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大地热流是表征地球热状态的重要参数，是地下热能在地壳表层的综合反映，比其他基础的地热参数（如温度、地温梯度）更能准确地反映一个地区的地热场特征，是“窥视”地球内热的窗口。中国的热流测试工作始于20世纪50年代末，60年代初曾有过3个热流数据的报道（易善锋，1966）。1978年，中国科学院地质研究所地热组正式公布了我国华北地区第一批热流数据25个。经过广大地热工作者40多年的努力，在华北、东北、西北、攀西、西藏等地区和海域又先后发表了大量的热流数据，积累了一大批热流数据。中国热流数据已先后进行了七次汇编，其中公开发表的已有四版。最新版共收录了1230个热流数据。据最新的热流汇编数据，中国大陆地区（包含渤海海域）除去受到强烈地下水活动影响的48个D类数据，大地热流值介于30~140 mW/m2之间，平均值60.4±12.3 mW/m2（姜光政等，2016）。
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大地热流值是进行深部地温预测和评价地热资源的最基本数据。虽然在第四版的热流汇编中，热流测量空白区面积已显著减小，热流测点覆盖率低和平面分布不均一的缺陷得到了一定的改善，但中国东部地区近300万km2的面积目前仅有713个热流数据，且数据主要集中在东南沿海以及华北地区，在东北三省地区热流数据分布稀少（仅有29个可靠的热流测试数据），存在大量的空白区。尤其是沉积盆地（如松辽盆地）以外地区，由于缺乏钻孔，无热流测点，严重影响了地热资源评价和深部地温的预测。目前的热流测点空白区主要是通过插值的方法，获得热流值，可信度较低。本文通过居里面深度计算出热流值，补充一批热流数据，填补现有的热流测点空白，获得中国东部地区精细热流分布特征，为开展中国东北地热远景预测提供更可靠的依据。
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1 居里面深度计算热流方法和原理
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Spector and Gran（1970）首次提出了居里面（Curie point isotherm）这一概念，Bhattacharyya and Leu（1975）为了突出“面”，称其为“Curie point isotherm surface”。后来，许多的学者给出了不同的名称，被称为居里深度、居里点深度、居里温度等温面、居里温度等温面深度、磁性层底面深度等等。实质上居里面就是岩石圈上部磁性壳层的底界面，目前主要通过磁异常（地面、航空、卫星磁异常）进行估算。磁性壳层由具磁性的岩石矿物质组成，其中钛铁矿、磁黄铁矿的消磁温度为300~350℃，磁铁矿消磁温度为585℃，含钴镍铁矿的消磁温度为760~800℃。当含有上述矿物的岩石埋藏深度由地表向下增加，其温度也随之不断提高，当达到上述磁性矿物的消磁温度界面埋藏深度时，它们的铁磁性特征相继消失，此温度界面称为消磁居里温度面或简称居里面。虽然居里面的温度与包括铁磁性物质钛含量等很多因素有关且有一定变化，但一般认为平均约为575~585℃，这一温度对于磁铁矿来说为580℃（Frost and Shive，1986）。
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我国的居里面研究始于20世纪80年代，侯重初（1989）编制了《中国大陆居里面深度图》（也即“磁性构造层底面深度图”）。近年来，不同学者也对全国性的居里面深度进行了研究，绘制了全国居里面深度图（张昌达，2013; 焦立果，2014; 杨海，2015; 熊盛青等，2016）。此外也有许多学者对松辽盆地（刘益中等，2012; 曾昭发，2014; 张健等，2023）、东北地区（胡旭芝等，2006; 孙帮民，2016）、中国东部及邻近海域（刘光夏等，1996; 韩波，2008; 李春峰等，2009; 吴健生等，2014）等局部地区的居里面特征进行了研究，研究涉及大地构造、地热勘探、油气勘探、地震等多个领域。
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根据居里面深度求取大地热流的方法大致分为两类：一类是假设地层为无热源层，地层热导率均匀，遵循简单的一维傅里叶热传导定律；另一类是假设地壳中存在热源（即放射性元素衰变产热），地层热导率均匀或纵向分层变化。国内外已有学者利用居里面进行热流的计算（Maule et al.，2005; 焦立果，2014; Martos et al.，2017; 唐晗晗等，2020; 张健等，2023）。本文根据中国东北地区居里面温度/深度变化特征，结合不同构造单元的岩石生热率和热导率等参数来计算研究区的热流分布。为了减小计算误差，本次计算考虑到热参数变化和地壳结构的问题，建立了不同地区的岩石热导率柱和生热率柱，结合地壳分层模型，利用一维稳态热传导方程，由下至上对地表热流进行计算。
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一维稳态热传导方程：
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该式是假定岩石放射性生热在地层中的分布是均匀的，即生热率不随深度增加而减小。但在本次研究中，考虑到热导率与生热率值垂向上的变化以及不同地区横向差异，对每个地壳结构层分别赋予不同的热导率和生热率值。式中，K为不同构造分层的热导率加权平均值（W/（m·K））；A为不同构造分层内岩石放射性生热率的平均值（μW/m3）；T0指的是不同构造分层的顶部温度，其中地表温度选取的是与恒温带温度接近的年平均气温（℃）；q0为计算点的地表热流（mW/m2），其余各分层顶部的热流值（q′）利用如下公式计算：
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式中，q0和A值与上述相同，Z为构造分层的厚度（km）。
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以松辽盆地中央坳陷区为例（图1），假设居里面处于下地壳的某一位置，选取居里面温度T=575℃，即此处T7=575℃，地表温度（恒温带温度）使用松辽盆地所在区域的年平均气温5℃（穆岑等，2022），利用一维稳态热传导方程，由下至上逐层计算获得大地热流值。
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由此可以看出，利用居里面深度计算地表热流值需要的关键参数是地壳分层、岩石生热率和热导率。
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2 东北地区大地热流计算
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中国东北地区在地理上包括辽宁、吉林、黑龙江及内蒙古东北地区，属于统一的复合板块，处于古亚洲洋构造域与环太平洋构造域的叠合部位，被西伯利亚板块、华北板块、太平洋板块所围绕，地处阿尔泰-兴蒙造山带东段和华北克拉通北缘两个一级构造区域内。阿尔泰-兴蒙造山带东段自西向东包括西部的额尔古纳地块、中部的兴安和松辽地块、佳木斯-兴凯地块及那丹哈达地体（许文良等，2019；图2）。
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东北地区先后经历了古生代地块的拼贴和中—新生代构造的转化过程。早中生代时期研究区内火山作用较为强烈，地壳大面积伸展，热物质上涌，形成了广泛的火山岩带以及断陷盆地系。受到构造作用和热作用的双重控制，盆地沿大型走滑断层发生了反向运动并形成了大规模的变质核杂岩，发生了大规模的热事件（李思田等，1997）。中生代晚期—新生代，东北地区发生大规模构造运动，岩石圈伸展减薄并伴随着强烈的火山活动和岩浆活动，沿北北东向断裂形成钙碱性火山岩，最终形成了大兴安岭火山带（Griffin et al.，1998; Ren Jianye et al.，2002）。此外在松辽盆地边缘也广泛分布着长白山、镜泊湖、五大连池等新生代火山群，因此东北地区也是一个绝佳的用于研究新生代火山活动的场所。
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图1 利用居里面计算热流过程——以松辽盆地中央凹陷区为例
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Fig.1 Heat flow calculation by using the Curie temperature： Case study from the central depression of the Songliao basin
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2.1 东北地区的地壳结构
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研究区依据地球化学综合研究成果并参照地质、地球物理研究成果可分为沉积层、上地壳、中地壳和下地壳4部分。平面上根据断面地质属性的不同分为兴安地块、松辽地块、佳木斯-兴凯地块三部分，其中松辽地块可分为松辽盆地和小兴安岭-张广才岭两部分（图2）。
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佳木斯-兴凯地块莫霍面深度介于30~36 km之间，小兴安岭-张广才岭地壳表现为深18 km以上的上地壳，中地壳深约25 km。大兴安岭地区莫霍面深度约为40 km（杨宝俊等，1996; 郭爱军，2014; 朱洪翔等，2017）。佳木斯-兴凯地块沉积层厚度来自于大三江盆地及邻区区域地震台网观测资料结合虎林盆地、勃利盆地、三江盆地等地层特征，小兴安岭-张广才岭沉积层厚度来自于区域地震台网观测资料（武玮洁等，2022）。大兴安岭沉积层厚度来自于地震资料结合海拉尔盆地地层特征获得。上、中及下地壳厚度则依据地球物理剖面获得。据此编制了东北地区各构造单元地壳分层结构（表1）。
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松辽盆地由于具有较多的实测热物性资料，建立了更为细致的地壳分层结构模型。由满洲里-绥芬河地学断面（GGT）的地球物理成果和松辽盆地内的深反射地震（Songliao Drep）资料，将沉积层按沉积年代分为上白垩统—新生界、下白垩统、侏罗系、三叠系和石炭系—二叠系，根据盆地实际钻井资料、深部地球物理探测结果和前人成果，建立了松辽盆地各构造单元的地壳分层结构（表2）。
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图2 中国东北构造单元划分及热流实测点分布图（据许文良等，2019）
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Fig.2 Main tectonic units in the northeastern China and heat flow measurement spots (after Xu Wenliang et al., 2019)
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①—喜桂图-塔源断裂；②—黑河-贺根山断裂；③—索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带；④—嘉荫-牡丹江断裂；⑤—伊通-依兰断裂；⑥—敦化-密山断裂；⑦—跃进山断裂
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①—the Xiguitu-Tayuan fault; ②—the Heihe-Hegenshan fault; ③—the Suolun-Xilamulun-Changchun-Yanji suture belt; ④—the Jiayin-Mudanjiang fault; ⑤—the Yitong-Yilan fault; ⑥—the Dunhua-Mishan fault; ⑦—the Yuejinshan fault
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表1 东北地区各构造单元地壳分层结构（据杨宝俊等，1996，2003; 郭爱军，2014; Hou Hesheng et al.，2015; Liang Hongda et al.，2015; Xiong Xiaosong et al.，2015; 朱洪翔等，2017）
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Table1 Crust layered structure of each tectonic unit in NE China （after Yang Baojun et al., 1996, 2003; Guo Aijun, 2014; Hou Hesheng et al., 2015; Liang Hongda et al., 2015; Xiong Xiaosong et al., 2015; Zhu Hongxiang et al., 2017）
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2.2 东北地区岩石热物性特征
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目前东北地区的热导率和生热率研究大多集中在盆地内，如松辽盆地、二连盆地和海拉尔盆地等。本文在搜集汇编前人研究结果的基础上，在阿尔泰-兴蒙造山带东段的兴安地块和松辽地块（包含小兴安岭-张广才岭和松辽盆地）开展了野外露头的样品采集和热物性测试。
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小兴安岭-张广才岭的样品涉及到了石炭系、二叠系、三叠系、侏罗系、白垩系及第四系，岩性包括砂岩、粉砂岩等沉积岩，安山玢岩、花岗岩、玄武岩、流纹岩、花岗斑岩、凝灰岩、花岗闪长岩等火成岩，板岩等变质岩。各地层的不同岩性对应的热导率与生热率值如表3所示。兴安地块的样品涉及到了古元古界、新元古界震旦系、泥盆系、二叠系、三叠系、侏罗系、白垩系，岩性包括砂岩、砂砾岩等沉积岩，花岗岩、玄武岩、安山岩、流纹岩、英安岩、花岗斑岩、火山碎屑岩、凝灰岩、花岗闪长岩等火成岩，板岩、片岩等变质岩。不同地层的不同岩性对应的热导率与生热率值如表4所示。
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东北地区分布着较为广泛的火山岩，本次样品的岩性包括花岗岩、流纹岩、玄武岩、安山岩、安山玢岩和英安岩。总体上，花岗岩的生热率最高，玄武岩和安山岩的生热率较低。但各构造单元之间以及不同时代之间的生热率没有体现出系统规律。
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东北地区前寒武系主要分布于几个地块的核部及周围，太古宇仅出露在吉林省的桦甸夹皮沟、林口和鸡西。元古宇出露零星。古生界仅见于地块周边及大陆边缘，如兴安岭，伊勒呼里山、吉林省的延吉—珲春地区。中生界的三叠系仅在佳木斯及饶河等地区有所出露。侏罗系、白垩系主要为陆相，上侏罗统及下白垩统的火山岩地层广泛发育于大兴安岭—伊勒呼里山—小兴安岭地区。新生界第三系出露在二连盆地和海拉尔一带、小兴安岭东北部以及依兰-伊通、敦化-密山断裂带中；第四系主要分布在松辽平原、海拉尔平原及三江平原。本区侵入岩分布广泛，多数为花岗岩类岩基，与火山岩共同构成一个巨大的中生代火成岩带。由于本次实测热物性样品仅限于小兴安岭-张广才岭和兴安地块的露头样品，因此在构建东北地区岩石热物性柱时参考了文献值（姜光政，2017）。通过文献值结合本次实测露头结果，建立了东北地区不同构造单元、不同构造层的岩石热物性柱（表5）。松辽盆地的热物性资料主要来源于钻井实测值，结合前人研究结果，建立了盆地不同构造单元的岩石热物性柱（表6）。
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注：表中括号内的数字为样品数量。
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注：表中括号内的数字为样品数量。
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2.3 东北地区大地热流计算
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2.3.1 居里面深度分布情况
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前人对东北地区开展了较为精细的居里面研究。利用Parker-Oldenburg算法，吉林省中西部的居里面整体介于18.5~23 km之间，在松原—长岭一带居里面埋深最浅为19 km（宫明旭，2021），松辽盆地居里面介于18.5~21 km之间（曾昭发，2014），东北地区居里面埋深为19~31 km之间，航磁异常和居里面分布特征形态具有一定的相似度和继承性（孙帮民，2016）。利用功率谱法对东北地区居里面埋深的分析认为居里面深度范围在19~40 km之间，呈现EW向被NE向干扰、改造的特点（胡旭芝等，2006），松辽盆地居里面深度介于8~38 km之间（刘益中等，2012）。刘天佑（1993）利用Mayher的薄磁壳连续模型法，认为松辽盆地居里面埋深介于10~24 km之间。张健等（2023）认为松辽盆地居里点深度为14.7~24.3 km，平均深度为20.6 km，并以该深度为依据讨论了盆地的热源机制。
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不同学者研究成果虽然在数值上不尽相同，但整体上趋势较为一致。根据前人对松辽盆地的居里面研究结果，结合盆地地质背景，整合了居里面数据，重新绘制出松辽盆地居里面深度图（图3）。由图中可看出，松辽盆地居里面深度介于20~33 km之间，居里面较浅的区域位于中央凹陷区，大庆地区主要呈现“凹中隆”的居里面特征。根据文献资料（刘天佑，1993; 胡旭芝等，2006; 刘益中等，2012; 曾昭发，2014; 孙帮民，2016; 宫明旭，2021; 张健等，2023）重新绘制了中国东北地区居里面深度图（图4）。东北地区居里面深度范围为20~37 km，居里面呈现出两个明显的隆起区，一是沿敦化-密山断裂带处，上隆范围介于海龙—牡丹江一带，附近为镜泊湖、长白山与龙岗火山区，具有较剧烈的新生代岩浆活动。二是处于嫩江—五大连池处，居里面最浅处为21 km。在深大断裂处居里面具有明显的起伏特征。依兰-伊通断裂带附近居里面变化较为明显，即断裂带南侧居里面埋深较浅，沿断裂带向东北侧延伸居里面埋深变深。而敦化-密山断裂带居里面则呈现隆起的特征，火山活动活跃。居里面深度分布可以反映深部的热结构特征（曾昭发，2014）。
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Fig.3 Contour map of curie surface depth of the Songliao basin （modified after Liu Tianyou, 1993; Hu Xuzhi et al., 2006; Liu Yizhong et al., 2012; Zeng Zhaofa, 2014; Gong Mingxu, 2021; Zhang Jian et al., 2023）
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Fig.4 Contour map of curie surface depth of NE China （modified after Liu Tianyou, 1993; Hu Xuzhi et al., 2006; Liu Yizhong et al., 2012; Zeng Zhaofa, 2014; Sun Bangmin, 2016; Gong Mingxu, 2021; Zhang Jian et al., 2023）
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2.3.2 热流计算结果及东北地区热流分布
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利用一维稳态热传导方程逐层由下至上逐层计算热流值。由于松辽盆地钻井实测热流值较多，仅在东南隆起区缺乏热流数据，因此针对松辽盆地挑选A类数据及部分的稳态连续测温数据及高质量系统试油温度数据，对数据点所在位置进行居里面的识别，并进行热流的计算。除此之外在东南隆起区施加控制点，填补测点空白区，由此绘制出松辽盆地大地热流分布图（图5）。由此可见，松辽盆地的大地热流值介于58.2~83.6 mW/m2之间，大庆周围热流值较高，与其居里面在此处呈现“凹中隆”的特征相对应。
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居里面温度并不是确定值，而是统计意义上的平均值，此平均值可以通过地表热流约束。但由于东北地区实测热流测点主要集中在松辽盆地内（热流值较多的海拉尔盆地不在本次研究范围内），我们利用盆地内的实测热流数据进行了多次计算，结果显示，当选取居里面温度为575℃时，计算得到的大地热流与A类大地热流数据最为吻合，故选择575℃为研究区居里面温度。通过在大兴安岭、小兴安岭-张广才岭及佳木斯-兴凯地块施加控制点，计算出其大地热流值，并结合实测数据绘制出较为精细的东北地区大地热流分布图（图6）。由图6可以看出，东北地区整体大地热流处于42.5~95 mW/m2之间。本文的热流分布图与之前通过克里金插值法获得的热流分布图（Jiang Guangzheng et al.，2019）更加精细反映了各构造单元的热状态。热流高值与居里面隆起区域相对应，即居里面隆起处热流较高，而坳陷区热流较低。郯庐断裂带北段及其邻近地区热流值较高，如敦化-密山断裂带海龙—牡丹江一带最高可达87 mW/m2，此处火山活动较为活跃，高热流区与地幔柱、大陆裂谷作用和岩浆底侵等因素有关（武殿英，1989; 王书琴等，2012; 符伟，2019）。此外，松辽盆地内部、小兴安岭和长春-延吉缝合带也有局部的高热流值。
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3 讨论
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Maule et al.（2005）利用卫星磁异常数据反演确定居里等温面深度，并采用热传导方程推导了南极冰盖底部的热流分布，分析认为随卫星磁测模型分辨率的提高，该方法可以刻画更精细的热流特征，最终有可能找到位于冰川下面尚未发现的火山区。焦立果（2014）利用居里面对中国大陆地区地下温度以及地表热流分布进行了计算，发现在稳定的沉积盆地和克拉通区域，与实测热流数据符合的很好，而在构造复杂的活跃的造山带，二者差异较大。存在的主要问题是由于对全国选取统一的热导率和生热率，导致计算出的热流测点与实测热流测点虽然具有相似的变化趋势，但变化幅度差异较大。利用居里面研究地表热流取决于岩石热物性参数和地壳的分层，但目前的研究大都忽略了热参数和地壳结构不均一的情况，选取地壳各分层中热导率和生热率的平均值，使得利用一维稳态热传导方程计算出的热流值往往与真实值偏离较大。本研究在东北地区建立了松辽盆地、小兴安岭-张广才岭、兴安地块和佳木斯-兴凯地块四个热物性柱，尽量减小了由此引起的误差。
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图5 松辽盆地大地热流平面分布图
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Fig.5 Contour map of heat flow of the Songliao basin
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3.1 实测热流与计算热流对比分析
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根据热流参数中测温资料、热导率数据的数量和质量等因素，可将热流数据区分为A、B、C和D类。其中A类数据为高质量的热流数据，地温曲线属于稳态传导型，岩石热导率样品采自测温段，并具有能代表该测温段岩石热物性性质的足够数量的样品，热流计算段长度一般大于50 m。本次研究中主要选取高质量的A类数据来进行研究。中国东北部研究范围内可信度较高的A类数据有29个。实测点位如图6所示，主要分布在松辽盆地内部，盆地外仅在小兴安岭-张广才岭中的伊通-依舒断陷盆地内有3个热流测点，而佳木斯-兴凯地块、兴安地块分别只有5个和3个热流数据，故而以往仅靠插值生成大地热流图。但是大量空白区由于地下地质情况复杂，由插值得到的平面图误差较大。通过对研究范围内施加控制点（即由居里面温度计算的热流点），可以很好地解决点位分布不均以及存在大量热流测点空白区的问题。挑选松辽盆地17个A类热流值并利用居里面进行计算。由表7可看出计算热流与实测热流值基本相差10 mW/m2以内，部分点位与实测值基本一致，具有较高的可信度（图7）。
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图6 中国东北地区大地热流平面分布图
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Fig.6 Contour map of heat flow of NE China
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3.2 误差分析
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部分测点实测值与计算值差距较大，主要原因是因为热导率与生热率参数选取的缘故。在计算过程中岩石热导率和放射性生热率等参数的选择往往带有较大的不确定性。虽然我们在研究中建立了松辽盆地、小兴安岭-张广才岭、兴安地块和佳木斯-兴凯地块四个热物性柱，但通过居里面计算热流时采用的是大范围的热物性柱，而非实测时针对某一个点位的热物性值。此外，东北地区地表热流的计算是在居里点温度为575℃的基础上计算所得，但实际上含有不同磁性矿物的岩石的消磁温度并不统一，所以利用此温度计算出的热流值与实测结果存在一些偏差。现今研究区内对于热导率和生热率的测试多是集中在沉积层中。此外，在计算中对上地壳、中地壳与下地壳的热导率值选取的是前人研究全球数值的平均值，这些参数所导致的误差使得计算得到的结果往往包含一定的不确定性或误差，导致与实测值产生一定的误差。另外，尽管在计算最初居里面的选择上皆是通过研究区基础的地质地热背景挑选最为合适的居里面数据，但在计算中无法体现断裂分布或地下水循环等浅部热干扰因素对大地热流的影响，导致二者数值产生差异。
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图7 松辽盆地热流实测与计算值对比
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Fig.7 Comparison between measured and calculated values of heat flow in the Songliao basin
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4 结论
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（1）根据岩石热物性实测值建立了东北地区松辽盆地、小兴安岭-张广才岭、兴安地块和佳木斯-兴凯地块四个构造单元的岩石热导率和生热率柱。
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（2）结合前人关于地质、地球物理和地球化学及居里面方面的研究成果，建立了东北地区主要构造单元的地壳结构模型，并重新绘制了东北地区的居里面深度图。
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（3）根据实测热流值和由居里面温度计算的热流值获得了东北地区精细的热流分布图。揭示出东北地区整体大地热流处于42.5~95 mW/m2之间，热流高值处于五大连池及敦化—密山断裂带海龙—牡丹江一带，松辽盆地内部、小兴安岭和长春-延吉缝合带也有局部的高热流值。
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摘要
大地热流值是表征地球热状态的重要参数，也是进行深部地温预测和评价一个地区地热资源的最基本数据。受钻孔测温的影响，盆地外的无钻孔测温地区缺少实测的大地热流值。目前的热流分布图都是依据相邻盆地的实测值进行插值绘制的，无钻孔区热流值可信度较低。由于岩石居里点与温度密切相关，可以通过居里面深度来研究地表热流值。本文依据东北地区现有的居里面深度分布图，结合实测的岩石热导率、岩石生热率数据和相应的地壳分层状况，计算了东北地区的大地热流值，重新绘制了中国东北地区精细的大地热流分布图。东北地区整体大地热流处于42.5~95 mW/m2之间，热流高值位于五大连池及敦化-密山断裂带海龙—牡丹江一带，松辽盆地内部、小兴安岭和长春-延吉缝合带也有局部的高热流值。热流高值与居里面隆起区域有较高的一致性，即居里面隆起处热流较高，而坳陷区热流较低。本次研究填补了中国东部地区热流实测值空白，为该区深部地温预测和地热资源评价提供了更加准确的参数。
Abstract
The heat flow is an important parameter that characterizes the Earth's thermal state and is also the most basic data for deep geothermal prediction and evaluation of geothermal resources in a region. However, due to the influence of borehole temperature measurement, there is no measured heat flow value in areas without borehole temperature measurement outside the basin. At present, the relevant heat flow values are obtained by extrapolating based on the measured values of adjacent basins. Due to the close correlation between the depth of the Curie surface and temperature, the surface heat flow value can be studied through the depth of the Curie surface.Based on the existing depth distribution map of residential areas in Northeast China, and combining measured rock thermal conductivity, rock heat generation rate data, and corresponding crustal stratification conditions, this paper calculated the heat flow value and redraw a detailed map of the heat flow distribution in Northeast China. The overall heat flow of the Northeast region is between 42.5 and 95 mW/m2, the high value of heat flow is located in the Wudalianchi and Dunhua-Mishan fault zones, and there are also local high heat flow values within the Songliao basin, the Xiaoxing'anling and Changchun Yanji suture zones. The high heat flow value can correspond one-to-one with the uplifted area of Curie surface, that is, high heat flow at the raised area of the Curie surface but the heat flow in the depression area of Curie surface is relatively low. This study effectively fills the gap in measured heat flow values in Northeast China and provides more accurate parameters for deep geothermal temperature prediction and geothermal resource evaluation in the area.
