低（＜55mW/m²），这是因为它们是在相对古老而稳定的地块上发展起来的克拉通内盆地。根据区域岩石圈热结构，可以把中国大陆盆地分为三种类型：东部和西南部的“热”盆、中部的“温”盆以及西北部的“冷”盆。在盆地内部热流分布的形态主要受控于基底的起伏和区域地下水的活动。

与盆地不同，中国大陆造山带对热流分布形态的影响相对较小。除了西藏以外的大部分造山带形成于中生代中期。因此，如图13-8（a）所示，热流形态和造山作用的年龄没有明显的相关性。一个可能的例外是祁连-秦岭构造带，它具有相当大变化的较高热流值，这应归因于此构造带所受多幕多期次的造山运动、造山后构造热活动以及喜马拉雅碰撞作用的强烈影响。

在地区尺度（10km范围）内，也能判明很多热流异常。这些一般与地表地热区（如西藏羊八井地热田、华南福建东部的漳州和福州地热田等）有关，而且明显地由地热系统内地下水的热循环所引起。

（四）南海热流分布特征

南海是西北太平洋最大的边缘海盆地，它的形成与若干大陆裂谷事件和海底扩张有关。目前，南海已有589个有效热流值，在我国领海中大地热流研究程度是最高的（Li-juan He et al.，2001）。在南海热流测点的分布是不均匀的（图13-10），主要集中分布在北部和南部边缘。在东、西部边缘和中央盆地只有极少数测点分布。这些热流值近似呈现正态分布，其值在8～191mW/m²之间变化，其中60～80mW/m²之间的值约占40％。它们的总平均值为77mW/m²，高于大陆地区的总平均值（～61mW/m²）。

南海不同部位热流值分布的统计结果见表13-6。中央盆地具有88mW/m²的最高平均热流值。盆地中有两个高热流异常中心，分别位于西南次盆地和东部次盆地上。中央盆地是在约17Ma之前停止于东部次盆地的海底扩张作用下形成的。盆地中高热流与该区年青的洋壳有关。海底扩张停止后岩石圈的伸展作用使热流更加递增。

南海的边缘地区具有较之中央盆地低的热流。沿着东部边缘带，热形态因为受到马尼拉海沟俯冲过程的影响，表现出相对低热流值的特征。该区大部分热流值小于60mW/m²，其平均值为49.1mW/m²。南海北部边缘发育几个富含油气资源的沉积盆地。其中最大的是珠江口盆地，平均热流值为68mW/m²，热流值的变化范围为54～85mW/m²。北部湾盆地的平均热流值为61mW/m²，变化范围为48～79mW/m²。在莺歌海-琼东南盆地，底辟作用和水热活动非常剧烈，因而该区具有相对高的平均热流值78.7mW/m²。北部边缘的总平均热流值为74.9mW/m²，略高于我国大陆东南地区的65～70mW/m²。南部边缘的平均热流值（除去各别极高的值以外）大体上与北部边缘相似。

图13-10 南海热流测点分布与平面等值线图

表13-6 南海热流统计表

总之，南海具有平均热流值为77mW/m²的高背景热流的特征。一般来说，从北部和南部边缘向着中央盆地的方向热流值逐渐递增。东部边缘因处于俯冲带上，热流值相对较低。南海高背景热流是由多期次伸展作用引起的结果。