Interpretacja i modelowanie ziemskiego strumienia cieplnego w obszarze eksperymentu sejsmicznego POLONAISE’97 - analiza krytyczna

Interpretacja i modelowanie ziemskiego strumienia cieplnego

w obszarze eksperymentu sejsmicznego POLONAISE’97 — analiza krytyczna

Jacek Majorowicz*, Marta Wróblewska**, Piotr Krzywiec**

Interpretation and modeling of earth’s heat flow within the area of POLONAISE’97 seismic experiment — critical analysis. Prz. Geol., 50: 848–857.

S u m m a r y. Interpretation of thermal field within the area of the POLONAISE’97 seismic experiment faces numerous problems, that are analyzed in this paper. Low to medium quality of temperature logs acquired in several hundreds of deep boreholes is mainly result of measurements completed under unstable conditions, before thermal equilibrium time; however, data from deeper parts of boreholes could be used for interpretation. Error of heat flow determination within 15%, and results from errors of measured geothermal gradi-ent, and errors of measured or estimated thermal conductivity. Because of these errors, interpretation and modeling of geothermal data should take into account only significant variations, beyond the measurement error range. Heat flow variations within the Polish terri-tory area in order of 40–80 mW/m2_{, and this allows for interpretation of regional variations of heat flow changes; analysis of smaller}

variations would be unreliable. The preliminary results of integrated geothermal-seismic analysis are ambiguous, mainly because of poor knowledge of radiogenic heat production within the crust. Modeling of radiogenic heat production using corelation with crustal seismic velocities suggests high thermal contrast across Moho surface within the area between the East European Craton and adjacent areas. These results are not compatible with highPn velocities in the area characterized by highest heat flow. Future projects of deep research boreholes should contain proposals for high quality thermal measurements.

Key words: geothermics, crust, litosphere, deep refraction seismics, tectonophysics

Zró¿nicowanie temperatury powierzchniowej Ziemi jest jednym z parametrów geofizycznych, dostêpnych bezpo-œrednim obserwacjom. Dlatego te¿, zagadnienie zró¿nico-wania strumienia cieplnego i jego zwi¹zku ze struktur¹ ter-miczn¹ Ziemi jest tematem rozwa¿añ naukowych ju¿ od bardzo dawna (np. Dembowski, 1830). W Polsce pierwsze pomiary temperatury by³y wykonywane w trakcie nafto-wych prac poszukiwawczych w Karpatach (Arctowski, 1924, 1925). Po drugiej wojnie œwiatowej nast¹pi³ znaczny rozwój termicznych pomiarów geofizycznych, wykonywa-nych na potrzeby przemys³u naftowego i hydrogeologii (Plewa, 1994). Uzyskiwane wyniki by³y wykorzystywane do ró¿nych celów, m.in. do rozwa¿añ na temat budowy i ewolucji skorupy ziemskiej na terenie Polski (Èermak i in., 1989; Majorowicz, 1979; Majorowicz & Plewa, 1979).

W ostatnich latach mamy do czynienia z ogromnym postêpem w rozpoznaniu budowy skorupy i litosfery ziem-skiej na obszarze Polski. Zwi¹zane jest to z realizacj¹ dwóch regionalnych programów badawczych, znanych pod nazwami POLONAISE’97 i CELEBRATION’2000, opartych na sejsmicznych pomiarach refrakcyjnych (Guterch & Grad, 2000). Dane pomierzone w trakcie tego drugiego eksperymentu sejsmicznego s¹ w chwili obecnej nadal w trakcie przetwarzania, natomiast dane projektu POLONAISE’97 zosta³y ju¿ czêœciowo udostêpnione (Guterch i in., 1999; Krysiñski i in., 2000). Dane uzyskane w trakcie tego eksperymentu sejsmicznego, wraz z danymi pozyskanymi wzd³u¿ innych g³êbokich profili refrakcyj-nych, ulokowanych w NW Polsce, takich jak LT-7 (Guterch i in., 1994) i TTZ (Grad i in., 1999), dostarczy³y uni-kalnych i niezwykle cennych informacji, które wraz z dostêpnymi wysokiej jakoœci danymi grawimetrycznymi i magnetycznymi, mog¹ byæ wykorzystane do konstrukcji modeli budowy i ewolucji skorupy ziemskiej (Krzywiec i

in., 2001), w tym jej struktury termicznej (Bruszewska, 2001) i reologii (Jarosiñski & Poprawa, 2001).

Dostêpnoœæ wysokiej jakoœci danych sejsmicznych, grawimetrycznych i magnetycznych z obszaru pó³nocnej Polski nie idzie w parze z dostêpnoœci¹ równie wysokiej jakoœci danych geotermicznych. Brakuje bowiem bezpo-œrednich pomiarów produkcji ciep³a radiogenicznego (pro-dukowanego w wyniku rozpadu izotopów uranu, toru i potasu). Z terenów pó³nocnej oraz pó³nocno-wschodniej Polski dysponujemy danymi geotermicznymi, pochodz¹cymi ze skonsolidowanego pod³o¿a platformy i to jedynie z pre-kambryjskich ska³ krystalicznych, pomierzonymi do g³êbo-koœci nie wiêkszej ni¿ kilkaset metrów (Majorowicz, 1984). W zwi¹zku z tym modelowanie generacji ciep³a i rozk³adu temperatur jest mo¿liwe jedynie przy wykorzystaniu szaco-wanych zale¿noœci pomiêdzy produkcj¹ ciep³a radiogenicz-nego a prêdkoœciami fal sejsmicznych oraz zale¿noœci miêdzy prêdkoœciami fal sejsmicznych (Pn) a temperatur¹ (Rybach & Bunterbartch, 1984; Kubik, 1986; Hyndman & Lewis, 1998). Dostêpnoœæ wyników g³êbokich badañ sejs-micznych nowej generacji powinna pozwoliæ na skon-struowanie nowych, bardziej wiarygodnych modeli termicz-nych skorupy ziemskiej na obszarze Polski. W niniejszym artykule zosta³y zaprezentowane wyniki krytycznej analizy danych geotermicznych z obszaru projektu POLONAISE’97, a tak¿e wstêpne rezultaty zintegrowanej analizy tych danych z danymi sejsmiki refrakcyjnej.

Dane termiczne w pó³nocnej Polsce — analiza krytyczna

Na obszarze pó³nocnej Polski znajduje siê 231 otwo-rów, w których zosta³y wykonane pomiary temperatury (ryc. 1), jednak tylko w 148 otworach pomiary wykonano w warunkach bliskich ustalonej równowagi termicznej. Zaburzenia wywo³ane cyrkulacj¹ p³uczki w trakcie wierce-nia otworu wp³ywaj¹ w znacz¹cy sposób na pomierzon¹ wartoœæ temperatury. Czas, jaki jest potrzebny do przy-wrócenia równowagi termicznej, zale¿y od wymaganej jakoœci pomiaru temperatury i wynosi od oko³o 10 dni (dla *Northern Geothermal, 105 Carlson Close, Edmonton,

Alber-ta, T6R 2J8, Canada; email: majorowicz@powersurfr.com **Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; e-mail: mwro@pgi.waw.pl, krzywiec@pgi.waw.pl

dok³adnoœci rzêdu stopni) do miesiêcy i lat (dla dok³adno-œci rzêdu dziesi¹tek i setek czêdok³adno-œci stopnia). Przyk³ad badawczego otworu KTB o g³êbokoœci 4 km (Clauser, 1999) pokazuje, ¿e nawet czas rzêdu miesiêcy mo¿e byæ niewystarczaj¹cy. W otworze tym wykonano bowiem dwa pomiary — pierwszy z nich po oœmiomiesiêcznym okresie „stójki”, a nastêpny po up³ywie przesz³o 8 lat. Rozbie¿noœæ pomiêdzy obydwiema krzywymi by³a znaczna, rzêdu wie-lu stopni C.

Pomiary termiczne by³y w Polsce wykonywane po okresie pojedynczych dni „stójki” otworu, gdy¿ w polskich warunkach przyjmuje siê, ¿e czas potrzebny do przywró-cenia równowagi w otworze o g³êbokoœci do 1,5 km wyno-si nie mniej ni¿ 8 dni. Oprócz tego, ¿e pomiary temperatu-ry w otworach wykonywano w stosunkowo krótkim okresie po zakoñczeniu wiercenia, to nale¿y równie¿ wzi¹æ pod uwagê fakt, ¿e by³y one obarczone ró¿nego rodzaju b³êdami pomiarowymi, zwi¹zanymi ze zbyt szybkim tem-pem pomiaru, nieprawid³owym wycechowaniem termo-metru oraz jego charakterystyk¹ (mierzona wielkoœæ czêsto przekracza³a normê fabryczn¹). Oprócz pomiarów w wa-runkach bliskich ustalonym (z dok³adnoœci¹ temperatury rzê-du kilku stopni C) dysponujemy równie¿ pomiarami nie-ustalonymi oraz punktowymi pomiarami temperatury na spodzie otworu (ang. bottom hole temperature — BHT), wykonanymi termometrem maksymalnym. Pomiary typu BHT s¹ obecnie standardowymi pomiarami temperatury

wykonywanymi na ca³ym œwiecie. Dno otworu traktuje siê jako strefê o najmniej zmienionej temperaturze, w zwi¹zku z tym pomierzon¹ w niej temperaturê po naniesieniu popra-wek przyjmowano jako rzeczywist¹ w danym punkcie. Wykreœlana na podstawie BHT krzywa zmiennoœci tempe-ratury wraz z g³êbokoœci¹ nie oddaje jednak jednoznacznej wartoœci gradientu temperatury (Förster, 2001).

Wed³ug badañ eksperymentalnych Popowa i innych (1998), w których pomiary wykonywano po „stójce” wiert-niczej rzêdu od dni do kilku lat, wynika, ¿e w najg³êbszej czêœci otworu (30% ca³kowitej g³êbokoœci) zmiany gra-dientu geotermicznego s¹ najmniejsze. Powodem tego jest fakt, i¿ dolne czêœci otworu podlegaj¹ krótszemu procesowi zmian temperatury, zwi¹zanemu z cyrkulacj¹ p³uczki w pro-cesie wiercenia. Warunki w górnej czêœci profilu s¹ najbar-dziej anomalne i dalekie od stanu równowagi pomiêdzy p³uczk¹ w otworze a rzeczywist¹ temperatur¹ otaczaj¹cych je ska³. Dotyczy to prawie 90% polskich pomiarów ter-micznych. W celu zilustrowania powy¿szego problemu zestawiono profile temperaturaturowe w otworach ze „stójk¹ wiertnicz¹” ponad 240 godzin dla obszarów plat-formowych pó³nocnej Polski (ryc. 2). Mo¿na zauwa¿yæ, ¿e w wiêkszoœci wypadków œrednia temperatura gruntu z eks-trapolacji podpowierzchniowych gradientów geotermicz-nych jest wy¿sza ni¿ 10o_{C (10–25}o_{C). Znana}

d³ugo-okresowa temperatura gruntu (temperatura powierzchni neutralnej) nie przekracza 10o_{C (Plewa, 1984), tak wiêc}

otwory z pomiarami temperatury w warunkach ustalonej równowagi termicznej

wells with steady state temperature measurements

otwory z pomiarami temperatury w warunkach nieustalonej równowagi termicznej

wells with unsteady state temperature measurements

g³êbokie profile refrakcyjne

DSS profiles

struktury solne (Królikowski, Petecki, 1995)

salt structures (Królikowski, Petecki, 1995)

Zielona Góra Bia³ystok WARSZAWA Koszalin Szczecin Toruñ Bydgoszcz Poznañ Gdañsk Olsztyn £ódŸ TTZ P3 P5 LT7 P4 P2 P1 14° 14° 15° 15° 16° 16° 17° 17° 18° 18° 19° 19° 20° 20° 21° 21° 22° 22° 52° 52° 23° 23° 24° 24° 54° 54° 25°

Prabuty 1

Udryñ 4

Ryc. 1. Lokalizacja otworów na obszarze pó³nocnej Polski, w których wykonano pomiary temperatury Fig. 1. The location of wells in N Poland with temperature measurements

ewidentnie górne czêœci profilowañ termicznych s¹ w sta-nie równowagi sta-nieustalonej. Wynikaj¹ z tego powa¿ne b³êdy w okreœleniu gradientu geotermicznego (rzêdu 10–15%), a co za tym idzie tak¿e strumienia cieplnego. B³¹d z tym zwi¹zany przekracza b³¹d wynikaj¹cy z nie-dok³adnoœci kalibracji sond do pomiarów temperatury oraz kompensacji zmian w czasie ci¹g³ego pomiaru sond¹ ter-miczn¹ (elektryczny termometr oporowy). Precyzja stoso-wanych wczeœniej ci¹g³ych profilowañ z u¿yciem karo-ta¿owych termometrów oporowych by³a o rz¹d wielkoœci ni¿sza ni¿ w przypadku obecnie stosowanych sond termi-storowych.

W nowych projektach g³êbokich wierceñ na obszarze Polski (Lewandowski, 2000; Lewandowski i in., 2001) koniecznie powinno byæ w zwi¹zku z tym uwzglêdnione wykonanie badañ geotermicznych wy¿szej jakoœci.

Obecnie coraz rzadziej s¹ wykonywane pomiary tem-peratury po „stójce” wiertniczej. Spowodowane jest to oczywiœcie wzglêdami ekonomicznymi (d³ugi okres prze-stoju otworu oznacza znaczny wzrost kosztów) i dotyczy wiêkszoœci pomiarów w basenach osadowych na œwiecie. Poza specjalistycznymi wierceniami badawczymi typu KTB, w wiêkszoœci przypadków ci¹g³e pomiary na ca³ej g³êbokoœci otworu w warunkach równowagi ustalonej nie

s¹ wykonywane. Dla obszaru Polski dysponujemy g³ównie danymi archiwalnymi o zró¿nicowanej jakoœci, nale¿y wiêc próbowaæ wydobyæ z nich jak najwiêcej wiarygodnych informacji. Ocena ich jakoœci, stopnia wp³ywu czynników zewnêtrznych i oszacowanie zwi¹zanych z tym b³êdów wymaga du¿ego doœwiadczenia. Rozwój technik kompute-rowych, jaki dokona³ siê w ci¹gu ostatniego æwieræwiecza, pozwala obecnie stosowaæ nowe, dok³adniejsze procedury obliczeniowe, umo¿liwiaj¹ce znacznie bardziej zaawanso-wane przetwarzanie danych.

20 40 60 80 100 temperatura [ C]° temperature [ C]° Tg 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 Z [m]

¬

Ryc. 2. Profile temperatury w otworach z pó³nocnej Polski (czas „stójki” wiertniczej > 240 godzin), wskazuj¹ce na niedostatecznie ustalon¹ równowagê ciepln¹. W wielu przypadkach w górnych czêœciach profilów pomierzono temperatury wy¿sze ni¿ wspó³czes-na œrednia temperatura przypowierzchniowa Tp = 8o_C

Fig. 2. Temperature logs from boreholes located in N Poland (stand-by period > 240 h) that show insufficient temperature equ-ilibrium period. Upper parts of temperature logs often indicate higher surface temperatures then present-day mean ground surface temperature Tp = 8o_C)

®

Ryc. 3. Mapy gêstoœci strumienia cieplnego NW Polski wykonane na podstawie obliczeñ ró¿nych autorów w ostatniej dekadzie: A — Plewa (1994), B — Gordienko & Zavgorodnyaya (1996), C — Karwasiecka & Bruszewska (1997)

Fig. 3. Heat flow density maps of NW Poland according to diffe-rent authors: A — Plewa (1994), B — Gordienko & Zavgorodny-aya (1996), C — Karwasiecka & Bruszewska (1997)

20 30 40 50 60 70 80 90 Q [mW/m ]2 TTZ P1 52° 54°

B

C

A

Wp³yw iloœci i jakoœci danych geotermicznych oraz ró¿nego rodzaju za³o¿eñ i parametrów uwzglêdnianych w trakcie ich opracowywania na uzyskane wyniki dobrze obrazuje porównanie map strumienia cieplnego NW Polski (ryc. 3). Generalny rozk³ad anomalii na wszystkich mapach jest zachowany, jako ¿e do ich konstrukcji wykorzystano czêœciowo te same dane. Pierwsza mapka (ryc. 3A, Plewa, 1994) by³a wykonana na podstawie najmniejszej liczby oznaczeñ, natomiast trzecia (ryc. 3C, Karwasiecka & Bru-szewska, 1997) na podstawie trzykrotnie wiêkszej liczby oznaczeñ, dziêki czemu jest ona bardziej szczegó³owa. Obserwowane na mapach zró¿nicowanie pola cieplnego w generalnych zarysach pozostaje w zwi¹zku z budow¹ pod-stawowych jednostek strukturalnych Polski (Karwasiecka & Bruszewska, 1997), gdzie niskie wartoœci strumienia cieplnego charakteryzuj¹ kraton, natomiast wy¿sze plat-formê paleozoiczn¹. Mapka druga (ryc. 3B, Gordienko & Zavgorodnyaya, 1996) przedstawia rozk³ad strumienia na podstawie gradientu temperatury i dodatkowych informa-cji dotycz¹cych przewodnoœci cieplnej ska³ z obszaru Ukrainy, Rosji, Litwy i Bia³orusi.

Na krzywych zmiennoœci strumienia cieplnego wzd³u¿ g³êbokich profili sejsmicznych, przedstawionych na ryc. 4, widaæ, i¿ ró¿nice pomiêdzy mapkami (ryc. 3A, B i C) miejscami wynosz¹ oko³o 20 mW/m2_{. Przyczyn¹ takiej}

roz-bie¿noœci w du¿ej mierze jest nie tylko subiektywne podejœ-cie autorów poszczególnych map do oceny wartoœci Q (zmienny wybór interwa³u, dla którego obliczano Q), ale tak¿e zmienna liczba danych otworowych i ich

nierów-nomierny rozk³ad w stosunku do poszczególnych profili sej-smicznych. Na przyk³ad w SE czêœci profilu P1 (ryc. 4; miê-dzy 200 a 300 punktem na profilu), w s¹siedztwie krzywej sporz¹dzonej na podstawie mapki z ryc. 3A (wg Plewy, 1994) znajduj¹ siê jedynie 3 otwory. Natomiast w okolicy punktu 100 dane dla ka¿dej z map maj¹ ró¿n¹ lokalizacjê, przy czym dla krzywej wykonanej na podstawie mapki z ryc. 3A jedyny otwór (Oœno IG-2) mog¹cy wp³yn¹æ na tê informacjê znajduje siê bardzo daleko od linii profilu.

Pozyskiwanie nowych informacji na temat strumienia cieplnego ze starych danych pomiarowych (tj. profilowañ termicznych) by³o i jest dokonywane na podstawie nowej analizy tych danych poprzez:

1. zastosowanie nowej metodologii we wprowadzaniu poprawek na efekt nieustalonego re¿imu cieplnego dla gra-dientu geotermicznego, po³¹czone z nowymi pomiarami przewodnoœci cieplnej (Karwasiecka & Bruszewska, 1997; Sroka, 1991);

2. nowe oszacowania wartoœci strumienia na podstawie przyporz¹dkowania œrednich wartoœci przewodnoœci ciepl-nej uogólnionym wydzieleniom litostratygraficznym (Gor-dienko & Zavgorodnyaya, 1996);

3. okreœlanie strumienia cieplnego na podstawie esty-mowanych wartoœci przewodnoœci cieplnej ska³, wyzna-czonych na podstawie analizy porowatoœci, zailenia i sk³adu mineralnego, przy wykorzystaniu danych karota¿owych, oraz za³o¿onych na podstawie literatury wartoœci przewod-noœci dla tych elementów (Szewczyk, 2001), a tak¿e metod¹ iteracyjnego przybli¿ania policzonej krzywej

tem-NW SE Q[mW/m ] 2 [km] P1 0 100 200 300 30 50 70 90 Q[mW/m ] 2 NW SE [km] P5 0 100 200 0 20 40 60 SW NE Q[mW/m ] 2 [km] P4 0 100 200 300 400 500 600 20 40 60 80 NW SE [km] TTZ 0 100 200 300 400 20 40 60 80 SW NE Q[mW/m ] 2 Q[mW/m ] 2 [km] LT7 0 100 200 300 20 40 60 80 NW SE Q[mW/m ] 2 [km] P3 0 100 200 300 10 30 50 70 SW NE Q[mW/m ] 2 [km] P2 0 100 200 300 30 50 70 90 Ap Ag Abb

Ryc. 4. Przekroje zmiennoœci gêstoœci strumienia cieplnego wzd³u¿ wybranych profili sejsmicznych projektu POLONAISE’97 oraz profili LT-7 i TTZ. Ap, Ag i Abb — krzywe wykreœlone na podstawie map gêstoœci strumienia odpowiednio: Plewy (1994), Gordienki & Zavgorodney (1996), Karwasieckiej & Bruszewskiej (1997)

Fig. 4. Heat flow density changes along selected deep seismic profiles of POLONAISE’97 experiment, and profiles TTZ & LT-7. Ap, Ag i Abb — curves derived from heat flow density maps according to Plewa (1994), Gordienko & Zavgorodnyaya (1996), Karwasiecka & Bruszewska (1997), respectively

peratury do pomierzonej, poprzez dobór strumienia ciepl-nego; wówczas wielkoœæ pocz¹tkowa strumienia cieplnego okreœlona jest na podstawie modelu przewodnoœciowego oraz temperatury pomierzonej na dostatecznie du¿ej g³êbo-koœci, na której wp³yw zmian paleoklimatycznych jest minimalny.

We wszystkich przypadkach dok³adnoœæ okreœlenia strumienia cieplnego zale¿y od jakoœci wykonania krzywej pomiarowej temperatury, a jakoœæ ta na ogó³ jest niska. Sto-sowanie metod przybli¿eñ przewodnictwa cieplnego (por. punkty 2 i 3) nie zast¹pi laboratoryjnych pomiarów przewod-noœci cieplnej próbek skalnych nasyconych wod¹. Wszel-kie procedury estymacji w znacznym stopniu zale¿¹ od przyjêtych na podstawie danych literaturowych parametrów cieplnych podstawowych elementów ska³y oraz od jakoœci wykorzystanych danych karota¿owych. W zwi¹zku z tym zwiêkszenie liczby laboratoryjnych pomiarów przewodnoœ-ci przewodnoœ-cieplnej jest niezbêdnym warunkiem uzyskania wiary-godnych wyników dotycz¹cych struktury termicznej sko-rupy. Modele przewodnoœciowe estymowane na podstawie interpretacji danych karota¿owych oraz analiz podstawo-wych sk³adników ska³y mog¹ pomóc w okreœleniu jedno-rodnych przewodnoœciowo stref, dla których nale¿a³oby wykonaæ pomiary na rdzeniach. Jest to niezbêdne do wery-fikacji za³o¿eñ szacunkowego okreœlania przewodnoœci cieplnej.

W ostatnich latach pomiary laboratoryjne przewodnoœ-ci przewodnoœ-cieplnej zosta³y wykonane zaledwie dla 19 otworów z obszaru NW Polski. Wynik pomiaru by³ zale¿ny od przyjê-tej metody (próbka sucha, nasycona). Brak korelacji po-miêdzy uzyskanymi wynikami (Karwasiecka, informacja ustna) sk³ania do refleksji odnoœnie ich jakoœci. Przewod-noœæ cieplna okreœlona laboratoryjnie jest informacj¹ punktow¹ i kontroluje przebieg krzywej K, wykreœlonej na podstawie objêtoœciowego modelu litologicznego i za³o¿o-nych parametrów petrofizyczza³o¿o-nych dla poszczególza³o¿o-nych typów ska³ (por. Szewczyk, 2001).

Problemy modelowania re¿imu termicznego skorupy ziemskiej NW Polski

Interpretacja oraz modelowanie rozk³adu temperatury skorupy i górnego p³aszcza s¹ mo¿liwe dla obszarów, dla których istniej¹ wystarczaj¹co dok³adne dane o strumieniu cieplnym. W przypadku NW Polski z wysok¹ jakoœci¹ g³êbokich danych sejsmiki refrakcyjnej nowej generacji kontrastuje s³aba, a w najlepszym wypadku œrednia jakoœæ pomierzonych danych termicznych. Jakoœæ danych pomia-rowych jest efektem nieustalonego stanu równowagi ter-micznej w otworach, w których proces wiercenia trwa³ miesi¹cami, a nawet latami, natomiast pomiar termiczny wykonywano kilka b¹dŸ kilkanaœcie dni po zakoñczeniu cyrkulacji p³uczki. Jednoczeœnie bardzo ograniczona jest liczba pomiarów przewodnoœci cieplnej próbek rdzeni. Problemem jest równie¿ ma³a liczba pomiarów — otwory z pomiarami termicznymi odleg³e s¹ niekiedy od siebie o dziesi¹tki kilometrów, co ogranicza mo¿liwoœæ wiarygod-nego okreœlenia anomalii termicznych oraz realistyczn¹ analizê na podstawie ich inwersji. Jakoœæ i liczba danych ogranicza wiêc mo¿liwoœci szczegó³owego modelowania zmian re¿imu termicznego w skali kilometrów. Czêœæ danych charakteryzuje wystarczaj¹co wysoka jakoœæ do celów interpretacji zmian o du¿ej amplitudzie iloœciowej (zmiany > 10 mW/m2_{) i o du¿ej magnitudzie przestrzennej}

tych zmian (skala dziesi¹tków kilometrów). Dodatkowym

problemem, napotykanym w trakcie badañ geotermicz-nych, jest brak dobrej znajomoœci generacji ciep³a radioge-nicznego ska³ oraz przewodnoœci cieplnej ska³ skorupy wystêpuj¹cych pod mi¹¿szym piêtrem osadowym. Stoso-wane statystyczne zale¿noœci miêdzy generacj¹ ciep³a a prêdkoœciami fal sejsmicznych na podstawie publikowa-nych badañ laboratoryjpublikowa-nych stanowi¹ jeden z niewielu spo-sobów na okreœlenie wg³êbnego rozk³adu strumienia cieplnego w skorupie. Inn¹ mo¿liwoœci¹ jest szukanie zale¿-noœci miêdzy pomierzonym strumieniem cieplnym a gene-racj¹ ciep³a radiogenicznego ska³ dla pod³o¿a krystaliczne-go (Majorowicz, 1984).

Pierwsze modelowania rozk³adu strumienia cieplnego w skorupie do granicy Moho oraz rozk³adu temperatury by³y wykonane na podstawie g³êbokich danych sejsmicz-nych starej generacji (profile DS-VII, LT-2, LT-4 i LT-5; Majorowicz, 1979; Milanowski, 1984; Èermak i in., 1989), przy wykorzystaniu zale¿noœci miêdzy produkcj¹ ciep³a radiogenicznego ska³ krystalicznych a prêdkoœciami w nich fal sejsmicznych (por. Rybach, 1976; Rybach & Bun-terbath, 1984), odpowiednio dla ska³ paleozoicznych i pre-kambryjskich:

lnA = 12,6–2,17 Vp

lnA = 13,7–2,17 Vp

A — produkcja ciep³a radiogenicznego [W/m3_]

Vp— prêdkoœæ fali sejsmicznej [km/s]

Modelowania wykonane przez Majorowicza dla profi-lu DS-VII (1979/1980) oraz przez Milanowskiego (1984) wzd³u¿ profilu (geotrawersu) Morze Barentsa–Wschodnie Alpy wskazuj¹ na du¿y kontrast w rozk³adzie podskorupo-wego strumienia cieplnego oraz temperatur (rzêdu kilkuset stopni — 400–900o_{C). Podobne wyniki uzyskano dla}

profi-lu LT-7 (Bruszewska, 2001).

Modele wykonane przez Èermaka i innych (1989) dla profili z grupy LT redukuj¹ kontrast w podskorupowym strumieniu (praktycznie sta³a wartoœæ 26 mW/m2_{± 5) oraz}

w rozk³adzie temperatur na powierzchni Moho miêdzy starym kratonem i terenami przyleg³ymi od zachodu (620–850o_C).

Dla obszaru le¿¹cego poza stref¹ TTZ na obszarze Ni¿u Polskiego wartoœci temperatur na powierzchni Moho wahaj¹ siê pomiêdzy 600 a 700o_{C. Obliczone temperatury}

zale¿¹ od za³o¿eñ dotycz¹cych przewodnictwa, od przyjê-tych zale¿noœci miêdzy generacj¹ ciep³a radiogenicznego a prêdkoœciami fal sejsmicznych lub gêstoœciami oraz od przyjêtych za³o¿eñ dotycz¹cych przewodnictwa i generacji ciep³a w warstwach osadowych. Wiêkszoœæ tych para-metrów jest znana s³abo lub wcale i w zwi¹zku z tym modelowany zakres temperatur w skorupie powinien byæ weryfikowany przez inne dane, w tym oceny petrograficz-ne oraz rozk³ad prêdkoœci fal Pn.

Interpretacja danych geotermicznych z obszaru ekspe-rymentu sejsmicznego POLONAISE’97 Polski

— wyniki wstêpne

Regionalne zmiany strumienia cieplnego. Mimo b³êdów

w okreœleniu wspó³czesnego strumienia cieplnego mo¿na na obszarze Polski okreœliæ pewne wyraŸne, regionalne trendy strumienia cieplnego o du¿ej magnitudzie, gdy¿ wielkoœæ tych zmian przekracza wielkoœæ b³êdów pomiaro-wych oraz efektów zwi¹zanych z zaburzeniami klimatycz-nymi. W celu analizy zwi¹zku strumienia cieplnego z

wg³êbn¹ budow¹ skorupy ziemskiej na obszarze objêtym eksperymentem sejsmicznym POLONAISE’97 skon-struowano mapê rozk³adu strumienia cieplnego (ryc. 5), bêd¹c¹ now¹ wersj¹ publikowanej mapy Majorowicza (1984), zmodyfikowan¹ poprzez zwiêkszenie interwa³u konturowania oraz uwzglêdniaj¹c¹ ró¿nego rodzaju b³êdy zawarte w dostêpnych danych (por. dyskusja powy¿ej). Porównanie tej mapy z mapami innych autorów (por. ryc. 3A–C) wskazuje na ewidentny kontrast w wartoœciach stru-mienia pomiêdzy Polsk¹ pó³nocn¹ (niski strumieñ rzêdu 40–60 mW/m2_{) a obszarem o wysokim strumieniu cieplnym}

(strumieñ rzêdu 60–90 mW/m2_{), znajduj¹cym siê miêdzy}

uskokiem œrodkowej Odry a TTZ (Karwasiecka & Bruszew-ska, 1997). Wartoœci strumienia wiêksze ni¿ 80 mW/m2

notu-jemy g³ównie w strefie, której osi¹ jest w przybli¿eniu uskok Dolska. Podwy¿szone wartoœci strumienia w œrod-kowej czêœci strefy TTZ, miêdzy po³udniow¹ czêœci¹ blo-ku pomorskiego a pó³nocn¹ czêœci¹ bloblo-ku blo-kujawskiego (Dadlez, 2000), s¹ najprawdopodobniej zwi¹zane z wystê-powaniem licznych struktur solnych. Otwory w strefach wysadów solnych maj¹ tu o oko³o 20% wy¿sz¹ wartoœæ strumienia cieplnego ni¿ w strefach poza wysadami; wi¹¿e siê to z du¿¹ przewodnoœci¹ ciepln¹ utworów solnych oraz zwi¹zanym z tym przestrzennym zaburzeniem rozk³adu stru-mienia cieplnego. Ni¿szy strumieñ cieplny obserwuje siê w czêœci pó³nocnej strefy TTZ (wiêkszoœæ obszaru bloku pomorskiego) czyli na obszarze, gdzie tektonika solna nie jest tak z³o¿ona jak na po³udnie od tej strefy. W zwi¹zku z tym ni¿szy strumieñ z pó³nocnej czêœci strefy TTZ (rzêdu 50 mW/m2_{) jest najprawdopodobniej charakterystyczny dla}

wg³êbnego strumienia cieplnego skorupy w ca³ej strefie TTZ. Z podobnego za³o¿enia wyszli Èermak i inni (1989), charakteryzuj¹c ca³¹ strefê TTZ strumieniem tego rzêdu (54 mW/m2_{). Wp³yw wysokich wartoœci przewodnoœci}

cieplnej struktur solnych mo¿e t³umaczyæ szereg anomal-nych wartoœci strumienia cieplnego wzd³u¿ brze¿nej czêœci strefy TTZ, szczególnie w rejonie Poznania.

Wp³yw zmian paleoklimatycznych na wspó³czesny rozk³ad strumienia cieplnego. W g³êbszych partiach warstw

osadowych (od setek metrów do kilometrów) wg³êbny gra-dient geotermiczny jest w równowadze z temperatur¹ z okresu ostatniego zlodowacenia, charakteryzuj¹cego siê ujemnymi temperaturami (Kukkonen i in., 1998). Na tere-nie Polski wp³yw zmian klimatycznych ostattere-niego zlodo-wacenia i przejœcia do cieplejszego klimatu w holocenie by³ po raz pierwszy zauwa¿ony przy pomiarach geoter-micznych w pó³nocno-wschodniej Polsce, w rejonie Krze-mianki–Udryñ (Majorowicz, 1976). Sprawê wp³ywu efektu paleoklimatycznego sygnalizowa³ równie¿ Plewa (1994). Na rycinie 7 pokazano inwersjê profilu temperatu-rowego w otworach rejonu Udrynia i Prabut. W otworze Udryñ-4 (ryc. 6) obserwowanejw otworze anomalii temperatury odpowiada relatywna zmiana temperatury po-wierzchniowej w holocenie, rzêdu 7o_{C (ryc. 7). Dla}

po-równania efekt ten jest prawie niewidoczny w otworze Pra-buty-1 (zmiana mniejsza ni¿ 1o_{C, ryc. 7). Wstêpna analiza}

otworowych profilowañ temperaturowych w Polsce wska-zuje, ¿e efekt ten jest bardzo zmienny powierzchniowo, co w du¿ym stopniu wynika ze s³abej jakoœci danych geoter-micznych z górnych fragmentów badanych otworów o warunkach najbardziej zaburzonych procesem wiercenia. Mo¿e to byæ efektem zmian paleoklimatycznych (efekt zlodowacenia oraz nastêpuj¹cego po nim ocieplenia) lub — w mniejszym zakresie — efektów hydrogeologicznych. Mimo braku jednoznacznej odpowiedzi na powy¿szy pro-blem, wynikaj¹cy ze s³abej jakoœci profilowañ temperatu-rowych, trzeba wzi¹æ pod uwagê prawdopodobieñstwo zaburzenia gradientu termicznego, jak te¿ strumienia ciepl-nego, przez efekt klimatyczny w górnym 1000 m profilu temperaturowego. W ska³ach krystalicznych tarczy ba³tyc-kiej efekt ten powoduje zmianê od –10 mK/m blisko pod powierzchni¹ ziemi do 0 mK/m na g³êbokoœci 1100 m. Zmiany gradientu poni¿ej tej g³êbokoœci s¹ dodatnie i mniejsze ni¿ 4 mK/m (Kukkonen i in., 1998). Kukkonen i

PLATFORMA WSCHODNIOEUROPEJSKA EAST EUROPEAN CRATON Bydgoszcz Poznañ BLOK MA£OPOLSKI MA£OPOLSKA BLOCK £YSOGÓRY uskok Œwiêtokrzys ki Holy_Cross Fault WSC HO DN IA AVAL ON IA EAST AV AL ON IA usko k O dry Od_ra Fa_ult 0 20 40 60 80 100km B" B'

front deformacji waryscyjskich Variscan deformation front profie sejsmiczne DSS profiles uskok Grój ca Gró jec Faul t stre fa_Koszal in-Ch ojnice Ko szal in-C hoj nice Zo_ne Fau lt BLOK POMORSKI POMORZE BLOCK BLOK KUJAWSKI KUJAWY BLOCK

uskoki i strefy uskokowe major faults and fault zones

uskok Dolska Dol sk Fa_ult 16° 18° 20° 52° 54° TTZ P3 P5 LT7 P4 P2 P1 40 60 70 80 Q [mW/m ]2 ¬

Ryc. 5. Mapa rozk³adu strumienia cieplnego w NW Polsce, zmodyfikowana za Majorowiczem (1984). G³ów-ne jednostki tektonicz-no-strukturalne NW Polski wg Dadleza (2000), lokali-zacja profili sejsmicznych nowej generacji wg Guter-cha i Grada (2000) Fig. 5. Map of heat flow in NW Poland, modified after Majorowicz (1984). Major tectonic-structural of NW Poland according to Dad-lez (2000), location of new generation deep seismic pro-files according to Guterch & Grad (2000)

inni (1998) oceniaj¹, ¿e na obszarach, gdzie temperatura przypowierzchniowej warstwy ziemi spad³a w okresie zlodowacenia do –10o_{C, a nawet –15}o_{C, dopiero poni¿ej}

g³êbokoœci 800–1200 m strumieñ cieplny mo¿e byæ okre-œlony z dok³adnoœci¹ wy¿sz¹ ni¿ 5 mW/m2_{. Na obszarze}

g³êbokiego basenu osadowego — jak np. w otworach z NW Polski — dodatnie maksimum anomalii temperatury zwi¹zanej z efektem klimatycznym bêdzie przesuniête do mniejszych g³êbokoœci, ze wzglêdu na ni¿sz¹ przewodnoœæ wiêkszoœci ska³ osadowych. W tych otworach strumieñ cieplny jest najprawdopodobniej zaburzony przez efekt zlodowacenia i ocieplenia do g³êbokoœci co najmniej 2 km, jednak¿e ju¿ poni¿ej g³êbokoœci 600 m wartoœci strumienia bêd¹ wymaga³y korekcji poni¿ej 10%, a wiêc poni¿ej

b³êdów wynikaj¹cych z b³êdów pomiarowych oraz nie-ustalonego re¿imu cieplnego po okresie wiercenia.

Wg³êbny strumieñ skorupowy. Analiza strumienia

cieplnego, okreœlonego dla g³êbszych czêœci profilu tempe-raturowego, poni¿ej g³êbokoœci 600 m, a wiêc poni¿ej wyraŸnego wp³ywu zlodowacenia, pozwala na wstêpn¹ analizê danych wzd³u¿ wybranych profili sejsmicznych projektu POLONAISE’97 oraz profili LT-7 i TTZ. Na ryc. 8 pokazano zmiany strumienia cieplnego w obrêbie skorupy Qs, okreœlone jako ró¿nice miêdzy powierzchnio-wym strumieniem Q (strumieñ pomierzony) a strumieniem podskorupowym Qm, wyznaczonym przy za³o¿eniu, ¿e strumieñ podskorupowy Qm (strumieñ z p³aszcza Ziemi) waha siê w granicach Qm = 20–30 (26) mW/m2_{. Za³o¿enie}

to przyjêto za Èermakiem i innymi (1989).

Porównanie rozk³adów skorupowego strumienia ze wstêpnymi modelami struktury skorupy ziemskiej inter-pretowanymi na podstawie danych sejsmicznych nowej generacji (Krysiñski i in., 2000), wykazuje, ¿e obserwowa-ne wyraŸobserwowa-ne zmiany wielkoœci powierzchniowego stru-mienia cieplnego s¹ s³abo skorelowane ze zmianami obser-wowanymi w obrêbie skorupy. Typowym przyk³adem jest tu nag³a zmiana strumienia ciep³a, obserwowana wzd³u¿ profilu LT-7 (w obrêbie strefy od 0 km do 200 km wzd³u¿ profilu), która w ma³ym stopniu koreluje siê ze zmianami w budowie skorupy, a w szczególnoœci ze zmian¹ mi¹¿szoœ-ci warstw osadowych i krystalicznych skorupy o najwiêk-szej generacji ciep³a radiogenicznego (ryc. 8). Mo¿na w zwi¹zku z tym przypuszczaæ, ¿e za³o¿enie sta³ego strumie-nia podskorupowego (Èermak in., 1989) nie w pe³ni oddaje rzeczywiste stosunki termiczne w obrêbie litosfery na tym obszarze. Rozwi¹zanie tego zagadnienia wymaga dalszej analizy.

Wartoœci temperatury powierzchni Moho zosta³y ob-liczone na podstawie wstêpnych danych o rozk³adach prêd-koœci fal sejsmicznych Pn (ryc. 8). Obliczenia wykonano na podstawie relacji miêdzy temperatur¹ na powierzchni Moho a prêdkoœciami Pn dla tej powierzchni, wykorzy-stuj¹c statystyczne relacje podane przez Blacka i Breile’a (1982) oraz zmodyfikowane przez Hyndmana i Lewisa (1998 ):

Pn = 8,55 – (0,73 x 10-4_{) x T(Pn)}

gdzie: T(Pn) — temperatura na granicy Moho/p³aszcz, szacowana na podstawie rozk³adów prêdkoœci fal sejs-micznych Pn.

Modelowanie generacji ciep³a i temperatur jest mo¿li-we przy wykorzystaniu znanych zale¿noœci laboratoryj-nych pomiêdzy produkcj¹ ciep³a radiogenicznego a prêd-koœciami fal sejsmicznych oraz miêdzy prêdprêd-koœciami fal sejs-micznych Pn a temperatur¹ (Rybach & Bunterbarth, 1984; Kubik, 1986; Hyndman & Lewis, 1998; Black & Braile, 1982). Wysokim wartoœciom Pn odpowiadaj¹ ni¿sze tem-peratury. Otrzymane wed³ug zale¿noœci Blacka & Breile’a (1982) wartoœci temperatury dla Moho wynios³y 300–650o_C.

Podobny zakres otrzymuje siê, gdy brane s¹ pod uwagê bardziej lokalne zale¿noœci, podane przez Kubika (1986). W NW Polsce ni¿sze wartoœci temperatur obserwujemy w obszarze m³odej platformy paleozoicznej, gdzie wysokie wartoœci Pn zosta³y okreœlone na podstawie ekspery-mentów sejsmicznych (Guterch i in., 2000; Jensen i in.,

0 0 500 1000 1500 2000 2500 10 20 30 40 50 temperatura [ C]° temperature [ C]° Z (m) _{Udryñ 4}

Ryc. 6. Zmiany temperatury w profilu otworu Udryñ-4 (NW Pol-ska, Suwalszczyzna)

Fig. 6. Temperature log vs. depth from borehole Udryñ-4 (NW Poland, Suwa³ki area)

czas (lata) time (years) 100000 2 4 6 8 10 10000 1000 100 10 temperatura powier zchni ( C) ( C) ° ° surface temperature Prabuty 1 Udryñ 4

Ryc. 7. Zmiany temperatury gruntu w czasie na podstawie inwersji rozk³adu anomalii temperatury w otworach Udryñ-4 i Prabuty-1 Fig. 7. Ground temperature changes with time based on tempera-ture inversion for boreholes Udryñ-4 and Prabuty-1

50 25 0 X [km] T(Pn)_–650 C° 80 0 60 40 20 700 600 800 500 400 300 200 100 0 600 500 400 300 200 100 0 P4 NE SW Z [km] Qs [mW/m ] 2 Pn = 8,06 km/s Pn = 8,07 km/s Pn = 8,09 km/s Pn = 8,08 km/s 50 50 25 25 0 0 X [km] X [km] 300 200 100 0 300 200 100 0 Pn = 8,3 km/s T(Pn)_–350 C° T(Pn)Pn = 8,2 km/s_–500 C° 400 300 200 100 0 400 300 200 100 0 80 80 0 0 60 60 40 40 20 20 P1 TTZ NW SE NW SE Z [km] Z [km] Qs [mW/m ] 2 Qs [mW/m ] 2 Pn = 8,25 – 8,3 km/s T(Pn)_–400 C° Pn = 8,35 – 8,4 km/s T(Pn)_–300 C° ska³y osadowe sediments

ska³y osadowe zmetamorfizowane

metamorphosed sediments granitoid granitoid bazalt basalt gabro gabbro perydotyt peridotite -200 -100 0 100 200 300 50 25 0 X [km] Pn = 8,2 km/s T(Pn)–500 C° Z [km] 80 0 60 40 20 LT-7 NE SW 300 200 100 0 300 200 100 0 -100 -200 Qs [mW/m ] 2

Ryc. 8. Rozk³ad skorupowego strumienia ciep³a Qs, w wybranych profilach eksperymentu POLONAISE’97 oraz profilach LT-7 i TTZ, obliczony przy za³o¿eniu wartoœci strumienia p³aszcza Qm = 25 [mW/m2_{]. Interpretacja budowy struktury skorupy na podstawie}

rozk³adu prêdkoœci sejsmicznych wg. Krysiñskiego i in. (2000). T(Pn) — temperatura na granicy Moho/p³aszcz, szacowana na podsta-wie rozk³adów prêdkoœci sejsmicznych fal Pn

Fig. 8. Crustal heat flow Qs along selected POLONAISE’97 profiles, and LT-7 and TTZ, calculated with assumption of the mantle heat Qm = 25 [mW/m2_{] . Crustal structure and velocity model after Krysiñski et al. (2000).T(Pn) — temperature at the Moho/mantle}

1999). Uzyskane tak wartoœci temperatury s¹ du¿o ni¿sze (o 200–400o_{C w obrêbie platformy paleozoicznej) od}

tem-peratur uzyskanych z modelowañ Bruszewskiej (2001), Majorowicza (1978/1979), Milanowskiego (1984) oraz Èermaka i in. (1989).

Ró¿nica miêdzy rozk³adami temperatury obliczonymi na podstawie Pn, a rozk³adami uzyskanymi innymi meto-dami jest szczególnie du¿a w obszarze m³odej platformy, gdzie wartoœci strumienia z pomiarów temperatury i prze-wodnoœci cieplnej s¹ najwy¿sze. Wartoœci prêdkoœci Pn w tym rejonie sugeruj¹ „zimn¹” powierzchniê Moho (300–500o_{C; ryc. 8), podczas gdy modelowania oparte na}

estymacjach rozk³adu generacji ciep³a radiogenicznego w skorupie, przewodnoœci i obserwowanym strumieniu cieplnym (Majorowicz, 1978/1979; Milanowski, 1984; Èermak i in., 1989; Bruszewska, 2001) daj¹ wartoœci tem-peratur dla Moho wy¿sze ni¿ 700o_{C. Dane z Pn sugeruj¹, ¿e}

granica górny p³aszcz/Moho kratonu wschodnioeuropej-skiego i przyleg³ych od zachodu obszarów (TTZ i platfor-my paleozoicznej) jest w chwili obecnej w³aœciwie tak samo wych³odzona. Ta sugestia jest sprzeczna z obserwo-wanymi wyraŸnymi ró¿nicami regionalnymi rozk³adu stru-mienia cieplnego oraz z wynikami modelowañ opartych na za³o¿onych modelach generacji ciep³a i przewodnoœci w skorupie (Majorowicz, 1978/1979; Milanowski, 1984; Èermak i in., 1989; Bruszewska, 2001), które sugeruj¹ ciep³¹ skorupê i górny p³aszcz w strefie platformy paleozo-icznej. Istnienie cieplejszej skorupy i górnego p³aszcza na zachód od strefy TTZ w stosunku do obszaru starego krato-nu i jego platformy sugeruj¹ dane dotycz¹ce elewacji powierzchni terenu i mi¹¿szoœci skorupy oraz ich zwi¹zku z wielkoœci¹ strumienia cieplnego (Bodri & Bodri, 1985). Prosty model zmian mi¹¿szoœci skorupy ziemskiej, wyma-gany do utrzymania równowagi izostatycznej w funkcji strumienia cieplnego (Bodri & Bodri, 1985; Hyndman & Lewis, 1999), pokazuje, ¿e dla obszarów o elewacji po-wierzchni terenu rzêdu 0–0,5 km, przy mi¹¿szoœci skorupy 40–45 km, strumieñ cieplny powinien byæ rzêdu 35–50 mW/m2_,

a przy mi¹¿szoœci skorupy 30–35 km — rzêdu 60–80 mW/m2_.

Potwierdza to obserwowany kontrast wartoœci strumienia cieplnego miêdzy obszarami o du¿ej mi¹¿szoœci skorupy (niskim strumieniu cieplnym) i ma³ej mi¹¿szoœci skorupy (wysokim strumieniu cieplnym) dla obszaru Ni¿u Polskie-go (obserwowana zmiana jest rzêdu 40–80 mW/m2_{). Tak}

du¿¹ regionaln¹ zmianê w rozk³adzie strumienia cieplnego potwierdzaj¹ równie¿ dane o paleostrumieniu cieplnym, uzyskane na podstawie analizy refleksyjnoœci witrynitu (Majorowicz i in., 1984; Karnkowski, 1999). Dane te wskazuj¹ na istnienie w przesz³oœci (w okresie maksymal-nego pogr¹¿enia osadów) kontrastu w gradiencie geoter-micznym i strumieniu cieplnym miêdzy platform¹ paleo-zoiczn¹ (wysoki strumieñ) a platform¹ wschodnioeuro-pejsk¹ (niski strumieñ).

Rozbie¿noœci miêdzy niskimi temperaturami na powierzchni Moho, okreœlanymi na podstawie wstêpnych rozk³adów prêdkoœci fal sejsmicznych Pn, a wysokimi temperaturami wynikaj¹cymi z wysokiego strumienia cieplnego w obszarze platformy paleozoicznej mog¹ wyni-kaæ z wielu przyczyn:

‘rozk³ady prêdkoœci sejsmicznych Pn mog¹ byæ zawy¿one dla obszarów o wysokim strumieniu cieplnym (platforma paleozoiczna). Dane termiczne sugerowa³yby

tu prêdkoœci nie wy¿sze ni¿ 8,1 km/s, podczas gdy wyni-ki interpretacji danych refrakcyjnych s¹ rzêdu 8,1–8,4 km/s. Ostateczne wyniki analizy relacji struktury ter-micznej do struktury sejster-micznej bêd¹ przedstawione za pomoc¹ ostatecznych modeli prêdkoœciowych profili pro-jektu POLONAISE’97 oraz profili TTZ, LT-7, LT-2, LT-4 i LT-5 (Majorowicz i in., 2002).

‘wykorzystana zale¿noœæ miêdzy prêdkoœciami Pn i temperatur¹ okreœlon¹ statystycznie (Kubik, 1986; Hynd-man & Lewis, 1998) jest nieadekwatna do warunków w analizowanym rejonie NW Polski,

‘pomierzone wysokie wartoœci strumienia w NW Pol-sce (na zachód od platformy wschodnioeuropejskiej) nie reprezentuj¹ strumienia cieplnego pod piêtrem osadowym ze wzglêdu na to, ¿e strumieñ w piêtrze osadowym mo¿e byæ zmieniony przez efekt hydrodynamiczny, zwi¹zany z przep³ywem ciep³a zmodyfikowanym przez sk³adow¹ kon-wektywn¹ (wymuszona konwekcja przez grawitacyjny przep³yw wód w oœrodkach porowatych o du¿ej przepusz-czalnoœci).

Podsumowanie

Istniej¹ce dane geotermiczne stanowi¹ cenny materia³ do badañ poœwiêconych strukturze termicznej skorupy i litosfery. Interpretacja obserwowanych zmian regional-nych (o skali wy¿szej ni¿ szacowane b³êdy okreœlania stru-mienia cieplnego) pozwala na rozpoznanie struktury termicznej skorupy — zmiany strumienia na terenie Polski s¹ rzêdu 40–80 mW/m2_{(100% zmiany), a wiêc wy¿sze ni¿}

b³êdy pomiarowe (ok. 15–20%). Interpretacja zmian o mniejszej amplitudzie jest ma³o wiarygodna. Wstêpna interpretacja danych geotermicznych przy wykorzystaniu nowych danych g³êbokiej sejsmiki refrakcyjnej nie jest jednoznaczna, co wynika g³ównie ze s³abej znajomoœci rozk³adu produkcji ciep³a radiogenicznego w skorupie. Modelowanie produkcji ciep³a radiogenicznego na podsta-wie relacji z rozk³adami prêdkoœci sejsmicznych daje du¿y kontrast temperatury Moho miêdzy starym kratonem a obszarami przyleg³ymi. Nie jest to poparte przez wysokie wartoœci prêdkoœci fal sejsmicznych Pn, wyznaczane na pod-stawie sejsmiki, które sugeruj¹ niskie wartoœci temperatury na powierzchni Moho oraz niski strumieñ cieplny (patrz dyskusja powy¿ej). W obszarze o najwy¿szym strumieniu cieplnym obserwuje siê wysokie wartoœci Pn, a wiêc od-wrotne ni¿ to wynika z relacji miêdzy Q a Pn. Jednoczeœnie obserwuje siê ma³y kontrast w wartoœciach Pn (8,2 ± 0,1 km/s) mimo bardzo du¿ego kontrastu w strumieniu cieplnym miê-dzy obszarami platformy paleozoicznej a platformy prekam-bryjskiej (zmiany Q miêdzy 40–90 mW/m2_).

Jak wynika z zaprezentowanej powy¿ej krytycznej ana-lizy dostêpnych pomiarów termicznych, wykonanych na obszarze NW Polski, weryfikacja danych szacunkowych przewodnoœci cieplnej na podstawie nowych pomiarów przeprowadzonych na rdzeniach wiertniczych, korekty sta-rych pomiarów oraz przysz³ych dok³adnych pomiarów w nowych g³êbokich wierceniach jest konieczna w celu dok³adniejszego poznania zmian strumienia cieplnego w Polsce i uœciœlenia jego interpretacji w œwietle danych sej-smicznych nowej generacji. Równie¿ planowane wyko-nanie nowych pomiarów laboratoryjnych przewodnoœci cieplnej nie zaspokoi w pe³ni zapotrzebowania. Wiele

rdze-ni uleg³o zrdze-niszczerdze-niu (np. z otworu Debrzno IG-1, dla którego dysponujemy krzywymi temperatury o bardzo dobrej jakoœci). Dodatkowym problem jest fakt, i¿ najistotniejsze dla takich pomiarów ska³y ilaste z powodu wietrzenia i ani-zotropii stanowi¹ bardzo trudny materia³ pomiarowy, szczególnie w sytuacji wieloletniego przechowywania materia³u rdzeniowego w nienajlepszych warunkach.

***

Badania struktury i ewolucji termicznej litosfery w N Polsce realizowane s¹ w ramach tematu nr 2.94.0004.00.0, pt. Budowa litosfery pó³nocnej czêœci Polski (obszar projektu POLONAISE’97) na podstawie zintegrowanej analizy danych geofizycznych i geologicznych, finansowanego przez NFOŒiGW. Autorzy dziêkuj¹ prof. A. Guterchowi (Instytut Geofizyki PAN) oraz prof. M. Gradowi (Instytut Geofizyki UW) za owocn¹ wspó³-pracê w ramach tego tematu, oraz prof. K. Pietsch (AGH) za wnikliw¹ recenzjê artyku³u. Podziêkowania kierujemy równie¿ do dr. J. Šafandy oraz dr. V. Èermaka (Instytut Geofizyki Cze-skiej Akademi Nauk, Praga) za cenne dyskusje dotycz¹ce tema-tyki artyku³u.

Literatura

ARCTOWSKI H. 1924 — Nowe pomiary geotermiczne w szybach naf-towych Borys³awia, Krosna, Bitkowa. Kosmos, seria A.

ARCTOWSKI H. 1925 — Nouvelles recherches sur les gradients ther-miques dans les puits a petrole. Inst. de Geophys. de l’Univ. Lwów, Comm. 7, Kosmos.

BLACK P.R. & BRAILE L.W. 1982 — Pn velocity and cooling of the continental litosphere. J. Geophys. Res., 87:10557–10568.

BODRI L. & BODRI, B.1985 — On the correlation between heat flow and crustal thickness. Tectonophysics, 120: 69–81.

BRUSZEWSKA B. 2001 — Dwuwymiarowe modelowanie temperatu-ry (T) i strumienia cieplnego (Q) skorupy ziemskiej. [W]: Krzywiec P., (red.), Budowa litosfery wzd³u¿ g³êbokich profili sejsmicznych LT-7 i P2 na podstawie zintegrowanej analizy danych geofizycznych oraz modelowañ reologicznych. CAG Pañstw. Inst. Geol., nr 91/2002. ÈERMAK V., ŠAFANDA J. & GUTERCH A. 1989 — Deep tempera-ture distribution along three profiles crossing the Teisseyre-Tornquist tectonic zone in Poland. Tectonophysics, 164: 151–163.

CLAUSER C. 1999 — Thermal Signatures of heat transfer processes in the Earth’s crust. Lecture Notes in Earth Sciences, 85.

DADLEZ R. 2000 — Pomeranian Caledonidas (NW Poland) fifty years of controversies: a review and a new concept. Geol. Quart., 44: 221–236. DEMBOWSKI J.S. 1830 — Trzy rozprawy czyli uwagi nad artyku³ami w trzech pismach peryodycznych warszawskich, to jest 1) w Kuryerze W., 2) w Pamiêtniku W., umiejêtnoœci czystych i.t.d., 3) w Rozmaito-œciach W. umieszczonemi, pod napisem O Wewnêtrzney Temperaturze Ziemi przez Jana Sebastyana Dembowskiego napisane. Kraków, 70. FÖRSTER A. 2001 — Analysis of borehole temperature data in the Northeast German Basin: continuous logs versus bottom-hole tempera-tures. Petroleum Geoscience, 7: 241–254

GORDIENKO V.V. & ZAVGORODNYAYA O.V. 1996 — Estimation of heat flow in Poland. Acta Geoph. Pol., 44: 173–181.

GRAD M., JANIK T., YLINIEMI J., GUTERCH A., LUOSTO U., KOMMINAHO K., ŒRODA P., HOENIG K., MAKRIS J. & LUND C.E. 1999 — Crustal structure of the Mid-Polish Trough beneath TTZ seis-mic profile. Tectonophysics, 314: 145–160.

GUTERCH A. & GRAD M. 2000 — Nowa generacja programów badañ g³êbokich struktur litosfery: eksperymenty sejsmiczne POLONAISE’97 i CELEBRATION 2000 w Europie Œrodkowej. Prz. Geol., 48: 1085–1095.

GUTERCH A., GRAD M., JANIK T., MATERZOK R., LUOSTO U., YLINIEMI J., LUCK E., SCHULZE A. & FÖRSTE K. 1994 — Cru-stal structure of the transition zone between Precambrian and Variscan Europe from new seismic data along LT-7 profile (NW Poland and eastern Germany). C.R. Acad. Sci. Paris, 319, serie II, 1489–1496. GUTERCH A., GRAD M., THYBO H., KELLER R. & POLONAISE Working Group 1999 — POLONAISE’97 — International seismic experiment between Precambrian and Variscan Europe in Poland. Tectonophysics, 314: 101–121.

HYNDMAN R.D. & LEWIS T.J. 1999 — Geophysical consequences of the Cordillera-Craton thermal transition in southwestern Canada. Tectonophysics, 306: 397–442.

JAROSIÑSKI M. & POPRAWA P. 2001 — Reologiczny model litosfe-ry w strefie szwu transeuropejskiego (TESZ) wzd³u¿ profilu sejsmicz-nego LT-7 (NW Polska–wschodnie Niemcy). [W]: Krzywiec P., (red.), Budowa litosfery wzd³u¿ g³êbokich profili sejsmicznych LT-7 i P2 na podstawie zintegrowanej analizy danych geofizycznych oraz modelo-wañ reologicznych. CAG Pañstw. Inst. Geol., nr 91/2002.

JENSEN S.L., JANIK T., THYBO H. & POLONAISE WORKING GROUP 1999 — Seismic structure of the Paleozoic Platform along POLONAISE’97 profile P1 in NW Poland. Tectonophysics, 314: 123–143. KARNKOWSKI P. 1999 — Origin and evolution of the Polish Rotlie-gend basin. Polish Geol. Inst. Spec. Papers 3, 93.

KARWASIECKA M. & BRUSZEWSKA B. 1997 — Gêstoœæ powierzchniowego strumienia cieplnego ziemi na obszarze Polski. CAG Pañstw. Inst. Geol., nr 060 21/98.

KRYSIÑSKI L., GRAD M. & POLONAISE WORKING GROUP 2000 — POLONAISE ‘97 — seismic and gravimetric modelling of the cru-stal structure in the Polish Basin. Phys. Chem. Earth (A), 25, (4): 335–363. KRZYWIEC P., BRUSZEWSKA B., JAROSIÑSKI M., JӏWIAK W., KRÓLIKOWSKI C., PELCZARSKI A., PETECKI Z., POPRAWA P., WISZNIEWSKA J., WYBRANIEC S., ZIENTARA P. 2001 — Budo-wa litosfery wzd³u¿ g³êbokich profili sejsmicznych LT-7 i P2 na pod-stawie zintegrowanej analizy danych geofizycznych oraz modelowañ reologicznych. CAG Pañstw. Inst. Geol., nr 91/2002.

KUBIK J. 1986 — The relation between the heat flow field and the distribution of the Pn-wave velocities for the European continent. Stu-dia Geophys. Geod., 30: 60–78.

KUKKONEN I.T., GOSNOLD W.D. & ŠAFANDA J. 1998 — Anoma-lously low heat flow density in eastern Karelia, Baltic Shield. Tectonophysics, 291: 235–249.

LEWANDOWSKI M. 2000 — International Continental Scientific Drilling Programme (ICDP) — miêdzynarodowy program wierceñ badawczych na obszarach kontynentalnych. Prz. Geol., 48: 540–541. LEWANDOWSKI M., ¯ELANIEWICZ A., MAZUR S.,

ALEKSANDROWSKI P., JAROSIÑSKI M. & SKOMPSKI S. 2001 — ICDP a wiercenia badawcze w Polsce: zaproszenie do dyskusji. Prz. Geol., 49: 46–51.

MAJOROWICZ J.A. 1978/79 — Mantle heat flow and geotherms for major tectonic units in Central Europe. Pure & Applied Geophys. (PAGEOPH), 117: 109–123.

MAJOROWICZ J. 1979 — Ziemskie pole cieplne na Ni¿u Polskim w powi¹zaniu z tektonik¹. Biul. PIG, 307: 5–60.

MAJOROWICZ J. 1984 — Problems of tectonic interpretation of geo-thermal field distribution in the platform areas of Poland. Publ. Inst. Geophys., Pol. Ac. Sci., A-13 (160): 149–166.

MAJOROWICZ J. 1976 — Parametry geotermiczne rejonu Krzemian-ki i Udrynia na tle ziemsKrzemian-kiego pola cieplnego NE PolsKrzemian-ki. Prz. Geol., 24: 607–612.

MAJOROWICZ J., MAREK S. & ZNOSKO J. 1984 — Paleogeother-mal gradients by vitrinite reflectance data and their relation to the pre-sent geothermal gradient patterns of the Polish Lowland.

Tectonophysics, 103, 141–156.

MAJOROWICZ J. & PLEWA S. 1979 — Study of Heat Flow in Poland with Special Regard to Tectonophysical Problems. [W]: Èer-mak V. & Rybach L. (ed.), Terrestial Heat Flow in Europe. Springer-Ver-lag, Berlin, 240–252.

MAJOROWICZ J.A., ÈERMAK V., ŠAFANDA J., KRZYWIEC P., WRÓBLEWSKA M., GUTERCH A. & GRAD M. 2002 (w druku) — Heat flow models across the Trans-European Suture Zone in the area of the POLONAISE’ 97 international seismic experiment — Polish Low-land. Phys. Chem. Earth (A).

MILANOVSKY S.YU. 1984 — Deep geothermal structure and mantle heat flow along the Barents Sea-East Alps geotraverse. Tectonophysics, 103, 175–192.

PLEWA S. 1994 — Rozk³ad parametrów geotermalnych na obszarze Polski. Wydawnictwo CPPGSMiE PAN, Kraków.

POPOW Y., PRIMENOW V. & PEVZNER L. 1998 — Geothermal characteristic s of the Vorotilovo deep borehole drilled into the Puchezh-Katunk impact structure, Tectonophysics, 291: 205–223. RYBACH L. & BUNTERBARTH 1984 — The variation of heat gene-ration, density and seismic velocity with rock type in the continental litosphere. Tectonophysics, 103: 335–344.

SROKA K. 1991 — Nowe oznaczenia gêstoœci powierzchniowego strumienia cieplnego Ziemi na przyk³adzie Karpat. Zesz. Nauk. AGH, 1373, Geofiz. Stos., Z. 8., Kraków.

SZEWCZYK J. 2001 — Estymacja gêstoœci strumienia cieplnego metod¹ modelowañ w³aœciwoœci termicznych oœrodka, Prz. Geol., 49: 1083–1088.