GÉOTHERMIE

GÉOTHERMIE

Sur le plan scientifique, la géothermie s’attache à l’étude du régime thermique du globe et aux mécanismes de transfert thermique – conductifs et convectifs. Elle tente d’intégrer l’ensemble des données géologiques, géochimiques et géophysiques dans des modèles satisfaisants.

Abstraction faite des variations thermiques d’origine externe, qui affectent, selon leur périodicité, quelques mètres ou quelques dizaines de mètres d’épaisseur, la température du sol augmente avec la profondeur: c’est le gradient géothermique . Le degré géothermique est la distance verticale à franchir pour que la température s’élève d’un degré Celsius. La connaissance du flux géothermique , proportionnel au gradient et à la conduction des roches traversées, est encore très imparfaite à cause de la difficulté des mesures, et surtout des perturbations apportées à la distribution des températures par la circulation des eaux souterraines, qui transportent la chaleur, concurremment avec la conduction dans le solide. Cependant, des relations apparaissent entre la distribution du flux géothermique et les grandes structures géologiques; l’existence même de ce flux est une donnée essentielle sur l’évolution du globe.

Le flux géothermique est beaucoup trop faible pour être utilisé directement – sauf lorsqu’il se trouve concentré dans une source thermale. Sous le nom d’« énergie géothermique », on exploite, selon différentes modalités, la chaleur sensible de masses rocheuses par l’intermédiaire d’une circulation d’eau – parfois de vapeur. Ce n’est donc pas une énergie renouvelable.

La crise de l’énergie a mis en évidence, dans les années 1970, la nécessité de diversifier l’approvisionnement énergétique. La géothermie est susceptible d’y contribuer dans un grand nombre de pays, de manière plus ou moins significative selon les ressources et la demande.

La géothermie peut faire l’objet de petites installations – de quelques mégawatts – assurant le ravitaillement direct en chaleur, en énergie mécanique ou électrique de communautés autonomes, comme d’installations plus vastes – dépassant la centaine de mégawatts – pour l’alimentation d’un réseau électrique interconnecté.

Selon les régions, le gradient géothermique varie de quelques degrés à quelques dizaines de degrés par cent mètres. De même, le flux de chaleur varie de quelques dizaines à quelques centaines de milliwatts par mètre carré. Ramené à la surface de la France, on peut calculer qu’il équivaut à 20 millions de tonnes équivalent pétrole (tep) par an. On estime la puissance géothermique de la Terre à 30 milliards de kilowatts, et les réserves en calories des deux premiers kilomètres de la croûte terrestre sont plusieurs milliers de fois supérieures à celles des combustibles fossiles. Reste que l’exploitation de ces ressources ne présente d’intérêt économique que dans des situations géologiques tout à fait particulières, auxquelles doivent s’ajouter des conditions de surface favorables. C’est ce qui explique la part relativement modeste de la géothermie dans le bilan énergétique mondial (quelques fractions de pour cent): près de 6 000 MW électriques installés en 1990 et autant de mégawatts thermiques pour usage direct de la chaleur.

L’industrie géothermique peut exploiter directement la chaleur du fluide, pour des usages thermiques, principalement le chauffage ou la production d’eau chaude sanitaire ou industrielle, ou encore la convertir en électricité. Cette dernière opération n’est possible dans des conditions économiques que si la température du fluide géothermal est suffisamment élevée. La limite entre géothermie basse énergie (production de chaleur) et géothermie haute énergie (production d’électricité) est arbitrairement fixée à 150 ⁰C.

1. Flux géothermique

Si on fait abstraction des variations périodiques superficielles, on sait depuis longtemps que la température du sol augmente progressivement avec la profondeur. La valeur du degré géothermique, souvent citée, de 30 mètres par degré, n’est qu’un ordre de grandeur, et il faut s’attacher à en analyser les variations.

De l’existence d’un gradient thermique résulte celle d’un flux de chaleur, proportionnel à celui-ci et au coefficient de conduction thermique de la roche. La valeur de ce flux géothermique est plus significative que celle du gradient.

On devra, en premier lieu, tenir compte des températures superficielles d’origine externe.

Températures superficielles

Le régime des températures extérieures du globe, dans l’hydrosphère et l’atmosphère, peut s’étudier en faisant abstraction des phénomènes internes, qui ne relèvent ces températures que de quelques centièmes de degré au plus. La météorologie et l’océanographie s’intéressent à ce régime, qui est dominé par le rayonnement reçu du Soleil (2 cal . min^-1 . cm^-2), le rayonnement réfléchi vers l’espace et le déplacement des masses fluides, qui tendent à atténuer les contrastes de température. Notons seulement que la température moyenne du sol peut différer de la température moyenne du lieu de plusieurs degrés, selon les conditions locales: ombre, ensoleillement, possibilités de refroidissement par évaporation, etc.

La température locale du sol présente, dans le temps, des variations complexes et irrégulières, comportant une partie périodique très marquée, annuelle et diurne. La géologie, en apportant la preuve de glaciations relativement récentes (12 000 ans), fait prévoir l’existence possible de variations séculaires, c’est-à-dire d’une évolution progressive de la moyenne annuelle.

Si l’on se borne à la conduction thermique dans le solide, c’est-à-dire si l’on néglige les circulations éventuelles de fluides, on montre facilement qu’une variation périodique sinusoïdale autour de la même valeur moyenne se propage en profondeur avec une diminution exponentielle d’amplitude et un déphasage proportionnel à la racine carrée de la période. La profondeur à laquelle l’amplitude est réduite à 1/23 de sa valeur initiale, et la phase inversée, est de l’ordre de 50 cm pour la variation diurne et de 10 mètres pour la variation annuelle. À une profondeur double, l’amplitude est réduite au 1/500 et, partant, négligeable.

On peut donc, pour étudier les températures internes, laisser de côté les variations périodiques de la température superficielle au-delà de ces profondeurs et se borner à la moyenne annuelle. Les variations séculaires se propagent beaucoup plus loin, en s’amortissant, mais si lentement que l’effet des glaciations quaternaires doit se manifester sur un millier de mètres, sans que, faute de connaître leur histoire d’une manière assez précise, on sache en tenir compte; inversement, le profil thermique mesuré dans un sondage, à travers une roche très homogène, telle qu’un granite ou, mieux, la glace de l’Antarctide, permettrait théoriquement, par ses écarts à la linéarité, de remonter à l’histoire des températures superficielles; mais le problème est, mathématiquement, très mal déterminé, et, malgré certaines tentatives, il ne paraît pas possible d’arriver à un résultat significatif.

Lorsque la température moyenne superficielle est inférieure à zéro, l’eau du sol est gelée, sur une plus ou moins grande profondeur, parfois des centaines de mètres, en dessous de la faible profondeur à laquelle pénètre le dégel estival. Le comportement mécanique des sols et la circulation des eaux souterraines s’en trouvent complètement bouleversés (cf. domaine PÉRIGLACIAIRE).

Mesure du flux

On mesure généralement le flux transmis par conduction, et non celui qui est transmis par convection, c’est-à-dire celui qui est transporté par le mouvement des fluides – air ou eau – dans le sol, qui peut perturber complètement la mesure. Celle-ci n’est donc significative que dans une roche imperméable ou, à la rigueur, dans une roche où le déplacement de l’eau serait purement horizontal. Si cette condition est remplie, la mesure comporte d’abord la détermination du profil de la température en fonction de la profondeur, qui se fait dans un sondage laissé en repos pendant un temps suffisant pour que la chaleur dégagée par la foration soit dissipée, ainsi que les perturbations apportées par la circulation des boues. Ce temps doit être supérieur à la durée totale de la foration. Il faut, de plus, qu’il ne se soit pas établi dans le sondage de circulation d’eau, comme cela se produit lorsque le forage a traversé une zone perméable (réservoir productif).

On mesure ensuite la conduction thermique sur une série d’échantillons représentatifs extraits du sondage. Il faut découper des disques d’épaisseurs variées et les intercaler entre les tronçons d’une barre métallique dont les extrémités sont maintenues à des températures différentes. Les températures sont mesurées en un certain nombre de points des barres, une fois le régime permanent atteint. Toutefois, il est inévitable que les échantillons se dessèchent au cours de leur préparation. On vérifie que la valeur du flux est sensiblement constante le long du sondage, gradient thermique et conduction variant en sens inverse.

Le calcul suppose un régime permanent. Or les perturbations thermiques dues aux époques glaciaires se propagent encore sur le premier millier de mètres, et il est difficile d’en corriger l’effet. Malgré un effort récent, les mesures du flux géothermique restent peu nombreuses sur les continents – quelques centaines à peine – et sont fort inégalement réparties. En revanche, depuis 1955, des milliers de mesures ont été effectuées dans tous les océans. Sur les fonds océaniques, la température de l’eau ne présente aucune variation périodique, ce qui permet de mesurer le gradient sur quelques mètres; on enfonce pour cela dans les sédiments mous une sonde munie de trois thermomètres enregistreurs (électriques) et on la laisse assez longtemps pour que se dissipe la chaleur dégagée par le frottement lors de la pénétration. D’autre part, on détermine, d’une manière assez sommaire, la conduction d’un échantillon du sédiment rapporté par la sonde.

Il s’agit donc de la composante verticale du flux, et le résultat n’est pas significatif si les conditions varient latéralement. Par exemple, la mesure faite à Resolute Bay, sur la côte de l’île Cornallis, dans le Grand Nord canadien, est complètement faussée, du fait que la température moyenne à terre est de 漣 23 ⁰C, et, au fond de la mer, voisine de 0 ⁰C. Le flux local est également perturbé si la structure du terrain présente des variations latérales. Il arrive qu’un socle relativement conducteur de la chaleur (calcaire, par exemple) soit limité par une surface irrégulière, et surmonté par une couverture de grès et schistes, moins conducteurs. On observe alors, dans cette couverture, un flux plus élevé au-dessus des parties hautes du socle que des parties basses. Cela a été observé aussi bien en Aquitaine (Tarbes) qu’autour de Beijing (Pékin) et Tianjin, en Chine, et doit être assez fréquent. Le conducteur profond peut aussi être constitué par un granite, intrusif au milieu de terrains schisteux, comme c’est le cas dans le socle profond du Bassin parisien. De plus, ces granites sont généralement plus riches en éléments radioactifs que les terrains environnants, et constituent alors une source de chaleur. L’interpolation entre les trop rares mesures significatives du flux dans le Bassin parisien devrait donc se faire non pas empiriquement mais en tenant compte de ce que l’on sait (par la géophysique, et en particulier la gravimétrie) de la distribution des granites dans le socle.

Lorsqu’il y a une circulation de fluide, le transport de chaleur par convection peut devenir prédominant, et la mesure du flux par conduction, décrite ci-dessus, n’a plus aucun sens. C’est en particulier le cas dans la zone non saturée d’eau, au-dessus d’une nappe phréatique, parfois très profonde. On observe alors une température pratiquement uniforme sur une grande hauteur. C’est le cas dans les Causses (la température dans les grottes est uniforme, quelle que soit leur profondeur), mais également dans des îles volcaniques, comme Hawaii et La Réunion, où les empilements de coulées de basaltes et de matériaux de projections volcaniques sont extrêmement perméables. Ce n’est qu’en dessous de la surface de saturation, ou, à La Réunion, dans les terrains imperméables profonds, qu’on observe un gradient, en sondage, et qu’on peut calculer un flux, qui est d’ailleurs exceptionnellement élevé.

Même en dessous de la surface de saturation (niveau phréatique), la circulation de l’eau dans les nappes profondes peut ne pas être parallèle à la surface, et le flux apparent se trouve alors complètement perturbé, réduit là où les eaux s’enfoncent, augmenté là où elles se rapprochent de la surface. Par exemple, dans les grandes plaines de l’Amérique du Nord, entre les montagnes Rocheuses et le Mississippi, le flux apparent se trouve réduit à l’ouest, majoré à l’est.

Un cas extrême est celui des sources thermales, où l’eau d’une nappe profonde remonte rapidement au jour, le long d’une faille, ou, plus exactement, le long d’une cheminée restée perméable dans le plan d’une faille, qui peut être ailleurs obstruée par concrétionnement, et atteint ainsi la surface à une température qui peut être très supérieure à la moyenne du lieu.

Malgré l’importance de ces perturbations et le nombre encore très faible des mesures suffisamment précises du flux géothermique local, les grandes lignes de la distribution de ce qui serait significatif, c’est-à-dire du flux thermique issu de la profondeur, commencent à apparaître. La moyenne, de l’ordre de 1,2 microcal/cm² . sec, ou 50 kW/km², est la même pour les océans et les continents dans les zones géologiquement stables, à l’intérieur des plaques. Dans les zones continentales, le flux varie selon l’âge des terrains. Il est inférieur à la moyenne dans les régions de vieilles plates-formes et supérieur dans le domaine des chaînes tertiaires (la France, dans son ensemble).

Dans les océans, le flux est particulièrement élevé (de 2 à 6 fois la moyenne) le long des frontières de plaques et, notamment, des dorsales océaniques, où des injections volcaniques viennent combler les fissures qui s’ouvrent, accroissant ainsi la surface du fond océanique. Dans ces zones d’expansion des fonds océaniques, une partie du flux est transmis non par conduction mais par convection magmatique. À cette convection s’ajoute la circulation de l’eau se traduisant par les sources sous-marines à haute température, découvertes en divers endroits le long des dorsales océaniques.

Dans les arcs insulaires volcaniques qui bordent à l’ouest le Pacifique, des Aléoutiennes aux Tonga, le flux est faible à l’extérieur et plus fort que la moyenne à l’intérieur de l’arc volcanique; c’est là une donnée dont tout essai de modélisation de ces structures, marquées par la localisation des séismes profonds, le long d’une « surface de Benioff » plongeant vers l’intérieur de l’arc, doit tenir compte.

De même, le long des cordillères, comme la Cordillère des Andes, le flux est faible le long de la fosse où s’accumulent les sédiments récents, et élevé le long de l’axe montagneux où les champs hydrothermaux et volcaniques abondent.

La puissance totale du flux géothermique, pour toute la surface de la Terre, est équivalente à 3 憐 10¹⁰ kW (c’est à peu près l’ordre de grandeur de toute l’énergie produite industriellement par l’homme); ce chiffre est beaucoup plus faible que celui de l’énergie reçue du Soleil: 15 憐 10¹³ kW; mais celle-ci est exactement compensée par le rayonnement thermique propre de la Terre.

La puissance du flux thermique est notable par rapport à celle que dissipent les séismes (3 憐 10⁷ kW en moyenne), qui nous indique l’ordre de grandeur de l’énergie mise en jeu par les déformations mécaniques d’origine interne. Ceux-ci doivent donc dériver des phénomènes thermiques, et non l’inverse.

2. Volcanisme et injections magmatiques

Les volcans très inégalement distribués, et à l’activité intermittente, apportent à la surface de la Terre, d’une manière très spectaculaire, des quantités importantes de matières à haute température. Lorsqu’on analyse leur bilan énergétique, on se rend compte que les laves fondues doivent être, dans les réservoirs d’où elles proviennent, en équilibre de pression avec les roches environnantes ^{[cf. ÉRUPTIONS VOLCANIQUES]}.

Si l’on néglige le rôle de la tectonique – l’ouverture de fissures facilitant l’émission du magma –, le moteur essentiel de leur ascension est la convection, la densité de la lave fondue étant inférieure à celle des roches refroidies. À la convection s’ajoute l’effet de la différenciation, les produits volatils dissous dans le magma (eau, gaz carbonique, etc.) se dégageant lorsque la pression s’abaisse, à l’approche de la surface, pour former des bulles, qui allègent la lave fondue, ou des poches dont le dégagement brutal se traduit par des explosions, avec projection de laves fondues. Cette phase gazeuse joue sans doute également un rôle dans la pénétration de la lave au milieu de terrains préexistants, en refoulant ou fracturant ceux-ci. La lave, visqueuse, envahit les vides ainsi préparés lorsque le gaz ou la vapeur s’échappent en fracturant les terrains.

Bien que le flux de chaleur d’un volcan puisse être énorme (on a estimé à 1 million de kW l’énergie dissipée durant des dizaines d’années sous forme de chaleur par le lac de lave en fusion qui occupait la cratère du Niragongo), il est facile de voir que la quantité de chaleur totale libérée par les volcans est négligeable à côté de celle qui est amenée à la surface par le flux normal. La chaleur émise par le cratère du Niragongo est égale à celle que fournit le flux normal pour une surface de 200 km de diamètre.

Même si l’on prend en compte la totalité des zones de dorsales océaniques, la quantité d’énergie dissipée par convection ne dépasse pas le dixième de l’énergie amenée à la surface par conduction. Cela même en tenant compte des nombreuses injections de roches éruptives au milieu de terrains préexistants qui, à côté des éruptions volcaniques visibles, nous sont connues essentiellement grâce à l’érosion, très postérieure à leur mise en place. Lors de celle-ci, une roche éruptive à haute température se trouve, sans doute assez rapidement, mise en place au sein de terrains plus froids, sa forme initiale pouvant être celle d’une cheminée cylindrique, d’une plaque plus ou moins épaisse, ou d’un amas de forme quelconque. On reconnaît souvent des injections successives dans une même région.

Une telle injection se refroidira nécessairement, ne serait-ce que par conduction solide à travers les terrains environnants. Ce refroidissement est assez facile à modéliser par un calcul, qui indique que sa durée est proportionnelle au carré des dimensions, et va de l’année, pour une dimension métrique, au million d’années, pour une dimension kilométrique. Les zones géothermiques intéressantes du point de vue de l’exploitation industrielles sont celles dont la dimension est au moins kilométrique et l’âge inférieur à un million d’années. On peut suivre aussi l’évolution du profil thermique entre l’intrusion et la surface.

Mais il peut arriver que la température dépasse par place celle de la vaporisation de l’eau, sous de la pression hydrostatique liée à la profondeur. La vapeur ainsi formée ne peut que s’élever, et réchauffe le terrain là où elle se condense. Ainsi s’ajoute au transfert de chaleur par conduction un transfert extrêmement efficace par convection biphasée (eau descendante et vapeur ascendante). Ces deux phénomènes peuvent prendre place au même endroit, eau et vapeur étant en équilibre, ou s’individualiser en cellules distinctes. On peut, théoriquement, envisager une convection entièrement en phase aqueuse, mais les cellules doivent alors être de grande taille et le terrain extrêmement perméable. Une telle convection en phase aqueuse n’est vraisemblable qu’à haute température, non loin du point critique, et doit passer à la convection diphasique. Cette dernière assure un transfert de chaleur très rapide, et aboutit à une distribution particulière de la température.

Si les terrains sont perméables jusqu’à la surface, l’équilibre des pressions entraînera l’envahissement de tout le volume par de l’eau liquide, mais la température est proche de celle de la vaporisation sous la pression régnant en chaque point. C’est ce qui apparaît clairement sur la figure 1, qui indique les profils de température relevés pour plusieurs sondages à Wairakei, Nouvelle-Zélande, où l’on exploite l’énergie géothermique. La convection diphasique peut avoir cessé (partie occidentale du site) ou ne conserver qu’une faible importance et alimenter des manifestations superficielles (partie orientale du site). En l’absence de convection, une telle distribution de température se modifie par conduction solide; elle sera très atténuée au bout de 100 000 ans et aura pratiquement disparu en 500 000 ans.

S’il existe une couverture imperméable, la vapeur s’accumule en dessous, et la convection aboutit à un gisement où un certain volume de terrain a ses pores occupés par de la vapeur; l’équilibre des pressions, la vapeur étant saturante, entraîne une quasi-uniformité de la température. Une fois formé, le gisement se refroidit par conduction à travers les terrains environnants mais en restant pratiquement isotherme. Cependant, s’il existe du gaz carbonique mélangé à la vapeur, il s’accumule à la partie haute, où la température s’abaisse légèrement. De telles accumulations de vapeur dans les pores d’une masse rocheuse sont connues (et exploitées, comme on le verra plus loin) à Larderello en Italie (545 MW installés en 1990) et aux Geisers en Californie (2 770 MW installés en 1990).

Explosions phréatiques

Non seulement l’énergie que représente la température atteinte par ces masses rocheuses, relativement proches de la surface, se prête à une exploitation, mais elle peut se manifester spontanément. Si la pression qui maintient l’eau liquide dans les pores d’une roche, par exemple à 200 ⁰C avec une porosité de 10 p. 100, se relâche, l’eau se vaporise, et la chaleur sensible de la roche peut permettre sa vaporisation totale; l’augmentation de volume qui en résulte est susceptible de fournir un travail mécanique, 30 J/cm³ dans cet exemple par détente jusqu’à la pression atmosphérique. Le diagramme de la figure 2 fournit la valeur de ce travail dans une détente adiabatique. Même si les choses sont, en fait, plus compliquées, il est clair que, une fois amorcée la détente initiale par l’ouverture d’une fissure, la vaporisation peut expliquer une « explosion phréatique » qui a été parfois confondue avec une éruption volcanique, mais qui s’en distingue par la température beaucoup plus basse des produits, l’énergie disponible étant largement suffisante pour projeter toute la masse à une hauteur notable ^{[cf. ÉRUPTIONS VOLCANIQUES]}.

De telles explosions phréatiques sont connues pour certains volcans (Bandai San, 1888; Azuna San, 1893; Usu San, 1944, au Japon) et pour plusieurs zones géothermales (île de Milos en Grèce, plateau de Dieng en Indonésie, etc). Elles sont caractérisées par la température relativement basse et l’humidité des matériaux projetés. On relève de nombreuses traces de telles éruptions anciennes en Nouvelle-Zélande. Enfin, des sondages exécutés sans précautions suffisantes (cimentation des tubages) en ont déclenché en Islande, en Californie, en Nouvelle-Zélande et en Indonésie.

La détente brusque d’un terrain dont les pores seraient occupés par une vapeur saturante fournirait beaucoup moins d’énergie, ce qui ne veut pas dire qu’il ne s’est pas produit d’explosions de ce type, mais sans doute sur une échelle beaucoup plus réduite.

3. Interprétation géophysique

L’interprétation globale du flux géothermique est l’un des plus anciens problèmes que se soit posé la géophysique, puisque Buffon déjà en avait tiré l’idée d’un refroidissement de la Terre et avait tenté d’en déduire l’âge de celle-ci. Les boulets de canon pris comme terme de comparaison lui avaient montré, correctement, une durée de refroidissement proportionnelle au diamètre, mais il définissait le terme de leur refroidissement par la possibilité de « les tenir dans la main sans se brûler », ce qui correspond certainement à un flux superficiel bien supérieur au flux géothermique. Aussi l’âge auquel il était parvenu, 63 000 ans, s’il avait fait scandale à l’époque par sa longueur, paraît-il aujourd’hui ridiculement court. Les mêmes calculs repris par Joseph Fourier, puis par William Thomson (lord Kelvin), conduisaient à quelques dizaines de millions d’années; mais Kelvin se heurtait à l’impossibilité d’expliquer l’origine de l’énergie rayonnée par le Soleil pendant une telle durée.

La découverte de la radioactivité a rendu caduques toutes ces considérations; on admet aujourd’hui que le Soleil et les étoiles sont le siège de réactions de fusion nucléaire (principalement, transformation de l’hydrogène en hélium), capables d’alimenter leur rayonnement pendant des millions de millions d’années, durées très supérieures à leur âge. Pour la Terre, on s’est vite rendu compte que les teneurs en uranium, thorium (et leurs dérivés) et en potassium de roches communes à la surface sont telles que la chaleur dégagée permet de mettre en doute la réalité du refroidissement. Une couche de granite de 50 km d’épaisseur, avec des teneurs de l’ordre de celles qui sont ordinairement observées, fournirait le flux de chaleur constaté à la surface. Mais les roches basiques ou ultrabasiques peuvent n’avoir que des teneurs entraînant un dégagement de chaleur dix ou cent fois moindre. Or les géologues admettent que, dans les continents, et abstraction faite de la pellicule des roches sédimentaires, les granites et les roches analogues (gneiss, etc.) n’occupent qu’une épaisseur limitée et surmontent des roches basiques et ultrabasiques. Dans les océans, la couche granitique manque complètement, et c’est pourquoi, lorsqu’on a développé l’appareillage permettant la mesure du flux géothermique en mer, on s’attendait à y trouver des valeurs beaucoup plus basses que sur les continents, alors qu’en fait les moyennes sont les mêmes.

La distribution des températures dans l’intérieur du globe

De ce qui précède, il résulte qu’on ne sait pas quelle est la valeur du flux à la base de l’écorce, lequel correspond à une fraction seulement de sa valeur à la surface, compte tenu de la chaleur produite par les éléments radioactifs contenus dans celle-ci. Il n’est pas non plus possible d’affirmer que ce flux est constant, car ses variations éventuelles, à cause de l’inertie thermique de l’écorce, mettraient des centaines de millions d’années à se faire sentir à la surface.

Il n’est donc pas possible d’obtenir, par extrapolation de ce qui est connu au voisinage de la surface, un profil thermique vraisemblable pour le manteau. Il n’existe aucun moyen direct d’évaluer les températures en profondeur. Indirectement, on peut examiner la résistivité électrique, qui, pour les silicates, doit diminuer à haute température, mais dont l’ordre de grandeur en profondeur n’est encore déterminé qu’assez grossièrement. On connaît aussi les vitesses sismiques en fonction de la profondeur; l’existence d’ondes transversales jusqu’à 2 960 km (manteau) indique une rigidité caractéristique d’un solide, mais n’exclut pas nécessairement un comportement pâteux, avec une viscosité élevée.

Nous en sommes donc réduits à concevoir un modèle (ou une série de modèles) qui soit vraisemblable et satisfasse aux conditions connues à la surface.

Il apparaît très vite qu’on ne peut se borner à un modèle de régime permanent, représentant l’état actuel. Les durées impliquées par tout modèle de refroidissement sont en effet notables par rapport à l’âge de la Terre (4,6 milliards d’années) évalué à partir de considérations sur la radioactivité et la composition isotopique des différents plombs. Les hypothèses que l’on fera sur les températures initiales ont encore une influence directe sur la répartition actuelle des températures du modèle. Si l’on envisage une Terre solide, on peut avancer que les températures initiales dans la partie centrale n’ont pas eu le temps de faire sentir leur effet jusqu’à la surface.

Il est à peine besoin de souligner combien sont aléatoires des modèles qui incluent les hypothèses cosmologiques sur l’origine de la Terre.

Un tel modèle doit tenir compte de ce que, à côté de la conduction – qui varie d’ailleurs avec la température –, un autre processus de transfert doit entrer en jeu: le rayonnement électromagnétique (lumineux), pour lequel les silicates sont transparents sauf dans certaines bandes d’absorption. Selon la distance moyenne d’absorption, ce rayonnement, fonction de la quatrième puissance de la température, assure un transfert de chaleur avec un coefficient par rapport au gradient qui est proportionnel au cube de la température. Ce transfert radiatif, négligeable en dessous de 1 000 ⁰C, doit être pris en considération à partir de 2 000 ⁰C, et peut devenir prédominant au-delà de 3 000 ⁰C.

D’autre part, nous devons demander à notre modèle d’expliquer comment est engendrée, à partir des phénomènes thermiques, l’énergie mécanique dissipée par les séismes, les déformations tectoniques, y compris les soulèvements qui rajeunissent le relief, la dérive des plaques, etc. Cette énergie peut être estimée à quelques 10⁸ kW.

Les hypothèses cosmologiques généralement acceptées font naître le Soleil (comme les autres étoiles) d’un nuage de matière initialement froide, dispersée sur une grande distance, se condensant sous l’effet de sa propre gravitation. L’énergie potentielle de la gravité, ainsi dissipée, se transforme en chaleur qui, comme l’a montré Helmholtz, peut élever la température du Soleil jusqu’à plusieurs dizaines de millions de degrés. On considère maintenant que cet échauffement permet l’amorçage de réactions nucléaires, en particulier de fusion dont un résultat global est la transformation d’hydrogène en hélium, ce qui peut alimenter le rayonnement du Soleil pendant une durée très supérieure à l’âge de 4,6 milliards d’années que nous lui attribuons.

Pour peu que la matière du nuage primitif soit animée de mouvements aléatoires, la conservation du moment cinétique pourrait imposer à la masse condensée une vitesse de rotation incompatible avec sa condensation finale. Mais il se fait un partage du moment cinétique, entre la condensation centrale et la matière restée à la périphérie, si bien que nous trouvons aujourd’hui 99 p. 100 de la masse totale dans le Soleil et 99 p. 100 du moment cinétique dans les planètes. (Un autre processus conciliant la conservation du moment cinétique et la condensation stellaire pourrait être la formation d’une étoile double, les deux composantes étant animées d’un mouvement képlerien, cela excluant toute planète. Si la condensation s’était faite en trois noyaux stellaires, les lois du mouvement des trois corps rendent très vraisemblable, à plus ou moins longue échéance, l’expulsion d’une des composantes qui deviendra une étoile simple dépourvue de planètes.)

Cela nous conduit à considérer la Terre comme formée par la condensation d’un nuage de poussière, initialement de grande dimension. La chaleur alors fournie par la condensation, jusqu’à former une sphère homogène du rayon de la Terre, serait suffisante pour porter celle-ci à une température uniforme de l’ordre de 50 000 ⁰C. Mais il n’est pas du tout certain que cette température ait effectivement été atteinte, le dégagement de chaleur se produisant surtout à la surface, et dans la phase finale, ce qui permet peut-être sa dissipation par rayonnement.

En revanche, la différenciation qui a conduit les éléments les plus lourds à se rassembler dans le noyau, phénomène que l’on peut considérer comme postérieur à la condensation initiale, aurait fourni assez de chaleur pour élever toute la masse à 6 000 ⁰C, soit sept fois le flux géothermique actuel pendant 4,6 milliards d’années.

Même en rejetant les hypothèses « chaudes » (une goutte de matière extraite du Soleil et qui se refroidit ensuite) pour l’origine de la Terre comme on le fait aujourd’hui, une hypothèse « froide » – comme celle que nous avons esquissée – conduit à des températures élevées, qui expliquent très largement le flux observé aujourd’hui (il faut même le supposer plus élevé dans une phase initiale de l’histoire de la Terre).

Encore ne peut-on exclure la présence d’éléments radioactifs dans le noyau et/ou le manteau à des teneurs assurément très inférieures à celles que nous observons dans les roches de l’écorce (où, par suite de leur décroissance, le dégagement de chaleur des éléments radioactifs était quatre fois plus important il y a 4,6 milliards d’années qu’aujourd’hui).

Parmi les effets que tout modèle de la structure interne du globe doit expliquer figure également le champ magnétique. L’analyse harmonique de sa partie d’origine interne (cf. TERRE, constitution interne) montre que sa source est très profonde, et qu’on peut la placer dans le noyau dense, dont l’existence est prouvée par la valeur de l’aplatissement polaire, et la profondeur (2 860 km) établie par la sismologie ^{[cf. SÉISMES ET SISMOLOGIE]}.

On admet que ce noyau liquide (les ondes sismiques transversales ne s’y propagent pas) est formé de fer et qu’il est brassé par des courants tels que, la matière se déplaçant dans le champ magnétique, des courants électriques y prennent naissance, qui entretiennent ce même champ magnétique. On peut démontrer que ce processus – magnétohydrodynamique – est possible, sans qu’il en ait été proposé de modèle vraisemblable. L’énergie dissipée pour produire, et surtout pour faire varier le champ magnétique, ne peut provenir que de la convection thermique qui brasse le noyau. S’il est vraisemblable qu’une « graine » (rayon = 1 000 km), sismiquement plus rapide, est formée par la condensation du fer solidifié, le jeu de ces courants implique un flux de chaleur du noyau vers le manteau, même s’il est très inférieur au flux superficiel. L’absence de champ magnétique sur la Lune, Mars et Mercure fait penser que, si ces astres ont comporté un noyau, il est aujourd’hui entièrement figé, ce qui pourrait se produire pour la Terre dans un avenir lointain.

Il paraît difficile d’admettre que, dans le manteau – entre les profondeurs de 40 et 2 860 km –, le transfert de chaleur, entre le flux issu du noyau et celui dissipé vers la croûte, se fasse uniquement par conduction et transfert radiatif. Il y faudrait des gradients conduisant à la base du manteau, à des températures difficilement conciliables avec la rigidité attestée par les vitesses des ondes sismiques, longitudinales (P) et transversales (S). Mais, surtout, l’origine de l’énergie mécanique dissipée par les séismes, les déformations tectoniques et la dérive des plaques serait inexplicable. C’est là la raison principale qui oblige à envisager des courants de convection dans le manteau en l’absence de toute autre hypothèse acceptable (on peut montrer facilement que la vieille hypothèse d’une contraction par refroidissement est totalement inadéquate).

Pour qu’il y ait une possibilité de convection, il faut que le gradient thermique soit supérieur au gradient adiabatique, lequel correspond à la variation de température induite par la variation de pression lors d’un déplacement vertical de la matière et qui est sans doute d’une fraction de degré par kilomètre. Au flux par conduction thermique et transfert radiatif correspondant au gradient moyen s’ajoute le flux par convection qui produit de l’énergie mécanique, comme une machine thermique; mais la plus grande partie de cette énergie mécanique est dissipée et retransformée en chaleur dans la déformation visqueuse.

Le manteau, rappelons-le, se comporte de manière rigide et élastique pour des variations de contrainte de périodes de l’ordre de la seconde (il transmet les ondes sismiques transversales S), et même du jour et du mois (marées). Mais ce n’est pas incompatible avec une viscosité à long terme, c’est-à-dire une déformation très lente, proportionnelle au déviateur de la contrainte. La forme d’ensemble du globe montre que, en dessous d’une écorce rigide, une telle viscosité existe – elle est postulée par la théorie de l’isostasie –, et la vitesse de remontée de la Scandinavie depuis la fusion du glacier quaternaire (disparition de la moitié de l’écart à l’équilibre en 6 000 ans, pour un bloc de 2 000 km de diamètre) permet de calculer cette viscosité (10²¹ poises).

Le calcul, fait pour un modèle simple, certainement non réaliste, montre que, avec les données dont on dispose, des courants de convection sont possibles, à condition d’être très larges (plusieurs milliers de kilomètres), très lents (de quelques centimètres à quelques décimètres par an), mettant en jeu des écarts de quelques dizaines de degrés. La durée de révolution de tels courants – de l’ordre de la centaine de millions d’années – peut correspondre au rythme des phases tectoniques majeures.

On sait maintenant que l’augmentation de rigidité de la matière, entre 400 et 900 km, qui se traduit par une augmentation des vitesses sismiques supérieure à celle qu’on pourrait attendre pour une matière homogène, tient au passage de certains minéraux à des formes plus denses de haute pression: l’olivine passe à une structure de spinelle cubique, la silice prend les formes denses de coesite et stishovite, qui remplacent le quartz, etc. Cela écarte ce qui aurait pu être une objection à l’hypothèse des courants de convection.

Il convient de noter que, aux vitesses envisagées, l’inertie ne joue absolument aucun rôle; il n’y a aucune raison pour que les vitesses soient continues. Sur la forme des courants de convection, la meilleure indication nous est sans doute fournie par la disposition des plaques, en admettant que les rifts médio-océaniques correspondent aux branches ascendantes. Mais la théorie du « hot spot » conduit à supposer également une cheminée ascendante chaude à Hawaii, fort loin du rift du Pacifique oriental, pour expliquer le volcanisme intense dans cette île et qui, dans le passé géologique, au fur et à mesure du défilement de la plaque au-dessus du point chaud, a engendré successivement les îles et les guyots (volcan sous-marin non émergé), qui constituent la chaîne sous-marine « Empereur » entre le Kamchatka et Hawaii. La même explication (« point chaud ») prévaut pour les îles du Pacifique sud et la Réunion

Du moment que l’on envisage des courants de convection thermique, il faut se poser la question d’une différenciation des densités. Nous savons que des produits volatils s’échappent des volcans; la branche descendante devient donc, fût-ce de peu, plus dense que la branche ascendante. Ce même processus de différenciation par gravité a pu, dans une phase initiale, jouer un rôle essentiel dans la différenciation du noyau; si atténué qu’il soit aujourd’hui, il faut en constater la continuité.

On sait que la viscosité varie très rapidement avec la température. La distribution des températures dans le manteau est telle que la viscosité qui en résulte autorise les lents courants de convection qui permettent l’évacuation de la chaleur provenant du noyau. Si la température était plus élevée, le refroidissement serait plus rapide. Si elle était plus basse, la chaleur ne s’évacuerait pas et il y aurait un réchauffement. La distribution des températures résulte donc d’une autorégulation. Cela ne veut pas dire qu’elle soit permanente, et un ralentissement progressif de cette activité thermique est vraisemblable, mais à l’échelle de milliards d’années.

Il n’a pas encore été possible de traduire en températures les conditions que cette interprétation implique pour la viscosité de la matière constituant le manteau, en fonction de la profondeur et de la pression qui en résulte.

4. Types de champs géothermiques

Un projet géothermique consiste à exploiter la chaleur contenue dans une masse rocheuse au moyen d’un fluide caloporteur. Le plus souvent, le fluide utilisé est celui-là même qui est contenu dans la roche du gisement. Ainsi, la démarche du géothermicien consiste-t-elle à rechercher des zones présentant à la fois un gradient géothermique et une transmissivité élevée, produit de la perméabilité k et de la hauteur utile h , exprimée en darcy-mètre ^{[cf. HYDROGÉOLOGIE]}.

Divers types de situations géologiques permettent la superposition de ces deux conditions favorables à l’existence d’un champ géothermique (tabl. 1). Les transmissivités y varient de 10 à 100 darcy-mètres, et les gradients de 3 à 30 degrés par cent mètres.

Si les roches ne sont ni fissurées ni poreuses en profondeur , il est nécessaire de les fracturer artificiellement, puis d’injecter de l’eau que l’on récupère après circulation au contact des roches chaudes. Cette forme d’exploitation est encore du domaine de la recherche et n’a pas encore vu d’application économique. Il est possible que l’on parvienne dans les zones à gradient élevé (plus de 10 ⁰C par cent mètres) à une production d’énergie électrique dans des conditions économiques si les recherches aboutissent; mais une telle perspective semble exclue dans les zones à gradient normal.

Des expériences ont été menées à Los Alamos (Nouveau-Mexique), de 1972 à 1992. Des forages à 3 000 mètres de profondeur ont permis d’atteindre 200 ⁰C, et des essais sont en cours pour développer un échangeur artificiel à plus grande profondeur. Les performances du système actuel sont incompatibles avec une production d’électricité significative. D’autres tentatives ont été faites en Grande-Bretagne, en Suède et au Japon. Un projet européen se poursuit à Soultz, en Alsace, où une température de 146 ⁰C a été atteinte à 2 000 m par un forage de reconnaissance. Ce projet doit se poursuivre dans les années 1995 pour tenter d’obtenir une production d’énergie par fracturation du granite profond.

Si les roches sont fissurées, l’eau s’infiltre, se réchauffe en profondeur et remonte vers la surface en donnant des sources thermales. Les calories peuvent alors être extraites en surface. La production peut être améliorée par la réalisation de forages de faible profondeur permettant l’utilisation directe de la chaleur ou sa conversion thermodynamique en électricité. Diverses réalisations existent en France, à Chaudes-Aigues, Plombières, Dax et La Bourboule. Bien d’autres installations pourraient êtres mises en place pour exploiter les systèmes géothermiques convectifs associés avec les sources thermales.

Les roches peuvent constituer des strates sédimentaires. Lorsque ces strates sont perméables, elles sont généralement gorgées d’eau dont la température dépend de la profondeur et du gradient géothermique. En France, ces nappes d’eau chaude ont été systématiquement répertoriées (fig. 3) par le Bureau de recherches géologiques et minières (B.R.G.M.). Les données rassemblées permettent de préciser le débit et la température prévisibles pour les diverses nappes, ainsi que la profondeur des forages à réaliser. Dans le Bassin parisien, les nappes contenues dans les formations géologiques de l’Albien, du Lusitanien, du Dogger et du Trias sont les meilleures (tabl. 2). Les plus superficielles participent au chauffage d’ensembles d’habitations ou de piscines, l’appoint étant fourni soit par des pompes à chaleur, comme à la Maison de la Radio de Paris, soit par du fuel. Les plus profondes peuvent couvrir la totalité ou la quasi-totalité des besoins calorifiques pour le chauffage et l’eau chaude sanitaire. La nappe du Dogger est actuellement la plus exploitée, puisqu’elle est sollicitée pour le chauffage d’une quarantaine d’installations en fonctionnement en 1993, dont la moitié fonctionne depuis plus de dix ans, contribuant ainsi aux besoins de près de 200 000 équivalents-logements (fig. 4).

D’importantes réserves d’eau chaude, à des températures de 12 ⁰C à 150 ⁰C sont disponibles en France. Exploitées, elles seraient susceptibles d’économiser 40 millions de tep par an, mais les caractéristiques des installations sont telles qu’une faible partie seulement des ressources est économiquement exploitable. Selon les études menées par le B.R.G.M. en 1983, l’objectif maximal est de 2 millions de tep. Depuis 1985, les cours du pétrole ont entraîné l’arrêt de la mise en chantier de nouvelles opérations.

Dans les régions volcaniques , le magma peut fournir une source de chaleur importante à proximité de la surface. L’eau profonde peut être portée à des températures de plusieurs centaines de degrés. Lorsqu’elle est atteinte par forage, cette eau se vaporise et l’énergie peut alors être captée pour la production d’électricité. Plusieurs milliers de mégawatts géothermiques sont actuellement produits de par le monde, principalement aux États-Unis et en Italie (tabl. 3). En France, cette possibilité d’exploitation existe aux Antilles, à la Réunion et dans le Massif central, mais elle n’a été prouvée à ce jour qu’à la Guadeloupe.

Ces différentes formes d’énergie géothermique connaîtront des développements variés selon les régions. Elles diffèrent selon les caractéristiques géologiques de la ressource et les caractéristiques technico-économiques de l’utilisation de l’énergie. En France métropolitaine, les recherches et les inventaires réalisés à ce jour montrent que c’est dans le domaine de l’exploitation des nappes profondes pour le chauffage urbain, agricole ou industriel que le plus d’énergie peut être produit. Dans de nombreux pays du monde, en Amérique latine et en Asie du Sud-Est en particulier, c’est par contre la production d’électricité qui est le plus à même de contribuer de manière significative au bilan énergétique.

5. Divers types d’applications industrielles

Quatre types principaux de systèmes géothermiques peuvent être distingués en fonction des caractéristiques de l’utilisation finale.

La géothermie haute énergie classique

Caractérisée par des températures de fluides de 150 à 320 ⁰C, la géothermie haute énergie classique (fig. 5) ne peut se développer que dans des zones particulières dans lesquelles des phénomènes de convection magmatique produisent des anomalies de flux entraînant le réchauffement des réservoirs superficiels. Par forage, on produit de la vapeur qui, déchargée dans des turbines, permet de produire de l’électricité à un coût extrêmement compétitif. Actuellement, l’industrie géothermique est en développement rapide aux Philippines et en Indonésie, en Amérique centrale et au Mexique, et commence à se développer en Grèce, en Turquie, au Portugal (Açores) et en Afrique de l’Est (Kenya). Une centrale de 5 MW a été mise en production à la fin de 1983 à Bouillante, en Guadeloupe (fig. 6).

L’industrie japonaise, qui assure la construction de la plupart des centrales géothermiques dans le monde, domine le marché à l’exception de l’Italie et de la France, qui cherchent encore à développer une activité d’exploration, de forage et d’exploitation géothermiques.

La géothermie moyenne énergie (90-150 ⁰C)

La géothermie moyenne énergie peut exploiter des nappes profondes dans des régions à gradient normal à faiblement anormal. L’exploitation nécessite l’utilisation d’une centrale à cycle binaire et à fluide volatil, fréon, ammoniaque ou isobutane (fig. 7). Le fluide circule en circuit clos, et il est également possible d’utiliser l’eau pure dans un cycle à détente à très basse pression. Contrairement au cas précédent, où la décharge est faible à l’air libre, les eaux tièdes de rejet sont réinjectées dans l’aquifère sans modification de son chimisme, ce qui évite toute pollution et assure la réalimentation en eau de gisement. Un certain nombre de prototypes fonctionnent aux États-Unis, en ex-U.R.S.S. et en Chine; l’intérêt économique de ce type de réalisation reste encore à prouver. En France, les conditions géologiques requises pour ce type d’installation existent en Alsace et en Limagne, ainsi que dans un certain nombre de sites d’activité hydrothermale. Une centrale pilote a été installée à Chaudes-Aigues (Cantal). Elle démontre que ce type de production n’est pas économique dans les conditions actuelles en France, mais peut l’être dans le cas de sites isolés en remplacement de générateurs électriques Diesel. Les opérations les plus récentes ont été réalisées en Thaïlande et en Indonésie.

La géothermie basse énergie (50-90 ⁰C)

La géothermie basse énergie peut se développer dans des zones à gradient normal (fig. 8) où des formations géologiques favorables (porosité, perméabilité, épaisseur importantes) sont situées à une profondeur suffisante pour atteindre les températures que l’on cherche (71 ⁰C à 1 800 m pour un gradient normal). Cette géothermie trouve ses applications dans le chauffage urbain (fig. 9). Dans la plupart des cas, la réinjection est recommandée, non seulement pour protéger l’environnement (les eaux sont salines), mais aussi pour maintenir la pression du gisement et, plus généralement, permettre une meilleure exploitation à long terme. Ce type de géothermie est économique à l’heure actuelle en France. Toutefois, la faisabilité des opérations doit être déterminée cas par cas. En effet, d’une part, la ressource est très diverse selon les régions (profondeur des nappes exploitables, souvent superposées, variant de 800 à 3 000 m) et, d’autre part, le type de besoin en surface (nombre de logements à raccorder, dispersion, mode de chauffage dans les locaux) varie et doit être adapté au mieux à la ressource. Les potentiels énergétiques de ce type de géothermie sont bien connus grâce aux nombreuses campagnes pétrolières dont les résultats sont en général disponibles dans les zones de bassins sédimentaires (tabl. 2). Les problèmes de corrosion, rencontrés au début du développement dans les années 1980, sont aujourd’hui bien maîtrisés.

La géothermie très basse énergie (12-50 ⁰C)

Appartenant à la même catégorie que la précédente, la géothermie très basse énergie présente les mêmes caractéristiques hormis les profondeurs, beaucoup plus faibles (de 0 à 1 000 m), entraînant des coûts de forage réduits. Dans quelques cas, ce type de géothermie ne nécessite pas de réinjection; l’opération est alors rentabilisée sur un nombre plus faible de logements ou de surfaces à chauffer. À moins que les logements ne soient équipés de systèmes spéciaux de dissipation de la chaleur (basse température de retour), l’utilisation des pompes à chaleur est rendue nécessaire pour les applications au chauffage domestique (fig. 10). Ce type de géothermie trouve cependant des applications faciles en agriculture (serres et pisciculture) et balnéothérapie (piscines, etc.). Il permet un couplage souple avec d’autres sources énergétiques (rejets thermiques industriels ou énergie solaire). La combinaison géothermique-solaire, ou hélio-géothermie, est très prometteuse à long terme (il s’agit d’énergies renouvelables).

À la limite de la géothermie, on peut citer l’emploi des pompes à chaleur sur nappe phréatique, qui a connu un certain développement en France au début des années 1980. Plus économique que le chauffage électrique, ce mode de production d’eau chaude est intéressant pour les logements neufs comme pour les logements anciens en relève de chaudière.

6. Exploitation géothermique pour le chauffage des logements en France

Les techniques d’exploitation des puits géothermiques sont voisines de celles de l’industrie pétrolière. Cependant, même si le puits est artésien, on a souvent intérêt à prévoir une pompe immergée qui permet d’augmenter les possibilités de production pour atteindre 200 à 300 mètres cubes par heure.

Le doublet géothermique

Pour des profondeurs supérieures à 1 000 mètres, les eaux de formation peuvent avoir une teneur en sels très élevée (les eaux du Dogger dans le Bassin parisien ont une salinité supérieure à 20 grammes par litre). Ces eaux ne peuvent être rejetées en surface après extraction de leurs calories sans risques de pollution importants et doivent alors être réinjectées dans la nappe.

La réinjection a l’avantage de maintenir constant le potentiel de production de la nappe. Elle peut donc s’imposer, même si le fluide géothermal n’est pas agressif, quand il y a risque de voir baisser le débit à cause d’absence de réalimentation naturelle de la nappe, d’une hauteur de la formation trop faible, etc.

Pendant l’exploitation d’une nappe par doublet, une zone froide se crée autour du puits de réinjection; cette zone s’étend peu à peu et finit par atteindre le puits de production. La distance entre le point d’injection et le point de production dans le réservoir est calculée de façon à obtenir une production à température constante pendant la durée de vie de l’installation (au minimum trente ans, fig. 11). Par la suite, le refroidissement est très lent: de 1 à 4 ⁰C tous les dix ans suivant les cas. Des problèmes de corrosion ont été rencontrés sur plusieurs sites, dont le fluide était particulièrement riche en sulfure dissous. Les recherches menées en 1986 ont permis de développer des techniques de nettoyage et de protection des tubages. Dans quelques cas, la réinjection pose des problèmes du fait de phénomènes de colmatage du puits ou du réservoir. Tel est le cas du réservoir gréseux du Trias dont le développement est actuellement handicapé de ce fait.

Utilisation

Dans le cas du chauffage urbain, la puissance maximale de la chaufferie est calculée pour pouvoir maintenir la température intérieure des locaux au niveau désiré dans les conditions climatiques les plus défavorables. Dans la région parisienne, par exemple, celles-ci sont caractérisées par une température extérieure de 漣 7 ⁰C. Cependant, cette puissance n’est sollicitée qu’une très faible partie de l’année; on constate, en effet, que la température extérieure n’est inférieure à + 6 ⁰C que pendant 27 p. 100 de la saison de chauffe. Pendant la plus grande partie de l’année, la puissance est inférieure à la moitié de la puissance maximale.

Ainsi, dans un système à deux sources, une source de base ne représentant que 40 p. 100 de la puissance maximale peut fournir 83 p. 100 de l’énergie calorifique totale pour le chauffage, la source d’appoint n’étant sollicitée que pendant les périodes de grands froids.

C’est cette solution qui est adoptée pour le chauffage urbain par géothermie, la participation de cette dernière dans la puissance totale étant déterminée après un calcul d’optimisation qui dépend principalement des caractéristiques de la ressource (température, débits possibles), du nombre de logements à desservir, du système d’émission de chaleur dans les logements (température de retour) et des conditions climatiques locales.

Rentabilité d’un chauffage par géothermie

Prenons pour exemple un ensemble de deux mille logements situé dans la région parisienne et que l’on désire alimenter en chauffage urbain. Les émetteurs de chaleur ont été calculés pour des températures de régulation de 75 ⁰C au départ et 55 ⁰C au retour par 漣 7 ⁰C à l’extérieur. La ressource géothermique disponible est caractérisée par une nappe à une température de 70 ⁰C et un débit maximal avec pompage de 200 m³/h. Les puissances nécessaires pour obtenir ce débit sont de 80 kW à l’extraction et 200 kW à la réinjection.

Les investissements couvrant les forages et la boucle géothermale (15 à 20 millions de francs), la centrale et le réseau (10 à 30 millions de francs) étaient en moyenne de 40 millions de francs par installation en 1983. Pour l’installation permettant de produire la chaleur nécessaire au chauffage de base et à la production d’eau chaude sanitaire de 2 000 à 3 000 logements, soit 3 000 à 4 000 tep/an, l’investissement était de 10 000 à 20 000 francs par tep ou par logement. Compte tenu des charges de fonctionnement, qui incluent essentiellement l’électricité pour les pompes, les provisions pour remplacement de matériels et les assurances, les délais de retour des investissements varient de 5 à 10 ans et les taux de rentabilité internes des projets de 8 à 16 (fig. 12). Les caractéristiques économiques des installations varient considérablement selon les sites. Ainsi, en ce qui concerne les forages, les investissements sont diminués de moitié lorsque la réinjection n’est pas nécessaire, comme dans le cas de plusieurs installations du Bassin aquitain. De même, l’économie des projets est influencée par les caractéristiques de surface. Il faut ainsi considérer les émetteurs de chaleur dans les logements : la puissance d’origine géothermique est égale à P = Q (T ^pr 漣 T ^re), où Q est le débit en mètres cubes par heure, T ^pr et T ^re respectivement les températures de production et de réinjection. Cette puissance est d’autant plus élevée que la température de réinjection et donc les températures de retour du circuit secondaire sont plus basses. Ainsi, il apparaît que les systèmes choisis sont plus intéressants que des radiateurs avec retours à 70 ⁰C par 漣 7 ⁰C à l’extérieur; mais moins intéressants que des planchers chauffants où les retours se font à 40 ⁰C par 漣 7 ⁰C à l’extérieur. Le nombre de logements est en outre important; il n’est en effet pas toujours facile de trouver un ensemble de deux mille logements; on peut avoir affaire à deux zones de mille logements ou leurs équivalents industriels ou agricoles; leur raccordement au même circuit de chauffage urbain doit alors être étudié attentivement, car une trop grande distance réduit la rentabilité de l’opération.

7. Avenir industriel de la géothermie

La géothermie n’est pas vraiment une énergie nouvelle: le site de Larderello est exploité depuis 1902. Depuis les années 1950, le choix du tout-pétrole a conduit à négliger cette ressource naturelle. En effet, dans la période de l’après-guerre (1950-1970), on pouvait pratiquement négliger le coût de l’énergie dans les choix d’investissements; on n’avait pas conscience des limites des ressources fossiles.

Dans les années 1970, l’énergie nucléaire a remplacé le pétrole comme mirage énergétique. Les cours élevés des énergies fossiles ont incité au développement des ressources alternatives parmi lesquelles la géothermie est susceptible d’occuper une place significative. Depuis 1986, le cours du pétrole s’est à nouveau effondré, et les prix bas se maintiennent. Mais cette pose ne doit pas entraîner l’abandon des efforts en matière de diversification. Si nous n’y prenons garde, la géothermie et l’énergie solaire garderont encore leur statut d’énergies « nouvelles » jusqu’à la fin du siècle. Il est essentiel d’entrer dans une période d’utilisation courante de ces énergies, et d’édifier les structures industrielles que leur développement nécessite. Ces énergies nouvelles intégrées dans l’espace naturel, et de gestion décentralisée, conviennent aux aspirations de développement régional.

Mais ces énergies ne pourront se développer si le cours du pétrole se maintient à un niveau aussi bas, ou si des mesures ne sont pas prises pour limiter la consommation du carbone fossile.

La répartition des ressources exploitables dans des conditions compétitives sur le plan économique, avec des technologies bien maîtrisées, montre que les perspectives de développement restent importantes dans le monde, tant en haute qu’en basse énergie (fig. 13).

L’abaissement des coûts de production de l’énergie géothermique peut être obtenu par une multiplication des opérations et une normalisation des produits, une meilleure gestion globale des moyens et le développement des recherches technologiques. Par exemple, l’augmentation du nombre de forages permet, d’une part, de réduire les coûts et, d’autre part, une meilleure planification de l’utilisation des machines. Les recherches sur les problèmes de corrosion permettent d’abaisser les coûts des échangeurs et des tuyauteries.

La géothermie doit être considérée dans le cadre plus global de la gestion des ressources du sous-sol. Son utilisation doit être en particulier combinée, si possible, soit avec le solaire (héliogéothermie), soit avec la récupération des rejets thermiques industriels. À la surface, une meilleure politique d’utilisation des eaux chaudes, incluant, par exemple, le développement de réseaux de chauffage urbain à basse température (60-100 ⁰C), jouera globalement en faveur de la géothermie.

Une des conditions essentielles de rentabilité de la géothermie est de consommer l’énergie à proximité de son niveau de production. Par ailleurs, et indépendamment des considérations économiques, il convient de ne plus dégrader des combustibles nobles, susceptibles non seulement de produire de hautes températures, mais encore d’avoir des applications pétrochimiques.

En France, la géothermie, comme l’énergie solaire, peut dès à présent être appliquée à une grande échelle dans le domaine du chauffage; la chose est techniquement faisable et économique. Dans un grand nombre d’autres pays, comme dans les départements français d’outre-mer, la production d’électricité à partir de ces sources peut être développée et contribuer ainsi au développement de pays dépourvus d’autre ressource énergétique. Un important effort de recherche appliquée doit être maintenu pour mieux connaître les ressources et abaisser les coûts de production.

géothermie [ ʒeotɛrmi ] n. f.

• 1867; de géo- et thermie

1 ♦ Géophys. Science dont l'objet est l'étude de l'énergie calorifique interne de la Terre.

2 ♦ Techn. Forme d'énergie utilisant la chaleur des profondeurs de la Terre. La géothermie offre une importante source d'énergie naturelle.

● géothermie nom féminin Phénomènes thermiques internes du globe terrestre. Étude de ces phénomènes. Source d'énergie que représentent ces phénomènes.

géothermie

n. f. Didac.

d1./d Chaleur interne de la Terre; chaleur de l'écorce terrestre.

d2./d étude de la chaleur de l'écorce terrestre et de son utilisation comme source d'énergie.

⇒GÉOTHERMIE, subst. fém.

Branche de la géophysique qui étudie le régime thermique dans la croûte terrestre c'est-à-dire la distribution des températures et celle des flux de chaleur qui en résultent (d'apr. Encyclop. univ. t. 7 1970).

— Chaleur de la terre. Projet d'utilisation de la géothermie pour le chauffage de la ZAC de Cergy-Puiseux (Bureau de Recherches géologiques et minières, Paris, 1979, passim).

♦ P. métaph. Sophocle jeune dansant tout nu dans Athènes après la victoire de Salamine, et Sophocle vieux pour qui plaide Antigone, voilà des chances qui me tracassent. Hélas! j'ignorais les missions profondes, la géothermie du cœur (COCTEAU, Potomak, 1919, p. 260).

♦ P. anal. Pense à la docilité des mondes, À leurs épidermes sensibles, À l'aimantation de leurs géothermies, Au divin frôlement des planètes entre elles (COCTEAU, Potomak, 1919p. 318ID., ibid., p. 318).

Prononc. : []. Étymol. et Hist. 1867 (LITTRÉ). Composé des élém. géo- et -thermie (-therme et -ie) du rad. du gr. « chaud ».

géothermie [ʒeotɛʀmi] n. f.

ÉTYM. 1867, Littré; de géo-, et -thermie.

❖

♦ Didact. (sc.). Chaleur de la Terre. Étude des variations de température avec la profondeur.

♦ Forme d'énergie utilisant la chaleur des profondeurs de la Terre.

❖

DÉR. Géothermique.

Encyclopédie Universelle. 2012.