Ślady zmian klimatycznych plejstocenu oraz holocenu w profilach temperatury w głębokich otworach wiertniczych na Niżu Polskim

Œlady zmian klimatycznych plejstocenu oraz holocenu w profilach temperatury

w g³êbokich otworach wiertniczych na Ni¿u Polskim

Jan Szewczyk*

Evidences of the Pleistocene–Holocene climatic changes in the deep well temperature profiles from the Polish Lowlands. Prz. Geol., 50: 1109–1114.

S u m m a r y . Past and current climatic changes on the Earth may be recorded in the subsurface temperature profiles observed in deep boreholes. Analysis of such profiles measured in boreholes few thousand metres deep may provide information on past climatic condi-tions existing in on the studied area. Terrestial heat flow data may be considerably influenced by this factor and should be corrected for all data accordingly.

Results of analysis based both on constructions of synthetic thermal logs (Ts) and on the results of further modelling show that the last

glaciation has left evident paleoclimatic temperature signals in nearly all observed subsurface temperature profiles in deep boreholes from the Polish Lowlands. Preliminary results on the average annual ground surface temperature for the Polish Lowlands in the Late Pleistocene have been obtained (GST = -6.8oC).

Key words: paleoclimate, temperature logs, glacial/interglacial temperature contrast, Weichselian glaciation, heat flow determina-tion, Polish Lowlands

Zmiany klimatyczne jakie mia³y i maj¹ miejsce na Ziemi mog¹ pozostawiaæ swoje œlady w postaci zmian temperatur obserwowanych w profilach g³êbokich otwo-rów wiertniczych. Powolny charakter procesów dyfuzyj-nych, zwi¹zanych z rozchodzeniem siê energii cieplnej powoduje, ¿e nieustanne zmieniaj¹ce siê temperatury powierzchni Ziemi, zarówno krótkookresowe, jak i d³ugookresowe, s¹ propagowane w górne warstwy lito-sfery. Analiza g³êbokoœciowej zmiennoœci temperatur prowadzona w otworach wiertniczych mo¿e byæ, obok innych metod badañ zmian klimatycznych, Ÿród³em nie-zale¿nych informacji o warunkach klimatycznych, jakie panowa³y w ró¿nych okresach czasu na ró¿nych obsza-rach Ziemi. Mo¿liwoœæ wykorzystania tego zjawiska w badaniach zmian paleoklimatycznych, zosta³a dostrze-¿ona ca³kiem niedawno, bo dopiero pod koniec lat osiem-dziesi¹tych przez Lachenbrucha i Marshalla (1986),

staj¹c siê w ostatnich latach jednym z wa¿niejszych zagadnieñ badawczych zwi¹zanych z zastosowaniem metody geotermicznej w badaniach globalnego ocieple-nia (Beck, 1992; Beltrami & Harris, 2001; Safanda & Kubik, 1992; Majorowicz & Safanda, 2001). W przeci-wieñstwie do tradycyjnych metod badañ zmian klima-tycznych nazywanych w skrócie metodami „proxy”, takich jak badanie przyrostów s³ojów drzew, badañ korali, czy zawartoœci stabilnych izotopów, takich pierwiastków jak wodór (D/H), tlen (O18_/O16_{) czy wêgiel (C}13_/C12_),

maj¹cych charakter metod poœredniego okreœlania tempe-ratury — metoda geotermiczna daje wynik bezpoœrednio informuj¹cy o zmianach temperatury zwi¹zanych ze zmianami klimatycznymi (Clauser, 1999).

Historia zmian temperatur powierzchni Ziemi (GSTH — ang. Ground Surface Temperature History) jakie mia³y miejsce w przesz³oœci, wp³ywa zarówno na obserwowane wspó³czeœnie pole temperatur wg³êbnych (T), jak i gêstoœæ ziemskiego strumienia cieplnego (Q) p³yn¹cego z wnêtrza Ziemi ku jej powierzchni.

Ziemski strumieñ cieplny a zmiany klimatyczne

Najwiêkszym wydarzeniami w historii klimatycznej ostatnich 100 tysiêcy lat by³o niew¹tpliwie póŸnoplejstoce-ñskie zlodowacenia wis³y oraz maj¹cego po nim miejsce gwa³townego ocieplenia zwi¹zanego z pocz¹tkiem holoce-nu. Na rycinie 1 przedstawiono historiê zmian temperatur w tym okresie na przyk³adzie obszaru Niemiec (Zoth & Haenel, 1988). D³ugi czas trwania zlodowacenia (60 tys. lat), a tak¿e bardzo niskie wartoœci œrednich temperatur rocznych, jakie towarzyszy³o temu wydarzeniu, jak to zostanie pokazane w dalszej czêœci artyku³u, wp³ynê³o w sposób bardzo istotny na rozk³ad temperatur wg³êbnych obserwowany wspó³czeœnie do g³êbokoœci siêgaj¹cej nawet kilku tysiêcy metrów.

G³êbokoœciowy rozk³ad temperatur w najbardziej zew-nêtrznej czêœci skorupy ziemskiej do g³êbokoœci kilku kilo-metrów jest przede wszystkim funkcj¹ wielkoœci strumienia cieplnego p³yn¹cego z wnêtrza Ziemi ku jej powierzchni. Wielkoœæ tego strumienia jest zale¿na zarówno od tempera-tury górnych warstw jej p³aszcza oraz od zmian temperatempera-tury powierzchni Ziemi odpowiadaj¹cym warunkom klimatycz-nym panuj¹cym w tym okresie na daklimatycz-nym obszarze. Podczas gdy ta pierwsza temperatura zmienia siê w skali czasu geo-logicznego, czyli bardzo wolno, temperatura powierzchni Ziemi (GST) podlega wielokrotnie szybszym zmianom zwi¹zanym ze zmianami klimatycznymi. Na rycinie 2 przestawiono w sposób schematyczny zakres maksymal-nych zmian wg³êbmaksymal-nych temperatur odpowiadaj¹cych opi-sanemu modelowi dla przyjêtej wartoœci gradientu temperatury równej 25 mK/m.

Zmiany temperatury powierzchni Ziemi wp³ywaj¹ na zmiany obserwowanej wielkoœæ strumienia cieplnego, któ-ry zgodnie z opisuj¹cym to zjawisko równaniem dyfuzji (Szewczyk, 2001a) „usi³uje” dostosowaæ swoj¹ wielkoœæ do istniej¹cego w danym momencie ró¿nic temperatur. Zmiany te, odwzorowuj¹ce siê w postaci zmian temperatur oœrodka, dokonuj¹ siê z pewnym opóŸnieniem wyni-kaj¹cym z powolnego charakteru propagacji dyfuzji ter-micznej w oœrodku skalnym. Analizuj¹c g³êbokoœciowe rozk³ady temperatur, mamy mo¿liwoœæ okreœlenia m.in. *Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4,

wartoœci temperatur na powierzchni Ziemi w ró¿nych okre-sach czasu zwi¹zanych z panuj¹cymi w tym czasie warunkami klimatycznymi. Niewielkie szybkoœci dyfuzji energii termicznej w ska³ach wp³ywaj¹ na to, ¿e w zakresie g³êbokoœci do setek czy tysiêcy metrów zachowa³y siê do czasów wspó³czesnych informacje o zmianach klimatycz-nych, zachodz¹cych przez wiele tysiêcy lat na Ziemi. Przyjmuj¹c jako najbardziej prawdopodobny, i jednoczeœnie dostatecznie dok³adny dla prowadzonych tu rozwa¿añ, sko-kowy model zmian GSTH, mo¿na policzyæ wielkoœæ

„oscyla-cji” temperatur œrednich wokó³ ich wartoœci uwa¿anych za stacjonarne.

Wp³yw zlodowaceñ na profile temperatur na obszarze Europy

O tym, ¿e zmiany klimatyczne mog¹ wp³ywaæ na poprawnoœæ obliczeñ strumienia cieplnego wiedzia-no od dawna (Lane,1929), jednak ograniczone mo¿liwoœci obliczeniowe zwi¹zane szczególnie z okreœlaniem wartoœci przewodnoœci cieplnej powo-dowa³y, ¿e okreœlenie oraz uwzglêdnienie wielkoœci tego wp³ywu by³o bardzo w¹tpliwe b¹dŸ praktycz-nie nawet praktycz-niemo¿liwe (Clauser, 1984). Fakt wp³ywu zlodowaceñ na profile temperatur wg³êbnych, na obszarze Œrodkowej Europy, by³a sygnalizowana w ostatnim czasie w wielu pracach. Wp³yw ten dostrze¿ono miêdzy innymi w superg³êbokim otworze KTB wykonanym na obszarze Niemiec (Rybach, 1992; Clauser, 1999), w otworach na obszarze Czech (Safanda & Kubik, 1992; Safanda & Rajver, 2001), we wschodniej Karelii (Kukkonen i in. 1998), S³owenii (Safanda & Rafter, 2001) czy w Rumunii (Serban i in., 2001).

czas [YBP] time [YBP] -12 -8 -4 0 4 8 100 1000 10000 100000 ∆ GSTH [ C]°

Ryc. 1. Œrednie temperatury warstwy przypowierzchniowej (GSTH) na obszarze Niemiec w ci¹gu ostatniego miliona lat (Haenel i in., 1988); YBP — lata temu

Fig. 1. History of average subsurface temperatures (GSTH) of the last milion years in Germany (Haenel et al., 1988); YBP — age in years BP temperatura [ C]° ° temperature [ C] H [m] 0 2000 4000 6000 -20 0 20 40 60 80 100 120 Go czas „klimatyczny” ”climatic time” czas „geologiczny” ”geological time” ∆GSTH

Ryc. 2. Schematyczne przedstawienie zakresu g³êbokoœciowych zmian temperatury w funkcji czasu „klimatycznego” oraz „geo-logicznego” dla zlodowacenia wis³y. Go— gradient temperatury

dla warunków stacjonarnych

Fig. 2. Diadrammatic relationship between depth and temperatu-re as a function of ”climatic” and ”geological” time during the Weichselian glaciation. Go— steady-state temperature gradient

litol. lith. -10 0 10 20 30 40 50 strat. strat. K [W/m× K]°

T

T

Ryc. 3. Przyk³ad profili temperatury (T) z obszaru NE Polski z wystêpuj¹c¹ g³êbokoœciow¹ inwersj¹ temperatu-ry (otwór Udtemperatu-ryñ IG-8, czas stabilizacji termicznej — 11 dni). Dla porównania pokazano wynik syntetycznego profilowania termicznego (Ts) unormowego dla dolnego

odcinka profilu

Fig. 3. Example of temperature log (T) from NE Poland with the observed depth temperature inversion (well Udryñ IG-8, temperature stability time — 11 days). The synthetic temperature log (Ts) normalized for well bottom

Na obszarze Polski przebieg zmian œredniorocznych temperatur dla rejonu zlewni rzeki Prosny dla ostatnich 140 tysiêcy lat poda³ Rotnicki (1996). Œrednia temperatura dla okresu póŸnego plejstocenu zosta³a okreœlona metod¹ bilansu wodnego na -6o_{C, a amplituda zmiany temperatury}

miêdzy tym okresem a holocenem okreœlono na 14o_{C (od -6}

do +8).

Mo¿liwoœæ wp³ywu czynnika paleoklimatycznego na pomiary geotermiczne zasygnalizowa³ J. A. Majorowicz ju¿ w 1976 r. Uzna³ on obserwowane w otworach wiertniczych na obszarze wyniesienia mazursko-suwalskiego w rejonie Krzemianki oraz Udrynia g³êbokoœciowe inwersje tempera-tury (ryc. 3), jako bezpoœredni efekt zlodowaceñ wystê-puj¹cych w przesz³oœci na tym obszarze. Warto podkreœliæ, ¿e jest to równoczeœnie jedyny obszar na terenie Polski (a byæ mo¿e nawet ca³ej Europy), w którym jest stwierdzane istnienie zjawiska inwersji temperatury.

Ze wzglêdu na zbli¿ony przebieg zmian paleoklima-tycznych we wschodnim rejonie Polski i wschodniej Kare-lii, szczególnie interesuj¹ce s¹ wyniki badañ tego zagadnienia przestawione w pracy Kukkonena i in. (1998). Przeprowadzone w tym obszarze badania mia³y wyjaœniæ przyczyny obserwowanych tu anomalnie niskich wartoœci strumienia cieplnego (Q<10 mW/m2_{). Na podstawie}

wyko-nanych modelowañ geotermicznych uznano, ¿e przyczyn¹ tego zjawiska by³ wp³yw zmian paleoklimatycznych zwi¹zanych ze zlodowaceniem wis³y. Rzeczywiste warto-œci strumienia cieplnego okaza³y siê znacznie wy¿sze od

przyjmowanych pocz¹tkowo o ok. 12 do 25 mWm-2_.

Wykonane przez autorów omawianej pracy modelowania metod¹ wprost (ang. forward modelling) wykaza³y, ¿e wyjaœnienie obserwowanego rozk³adu temperatur wg³êbnych wymaga przyjêcia istnienia w okresie póŸnego plejstocenu œrednich temperatur rocznych na tym obszarze rzêdu -10o_{C do -15}o_C.

Efekty paleoklimatyczne w pomiarach geotermicznych z obszaru Ni¿u Polskiego

W dotychczas opublikowanych pracach dotycz¹cych zagadnieñ geotermicznych na obszarze Polski, poza wspomnianym ju¿ rejonem Krzemianki i Udrynia, nie zaob-serwowano œladów wp³ywu zmian klimatycznych na reje-strowane wartoœci temperatur wg³êbnych (Plewa, 1994).

Prze³omowy charakter mia³o w tym wzglêdzie zastoso-wanie opracowanej w ostatnim okresie metody geofizycz-nej ci¹g³ej estymacji wartoœci przewodnoœci cieplgeofizycz-nej (Szewczyk, 2001). Okreœlenie tego kluczowego dla badañ geotermicznych parametru umo¿liwia obliczenie zarówno syntetycznego profilowania temperatury (Ts), jak i gêstoœci

strumienia cieplnego (Q). W metodzie tej przyjmowane jest za³o¿enie o istnieniu sta³ej (stacjonarnej) wartoœci strumienia cieplnego w ca³ym profilu danego otworu wiert-niczego. Zastosowanie opisanej metody pozwoli³o stwier-dziæ, ¿e w profilach termicznych wiêkszoœci g³êbokich (H>3000 m) otworów wiertniczych z obszaru Ni¿u Polskie-go, jest obserwowana dla odcinków o g³êbo-koœciach mniejszych ni¿ 1500–2500 m bardzo zdecydowana rozbie¿noœæ miêdzy obliczonymi (Ts) a obserwowanymi (T)

wartoœci temperatur (ryc. 4). Poniewa¿ wielkoœæ tej rozbie¿noœci znacznie prze-kracza wielkoœæ b³êdów okreœleñ zarówno wartoœci Ts, jak i b³êdów pomiarów

warto-œci T, oznacza to zmianê, w tym przypadku zmniejszenie, efektywnej wielkoœci stru-mienia cieplnego Q w górnej czêœci bada-nych profili w stosunku do jego wartoœci w czêœci dolnej. Równoczeœnie uzyskiwana wartoœæ temperatury dla strefy przypo-wierzchniowej (GST) obliczona powy¿-szym sposobem jest wyraŸnie ni¿sza w stosunku do wartoœci wspó³czeœnie obser-wowanych (+8 z przedzia³em zmiennoœci +/-2o_{C — vide Królikowski & Stajniak,}

1994).

Na ryc. 5 przedstawiony zosta³ histo-gram wartoœci GST obliczonych powy¿-szym sposobem dla ponad 30 g³êbokich (H>3000 metrów) reprezentatywnych -10 0 10 30 50 70 90 110 130 150 litol. lith. strat. strat. temperatura [ C]° ° temperature [ C] K [W/m× K]°

T

T

Ryc. 4. Obserwowane (T) oraz obliczone (Ts) wartoœci temperatur dla otworu Czaplinek IG-1. Czas stabilizacji — 10 dni

Fig. 4. Observed (T) and synthetic(Ts)

tempera-ture logs for the well Czaplinek IG-1. 10-days thermal stability time

otworów wiertniczych z obszaru Ni¿u Polskiego. Œrednia wartoœæ okreœlonych tym sposobem temperatur wynosi ok. -6,85o_{C. Obliczona powy¿szym sposobem wartoœæ}

tempe-ratury odpowiada re¿imowi cieplnemu jaki panowa³ w okre-sie zlodowaceñ plejstoceñskich. Opisane powy¿ej wyraŸne „ocieplenie” górnej czêœci profili temperatury mo¿e byæ efektem znacznego wzrostu temperatur w holocenie — przy pozostawaniu jego czeœci umownie nazywanej czêœci¹ doln¹ — pod wp³ywem znacznie ni¿szych temperatur ist-niej¹cych w okresie zlodowacenia w póŸnym plejstocenie. Niekiedy, w przypadku niepe³nej stabilnoœci termicznej otworów wiertniczych, efekt „ocieplenia” górnej czêœci pro-filu jest powiêkszany dodatkowo o efekt „nagrzania”, zwi¹zany z d³ugim okresem cyrkulacji p³uczki wiertniczej w otworze wiertniczym (Plewa, 1994; Szewczyk, 2001). Zjawisko to, co autor chcia³by z ca³ym naciskiem podkre-œliæ, nie wp³ywa na sygnalizowan¹ obecnoœæ obserwowa-nych efektów paleoklimatyczobserwowa-nych.

Interesuj¹ce w tej sytuacji s¹ odpowiedzi na pytania czy powy¿sza interpretacja rozbie¿noœci miedzy obliczo-nymi (Ts) a obserwowanymi wartoœciami temperatur

wg³êbnych (T) w istocie jest zwi¹zana z czynnikiem pale-oklimatycznym? Jaki jest g³êbokoœciowy zasiêg zmian paleoklimatycznych, oraz jak du¿ych zmian temperatury mo¿na oczekiwaæ w zwi¹zku ze zmianami klimatycznymi? Odpowiedzi na powy¿sze pytania mog¹ dostarczyæ wyniki modelowañ geotermicznych oraz oparta na nich analiza danych pomiarowych uwzglêdniaj¹ca w mo¿liwie szero-kim stopniu znajomoœæ parametrów termicznych oœrodka.

Modelowanie wp³ywu zmian paleoklimatycznych

Zmiany temperatury w górotworze w funkcji czasu (t) oraz g³êbokoœci (z) mog¹ byæ opisane nastêpuj¹ca zale¿no-œci¹ (Clauser, 1999):

T(t,z)= To+ QoR(z) – M(z) + Tc(t, z) [1]

gdzie:

To— temperatura równowagi,

z — g³êbokoœæ,

Qo — stacjonarny powierzchniowy strumieñ cieplny

(HFD),

R — opornoœæ termiczna oœrodka skalnego R(z) = Idz/K(z),

K(z) — przewodnoœæ cieplna,

M(z) — ciep³o radiogeniczne, M(z) = tdz/K(z)IH(z) dz,

Tc(z,t) — sk³adowa paleoklimatyczna zwi¹zana ze

zmiana temperatury powierzchniowej GSTH,

Prezentowane wyniki modelowañ zosta³y zrealizowa-ne, podobnie jak w cytowanej wczeœniej pracy Kukkonena i in. (1998), metod¹ modelowañ wprost (ang. forward

modelling). W najogólniejszym ujêciu metoda ta polega na

obliczaniu efektów pomiarowych, w tym przypadku g³êbo-koœciowych zmian temperatury, w zale¿noœci od przyjmo-wanych warunków brzegowych i pocz¹tkowych. W modelowaniu przyjmowano za³o¿enie o jednowymia-rowym charakterze oœrodka, jego jednorodnoœci ter-micznej oraz o braku Ÿróde³ ciep³a radiogenicznego, a tak¿e brak wp³ywu przemian fazowych zwi¹zanych z powstawaniem i zanikiem wiecznej zmarzliny.

Na ryc. 6 przedstawiono g³êbokoœciowy zasiêg efek-tów paleoklimatycznych w zale¿noœci od dyfuzyjnych w³aœciwoœci oœrodka oraz zak³adanej wartoœci amplitudy DGST miêdzy plejstocenem i holocenem. Przyjête para-metry odpowiadaj¹ warunkom, jakie mog³o wywo³aæ zlo-dowacenie wis³y dla wspó³czeœnie obserwowanych anomalii temperatury. Zasiêg g³êbokoœciowy w zale-¿noœci od w³aœciwoœci dyfuzyjnych oœrodka skalnego siêga blisko 6000 m. Przy najbardziej typowej dla ska³ osadowych wartoœci wspó³czynnika dyfuzji (A=1,0 mm2

s-1_{) wielkoœæ anomalii termicznej maleje poni¿ej}

g³êbo-koœci 4000 m do wartoœci mniejszej ni¿ 1o_{C. Wielkoœæ}

anomalii nie zale¿y od w³aœciwoœci termicznych oœrod-ka, a jedynie od wartoœci GSTH oraz czasu trwania oziêbienia klimatu. Wyniki modelowañ zestawiono na omawianej rycinie z informacj¹ o zakresach g³êboko-œciowych wykonanych w Polsce pomiarów

geotermicz-N 0 2 4 6 -20 -16 -12 -8 -4 0 4 8 GSTH [ C]° rozk³ad normalny normal distribution GSTHœr = -6,78 S = 4,99 GSTHav = -6.78

Ryc. 5. Histogram œrednich wartoœci temperatury warstwy przy-powierzchniowej (GST) obliczony dla profilowañ termicznych z 31 g³êbokich otworów badawczych z obszaru Ni¿u Polskiego Fig. 5. Histogram of subsurface temperature (GST) calculated for 31 deep research wells from the Polish Lowlands

owagi cieplnej (B) 0 0 2000 2000 4000 4000 6000 6000 0 100 200 300 -8 -6 -4 -2 0 zmiany temperatury [ C]° ° temperature changes [ C] H_MAX [m] H [m] numer otworu number of well A: 0,25 0,50 1,00 2,00

Ryc. 6. G³êbokoœciowy zasiêg anomalii temperaturowych wywo³anych zlodowaceniem wis³y dla oœrodków o ró¿nych parame-trach dyfuzyjnych (A) dla )GSTH= 14o_{C. Dla porównania}

przedsta-wiono zestawienie maksymalnych g³êbokoœci pomiarów termicznych wykonanych na obszarze Polski w warunkach ustalonej równowagi cieplnej

Fig. 6. Postglacial Weichselian depth distribution of paleoclimatic temperature anomaly as a function of diffusive properties of rocks for )GSTH= 14oC (A). Labels indicate thermal diffusivity in mm2_s-1_.

Maximum depth of temperature logs carried out in Poland in the ste-ady-state thermal condition are shown for comparison

nych. Jak widaæ — zdecydowana wiêkszoœæ tych pomiarów pozostaje w „zasiêgu” g³êbokoœciowym czynni-ka paleoklimatycznego

Na ryc. 7 pokazano zmiany anomalii temperaturowej zwi¹zanej z efektem paleoklimatycznym w funkcji czasu obserwacji (czas ten jest liczony od momentu ust¹pienia zlodowacenia tj. pocz¹tku holocenu). Obserwowane jest wyraŸne zwiêkszanie siê g³êbokoœci wystêpowania maksi-mum anomalii przy równoczesnym zmniejszaniu siê jej wartoœci wraz z czasem. Ca³kowity zanik anomalii tempe-raturowej zwi¹zanej ze zlodowaceniem wis³y nast¹pi nie wczeœniej ni¿ po 50 000 latach od chwili ust¹pienia zlodo-wacenia. Z przedstawionych danych wynika równie¿, ¿e wydarzenia klimatyczne i zwi¹zane z nimi zmiany tempe-ratur, które mia³y miejsce wczeœniej ni¿ 100 ka lat temu praktycznie nie maj¹ wp³ywu na obecny rozk³ad g³êboko-œciowy temperatur.

Wartoœci temperatur obserwowane w otworze wiertni-czym (T) s¹, jak to wynika z zale¿noœci [1], sum¹ dwóch sk³adowych tj. wartoœci temperatury odpowiadaj¹cych stacjonarnym warunkom geotermicznym (Go) oraz sk³adowej

(Tc) zwi¹zanej z zaburzeniem paleoklimatycznym. Na ryc. 8

przestawiono elementy pola termicznego odpowiadaj¹ce teore-tycznie przypadkowi temperatur obserwowanych w koñcu okresu zlodowacenia (T_GLAC) oraz temperaturom obser-wowanym wspó³czeœnie (T_REAL).

Pierwsza wartoœæ jest odpowiednikiem przedstawia-nych na ryc. 3 oraz 4 syntetyczprzedstawia-nych profilowañ temperatu-ry (Ts), druga natomiast temperaturom bezpoœrednio

mierzonym w otworach wiertniczych (T).

Wartoœci temperatur poni¿ej g³êb. 1500–2500 m s¹ efektem warunków klimatycznych, jakie panowa³y na powierzchni Ziemi w koñcowym okresie zlodowaceñ

pó¿-nopejstoceñskich, gdy¿ do tej czêœci profilu nie dotar³ jeszcze sygna³ o wyst¹pieniu ocieplenia holoceñskiego.

Paleoklimatyczna interpretacja pomiarów geotermicznych

Przedstawione powy¿ej wyniki modelowañ mimo ich przybli¿onego charakteru (jednorodny model 1D) wska-zuj¹, ¿e podstawowym powodem znacznych rozbie¿noœci miêdzy obserwowanymi w górnej czêœci profili otworów wiertniczych wartoœciami temperatur (T) a wartoœciami obliczonymi (Ts) jest wp³yw czynnika

paleoklimatyczne-go. Obserwowany na ryc. 6 znaczny rozrzut wartoœci GSTH mo¿e mieæ swoj¹ przyczynê zarówno w naturalnym przyrodniczym ich rozk³adzie przestrzennym, jak równie¿ w pewnej czêœci mo¿e mieæ swoje Ÿród³o w b³êdach kali-bracyjnych pomiarów termicznych. Dane literaturowe (Safanada & Kubik, 1992; Safanada & Rajver, 2001; Kuk-konen i in., 1998) wskazuj¹ na du¿¹ zmiennoœæ wartoœci GSTH nawet na stosunkowo ma³ym obszarze. Przyczyna przyrodnicza to np. ró¿na szybkoœæ przemieszczania siê l¹dolodu, gruboœæ wiecznej zmarzliny oraz czas jej istnie-nia na danym obszarze, a tak¿e ewentualne pionowe ruchy

0 500 1000 1500 -10 0 10 20 30 40 0 1000 2000 3000 4000 5000 -10 10 30 50 70 90 110 ocieplenie holocenu Holocene warming och³odzenie plejstocenu Pleistocene cooling -6 C_° +8 C_° temperatura [ C]° ° temperature [ C] temperatura [ C]_° ° temperature [ C] H [m] H [m] G_20 T_REAL T_GLAC

Ryc. 8. Wyniki modelowañ temperatury dla ró¿nych czasów obserwacji. Obliczenia wykonano przy przyjêciu wartoœci

∆GST= 14o_{C, sta³ej dyfuzji oœrodka jednorodnego A =1,0 mm}2

s-1 _{oraz stacjonarnej wartoœci gradientu temperatury G} o= 20

mKm-1_{; G_20 1 temperatura odpowiadaj¹ca stacjonarnemu}

gra-dientowi temperatury; T_GLAC — temperatura bezpoœrednio po ust¹pienia lodowca; T_REAL — temperatura obecnie obser-wowana

Fig. 8. Results of geothermal modelling of temperature as func-tion of depth and time. (∆GST= 14o_{C, thermal diffusion for}

homogeneous half space A =1.0 mm2_s-1_{, steady-state gradient}

Go= 20 mKm-1_{were assumed); G_20 — temperature for}

ste-ady-state gradient; T_GLAC — postglacial temperature; T_REAL — observed temperature.

0 2000 4000 6000 -16 -14 -12 -10 -8 -6 -4 -2 0 0,5 ka 2 ka 1 ka 5 ka _{10 ka} 20 ka 50 ka 0 ka koniec zlodowacenia

end of Ice Age

obecnie present ocieplenia holocenu Holocene warming zmiany temperatury [ C]° ° temperature changes [ C] H [m] czas [ka] time [ka] MODEL MODEL -10 -6 -2 2 6 10 -100 -80 -60 -40 -20 0 20 40 GSTH[ C]°

Ryc. 7. Zmiany czasowe oraz g³êbokoœciowe anomalii tempera-turowych zwi¹zanych ze zlodowaceniem wis³y. Parametry poda-ne przy krzywych okreœlaj¹ czas jaki up³yn¹³ od koñca zlodowacenia (ka=1000 lat). Pokazano model zmian temperatu-ry (GSTH) przyjêty w obliczeniach modelowych

Fig. 7. Time and depth changes of temperature anomalies of the last glaciation. Labels on curves indicate different moments of postglacial time (ka=1000 years). The used calculation model of subsurface temperature history (GSTH) is shown

izostatycznych. Z wymienionych przyczyn najwiêkszy wp³yw na rozk³ad temperatur w górotworze (i w konse-kwencji na wartoœæ GST), mog³a mieæ obecnoœæ wiecznej zmarzliny (Kukkonen & Safanada, 2001). Zdaniem tych autorów efekty te mog³y siê zaznaczyæ szczególnie silnie na obszarach bezpoœrednio przylegaj¹cych do l¹dolodu, gdzie wartoœæ œredniej temperatury mog³a byæ wyj¹tkowo niska. Takim obszarem by³a m.in. Karelia, ale równie¿ móg³ byæ rejon Krzemianki oraz Udrynia. Na obszarach przykrytych czap¹ lodow¹ efekty „paleo” wykazuj¹ znacz-nie mznacz-niejsze wielkoœci.

Zak³adaj¹c, ¿e analizowane dane geotermiczne s¹ reprezentatywne dla obszaru Ni¿u Polskiego mo¿na przyj¹æ, ¿e wartoœæ ró¿nicy œrednich temperatur ist-niej¹cych w póŸnym plejstocenie oraz holocenie wynosi ok. 14,8o_{C (od -6,8 do +8,0oC). Uwagê zwraca zgodnoœæ}

uzyskanej wartoœci z jej odpowiednikiem uzyskanym metod¹ „proxy” przez Rotnickiego (1996) dla rejonu zlew-ni rzeki Prosny. Dalsze badazlew-nia oparte na wiêkszej liczbie danych geotermicznych powinny okreœliæ czy powy¿sza zbie¿noœæ ma charakter przypadkowy, czy te¿ uzyskiwane wartoœci s¹ poprawn¹ ocen¹ omawianego parametru.

Zarówno zasiêg g³êbokoœciowy zmian paleoklimatycz-nych, jak i ich wielkoœæ wskazuje, ¿e czynnik ten mo¿e mieæ istotny wp³yw na efektywn¹ wartoœæ strumienia cieplnego (Szewczyk, 2001b). Bez jego uwzglêdnienia wartoœæ strumienia cieplnego w zale¿noœci od przyjmowa-nej do obliczeñ odcinka g³êbokoœciowego bêdzie zawy-¿ana (g³ównie dla otworów g³êbokich) b¹dŸ zanizawy-¿ana (dla otworów p³ytkich).

Zakoñczenie

Przedstawione powy¿ej wyniki analiz badañ geoter-micznych, oparte na metodzie konstrukcji syntetycznych profilowañ termicznych (Ts) oraz modelowaniach

geoter-micznych wykaza³y istnienie wp³ywu czynnika paleokli-matycznego, zwi¹zanego ze zlodowaceniem wis³y, na wartoœci temperatur obserwowanych obecnie w otworach wiertniczych na obszarze Ni¿u Polskiego.

Wstêpna interpretacja danych geotermicznych z ponad 30 g³êbokich otworów z tego obszaru pozwoli³a na obli-czenie œredniej wartoœci temperatury warstwy przypo-wierzchniowej istniej¹cej na tym obszarze w okresie tego zlodowacenia (-6,85o_{C). W œwietle tych wyników}

wiêk-szoœæ oznaczeñ wartoœci strumienia cieplnego uzyskanych w wiêkszoœci w otworach o g³êbokoœciach mniejszych ni¿ 3000 m, nie tylko dla obszaru Polski, powinna zostaæ zwery-fikowana. Istniej¹ce mapy strumienia cieplnego mog¹ w tej sytuacji ulec powa¿nym zmianom. Potwierdzeniem tej sugestii mog¹ byæ referaty N. Ballinga oraz I. Kukkonena wyg³oszone pod koniec kwietnia 2002 r. w Nicei w trakcie obrad XXVII zjazdu European Geophysical Society.

Literatura

BALLING N. 2002 — Observations of vertical variations in heat flow from deep borehole measurements in various tectonic provinces in NW Europe. [In:] Proc. of 27 European Geophysical Soc., Nice. BECK A.E. 1992 — Inferring past climate change from subsurface temperature profiles: some problems and methods. Glob. Plan. Change, 98: 73–80.

BELTRAMI H. & HARRIS R.N. 2001 — Inference of climate change from geothermal data. Glob. Plan. Change, 29: 149–152.

CLAUSER C. 1984 — A climatic correction on temperature gradients using surface temperature. Tectonophysics, 103: 33–46.

CLAUSER C. 1999 — Thermal Signatures of Heat Transfer Processes in the Earth’s Crust. Springer.

HAENEL. R., RYBACH L. & STEGNA L. 1988 — Handbook of Ter-restial Heat-Flow Density Determination. Kluwer AP.

KRÓLIKOWSKI C. & & STAJNIAK J. 1994 — Przypowierzchniowe zmiany temperatury Ziemi. Prz. Geol., 42: 498–501.

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

KUKKONEN I.T. & SAFANDA J. 2001 — Numerical modelling of permafrost in bedrock in northern Fennoscandia during the Holocene. Glob. Plan. Change, 29: 259 –273.

KUKKONEN I.T. & JOELEHT M. 2002 — Observations of vertical variations in heat flow from deep borehole measurements in various tectonic provinces in NW Europe. [In:] Proc. of 27 European Geophysical Soc., Nice.

LACHENBRUCH A.H. & MARSHALL B.V. 1986 — Changing climate: geothermal evidence from permafrost in the Alaskan Arctic. Science, 234: 689–698.

LANE A. C. 1929 — Geotherms from the Lake Superior cooper coun-try. Bull. Geol. Soc. Am., 34: 703–720.

MAJOROWICZ J.A. 1976 — Parametry geotermiczne rejonu Krzemianki i Udrynia na tle ziemskiego pola cieplnego NE Polski. Prz. Geol., 26: 607–613.

MAJOROWICZ J.A. & SAFANDA J. 2001 — Composite surface history from simultaneous inversion of borehole tempetratures in western Canadian plains. Glob. Plan. Change, 29: 231–239. POPOV Y.A., PEVZNER S.L. & PIMMENOV V.P. 1999 — New geothermal data from the Kola superdeep well SG-3. Tectonophysics, 306: 345–366.

PLEWA S. 1994 — Rozk³ad parametrów geotermicznych na obszarze Polski. Wyd. CPPGSMiE PAN, Kraków.

ROTNICKI K. 1996 — Mo¿liwoœæ retrodykcji sk³adowych dawnego bilansu wodnego i jego zmian w ostatnim cyklu interglacjalno-glacjal-nym na podstawie danych paleobotanicznych. Biul. Pañst. Inst. Geol., 373: 153–160.

RYBACH L. 1992 — An attempt to interpret the temperature of the KTB pilot drilling (Germany) by paleoclimatic considerations. Glob. Plan. Change, 98: 193–197.

SAFANDA J. & KUBIK J. 1992 — Evidence from ground temperatu-re change from two botemperatu-reholes in the Bohemian Massif. Glob. Plan. Change, 6: 199–208.

SAFANDA J. & RAJVER D. 2001 — Signature of the last ice age in the present subsurface tempetatures in the Czech Republic and Slovenia. Glob. Plan. Change, 29: 241–257.

SERBAN Z. D., NIELSEN S.B. & DEMETRESCU C. 2001 — Long wawelenght surface temperature history from continuous temperature logs in the Transylvanian Basin. Glob. Plan. Change, 29: 201–217. SZEWCZYK J. 2001a — Estymacja gêstoœci strumienia cieplnego metod¹ modelowañ w³asnoœci termicznych oœrodka. Prz. Geol., 49: 1083–1088.

SZEWCZYK J. 2001b — Wp³yw czynników paleoklimatycznych oraz hydrogeologicznych na strumieñ cieplny. Posiedz. Nauk. Pañst. Inst. Geol. (2001): 31–32.

ZOTH G. & HAENEL R. 1988 — Paleotemperatures. [In:] Haenel R. (ed.), Hanbook of Terrestial Heat Flow Density Determination. Kluwer.