根据热流参数中测温资料、热导率数据的数量和质量等，汪集场和黄少鹏(1 988) 将我国热流数据区分为三基本类 :A 类，高质量类。这类数据地温曲线的线性关系好，属稳态传导型温度曲线，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理性质的足够数量的样品，热流计算段长度较大，一般大于 50m;B 类，质量较高类 。 这类数据的基本情况同 A 类，只是由于种种原因，测温段或热流计算段长度较小，岩石热导率样品数量不足，或采自岩性相同的相邻钻孔 ;C 类，质量较差或质量不明类。 该类数据在热流测试钻孔或邻区无法取到岩石热物理性质测试样品，或仅有唯一的一块样品，在此情况下，热流计算中岩石热导率参数只能取或参考相应岩类的文献值，因而数据质量较差。胡圣标等 (2001)进一步将明显存在浅部或局部因素的干扰或测点位于地表地热异常区的热流数据归为 D 类，以便于区域传导型热状态研究时可方便地剔除该类代表局部热异常的数据 。 在第三版热流数据库中(胡圣标等，2001) ， A 类数据占 46.2% ， B 类数据占 34.1% ,C类数据占 15.2 % ， D 类数据占 4.5 % 。 在最新的大地热流汇编工作中（王一波等，2024），热流质量划分所遵循的原则在延续前作的基础上, 做了如下修改: 1) 把静井时间、测温深度、测温数量、温度获取方式、计算间隔、热导率数量、热导率矫正和浅部影响因素等8项作为热流质量评价的基本指标; 2) 对于具体参数未知、描述明显错误的数据, 归为E类数据 (该类数据被拒绝汇编); 3) 对于测温深度小于200 m的钻孔中所获得的热流, 不再归为A类数据; 4) 其他参数在热流质量评价中的约束条件, 详见表格。

  由于热流数据在阐明板块运动机理方面的重要作用，20 世纪 60 年代，大地热流测量在世界各国普遍展开 。国际地热先驱、英国剑桥大学 的Bullard 爵士在第 13 届国际大地测量与地球物理学联合会 (the International Union of Geodesy and Geophysics , IUGG) 上发起成立 了国际热流委员会，并提名美国哈佛大学 的Birch 教授为第一任主席，苏联科学院大地物理研究所的 Lubimova 为副主席，同时提议美国加州大学圣地亚哥校区的 Lee 博士为秘书长 。 成员有:加拿大西安大略大学地球物理系主任 Beck 教授、日本东京大学地震研究所的 Uyeda 教授等共 16 人 (Cermak and Lee， 2004) 。1965 年， Lee 和 Uyeda 也首次对全球热流数据进行了统计分析，勾画出全球大地热流密度分布的基本轮廓 (Lee and Uyeda , 1965) ，其结果对板块构造学说的建立起到重要的作用，被誉为板块学说的四大支柱之一，同时也推动了大地热流研究本身更加蓬勃深入的发展 。 从此以后，国际热流委员会不定期地将全球大地热流数据进行更新补充，其中以1993 年时任国际热流委员会主席、美国密歇根大学地球物理系主任的 Pollack 教授主持汇编并作统计分析的 24776 个大地热流数据最为详尽，影响也最大 (Pollack et al. ,1993) 。 2013年的全球热流数据汇编由 Davis 完成，共收集、整理、分析了全球高质量的可信热流数据 38347 个，并给出了全球热流分布图 (Davis ， 2013) 。最新的全球热流数据汇编由Fuchs等人于2021年完成，热流数据量已经达到74548条，实现了大幅度的增长。截至2024年, 全球共有热流测点91182个 (Global Heat Flow Data Assessment Group et al., 2024).

  我国系统、正规的大地热流测试工作始于 20 世纪 70 年代初 。 经过近 10 年的努力，中国科学院地质研究所地热组于 1979 年正式发表了我国华北地区可信大地热流数据 25个，得到国际热流委员会的认可(中国科学院地质研究所地热组， 1979) 。1991 年，国际热流委员会将中国大陆地区公开发表的 366 个大地热流数据收入"全球热流数据汇编"之中 。 截至 2001 年年底，中国大陆地区已有 862 个大地热流数据 。 我国热流数据汇编工作自 1988 年开始，始终不渝地坚持下来，经过数十年的发展，中国科学院地热研究室/实验室先后十次汇编并四次公开发表了热流汇编结果 (姜光政等, 2016; 胡圣标等, 2001; 汪集暘和黄少鹏, 1990, 1988), 2016年的热流汇编工作共有1666个热流数据 (姜光政等, 2016). 王一波等（2024）在此基础上, 收集公开发表的大地热流数据1096个, 实测热流数据75个. 同时, 本次研究更新了中国大地热流数据质量分类标准, 根据最新的分类标准, 在2337个大地热流数据中, A、B、C和D类数据占比分别为35.4%、40.9%、18.7%和5.0%.

  地球内部，深度愈大，温度愈高。地表以下 40~50km ，每千米增温 20~30℃ 。再向下，增温减慢，地温梯度减小，逐渐接近等温压缩状态。研究表明，在地球的表层即地壳部分，温度升高很快，进入地慢以后温度升高的速度降低，到了地核，温度虽有升高，但速度更为缓慢 ，直至地心达到最高温度。核幔边界的温度在 3000℃ 左右，地心的温度不超过 6000℃。
  计算地球内部温度的方法大致有两种: 一种方法是借助傅里叶热传导方程(可以包含热对流项的影响) ，在已知初始温度、热源分布、热导率等热物性参数等条件下，求解方程， 计算温度的空 间和时间分布; 另一种方法是通过分析地球内部某些与温度有关的现象，例 如岩石熔点、物质相变、相平衡等，给出实际深度的温度界限。把这两种方法结合，可以得到地球内部温度分布的大致轮廓。