Warunki geotermiczne Dolnego Œl¹ska
Beata Bruszewska*
W sposób kompleksowy przedstawiono analizê parametrów termicznych: temperatury, gradientu temperatury, przewodnoœci cieplnej i strumienia cieplnego na obszarze Dolnego Œl¹ska. Zweryfikowano 72 pomiary temperatury w g³êbokich otworach wiertniczych, z czego 51 wykorzystano do obliczeñ œredniego gradientu temperatury i strumienia cieplnego (10 tych pomiarów wykonano w 1996 r. w monitoringowej sieci hydrogeologicznej PIG). Wykonano mapy temperatury dla g³êbokoœci: 500 m, 1000 m, 1500 m, gradientu temperatury, strumienia cieplnego. Zanotowano, ¿e obni¿ony strumieñ cieplny i temperaturê obserwujemy miêdzy uskokiem Odry a uskokiem brze¿nym, w starych masywach metamorficznych (metamorfik kaczawski, œrodkowej Odry, niemczañsko-kamieniecki, kra sowiogórska). Stwierdzono, ¿e istnieje zwi¹zek miêdzy wiekiem i histori¹ geologiczn¹ obszaru a wspó³czesnym strumieniem cieplnym i temperatur¹ — stare masywy metamorficzne wykazuj¹ znaczne obni¿enie parametrów termicznych w stosunku do t³a. Dla obszarów o du¿ej powierzchni jest to znana prawid³owoœæ, natomiast dla rejonu o ma³ej powierzchni i do tego mozaikowej budowie — trudno uchwytna zale¿noœæ.
S³owa kluczowe: wspó³czesny pomiar temperatury w otworach wiertniczych, termogram, gradient temperatury, strumieñ cieplny
Beata Bruszewska —The geothermal conditions in Lower Silesia (SW Poland). Prz. Geol., 48: 639–643.
S u m m a r y. Analysis of thermal parameters, such as temperature, thermal gradient, thermal conductivity and heat flow in the area of Lower Silesia are presented in the paper. Temperature determinations from 72 deep boreholes were verified, 51 of them were used for mean thermal gradient and heat flow calculations (among them 10 measurements were performed in 1996, for the purpose of this pro-ject). Basing on above data, the maps of temperature (for the depths 500, 1000, 1500 m), thermal gradient and heat flow were drawn. The correlation between the age, geological history and between the recent heat flow and temperature on the other hand was con-cluded. The old metamorphic massifs show low a thermal parameters in comparison to the average values for the area. Such a coinci-dence is a well known rule for the large geological units but for the small units such as dealt in this paper, the correlation is usually difficult to prove.
Key words: recent mesurment temperature in boreholes, termogram, thermal gradient, heat flow density
Dolny Œl¹sk jest jednym z najbardziej skomplikowa-nym pod wzglêdem budowy geologicznej regionem Polski. Ma to swoje odzwierciedlenie równie¿ w du¿ej zmiennoœci rozk³adu parametrów fizycznych tego rejonu. Niniejszy arty-ku³ przedstawia obecny stan rozpoznania parametrów ter-micznych Ziemi na obszarze Dolnego Œl¹ska. Wybranie tego rejonu do szczegó³owszej analizy by³o podyktowane nastê-puj¹cymi wzglêdami:
1. Przeprowadzeniem nowych pomiarów temperatury na tym obszarze. Zosta³y one wykonane w dniach 30.09–3.10.1996 r. w 10 otworach hydrogeologicznej sieci monitoringowej PIG (ryc. 2), przez zespó³ prof. Vladimira Cermaka z Instytutu Geofizyki Czeskiej Akademii Nauk. Jakoœæ uzyskanych pomiarów jest bardzo wysoka, zarówno z uwagi na zastosowany sprzêt (u¿yto sond elektrycznych o bardzo wysokiej precyzji ~0,01oC), jak równie¿ ze wzglêdu na d³ugotrwa³¹, kilkuletni¹ stójkê otworów, gwarantuj¹c¹ wyniki dotycz¹ce bezsprzecznie stanu równowagi cieplnej.
2. Potrzeb¹ uszczegó³owienia map parametrów ter-micznych po³udniowo-zachodniej Polski. Rejon ten by³ dotychczas „dziur¹ informacyjn¹”, mia³ tylko jedno ozna-czenie strumienia cieplnego (Plewa, 1994).
3. Prac¹ nad metodyk¹ wykorzystywania pomiarów o du¿ej dok³adnoœci (ale stosunkowo p³ytkich) w zestawie-niu z pomiarami „przemys³owymi”, wykonywanymi przy okazji poszukiwañ z³ó¿ itp. o niezupe³nie ustalonym re¿imie cieplnym.
Oprócz opracowañ parametrów termicznych, obej-muj¹cych powierzchniê ca³ej Polski (Plewa, 1994; Majoro-wicz & Plewa, 1979; MajoroMajoro-wicz, 1984), w których obszar Dolnego Œl¹ska jest traktowany w sposób bardzo
regional-ny, na temat geotermiki tego rejonu publikowali: Downaro-wicz (1983) — opisuj¹c lokalne warunki termiczne dla z³ó¿ rud miedzi monokliny przedsudeckiej, oraz hydrogeolodzy, m.in. Dowgia³³o (1987), Dowgia³³o i Fistek (1998) — pisz¹c o cieplicach krystaliników sudeckich. Niniejsza praca przedstawia opracowanie parametrów termicznych Dolnego Œl¹ska w sposób kompleksowy, wziêto pod uwagê wszelkie pomiary parametrów cieplnych tego rejonu.
Obszar badañ — charakterystyka geologiczna
Obszar badañ pod wzglêdem fizyko-geograficznym nale¿y do Dolnego Œl¹ska, a szczegó³owiej, obejmuje id¹c z po³udnia na pó³noc: Sudety, Przedgórze Sudeckie, Nizinê Œl¹sk¹ i Wa³ Trzebnicki.
Pod wzglêdem geologicznym obejmuje w zasadzie ca³y blok dolnoœl¹ski (czyli Sudety i blok przedsudecki) oraz zachodni¹ czêœæ strefy œl¹sko-morawskiej i po³udnio-wo-zachodni¹ czêœæ monokliny przedsudeckiej. Ogólnie mo¿na mówiæ o jego mozaikowej budowie. Oprócz g³êbo-kich roz³amów (id¹c od po³udnia: uskoku œródsudeckiego, uskoku brze¿nego, nasuniêcia ramzowskiego, uskoku Odry) dziel¹cych teren na nadrzêdne jednostki struktural-ne, istnieje wiele mniejszych dyslokacji oddzielaj¹cych mniejsze jednostki o odrêbnych cechach budowy geolo-gicznej (ryc. 1). Upraszczaj¹c, wyró¿niamy dwa piêtra strukturalne: starsze i m³odsze. W sk³ad starszego piêtra wchodz¹ kompleksy skalne objête ruchami waryscyjskimi. Udzia³ tektoniki dysjunktywnej jest w nim znacz¹cy. Tworz¹ go ska³y przeobra¿one i intruzywne (wyj¹tek: depresja Œwiebodzic i struktura Barda). M³odsze piêtro strukturalne buduj¹ ska³y osadowe (od górnego karbonu po kenozoik w³¹cznie), (Rhhle, 1974; Sawicki, 1995). *Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4,
Opisywany teren wg podzia³u hydroregionalnego Pol-ski (PaczyñPol-ski, 1993) nale¿y do makroregionu hydroge-ologicznego po³udniowego, a szczegó³owiej do regionów:
1) region sudecki (na po³udnie od uskoku brze¿nego). Charakterystyczne dla tego regionu jest wystêpowanie p³ytkiego poziomu wodonoœnego w rumoszu zwietrzelino-wym oraz przewaga wód szczelinowych (niezale¿nie czy jesteœmy w obrêbie basenu paleozoiczno-mezozoicznego np.: depresja Œwiebodzic, struktura Barda, czy w obrêbie coko³u krystalicznego). Region sudecki stanowi system powi¹zanych hydraulicznie w ró¿nym stopniu wodono-œców szczelinowych (lokalnie zdarzaj¹ siê wodonoœce
porowe i krasowe np. perm depresji pó³nocnosudeckiej, trzeciorzêd niecki ¯ytawa–Wêgliniec).
To co jest istotne dla geotermiki, to wystêpowanie stref spêkañ wyraŸnie uprzywilejowanych dla drena¿u np.: w obrêbie kry sowiogórskiej w rejonie Wa³brzycha. Obecnoœæ predysponowa-nych tektonicznie stref intensywnej cyr-kulacji wód potwierdzone jest równie¿ istnieniem w krystaliniku sudeckim wód termalnych o du¿ej wydajnoœci (rejon Cieplic — w Karkonoszach i rejon L¹dka Zdroju — w masywie œnie¿nicko-z³oto-stockim).
2) region wroc³awski (na pó³noc od uskoku brze¿nego). Za wodonoœne w tym regionie uwa¿a siê:
a) utwory kenozoiku — o charakte-rze porowym — rozpcharakte-rzestcharakte-rzenione na ca³ym obszarze. Wodonoœne utwory czwartorzêdu, z regu³y ma³ej mi¹¿szo-œci, najczêœciej zwi¹zane s¹ z pogrzeba-nymi dolinami i sto¿kami sandrowymi. Wodonoœce trzeciorzêdowe charaktery-zuj¹ siê wielowarstwowoœci¹ i nie-ci¹g³oœci¹, oraz du¿¹ zmiennoœci¹ mi¹¿szoœci.
b) utwory permo-mezozoiku — dotycz¹ce monokliny przedsudeckiej i kredy opolskiej. Wody maj¹ w tych wodonoœcach charakter porowo-szczeli-nowy. Lokalnie maj¹ wykazuj¹ du¿¹ wydajnoœæ np. obserwowane w okol. Boles³awca w starych wyrobiskach; co œwiadczy o wystêpowaniu szczelino-wych stref intensywnego drena¿u.
c) utwory krystaliczne paleozoiku i prekambru — o charakterze analogicz-nym jak w regionie sudeckim.
Górotwór jest uk³adem w sk³ad któ-rego wchodz¹: g³ównie cia³a sta³e ale te¿ ciecz i gaz, zatem transport ciep³a odby-wa siê nie tylko na drodze kondukcji (i radiacji w mniejszym stopniu), ale te¿ konwekcji. St¹d wp³yw warstw wodono-œnych i stref spêkañ na uk³ad temperatur czy strumienia cieplnego, konkretniej — sk³adowej konduktywnej strumienia cieplnego, jest znaczny (nawet do 50% — Haenel i in., 1988) i powoduje z³ago-dzenie kontrastów w obrazie parame-trów, rozmycie stref anomalnych.
Metodyka prac i wykorzystane dane
Dla przedstawienia obrazu pola cieplnego Dolnego Œl¹ska przeanalizowano 72 termogramy z czego do kon-strukcji map parametrów termicznych u¿yto 51 pomiarów uznanych za przeprowadzone w warunkach przynajmniej zbli¿onych do ustalonych (ryc. 2). Z uwagi na skompliko-wan¹ budowê geologiczn¹ i niejednorodnoœæ danych (inny czas stójki, inna g³êbokoœæ koñcowa), weryfikacja tych pomiarów by³a utrudniona. Na przyk³ad trudno by³o usta-liæ, czy brak analogii miêdzy kszta³tem termogramów z
wa¿niejsze uskoki i nasuniêcia main faults and thrusts
BLOK PRZEDSUDECKI STRUKTURA ŒL¥SKO -MORAWSKA SUDET Y MONOKLINA PRZEDSUDECKA USKO K USKO K USKO K REJON ZIELONOGÓRSKI REJON WROC£AWSKI DEPRESJA OLEŒNICKA KREDA OPOLSKA REJON OPOLSKI RÓW NYSY K£ O DZ KI EJ GÓRNEJ DEPRESJA PÓ£ NOCN OSUD ECKA DEPRESJA ŒRÓDSUDECKA OBN I¯EN IE¯YT AW A -WÊGL INIEC OD RY NASUNIÊCI E RAMZ O WSKIE BR ZE¯ NY ŒRÓDSUD ECKI WROC£AW Wa³brzych Jelenia Góra MET AMORF IK ŒR ODKO WEJ ODR Y KR YST AL INIK MET AMORF IK KACZ AW SKI IZER SKI KAR KO NOSKI DEPRESJA ŒWIEBODZIC OFIOLIT SOBÓTKI KRA SOWIOGÓRSKA STREF A NIEMCZY MET AMORFIK NIEMCZAÑSKO -KAMIENIECKI STRUKTUR A BARD ZKA GRANIT STRZEGOM-SO BÓT KA G.K£ ODZKO -Z£OT OSTOC KI MET AMORFI K K£ ODZKI G. KUDOWY KR YST ALINIK ORL ICKO-BYST RZYCKI KRYSTALINIK L¥DKA -ŒNIE¯NIKA 0 10 20 30km
Jeœli lokalnie mamy do czynienia z superpozycj¹ jednostek, stosowana jest nastêpuj¹ca skala barw:
If locally we deal from superposition individuals, practical is following scale of colours:
wzrost g³êbokoœci depth increase
GRANIT STRZELINA
Ryc. 1. Szkic geologiczno-strukturalny Dolnego Œl¹ska na podstawie map: Osika i in.,
1971; Rhhle, 1974; Sawicki, 1995)
Fig. 1. Sketch of geological units of Lower Silesia
1200 650 2000 1400 720 911 270 1592 1260 1906 1619 470 502 1675 1112 1454 1841 1600 1312 1197 1488 189 4240 1620 1350 1332 1252 820 782 320 890 560 1123 638 1159 1215 701 895 1350 1482 1243 292 2624 1494 1205 1264 75 165 13 10 8 8 9 6 max 8 10 10 8 max max 16 9 8 10 8 9 6 9 max 17 11 5 8 4 max 4 max 3 max 7 8 8 9 4 7 10 11 10 max 20 10 10 12 max max Bielawa W-13 Boles³awiec N-24 Boguszyn IG-1 Cesarzowice IG-1 Chomi¹¿a IG-1 Czerwona Woda IG-1
D³ugopole Dolne Dry¿yna M-5
Gawrony IG-1
Grzêdy IG-1
G³uszyca Górna IG-1
Grodziec IVA Janików IA
Jaworów IG-1 Koscielna Wieœ IG-1
Kotowice W-5Laskow. O³awskie IG-1 Laskow. O³awskie IG-2
Lubawka IG-1 Ludwikowice W-1 £osice W-16 Lubrza V'A Marcinki IG-1 NiedŸwiedŸ IG-2 Nowa Rola P-9 Nowe ¯abno K-5
Oborniki Œl¹skie IG-1
Oleœnica IIIp Osieczów N-25 Pe³czyn IVp Parowa N-27 Ptakowice ODRA-2 Sieciejów P-5 Œwidna IG-1 SP-1 Chwalimierz
Œroda Œl¹ska IG-1 Stypu³ów K-13
Szymanów IG-1
Trzebnica IG-1
Unis³aw Œl¹ski IG-1 Urzuty IG-1 Stary Waliszów 7R Wo³czyn IG-1 Wê¿owice IG-1 Wojnów W-8 Wilków IG-1 Wo³czyn VIIA Wyb³yszczów 1234 12 sp¹g pomiaru temperatury (m p.p.t.)
maximum depth of temperature measurement (m b.s.l.) czas stójki (w dobach)
time of temperature stabilization nowe pomiary temperatury (1996) new measurements of temperature
0 10 20 30 40 50km
Ryc. 2. Mapa lokalizacyjna otworów wiertniczych Fig. 2. Locality map of the analysed boreholes
otworów w bliskiej od siebie odleg³oœci wynika z tego, ¿e s¹ one ju¿ w innej jednostce geologiczno-strukturalnej, czy te¿ ¿e zawieraj¹ one b³êdy. Nowe pomiary temperatur rzadko mog³y pos³u¿yæ jako repery, poniewa¿ by³y ma³ej g³êbokoœci i dotyczy³y utworów jednostek stratygraficz-nych (g³ównie neogenu i triasu górnego) nie objêtych pro-filami innych otworów. Istniej¹ na opisywanym obszarze jednostki geologiczne, dla których brak pomiaru, co te¿ mog³o wp³yn¹æ na zafa³szowanie otrzymanego obrazu. Niemniej uznano, ¿e pole cieplne jest polem ci¹g³ym i poszczególne jego wartoœci (zadane punktowo) mo¿na ze sob¹ ³¹czyæ. Przedstawiony obraz pola temperaturowego opracowano na podstawie bezpoœrednich pomiarów w otworach wiertnicznych, przed³u¿enia termogramu w g³¹b (prostoliniowo) dokonywano tylko na odcinku max 5% g³êbokoœci otworu. Dla konstrukcji map, do interpolacji (programem Surfer), u¿yto metody krigingu — powszech-nie stosowanej metody przy interpolacji pól potencjalnych. 51 danych temperaturowych — du¿a iloœæ jak na tak ma³y obszar — pozwoli³a na próbê konstrukcji map, bez sugero-wania siê obrazem geologicznym, co da³o doœæ obiektyw-ny obraz pola cieplnego. Warunki brzegowe na granicy z Czechami i Niemcami zosta³y przyjête wg Hurtiga i in., (1991–1992).
W celu przedstawienia zmian temperatury w pionie wykonano mapê gradientów temperatury. Interwa³ do obli-czañ starano siê wyznaczyæ bior¹c pod uwagê fakt, ¿e w warunkach zbli¿onych do ustalonych, najmniej
wiarygod-ny jest najp³ytszy odcinek. St¹d dla otworów o ma³ej stójce wyznaczano odcinek pomiarowy jak najg³êbiej, dla termo-gramu, jeœli to mo¿liwe — prostoliniowego. Mapy gra-dientu nie nale¿y traktowaæ do koñca jako jednorodnej, gdy¿ dotyczy wartoœci tego parametru dla ró¿nych inter-wa³ów — z uwagi na g³êbokoœæ i „mi¹¿szoœæ” pomiaru. Idealna by³aby sytuacja, gdybyœmy mieli na obszarze rów-nomiernie rozmieszczone pomiary do tej samej g³êboko-œci. Poniewa¿ nie jest to mo¿liwe, dysponujemy pomiarami dla ró¿nych g³êbokoœci (od 75 do 4240 m ppt, œrednio 1500 m ppt), obliczony gradient pokazuje parametr pola cieplne-go dla ró¿nych interwa³ów. Szczególnie jest to widoczne dla nowych pomiarów, które wykazuj¹ du¿e gradienty temperatury i dotycz¹ p³ytko wystêpuj¹cych utworów neo-genu i triasu (utwory te — g³ównie utwory ilaste klastycz-ne, i³owce i mu³owce maj¹ nisk¹ przewodnoœæ ciepln¹).
Dane przewodnoœci cieplnej przyjêto wed³ug:
— danych laboratoryjnych dla otworów: Sieciejów P-5, NiedŸwiedŸ IG-2 (na ca³ym profilu),
— œrednich dla jednostek stratygraficznych (dotyczy neogenu — na pdstawie danych dla neogenu GZW),
— œrednich dla permu rejonu z³ó¿ miedzi wed³ug Downarowicza (1983) i danych laboratoryjnych z otworów S-646, S-658,
— danych literaturowych wed³ug Zalewskiej (1980) i Plewy (1994).
Pomiarów przewodnoœci cieplnej, w otworach z nowy-mi termogramanowy-mi, nie uda³o siê przeprowadziæ z uwagi na brak rdzenia.
Wyniki
Temperatura. Mimo niejednorodnoœci danych, uzyskany
obraz pola temperaturowego wydaje siê homogeniczny (ryc. 3). Na g³êbokoœci 500 m ppt. temperatura wykazuje wyraŸny wzrost w kierunku pó³nocnym i wschodnim — w stronê monokliny i GZW — od poni¿ej 18oC do ponad 32oC. Strefy szybkiego wzrostu gradientu poziomego (zaznaczaj¹ce siê przez zagêszczenie izolinii temperatury) doskonale koresponduj¹ z uskokiem Odry i nasuniêciem ramzowskim (ryc. 1, ryc. 3a). Podobny obraz utrzymuje siê jeszcze na g³êbokoœci 1000 m ppt. (ryc. 3b). Izolinie temperatury zawarte miêdzy 28oC a 44oC wykazuj¹ wzrost w kierunku pó³nocno-wschodnim, strefa wzrostu gradientu poziomego w stosunku do obrazu na 500 m ppt. przesuwa siê w kierunku pó³nocno-wschodnim i znacznie siê wygina w rejonie Wroc³awia. Na g³êbokoœci 1500 m ppt. rozk³ad temperatury stopniowo zmienia siê (od 40oC do 58oC).
0 20 40 60km
a
usko k œród sud ecki uskok brze ¿n y usko k Odry nasuni êcie ramzo wski e 24 22 20 18 28 26 24 22 18 20 22 26 30 20 20 22 26 24 26 30 28 28 28 30 28 30 32 32 32 30 32 34 36 38 40 42 26 28 30 32 34 42 42 32 32 32 38 34 30 46 44 38 40 42 44 46 46 48 34 36 38 40 42 44 46 34 36 38 0 20 40 60kmb
uskok œród sud ecki uskok brze ¿ny usko k Odry nasun iêci eramzo wskieRyc. 3. Mapa temperatury [woC] na g³êbokoœciach: a — 500 m
p.p.t., b — 1000 m p.p.t., c — 1500 m p.p.t.
Fig. 3. Temperature maps [oC] at the depths: a — 500 m b.s.l., b
— 1000 m b.s.l. , c — 1500 m b.s.l. 0 20 40 60km
c
usko k œród sud ecki uskok brze ¿n y usko k Od ry nasun iêci eramzo wskie 38 40 42 44 40 42 44 46 48 44 46 48 52 50 54 56 58 60 48 48 48 44 46 50 50 48 56 52 54 48 52 54 56WyraŸnymi strefami anomalii dodatnich staje siê rejon na pó³nocny-wschód od uskoku Odry i na po³udnie od uskoku œródsudeckiego (podyktowany pomiarami z Czech i Nie-miec oraz depresji œródsudeckiej). Zdecydowanie ni¿sza temperatura jest w po³udniowej i w pó³nocnej czêœci przed-górza sudeckiego.
Reasumuj¹c, na wszystkich przedstawionych mapach temperatury (ryc. 3) daje siê obserwowaæ strefê obni¿-onych wartoœci parametru miêdzy uskokiem œródsudeckim a uskokiem Odry. Wraz z g³êbokoœci¹ anomalia ta przesu-wa siê w kierunku po³udniowo-wschodnim. Gradienty poziome temperatury wraz z g³êbokoœci¹, w strefie uskoku Odry (widocznym na ka¿dej z map jako rejon graniczny anomalii) zmniejszaj¹ siê. Niemniej jednak zakres tempe-ratury na danej g³êbokoœci wzrasta wraz z ni¹:
Strefami, gdzie izolinie temperatury wykazuj¹ pewne skomplikowanie s¹: rejon Wroc³awia i rejon depresji œród-sudeckiej na granicy z kr¹ sowiogórsk¹. Wywo³ane jest to prawdopodobnie zmian¹ temperatury pod wp³ywem dre-na¿u wód.
Gradient temperatury. Gradienty temperatur na
omawia-nym obszarze mieszcz¹ siê w granicach: 1,5–4,5oC/100 m (ryc. 5). Podwy¿szone œrednie gradienty temperatur wystê-puj¹ na monoklinie przedsudeckiej (w utworach permu i karbonu). Dla utworów mezozoiku najwiêksze gradienty
uzyskano dla kredy opolskiej, kredy rowu górnej Nysy K³odzkiej i triasu na wschód od Wroc³awia. Dla utworów paleozoiku zaœ, na odcinku bezpoœredniego pomiaru tem-peratury, najni¿sze gradienty (nawet <1,5oC/100 m) zano-towano w utworach permu depresji pó³nocnosudeckiej i monokliny przedsudeckiej (czyli w pó³nocno-zachodniej czêœci opisywanego rejonu) oraz dla masywów metamor-ficznych okolic NiedŸwiedzia i Œwidnej (wydaje siê i¿ utwory te le¿¹ w pobli¿u strefy spêkañ). Podwy¿szone gra-dienty temperatury w utworach paleozoiku, w stosunku do t³a, wystêpuj¹ w niecce œródsudeckiej (~2,5oC/100 m) i we wschodniej czêœci mono-kliny.
Przewodnoœæ cieplna. Œredni¹ przewodnoœæ
ciepln¹ dla interwa³u obliczeniowego przedsta-wia ryc. 4. Szkic ten nale¿y traktowaæ jako ilu-stracjê przyjêtych wartoœci parametru zale¿nie od rejonu. Najwy¿sze przewodnoœci (>2,5W/moC) s¹ w pó³nocno-zachodniej czêœci opisywanego obszaru (w niecce pó³nocnosu-deckiej i na monoklinie). Jest to uzasadnione wystêpowaniem tam utworów permskich i tria-sowych wysokiej przewodnoœci (Downaro-wicz, 1983; Zaj¹c, 1980; dane z opróbowañ
2,0 2,0 1,5 2,0 2,0 2,0 2,5 3,0 0 20 40 60 km usko k œró dsu decki usko k brze¿n y usko k O dry na sun iêciera mzo w skie
Ryc. 4. Wartoœci przewodnoœci cieplnej [w W/moC] przyjête do
obliczeñ strumienia cieplnego
Fig. 4. Thermal conductivity values [W/moC] used for heat flow
calculations 60 50 55 60 70 65 55 50 60 60 65 55 60 65 70 60 65 65 65 60 65 Bielawa W-13 Boguszyn IG-1 Cesarzowice IG-1 Chomi¹¿a IG-1 Dry¿yna M-5 Gawrony IG-1 Grzêdy IG-1 Janików IA Kotowice W-5
Laskow. O³awskie IG-1 Laskow. O³awskie IG-2 £osice W-16
Lubrza V'A Marcinki IG-1
NiedŸwiedŸ IG-2 Nowe ¯abno K-5
Oborniki Œl¹skie IG-1
Oleœnica IIIp Osieczów N-25
Pe³czyn IVp Parowa N-27
Sieciejów P-5
Œroda Œl¹ska IG-1 Stypu³ów K-13
Szymanów IG-1
Trzebnica IG-1
Unis³aw Œl¹ski IG-1 Urzuty IG-1 Wo³czyn IG-1 Wê¿owice IG-1 Wojnów W-8 Wilków IG-1 Wo³czyn VIIA Boles³awiec N-24
Czerwona Woda IG-1
D³ugopole Dolne G³uszyca Górna IG-1
Grodziec IVA Jaworów IG-1
Koscielna Wieœ IG-1
Lubawka IG-1 Ludwikowice W-1 Nowa Rola P-9 Ptakowice ODRA-2 Œwidna IG-1 SP-1 Chwalimierz Stary Waliszów 7R Wyb³yszczów 0 20 40 60km uskok œródsud ecki usko k brze ¿ny usko k O dry na sun iêcie ramzo wski e 3,5 3,5 3,5 3,5 3, 0 3,0 3,0 3,0 2,5 2,5 2,5 2,5 2,5 2,5 3,0 2,0 3,5 4,0 0 20 40 60 km usko k œró dsudecki usko k brze¿n y usko k Od ry nasun iêciera mzow skie
Ryc. 5. Mapa œredniego gradientu temperatury [woC/100 m]
Fig. 5. Map of the average thermal gradient [oC/100 m]
¬
Ryc. 6. Mapa stumienia cieplnego [w mW/m3]
Fig. 6. Map of heat flow [mW/m3]
500 m ppt 18–32oC )T=14oC
1000 m ppt 28–44oC )T=16oC
1500 m ppt 40–58oC )T=18oC
otworów: Sieciejów P-5, S-646, S-658). Najni¿sze przewod-noœci cieplne przyjêto dla otworów po³udniowo-wschodniej czêœci opisywanego obszaru, dla utworów mu³owcowo-i³owco-wych g³ównie neogenu (œrednie dla neogenu wg œredniej dla trzeciorzêdu GZW).
Strumieñ cieplny. Mapa strumienia cieplnego (obliczenia
wykonano programem TERMIKA; Bruszewska & Kuciñ-ski, 2000), przedstawia bardzo ciekawy obraz (ryc. 6). Obni¿ony strumieñ obserwujemy miêdzy uskokiem Odry a uskokiem brze¿nym, w starych masywach metamorficz-nych (metamorfik kaczawski, œrodkowej Odry, niemcza-ñsko-kamieniecki, kra sowiogórska). Prawid³owoœæ ta dla obszarów o wiêkszej powierzchni, np.: platform, jest powszechnie znana, natomiast lokalnie trudna do wychwy-cenia. W przypadku Dolnego Œl¹ska mamy do czynienia z ma³ym obszarem, bardzo skomplikowanym geologicznie. Wzi¹wszy pod uwagê niejednorodnoœæ danych wejœcio-wych — uzyskany obraz strumienia zaskakuje swoj¹ czy-telnoœci¹. Wartoœci tego parametru wzrastaj¹ od 45 mW/m2 miêdzy uskokiem Odry a uskokiem brze¿nym, do 70 mW/m2 na monoklinie i w niecce pó³nocnosudeckiej. Obraz na mapie strumienia jest podyktowany po czêœci obrazem na mapach temperatur. W œrodkowej czêœci opisy-wanego obszaru, miêdzy uskokiem Odry a uskokiem brze-¿nym, ci¹gnie siê wyraŸna strefa obni¿enia tych parametrów. Niewykluczone jednak, ¿e na kszta³t i wiel-koœæ tego obni¿enia w znacznym stopniu wp³ywaj¹ proce-sy hydrogeologiczne (aby to zbadaæ nale¿a³oby dla tych warunków zbudowaæ model termohydrodynamiczny, co przy tak skomplikowanej budowie jest bardzo trudne).
Dodatkowo, uzyskany obraz parametrów termicznych wskazuje na jednorodnoœæ warunków cieplnych w rejonie Boles³awca (pó³nocna czêœæ depresji pó³nocnosudeckiej — stare z³o¿e miedzi) i w rejonie Stypu³owa, Nowego ¯abna (pó³nocno-zachodnia czêœæ monokliny — nowe z³o¿e miedzi) co jest zgodne z tym, i¿ rejony te maj¹ podobn¹ budowê geologiczn¹ i ¿e by³y kiedyœ po³¹czone.
Mapy parametrów termicznych w rejonie krystaliniku karkonosko-izerskiego ze wzglêdu na zupe³ny brak pomia-rów nie przedstawiaj¹ obrazu o du¿ym stopniu wiarygod-noœci (obraz powsta³ przez interpolacjê danych z obszarów przyleg³ych). Krystalinik ten pod wzglêdem geologicznym nie jest jednorodny. Metamorfik izerski w stosunku do gra-nitoidu karkonoskiego jest innej genezy, innego wieku, innego sk³adu chemicznego — g³ównie chodzi tu o zawar-toœæ pierwiastków radioaktywnych. Teoretycznie nale-¿a³oby siê spodziewaæ na mapach termicznych — podwy¿szonych temperatur i strumienia cieplnego dla gra-nitoidu (wynikaj¹cych z m³odego wieku i ciep³a z radiacji oraz rozmiaru masywu) oraz zdecydowanie ni¿szych tych parametrów dla metamorfiku.
Przyk³ad wyników uzyskanych na Dolnym Œl¹sku (a szczególnie rezultaty po³¹czenia starych danych z nowy-mi) pozwala wnioskowaæ, ¿e istniej¹ce w Polsce dane z pomiarów temperatur w otworach wiertniczych mo¿na wykorzystywaæ (po weryfikacji) do rozpoznania lokalnego pola cieplnego.
Podsumowanie
1. Pole cieplne rejonu Dolnego Œl¹ska wykazuje znacz-ne obni¿enie parametrów termicznych w centrum obszaru, miêdzy uskokiem Odry a uskokiem brze¿nym.
2. Znaczny wp³yw na obraz pola cieplnego wywieraj¹ procesy hydrogeologiczne, zwi¹zane ze zwiêkszonym dre-na¿em wód podziemnych w strefach spêkañ (np. w rejonie Wroc³awia.
3. Teoretycznie prawdopodobne jest istnienie dodatniej strefy anomalnej pola cieplnego w obrêbie granitoidu karko-noskiego. Wyjaœnienie tej sprawy wymaga dalszych badañ. 4. Uzyskane wyniki parametrów cieplnych bardzo podobne w okolicach Boles³awca (pó³nocny skraj depresji pó³nocnosudeckiej) i Nowego ¯abna (po³udniowo-zachodnia granica monokliny przedsudeckiej) wskazuj¹ na zwi¹zek tych obszarów, co jest zgodne z ich histori¹ geologiczn¹.
Niniejszy artyku³ jest czêœci¹ du¿ego projektu: (poz. pl. 2.94.0002.00.0) Gêstoœæ powierzchniowego strumienia cieplne-go Ziemi na obszarze Polski (M. Karwasiecka, B. Bruszewska; 1997) wykonanego w Pañstwowym Instytucie Geologicznym, opisuj¹cego parametry geotermiczne (w szczególnoœci strumieñ cieplny) dla obszaru Polski.
Literatura
ALEKSANDROWSKI P., KRYZA R., MAZUR S., PIN C. & ZALASIEWICZ J.A. 2000 (w druku) — The Polish Sudetes: Caledo-nian or Variscan? Trans. Royal Soc. Edinburgh: Earth Sciences. BRUSZEWSKA B. & KUCIÑSKI T. 2000 — Geotermika — pakiet programów do archiwizacji i interpretacji danych termicznych w otwo-rach wiertniczych. Prz. Geol., 48: 59–61.
DOWGIA££O J. 1987 — Asupposed geothermal anomaly in the Dusz-niki-Kudowa area (Polish Western Sudetes). Bull. Pol. Acad. Sc., Earth Sc., 35: 323–333.
DOWDIA££O J. & FISTEK J. 1998 — Wstêpne wyniki hydrogeolo-giczne wiercenia C-1 w Jeleniej Górze-Cieplicach. Prz. Geol., 46: 178. DOWNAROWICZ S. 1983 — Geotermika z³ó¿ rud miedzi monokliny przedsudeckiej. Pr. Pañstw. Inst., 106.
HAENEL R., RYBACH L. & STEGNA L. (eds.) 1988 — Handbook of terrestial heat-flow density determination. Kluwer Academic
Publishers, Solid Earth Sciences Library, Dordrecht, Boston, London. HURTIG E. (ed.), CERMAK V., HAENEL R. & ZUI V. 1991/92 — Geothermal Atlas of Europe; Hermann Haack Verlagsgesellschaft mbH; Geographisch-Kartographische Anstalt Gotha. Potsdam. KARWASIECKA M. & BRUSZEWSKA B. 1997 — Gêstoœæ powierzchniowego strumienia cieplnego Ziemi na obszarze Polski. CAG Pañstw. Inst. Geol. 060/21/98.
MAJOROWICZ J. 1984 — Problems of tectonic interpretation of geo-thermal field distribution in the platform areas of Poland. Pub. Inst. Geophys. Pol. Acad. Sc., A-13 (160): 149–166.
MAJOROWICZ J. & PLEWA S. 1979 — Study of heat flow in Poland with special regard to tectonophysical problems. [W:] Terrestial heat flow in Europe. Cermak V., Rybach L. (ed.). Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, New York.
OSIKA R., PO¯ARYSKI W., RgHLE E. & ZNOSKO J. (red.) 1971 — Mapa geologiczna Polski bez utworów kenozoicznych, skala
1 : 500 000. Wyd. Geol.
PACZYÑSKI B. (red.) 1993 — Atlas hydrogeologiczny Polski, skala 1 : 500 000, cz. I. Pañst. Inst. Geol.
PLEWA S. 1994 — Rozk³ad parametrów geotermalnych na obszarze Polski. Wyd. CPPGSMiE PAN. Kraków
RgHLE E. (red.) 1974 — Mapa geologiczna Polski bez utworów czwartorzêdowych, skala 1 : 500 000. Wyd. Geol.
SAWICKI L. 1995 — Mapa geologiczna regionu dolnoœl¹skiego z przyleg³ymi obszarami Czech i Niemiec (bez utworów czwartorzêdo-wych), skala 1 : 100 000. Pañst. Inst. Geol.
ZALEWSKA J. 1980 — Zwi¹zek wspó³czynnika przewodnictwa ciepl-nego z innymi fizycznymi w³asnoœciami ska³ (na przyk³adzie piaskow-ców czerwonego sp¹gowca). Nafta, 7: 221–224.
