区域地壳丰度研究方法论文

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 deduced heat production 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 deduced crustal heat production 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 Deduced heat production 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 Deduced crustal heat production 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。