深部地温和地中热流，是影响多年冻土层发育的下边界条件。据王钧等（1990）研究，我国东部和西南部分别处于太平洋板块和印度板块与欧亚板块相碰撞的影响范围之内，区域构造活动较为强烈，是具有较高地温的地热地质条件的地区。由表2-12中可以看出：①松辽盆地、华北盆地及东南沿海地区，雅鲁藏布江至滇西部一带，都有较高的深部地温，1 000米深处40～70℃，2 000米处达70～80℃，最高可达100℃以上。同时，有较大的地温梯度4～5℃/100米，甚至7～8℃/100米，并有较高的地中热流，最高在100mW/m2以上。在藏南羊卓雍湖和普莫雍湖湖底8～30米的湖积层中地中热流在91～146 mW/m2之间，但在我国中部和西北部，构造上较为稳定(除昆仑山与天山相交处构造活动较强烈外)，具有较为广泛的低温地热地质背景。1 000米地温一般在30～40℃或低于30℃，2 000米地温一般在40～60℃，有的低于或稍高于此值。地温梯度一般在1.5～3.0℃/100米之间，地中热流40～60mW/m2，有的地区或小于、或稍大于此值。②一般盆地中地温、地热值比周围山区高，如松辽盆地1 000m地温比大兴安岭要高出10-15℃以上，2 000米地温则高出30℃。地温梯度比大兴安岭大2～3℃/100米，甚至更多到5～6℃/100米。地中热流要高出20～60mW/m2以上。又如准噶尔盆地、塔里木盆地的地温、地热值比阿尔泰山天山要高许多。③我国西部按区域地质构造特征，以昆仑山--祁连山--岷山--大雪山为界，又可分为西北部和西南部。前者具有低温地热背景，而后者则具有较高地温地热背景。如柴达木盆地、河西走廊及青藏地区的地温在同等深度上，要比新疆两大盆地的地温高10～20℃；藏北高原比其北部高山区2 000米深处地温较高，并有较大的地温梯度。
表2-12 我国深部地温和热流的分布
地 区 | 地温（℃） | 地温梯度 (℃/100m) | 地中热流 [mW/(cm2?h)] | ||
100m | 200m | ||||
东部 | 松辽盆地、华北盆地及东南沿海地区 | 40~45 (60~70以上） | 70~80 (90~100以上） | 4~5 (7~8) | 60 (>100) |
大兴安岭、太行山、大巴山、巫山、武陵山、雪峰山、大瑶山 | <30 | 40?50 | <2 | <40 | |
中部 | 海拉尔?二连盆地、鄂尔多斯盆地、四川盆地及其以南的川、滇、黔山区 | 35~40 (50) | 50~70 (80以上) | 2.5 (>3) | 40~60 |
贺兰山?六盘山?龙门山?乌蒙山 | 35~40 (45) | 50~60 | <1.5~2.0 | 40~60 | |
西部 | 准噶尔盆地、塔里木盆地 | 30~35 (25~30) | 50~60 (70) | 1.5~2.5 (2.5~3.0) | 40~50 (30~40) |
柴达森盆地、河西走廊 | 35~45 (>45) | 60~70 (90) | 2.5~3.5 (>3.0~3.5) | 40~50 (60~70) | |
阿尔泰山、天山、祁连山、大雪山、阿尔金色山、昆仑山 | <30 | <40 | <1.5 | <40~50 | |
藏北高原中新生代盆地 | <30 | >60 | 2.5~3.0 | ||
雅鲁藏布江?滇西腾冲、景洪一带 | 40~60 (70) | 70~80 (>100) | 2.5~3.0 (3.5~4.0) | 70~80 (>100) | |
注：括弧内数字为最高值或局部出现值。表中资料摘自文献(王钧等，1990)
王家澄等（1983）对青藏公路沿线10个穿透多年冻土层的钻孔测温结果作了分析和计算，得出青藏高原北部多年冻土下限附近冻土和融土的一些地温梯度和地中热流值（表2-13）。表中资料表明，在冻土层下限附近，冻土（岩）内地温梯度变化在1.8～6.6℃/100米之间，其中6个钻孔中冻土(岩)的地温梯度大于5.0℃/100米。而融土（岩）的温度梯度变化在2.8～8.5℃/100米之间，其中8个钻孔中融土(岩)的温度梯度＞5.0℃/100米。计算得出冻土（岩）中热流值有6个钻孔在62.0～110.2毫瓦每平方米之间，平均84.2毫瓦每平方米；另4个钻孔在22.3～47.8毫瓦每平方米之间，平均37.7毫瓦每平方米。融土（岩）中热流值有8个钻孔在72.5～142.0毫瓦每平方米之间，平均94.1毫瓦每平方米；另2个钻孔在35毫瓦每平方米左右（表2-13）。由此可见，在青藏高原大片多年冻土区，地温梯度和热流值均较大，温度梯度＞5℃/100米都、热流值在60（冻土）～70（融土）毫瓦每平方米以上者，主要分布在中新生代盆地（昆仑山垭口盆地、沱沱河盆地、通天河盆地），且与构造断裂有关。
表2-13 青藏公路沿线多年冻土下限附近冻、融土（岩）状况
序号 | 位置和 钻孔编号 | 孔深 (m) | 冻土 层下 限深 度(m) | 冻土年平均温 度(℃) | 岩性 | 冻土（岩） | 融土（岩） | ||||
导热数 [W/(m/ ℃/h] | 地温梯 度[℃/ 100m] | 地中热 流[mW /m2/h] | 导热系数 W/(m/ ℃/h] | 地温梯度 [℃/ 100m] | 地中热流 [mW /m2/h | ||||||
1 | 西大滩-4 | 30.0 | 25.0 | -0.2 | 含砾亚 砂土 | 1.00 | 4.0 | 40.0 | 0.89 | 4.0 | 35.6 |
2 | 惊仙谷北口公路桥北 | 22.5 | 14.0 | -0.2 | 砂岩 | 1.67 | 6.6 | 110.2 | 1.67 | 8.5 | 142.0 |
3 | 青藏公路62道班 | 78.0 | 75.0 | -2.7 | 亚砂土 | 1.29 | 6.6 | 85.1 | 1.10 | 8.0 | 88.0 |
4 | 五道梁深孔 | 75.0 | 36.5 | -0.1 | 砂岩 | 1.67 | 6.4 | 106.9 | 1.67 | 6.3 | 105.2 |
5 | 五道梁1号水文孔 | 75.0 | 57.0 | -0.3 | 板岩 | 1.24 | 1.8 | 22.3 | 1.24 | 2.8 | 34.7 |
6 | 沱沱河南岩-5 | 42.5 | 12.5 | -0.2 | 泥岩 | 1.24 | 5.0 | 62.0 | 1.24 | 8.0 | 99.2 |
7 | 沱沱河南岩-6 | 36.5 | 16.0 | -0.3 | 泥岩 | 1.24 | 5.5 | 68.2 | 1.24 | 6.2 | 76.9 |
8 | 通天河北岩6号孔 | 29.5 | 24.5 | -0.4 | 砂、泥岩 互层 | 1.45 | 5.0 | 72.5 | 1.45 | 6.6 | 95.7 |
9 | 103-3 | 20.0 | 12.0 | -0.2 | 碎石层 | 1.91 | 2.5 | 47.8 | 1.47 | 5.0 | 73.5 |
10 | 115-3 | 49.7 | 42.0 | -0.9 | 泥、砂岩 互层 | 1.45 | 2.8 | 40.6 | 1.45 | 5.0 | 72.5 |
注：本表引自王家澄等，1983，因单位变更，经过换算。
上述深部地温、地温梯度和地中热流的分布规律，对我国多年冻土的温度和厚度应有重要影响。我们知道，稳定状态下冻土（岩）层年变化深度处（h）的温度（th）（或称年平均地温）与季节冻结和融化层底面（ξ）年平均温度（tξ）之差，与温度梯度（g）有直接关系，即该差值等于g（h-ξ）。在tξ相同条件下，g值越大，年平均地温th则越高。稳定状态下冻土（岩）层厚度(H)可表达为
，式中λ为土(岩)导热系数，q为地中热流，其余同前。由此，冻土的年平均地温（th）越高、地中热流值（q）越大，冻土(岩)的厚度越小（图2-7），而冻土层厚度随导热系数增大而增厚。可见，在深部地温高的地区，地温梯度大、热流大的地区，相应的冻土(岩)层年平均地温也高，冻土(岩)层厚度减薄，或冻联土消失而形成融区。表2-13中资料一定程度上反映出此规律，如在序号No.3点年平均温度最低，冻土层厚也最大；比较相同年平均地温下，总的趋势是冻土层厚度随热流值增大而减小（如比较No.1、2、6、9及No.5、7）。
，式中λ为土(岩)导热系数，q为地中热流，其余同前。由此，冻土的年平均地温（th）越高、地中热流值（q）越大，冻土(岩)的厚度越小（图2-7），而冻土层厚度随导热系数增大而增厚。可见，在深部地温高的地区，地温梯度大、热流大的地区，相应的冻土(岩)层年平均地温也高，冻土(岩)层厚度减薄，或冻联土消失而形成融区。表2-13中资料一定程度上反映出此规律，如在序号No.3点年平均温度最低，冻土层厚也最大；比较相同年平均地温下，总的趋势是冻土层厚度随热流值增大而减小（如比较No.1、2、6、9及No.5、7）。
从表2-13中还可看出，融土层热流值（q2）大多比冻土层热流值（q1）为大，即q1＜q2。这说明在多年冻土层下限附近，冻土层温度在升高，并发生融化，从而下限会上移。但西大滩Ⅲ-4孔表明，那里下限处q1＞q2，说明地温在下降，发生冻结，从而下限下移。而No.4五道梁深孔中qξ与q2值很接近，说明目前冻土层下限基本是稳定的。当然，由于钻孔少，其深度也不大，再加上目前尚缺乏实测热流值，这些结论尚有待进一步工作来予以验证。
总的来看，青藏高原地处纬度较低，太阳辐射强烈，加上地质构造最为年轻，构造变动强烈，深大断裂较为发育，且分布密集，新构造活动也很强烈，致使许多地区地温梯度大，地中热流高。因而，在相同的年平均气温、岩性等条件下，青藏高原冻土层的年平均温度要高一些，冻土层的厚度要小一些。这也是青藏高原多年冻土分布下界处年平均气温比东北多年冻土区南界处年平均气温要高2～3℃的原因之一。
