Wp³yw zmian klimatycznych na temperaturê podpowierzchniow¹ Ziemi
Jan Szewczyk*
Climate changes and their influence on subsurface temperature of the Earth. Prz. Geol., 53: 77–86. Summary. Climate changes are accompanied by temperature changes on the Earth’s surface. Over the past cen-tury the Earth’s surface temperature has been increasing. Is the observed warming simply a natural climatic fluc-tuation or is it tied to industrialization? A key to the understanding of the climate changeis to understand past climate fluctuations. Temperature changes at the Earth’s surface spread into the subsurface by heat conduction, and manifest at a later time by perturbations in the background of temperature field. Boreholes of several hun-dreds or thousands of meters depth contain a record of responses to ground surface temperature history over thou-sands or even of hundreds of thouthou-sands years, back to the last glaciation. Geothermal data provide an important supplement to traditional proxy records of surface temperature change. The paper presents results of our investi-gations of this problem starting from daily temperature fluctuations to the temperature of Weichselian glaciation. Key words: climate, palaeoclimate, global warming, temperature logs, glacial/interglacial temperature contrast, vistualin glaciation, heat flow density, Polish Lowland, heat pumps
Zmiany klimatyczne czy pogodowe budzi³y i zawsze, jak siê wydaje, budziæ bêd¹ zainteresowanie ludzi. Szcze-gólnie du¿e zainteresowanie, z oczywistych wzglêdów, towarzyszy³o zawsze ekstremalnym zjawiskom atmos-ferycznym, takim, jak powodzie, mroŸne zimy, upalne i bez-deszczowe lata, huragany itp. Zjawiskom tym przypisywano czêsto zwi¹zek z rzeczywistymi lub rzekomymi zmianami klimatycznymi. W ostatnich latach powszechne zaintereso-wanie wzbudza sprawa globalnego ocieplenia i towa-rzysz¹ce mu dyskusje na temat udzia³u wp³ywu czynników antropogenicznych na wielkoœæ i tempo tych zmian (Jawo-rowski, 2003). W dyskusjach tych nieliczni badacze kwe-stionuj¹ sam fakt wystêpowania globalnego ocieplenia klimatu na Ziemi, natomiast rzeczywiste j¹dro dyskusji dotyczy zagadnienia, czy i w jakim stopniu, do zmian kli-matycznych przyczynia siê dzia³alnoœæ cz³owieka, a sze-rzej — rozwój cywilizacji, a w jakim stopniu s¹ one efektem naturalnych procesów przyrodniczych (Alverson i in., 2003). Kluczowym zagadnieniem dla próby roz-wi¹zania tych problemów jest zrozumienie mechanizmów rz¹dz¹cych zmianami klimatu, które zachodzi³y na Ziemi w przesz³oœci. Jedn¹ z metod badañ zmian paleoklimatycz-nych jest metoda geotermiczna. W przeciwieñstwie do innych metod badañ zmian klimatycznych okreœlanych jako „proxy”, metoda ta nie wymaga kalibracji wyników, gdy¿ bezpoœrednio informuje o bezwzglêdnej wielkoœci zmian temperaturowych (Beltrami & Harris, 2001).
Przesz³e i obecne zmiany klimatu i zwi¹zane z nimi zmiany temperatur powierzchni Ziemi, pozostawiaj¹ swo-je œlady w postaci zmian temperatury litosfery i to zarówno w obrêbie warstw przypowierzchniowych, jak i utworów osadowych i krystalicznych zalegaj¹cych na g³êbokoœci kilku kilometrów. Niewielka szybkoœci dyfuzji energii ter-micznej w ska³ach wp³ywa to na to, ¿e w zakresie g³êbokoœci dokilkuset czy kilku tysiêcy metrów zachowa³y siê do cza-sów wspó³czesnych informacje o zmianach klimatycz-nych, jakie mia³y miejsce na Ziemi w przesz³oœci na przestrzeni dziesi¹tków, setek, a nawet wielu tysiêcy lat.
Mo¿liwoœæ wykorzystania tego zjawiska do badañ zmian paleoklimatycznych zosta³a dostrze¿ona ca³kiem
niedawno, bo dopiero pod koniec lat osiemdziesi¹tych przez Lachenbrucha i Marschalla (1986), staj¹c siê w ostat-nich latach jedn¹ z wa¿niejszych dziedzin badawczych w badaniach globalnego ocieplenia (Beck, 1992; Beltrami i in., 2001; Šafanda & Kubik, 1992; Majorowicz i in., 2001, 2002). Badania zmiennoœci temperatur podpowierzchnio-wych sta³y siê w ostatnich kilku latach jednym z uznanych narzêdzi badañ zmian klimatycznych, w tym szczególnie globalnego ocieplenia (Majorowicz, 2001, 2004; Šafanda 1993, 2001). W badaniach tych jest stosowana zazwyczaj metoda inwersji temperatur podziemnych, prowadz¹ca do rekonstrukcji temperatur powierzchni gruntu istniej¹cych w przesz³oœci na badanym obszarze. Pierwsza próba zasto-sowania tej metody do badañ paleoklimatycznych dla obszaru Polski dokonana zosta³a przez Majorowicza i in. (2001), gdzie zosta³ przedstawiony zarówno opis metody badañ, jak i zakres jej zastosowañ. W pracy tej przedsta-wiona zosta³a historia zmian klimatycznych ostatnich 500 lat na obszarze Polski. Wielkoœæ efektu globalnego ocie-plenia dla okresu ostatnich 100 lat dla obszaru Polski zosta³a okreœlona na +0,9 +/–0,1oC. Zbli¿on¹ wartoœæ (+1,0oC) uzyskali ostatnio Šafanda i in. (2004) dla Polski pó³nocno-wschodniej.
Zmiany temperatur warstw przypowierzchniowych zwi¹zane ze zmianami klimatycznymi maj¹ równie¿ istot-ny wp³yw na wielkoœæ strumienia cieplnego i jego uwzglêdnienie mo¿e mieæ istotny wp³yw na poprawnoœæ wyznaczenia tego parametru (Szewczyk, 2002). W naj-nowszej, opracowywanej obecnie mapie strumienia ciepl-nego dla obszaru Polski, wp³yw tego czynnika zosta³ uwzglêdniony.
Poznanie mechanizmów wp³ywu powierzchniowych zmian temperatury na temperatury wg³êbne ma równie¿ istotne znaczenie dla zagadnieñ zwi¹zanych z wykorzysta-niem energii geotermalnej, tak zwi¹zanych z g³êbokimi poziomami wodonoœnymi, jak i pomp ciep³a zwi¹zanych z
eksploatacj¹ energii geotermalnej zgromadzonej w
p³ytkich formacjach geologicznych (Ostaficzuk, 1996). Prowadzone od kilku lat na terenie ca³ego kraju w otwo-rach hydrogeologicznych Sieci Stacjonarnych Obserwacji Hydrogeologicznych (SOH) systematyczne, coroczne obserwacje temperatur mog¹ byæ Ÿród³em informacji dla analiz warunków geotermicznych warstw oraz wód podziemnych. W Zak³adzie Hydrogeologii i Geologii
In¿y-*Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; jan.szewczyk@pgi.gov.pl
nierskiej Pañstwowego Instytutu Geologicznego s¹ prowa-dzone prace przygotowawcze, których celem bêdzie m.in. opracowanie map temperatury poziomów wód u¿ytko-wych. Dla realizacji tych prac, niezbêdny proces homoge-nizacji danych, tzn. doprowadzenia do porównywalnoœci wyników. Prezentowane w niniejszym artykule wyniki s¹ elementem sk³adowym tych prac.
Temperatura powierzchni Ziemi a temperatura wg³êbna
Klimat ziemski podlega nieustannym zmianom, zarów-no w czasie, jak i przestrzeni. Towarzysz¹ce zmiazarów-nom kli-matycznym zmiany temperatury powietrza oddzia³ywuj¹ na temperaturê powierzchni Ziemi, a za jej poœrednictwem na warstwy przypowierzchniowe. Re¿im termiczny Ziemi, szczególnie w zakresie do kilku kilometrów, jest funkcj¹ zarówno wielkoœci strumienia cieplnego p³yn¹cego z jej wnêtrza, jak temperatury panuj¹cej na jej powierzchni (Beltrami i in., 2001; Szewczyk, 2002a). Powolny przebieg procesów dyfuzyjnych zwi¹zanych z rozchodzeniem siê energii cieplnej powoduje, ¿e nieustanne fluktuacje tempe-ratury powierzchni Ziemi, zarówno krótkookresowe, jak i d³ugookresowe, s¹ propagowane w górne warstwy litosfe-ry. Zmiany te, odwzorowuj¹ce siê w postaci zmian tempe-ratury oœrodka, dokonuj¹ siê z pewnym opóŸnieniem wynikaj¹cym z powolnego przebiegu propagacji dyfuzji termicznej w oœrodku skalnym.
O tym, ¿e równie¿ okres najwiêkszych zmian klima-tycznych w przesz³oœci zwi¹zany z cyklami glacjalnymi móg³ mieæ wp³yw na wspó³czesny re¿im termiczny wie-dziano od dawna (Lene, 1929; Stenz, 1964; Èermak, 1971). Przez d³ugi czas nie potrafiono w sposób jednoznaczny zaobserwowaæ tego wp³ywu. Dopiero ca³kiem niedawno
wp³yw ten zosta³ dostrze¿ony w profilach temperatury nie-których g³êbokich otworów wiertniczych. Wp³yw zlodowa-ceñ na profile temperatur wg³êbnych, na obszarze œrodkowej Europy, by³ sygnalizowany miêdzy innymi w superg³êbokim otworze KTB, wykonanym na obszarze Nie-miec (Rybach, 1992; Clauser, 1999), w otworach na obsza-rze Czech (Šafanda, 1992, 2001), we wschodniej Karelii (Kukkonen i in., 1998, 2003), w S³owenii (Šafanda & Rafter, 2001) czy w Rumunii (Serban i in., 2001).
Równie¿ na obszarze Polski dostrze¿ono wp³yw czyn-nika paleoklimatycznego na temperatury podpowierzch-niowe (Szewczyk, 2002a, b). Do badania tego zjawiska zosta³a zaproponowana przez autora niniejszego artyku³u oryginalna metoda oparta na obliczeniach wg³êbnej paleotemperatury (Szewczyk, 2002a, b, 2003). Wyniki przepro-wadzonych prac interpretacyjnych pozwoli³y na sformu³owanie tezy o powszechnym wystêpowania efektów paleotermicznych w utworach osadowych na obszarze Ni¿u Polskiego. Bardzo spek-takularnym odkryciem by³o udowodnienie, ¿e unikatowa w skali Europy, termiczna inwersja g³êbokoœciowa, obserwo-wana w rejonie Suwa³k, jest pozosta³oœci¹ g³êbokiej wiecz-nej zmarzliny o pierwotwiecz-nej mi¹¿szoœci przekraczaj¹cej 550 m (Šafanda i in., 2004). Obecnie najlepiej zachowane pozosta³oœci wiecznej zmarzliny, w formie minimum tem-peratury, jak i obecnoœci dobrze zachowanych wód
prze-czas [dni] time [days] te m p er atur a [ C ] ° te m p er atur e [ C ] ° -15 -10 -5 0 5 10 15 20 25 30 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 lato '97
summer' 97 summer '98lato '98 summer '99lato '99
Szczecinek Bydgoszcz Borowiec sin t
Ryc. 1. Zmiany temperatury powietrza w okresie 1997–1999 mierzone w ró¿nych okresach czasu na stacjach meteorologicz-nych Bydgoszcz, Szczecinek oraz Borowiec w okresie wykony-wania pomiarów termicznych w otworach wiertniczych na badanym obszarze. Dla porównania przedstawiono przebieg teo-retycznych zmian temperatury opisywany przez funkcjê harmo-niczn¹ sinus
Fig. 1. Surface air temperature for years 1997–1999 observed in various time periods in meteorological stations Bydgoszcz, Szczecinek and Borowiec located in the vicinity of investigated boreholes. For comparison, theoretical temperature based on har-monic function sine has been shown
temperatura [ C ] ° temperature [ C ] ° temperatura [ C ] ° temperature [ C ] °
czas [lata temu]
time [YBP]
czas [lata temu]
time [YBP] -10 -8 -6 -4 -2 0 2 -100000 -80000 -60000 -40000 -20000 0 -10 -8 -6 -4 -2 0 2 -420000 -320000 -220000 -120000 -20000 holocen Holocene zlodowacenie liwca Liviecian zlodowacenie odry Odranian zlodowacenie warty Wartanian zlodowacenie wis³y Vistulian p l e j s t o c e n P l e i s t o c e n e z l o d o w a c e n i e w i s ³ y V i s t u l i a n holocen Holocene
Ryc. 2. Przebieg wzglêdnych zmian temperatury powietrza dla stacji Wostok na Antarktydzie (Petit, 1998) dla ostatnich 420 000 lat okreœlony na podstawie badañ izotopów O18
/O16
dla rdzeni lodowych z otworu badawczego o g³êb. 3459 m
Fig. 2. Relative air-temperature time series for Vostok station on Antarctica for the past 420,000 years (Petit, 1998) based on results of analysis of O18
/O16
ratios and deuterium from ice cores from borehole 3459 m deep
obra¿onych kriogenicznie, obserwowane s¹ na g³êbokoœci ok. 400 m w obrêbie utworów kredy dolnej (Szewczyk i in., 2003a).
Klimat a zmiany temperatury powietrza Czynnikiem decyduj¹cym o temperaturze powierzchni Ziemi jest przede wszystkim iloœæ energii cieplnej docie-raj¹cej do jej powierzchni od S³oñca. Iloœæ tej energii jest zwi¹zana zarówno z cyklicznymi zmiany dobowymi, czy te¿ sezonowymi (rocznymi) jak i nieperiodycznymi zmia-nami pogodowymi. Na ryc. 1 przedstawiony zosta³ prze-bieg zmian œredniodobowych temperatury powietrza mierzonych na stacjach meteorologicznych Bydgoszczy, Borowca oraz Szczecinka w latach 1997–2000 (posiadane dane pochodzi³y z niektórych fragmentach z nieco innych okresów rejestracji). Dane z tych stacji stanowi³y punkt odniesienia dla analiz wg³êbnych zmian temperatury oma-wianych w dalszej czêœci artyku³u. Dla porównania, na omawianej figurze przedstawiono teoretyczny przebieg zmian rocznych przybli¿onych funkcj¹ harmoniczn¹ o sta³ej amplitudzie.
Oprócz periodycznych zmian dobowych oraz rocz-nych, na wielkoœæ temperatury wp³ywaj¹ równie¿ zmiany wieloletnie zwi¹zane z cyklami aktywnoœci s³onecznej (przede wszystkim cykl 11-letni), a dla d³u¿szych okresów obserwacji przede wszystkim z cyklami glacjalnymi. Szczególnie wp³yw tych ostatnich zmian o okresie 101 ka ma najwa¿niejsze znaczenie dla re¿imu termicznego sko-rupy ziemskiej. Tak jak krótkookresowe zmiany dobowe, roczne czy wieloletnie s¹ naturalnymi, powszechnymi zja-wiskami przyrodniczymi, towarzysz¹cymi ludzkoœci w
0 4 8 12 16 20 88 90 92 94 96 98 100 -15 -10 -5 0 5 10 15 20 25 30 35 0 100 200 300 400 500 600 700 10 kwietnia 2000 10 April, 2000th lato 2000 summer '2000 lato 2001 summer '2001 30 marca 2000
30 March, 2000th czas [dni]
time [days] temperatura [ C ] ° temperature [ C ] ° temperatura [ C ] ° temperature [ C ] ° czas [dni] time [days] A B
temperatura powietrza na wysokoœci 200 cm air temperature at the hight 200 cm sin t
temperatura gleby na g³êbokoœci 10 cm soil temperature at the depth 10 cm temperatura gleby na g³êbokoœci 50 cm soil temperature at the depth 50 cm
Ryc. 3. A — zmiany temperatury powietrza oraz gleby na g³êbokoœci 10 i 50 cm na internetowej stacji meteorologicznej METEO w Ursusie pod Warszaw¹ dla okresu obserwacji 2000–2001; B — zmiany temperatury dla obserwacji zawê-¿onych do kilkunastu dni
Fig. 3. A — air and subsurface temperature at depths 10 and 50 cm from an internet meteo station METEO located in Ursus, Warsaw for 2000–2001; B — example of temperature data for a short part of the investigated time interval (several days)
A B czas [dni] time [days] czas [dni] time [days] -3 -2 -1 0 1 2 3 0 100 200 300 400 500 600 700 -15 -10 -5 0 5 10 15 20 25 0 100 200 300 400 500 600 700 temperatura [ C ] ° temperature [ C ] ° temperatura [sigma] temperature [sigma] 73 dni 73 days
temperatura wg³êbna na g³êbokoœci 5,2 m subsurface temperature at the depth 5,2 m
temperatura wg³êbna na g³êbokoœci 5,2 m subsurface temperature at the depth 5,2 m temperatura powietrza na wysokoœci 200 cm air temperature at the hight 200 cm
temperatura powietrza na wysokoœci 200 cm air temperature at the hight 200 cm
Ryc. 4. A — zmiany temperatury wg³êbnej rejestrowane na g³êb. 5,2 m w otworze Spore w okresie 27.04.1997–3.03.1999. Dla porównania przedstawiono zmiany temperatury powietrza dla tego okresu rejestrowane przez stacjê meteorologiczn¹ Szczeci-nek; B — zestawienie zestandaryzowanych (SD) oraz przesuniê-tych w czasie wartoœci temperatur (obliczona wielkoœæ opóŸnienia 73 dni)
Fig. 4. A — subsurface temperature registered on depth 5.2 meters in borehole Spore between 27th April, 1997 and 31th March, 1999. For comparison, air temperature from Szczecinek meteo station are shown; B — standarized (SD) and time displa-ced temperature data (calculated time lag — 73 days)
nowo¿ytnym okresie jej istnienia, to zmiany glacjalne maj¹ (i bêd¹ mia³y) znaczne bardziej d³ugotrwa³y i bardziej dra-matyczny wp³yw na klimat na Ziemi. Ich powodem s¹ cykliczne nieregularnoœci w ruchu Ziemi wzglêdem S³oñca okreœlane mianem cykli Milankovia (Muller & MacDo-nald, 2000). Wyró¿niane s¹ tu cykle o okresach 23, 41 oraz 100 ka, z których ostatni ma dominuj¹cy wp³yw na glacjal-ne cykle klimatyczglacjal-ne na Ziemi. Na ryc. 2 zosta³y pokazaglacjal-ne wzglêdne zmiany temperatury dla stacji Vostok na Antark-tydzie dla ostatnich 420 000 lat, oparte na badaniach rdzeni lodowych z otworu o g³êb. 3310 m (Petit, 1999). S¹ to, w przeciwieñstwie do wczeœniej opisanych zmian — zmiany periodyczne, ale nie harmoniczne. Czas trwania okresów ch³odnych tj. okresów glacjalnych (85–90 ka) jest wielo-krotnie d³u¿szy od okresów ciep³ych czyli okresów inter-glacjalnych (10–20 ka). Istota problemu tzw. globalnego ocieplenia polega na okreœleniu stopnia stabilnoœci klima-tu, tj. wyjaœnieniu czy pojawienie siê jakiejœ szczególnie silnej jednorazowej akcji — nie wywo³a trwa³ej i w dodat-ku stosunkowo szybkiej zmiany klimatu Ziemi (Alverson i in., 2001). Tym czynnikiem mo¿e byæ czynnik antropoge-niczny zwi¹zany np. ze stopniowym wzrostem iloœci gazów cieplarnianych w atmosferze Ziemi. Czas trwania obecnego ciep³ego okresu klimatycznego 14 ka (nie nale¿y go myliæ z okresem trwania holocenu 10,3–10,5 ka), zbli¿a nas nieuchronnie do kolejnego okresu klimatu zimnego.
A B czas [dni] time [days] temperatura [ C ] ° temperature [ C ] ° temperatura [sigma] temperature [sigma] 134 dni 134 days czas [dni] time [days] -15 -10 -5 0 5 10 15 20 25 30 0 100 200 300 400 500 600 -3 -2 -1 0 1 2 3 0 100 200 300 400 500 600 700
temperatura wg³êbna na g³êbokoœci 7,4 m subsurface temperature at the depth 7,4 m
temperatura wg³êbna na g³êbokoœci 7,4 m subsurface temperature at the depth 7,4 m temperatura powietrza na wysokoœci 200 cm air temperature at the hight 200 cm
temperatura powietrza na wysokoœci 200 cm air temperature at the hight 200 cm
6,0 6,5 7,0 7,5 8,0 8,5 9,0 9,5 10,0 10,5 11,0 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 data [rok] date [year] temperatura [ C ] ° temperature [ C ] ° Polska Poland
¬
Ryc. 5. A — zmiany temperatury wg³êbnej rejestrowanej na g³êbokoœci 7,4 m w otworze Jagodowo w okresie 5.05.1998–31. 03.2000. Dla porównania przedstawiono zmiany temperatury powietrza dla tego okresu rejestrowane przez stacjê meteorolo-giczn¹ Bydgoszcz; B — zestawienie analogicznych danych dla wartoœci zestandaryzowanych oraz unormowanych czasowo (obliczona wielkoœæ opóŸnienia 134 dni)
Fig. 5. A — subsurface temperature registered on depth 7.4 meters in borehole Jagodowo between 5th May and 31th March, 2000. For comparison, air temperature from Bydgoszcz meteo station has been shown; B — standarizied and time displaced temperature data (calculated delay time 134 days)
¬
Ryc. 6. Zestawienie œredniej rocznej temperatu-ry rejestrowanej na g³êbokoœci 50 cm dla 85 sta-cji meteorologicznych w latach 1960–1992. Pokazane zosta³y równoczeœnie wartoœci œred-nie, a tak¿e trendy zmian okreœlone metod¹ najmniejszych kwadratów, zarówno dla poszcze-gólnych stacji, jak i dla wartoœci œrednich dla wszystkich stacji
Fig. 6. Averaged subsurface temperature (50 cm) for 85 meteo station registered in Poland for years1960–1992. The averaged values for all data and for all cases calculated with least squ-are method squ-are shown
Wa¿na jest odpowiedŸ na pytanie: Czy rozwój cywilizacji wp³ywa na ten proces?
Zjawiska towarzysz¹ce rozchodzeniu siê energii cieplnej w ska³ach
Wszystkie wydarzenia wp³ywaj¹ce na temperaturê na powierzchni Ziemi, kszta³tuj¹ równie¿ jej zmiennoœæ w obrêbie p³ytkiej skorupy ziemskiej. Zjawiska te by³y od dawna przedmiotem badañ zarówno klimatologów, w zakresie najp³ytszych g³êbokoœci, jak i geofizyków zainte-resowanych g³êbszymi jej fragmentami (Stenz, 1964).
Zmieniaj¹ca siê pod wp³ywem zjawisk klimatycznych temperatura powierzchni Ziemi (w rytm zmian dobowych, sezonowych, rocznych, wiekowych czy glacjalnych) wp³ywa w sposób znacz¹cy na re¿im termiczny Ziemi — do g³êbokoœci nawet kilku kilometrów.
Zjawisko przep³ywu ciep³a by³o od dawna przedmio-tem badañ fizyków. Opis tego zjawiska ujêty jest równa-niem przewodnictwa cieplnego (Carslaw & Jarger, 1959; Stenz, 1964). Uzyskiwane opisy iloœciowe (matematycz-ne) odnosz¹ siê na ogó³ do pewnych wyidealizowanych sytuacji, dotycz¹ przypadku oœrodków jednorodnych, przy przyjêciu molekuralnego (konduktywnego) sposobu prze-noszenie energii. Daje to jedynie bardzo przybli¿ony opis zjawiska rzeczywistej zmiennoœci re¿imu termicznego w oœrodku jednorodnym. Rzeczywisty oœrodek skalny znacz-nie odbiega od modeli przyjmowanych w rozwa¿aniach teo-retycznych, tak ze wzglêdu na jego niejednorodnoœæ, jak ze wzglêdu na zró¿nicowany rodzaj mechanizmów przenosze-nia energii (kondukcja, konwekcja, promieniowanie). W tej sytuacji szczególnie cenne s¹ wyniki badañ eksperymental-nych odnosz¹cych siê do konkreteksperymental-nych warunków geologicz-nych (Jumikis, 1977; Haenel i in., 1989).
Najczêœciej pomiary temperatur dokonywane s¹ w otworach wiertniczych. G³ówna trudnoœæ badañ ekspery-mentalnych wynika z tego, ¿e ju¿ sam fakt wykonywania
otworu wiertniczego, a póŸniej równie¿ dokonywanie pomiaru temperatury wprowadza zaburzenie warunków termicznych naturalnego oœrodka. D³ugotrwa³a i na ogó³ intensywna cyrkulacj¹ p³uczki wiertniczej wywo³uje na ogó³ znaczne i d³ugotrwa³e zaburzenia naturalnego stanu termicznego oœrodka (Majorowicz i in., 2002).
Szczególnie trudnym okazuje siê prowadzenie obser-wacji w d³u¿szych okresach czasu pozwalaj¹cych na bez-poœrednie stwierdzenie charakteru zmian temperatury.
5 6 7 8 9 10 11 5 6 7 8 9 10 11 temperatura gleby [ C ] ° soil temperature [ C ] ° temperatura powietrza [ C]° air temperature [ C]°
temperatura gleby na g³êbokoœci 50 cm soil temperature at the depth 50 cm temperatura gleby na g³êbokoœci 20 cm soil temperature at the depth 20 cm X=Y
Ryc. 7. Zale¿noœæ temperatury gleby na g³êbokoœci 20 oraz 50 cm od temperatury powietrza mierzonej na wysokoœci 200 cm zareje-strowane na 54 stacjach meteorologicznych na obszarze Polski w okresie 1960–1992
Fig. 7. Relationship between underground (20 and 50 cm) and surface air temperature (200 cm) for 54 meteo stations in Poland for the 1960–1992 period
11,7 11,4 11,2 12,8 10,6 10,0 12,7 12,474 PIG PIG UW UW grad T IMGW +8,1 C° IMGW-Okêcie UW_Banacha (2001) PIG_Rakowiecka (2002)
Nadarzyn IG-1 gradT
g ³ê b o koœæ [m] depth [m] temperatura [ C]° temperature [ C]° B 0 40 80 120 160 200 240 280 7,0 8,0 9,0 10,0 11,0 12,0 13,0 czas [dni] time [days] temperatura [C ] ° temperature [C ] ° 9,0 9,4 9,8 10,2 10,6 11,0 11,4 11,8 12,2 12,6 13,0 0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 g³êbokoœæ [m] depth [m] 9,5 m 11,0 m 20,0 m 40,0 m 60,0 m
Ryc. 8. A — zmiany czasowe temperatury dla ró¿nych g³êboko-œci obserwacji mierzonej w hydrogeologicznym otworze badaw-czym nr 6 Pañstwowego Instytutu Geologicznego w Warszawie; B — g³êbokoœciowa zmiennoœæ rejestrowanej œredniej tempera-tury oraz temperatura wód czwartorzêdowych oraz oligoceñskich w badanym otworze (ozn. PIG) oraz w otworze badawczym Uniwersytetu Warszawskiego (ozn. UW). Dla porównania przed-stawiono teoretyczny przebieg temperatury obliczonej na podstawie wartoœci niezaburzonego termicznie gradientu geoter-micznego okreœlonego w g³êbokim otworze Nadarzyn IG-1 (18 km W) oraz wartoœci œrednich rocznych temperatury powietrza dla stacji meteo Okêcie (+8,1o
C)
Fig. 8. A — time changing of temperature for different depth of investigations in the hydrogeological well no 6 at the Polish Geo-logical Institute in Warsaw; B — depth changes of averaged temperature, and temperature for waters for Quaternary and Oli-gocene aquifers in the investigated borehole (PIG) and in bore-hole at the Warsaw University (UW). For comparison of theoretical temperature log based on results of the background steady-state temperature gradient observed in deep well Nada-rzyn IG-1 (18 km to the W) and air temperature from Okêcie Air-port meteo station (+8,1o
C annual average for 1980–2003) is shown
Równie¿ wyniki badañ laboratoryjnych parametrów termicz-nych próbek czêsto w sposób znacz¹cy odbiegaj¹ od w³aœciwoœci ska³ wystêpuj¹cych in situ, co w sposób istotny ogranicza przydatnoœæ wyników modelowañ (Jumkis, 1977).
W rzeczywistym oœrodku skalnym, szczególnie w stre-fach kilku czy kilkunastu metrów tj. obejmuj¹cych zarów-no strefê aeracji, jak i saturacji, niezwykle cenne s¹ wyniki bezpoœrednich eksperymentów. Równie¿ przebieg rzeczy-wistych zmian temperatury powierzchni Ziemi z regu³y znacz¹co odbiega od modeli przyjmowanych dla obliczeñ teoretycznych. Na ryc. 3 pokazano zestawienie zmian tem-peratury obserwowanej w okresie 1999–2001 odpowied-nio w powietrzu oraz na g³êb. 10 cm oraz 50 cm. Na rycinie tej jest widoczne zarówno zjawisko spadku amplitudy, jak i opóŸnienia zwi¹zanego zczasemprzejœcia.Jest to szcze-gólnie dobrze widoczne przy zawê¿eniu przedzia³u czaso-wego obserwacji do kilku czy kilkunastu dni*( ryc. 3B)
We wszystkich przypadkach obserwowana temperatu-ra jest superpozycj¹ zarówno zmian dobowych otemperatu-raz rocz-nych, a tak¿e zmian nieperiodycznych zwi¹zanych z czynnikiem pogodowym. WyraŸnie jest widoczne silne t³umienie zmian temperatury o krótszych okresach, tj. przede wszystkim dobowych, a ponadto przesuniêcie cza-sowe (opóŸnienie) wartoœci rejestrowanych w glebie w sto-sunku do wartoœci temperatury rejestrowanej w powietrzu.
Przy ogólnej zgodnoœci wszystkich trzech pokazanych wielkoœci, pewne systematyczne odstêpstwa s¹ obserwo-wane w przypadkach wyst¹pieñ ujemnej temperatury powietrza. Przyczyn¹ jest wystêpowanie przemian fazo-wych zwi¹zanych z zamarzaniem oraz odmarzaniem wody zawartej w przestrzeni porowej gleb (niewykluczony jest równie¿ wp³yw innych lokalnych b¹dŸ pomiarowych przy-czyn). Niew¹tpliwie wp³yw na wartoœci temperatury w gle-bie maj¹ równie¿ inne czynniki pogodowe, takie jak wystêpowanie pokrywy œniegowej, deszcze czy ciœnienie atmosferyczne. Prezentowane wyniki wskazuj¹ wyraŸnie, ¿e sk³adowe zmian temperatury o wysokich czêstotliwo-œciach ulegaj¹ wyraŸnemu wyt³umieniu, a sumaryczna amplituda wahañ zmniejszeniu. T³umienie jest tym silniej-sze, im krótszy jest okres zmian temperaturowych, w rezul-tacie czego zmiany temperatury w coraz wiêkszym stopniu s¹ zbli¿one do harmonicznych.
Dane pomiarowe z otworów wiertniczych Wiêkszoœæ wyników wg³êbnych pomiarów temperaturo-wych uzyskano w otworach hydrogeologicznych Pañstwowej S³u¿by Hydrogeologicznej, a w zakresie g³êbokich obserwa-cji — w otworach badawczych, g³ównie Pañstwowego Insty-tutu Geologicznego, wykonanych w latach 1960–1992 w ramach rutynowych badañ geotermicznych.
Pomiary temperatury w otworach hydrogeologicznych prowadzono przy pomocy termometrów firmy ONSET pozwalaj¹cych na dokonywanie ci¹g³ych, cyfrowych reje-stracji temperatur w okresie do 2 lat w otworach do g³êb. ok. 300 m z dok³adnoœci¹ nie ni¿sz¹ ni¿ 0,16oC, w zakresie temperatury –4oC do 37oC. Cykl pomiarów by³ poprzedza-ny standaryzacj¹ u¿ywapoprzedza-nych termometrów wykopoprzedza-nywan¹
przed i po pomiarach. Rejestrowane wartoœci temperatur by³y kumulowane dla ca³ego okresu rejestracji bezpoœred-nio w sondzie pomiarowej w postaci dyskretnego zapisu wartoœci, mieszcz¹cego siê obrêbie 255 wartoœci obej-muj¹cych ca³y zakres pomiarowy. W procesie interpretacji danych zosta³y wykorzystane informacje o temperaturach powietrza oraz gleby, uzyskane z Instytutu Meteorologii i Gospodarki Wodnej w Warszawie. Badania temperatur by³y wykonywane w otworach Sieci Obserwacji Hydroge-ologicznych (SOH), gdzie rutynowo s¹ dokonywane okre-sowe pomiary temperatury wód w trakcie próbnych pompowañ. Pomiary takie s¹ prowadzone okresowo od 4–6 lat w ponad 600 otworach obserwacyjnych na obsza-rze ca³ego kraju. G³êbokoœæ tych otworów waha siê od kil-ku do kilkil-kuset metrów (Kazimierski, 2000).
W ramach prac badawczych w trzech otworach prze-prowadzono d³ugookresowe obserwacje zmiennoœci tem-peratury dla poziomów wodonoœnych. By³y to stacje Spore k. Szczecinka, Jagodowo k. Bydgoszczy oraz Borowiec k. Poznania. Obserwacje by³y prowadzone w sposób ci¹g³y w okresie blisko 2 lat termistorowymi termometrami typu StowAway firmy Onset. Na ryc. 4 i 5 przedstawione zosta³y wyniki ci¹g³ych rejestracji temperatur prowadzo-nych w tym okresie. Dla porównania przedstawione zosta³y wartoœci temperatury rejestrowane w powietrzu na najbli¿szych stacjach meteorologicznych. Termometry by³y umieszczone odpowiednio na g³êb. 5,2 oraz 7,4 m. Badania te zosta³y wykonane w latach 1998–2000. W oby-dwu przypadkach obserwuje siê odwzorowanie sezono-wych zmian temperatur z wyraŸnym zmniejszeniem wielkoœci amplitud wahañ temperatur w stosunku do ich wartoœci, a tak¿e ich przesuniêcie czasowe w stosunku do temperatury powierzchniowej, wynosz¹ce odpowiednio 73 doby oraz 137 dób.
Odmienn¹ sytuacjê obserwowano w przypadku otworu Borowiec, gdzie obserwacje prowadzone by³y na g³êb. 24 m. Zarejestrowany tu zosta³ jedynie niewielki
monotonicz-ny spadek temperatury siêgaj¹cy zaledwie 0,3o
C. Ze wzglêdu na znaczn¹ g³êbokoœæ punktu obserwacji i mono-toniczny spadek nie móg³ on byæ zwi¹zany ze zmianami rocznymi temperatur powierzchniowych, i — jak mo¿na przypuszczaæ — mo¿e byæ prawdopodobnie zwi¹zany ze zmianami wieloletnimi. Potwierdzeniem tej sugestii mog¹ byæ wyniki obserwacji zmian temperatur gruntu na g³êb. 50 cm wykonane na obszarze Polski w latach 1960–1993 w 86 stacjach meteorologicznych IMiGW. Na ryc. 6 przedsta-wiono zmiennoœæ temperatur dla tego okresu dla 85 g³ównych stacji meteorologicznych na terenie Polski, war-toœci œrednie a tak¿e trendy obliczone metod¹ najmniej-szych kwadratów. Obserwowane s¹ tu wyraŸne wieloletnie zmiany temperatur, obejmuj¹ce swoim zasiêgiem obszar ca³ej Polski. Zasiêg g³êbokoœciowy takich zmian mo¿e wie-lokrotnie przekraczaæ zasiêg zmian rocznych. WyraŸne ró¿-nice temperatury obserwowane s¹ miêdzy temperatur¹ powietrza a temperatur¹ gleby (ryc. 7). Ró¿nice te powiêk-szaj¹ siê dla rejonów o ni¿szej œredniej temperaturze rocz-nej. Dane, na podstawie których zosta³a wykonana ryc. 6 oraz 7, zaczerpniêto z opracowania Królikowskiego i Staj-niaka (1994).
Jesieni¹ 2002 r. w okresie od 25 wrzeœnia do 4 grudnia
zosta³y wykonane obserwacje zmiantemperaturw
badaw-czym otworze hydrogeologicznym nr 6 na terenie *Prezentowane dane pochodz¹ z internetowej, komercyjnej
stacji metrologicznej firmy METEO mieszcz¹cej siê w Ursusie pod Warszaw¹, udostêpniaj¹cej bezp³atnie drog¹ internetow¹ obserwacje pogodowe dla kilku miast na obszarze Polski (adres internetowy: meteo@ursus.pl)
Pañstwowego Instytutu Geologicznego w Warszawie. Ter-mometry zosta³y umieszczone w tym przypadku na g³êb. 9,5, 11, 20, 40 oraz 60 m. Na ryc. 8A pokazano zbiorcze zestawienie czasowych zmian temperatury, a na ryc. 8B ich zmiennoœæ g³êbokoœciowa.
Analiza wyników badañ
Punktem odniesienia dla analiz zmian temperaturo-wych by³y wyniki obserwacji temperatur na stacjach mete-orologicznych IMiGW, i to zarówno dokonywanych standardowo w powietrzu na wysokoœci 200 cm, jak i pomiarów w gruncie na g³êb. 20 oraz 50 cm.
W przedstawionych przyk³adach nietrudno zauwa¿yæ silne t³umienia sygna³ów temperaturowych wraz z g³êbo-koœci¹. Na ryc. 9 pokazano zale¿noœæ wielkoœci amplitud zmian rocznych w funkcji g³êbokoœci punktu obserwacji. Zmiany te maj¹ przebieg zbli¿ony do eksponencjalnego. Dla porównania zosta³a pokazana teoretyczna zmiennoœæ g³êbokoœciowa amplitud temperatury dla zmian rocznych, dla oœrodków odpowiadaj¹cych odpowiednio utworom luŸnym (k=0,005 cm2s-1) oraz skonsolidowanym (k=0,01 cm2s-1). W obliczeniach przyjêto wielkoœæ wyjœciowej amplitudy temperatury odpowiadaj¹cej jej œredniej wielko-œci obserwowanym na stacjach meteorologicznych (ryc. 1). Wp³yw zmian rocznych praktycznie zanika na g³êboko-œciach 10–12 m. Zbli¿on¹ ocenê zasiêgu g³êbokoœciowego uzyska³ Downarowicz (1983) badaj¹c zmiany temperatury w p³ytkich otworach wiertniczych na obszarze Lubiñskie-go Zag³êbia MiedzioweLubiñskie-go.
Znacznie szybciej mala³a amplituda zmian dobowych — zasiêg ten w zasadzie nie przekracza³ 60–80 cm — co dobrze widaæ na ryc. 3B.
Interesuj¹cym jest zagadnienie g³êbokoœci, na której wystêpuje odwrócenie faz anomalii termicznych, tj. wyst¹pienie maksimum temperatur podpowierzchniowych w okresie wystêpowania minimalnych temperatur powie-trza w okresie zimowym. Dla typowych utworów czwarto-rzêdu na obszarze Polski g³êbokoœci ta wynosi od 6 do 8 m. Mo¿e to mieæ istotne znacznie praktyczne np. dla optymal-nego umieszczania odbiorników energii w pompach ciep³a. Bardzo ciekawe s¹ wyniki badañ uzyskanych w otwo-rze badawczym na terenie PIG w Warszawie (ryc. 8A, B). Dla dwóch najp³ytszych punktów obserwacji znajduj¹cych siê na g³êbokoœciach odpowiednio 9,5 oraz 11,0 m (powy-¿ej i poni(powy-¿ej poziomu zwierciad³a wody) — jest obserwo-wany wyraŸny wzrost temperatury. Mo¿e byæ wi¹zany ze zmianami rocznymi, tj. wzrostem temperatury w okresie wiosny. Bior¹c pod uwagê rodzaj tej zale¿noœci przedsta-wionej na ryc. 9, wydaje siê to bardzo prawdopodobne. Dla g³êbszych punktów obserwacyjnych nie stwierdzono cza-sowych zmian temperatury, a obserwowany jest natomiast stopniowy spadek œrednich wartoœci temperatur z g³êboko-œci¹ (ryc. 8B) — co by³o faktem zaskakuj¹cym. Wydaje siê, ¿e ten spadek temperatury mo¿e byæ zwi¹zany zarów-no z globalnym ociepleniem klimatu, jak i jego lokalnym ociepleniem (ok. +3,5o
C) na obszarze miejskim Warszawy zwi¹zanym z rozbudow¹ miasta w okresie ostatnich 100–150 latach. Wed³ug Šafandy (2003, informacja poczt¹ elektroniczn¹) dla obszaru Berlina taki wzrost siêga obecnie ok. +5oC. Na omawianej rycinie dla porównania zosta³y przedstawione wartoœci temperatury obserwowane dla wód oligoceñskich w omawianym otworze, a tak¿e bardzo zbli¿-one co do temperatury w hydrogeologicznym otworze badawczym zlokalizowanym na terenie Wydzia³u Geologii Uniwersytetu Warszawskiego (Pawlicka, 2001). Przedsta-wiony zosta³ równie¿ przypuszczalny przebieg zmiennoœci niezaburzonej temperatury wg³êbnej obliczony na postawie œrednich wieloletnich temperatur powietrza na stacji mete-orologicznej Okêcie-Lotnisko (+8,1o
C, œrednia temperatura dla okresu 1980–2003) oraz gradientu temperatury obserwo-wanego w g³êbokim otworze badawczym Nadarzyn IG-1 usytuowanym ok. 18 kilometrów na zachód w stosunku do wymienionych wczeœniej otworów hydrogeologicznych. Uwagê zwraca stosunkowo dobra zgodnoœæ obliczonej powy¿szym sposobem temperatury niezaburzonej z obserwo-wanymi temperaturami wód oligocenu.
Zmiany glacjalne
Pokazane wczeœniej zmiany temperatury wg³êbnej doty-czy³y oddzia³ywania na ni¹ krótkookresowych zmian (dobo-wych, rocznych czy wieloletnich) temperatury powietrza, który, jak to pokazano, mo¿e siêgaæ do kilkunastu b¹dŸ
nawet kilkudziesiêciu metrów. Do znacznie wiêkszych
g³êbokoœci mo¿e siêgaæ wp³yw zmian zwi¹zanych z glacjal-nymi zmianami klimatyczglacjal-nymi. S¹ to zmiany z oczywistych wzglêdów znacznie trudniejsze do zaobserwowania.
O tym, ¿e to zjawiska astronomiczne s¹ przyczyn¹ cykli glacjalnych wiedziano od dawna. Zjawiska zwi¹zane z cyklicznymi zaburzeniami klimatu wykry³ jeszcze w latach 30. ubieg³ego wieku chorwacki astronom Milutin Milankovi (Muller i in., 2000).
Przez d³ugie lata, ze wzglêdu na trudnoœci w dok³adnym ustaleniu typu tych zmian, uwa¿ano, ¿e by³y to 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 0 4 8 12 16 20 24 k = 0,01 k = 0,005 Spore Jagodowo g³êbokoœæ [m] depth [m] temperatura [ C]° temperature [ C]°
Ryc. 9. Zale¿noœæ œrednich zmian rocznych amplitud temperatu -ry obserwowanej w powietrzu oraz w otworach Spore oraz Jago-dowo od g³êbokoœci. Dla porównania przedstawiono teoretyczn¹ zmiennoœci amplitudy temperatury obliczon¹ dla typowych utworów nieskonsolidowanych (k=0,005) oraz zwiêz³ych (k=0,01)
Fig. 9. Relationship between annual temperature anomaly and depth for air and underground data for wells Spore and Jagodowo. For comparisons results of theoretical calculation of this relation for unconsolidated (k= 0.005) and consolidated (k=0.01) sedi-ments is shown
regularne, harmoniczne wahania temperatury o niewielkiej amplitudzie. Uwa¿ano równie¿, ¿e praktyczne zaobserwo-wanie tych zmian w warunkach istniej¹cych w g³êbokich otworach bêdzie bardzo trudne, b¹dŸ nawet praktycznie
niemo¿liwe (Stenz, 1964). Dopiero ca³kiem niedawno, bo zaledwie przed kilkoma laty (1998), na podstawie dok³adnych badañ rdzeni lodowych z profili l¹dolodów Antarktydy (stacja Wostok) oraz Grenlandii (stacja GRIP)
E£K IG-3 POLIK IG-1 UDRYÑ IG-8 Q = 57,3 mW/m H = 260 m 2 p T Ts 1000 2000 S2 P3 T1 T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 Kz 3000 4000 Hp -20 0 20 40 60 80 100 120 [m] POLIK IG-1 g ³ê b o koœæ [m] depth [m] temperatura [ C]° temperature [ C]° UDRYÑ IG-8 -10 0 10 20 30 40 1200 2000 400 1600 800 K1 K2 T1 J1 J3 Pr Ts T Hp temperatura [ C]° temperature [ C]° Q = 35,8 mW/m H = 560 m 2 p pod³o¿e krystaliczne crystalline basement [m] E£K IG-3 -10 0 10 20 30 40 pod³o¿e krystaliczne crystalline basement 1200 800 400 1600 2000 Pr T1 J1 J2 J3 K1 K2 Q = 47,7 mW/m H = 290 m 2 p T Ts Hp temperatura [ C]° temperature [ C]° [m] Kz Kz
Ryc. 11. Obserwowane (T) oraz obliczone (Ts) wartoœci paleotemperatury. Pokazane zosta³y obliczone mi¹¿szoœci paleomi¹¿szoœci wiecznej zmarzliny (Hp) dla otworów Polik IG-1, E³k IG-3 oraz Udryn IG-8, a tak¿e wartoœci gêstoœci strumienia cieplnego (Q) Fig. 11. Observed (T) and calculated (Ts) paleotemperature logs for the wells Polik IG-1, E³k IG-1 and Udryn IG-8. Calculated paleo-thickness
of permafrost (Hp) as well heat flow densities (Q) for these boreholes are shown
g ³ê b o koœæ [m] depth [m] temperatura [ C]° temperature [ C]° ∆∆temperatura [ C]° temperature [ C]° g³êbokoœæ [m] depth [m] A temperatura powierzchniowa surface temperature 0 500 1500 2000 obecnie (14 ka) present (14 ka) 200 ka ocieplenie holoceñskie Holocene warming plejstocen Pleistocene -10 0 10 20 30 40 50 60 70 80 0,51 2 5 20 ka 1000 0 temperatura temperatura plejstocen Pleistocene holocen Holocene –8 C° Model: Model: czas time 0 1000 2000 3000 4000 0,5 1 2 5 10 20 30 50 120 czas[ka] time[ka] 0 2 4 6 8 10 12 14 16 0 +8 C° –8 C° +8 C° temperatura temperatura czas time Model: Model: +8 C° –8 C° glacja³ glacial glacja³ glacial interglacja³ interglacial 15 ka 0 ka B
Ryc. 10. A — wyniki modelowania g³êbokoœciowych oraz czasowych zmian temperatury dla przypadku skokowej jej zmiany w okresie plejstocen–holocen dla jednorodnego oœrodka o wartoœæ wspó³czynnika dyfuzji termicznej równego A=0,01 cm2
s-1
. Przyjêto-wartoœæ ampliduty zmiany temperatury (ÄGST) równ¹ 16o
C oraz gradient temperatury 40 mKm-1
; B — wyniki teoretycznego mode-lowania zmian czasowych oraz g³êbokoœciowych temperatury po trwaj¹cym 15 000 lat ciep³ym okresie interglacjalny przy spadku temperaturyÄGST=16o
C
Fig. 10. A — results of theoretical modeling of subsurface temperature changing as a function of depth and time. GST= 16o
C, coeffi-cient of thermal diffusion for homogeneous half space A = 0.01 cm2
s-1
, steady-state gradient of 40 mKm-1
has been assume; B — Results of theoretical modeling of temperature anomaly changing after interglacial episode as function of depth and time. Duration of warm interglacial episode t= 15 ka , temperature decrease GST= 16o
uda³o siê ustaliæ ze stosunkowo du¿¹ dok³adnoœci¹ czaso-wy przebieg globalnych zmian temperaturoczaso-wych na Ziemi dla okresu ostatnich 420 000 lat (Petit i in., 1999) (ryc. 2). Zmiany klimatyczne obejmuj¹ce 4 cykle glacjalne s¹ œle-dzone obecnie praktycznie na obszarze ca³ej Ziemi. Powa-¿nym problemem badawczym pozostawa³o i pozostaje okreœlenie bezwzglêdnych wielkoœci zmian temperatury (skala temperatury pokazana na tej figurze jest wzglêdna i bardzo przy tym przybli¿ona). Uwa¿a siê (Petit, 1999), ¿e najdok³adniejsza skala temperatury zosta³a ustalona dla badañ wykonanych na rdzeniach lodowych Grenlandii dla stacji GRIP pobranych z otworu o g³êb. ok. 3028,6 m. Ustalony tu skok œredniej temperatury miêdzy maksimum ostatniego zlodowacenia (Last Glacial Maximum — LGM) póŸnego plejstocenu oraz holocenem wyniós³ 23,0+/–2o
C (Dalh-Jensen i in., 1998). Odpowiednio wspó³czeœnie
tem-peratura ta wynosi –31,7oC, a w okresie LGM –54,7o
C. Wartoœæ tej ostatniej temperatury zosta³a obliczona metod¹ inwersji rejestrowanego wspó³czeœnie g³êbokoœciowego profilu temperatury.
Analiza zmian klimatycznych pozwala stwierdziæ, ¿e dominuj¹cym typem klimatu w ci¹gu ostatnich 420 ka by³ niew¹tpliwie typ klimatu zimnego, zwi¹zanego z okresami glacjalnymi (Muller i in., 2000). Œredni czas trwania okre-sów ciep³ych by³ kilkakrotnie krótszy w stosunku do czasu trwania okresów zimnych i zawiera³ siê w przedziale 10–18 ka. Okresy ciep³e (interglacja³y) by³y z punktu widzenia re¿imu termicznego, szczególnie dla wiêkszych g³êbokoœci, relatywnie krótkimi epizodami w historii kli-matycznej, a ich wyst¹pienie zostaje szybko, bo ju¿ po cza-sie zaledwie ok. 20 ka „zapomniane” przez warstwy skalne, a energia cieplna, która dotar³a do tych warstw uleg³a rozproszeniu. Sytuacja ta przedstawiona zosta³a na ryc. 10B, gdzie zosta³ pokazany przebieg zmian czaso-wo-g³êbokoœciowych dla hipotetycznego ocieplenia o okresie trwania 15 ka i o skoku temperatury 14oC. Sugestia normowania wartoœci ziemskiego strumienia cieplnego do okresów klimatu zimnego wysuniêta zosta³a niedawno przez autora niniejszego artyku³u (Szewczyk i in., 2003). Opracowywana obecnie nowa mapa strumienia cieplnego dla obszaru Polski spe³nia ten postulat.
Wspó³czeœnie obserwowane w otworach wiertniczych wartoœci temperatur odbiegaj¹ w sposób istotny od warto-œci, które wystêpowa³y w okresie ostatniego glacja³u. Nie mo¿na na ich podstawie szacowaæ wartoœci paleotempera-tury, a tym samym warunków prowadz¹cych do powstania wiecznej zmarzliny.
Opracowana niedawno geofizyczna metoda obliczania przewodnoœci cieplnej ska³ stworzy³a mo¿liwoœci m.in. prognozowania paleotemperatury dla profili poszczegól-nych otworów wiertniczych (Szewczyk, 2001). Zastoso-wanie opisanej metody pozwoli³o stwierdziæ, ¿e w profilach termicznych wiêkszoœci g³êbokich otworów wiertniczych z obszaru Ni¿u Polskiego dla odcinków o g³êbokoœciach mniejszych ni¿ 1500–2500 m obserwowana jest wyraŸna rozbie¿noœæ miêdzy obliczonymi (Ts), a obserwowanymi (T) wartoœciami temperatury. Przeprowa-dzona analiza tej rozbie¿noœci pokaza³a, ¿e powodem obserwowanego zjawiska jest bezpoœredni wp³yw czynni-ka paleoklimatycznego (Szewczyk, 2002a, b). Na ryc. 10A przedstawione zosta³y wyniki g³êbokoœciowych oraz cza-sowych modelowañ teoretycznych zmian temperatury
obliczone numerycznie na podstawie znanych rozwi¹zañ równania przewodnictwa (Carlslaw i in., 1959). Bezspor-nym faktem zaobserwowaBezspor-nym dla obszaru Ni¿u Polskie-go, jest wyraŸne „ocieplenie” górnej czêœci profili termicznych bêd¹ce efektem znacznego wzrostu tempera-tur w holocenie (a œciœlej, przed ok. 14 ka), przy pozosta-waniu jego czêœci, umownie nazywanej czêœci¹ doln¹, pod wp³ywem znacznie ni¿szych temperatur panuj¹cych w okresie zlodowacenia póŸnego plejstocenu. Obecnoœæ tego efektu w postaci zmian temperatury w otworach
wiertni-czych zosta³a dostrze¿ona dopiero w ostatnim okresie
(mimo, ¿e teoretycznie zjawisko by³o przewidywane od dawna). Ostatnio pokazano, ¿e przyczyn¹ tej anomalii by³o istnienie wiecznej zmarzliny siêgaj¹cej w okresie zlodowa-cenia wis³y g³êbokoœci ponad 550 m (Šafanda i in., 2004). Pokazano równoczeœnie, ¿e czynnikiem sprawczym by³y tu bardzo niskie temperatury warstw przypowierzchnio-wych siêgaj¹ce œrednio wartoœci –10oC. Oznacza to ¿e skok temperatury miêdzy okresem póŸnego plejstocenu a holo-cenem wyniós³ ok. 18oC. Jest to wynik w sposób zdecydo-wany ró¿ni¹cy siê od wczeœniejszych szacunków wielkoœci tej zmiany (Kukkonen & Jöeleht, 2003).
Na ryc. 11 pokazano przyk³ady obserwowanych oraz obliczonych wartoœci temperatury w kilku otworach wiert-niczych reprezentatywnych dla obszaru pó³nocno-wschod-niej oraz œrodkowej czêœci Ni¿u Polskiego. W otworze Udryñ IG-8 potwierdzona wynikami analiz hydrogeolo-gicznych wód mi¹¿szoœæ wystêpowania wiecznej zmarzli-ny przekracza³a 550 m, a dla czêœci centralnej Ni¿u obliczona wstêpnie jej mi¹¿szoœæ zmienia³a siê od ok. 100
do 300 m. Œrednia g³êbokoœæ paleoizotermy –1oC dla
ca³ego obszaru Ni¿u Polskiego wynosi ok. 130 m (Nowicki & Szewczyk, 2003). Ze wzglêdu na niewielk¹ sumaryczn¹ mi¹¿szoœæ utworów postglacjalnych zlodowacenia wis³y, g³êbokoœæ wyst¹pienia tej izotermy jest bliska rzeczywistej maksymalnej mi¹¿szoœci wiecznej zmarzliny. Obecnie jest opracowywana mapa paleomi¹¿szoœci wiecznej zmarzliny zlodowacenia wis³y dla obszaru Ni¿u Polskiego.
Zakoñczenie
Zmiany klimatyczne na Ziemi przejawiaj¹ce siê m.in. zmianami temperatury jej powierzchni, w sposób niew¹tpliwy wp³ywaj¹ na obserwowane wartoœci temperatury podpo-wierzchniowej w du¿ym zakresie g³êbokoœciowym. Wp³ywaj¹ one równie¿ na efektywn¹ wartoœæ strumienia cieplnego p³yn¹cego z wnêtrza Ziemi ku jej powierzchni. Wyjaœnie-nie zjawisk zwi¹zanych z przemieszczaWyjaœnie-niem siê energii cieplnej mo¿e byæ Ÿród³em istotnych informacji tak w zakresie rozwa¿añ klimatycznych dotycz¹cych zarówno badañ historii klimatu na Ziemi, jak i przewidywania jego zmian. Mo¿e to byæ te¿ Ÿród³o informacji czysto praktycz-nych zwi¹zapraktycz-nych z okreœleniami optymalpraktycz-nych g³êbokoœci umieszczania odbiorników energii cieplnej, dla coraz bar-dziej popularnych dla pomp ciep³a, jak dla ujêæ wód ter-malnych z g³êbokich poziomów wodonoœnych.
Autor, chcia³by podziêkowaæ osobom, które poprzez udzia³ w pracach pomiarowych oraz w dyskusjach, a tak¿e poprzez udo-stêpnienie danych pomiarowych umo¿liwi³y opracowanie przed-stawionych danych geotermicznych. W szczególnoœci chcia³bym podziêkowaæ dr Bogdanowi Kazimierskiemu za udostêpnienie danych geotermicznych z Sieci SOH oraz Panu in¿.
Mieczys³awo-wi MuranoMieczys³awo-wiczoMieczys³awo-wi za udzia³ w pracach pomiarowych. Szczególne podziêkowania nale¿¹ siê dr Jackowi Majorowiczowi z Uniwersy-tetu Pó³nocnej Dakoty oraz dr Janowi Šafandzie z Czeskiej Akade-mii Nauk za liczne, twórcze i inspiruj¹ce dyskusje dotycz¹ce problematyki zarówno p³ytkiej, jak i g³êbokiej geotermiki oraz jej zwi¹zków ze strumieniem cieplnym oraz paleoklimatem.
Literatura
ALVERSON K., BRADLAY R.S. & PETERSEN T.F. 2003 — Paleoclimate, Global Change and the Future. Springer.
BECK A.E. 1992 — Inferring past climate change from subsurface temperature profiles: some problems and methods. Glob. Planet. Chan-ge, 98: 73–80.
BELTRAMI H. & HARRIS R.N. 2001 — Inference of climate change from geothermal data. Glob. Planet. Change, 29: 149–152.
BORDI L. & DOVENYI P. 2004 — Climate change of the last 2000 years inferred from borehole temperatures: data from Hungary. Glob. Planet. Change, 41: 211–133.
CARSLAW H.S. & JARGERR J.C. 1959 — Conduction of Heat in Solids. 2nd ed. Oxford Univ. Press, London.
ÈERMAK V. 1971 — Underground temperatures and inferred climatic temperatures in the past millenium. Palaeogeog. Paleoclima, 10: 270–277.
CLAUSER C. 1999 — Thermal Signatures of Heat Transfer Processes in the Earth’s Crust. Springer.
DALH-JENSEN D. MOSEGAARD K., GUNDESTRUP N., CLOW G. D., JOHNSEN S. J., HANSEN A.W. & BALLING N. 1998 — Past Temperature Directly form the Greenland Ice Sheet. Science, 282: 268–271.
DOWNOROWICZ S. 1983 — Geotermika z³o¿a rud miedzi Monokli-ny Przedsudeckiej. Pr. Inst. Geol., 106.
HAENEL R., RYBACH L.& STEGNA L. 1988 — Handbook of Terre-stial Heat-Flow Density Determination. Kluwer.
JAWOROWSKI Z. 2003 — Nowa epoka lodowa. Polityka, 2409, 28: 3–7.
JUMIKIS A.R. 1977 — Thermal geotechnics. Rutgers University Press. KAZIMIERSKI B. 2000 — Sieæ Stacjonarnych Obserwacjii Hydroge-ologicznych. Prz. Geol., nr 6: 508–513.
KRÓLIKOWSKI C. & STAJNIAK J. 1994 — Przypowierzchniowe zmiany temperatury Ziemi. Prz. Geol., 42; 498–501.
KUKKONEN I.T., GOSNOLD W. D. & ŠAFANDA J. 1998 — Anomalously low heat flow density in eastern Karelia, Baltic Shield: a possible paleoclimatic signature. Tectonophysics, 291: 235–249. KUKKONEN I.T. & JOELEHT A. 2003 — Weichselian temperatures from geothermal heat flow data. Jour. Geophys. Res., 108(B3), 2163, doi: 10.1029/2001JB001579.
LACHENBRUCH A.H. & MARSHALL B.V. 1986 — Changing cli-mate: geothermal evidence from permafrost in the Alaskan Arctic. Science, 234: 689–698.
LANE A.C. 1929 — Geotherms from the Lake Superior Copper coun-ty. Bull. Geol. Soc. Am., 34: 703–720.
MAJOROWICZ J. A. & ŠAFANDA J. 2001 — Composite surface history from simultaneous inversion of borehole temperatures in western Canadian plains. Glob. Plan. Change, 29: 231–239. MAJOROWICZ J., SAFANDA J., PRZYBYLAK R. & WÓJCIK 2001a — Rekonstrukcja zmian temperatury powierzchni gruntu w Polsce w ostatnim 500-leciu na podstawie profili geotermicznych. Prz. Geofiz., 46: 305–321.
MAJOROWICZ J., WRÓBLEWSKA M. & KRZYWIEC. P. 2002 — Interpretacja i modelowanie ziemskiego strumienia cieplnego na
obsza-rze eksperymentu sejsmicznego POLONAISE’97 — analiza krytyczna. Prz. Geol., 50: 1082–1091.
MAJOROWICZ J. A., ŠAFANDA J. 2004, PRZYBYLAK R. & WÓJCIK G. 2004 — Ground surface temperature history in Poland in the 16th–20th centuries derived from the inversion of geothermal profi-les. Pure and Appl.Geophys., 161/2, 351–364.
MULLER R.A. & MacDONALD J.G. 2000 — Ice Ages and Astrono-mical Causes. Springer.
NOWICKI Z. & SZEWCZYK J. 2003 — Ocena mi¹¿szoœci wiecznej zmarzliny na podstawie danych geotermicznych jako element analizy paleohydrogeologicznej. [In:] Mat. Symp. Gdañsk.
OSTAFICZUK S. 1996 — Wybrane aspekty energii geotermalnej w Polsce. Prz. Geol., 44: 249–254.
PAWLICKA D. 2001 — Wyniki badañ zawartoœci tlenu i dwutlenku wêgla w wodach podziemnych ujmowanych podczas próbnych pompo-wañ na terenie stacji badawczej przy Wydziale Geologii UW. Prz. Geol., 49: 1089–1095.
PETIT J. R. (ed.) 1999 — Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica. Nature, 399: 429–436.
POPOV Y.A., PEVZNER S. L. & PIMMENOV V. P. 1999 — New geothermal data from the Kola superdeep well SG-3. Tectonophysics, 306: 345–366.
RYBACH L.1992 — An attempt to interpret the temperature of the KTB pilot drilling (Germany) by paleoclimatic considerations. Glob. Planet. Change, 98: 193–197.
ŠAFANDA J. & KUBIK J. 1992 — Evidence from ground temperatu-re change from two botemperatu-reholes in the Bohemian Massif, Glob. Planet. Change, 6: 199–208.
ŠAFANDA 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.
SAFANDA J., SZEWCZYK J. & MAJOROWICZ J. 2004 — Geother-mal evidence of very low glacial temperatures on a rim of the Fenno-scandian ice sheet. Geoph. Research Letters, 31, LO7211, 1–4. SEGIERT M.J. 2001 — Ice Sheets and Late Quaternary Environmental Change. Wiley.
SERBAN Z. D., NIELSEN S .B. & DEMETRESCU C. 2001 — Long wawelenght surface temperature history from continuous temperature logs in the Transylvanian Basin. Glob. Planet. Change, 29: 201–217. STENZ W. 1964 — Geofizyka ogólna. PWN.
SZEWCZYK J. 2001 — Estymacja gêstoœci strumienia cieplnego metod¹ modelowañ w³asnoœci termicznych oœrodka. Prz. Geol., 49: 1083–1088.
SZEWCZYK J. 2002a — Œlady zmian klimatycznych plejstocenu oraz holocenu w profilach temperatury w g³êbokich otworach wiertniczych na Ni¿u Polskim. Prz. Geol., 50: 1109–1113.
SZEWCZYK J. 2002b — Evidences for the Pleistocene-Holocene cli-mate changes from the deep well temperature profiles from the Polish Lowlands. [In:] Proc. Inter. Conference: The Earts Thermal Field and Related Research Methods, Yu. Popov (ed.). Moscov Un. Press: 271–275.
SZEWCZYK J. & GIENTKA D. 2003 — The late Pleistocene ground surface temperature and corrected heat flow density for norhern part of Poland. EGS-AGU-EUG Joint Assembly, Nice, France 6–12 April vol. 5, 04137 CL19-1FR1P-1308.
SZEWCZYK J., GIDZIÑSKI T. & GIENTKA D. 2003 — Anomalia geotermiczno-hydrogeochemiczna rejonu Krzemianka–Udryñ — pozosta³oœæ g³êbokiej zmarzliny. [In:] Mat. XI Symp. Hydrogeol. Jastrzêbia Góra.
ZOTH G. & HAENEL R. 1988 — Paleotemperatures. [In:] Haenel R. [ed.] Handbook of Terrestial Heat Flow Density Determination. Kluwer.
