Combustibili fossili

• Considerazioni generali

Un combustibile fossile si forma dai resti alterati di materia organica (vegetale e animale) intrappolata in rocce sedimentarie. I composti idrocarburici che si formano durante la sepoltura e la degradazione del materiale organico trattengono una proporzione significativa dell’energia chimica fornita nell’organismo vivente originale dal sole, che viene sfruttata in molti modi diversi bruciando il combustibile.

La maggior parte della materia organica sulla Terra può essere classificata in due tipi principali:

• sapropelica, che si riferisce ai prodotti di decomposizione di piante microscopiche come il fitoplancton;

• umica, che si riferisce essenzialmente ai prodotti di maturazione delle piante terrestri macroscopiche.

La materia organica sapropelica ha rapporti idrogeno/carbonio (H/C) compresi tra 1.3 e 1.7, mentre la materia umica ha un rapporto H/C inferiore, intorno a 0.9.

Queste differenze compositive hanno portato a una classificazione più rigorosa dei tipi di cherogene (tab.1) rilevante per la generazione di combustibili fossili.

I principali combustibili fossili sono il carbone, il petrolio, il gas naturale (principalmente metano) nonché gli idrocarburi solidi (bitumi).

i carboni si sviluppano principalmente in ambienti continentali, a partire dall’accumulo di vegetazione in ambienti paludosi tropicali umidi o, come nel caso dei giacimenti di carbone più giovani, in regioni più temperate o polari. I depositi di petrolio e gas, al contrario, si sviluppano principalmente dall’accumulo di fitoplancton e zooplancton in ambienti marini.

Quando gli organismi muoiono, si decompongono per decadimento batterico e/o ossidazione, e si scompongono rapidamente in costituenti molecolari relativamente semplici come CO2 e CH4. Un tale processo, però, non basterebbe alla formazione di combustibili fossili, che richiede la conservazione di gran parte del materiale idrocarburico organico complesso.

Le rocce sorgente adatte da cui si accumulano i combustibili fossili devono, quindi, essersi formate in ambienti riducenti dove i tassi di sedimentazione non sono né troppo lenti (nel qual caso potrebbe verificarsi ossidazione e scomposizione molecolare) né troppo rapidi (nel qual caso si verificherebbe la diluizione del contenuto totale di materia organica della roccia).

La teoria prevalente sull’origine del petrolio e del carbone si basa sull’idea che gli organismi vengano sepolti durante il processo sedimentario e poi sottoposti a una serie di stadi di alterazione man mano che aumentano la pressione e la temperatura.

In mare, la sepoltura progressiva del fitoplancton porta alla liberazione iniziale di CO2 e H2O e alla formazione di cherogene [1].

Man mano che il cherogene “matura”, i legami covalenti a catena lunga che caratterizzano le molecole organiche si rompono progressivamente per formare composti a peso molecolare inferiore.

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[1] Nome collettivo per la materia organica sedimentaria che non è solubile in solventi organici e ha una struttura simile a un polimero

• Processi di formazione del carbone

Come menzionato in precedenza, la maggior parte del carbone deriva dal cherogene di Tipo III e rappresenta generalmente l’accumulo in situ di vegetazione terrestre sottoposta ad alterazione e compattazione.

Come già ricordato, il carbone deriva da un precursore di torba e, con la sepoltura o la carbonificazione, si trasforma progressivamente in lignite e carbone sub-bituminoso (noti come “carbone marrone”), in carbone bituminoso e infine in antracite (i “carboni duri”):

• la formazione della torba è un passaggio iniziale essenziale nel processo e comporta la degradazione biochimica controllata della materia vegetale senza una rapida ossidazione e decomposizione batterica;

• la carbonificazione avviene una volta che la torba è coperta da sedimenti e sottoposta a un aumento di temperatura con la sepoltura progressiva, formando una roccia sedimentaria (il carbone) che contiene più del 50% in peso di materiale carbonioso e può essere facilmente bruciata, frutto della  compattazione della torba in un ambiente rappresentato da una superficie terrestre paludosa, spesso caratterizzate da acque anaerobiche e acide, il che favorisce la conservazione del materiale organico minimizzando l’ossidazione e distruggendo i batteri.

Come le rocce sono composte da minerali, il carbone è composto da “macerali”, parti del tessuto vegetale alterati durante la compattazione e la diagenesi.

In tab. 2 sono rappresentati i vari gruppi di macerali e i litotipi corrispondenti.

La maggior parte dei carboni è umica (cioè composta da parti macroscopiche di piante), deriva dalla torba e può essere suddivisa in quattro litotipi: vitrain, clarain, durain e fusain, le cui composizioni di macerali sono mostrate in tabella e condizionano le proprietà del carbone.

In generale, i carboni altamente riflettenti e più combustibili sono composti da vitrain, mentre i carboni più opachi e meno combustibili sono essenzialmente composti da durain.

Una piccola proporzione di carboni è sapropelica: costituita principalmente da resti microscopici di piante come spore e alghe (exinite) e non formata dalla torba.

Infine, da un punto di vista del potere calorifero, e quindi economico, e dell’età i carboni si distinguono mediamente come mostrato in tab. 3.

• Origine e formazione degli idrocarburi

Come già indicato in tab.1, gli idrocarburi (petrolio e gas) derivano dalla maturazione di cherogene di tipo I e II.

A differenza dei carboni, gli idrocarburi liquidi e gassosi hanno la capacità di migrare dal sito di formazione, fino a concentrarsi in quelle che vengono definite trappole tettoniche.

Per quanto riguarda la migrazione del petrolio e la formazione dei giacimenti, gli ingegneri petroliferi differenziano tra:

• migrazione primaria, che riguarda il movimento di petrolio e gas fuori dalla roccia sorgente durante la compattazione;

• migrazione secondaria, che descrive il flusso all’interno del serbatoio permeabile, nonché la segregazione di petrolio e gas.

Poiché la roccia sorgente organica si litifica durante la diagenesi, l’acqua (di solito una salamoia a bassa o moderata salinità) viene espulsa dal sedimento per formare un fluido connato. Nelle prime fasi catageniche della maturazione degli idrocarburi, quindi, petrolio e gas migrano in presenza di acqua, anche se è improbabile che questo tipo di produzione abbia una grande importanza, data la bassa solubilità in acqua degli idrocarburi, in particolare di quelli liquidi, mentre quelli gassosi hanno solubilità maggiore soprattutto a pressioni elevate.

Altri due meccanismi sono considerati particolarmente importanti durante il flusso primario degli idrocarburi e questi sono la migrazione in fase oleosa e la diffusione.

Oltre alla scarsa solubilità, il flusso di petrolio è ostacolato dalla presenza di acqua che, a causa della sua maggiore tensione superficiale, tende a “bagnare” gli spazi dei pori del sedimento. In una tale situazione, le goccioline di petrolio che galleggiano negli spazi dei pori dominati dall’acqua non possono generare le forze capillari necessarie per avviare la migrazione.

Tuttavia, man mano che la compattazione progredisce, la maggior parte dell’acqua dei pori viene espulsa e la poca acqua rimanente è legata strutturalmente alle particelle di argilla. Il petrolio ora occupa abbastanza volume dei pori da essere soggetto a forze capillari e iniziare a fluire attraverso la roccia.

Una volta stabiliti i percorsi “saturi di petrolio” nella roccia, la migrazione diventa fattibile perché la permeabilità non è ostacolata dalla presenza di acqua.

Un altro modo in cui le molecole di idrocarburi potrebbero migrare nell’ambiente primario è per diffusione lungo un gradiente di attività o di energia libera.

Nel caso di rocce sorgente a basso contenuto organico che generano principalmente gas, la migrazione degli idrocarburi avverrebbe per diffusione, in soluzione acquosa o direttamente come fase gassosa.

Nelle rocce sorgente ad alto contenuto organico, propense al petrolio, tuttavia, gli idrocarburi migreranno prevalentemente come fase oleosa.

Situazioni intermedie potrebbero mostrare l’intera gamma di processi di migrazione.

La migrazione primaria degli idrocarburi avviene tipicamente su brevi distanze (centinaia di metri o meno) ed è limitata dalla vicinanza del primo acquifero disponibile alla roccia sorgente.

La migrazione secondaria, al contrario, avviene su decine, e possibilmente anche centinaia, di chilometri ed è limitata solo dalla presenza di una trappola che impedisce al petrolio di fluire ulteriormente e permette il suo accumulo.

Le trappole per idrocarburi sono fondamentali per la formazione di giacimenti di petrolio e gas e possono assumere la forma di qualsiasi caratteristica geologica che riduca la permeabilità del serbatoio o fornisca una barriera fisica che ostacoli la migrazione del fluido.

Gli strati di evaporite, ad esempio, possono essere buone trappole per idrocarburi poiché sono estesi lateralmente e hanno una permeabilità praticamente nulla a causa della capacità dell’halite di fluire plasticamente a temperature elevate.

In generale, tuttavia, le caratteristiche strutturali come faglie e anticlinali tendono a essere le trappole per idrocarburi predominanti.

Di seguito vengono descritti brevemente alcuni degli scenari geologici che rappresentano potenziali trappole per giacimenti di idrocarburi in varie parti del mondo (fig. 1).

• Scisti e sabbie bituminose

Sebbene la materia organica si accumuli nella maggior parte dei sedimenti, sono gli scisti o le rocce argillose a contenere i più alti contenuti di idrocarburi.

Le rocce argillose ricche di materia organica sono chiamate sapropeliti, ma quelle che producono olio libero quando riscaldate sono specificamente denominate “scisti bituminosi”.

Gli scisti bituminosi (fig. 2)si formano tipicamente in ambienti lacustri dove le alghe si depositano dagli strati superiori aerati e si accumulano nei fanghi di fondo anaerobici, dove sono preservate dalla rapida decomposizione ossidativa. In questo senso, sono simili ai carboni sapropelici.

Le sabbie bituminose sono spesso confuse con gli scisti bituminosi, sebbene siano in realtà piuttosto diverse. Le sabbie bituminose sono arenarie all’interno delle quali si trovano bitume o asfalto.

Il bitume è un idrocarburo solido o semi-solido derivato dalla normale degradazione degli oli greggi, o formato direttamente come idrocarburo ad alto peso molecolare senza essere mai stato un olio leggero. In alcuni casi, le sabbie bituminose che si trovano vicino alla superficie possono essere estratte e lavorate per produrre olio e una gamma di altri utili sottoprodotti di idrocarburi.

• Gas idrati

Una scoperta relativamente recente nelle regioni di permafrost del mondo è la presenza di vaste risorse di idrocarburi intrappolate come idrati di gas congelati.

Gli idrati di gas sono composti acquosi cristallini che si formano a basse temperature quando il reticolo di ghiaccio si espande per accogliere una varietà di molecole gassose, la più importante delle quali, per gli scopi di questa discussione, è il metano (CH4).

Un idrato di metano si forma quando è presente, alla pressione e temperatura appropriate, una quantità sufficiente di CH4 nell’acqua per formare un composto solido con la composizione ideale CH₄·5.75H₂O (cioè la cella unitaria comprende 46 molecole d’acqua con fino a 8 molecole di metano [1]).

Altri gas, tra cui CO2, H2S e C2H6, formano anch’essi idrati di gas con una struttura simile.

Su scala globale, i volumi di gas naturale presenti nei giacimenti di idrati di gas sono stimati essere circa due volte maggiori rispetto alla riserva totale di combustibili fossili attualmente disponibile.

Gli idrati di metano rappresentano chiaramente, quindi, una risorsa energetica enorme per il futuro. Tuttavia, sono anche motivo di preoccupazione poiché il riscaldamento globale potrebbe accelerare il rilascio naturale di CH4 sciogliendo gli idrati di gas e accentuare ulteriormente gli effetti dell’accumulo di gas serra sul cambiamento climatico.

Se sono disponibili metano e acqua nei pori in quantità sufficiente, gli idrati di metano si stabilizzeranno nei sedimenti del fondo oceanico dove le temperature sono intorno ai 3-4 °C a pressioni di circa 50 atmosfere (equivalenti a circa 500 metri di profondità dell’acqua). Gli idrati di gas si scioglieranno se la temperatura aumenta o la pressione diminuisce.

Lo spessore della zona di stabilità degli idrati di metano nei sedimenti oceanici dipenderà dalla pressione e dal gradiente geotermico, quest’ultimo determinando la velocità con cui i sedimenti vengono riscaldati con la progressiva sepoltura.

Per un gradiente geotermico costante, lo spessore dello strato di idrato di metano aumenterà direttamente in funzione della profondità dell’acqua (fig. 3).

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[1] Ogni molecola di metano = 5.75 (46/8) molecole d’acqua. Se ne deduce che da ogni metro cubo di idrato di metano se ne potrebbero ricavare più di 160 metri cubi di metano a condizioni standard.