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Dalla terra una fonte di energia: la Geotermia

Il calore è una forma di energia e l’energia geotermica è, letteralmente, il calore contenuto all’interno della Terra che genera fenomeni geologici su scala planetaria. ‘L’energia geotermica’ viene spesso usata al giorno d’oggi per indicare quella parte del calore della Terra che può, o potrebbe, essere recuperata e sfruttata dall’uomo.

Breve storia della geotermia

La presenza di vulcani, sorgenti termali e altri fenomeni termici deve aver portato i nostri antenati a supporre che alcune parti dell’interno della Terra sono calde. Tuttavia, non fu solo il periodo compreso tra il XVI e XVII secolo, quando con lo scavo delle prime miniere a poche centinaia di metri sotto il livello del suolo, che l’uomo ha dedotto, da semplici sensazioni fisiche, che la temperatura della Terra aumenta con la profondità.

Le prime misure con termometri sono state fatte probabilmente nel 1740 da De Gensanne, in una miniera vicino Belfort, in Francia (Buffon, 1778). Nel 1870, i moderni metodi scientifici sono stati utilizzati per studiare il regime termico della Terra (Bullard, 1965), ma è solo nel ventesimo secolo, con la scoperta del ruolo svolto dal calore radiogenico, che abbiamo potuto comprendere pienamente fenomeni come l’equilibrio del calore e la storia termica della Terra. Tutti i moderni modelli termici della Terra, infatti, devono tener conto del calore prodotto in continuazione dal decadimento degli isotopi radioattivi a lunga vita dell’uranio (U 238, U 235), torio (Th 232) e

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potassio (K 40) , che sono presenti nella Terra (Lubimova, 1968). In aggiunta al calore radiogenico, in proporzioni non esattamente definite, altre potenziali fonti di calore, quali l’energia primordiale del pianeta. Teorie e modelli termici realistici non erano disponibili fino al 1980, quando è stato dimostrato che non c’era equilibrio tra il calore degli isotopi radioattivi presenti nell’interno della Terra ed il calore disperso nello spazio dalla Terra, e che il nostro pianeta si sta lentamente raffreddando. Per dare un’idea del fenomeno coinvolto e la sua scala, citeremo un bilancio termico di Stacey e Loper (1988), in cui è stimato il flusso totale di calore della Terra a 42 x 10 12 W (conduzione, convezione e irraggiamento ). Di questa cifra, 8 x 10 12 W provengono dalla crosta terrestre, che rappresenta solo il 2% del volume totale della Terra, ma è ricca di isotopi radioattivi, 32,3 x 10 12 W derivano dal mantello, che rappresenta il 82% del totale il volume della Terra, e 1,7 x 10 12 W provengono dal nucleo, che costituisce il 16% del volume totale e non contiene isotopi radioattivi. (Vedi figura 1). Poiché il calore radiogenico del mantello è stimato in 22 x 10 12 W, la velocità di raffreddamento di questa parte della Terra è 10,3 x 10 12 W.

In stime più recenti, basato su un numero maggiore di dati, il flusso totale di calore dalla Terra è di circa 6% superiore a quella utilizzata da Stacey e Loper nel 1988. Anche così, il processo di raffreddamento è ancora molto lento. La temperatura del mantello è diminuito non più di 300 a 350 °C in 3 miliardi anni, ed ora è di circa 4000 °C alla base. È stato stimato che il contenuto di calore totale della Terra, calcolato assumendo una temperatura superficiale media di 15 ° C, è dell’ordine di 12,6 x 10 24 MJ, e che la crosta è dell’ordine di 5,4 x 10 21 MJ (Armstead, 1983). L’energia termica della Terra è quindi enorme, ma solo una parte di essa può essere sfruttata. Finora l’utilizzazione di questa energia è stata limitata ai settori nei quali le condizioni geologiche permettono ad un vettore (acqua in fase liquida o vapore) a trasferire il calore dalle formazioni calde profonde o vicino alla superficie, dando luogo a risorse geotermiche; tecniche innovative in un prossimo futuro, tuttavia, potranno offrire nuove prospettive in questo settore.

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Nella prima parte del XIX secolo i fluidi geotermici erano già utilizzati per il loro contenuto energetico. Una piccola industria chimica fu istituita in quel periodo in Italia (nella zona oggi conosciuta come Larderello), per estrarre l’acido borico dalle acque calde che emergono o da pozzi di piccola profondità. L’acido borico era ottenuto facendo evaporare le acque calde ricche di boro in bollitori metallici, usando il legno proveniente da foreste vicine come combustibile. Nel 1827 Francesco Larderel, fondatore di questa industria, ha sviluppato un sistema per l’utilizzo del calore dei fluidi borici nel processo di evaporazione, piuttosto che la combustione del legno proveniente dalle foreste in rapido esaurimento (vedi Figura 2).

 

Lo sfruttamento del vapore naturale per lo sfruttamento di energia meccanica è iniziato più o meno lo stesso periodo. Il vapore geotermico è stato utilizzato per sollevare liquidi in impianti a gas primitivi e più tardi nelle pompe volumetriche e centrifughe e verricelli, che sono stati tutti utilizzati per l’estrazione o nell’industria dell’acido borico. Tra il 1850 e il

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1875 la fabbrica di Larderello detenne il monopolio in Europa per la produzione di acido borico. Tra il 1910 e il 1940 il vapore a bassa pressione in questa parte della Toscana è stato messo in servizio per riscaldare edifici industriali, residenziali e serre. Intanto anche altri paesi iniziarono a sviluppare le loro risorse geotermiche su scala industriale. Nel 1892 il primo sistema di teleriscaldamento geotermico cominciò ad operare in Boise, Idaho (USA). Nel 1928 l’Islanda, un altro pioniere nell’utilizzo di energia geotermica, cominciò a sfruttare i fluidi geotermici (soprattutto acqua calda) per il riscaldamento domestico.

Nel 1904 il primo tentativo svolto per generare energia elettrica dal vapore geotermico, ebbe luogo a Larderello (vedi Figura 3).

Il successo di questo esperimento fù una chiara indicazione del valore industriale dell’energia geotermica e segnò l’inizio di una nuova forma di sfruttamento energetico. La produzione di elettricità a Larderello fu un successo commerciale. Nel 1942 la potenza geotermoelettrica installata raggiunse 127.650 kW e. Diversi paesi ben presto seguirono l’esempio dell’Italia. Nel 1919 i primi pozzi geotermici in Giappone furono perforati a Beppu, seguiti nel 1921 da pozzi trivellati a The Geysers, in California, USA. Nel 1958 un primo impianto geotermoelettrico entrò in esercizio in Nuova Zelanda, nel 1959 in Messico, nel 1960 negli Stati Uniti.

 

Stato attuale di utilizzo geotermica

Dopo la Seconda Guerra Mondiale, molti paesi furono attirati dall’energia geotermica, considerandola competitiva rispetto ad altre forme di energia.

Tabella 1. Installati generatori di capacità geotermica in tutto il mondo dal 1995 al 2000 (da Huttrer, 2001), e alla fine del 2003.

Paese 1995

(MW e)

2000

(MW e)

1995-2000

(Aumento MW e)

%

aumentare

(1995-2000)

2003

(MW e)

Argentina 0,67
Aus tralia 0,15 0,15 0,15
Austria 1,25
Porcellana 28,78 29,17 0,39 1,35 28,18
Costarica 55 142,5 87,5 159 162,5
El Salvador 105 161 56 53,3 161
Etiopia 7 7 7
Francia 4,2 4,2 15
Germania 0,23
Guatemala 33,4 33,4 29
Islanda 50 170 120 240 200
Indonesia 309,75 589,5 279,75 90,3 807
Italia 631,7 785 153,3 24,3 790,5
Giappone 413,7 546,9 133,2 32,2 560,9
Kenia 45 45 121
Messico 753 755 2 0,3 953
Nuova Zelanda 286 437 151 52,8 421,3
Nicaragua 70 70 77,5
Papua Nuova Guinea 6
Filippine 1227 1909 682 55,8 1931
Portogallo 5 16 11 220 16
Russia 11 23 12 109 73
Thailandia 0,3 0,3 0,3
Turchia 20,4 20,4 20,4
Stati Uniti d’America 2.816,7 2228 2020
Totale 6.833,35 7.972,5 1.728,54 16,7 8.402,21

 

I paesi che utilizzano l’energia geotermica per produrre elettricità sono elencati nella Tabella 1, che dà anche la capacità installata geotermica elettrica nel 1995 (6.833 MW e), nel 2000 (7.972 MW e) e l’aumento tra il 1995 e il 2000 (Huttrer, 2001). La stessa tabella riporta anche la capacità totale installata a fine 2003 (8402 MW e). La potenza geotermica installata nei paesi in via di sviluppo nel 1995 e nel 2000 rappresenta il 38 e il 47% del totale mondiale, rispettivamente.

L’utilizzo dell’energia geotermica nei paesi in via di sviluppo ha mostrato un trend interessante nel corso degli anni. Nei cinque anni tra il 1975 e il 1979 la capacità geotermica elettrica installata in questi paesi, aumentata da 75 a 462 E MW, entro la fine del successivo quinquennio (1984) questa cifra aveva raggiunto 1.495 MW e, mostrando un tasso di incremento durante questi due periodi di 500% e 223%, rispettivamente (Dickson e Fanelli, 1988). Nei successivi sedici anni, dal 1984 al 2000, c’è stato un ulteriore incremento di quasi il 150%. L’energia geotermica svolge un ruolo abbastanza significativo nel bilancio energetico di alcune aree, ad esempio, nel 2001 l’energia elettrica prodotta da risorse geotermiche rappresentava il 27% del totale di elettricità prodotta nelle Filippine, il 12,4% in Kenya, 11,4% in Costa Rica, e il 4,3% in El Salvador.

Per quanto riguarda le applicazioni non elettriche dell’energia geotermica, dalla tabella 2 si nota che la potenza installata in tutto il mondo per l’anno 2000 è di 15.145 MW t) e l’energia utilizzata 190.699 TJ / anno. In quell’anno 58 paesi hanno segnalato usi diretti, rispetto al 28 nel 1995 e 24 nel 1985. Il numero di paesi con usi diretti è molto probabilmente aumentata da allora, così come la capacità totale installata e il consumo energetico.

Il più comune uso non elettrico in tutto il mondo (in termini di capacità installata) è rappresentato dalle pompe di calore (34,80%), seguiti da bagno (26,20%), lo spazio-riscaldamento (21,62%), serre (8,22%), acquacoltura (3,93 processi%) e industriali (3,13%) (Lund e Freeston, 2001).

Tabella 2. Usi non elettrici dell’energia geotermica nel mondo (2000): potenza termica installata (in MW t) e energia utilizzata (TJ / anno). Tratto da Lund e Freeston (2001).

Paese Potenza (MW t) Energia (TJ / anno)
Algeria 100 1586
Argentina 25,7 449
Armenia 1,0 15
Australia 34,4 351
Austria 255,3 16 09
Belgio 3,9 107
Bulgaria 107,2 1637
Canada 377,6 1023
Caraibi 0,1 1
Chile 0,4 7
Porcellana 2.282,0 37 908
Colombia 13,3 266
Croazia 113,9 555
Repubblica Ceca 12,5 128
Danimarca 7,4 75
Egitto 1,0 15
Finlandia 80,5 484
Francia 326,0 4895
Georgia 250,0 6307
Germania 397,0 1568
Grecia 57,1 385
Guatemala 4,2 117
Honduras 0,7 17
Ungheria 472,7 4086
Islanda 1.469,0 20170
India 80,0 2517
Indonesia 2,3 43
Israele 63,3 1713
Italia 325,8 3774
Giappone 1.167,0 26933
Giordania 153,3 1540
Kenia 1,3 10
Corea 35,8 753
Lituania 21,0 599
Macedonia 81,2 510
Messico 164,2 3919
Nepal 1,1 22
Paesi Bassi 10,8 57
Nuova Zelanda 307,9 7081
Norvegia 6.0 32
Perù 2,4 49
Filippine 1,0 25
Polonia 68,5 275
Portogallo 5,5 35
Romania 152,4 2871
Russia 308,2 6144
Serbia 80,0 2375
Repubblica Slovacca 132,3 2118
Slovenia 42,0 705
Svezia 377,0 4128
Svizzera 547,3 2386
Thailandia 0,7 15
Tunisia 23,1 201
Turchia 820,0 15756
Regno Unito 2,9 21
USA * 3.766,0 20302
Venezuela 0,7 14
Yemen 1,0 15
Totale 15.145,0 190699

* Nel 2003 le cifre sono salite a 4350 MW t e 22.250 TJ / anno (Lund, 2003)

Motore termico della Terra

Il gradiente geotermico dà la misura della temperatura con la profondità nella crosta terrestre. Sino alle profondità raggiungibili con perforazioni che utilizzano la tecnologia moderna, vale a dire più di 10.000m, il gradiente geotermico medio è di circa 2,5-3 ° C/100 m. Ad esempio, se la temperatura entro i primi metri sotto la superficie, che in media corrisponde alla temperatura media annua dell’aria esterna, è di 15 ° C, quindi si può ragionevolmente supporre che la temperatura sarà di circa 65 ° -75 ° C a 2000 m di profondità, 90 ° -105 ° C a 3000 m, e così via di seguito per alcune migliaia di metri. Vi sono, tuttavia, vaste aree in cui il gradiente geotermico si discosta dal valore medio. Nelle zone in cui il basamento profondo ha subito un rapido affondamento e il bacino è pieno sedimenti giovani dal punto di vista geologico, il gradiente geotermico può essere inferiore a 1 ° C/100 m. D’altra parte, in alcune zone il gradiente è più di dieci volte il valore medio.

La differenza di temperatura tra le zone profonde più calde zone più fredde superficiali genera un flusso di calore dall’interno verso la superficie, con una tendenza a creare condizioni uniformi, anche se, come spesso accade con i fenomeni naturali, questa situazione non viene mai raggiunta.

Il flusso di calore terrestre medio dei continenti e degli oceani è di 65 e 101 mWm -2, rispettivamente, che, arealmente ponderato, producono una media globale di 87 mWm -2 (Pollack et al., 1993). Questi valori sono basati su 24.774 misure eseguite in 20.201 siti, che coprono circa il 62% della superficie della Terra.

L’analisi del flusso di calore terrestre di Pollack et al. (1993) è la più recente e la University of North Dakota sta attualmente fornendo un accesso, via Internet, a un database aggiornato che comprende dati sulle superfici oceaniche e continentali del flusso di calore.

L’aumento della temperatura con la profondità, i vulcani, geyser, sorgenti termali, ecc, sono in un certo senso l’espressione visibile e tangibile del calore interno della Terra, ma questo calore è all’origine di altri fenomeni meno percettibili dagli uomo, ma di grandezza tale che la Terra è stata paragonata ad un enorme ‘motore termico’. Cercheremo di descrivere questi fenomeni, indicati collettivamente come la teoria della tettonica a zolle, in termini semplici, e il loro rapporto con le risorse geotermiche.

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Il nostro pianeta è costituito da una crosta, che raggiunge uno spessore di circa 20-65 km nelle aree continentali e 5-6 km nelle aree oceaniche, un mantello, che è di circa 2900 km di spessore, e un nucleo, di circa 3470 km di raggio (vedi Figura 4). Le caratteristiche fisiche e chimiche della crosta, mantello e nucleo variano dalla superficie della Terra al suo centro. L’involucro esterno della Terra, noto come litosfera, è costituito dalla crosta e lo strato superiore del manto. Uno spessore che va da meno di 80 km nelle aree oceaniche a più di 200 km nelle aree continentali, la litosfera si comporta come un corpo rigido. Sotto la litosfera è la zona nota come astenosfera, 200-300 km di spessore, con un comportamento ‘più plastico’. In altre parole, su una scala geologica in cui il tempo è misurato in milioni di anni, questa parte della Terra si comporta in modo molto simile a un fluido in alcuni processi.

Il lentissimo movimento delle celle convettive (pochi centimetri all’anno) è provocato dal calore prodotto in continuazione dal decadimento degli elementi radioattivi e dal calore proveniente dalle parti più profonde della Terra. Enormi volumi di rocce calde profonde, meno densi e più leggeri del materiale circostante, risalgono con questi movimenti verso la superficie, mentre rocce più fredde, più dense e più pesanti vicino alla superficie, tendono a scendere per riscaldarsi e risalire di nuovo, molto simile a quanto accade per l’acqua bollente in una pentola.

Nelle zone in cui la litosfera è più sottile, e soprattutto nelle aree oceaniche, la litosfera è spinta verso l’alto e fratturata dal materiale molto caldo e parzialmente fuso, che sale dall’astenosfera, in corrispondenza dei rami ascendenti delle celle convettive. E ‘questo meccanismo che ha creato e crea ancora le creste che si estendono per oltre 60.000 km sotto gli oceani, emergendo in alcune zone (Azzorre, Islanda) e talvolta insinuandosi tra i continenti come nel Mar Rosso. Una frazione relativamente piccola di rocce fuse, che risale dall’astenosfera emerge dalla cresta delle dorsali e, a contatto con l’acqua marina, solidifica e forma nuova crosta oceanica. La maggior parte del materiale che sale dalla astenosfera, tuttavia, si divide in due rami, che scorrono in direzioni opposte sotto la litosfera. La generazione continua di nuova crosta e la spinta di questi due rami in direzioni opposte ha causato le dorsali oceaniche ai cui lati delle creste si allontanano le zolle ad una velocità di pochi centimetri all’anno. Di conseguenza, la superficie dei fondali oceanici (la litosfera oceanica) tende ad aumentare. Le dorsali sono tagliate perpendicolarmente da enormi fratture, in alcuni casi poche migliaia di chilometri di lunghezza, chiamate faglie trasformi.

Questi fenomeni portano ad una semplice osservazione: poiché non c’è evidenza di un aumento della superficie della Terra con il tempo, la formazione di nuova litosfera lungo le dorsali e l’espansione dei fondali oceanici devono essere accompagnati da una contrazione analoga della litosfera in altre parti del il mondo. Questo è davvero ciò che accade nelle zone di subduzione, le maggiori delle quali sono indicate delle grandi fosse oceaniche, come quelle che si estendono lungo il margine occidentale dell’Oceano Pacifico e la costa occidentale del Sud America. Nelle zone di subduzione la litosfera si inflette verso il basso, si immerge sotto la litosfera adiacente e scende nelle zone profonde molto calde, dove è “digerita” dal mantello, e il ciclo ricomincia. Parte del materiale litosferico ritorna allo stato fuso e può risalire alla superficie attraverso fratture della crosta. Di conseguenza, archi magmatici con molti vulcani si formano parallele alle trincee, sul lato opposto a quello delle creste. Laddove le fosse si trovano nell’oceano, come nel Pacifico occidentale, gli archi magmatici formano catene di isole vulcaniche, dove le fosse si trovano lungo i margini dei continenti, gli archi consistono in catene montuose con numerosi vulcani, come le Ande. La figura 4 illustra i fenomeni che abbiamo appena descritto.

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Creste, faglie trasformi e zone di subduzione formano una vasta rete che divide il nostro pianeta in sei grandi aree e numerose altre aree più piccole litosferiche o piastre (vedi Figura 5).

A causa delle grandi tensioni generate dal motore termico della Terra
e l’asimmetria delle zone di produzione e di consumo di materiale litosferico, queste placche vanno alla deriva lentamente uno contro l’altro, spostando la posizione continuamente.

I margini delle piastre corrispondono a zone deboli, densamente fratturati della crosta, caratterizzati da una intensa sismicità, da un gran numero di vulcani e, a causa della salita di materiali molto caldi verso la superficie, da un flusso elevato di calore terrestre. Come mostrato in figura 5, le zone più importanti dal punto di vista geotermico sono quelle prossime ai margini della piastra.

Sistemi geotermici

I sistemi geotermici possono formarsi in regioni con un normale o leggermente al di sopra gradiente geotermico, e specialmente nelle regioni prossime ai margini di placca dove i gradienti geotermici possono essere significativamente superiore al valore medio. Nel primo caso i sistemi saranno caratterizzati da basse temperature, di solito non superiori a 100 °C a profondità esplorabili economicamente; nel secondo caso le temperature potrebbero coprire una vasta gamma, da bassa a molto elevata, e persino fono a 400 °C.

Che cos’è un sistema geotermico e cosa accade in un tale sistema?

Un sistema geotermico è costituito da tre elementi principali: una fonte di calore, un serbatoio e un fluido, che è il vettore che trasporta il calore. La fonte di calore può essere a temperatura molto elevata (> 600 °C) come

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un’intrusione magmatica che ha raggiunto profondità relativamente basse (km 5-10) o, come in certi sistemi a bassa temperatura, a temperatura normale della Terra, che, come abbiamo spiegato in precedenza, aumenta con la profondità. Il serbatoio è un complesso di rocce calde permeabili nel quale i fluidi possono circolare assorbendo il calore. Il serbatoio generalmente è compreso tra due livelli di rocce impermeabili ed è collegato alla superficie attraverso la quale le acque meteoriche possono sostituire anche parzialmente o sostituire i fluidi che risalgono dal serbatoio tramite fessure naturali o mediante pozzi. Il fluido geotermico è l’acqua, nella maggior parte dei casi meteorica in fase liquida o vapore, a seconda della sua temperatura e pressione. Questo spesso trascina con sé le sostanze chimiche e gas come CO2, H2S, ecc.

Nella Figura 6 è rappresentato molto semplicemente un sistema geotermico.

fig7Il meccanismo alla base di sistemi geotermici e regolano la convezione dei fluidi. La Figura 7 descrive schematicamente il meccanismo nel caso di un sistema a temperatura intermedia idrotermale. La convezione si verifica a causa del riscaldamento e la conseguente espansione termica del fluido in un campo gravitazionale; il calore, che viene alimentato alla base del sistema di circolazione, è la reazione che alimenta il sistema. Fluido caldo e di minor densità tende a salire e ad essere sostituito dal fluido più freddo di alta densità, proveniente dai margini del sistema.

Il fenomeno della convezione, per sua natura, tende ad aumentare la temperatura nella parte superiore di un sistema e a diminuirlo nella parte inferiore (White, 1973).

Il fenomeno che abbiamo appena descritto può sembrare semplice, ma la ricostruzione di un buon modello di un sistema geotermico reale non è affatto facile da realizzare. Si richiede abilità in molte discipline e di una vasta esperienza, soprattutto quando si tratta di sistemi ad alta temperatura. I sistemi geotermici sono presenti in natura in una varietà di combinazioni di caratteristiche geologiche, fisiche e chimiche, dando luogo a diversi tipi di sistemi.

Di tutti gli elementi di un sistema geotermico, la fonte di calore è l’unica che deve essere naturale. Se esistono le condizioni favorevoli, gli altri due elementi potrebbero essere artificiali. Ad esempio, i fluidi geotermici estratti dal serbatoio per alimentare la turbina in un impianto geotermico potrebbero, dopo il loro utilizzo, essere iniettati nel serbatoio attraverso pozzi di iniezione specifici. In questo modo la ricarica naturale del serbatoio è integrata dalla ricarica artificiale. Da molti anni la re-iniezione è stata adottata anche in varie parti del mondo come un mezzo per ridurre drasticamente l’impatto ambientale degli impianti geotermici.

Ricarica artificiale attraverso pozzi di iniezione può anche contribuire a ricostituire e mantenere i campi geotermici ‘vecchi o’ esauriti ‘. Per esempio, a The Geysers in California, USA, uno dei più grandi campi geotermici del mondo, la produzione ha cominciato a ridursi drasticamente alla fine degli anni ‘80 a causa della mancanza di liquidi. Il primo progetto di questo tipo, progetto di riciclaggio dei Geyser Sud-Est degli effluenti, è stato lanciato nel 1997, per il trasporto di acque reflue trattate per 48 km al campo geotermico. Questo progetto ha portato alla riattivazione di un numero di impianti che erano stati abbandonati a causa di una mancanza di fluidi. Nel secondo sistema, il Santa Rosa Geysers Recharge Project, 41,5 milioni di litri al giorno di trattamento terziario delle acque reflue vengono pompati dall’impianto di Santa Rosa di trattamento delle acque reflue regionali e di altre città attraverso un gasdotto di 66 km al campo Geysers, dove si ricarica il serbatoio attraverso pozzi perforati appositamente.

Nei cosiddetti Hot Dry Rock (HDR) i progetti, che sono stati sperimentati per la prima volta a Los Alamos, New Mexico, USA, nel 1970, sia il fluido che il serbatoio sono artificiali. Acqua ad alta pressione viene pompata attraverso un pozzo appositamente perforato in un corpo profondo di roccia calda compatta, provocando la sua fratturazione idraulica. L’acqua penetra e circola nelle fratture prodotte artificialmente ed estrae il calore dalle rocce all’intorno, che funzionano come un serbatoio naturale. Questo ‘serbatoio’ viene poi raggiunto da un secondo pozzo, che viene utilizzato per estrarre l’acqua riscaldata.

fig8L’intero sistema, completo di impianto di utilizzazione in superficie, potrebbe formare un circuito chiuso (Garnish, 1987) (vedi figura 8).

Il progetto di Los Alamos è stato il precursore per altri progetti simili in Australia, Francia, Germania, Giappone e Regno Unito. Dopo un periodo di relativo abbandono, questi progetti hanno avuto nuovo impulso dalla scoperta, da un lato, che le rocce profonde posseggono un certo grado di fratturazione naturale e, inoltre, che le metodologie e le tecnologie adottate dipendono dalle condizioni geologiche locali. La ricerca più avanzata nel settore degli HDR sono state svolte in Giappone e nel quadro del progetto europeo in Alsazia (Francia). Diversi progetti lanciati in Giappone nel 1980 (a Hijiori, Ogachi e Yunomori), largamente finanziati dal governo a dall’industria giapponese, hanno prodotto risultati molto interessanti sia dal punto di vista scientifico che industriale. Il progetto europeo HDR, invece, è stato implementato su un numero di fasi, tra cui la perforazione di due pozzi, uno dei quali ha raggiunto la profondità di 5060 m. Risultati molto promettenti sono stati ottenuti dalle loro indagini geofisiche e prove idrauliche, e il progetto europeo sembra, per il momento, di essere quello di maggior successo (Tenzer, 2001).

 

Definizione e Classificazione delle risorse geotermiche

Non esiste uno standard internazionale di terminologia in uso in tutta la comunità geotermica allo scopo di agevolare la comprensione reciproca. Di seguito sono riportate alcune delle più comuni definizioni e classificazioni in questa disciplina.

Secondo Muffler e Cataldi (1978), quando si parla genericamente di risorse geotermiche, bisogna fare riferimento alle risorse di base accessibili, cioè, a tutta l’energia termica accumulata nella superficie della Terra a una specifica profondità nella crosta, con una definita e misurata temperatura media annuale.

Le risorse di base accessibili comprendono le risorse di base accessibili e utili (= Risorse) che corrispondono a quella parte delle risorse che potrebbero essere estratte, economicamente e giuridicamente in un certo e determinato periodo di tempo nel futuro (a meno di cento anni).

A questa categoria appartengono le risorse economiche individuate (= Riserve) che sono quella parte delle risorse di una determinata area che possono essere estratte legalmente ad un costo competitivo con altre fonti commerciali di energia e che sono note e caratterizzate da perforazioni o dati geochimici, geofisici e prove geologiche.

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Nella Figura 9 sono illustrati in forma grafica i termini accennati ed altri che possono essere usati dagli esperti geotermici.

Il più comune criterio di classificazione delle risorse geotermiche è dato dalla tipo di entalpia dei fluidi geotermici che agiscono e come trasferiscono il calore dalle rocce calde profonde alla superficie.

L’Entalpia, che può essere considerata più o meno proporzionale alla temperatura, viene utilizzata per esprimere il calore (o energia termica) contenuto dei fluidi, e dà un’idea approssimativa del loro “valore”. Le risorse sono suddivisi in entalpia bassa, media ed alta (o temperatura), secondo criteri che sono generalmente basati sul contenuto energetico dei fluidi e sulle loro forme potenziali dell’uso.

La tabella 3 riporta le classificazioni proposte da un certo numero di autori. Un metodo standard di classificazione, come terminologia, eviterebbe confusione e ambiguità, ma, fino a quando tale metodo esiste, dobbiamo indicare i valori di temperatura o gli intervalli interessati caso per caso, dal momento che i termini bassa, media e alta sono privi di significato nella migliore delle ipotesi.

Tabella 3. Classificazione delle risorse geotermiche (° C)

(A) (B) (C) (D) (E)
Risorse a bassa entalpia <90 <125 <100 ≤ 150 ≤ 190
Risorse entalpia intermedi 90-150 125-225 100-200
Risorse ad alta entalpia > 150 > 225 > 200 > 150 > 190

Fonte: (a) Muffler e Cataldi (1978).

(B) Hochstein (1990).

(C) e Benderitter Cormy (1990).

(D) Nicholson (1993).

(E) Axelsson e Gunnlaugsson (2000)