В земной коре выделяют три температурные зоны: 1) переменных температур, 2) постоянных температур, 3) нарастающих температур.

В зону переменных температур теплота поступает в основном за счет Солнца; изменение же теплового состояния горных пород определяется климатическими характеристиками местности. Глубина суточных колебаний температур практически не превышает 1,5 м, а глубина сезонных колебаний (колебаний в течение года) достигает 15—20 м. В средних широтах Земли на температурной кривой часть а отвечает летнему периоду, а часть б -зимнему. В зимнее время в зоне образуется подзона промерзания IA, где температура ниже нуля. Мощность промерзающей мощи зависит от климата местности, типа горных пород (глина промерзает больше, песок меньше и т.д.) и колеблется от нескольких сантиметров до 2 метров и более. Наличие зоны промерзания IA имеет важное значение для строительства, а также для разработки карьеров природных строительных материалов. Мощность подзон промерзания для различных районов страны установлена, нанесена на специальную карту, помещенную в СНиП (Строительные нормы и правила), и может быть использована в инженерных расчетах в конкретных районах строительства

Ниже зоны I, примерно на глубине 15—40 м, располагается зона постоянных температур. Горные породы, находящиеся в зоне II, постоянно имеют одну и ту же температуру, равную среднегодовой температуре для данной местности. Например, под Москвой эта зона начинается с глубины 20 м а около Санкт-Петербурга — с 19,6 м.

В зоне III температура возрастает с глубиной с определенной закономерностью. Теоретически через каждые 33 м глубины температура поднимается на 1°С, и эта глубина названа геотермической ступенью.

К сожалению, геотермическое поле невозможно охарактеризовать только лишь температурой недр из-за того, что температура зависит от глубины измерений, а также часто и от широты местности. Для того, чтобы нормировать температуру по глубине, введено понятие геотермического градиента (grad T). Геотермический градиент является векторной величиной и определяется из выражения:

grad T = i*dT/dx + j*dT/dy + k*dT/dz.

Плотность теплового потока (или, как часто называют, "тепловой поток") - это самая информативная геотермическая характеристика, так как он характеризует мощность теплового источника и величину теплопотерь с поверхности Земли. Тепловой поток коррелирует с параметрами других геофизических полей, которые также характеризуют источник соответствующих полей, например, с величинами гравитационных ( D g) и магнитных ( D T) аномалий, что объясняется сходными генетическими факторами, формирующими эти аномалии. Для определения теплового потока традиционно используется метод раздельного измерения геотермического градиента и теплопроводности. Тепловой поток определяется как произведение этих величин:

q = -k (i*dT/dx + j*dT/dy + k*dT/dz).

Тепловой поток на континентах измеряется в буровых скважинах, которые, во-первых, пригодны для измерений по своему техническому состоянию, а во-вторых, находились "в состоянии покоя" после окончания бурения по крайней мере 30-50 дней. За это время тепловые возмущения, вызванные процессами бурения и промывки, в основном рассеиваются, и температура бурового раствора становится близкой к температуре окружающих пород.

Подавляющее большинство измерений теплового потока на континентах и в океанах, полученных к настоящему времени (а это более 30 тыс. пунктов), выполнено с помощью "раздельной методики", т.е. измерений геотермического градиента и коэффициента теплопроводности. Этот метод, несмотря на два источника погрешностей, является наиболее методически разработанным, а потому и наиболее точным.

В районах с высокими тепловыми потоками, например в вулканических областях, делались попытки прямых измерений теплового потока с помощью тепломеров. К сожалению, их низкая чувствительность не позволяет использовать тепломеры в областях со средними и низкими тепловыми потоками.

Если предположить, что температурный градиент не возрастает с глубиной, то на глубине 100 км температура не должна превосходить 2000С. Более точно для этих глубин определяют температуру по очагам вулканов, которая составляет приблизительно 1200^оС. Как известно по лабораторным исследованиям и данным сейсмологии, на глубинах 400 км происходят фазовые переходы минералов MgSiO₂-Fe₂SiO₂, а температура этих переходов 1600+50^оС.

Поскольку мантия Земли по отношению к сейсмическим волнам ведет себя как твердое тело, то за верхний предел температуры обычно берут границу температур плавления. Температура плавления силикатов, составляющим мантию, на границе ядро-мантия, составляет приблизительно 5000К при давлении 1,4 млн. бар.

Земное ядро находится в расплавленном состоянии. Оно, в основном, состоит из железа, температура плавления которого при давлении 1,4 млн. бар составляет 4600 К. Температуру в центре ядра Земли оценивают в 6000 К.

Тепловой поток определяют как на суше, так и на море. Измерения показали, что величина теплового потока зависит от геологии региона. В наиболее древних регионах, например, на докембрийских щитах тепловой поток составляет 0.92 мккал/см с, а в вулканических областях, исключая геотермальные районы, 2,16 мккал/см с. На океанах наибольший тепловой поток наблюдается на подводных хребтах, а наименьший -- в глубоководных желобах.

Одной из загадок природы геофизики считают приблизительное равенство тепловых потоков на океанах и континентах, хотя толщины земной коры отличаются значительно. Среднее значение теплового потока на континентах (по В.И. Трухину) составляет 1,55, а на океанах 1,50 мккал в секунду с квадратного сантиметра. Существует несколько гипотез, объясняющих это явление. Объясняют либо степенью дифференциации радиоактивных элементов, либо конвекцией в верхней мантии.