Capitolo 1
Concetti generali sui serbatoi
geotermici
1.1
Circolazione di fluidi in mezzi porosi
1.1.1 Acquiferi e flusso idrico sotterraneoGli acquiferi, o “rocce serbatoio”, sono formazioni geologiche che, in seguito a pro-cessi litogenetici e a progressive trasformazioni, hanno acquisito caratteristiche tali da consentire l’assorbimento, l’immagazzinamento, il flusso idrico, e quindi anche l’estrazione di acque sotterranee1
.
Un acquifero è costituito da un mezzo poroso, ovvero una matrice solida con spazi vuoti interstiziali, e da una fase acquosa. Le sue caratteristiche dipendono dalle proprietà idrogeologiche, ossia granulometria, grado di cementazione, tipo di litologia, fratturazione.
Le proprietà idrologiche caratterizzanti ciascun serbatoio sono: la porosità, la porosità efficace, la permeabilità, la capacità di assorbimento, la capacità di riten-zione, l’igroscopicità. Da notare che le ultime due, riferendosi ad acque non estraibili ovvero captabili, risultano di scarso interesse idrogeologico.
Se con riferimento ad un volume V di mezzo poroso, si individuano: • il volume della parte solida Vs;
• il volume degli spazi interstiziali (meati) Vv= V − Vs;
• il volume del fluido (contenuta all’interno dei pori) Va(< Vv); • il volume dell’acqua di ritenzione contenuta nell’acquifero Vr; le proprietà più sopra elencate sono definite nel modo seguente.
1
1.1. Circolazione di fluidi in mezzi porosi
Definizioni
porosità totale È la proprietà di una roccia di contenere dei meati al suo interno,
φ = Vv
V (1.1)
sempre minore dell’unità, tiene conto sia dei meati fra loro comunicanti che di quelli isolati; se riferita a interstizi “singenetici”2
alla roccia si parla di porosità primaria, se si sono orginati in seguito alla formazione della roccia si parla allora di porosità secondaria (cfr. [2], cap. 5);
capacità di ritenzione Proprietà che hanno le rocce di trattenere acqua allo stato liquido per fenomeni di adesione e capillarità. Il coefficiente di ritenzione o ritenzione specifica Rs è il rapporto fra il volume totale di acqua di
riten-zione contenuta nell’acquifero Vr (sottostante allo strato di terreno agrario) e
il volume totale di mezzo poroso considerato Rs =
Vr
V (1.2)
porosità effettiva (o capacità di percolazione) φe, sempre minore
del-la porosità totale perchè riferita agli spazi interstiziali interconnessi fra loro, ovvero gli unici che permettono il flusso idrico (cioè consentono di estrarre acqua); è la proprietà che hanno le rocce di cedere acqua per effetto della grav-ità. La percolazione è il moto prevalentemente di tipo laminare delle acque sotterranee φe = φ − R (1.3) φe = Vv V − Vr V = Vg V (1.4)
in cui Vg è il volume dell’acqua gravifica.
capacità di assorbimento È la capacità delle rocce di assorbire acqua fino a saturarsi. Tiene conto dell’acqua di ritenzione Vr e dell’acqua gravifica Vg,
quest’ultima è quella estraibile e quindi di maggiore importanza idrogeologica. Si esprime attraverso il grado di saturazione:
Σ = Vr+ Vg Vv
(1.5) igroscopicità Proprietà delle rocce asciutte di assorbire l’acqua contenuta
nel-2
1.1. Circolazione di fluidi in mezzi porosi l’aria allo stato di vapore attraverso i micropori dei granuli o degli elementi che le compongono, [2].
permeabilità Proprietà delle rocce di lasciarsi attraversare da un flusso di acqua sottoposta ad un certo gradiente idraulico. Si dicono permeabili le rocce in cui, in condizioni naturali, le acque si muovono con velocità tale da permetterne la captazione; si considerano altresì impermeabili le rocce in cui le acque non hanno moto rilevabile dai comuni mezzi dell’idrogeologia.
1.1.2 Tipi di permeabilità
La tipologia di permeabilità di una roccia dipende dalle sue caratteristiche litologiche e dalle proprietà che le derivano dalla sua storia geologica (fenomeni tettonici e metamorfici). Si distinguono quattro tipi di permeabilità (Civita, 1973, 2005; cit. in [2]):
permeabilità primaria (per porosità) (P) Tipica delle rocce porose (più o meno coerenti), contenenti piccoli vuoti intergranulari comunicanti. È generalmente una proprietà intrinseca alla roccia, giacchè gli interstizi sono singenetici alla formazione della roccia; la circolazione di fluido è di solito estesa a tutto il volume.
permeabilità secondaria (per fessurazione e/o fratturazione) Tipica delle roc-ce fessurate, coerenti o compatte. Fra una frattura e l’altra la roccia rimane quasi del tutto secca. La quantità e i tempi di residenza dei fluidi circolanti variano molto in funzione dello stato di fratturazione della roccia, in funzione di forma e dimensioni delle fratture. È generalmente una proprietà acquisi-ta, per fenomeni tettonici e di dissoluzione chimica (in casi di fratture da raffreddamento e giunti di stratificazione può essere una proprietà intrinseca). In base alla genesi dei meati si ha una permeabilità secondaria crescente (Sc), in rocce in cui le fessure sono sottoposte ad allargamento progressivo, e una permeabilità decrescente (Sd), in complessi litologici sedimentari e magmatici poco solubili, nei quali si verifica l’occlusione delle fessure a causa di fenomeni di alterazione.
permeabilità mista (M) Caso in cui le tipologie precedenti coesistono in pro-porzioni paragonabili. Si parla infatti di roccia permeabile per porosità e fessurazione o per fessurazione e porosità, a seconda del tipo prevalente.
1.1. Circolazione di fluidi in mezzi porosi
1.1.3 Classificazione degli acquiferi
I diversi acquiferi possono essere distinti in base alle condizioni di pressione, se ne illustrano brevemente alcune tipologie:
acquifero confinato: acquifero in pressione, delimitato da formazioni di suolo im-permeabile.
acquifero artesiano: la superficie piezometrica è al di sopra della superficie del suolo; si ricarica in zone in prossimità della superficie, dove terminano gli strati impermeabili.
acquifero freatico: la superficie freatica3
ne costituisce il limite superiore, dalla superficie superiore avviene la ricarica.
falda sospesa: è un caso particolare di acquifero freatico formato da uno strato limitato di superficie impermeabile.
1.1.4 Moti di filtrazione - La legge di Darcy
Lo studio del moto di un fluido all’interno di un mezzo poroso viene usualmente affrontato utilizzando la legge dedotta nel 1856 da H. Darcy da prove sperimentali condotte su un apparato simile a quello in fig. 1.1: si tratta sostanzialmente un cilin-dro riempito di sabbia omogenea (con porosità di circa il 38%). La legge di Darcy afferma che in un acquifero teorico di sezione A (per ipotesi poroso, continuo, omoge-neo, isotropo e sovrastante un substrato impermeabile orizzontale)4
, interessato da un moto di filtrazione, la portata volumetrica Q è inversamente proporzionale alla lunghezza L dell’acquifero in direzione del moto (ovvero il tratto percorso da una particella fluida all’interno dell’acquifero) e direttamente proporzionale alla perdita di carico piezometrico ∆h = h1−h2 nonchè alla sezione A, [1]; con riferimento alla
fig. 1.1 per le notazioni, si ha
Q = KA∆h
L (1.6)
dove K è la conduttività idraulica o coefficiente di permeabilità, che dipende sia dalle caratteristiche del mezzo poroso che da quelle del fluido che lo sta attraversando, ed ha le dimensioni di una lunghezza su un tempo. Può essere calcolata a partire dalla
3
Per superficie freatica si intende una superficie immaginaria i cui punti hanno pressione uguale a quella atmosferica.
4
Si chiariscono i significati di alcune delle ipotesi della legge di Darcy: un acquifero continuo è una roccia caratterizzata da una fitta maglia di vuoti interconnessi, si dice invece omogeneo se le sue caratteristiche fisiche (in particolare la granulometria) sono costanti nel verso di deflusso delle acque e isotropo se tali caratteristiche sono costanti nelle tre direzioni spaziali. Altrimenti si parla di acquifero, rispettivamente, discontinuo, eterogeneo o anisotropo (Celico, [1]).
1.1. Circolazione di fluidi in mezzi porosi
permeabilità κ (grandezza caratteristica del solo mezzo poroso), avente le dimensioni di una superficie:
κ = µ
ρgK (1.7)
in cui µ e ρ sono rispettivamente la viscosità dinamica e la densità del fluido, mentre g è l’accelerazione di gravità5
.
Il fattore ∆h che viene introdotto nella 1.6, cioè la differenza di quota piezomet-rica, è la somma della quota geometrica z e della quota dinamica:
h = z + p
γ (1.8)
(in cui γ è il peso specifico e p la pressione); le variazioni dell’altezza cinetica sono, in questi casi, trascurabili rispetto alle variazioni delle altre quote.
Definendo il gradiente idraulico come i = ∆h
L (1.9)
si ha che la legge di Darcy può essere scritta anche nella forma
Q = KAi (1.10)
Si noti che la 1.10 può essere scritta come
Q = KHli (1.11)
dove H è l’altezza della sezione media dell’acquifero (A) ortogonale alla direzione del flusso idrico dell’acquifero, mentre l è la larghezza dell’acquifero. Se la falda è confinata (cfr. 1.1.3, pag. 10) va sostituito ad H il valore dello spessore dell’acquifero, e,
Q = Keli (1.12)
Se nella 1.10 si considera una sezione ed un gradiente idraulico unitari si ha
K = Q (1.13)
e quindi K rappresenta il volume di acqua gravifica passante nell’unità di tempo (alle condizioni specificate sopra).
5
La permeabilità κ si misura anche in darcy, d, una unità di misura non appartenente al sistema internazionale, ma molto usata soprattutto in ambito petrolifero. Un mezzo poroso, di sezione 1 cm2
, con una permeabilità di 1 darcy si lascia attraversare da una portata di 1 cm3
/s di un fluido con viscosità di 1 mPa·s (1 cP, centiPoise) sotto un gradiente idraulico di 1 atm/cm. In unità SI 1 darcy corrisponde a circa 9,869233·10−13 m2, cioè 0,9869233 µm2. Di solito la permeabilità delle
1.1. Circolazione di fluidi in mezzi porosi h1 h2 Q Q L A (sezione) Mezzo poroso (es. sabbia)
Figura 1.1: Schema illustrativo della legge di Darcy
La produttività di un serbatoio o di una falda non è solo funzione della perme-abilità K ma anche dello spessore della falda stessa (H o e), viene quindi introdotta nei calcoli idrologici la trasmissività τ , come prodotto dei due precedenti fattori:
τ = KH (1.14)
τ = Ke (1.15) viene normalmente espressa in m2
/s.
A questo punto la legge di Darcy (1.11 e 1.12) si può scrivere come
Q = τ li (1.16) e invece la portata unitaria per unità di larghezza dell’acquifero sarà
qu = τ i (1.17)
Dalla 1.10 si ricava l’espressione della portata volumetrica specifica (della falda) per unità di superficie drenante (o velocità apparente va), avente le unità di misura
1.1. Circolazione di fluidi in mezzi porosi di una velocità L t : qs= Q A = Ki = va (1.18)
questa viene spesso definita velocità di Darcy, in quanto è ottenuta dividendo la portata per una superficie che contiene sia la roccia che i vuoti, come se il mezzo fosse attraversato in maniera omogenea dal fluido.
Volendo ottenere l’espressione della velocità reale vrsi deve quindi tener conto
del-la sezione efficace dell’acquifero Ae, considerando che solo i pori fra loro interconnessi
danno luogo alla circolazione del fluido
Ae= Aφe (1.19)
La velocità reale è quindi data da vr= Q Ae = Q Aφe (1.20) e si ha anche che va= vrφe (1.21) vr= Ki φe (1.22) La legge di Darcy è stata generalizzata per molte condizioni idrogeologiche, rendendola valida per tutti i i liquidi, le direzioni di deflusso e le condizioni di temperatura e pressione degli acquiferi6
: qs= Cd2
ρg
µi (1.23)
in cui C è un fattore di forma, adimensionale, che tiene conto del grado di ag-gregazione dei granuli della matrice rocciosa e della sua forma, d è un diametro efficace dei granuli, ρ e µ sono ovviamente la densità e la viscosità dinamica del fluido. In base alla 1.23 si definisce la permeabilità intrinseca
κi= Cd2 (1.24)
esprimibile in m2 o in darcy (1 darcy = 9, 87 · 10−9 cm2), non è dipendente dalle
proprietà del fluido ma solo dalla struttura del mezzo poroso da cui è costituito l’acquifero.
La stessa trattazione, facendo le dovute considerazioni, può essere estesa a campi di moto bi e tridimensionali in mezzo isotropo (ossia a κ costante ed indipendente
6
1.2. Trasporto di massa ed energia in mezzi fratturati e porosi dalla direzione), attraverso analoghe equazioni. In base a quanto detto per la ve-locità apparente va (1.21), ragionando rispetto a una velocità media vettoriale ~v, si
definiscono i vettori ~va e ~qs :
~va= φe~v (1.25)
~qs= −κ ∇h (1.26)
In caso di anisotropia del mezzo si può introdurre un tensore di conduttività idraulica ~
K, definito come segue
~ K = Kxx Kxy Kxz Kyx Kyy Kyz Kzx Kzy Kzz (1.27) da inserire nell’espressione ~qs= − ~K · ∇h (1.28)
Da notare che di solito il tensore di conduttività idraulica ~K è simmetrico, caratter-izzato quindi da sei elementi significativi.
1.2
Trasporto di massa ed energia in mezzi fratturati e
porosi
Lo studio delle leggi che regolano il trasporto di massa ed energia all’interno dei mezzi porosi è di grande interesse nei settori dell’ingegneria mineraria e ambientale e del-l’idrogeologia. Le applicazioni di questi concetti risultano molto utili per lo studio dei campi gotermici, dei quali si vogliono conoscere le variazioni delle grandezze di inter-esse industriale. Storicamente, gli studi sull’argomento si sono diretti verso la com-prensione della geometria del sistema di fratture e della loro risposta all’applicazione di un gradiente idraulico.
È evidente che nel passare da una schematizzazione puramente teorica e riferita a casi ideali, o comunque controllabili, allo studio dei corpi rocciosi reali emergono delle difficoltà. Si studia il comportamento idrologico e termico delle rocce considerandoli materiali che hanno una loro porosità media, ma nel far questo va tenuto conto che le porosità, i vuoti e le fratture delle rocce sono, in generale, concentrate in maniera disomogenea. Le fratture, poi, ovvero le spaccature che interessano le rocce, si estendono in direzioni particolari e ne va tenuto conto nella stima dei valori che si assegnano ad ogni singolo volume studiato.
La descrizione geometrica della morfologia delle fratture diventa importante se queste sono di dimensioni comparabili a quelle della massa rocciosa considerata,
1.2. Trasporto di massa ed energia in mezzi fratturati e porosi altrimenti si considerano le loro caratteristiche medie, supponendo quasi omogenea la matrice di crosta studiata.
Il moto dei fluidi nei mezzi fratturati differisce per alcuni aspetti (legati alla natura stessa della permeabilità da frattura) dal moto dei fluidi in corpi rocciosi porosi e coerenti, descritto nella sezione precedente. I motivi sono i seguenti (S. K. Garg, D. R. Kassoy in Rybach e Muffler, 1981 [3]):
1. la permeabilità indotta da fratturazioni (permeabilità secondaria, v. 1.1.2) è generalmente maggiore di quella dovuta alla porosità stessa delle rocce; 2. la permeabilità da fratture è di solito anisotropa (può variare sostanzialmente
in base alla direzione);
3. la permeabilità da fratture è anche sensibilmente più dipendente dalla pressione del fluido e dallo stato di tensione della roccia rispetto alla permeabilità da porosità della matrice.
Per lo studio della cicolazione dei fluidi nei mezzi porosi la legge di Darcy è lo strumento adatto (v. 1.1.4, pag. 10) a patto di considerare le diverse fasi in equilibrio termico locale fra loro.
1.2.1 Equazioni di bilancio
Flusso di una miscela bifase acqua - vapore
Nelle seguenti equazioni di bilancio vengono fatte le seguenti assunzioni: la porosità φ della roccia dipenda solo dalla pressione locale del fluido; liquido e vapore siano in equilibrio termico completo locale [3].
Massa ∂ ∂t(φρ) + ∇ · (ρl~ql+ ρv~qv) = 0 (1.29) Quantità di moto (liquido) ~ql= − Rl~κ µl ·(∇p − ρl~g) (1.30) (vapore) ~ql= − Rv~κ µv ·(∇p − ρv~g) (1.31) Energia (roccia-liquido-vapore) ∂ ∂t[(1 − φ) ρrEr+ φρE] + ∇ (ρlEl~ql+ ρvEv~qv+ p~ql+ p~qv) = ∇(km∇T ) + (ρl~ql+ ρv~qv) · ~g (1.32)
1.2. Trasporto di massa ed energia in mezzi fratturati e porosi in cui siano:
E energia interna specifica della miscela liquido-vapore (i pedici l, v e r indicano rispettivamente la fase liquida, la fase vapore e quella rocciosa);
~κ tensore della permeabilità;
km conducibilità termica della miscela solido-liquido-vapore;
p pressione;
qi portata volumetrica della fase i-esima (i = l, g liquido o vapore);
Ri permeabilità relativa della fase i-esima
(i = l, g cioè di liquido o di vapore);
ρi, µi rispettivamente, densità e viscosità dinamica della fase i-esima
(i = l, g cioè di liquido o di vapore);
ρ densità della miscela liquido-vapore calcolata come ρ = (1 − S)ρl+ Sρg
φ porosità Flusso monofase
Si consideri un flusso monofase (liquido) all’interno di un sistema geotermico, seguen-do Wooding (1957), come riportato in Rybach e Muffler [3] e si facciano le seguenti assunzioni:
• matrice rocciosa omogenea e isotropa, in particolare per le proprietà fisiche quali porosità, permeabilità e conducibilità termica (che si suppongono anche indipendenti dalla temperatura);
• il fluido (acqua) sia incomprimibile e le sue densità e viscosità cinematica dipendano dalla temperatura secondo leggi del tipo:
ρ = ρ0 h 1 − α (T − T0) − β (T − T0) 2i (1.33) ν = ν0σ (T ) (1.34)
in cui ρ0, α, T0 e β sono opportune costanti, mentre σ (T ) è una funzione nota
della temperatura;
• si trascurano il lavoro di pressione e le dissipazioni viscose, l’energia interna del solido è data da
El= cv(T − T0) (1.35)
1.2. Trasporto di massa ed energia in mezzi fratturati e porosi in cui cv e cr sono i calori specifici volumetrici del liquido e della roccia.
Sotto queste ipotesi si possono riscrivere le equazioni 1.29 - 1.32 come segue (cfr. [3]):
massa (liquido)
∇~q = 0 (1.37)
quantità di moto (liquido) ∇p ρ0 −~g + α (T − T0) 1 +β α(T − T0) ~g + ν0σ κ ~q = 0 (1.38) energia (roccia-liquido) [(1 − φ) ρrcr+ φρ0cv] ∂T ∂t + ρ0cv~q · ∇T = ∇ · (km∇T ) (1.39) Per uno studio più dettagliato sui modelli ideali della convezione e del trasporto di massa ed energia in sistemi geotermici si rimanda al volume di Rybach e Muffler, 1981 [3], ai capitoli 2, “Convective Heat and Mass Transfer in Hydrothermal Systems”, e 5 “Heat Extraction from Geohermal Systems”.
Scambio termico conduttivo
Nella parte superiore della crosta terrestre (quella di interesse per le utilizzazioni geotermiche) il processo preponderante per la trasmissione del calore è la conduzio-ne, lo è soprattutto nelle zone impermeabili (e/o secche) e caratterizzate da forti anomalie del flusso di calore geotermico.
Il flusso termico conduttivo, dal postulato di Fourier, è dato da
~q = −k∇T (1.40)
in cui k è la conducibilità termica (per grandi volumi di materiale roccioso si considera isotropa).
La tabella 1.1 mostra alcuni valori della conducibilità termica k per alcune rocce a temperatura ambiente.
Per un solido isotropo fermo, l’equazione della conduzione assume la forma ρc∂T
∂t − ∇ ·k∇T = ϕ (1.41)
che si ottiene sostituendo il postulato di Fourier all’interno dell’equazione di bilancio locale. È una equazione alle derivate parziali, nell’incognita T (xi, t), che permette
1.2. Trasporto di massa ed energia in mezzi fratturati e porosi geometrici e fisici del sistema (capacità termica volumetrica ρc, conduttività termica k e produzione di calore ϕ) e dalle condizioni inziali e al contorno.
Queste ultime si basano fisicamente sul fatto che la temperatura sulla frontiera deve essere continua (uguale cioè frontiera del dominio e dalla parte esterna al do-minio) e sul fatto che sulla frontiera (senza generazione di potenza localizzata) deve essere continuo il flusso termico (ovvero deve essere soddisfatto il bilancio termico fra la potenza uscente/entrante dal dominio e quella ricevuta/persa dall’ambiente esterno).
Tabella 1.1: Valori di conducibilità termica di alcune rocce a temperatura ambiente (da Rybach e Muffler, 1981 [3], Table 1.1).
Tipo di roccia Conducibilità termica
[W/mK] Granito 2,5 ÷3, 8 Gabbro/basalto 1,7 ÷2, 5 Peridotite/pirossenite 4,2 ÷5, 8 Calcare 1,7 ÷3, 3 Dolomite ∼5, 0 Arenaria 1,2 ÷4, 2 Argillite 0,8 ÷2, 1 Tufo vulcanico 1,2 ÷2, 1
Sedimenti marini (profondi) 0,6 ÷0, 8
Acqua distillata 0,6
Facendo le seguenti assunzioni:
• le proprietà fisiche del sistema ρc, k e ϕ non dipendono dalla temperatura,
• il corpo solido considerato è omogeneo,
si può avere una notevole semplificazione dell’equazione 1.41, ovvero una lineariz-zazione, se anche le condizioni al contorno sono lineari. Si fa notare che, per la prima assunzione fatta, anche la diffusività termica
α = k
ρc (1.42)
è indipendente dalla temperatura, cioè costante. Proprio dalla costanza di k si ha che il secondo termine a primo membro della 1.41 si può riscrivere come
∇ ·k∇T = k∇2T (1.43)
1.3. Sistemi idrotermali modificata nella seguente, detta equazione di Fourier,
∇2T − 1 α ∂T ∂t = ϕ(xi, t) k (1.44)
lineare, non omogenea con ϕ(xi, t), a coefficienti costanti.
Se si assume che il sistema studiato abbia la forma di una lastra piana indefinita (di spessore L e avente x come coordinata normale alle facce) e se ne voglia studiare il comportamento allo stazionario, l’equazione di Fourier 1.44 assume la forma
∇2T = −ϕ(x)
k 0 < x < L (1.45)
Le condizioni al contorno possono essere distinte in diverse tipologie:
• condizione al contorno di primo tipo: si assegna la distribuzione di temperatura su una frontiera, nel tempo
Ti= Ti(xi, t) in x = xi (1.46)
• condizione al contorno di secondo tipo: si assegna la distribuzione di flusso termico su una certa frontiera, anche in questo caso ad ogni istante o in maniera costante rispetto al tempo
dT
dx = qi(xi, t) in x = xi (1.47)
• condizione al contorno di terzo tipo: condizione di tipo convettivo in cui si assegna la temperatura Tf del fluido che lambisce la frontiera considerata ed il
relatvo coefficiente di scambio convettivo (hf)
−kdT
dx = hf(T − Tf) in x = xi (1.48)
• condizione al contorno di quarto tipo: per due corpi in contatto termico fra loro, devono essere uguali, in ogni puntodi contatto, gli scambi termici superficiali; in caso di contatto termico perfetto anche le temperature superficiali in ogni punto devono essere uguali.
1.3
Sistemi idrotermali
Si è finora parlato delle principali (e più macroscopiche) caratteristiche del moto di filtrazione dei fluidi, ma va tenuto presente che la circolazione dei fluidi idrotermali
1.3. Sistemi idrotermali all’interno della crosta terrestre si verifica in particolari situazioni, dovute a un com-plicato insieme di condizioni geologiche (anche transitorie) che danno luogo a un numero molto elevato di tipologie di mineralizzazioni e depositi.
Un sistema idrotermale è costituito da fluidi caldi presenti nel sottosuolo. La presenza e il movimento di questi fluidi costituisce l’attività idrotermale (Pirajno, [4]).
Esistono sistemi idrotermali convettivi e conduttivi (a seconda del modo di trasmis-sione del calore prevalente). Quelli di tipo convettivo sono più comuni e caratterizzati da un mezzo capace di permettere il flusso idrico, cioè rocce porose o fratturate (con permeabilità primaria e/o secondaria7
). Sono spesso configurati in “celle convettive”, nelle quali si verifica la circolazione naturale per convezione del fluido geotermico per effetto della fonte di calore sotterranea. Sono formate da: un sistema di ricarica (di fluido), una cella di circolazione di fluido e un sistema di scarico (di solito in superficie).
I sistemi idrotermali possono essere anche conduttivi, se il meccanismo principale di trasmissione del calore al loro interno è la conduzione termica.
1.3.1 Classificazione dei sistemi idrotermali
Nel testo di F. Pirajno, [4] viene proposta la sintetica classificazione dei sistemi idrotermali che segue:
• Sistemi idrotermali magmatici relativi a plutonismo profondo o superficiale; • Sistemi idrotermali magmatico-meteorici relativi a complessi plutonici e
vulcano-plutonici (i sistemi vulcanici hanno spesso manifestazioni superficiali, come ad esempio sorgenti di acqua calda, bacini di fanghi, laghi craterici e fumarole); • Sistemi idrotermali sottomarini (archi di isole, vulcani sottomarini);
• Sistemi idrotermali associati a rift (fratture) in bacini sedimentari; • Sistemi idrotermali di origine metamorfica e crostale;
In Rybach e Muffler, 1981 [3], si offre invece una classificazione dei sistemi geotermici che tiene conto sia dell’ambiente geologico circostante che della maniera prevalente di trasmissione del calore:
Sistemi convettivi
• sistemi idrotermali con alta porosità/permeabilità, relativi a intrusioni siliciche giovani e superficiali;
7
1.3. Sistemi idrotermali
– questa tipologia include praticamente la maggior parte dei sistemi geoter-mici sfruttati a livello industriale per la produzione di energia elettrica; – l’ulteriore suddivisione all’interno di questa categoria è quella fra campi
geotermici ad acqua dominante (più diffusi) e sistemi geotermici a vapore dominante;
• sistemi a circolazione naturale con bassa porosità e permeabilità da fratture, in aree con flusso termico terrestre da normale ad alto;
– esempi di questo tipo di sistemi sono le numerosisime sorgenti termali diffuse in tutto il mondo (in ambienti geologici differenti, ma pur sempre caratterizzati da bassa permeabilità primaria8
e porosità);
– di solito le zone di scarico in atmosfera sono circoscritte (comunemente limitrofe o corrispondenti a intersezioni di sistemi di fratture); le zone di ricarica sono invece più estese, anche di qualche ordine di grandezza, e i tempi di residenza dei fluidi raggiungono i 102 - 103 anni.
Sistemi conduttivi
• acquiferi a bassa entalpia e temperatura in serie sedimentarie ad alta porosità e permeabilità (compresi i sistemi “geopressurizzati”9
), in regioni con flusso termico normale o leggermente elevato;
• sistemi a rocce calde secche (Hot Dry Rocks, HDR) in situazioni ad alta temperatura e profondità e permeabilità molto bassa.
1.3.2 Alterazione idrotermale
Nei campi geotermici soggetti a forti circolazioni di fluido si verificano depositi min-erali idrotermali, originati dai fluidi caldi (da 50 ◦C a più di 500◦C) che lisciviano,
trasportano e conseguentemente fanno precipitare il loro contenuto in minerali, in relazione a mutamenti delle caratteristiche fisico-chimiche.
Le rocce al cui interno si formano questi depositi sono sottoposte a vari gradi di alterazione idrotermale (la cui intensità diminuisce allontanandosi dai siti di scarico, dove spesso si accumulano i depositi). Le alterazioni hanno luogo perchè la con-figurazione dei complessi minerali delle pareti rocciose diventa instabile in presenza
8
cfr. 1.1.2, pag. 9.
9
I serbatoi geopressurizzati sono un particolare tipo di acquiferi sedimentari, in cui la pressione del fluido nei pori è superiore alla pressione idrostatica della colonna d’acqua. Il fluido all’interno dei pori sopporta, infatti, la maggior parte del carico totale di pressione (pressione litostatica). A differenza degli altri sistemi geotermici possono rappresentare “trappole di calore”, per il fatto che non espellono l’acqua nè il calore durante la compattazione diagenetica (cfr. [3]).
1.3. Sistemi idrotermali dei fluidi idrotermali e il sistema tende, nel suo complesso, a riequilibrarsi formando nuovi composti e strutture che siano stabili nelle nuove condizioni.
Nel suo insieme l’alterazione idrotermale è un processo molto complicato che coinvolge cambiamenti chimici, mineralogici e strutturali, risultanti appunto dall’in-terazione fra i fluidi caldi e le pareti delle rocce attraverso cui avviene il moto del fluido, in condizioni chimico-fisiche continuamente variabili.
Il non-equilibrio chimico generato dalle soluzioni idrotermali è in larga parte dovuto alla presenza di ioni H+ e OH−, ma anche di altri costituenti volatili (B,
CO2, F, etc.) [4].
Il processo è in sostanza una forma di metasomatismo, nella forma di scambio di componenti chimici fra fluidi e pareti rocciose.
I fattori controllanti sono essenzialmente tre: • la natura delle rocce dell’acquifero,
• la composizione del fluido,
• la concentrazione, l’attività e il potenziale chimico dei componenti chimici del fluido (in particolare H+, CO
2, O2, K+, S2 etc.).
Un importante parametro che influisce sull’intensità dell’alterazione e dello scam-bio di composti chimici tra acqua e roccia è il rapporto quantitativo acqua/roccia (a/r o water/rocks, w/r). Nei sistemi idrotermali questo rapporto può variare tra 0,1 e 4, il limite inferiore è fissato dal caso in cui tutta l’acqua libera sia assorbita nel mezzo poroso come minerali idrati.
Senza approfondire troppo la questione in questo lavoro, si ricorda che un calcolo del rapporto a/r è possibile basandosi sullo scambio di isotopi dell’ossigeno durante l’interazione acqua/roccia.
![Tabella 1.1: Valori di conducibilità termica di alcune rocce a temperatura ambiente (da Rybach e Muffler, 1981 [3], Table 1.1).](https://thumb-eu.123doks.com/thumbv2/123dokorg/7358089.94042/12.892.231.620.414.679/tabella-valori-conducibilità-termica-temperatura-ambiente-rybach-muffler.webp)
