Rozkład temperatur w obrębie Ziemi jest nierównomierny. Zewnętrzne warstwy Ziemi są chłodne i sztywne, ich temperatura wynosi kilka stopni Celsjusza, ku centrum sukcesywnie rośnie osiągając wartości 5400 \( ^oC \) ( Rys. 1 ). Wzrost temperatury wraz z głębokością wyrażany jest stopniem geotermicznym.
Gradient geotermiczny określa wzrost temperatury przypadający na określoną jednostkę głębokości.
Wartość stopnia geotermicznego jest zróżnicowana i zmienia się lokalnie i regionalnie. Aktualnie jego wartość oscyluje pomiędzy 180 m a 1.5 m, przy średniej globalnej wynoszącej 33 m [2], [3]. Generalnie jest wyższy pod lądami, niższy pod ocenami. Przyrost temperatury zgodny ze stopniem geotermicznym obserwowany jest do 100 km, głębiej tempo przyrostu ciepłoty jest znacznie mniejsze ( Rys. 1 ), [4].
; C: oprac. na podstawie [5].
Ciepło Ziemi pochodzi z dwóch źródeł:
- zewnętrznego, gdzie energia cieplna jest pozyskiwana od Słońca,
- wewnętrznego, gdzie energia cieplna produkowana jest w płaszczu lub pobierana jest z jądra.
Ciepło słoneczne ogrzewa zewnętrzne części Ziemi i jest jednym z głównych czynników generujących procesy egzogeniczne. Stała słoneczna, czyli dostarczana przez Słońce energia padająca prostopadle na 1 \( m^2 \) powierzchni Ziemi, wnosi około 1360 \( W/m^2 \).
Ciepło wewnętrzne generuje procesy endogeniczne, w tym odpowiada za tektonikę płyt litosferycznych [6]. Jego ilość jest kilka tysięcy razy mniejsza w stosunku do ciepła, które pochodzi od Słońca [7]. Najważniejszym jego źródłem są pierwiastki promieniotwórcze, emitujące energię cieplną podczas rozpadu radioaktywnego. Podstawowymi izotopami są \( K^{40} \), \( U^{238} \) oraz \( Th^{232} \)[8]. Najwięcej izotopów promieniotwórczych znajduje się w płaszczu ziemskim [2], [9]. Drugim, wspomagającym źródłem jest ciepło jądra ziemskiego. Jest to ciepło resztkowe, będące pozostałością po pierwotnym cieple z czasów tworzenia się globu.
Podstawowym mechanizmem, który rozprowadza ciepło we wnętrzu Ziemi są prądy konwekcyjne [10]. Utrata ciepła następuje przez skorupę ziemską.
Średnia wartość tego parametru dla Ziemi wynosi 70 \( mW/m^2 \) [1], [7]. Największy wypływ obserwowany jest na grzbietach oceanicznych (w strefach rozrostu) ( Rys. 2 ), gdzie osiąga on ponad 300 \( mW/m^2 \). Najmniejsza ilość ciepła jest tracona przez Ziemię w obszarach tarcz i równi abysalnych. Ważną rolę w termice powierzchni Ziemi odgrywa atmosfera, która ochrania glob przed utratą nadmiernej ilości ciepła.
Bibliografia
1. Z. Mortimer: Zarys fizyki Ziemi, AGH Uczelniane Wydawnictwa Naukowo-Dydaktyczne, Kraków 2004.2. P. Kłysz, J. Skoczylas: Oblicze naszej planety - geologia i geomorfologia w zarysie, Wydawnictwo Naukowe UAM, Poznań 2003.
3. W. Jaroszewski, L. Marks, A. Radomski: Słownik geologii dynamicznej, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa 1985.
4. W. Mizerski: Geologia dynamiczna, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa 2006.
5. A. R. Philpotts, J. J. Ague: Principles of Igneous and Metamorphic Petrology, Cambridge University Press, Cambridge 2009.
6. P. A. Allen, J. R. Allen: Basin analysis: Principles and applications, Blackwell Publishing, Oxford 2005.
7. L. Czechowski: Tektonika płyt i konwekcja w płaszczu Ziemi, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa 1994.
8. P. L. Hancock, B. J. Skinner: The Oxford companion to the Earth, Oxford University Press, Oxford 2001.
9. I. Artemieva: Lithosphere: an interdisciplinary approach, Cambridge University Press, New York 2003.
10. T. M. Kusky: Encyclopedia of Earth and space science, Infobase Publishing, New York 2010.
11. F. Lucazeau: Analysis and mapping of an updated terrestrial heat flow data set, Geochemistry, Geophysics, Geosystems 2019, vol. 20, iss. 8, pp. 4001-4024.