Недра Земли для прямого изучения совершенно недоступны; достаточно сказать, что наибольшая глубина скважин, достигнутая при бурении на нефть, лишь немногим превышает 6 км.
Поэтому наши познания о распределении тепла не только в теле планеты, но даже в толще её внешнего слоя — так называемой земной коры — основаны преимущественно на косвенных данных.
О сравнительно высоких температурах говорят выходы горячих источников и выделение вулканами на дневную поверхность жидких расплавленных минеральных масс.
Установлено, что в кратерах действующих вулканов лава бывает нагрета от 1100 до 1180° (Везувий, Стромболи) либо от 1070 до 1300° (Килауэа), а в среднем на 1100°. При 1050° и ниже течение обыкновенной лавы уже прекращается. Следовательно, наличие внутри Земли температур порядка 1000—1100° не подлежит сомнению. Или несколько меньше, если предположить, что лава, поднявшись на поверхность и захватывая кислород атмосферы, нагревается в результате развивающихся реакций окисления, т. е. приобретает более высокую, чем она имела на глубине, температуру. Гораздо труднее составить представление о верхнем пределе температуры в Земле. Для общих заключений о нём пользуются наблюдениями над вертикальным распределением температуры в толще земной коры, сделанными попутно при закладке шахт, тоннелей и буровых скважин.
Тепловой режим поверхностного слоя земной коры на суше непосредственно зависит от нагревания солнцем. Здесь отмечаются как суточные, так и сезонные изменения температуры, хотя по сравнению с соответствующими колебаниями температуры воздуха они замедлены во времени и сглажены по размаху. Однако на известной глубине (в умеренных странах около 20 м, в тропиках меньше, а в полярных широтах несколько глубже) находится слой постоянной температуры, одинаковой в течение всего года и равной средней годовой температуре воздуха данной местности. Ниже постоянного слоя температура с глубиной нарастает.
Для количественного определения величины этого нарастания пользуются двумя взаимно связанными понятиями. Изменение температуры при углублении в землю на 100 м называется геотермическим градиентом, а то расстояние по отвесу, на которое необходимо углубиться, чтобы получить повышение температуры на 1°, называется геотермической ступенью.
Действительная величина ступени, зависящая от теплопроводности горных пород, близости или удалённости вулканических очагов и ряда других причин, колеблется в довольно широких границах, например в СССР от 1,4 м (район тёплых источников Пятигорска) до 177,7 м (Монче-Тундра). Средней величиной геотермической ступени принято считать 33 м, средней величиной геотермического градиента 3°. Однако в справедливости этик цифр можно сомневаться, так как подавляющее большинство геотермических измерений, из которых выведены средние, производилось в осадочных породах, т. е. в условиях, не характерных для земной коры, которая на 95% (в верхних 16 км) состоит из кристаллических пород. Все измерения в кристаллических породах Южной Африки, Канады, Кольского полуострова, в Кривом Роге и т. д. дают величину геотермической ступени от 122 до 200 м. Именно эти величины нужно считать нормальными для земной коры в целом, и тогда нормальный геотермический градиент будет не более 1 —1°,2.
Путём экстраполяции величины геотермического градиента на большие глубины можно подсчитать, что в центральных частях нашей планеты температура должна быть равной десяткам тысяч градусов.
Однако для такой экстраполяции нет разумных оснований. Выяснилось, что величина геотермической ступени есть функция не только местных особенностей горных пород, но и глубины: с глубиной ступень становится больше; следовательно, повышение температуры замедляется. Это позволяет предположить, что на известном расстоянии от земной поверхности повышение температуры вообще прекратится, и отсюда до центра Земли могут господствовать изотермические (или близкие к изотермическим) условия.
Подобное предположение подкрепляется и тем, что главным источником тепла внутри земного шара является распад радиоактивных веществ.
Радиоактивные элементы довольно широко, хотя и в ничтожных количествах, распространены в горных породах как составные части некоторых минералов. Они подвергаются непрерывному и самопроизвольному атомному распаду, сопровождаемому выделением материальных частиц и тепла.
Если бы радиоактивные вещества в теле нашей планеты распределялись равномерно и их процентное содержание оставалось бы всюду таким, как и в поверхностных частях земной коры, Земля испытывала бы нагревание. Однако возрастающего нагревания Земли не удаётся обнаружить. Кроме того, в Земле с глубиной повышение температуры замедляется.
Здесь возможны два объяснения: либо на глубине, в условиях огромных давлений, распад радиоактивных веществ замедлен; либо количество радиоактивных веществ с глубиной становится меньше. Первое мало вероятно, так как, насколько можно судить, никакие известные нам высокие или низкие давления и температуры не оказывают практически заметного влияния на ход радиоактивного распада. Второе предположение имеет под собой более прочную почву. Исследованиями доказано, что поверхностные породы гранитного состава богаче радиоактивными элементами, чем более глубинные породы типа базальтов. Геофизики, исходя из предположения о тепловом равновесии Земли, высчитали, что радиоактивные вещества сосредоточены только в земной коре до глубины 50—80 км, а в остальной массе земного шара: они либо находятся в ничтожно малых количествах, либо их там вовсе нет.
Тогда увеличение геотермической ступени с глубиной находит себе чрезвычайно простое объяснение. Не остаётся также и места для неограниченной экстраполяции значений геотермического градиента. Необходимо сделать вывод, что самая высокая температура, которая достигнута на определённой глубине, характеризует затем уже однородно нагретую всю внутреннюю часть нашей планеты и не должна превышать 2—3 тыс. градусов.
Кстати, по мнению некоторых авторов (Мак-Ниш), особенности магнитного поля Земли могут быть удовлетворительно объяснены только в предположении, что температура земного ядра равна около 2 тыс. градусов.