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Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland

Authors:
  • Senatsverwaltung für Umwelt, Verkehr und Klimaschutz, Berlin, Deutschland
  • Ministerium für Landwirtschaft und Umwelt Mecklenburg-Vorpommern

Abstract and Figures

Für die geothermische Nutzung tiefer Aquifere ist die Kenntnis der hydrochemischen Eigenschaften der Tiefenwässer in Bezug auf Scaling, Korrosion oder thermischer Leistung von zentralen Bedeutung. Der Artikel enthält eine Kompilation der Zusammensetzung von Tiefenwässern aus den hydrogeothermisch besonders interessanten Regionen Deutschlands, dem Oberrheingraben, Molassebecken und Nordeutschen Becken. Die Zusammensetzung der Tiefenwässer ist sehr unterschiedlich. Bei den meisten Tiefenwässern, mit Ausnahme der Oberjura-Wässer im süddeutschen Molassebecken, handelt es sich um hochmineralisierte salinare, oft auch gasreiche Thermalwässer. Zu den Ursachen für die hohe Salinität in den Tiefenwässern gehören neben halitischen Ablagerungen, fossilen Meerwässern insbesondere im Oberrheingraben auch tiefreichende, reliefbedingte Zirkulationssysteme mit einem Aufstieg von hochmineralisierten Na-Cl-reichen Wässer aus dem kristallinen Grundgebirge.
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Z. geol. Wiss., Berlin 41/42 (2013/14) 5–6: 339 – 380, 16 Abb., 1 Tab.
Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14 339
Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
Hydrochemistry of deep waters in Germany
INGRID STOBER (Karlsruhe), MARKUS WOLFGRAMM (Neubrandenburg) & JOHANNES BIRNER (Neubrandenburg)
Key words: deep waters, hydrochemistry, geothermal energy, scaling, saturation indices
Zusammenfassung
Für die geothermische Nutzung tiefer Aquifere ist die Kenntnis der hydrochemischen Eigenschaften der Tiefenwässer in
Bezug auf Scaling, Korrosion oder thermischer Leistung von zentralen Bedeutung. Der Artikel enthält eine Kompilation
der Zusammensetzung von Tiefenwässern aus den hydrogeothermisch besonders interessanten Regionen Deutschlands, dem
Oberrheingraben, Molassebecken und Nordeutschen Becken. Die Zusammensetzung der Tiefenwässer ist sehr unterschied-
lich. Bei den meisten Tiefenwässern, mit Ausnahme der Oberjura-Wässer im süddeutschen Molassebecken, handelt es sich
um hochmineralisierte salinare, oft auch gasreiche Thermalwässer. Zu den Ursachen für die hohe Salinität in den Tiefen-
wässern gehören neben halitischen Ablagerungen, fossilen Meerwässern insbesondere im Oberrheingraben auch tief-
reichende, reliefbedingte Zirkulationssysteme mit einem Aufstieg von hochmineralisierten Na-Cl-reichen Wässer aus dem
kristallinen Grundgebirge.
Abstract
For the geothermal use of deep aquifers the knowledge of hydrochemical properties of deep waters in terms of scaling,
corrosion and thermal performance is of central importance. The article provides a compilation of deep waters from the
hydrogeothermal particularly interesting regions in Germany, the Upper Rhine Graben, the Molasse Basin and the North
German Basin. The composition of the deep waters in the above mentioned regions and aquifers is very different. Most
deep waters, with the exception of the Upper Jurassic-water of the Molasse Basin in southern Germany, are highly saline,
often gas-rich thermal waters. Among the causes for the high salinity in the deep waters are beside halite deposits and fossil
sea water, especially in the Upper Rhine Graben deep-reaching, relief-induced circulation systems with a rise of highly
mineralized Na-Cl-rich waters from the crystalline basement.
1. Einleitung
Der Anteil erneuerbarer Energien an der Gesamtener-
gieversorgung der Bundesrepublik Deutschland soll in
den nächsten Jahren ausgebaut werden. Die Bundes-
regierung unterstützt daher im Bereich der Tiefen
Geothermie verschiedene Projekte im Sinne eines Bei-
trags zur Qualitätsverbesserung bei der Planung und
Vorbereitung von Geothermieprojekten mit hydro-
thermaler Wärmeenergienutzung und eines ersten
Überblicks über die zur Bestimmung von Fündig-
keitsrisiken entscheidenden Parameter (Schulz et al.
2007). Für den späteren Anlagenbetrieb sind insbeson-
dere auch die hydrochemischen Eigenschaften der
thermalen Tiefenwässer von zentraler Bedeutung, da
für die geothermische Energiegewinnung als Wärme-
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I. STOBER et al.
träger das jeweils in den Aquiferen vorhandene Tiefen-
wasser genutzt wird. In tief liegenden Grund-
wasserleitern kann der Begriff Aquifer synonym mit
Grundwasserleiter verwendet werden.
Zu den wichtigsten Regionen Deutschlands für hydro-
geothermische Nutzungen gehört neben dem Nord-
deutschen Becken und dem Süddeutschen Molasse-
becken der Oberrheingraben (Abb. 1). Hier beherbergt
der tiefe Untergrund Reservoire mit heißen Wässern,
die mit Temperaturen über 60 °C zur direkten
Wärmenutzung, darüber hinaus bei Temperaturen von
über 120 °C auch zur grundlastfähigen Stromerzeu-
gung genutzt werden können.
Im Rahmen verschiedener von der Bundesregierung
geförderter Projekte wurden hydrochemische Daten
zusammengestellt. Schwerpunkt bildeten dabei über
weite Regionen Bohrungen der Kohlenwasserstoff-
Industrie (KW-Industrie), aber auch zahlreiche For-
schungs- und Erkundungsbohrungen, Bohrungen der
Thermal- und Mineralwassererschließung sowie Roh-
stoffbohrungen. Daten von bereits vorhandenen Tief-
bohrungen sind für die Abschätzung der hydro-
chemischen Verhältnisse des tiefen Untergrunds sehr
wertvoll. In der Regel wurden schon während des
Abteufens der Bohrung hydraulische Untersuchungen
durchgeführt und damit auch Wasserproben für eine
hydrochemische Analyse gewonnen. Die meisten Boh-
rungen, denen die Wasserproben entstammen, existie-
ren nicht mehr, so dass eine erneute Beprobung nicht
mehr durchgeführt werden kann.
Die Datenkompilationen in den verschiedenen geo-
thermisch relevanten Regionen lieferte für einzelne
Bohrungen z.T. Mehrfachanalysen. Der Analysenum-
fang ist dabei sehr unterschiedlich, stellenweise umfas-
sen die Analysen selbst die Hauptinhaltsstoffe nicht
vollständig. Nicht immer ist die Pumpdauer bis zur
Entnahme der Wasserprobe nachvollziehbar. Auch
wurden die Analysen von unterschiedlichen Laborato-
rien angefertigt. Sämtliche zusammengetragenen Ana-
lysen wurden daher zunächst auf Plausibilität getestet
und ihre Güte anhand der Ionenbilanz bewertet. Dop-
pel- und Mehrfachanalysen von Wasserproben aus ein
und demselben Horizont in einer Bohrung wurden
entfernt. Dennoch darf die Qualität einzelner
Analysendaten nicht überbewertet werden. Trotzdem
gehen wir davon aus, dass die vorliegenden Daten eine
große Hilfestellung und Nutzen bei der Planung von
Tiefbohrungen darstellen, insbesondere natürlich für
die Projektierung geothermischer Anlagen.
Die Zusammensetzung der Tiefenwässer in Deutsch-
land ist sehr unterschiedlich. Bei den meisten Tiefen-
wässern, mit Ausnahme der Oberjura-Wässer im
süddeutschen Molassebecken, handelt es sich um hoch-
mineralisierte salinare, oft auch gasreiche Thermal-
wässer. Für die Planung und Installation der ober- und
untertägigen technischen Anlagenteile müssen die
Eigenschaften der Wässer berücksichtigt werden, da sie
entscheidenden Einfluss auf die Auswahl der einzu-
setzenden Materialien und die Dimensionierung be-
stimmter funktionaler Gruppen (z. B. Filtration, Druck-
haltung) besitzen. Für die Planung und Gewähr-
leistung einer langfristigen Betriebsführung sind die
Kenntnis der Fluidzusammensetzung und der resultie-
renden Risiken notwendig. Dieser Umstand war für
uns Motivation, einen Überblick über die Verschie-
denartigkeit der Tiefenwässer in Deutschland zu geben.
Tiefenwässer sind Grundwässer, also unterirdische
Wässer, die die Hohlräume im Untergrund zusam-
menhängend erfüllen und aus größerer Tiefe stammen.
Eine präzise Mindesttiefe ist dabei jedoch nicht vorge-
geben, allerdings wird von Tiefenlagen von mindestens
einigen 100 m ausgegangen. Zumeist handelt es sich
bei Tiefenwässern um Thermalwässer, also um Wäs-
ser, die unabhängig von ihrem Gesamtlösungsinhalt an
der Austrittsstelle Temperaturen von mindestens
20 °C aufweisen. Davis & de Wiest (1969) typisieren
die Wässer anhand des Gesamtlösungsinhaltes:
Süßwasser <1 g/kg
Brackwasser 1–10 g/kg
Salzwasser 10–100 g/kg
Sole > 100 g/kg
Vielfach wird die Grenze zwischen Süß- und Salz-
wasser jedoch auch bei der Geschmacksgrenze von
250 mg/l gezogen. Trinkwasser ist Wasser für den
menschlichen Bedarf, d. h. es ist Süßwasser mit einem
hohen Reinheitsgebot. Mineralwässer sind Grund-
wässer mit besonderen Eigenschaften. Dazu gehören
bspw. das ursprüngliche Reinheitsgebot sowie die
gleichbleibende Wasserchemie. Der Gesamtlösungs-
inhalt der Mineralwässer liegt häufig über demjenigen
von Süßwasser.
2. Oberrheingraben
Zu den wichtigsten Regionen Deutschlands für hydro-
geothermische Nutzungen gehört neben dem Nord-
deutschen Becken und dem Süddeutschen Molasse-
becken insbesondere der Oberrheingraben. Der Ober-
rheingraben ist das zentrale Segment des Europäischen
känozoischen Riftsystems, einer von Norden nach Sü-
den verlaufenden Großstruktur zwischen Nordsee und
Mittelmeer, die in zahlreichen Grabenbrüchen ange-
ordnet ist und in direktem Zusammenhang mit groß-
räumigen plattentektonischen Bewegungen steht
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Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
Abb. 1: Geologie von Deutschland mit Lage der wichtigsten geothermischen Regionen in Deutschland (hell-
grau), Quelle: Wolfgramm & Seibt (2008)
Fig. 1: Geology of Germany. The figure shows as well the most important geothermal regions (light grey),
from: Wolfgramm & Seibt (2008)
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I. STOBER et al.
(Ziegler 1992, Bruss 2000). Der Oberrheingraben ist
NNE–SSW ausgerichtet und erstreckt sich vom Rhei-
nischen Schiefergebirge im Norden bis zu dem im
Süden liegenden Schweizer Faltenjura. Nördlich von
Mannheim sind in der Grabenfüllung zunehmend Stö-
rungen mit NW- bis NNW-Richtung anzutreffen, die
ihre Fortsetzung in der Niederrheinischen Bucht (Ruhr-
graben) finden (Hinzen 2003). Weiterhin schließt sich
in nordwestlicher Richtung die Hessische Senke an
(Ziegler 1992). Im Südwesten wird der Grabenbruch
mit dem Rhone-Bressegraben fortgesetzt. Dazwischen
liegt als verbindendes Element die transforme Störung
der Rhein-Bressegraben-Transferzone (Pflug 1982,
Ziegler 1992). Im Zuge der allgemeinen Absenkung
während der fortschreitenden Grabenbildung kam es
zur Bildung vereinzelter Beckenstrukturen, wie z. B.
des Kalibeckens Buggingen und des Hartheimer Bek-
kens, beide südlich des Kaiserstuhls gelegen. Dabei
können WNW-ESE- bis NW-SE-streichende Schwäche-
zonen als begünstigende strukturelle Merkmale heran-
gezogen werden. Auch der Kaiserstuhl ist auf eine
solche Störungszone zurückzuführen. Er entstand
während des vulkanischen Kulmationspunkts in der
zweiten Grabenbildungsphase im Miozän (Wimmen-
auer 2003). Weitere Arbeiten zur Strukturgeologie im
Oberrheingraben liegen für einzelne Teilgebiete bei-
spielsweise von Breyer (1974), Homilius & Schreiner
(1991), von CEC (1979, 1981) oder von Villinger
(1999) vor.
Aufgrund der Genese des Oberrheingrabens
existiert ein Bruchschollen-Mosaik mit zahlreichen
Störungszonen, in dem die einzelnen Schichten von
wenigen Metern bis zu einigen 1000 m gegeneinander
versetzt sind (Abb. 2). Die hydraulische Verbindung
der einzelnen Schichten ist daher nicht immer gewähr-
leistet. Hinzu kommt, dass die Störungszonen im
Oberrheingraben sowohl eine sehr geringe als auch
eine erhöhte Durchlässigkeit aufweisen können.
Durch die mächtigen Versatzbeträge ist davon auszu-
gehen, dass bereichsweise auch hydraulische Verbin-
dungen zwischen verschiedenen Aquiferen bestehen
(Abb. 2).
2.1 Geothermische Nutzhorizonte
Im Oberrheingraben beherbergt der tiefe Untergrund
verschiedene Reservoire mit heißen Wässern, die mit
Temperaturen über 60°C zur direkten Wärmenut-
zung, darüber hinaus bei Temperaturen von über
120 °C wirtschaftlich auch zur grundlastfähigen
Stromerzeugung genutzt werden können, wenn ent-
sprechend hohe Ergiebigkeit vorliegen. Zielhorizonte
der Untersuchungen waren die potenziellen hydro-
geothermischen Nutzhorizonte im Oberrheingraben,
primär der Obere Muschelkalk und der Buntsandstein,
darüber hinaus im südlichen Grabenbereich der Haupt-
rogenstein sowie im nördlichen Grabenabschnitt
bereichsweise sandige Lagen in der mächtigen tertiä-
ren Schichtenfolge. Abbildung 2 zeigt einen geolo-
gischen Schnitt durch den südlichen Oberrheingraben.
Die Gesteine des Buntsandsteins (s) lassen sich als
Kluft-Grundwasserleiter charakterisieren. Unter den
geringmächtigen obersten schluffigen und feinsandigen
Tonsteinen der Rötton-Formation folgen in der Regel
zunächst feinkörnige Sandsteine mit Tonsteinen (Plat-
tensandstein-Formation). Darunter lagern mächtige
gröbere Sandsteine des Mittleren und Unteren Bunt-
sandsteins mit kieseligem oder karbonatischem Binde-
mittel. Die Mächtigkeit des Buntsandsteins steigt von
Süden mit 60 m auf bis zu 150 m südlich des Kaiser-
stuhls an. Er erreicht nördlich des Kaiserstuhls
Gesamtmächtigkeiten von rund 260 m. Bis nach Karls-
ruhe wird mit einer Zunahme der Mächtigkeit auf
über 500 m gerechnet (CEC 1979, 1981). Nordöstlich
von Karlsruhe wurden in einer Tiefbohrung im Be-
reich des Kraichgauer Beckens 539 m Buntsandstein
angetroffen. Weiter nach Norden findet schließlich
eine allmähliche Ausdünnung statt. Die Ursache die-
ser Ausdünnung ist auf prätertiäre Hebungsvorgänge
und damit verbundene Abtragungsprozesse zurückzu-
führen (CEC 1979, 1981). Die tertiäre Schichtenab-
folge überlagert den Buntsandstein diskordant.
Der Obere Muschelkalk (mo) bildet mit seinen
oolithischen und dolomitischen Kalken einen bedeu-
tenden Grundwasserleiter und lässt sich in die Obere
Hauptmuschelkalk-Formation und die Untere Haupt-
muschelkalk-Formation gliedern. Die Mächtigkeit des
Gesamtaquifers nimmt zu, wenn die überlagernden
Schichten der Lettenkeuper-Formation kalkig-dolo-
mitisch ausgebildet sind. Sollte der Mittlere Muschel-
kalk ausgelaugt sein, dann ist eine Verkarstung im
Oberen Muschelkalk wahrscheinlich. Den Grundwas-
serstauer bildet die Salinarformation des Mittleren
Muschelkalks. Werden nur die Formationen des
Hauptmuschelkalks herangezogen, bewegt sich die zu
erwartende Mächtigkeit zwischen 60 und 85 m. Die
größten Mächtigkeiten werden dabei in den Regionen
um Offenburg und Heidelberg erwartet. Lediglich im
äußersten Norden wird der Obere Muschelkalk
diskordant vom Tertiär überlagert, verliert zuneh-
mend an Mächtigkeit und ist schließlich auf der Höhe
Schriesheim komplett abgetragen. Die Ursache beruht
auf den bereits erwähnten prätertiären Hebungsvor-
gängen.
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Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
Abb. 2: Schnitt durch den südlichen Oberrheingraben. Eingetragen sind die geothermischen Nutzhorizonte
Buntsandstein (s), Oberer Muschelkalk (mo) und Hauptrogenstein (bjHR), nach Jodocy & Stober (2010)
Fig. 2: Cross section through the southern part of the Upper Rhine Graben, showing the geothermal target
formations Buntsandstein (s), Upper Muschelkalk (mo) and Hauptrogenstein (bjHR), modified after Jodocy &
Stober (2010)
Im südlichen Grabenabschnitt zwischen Basel und
Kehl ist zusätzlich der Hauptrogenstein (bjHR) von
hydrogeothermischer Bedeutung. Im mittleren und
oberen Mitteljura (Dogger, jm) bilden die Kalkoolithe
einen meist porenreichen, klüftigen und in der Nähe
von Verwerfungen häufig stark verkarsteten Gesteins-
komplex. Über und unter diesem Grundwasserleiter
treten tonige und mergelige Sedimentpakete des ober-
sten und mittleren Mitteljura auf. Sie stellen die hang-
ende und liegende Begrenzung des Grundwasserleiters
dar (Geyer & Gwinner 1991). Die Mächtigkeit des
Hauptrogensteins bewegt sich zwischen 100 m im
Süden, bis zu 120 m bei Bad Bellingen und rund 80 m
südlich des Kaiserstuhls. Nördlich des Kaiserstuhls
werden Gesamtmächtigkeiten von rund 70 m erwar-
tet, die auf der Höhe von Offenburg in Richtung Nor-
den stark zurückgehen und ab der Höhe Kehl/Stras-
bourg mit einer zunehmenden Vermergelung vom
Liegenden ins Hangende verbunden sind. Nördlich der
Linie Hagenau-Appenweier hat der Hauptrogenstein
in seiner tonigen Ausbildung der Schwäbischen Fazies
keine hydrogeothermische Bedeutung mehr.
Innerhalb der tertiären Schichtenabfolge (t) im
Oberrheingraben kommen nördlich Strasbourg als po-
tentielle hydrothermale Nutzhorizonte insbesondere
die Niederrödern-Formation (tN), die Cyrenenmergel
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I. STOBER et al.
und Melettaschichten innerhalb der Froidefontaine-
Formation (tFR) sowie die Oberen und Unteren
Pechelbronn-Schichten innerhalb der Pechelbronn-
Formation (tPE) in Frage (Doebl, 1970, Geyer &
Gwinner 1991, 2011, Pflug 1982, Schad 1962,Weber
1935, Wirth 1962, Wittmann 1965, Grimm et al. 2011,
CEC 1981). Die Mächtigkeiten der einzelnen Schich-
ten in der tertiären Abfolge variieren zum Teil sehr
stark. Die Betrachtung räumlicher Mächtigkeitsschwan-
kungen und daraus abgeleiteter primärer Sedimenta-
tionsräume (Depozentren), lässt Rückschlüsse auf die
Genese einzelner Regionen während der Grabenbil-
dung zu.
2.2 Hydrochemische Eigenschaften der Tiefen-
wässer
Daten von bereits vorhandenen Tiefbohrungen sind
für die Abschätzung der hydrochemischen Verhältnis-
se des tiefen Untergrunds sehr wertvoll. Die hydro-
chemischen Daten stammen aus dem links- und rechts-
rheinischen Teil und damit auch aus dem franzö-
sischen Teil des Oberrheingrabens. Schwerpunkt der
Datengrundlage stellen Bohrungen der Kohlenwasser-
stoff-Industrie dar, aber auch zahlreiche Forschungs-
und Erkundungsbohrungen, Bohrungen der Thermal-
und Mineralwassererschließung sowie Rohstoff-
bohrungen (Carlé 1975, Hauber 1991, He et al. 1999,
Schloz & Stober 2006, Prestel & Schloz 2009, CEC
1979, 1981).
Die meisten Bohrungen, denen die Wasserproben
entstammen, sind für eine erneute Probenahme nicht
mehr zugänglich. Da sie nicht mehr genutzt werden,
sind sie verschlossen. Im Ganzen liegen weit über 300
hydrochemische Analysen vor, die sich über den ge-
samten Oberrheingraben erstrecken. Von einzelnen
Bohrungen gibt es Mehrfachanalysen. Der Umfang der
einzelnen hydrochemischen Analysen ist sehr unter-
schiedlich: manchmal umfassen die Analysen selbst die
Hauptinhaltsstoffe nicht vollständig, während in an-
deren Bohrungen zusätzlich auch Spurenstoffe unter-
sucht wurden. Auch wurden die Analysen von unter-
schiedlichen Labors angefertigt. Daher wurde zunächst
eine Plausibilitätskontrolle durchgeführt und die Güte
anhand der Ionenbilanz und anderer gängiger Kriteri-
en bewertet. Die Auswahl der Analysen orientierte
sich auch an der Pumpdauer sowie an der Probenah-
mestelle (oben am Auslauf, unten im Bereich des
Aquifers). Zusammenfassend darf die Qualität einzel-
ner Analysendaten trotzdem nicht überbewertet
werden.
Die Tiefenwässer im Oberrheingraben sind durch-
weg hochmineralisiert, unabhängig vom jeweiligen
Aquifer, dem sie entstammen (Abb. 2). Wässer, die aus
einer Tiefe von über 500 m u. Gel. stammen, weisen
in der Regel einen Gesamtlösungsinhalt (TDS) von
deutlich über 1000 mg/l auf. TDS ist an die Tiefenlage
des Aquifers gekoppelt. Die Tiefenabhängigkeit des
Gesamtlösungsinhaltes lässt sich separat für jeden ein-
zelnen geothermischen Nutzhorizont im Oberrhein-
graben durch einen Algorithmus beschreiben. In
größeren Tiefen gibt es keine gering mineralisierten
Wässer (Abb. 3). Bereits in 1000 m u.Gel. ist in allen geo-
thermischen Nutzhorizonten mit einem TDS von meh-
reren g/kg zu rechnen. Die höchsten Konzentrationen,
die in Wasserproben aus Bohrungen im Oberen Muschel-
kalk Aquifer gemessen wurden, betrugen 85,2 g/kg, im
Buntsandstein-Aquifer waren es 128,4 g/kg, im geolo-
gisch jüngeren und damit stratigraphisch höher liegen-
den Hauptrogenstein-Aquifer 312,1 g/kg und in der
jüngsten, der tertiären Schichtenfolge 239,4 g/kg.
Die Abbildung 4a zeigt als Schoeller-Diagramm die
Hauptinhaltsstoffe der Analysen aus dem Buntsand-
stein Aquifer im Oberrheingraben. Auf der x-Achse sind
jeweils die Hauptinhaltsstoffe abgetragen, die y-Achse
zeigt die jeweiligen Konzentrationen (mmol(eq)/kg) in
logarithmischem Maßstab. Das Schoeller-Diagramm
der Wässer verdeutlicht, dass im Aquifer des Buntsand-
steins zwei verschiedene Wassertypen vorliegen kön-
nen. Die niedriger mineralisierten Wässer stammen
aus geringeren Tiefen (z.B. Tb. III Badenweiler) und
sind reich an Calcium und Hydrogenkarbonat, gele-
gentlich auch an Sulfat. Die tiefer liegenden Wässer
sind höher mineralisiert und reich an Natrium und
Chlorid (z.B. Geothermiebohrungen Cronenbourg,
Brühl und Bruchsal) mit erhöhten Sulfatgehalten. Der
Übergang der beiden Wassertypen ist nicht abrupt.
Die hydrochemischen Eigenschaften der Buntsand-
stein-Wässer aus geringer Tiefe werden durch den
geklüfteten, z.T. fossilführenden Sandstein geprägt, in
dem häufig karbonatische Ausfällungen auf Kluft-
flächen vorliegen. Vereinzelt können in der Sandstein-
abfolge auch geringmächtige Dolomitablagerungen
oder Karbonate eingeschaltet sein. Die Sandsteine sind
z.T. karbonatisch gebunden und stark Glimmer füh-
Abb. 3: Gesamtlösungsinhalt (TDS) der Tiefenwässer im Oberrheingraben aus dem Buntsandstein (s), Oberen
Muschelkalk (mo), Hauptrogenstein (bjHR) und dem Tertiär (t)
Fig. 3: Total dissolved solids (TDS) oft he deep waters in the Upper Rhine Graben from Buntsandstein (s),
Upper Muschelkalk (mo), Hauptrogenstein (bjHR) and Tertiary (t)

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Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
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I. STOBER et al.
rend. Vereinzelt (z.B. Fränkische Senke) können im
Oberen Buntsandstein Gipskrustenböden vorliegen
(Geyer & Gwinner 1991). Als Folge hydrothermaler
Prozesse können zudem bereichsweise Eisen- und
Kupfersulfide vorhanden sein.
Unterhalb von etwa 1000 m u.Gel. ist im Buntsand-
stein-Aquifer Chlorid das dominante Anion, oberhalb
sind es Hydrogenkarbonat und Sulfat. Ab etwa 1000
m u.Gel. nimmt der Hydrogenkarbonat-Anteil in den
Wässern von z.T. über 60 Äqu% auf etwa 5 Äqu% und
weniger ab. In diesem Tiefenbereich reduziert sich
auch der Anteil an Sulfat. Entsprechend verhalten sich
die Kationen. Oberhalb von etwa 800 m u.Gel. kön-
nen die Calcium-Anteile z.T. über 60 Äqu% und die
Magnesium-Anteile über 15 Äqu% betragen. Unter-
halb dieses Tiefenbereichs werden in den Tiefen-
wässern i.d.R. Calcium-Anteile deutlich unter 20
Äqu% und sehr niedrige Magnesium-Anteile beobach-
tet. In diesen Tiefen ist Natrium das dominierende
Kation. Auch die Kalium-Anteile scheinen mit der
Tiefe geringfügig zuzunehmen. Für den Buntsandstein
Aquifer im Oberrheingraben ergeben sich keine Hin-
weise auf regionale hydrochemische Trends.
Das Schoeller-Diagramm der Wässer aus dem
Aquifer des Oberen Muschelkalks verdeutlicht, dass
zwei verschiedene Wassertypen vorliegen können
(Abb. 4b). Die niedriger mineralisierten Wässer stam-
men aus geringeren Tiefen (z.B. TB Zähringen, Boh-
rungen Bad Krozingen, Freiburg) und sind reich an
Calcium, Sulfat und Hydrogenkarbonat. Die hydro-
chemischen Eigenschaften der Wässer aus geringer Tie-
fe werden durch das karbonatische Gestein, dem sie
entstammen, und durch das Vorkommen von Sulfaten
(Anhydrit, Gips) im Mittleren Muschelkalk geprägt.
Die tiefer liegenden Wässer in der inneren Grabenzone
sind höher mineralisiert und reich an Natrium und
Chlorid (z.B. Geothermiebohrungen Riehen GB1 u.
GB2). Der Übergang der beiden Wassertypen ist rela-
tiv abrupt.
Unterhalb von etwa 600 m u.Gel. ist im Oberen
Muschelkalk Aquifer Chlorid das dominante Anion,
oberhalb sind es Sulfat und Hydrogenkarbonat (Abb. 4).
Ab etwa 700-800 m u.Gel. nimmt der Sulfat-Anteil in
den Wässern von z.T. über 60 auf etwa 20 Äqu% und
weniger ab. In diesem Tiefenbereich reduziert sich
auch der Anteil an Hydrogenkarbonat. Entsprechend
verhalten sich die Kationen. Oberhalb von etwa 800-
900 m u.Gel. können die Calcium-Anteile z.T. über
60 Äqu% und die Magnesium-Anteile über 30 Äqu%
betragen. Unterhalb dieses Tiefenbereichs werden in
den Tiefenwässern i.d.R. keine erhöhten Calcium- und
Magnesium-Anteile beobachtet. In diesen Tiefen ist
Natrium das dominierende Kation. Für den Oberen
Muschelkalk Aquifer im Oberrheingraben ergaben sich
keine Hinweise auf regionale hydrochemische Trends.
Die Abbildung 4c zeigt als Schoeller-Diagramm die
Hauptinhaltsstoffe der Wässer aus dem Hauptrogen-
stein-Aquifer. Es verdeutlicht, dass auch im Aquifer
des Hauptrogensteins zwei verschiedene Wassertypen
vorliegen können. Die niedriger mineralisierten Wäs-
ser stammen aus geringeren Tiefen (z.B. VB3 Schlien-
gen, TB3 Freiburg) und sind anteilsmäßig reicher an
Calcium und Hydrogenkarbonat. Die hydrochemi-
schen Eigenschaften der Wässer aus geringer Tiefe wer-
den im Wesentlichen durch das karbonatische Gestein,
dem sie entstammen, geprägt. Die tiefer liegenden
Wässer in der inneren Grabenzone sind höher mine-
ralisiert und reich an Natrium und Chlorid (Boh-
rungen der Kohlenwasserstoff-Industrie). Die Gesamt-
lösungsinhalte der Hauptrogenstein-Wässer können
deutlich über denjenigen im Buntsandstein- oder
Muschelkalk-Aquifer liegen. Der Übergang der beiden
Wassertypen, von Ca-HCO3- nach Na-Cl-Wässern, ist
mehr oder weniger fließend. Im Übergangsbereich
weisen die Wässer auch zusätzlich erhöhte Sulfat-
gehalte auf. Unterhalb von etwa 500 m u.Gel. ist im
Hauptrogenstein-Aquifer Chlorid das dominante An-
ion, oberhalb ist es oftmals Hydrogenkarbonat. Ober-
halb von etwa 500 m u.Gel. können die Calcium-An-
teile z.T. deutlich über 30 Äqu% betragen. Unterhalb
dieses Tiefenbereichs werden in den Tiefenwässern
i.d.R. keine erhöhten Calcium-Anteile beobachtet. In
diesen Tiefen ist Natrium das dominierende Kation.
Für den Hauptrogenstein-Aquifer im Oberrhein-
graben ergaben sich keine eindeutigen Hinweise auf
regionale hydrochemische Trends. Obwohl die größte
Tiefenlage des Hauptrogenstein im Bereich Mulhouse,
Müllheim und im Bereich Offenburg erreicht wird,
werden die höchsten Gesamtlösungsinhalte eher im
nördlichen Bereich des Hauptrogenstein-Aquifers
(Offenburg - Straßburg) beobachtet und nicht im Um-
feld von Mulhouse oder Müllheim.
Das Schoeller-Diagramm der Tiefenwässer aus der ter-
tiären Schichtenabfolge im Oberrheingraben verdeut-
licht, dass hier ebenfalls zwei verschiedene Wasser-
typen vorliegen können (Abb. 4). Die Wässer aus sehr
geringer Tiefe sind niedrig mineralisiert und reich an
Calcium und Hydrogenkarbonat bzw. Sulfat. Mit zu-
nehmender Tiefenlage und Gesamtlösungsinhalt
nehmen Natrium und Chlorid zu. Viele Tiefenwässer
sind hydrochemisch sehr ähnlich und unterscheiden
sich nur im Gesamtlösungsinhalt. Eine räumliche Dif-
ferenzierung bezüglich der hydrochemischen Eigen-
schaften konnte nicht nachgewiesen werden, ebenso-
wenig wie eine Differenzierung innerhalb der einzel-
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Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
nen potentiellen hydrogeothermischen Nutzhorizonte
der tertiären Abfolge.
Mit zunehmender Tiefe nehmen in der tertiären
Schichtenabfolge die Chlorid- und Natriumanteile in
den Thermalwässern markant zu. Die Tiefenwässer
enthalten fast ausschließlich Chlorid, kaum Hydro-
genkarbonat und nur z.T. etwas Sulfat. In den meisten
Fällen ist Natrium das entscheidende Kation. In ver-
einzelten Fällen können jedoch auch relativ hohe Cal-
cium-Anteile vorliegen. Der Übergang von Calcium-
zu Natriumdominanz erfolgt hier im Gegensatz zu den
anderen Nutzhorizonten bereits ab etwa 150 m u.Gel.
ebenso wie der Übergang von Hydrogenkarbonat- zu
Chloriddominanz
Die meisten pH-Werte der Tiefenwässer aller geo-
thermischen Nutzhorizonte liegen im Bereich zwischen
pH = 5,5 und pH = 9,0 mit Schwerpunkt zwischen
pH = 6 und pH = 7. Im Buntsandstein-Aquifer gibt
es einige Analysen mit pH < 5,5 und aus der tertiären
Schichtenabfolge mit pH > 9,0. Bei vielen der vorlie-
genden pH-Werte handelt es sich jedoch um Laborwer-
te, die bei Zimmertemperatur unter atmosphärischen
Bedingungen gemessen wurden. Nur sehr wenige Wer-
te wurden direkt vor Ort unmittelbar im Anschluss
an einen längeren Pumpbetrieb bei noch erhöhter
Temperatur gemessen. Da der pH-Wert eine tempera-
turabhängige Größe ist, verschiebt er sich entspre-
chend. Beispielsweise sinkt der neutrale Punkt mit zu-
nehmender Temperatur von pH = 7,0 auf den Wert
pH = 5,5 bei Temperaturen um 200 °C ab. Hinzu
kommen Beeinflussungen des pH-Wertes aufgrund
von Gasaustausch mit der Atmosphäre bei der
Probenahme, aufgrund von Stillstandzeiten bis zur
Messung auf dem Weg zum und im Labor u.a.. Die
meisten der vorliegenden Messwerte dürften daher
eher etwas zu hohe pH-Werte anzeigen.
Leider gibt es nur sehr selten Untersuchungen auf
Gasgehalte in den Tiefenwässern der verschiedenen
geothermischen Nutzhorizonte. Die wenigen vorlie-
genden Analysen beschränken sich nahezu ausschließ-
lich auf CO2- und H2S-Messungen von Wässern aus
Thermalwasser- und Geothermiebohrungen. Von den
Wässern der Kohlenwasserstoff-Bohrungen liegen nur
sehr vereinzelt Messungen auf Gasgehalte vor. Die
CO2-Gehalte der Wässer in flachen Bohrungen schei-
nen in allen Aquiferen sehr niedrig zu sein. In den tie-
feren Bohrungen wurden z.T. sehr hohe CO2-Gehalte
von über 1000 mg/kg in allen Aquiferen mit Ausnah-
me der tertiären Schichtenabfolge angetroffen, z.T. je-
doch auch lediglich Werte von 10-25 mg/kg. Die
wenigen gemessenen H2S-Gehalte lassen für alle Nutz-
horizonte auf ein sehr geringes Vorkommen von H2S
im Oberrheingraben schließen.
2.3 Sättigungszustände
Mit Hilfe des Computerprogramms PHREEQC Inter-
active, Version 2.12.5, (Parkhurst et al. 1980) wurde
auf der Basis der Datenbank der LLNL (Laurence
Livermore National Laboratory, Wolery 1979) der
chemische Ist-Zustand der Tiefenwässer mit dem theo-
retischen Gleichgewichtszustand verglichen. Auf die-
se Weise wurde untersucht, inwieweit die Konzentra-
tion einzelner Inhaltsstoffe in den Wässern durch die
Löslichkeiten von Primär- und Sekundärmineralen
kontrolliert werden. Der Zustand einer chemischen
Reaktion wird durch den Logarithmus des Verhält-
nisses von Reaktionsquotient und Gleichgewichts-
konstanten beschrieben. Negative Werte bedeuten
eine Untersättigung des Wassers in Bezug auf das ent-
sprechende Mineral, was impliziert, dass die feste Pha-
se gelöst werden kann. Positive Werte beschreiben
eine Übersättigung mit potentiellem Ausfallen der fe-
sten Phase. Wird der Wert „0“ erreicht, so ist das Was-
ser gesättigt. Die Ergebnisse dieser Untersuchungen
können natürlich keineswegs die Kinetik der Lösungs-
und Fällungsprozesse beschreiben, sondern sie geben
vielmehr nur Auskunft über das Potential, also die
Möglichkeiten für eine Aufnahme von Stoffen oder für
eine Ausfällung.
Nicht von allen Analysendaten lagen „vor Ort“
sondern „im Labor“ gemessene Temperaturen vor. Für
die mit dem Programm PHREEQC durchgeführten
Berechnungen wurden grundsätzlich die aus geophysi-
kalischen Bohrlochvermessungen ermittelten Aquifer-
temperaturen benutzt.
Der pH-Wert beeinflusst den Sättigungszustand be-
züglich verschiedener Minerale. Beispielsweise ist der
Sättigungsindex in Bezug auf Calcit stark pH-Wert ab-
hängig. Mit zunehmendem pH-Wert steigt dieser an.
Der Sättigungsindex bezüglich Quarz ist dagegen rela-
tiv unempfindlich bei Änderungen des pH-Wertes im
Bereich unter pH = 8,0. In Bezug auf Gips nimmt der
Sättigungsindex bei Änderungen des pH-Werts erst im
Bereich unter pH = 3,5 stark ab. Da bei einigen der
vorliegenden Analysen der pH-Wert nicht „vor Ort“
sondern „im Labor“ bei Zimmertemperatur gemessen
wurde (Abschn. 2.2), musste dieser Wert für die Be-
rechnung mit PHREEQC auf die jeweils vorliegenden
Aquifertemperaturen korrigiert werden.
Die Tiefenwässer aus dem Buntsandstein-, Oberen
Muschelkalk- und Hauptrogenstein-Aquifer scheinen
demnach unter Aquifertemperaturen in Bezug auf
Quarz gesättigt bis leicht übersättigt zu sein. Aus kine-
tischen Gründen sind jedoch keine Ausfällungen von
Quarz im relevanten Temperaturbereich zu erwarten.
In der tertiären Schichtenabfolge scheinen die Tiefen-
348 Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14
I. STOBER et al.
Abb. 4b: Schoeller Diagramm der Tiefenwässer aus dem Oberen Muschelkalk-Aquifer im Oberrheingraben
Fig. 4b: Schoeller-Diagram of deep waters in the Upper Muschelkalk-aquifer in the Upper Rhine Graben
Abb: 4a: Schoeller Diagramm der Tiefenwässer aus dem Buntsandstein-Aquifer im Oberrheingraben
Abb: 4a: Schoeller-Diagram of deep waters in the Buntsandstein-aquifer in the Upper Rhine Graben
Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14 349
Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
Abb. 4d: Schoeller Diagramm der Tiefenwässer aus der tertiären Schichtenabfolge im Oberrheingraben
Fig. 4d: Schoeller-Diagram of deep waters in the Teriary sedinents in the Upper Rhine Graben
Abb. 4c: Schoeller Diagramm der Tiefenwässer aus dem Hauptrogenstein-Aquifer im Oberrheingraben
Fig. 4c: Schoeller-Diagram of deep waters in the Hauptrogenstein-aquifer in the Upper Rhine Graben
350 Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14
I. STOBER et al.
wässer bezüglich Quarz und Chalcedon tendenziell
eher etwas untersättigt zu sein.
Werden die Tiefenwässer im Buntsandstein auf Sät-
tigung bezüglich Karbonat untersucht, der z.B. teilwei-
se im Bindemittel und/oder sekundär gebildet in den
Kluftfüllungen vorliegt, so ergibt sich folgendes Bild:
Bezüglich Calcit sind die Wässer etwa gesättigt, wäh-
rend sie in Bezug auf Dolomit eher leicht übersättigt
sind. Im Oberen Muschelkalk scheinen die Wässer be-
züglich Calcit gesättigt bis leicht übersättigt zu sein
(möglicherweise als Folge der Druckentlastung), wäh-
rend sie im Hauptrogenstein und in der tertiären
Schichtenabfolge nahe der Sättigung liegen.
Die Wässer aus dem Buntsandstein, Oberen Muschel-
kalk und Hauptrogenstein sind bezüglich Gips und
Anhydrit gesättigt bis leicht untersättigt; die Wässer
aus dem Tertiär sind bezüglich Gips und Anhydrit ten-
denziell eher leicht untersättigt. Auffallend ist in allen
Tiefenwässern die Sättigung bis hin zur leichten Übersät-
tigung bezüglich Baryt. Bei Erniedrigung der Wasser-
Temperatur, z.B. durch Wärmeentzug an der Erdober-
fläche nach Passage durch den Wärmetauscher, erhöht
sich der Grad der Sättigung. Ausfällungen von Baryt
in Geothermieanlagen können Probleme verursachen.
In über Tage geschlossenen Zirkulations-Systemen
sind die Sättigungszustände bezüglich vieler Minerale
natürlich auch von den physikalischen Eigenschaften
abhängig, denen die Tiefenwässer unterliegen. Sie wer-
den von den jeweils herrschenden Druck- und Tem-
peraturbedingungen bestimmt. Bereits bei der Förde-
rung von Tiefenwässern nehmen der Druck stark und
geringfügig auch die Temperatur ab. Bei der Passage
durch das oft verwinkelte Leitungssystem an der Erd-
oberfläche bilden sich immer wieder Druckschatten.
Durch den Temperaturentzug beim Durchströmen des
Wärmetausches an der Erdoberfläche erfolgt die we-
sentliche Temperaturabnahme des Tiefenwassers. Bei
Reduktion der Temperatur im relevanten Temperatur-
bereich von 200°C bis auf 70 °C nehmen beispiels-
weise die Sättigungszustände von Anhydrit, Gips und
Calcit ab, d.h. rein auf der Basis der Temperatur-
abnahme wären keine Ausfällungen dieser Minerale zu
erwarten. Da sich jedoch auch der Druck auf das Fluid
reduziert, und dieser Effekt z.B. bei Calcit dominiert,
sind Calcitausfällungen zu erwarten. Völlig anders ver-
hält sich Quarz. Im Niedertemperaturbereich nimmt
der Sättigungszustand bezüglich Quarz mit sinkender
Temperatur zu. Ausfällungen sind hier jedoch aus kine-
tischen Gründen im Niederenthalpiesektor eher nicht
zu erwarten.
Ändert sich die Temperatur, so verschiebt sich auch
der pH-Wert (Abschn. 2.2). Der pH-Wert beeinflusst
wiederum den Sättigungszustand bezüglich verschiede-
ner Minerale. Beispielsweise ist der Sättigungsindex in
Bezug auf Calcit stark pH-Wert abhängig. Mit zuneh-
mendem pH-Wert steigt dieser an. Der Sättigungs-
index bezüglich Quarz ist dagegen relativ unempfind-
lich bei Änderungen des pH-Wertes im Bereich unter
pH = 8. In Bezug auf Gips nimmt der Sättigungsindex
erst bei Änderung des pH-Werts im Bereich unter pH
= 3,5 stark ab.
Grundsätzlich können sich die Alterationsprodukte
in Hohlräumen im Aquifer, insbesondere auf Klüften
oder in Drusen, an- oder abreichern und damit die Per-
meabilität des Aquifers mitbestimmen, insbesondere
dann, wenn sich die Druck- und Temperaturbedin-
gungen stark ändern, wie dies beispielsweise bei geo-
thermischen Nutzungssystemen der Fall ist.
2.4 Herkunft und Genese
Wie in Abschnitt 2.2 gezeigt, werden in allen geother-
mischen Nutzhorizonten des Oberrheingrabens ab ei-
ner bestimmten aquiferspezifischen Tiefenlage Natri-
um-Chlorid-Wässer mit Gesamtlösungsinhalten (TDS)
von einigen 10er g/kg angetroffen, wobei die TDS-
Werte im Hauptrogenstein-Aquifer und in der tertiä-
ren Schichtenabfolge deutlich höher sein können als
in den tiefer liegenden Aquiferen des Buntsandstein
oder des Oberen Muschelkalks. Grundsätzlich liegen
die TDS-Gehalte häufig deutlich über denjenigen von
Meerwasser. Auffallend ist weiterhin, dass der Über-
gang zu Natrium-Chlorid-Wässern in den einzelnen
Aquiferen mit der stratigraphischen Tiefenlage abzu-
nehmen scheint. So sind beispielsweise die Tiefen-
wässer im Buntsandstein-Aquifer in Tiefenlagen
unterhalb von etwa 1000 m u.Gel. Na-Cl-dominiert,
während sie im Oberen Muschelkalk-Aquifer bereits
in etwa 600 m, im Hauptrogenstein-Aquifer in etwa
500 m und in der tertiären Schichtenabfolge bereits in
etwa 150 m u.Gel. Na-Cl-dominiert sind.
Die Tiefenwässer im Oberrheingraben weisen
grundsätzlich einen erhöhten Temperaturgradienten
auf, der lokal Werte von 10°C / 100 m erreichen kann
(z.B. Soultz-sous-Forêts). Die hohen Temperaturgra-
dienten sind jedoch nicht tiefenbeständig, sondern sie
nehmen ab einer bestimmten Tiefe wieder ab und ge-
hen dort in einen normalen Temperaturanstieg über.
Der Wendepunkt von „anormalem“ zu „normalem“
Gradienten setzt im Oberrheingraben in Tiefen ein,
in denen bei minimalem hydraulischen Gradient die
Gebirgsdurchlässigkeit sehr niedrig ist, d.h. auch die
Klüftigkeit auf ein Minimum zurückgegangen ist, so
dass die Tiefenwässer mehr oder weniger stagnieren.
Meistens befindet sich dieser Wendepunkt im Kristal-
Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14 351
Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
linen Grundgebirge unterhalb eines stärker verwitter-
ten und geklüfteten Bereichs. Die erhöhten Tempera-
turen und damit erhöhten Wärmestromdichtewerte im
Oberrheingraben (Clauser 1989) werden daher eher
mit aufsteigenden Tiefenwässern assoziiert als mit ei-
ner tiefliegenden Wärmequelle innerhalb des darunter
liegenden kristallinen Grundgebirge. Der Aufstieg der
Tiefenwässer wird durch die Topographieunterschiede
induziert und kann zum einen über Klüfte und
Störungszonen mit erhöhter Durchlässigkeit erfolgen,
zum anderen jedoch auch pervasiv über Schicht-
grenzen hinweg (Tóth 1978).
Die z.T. sehr hohen TDS-Gehalte lassen einerseits
eine Herkunft aus salinaren Ablagerungen als wahr-
scheinlich erachten. Andererseits gehören zur Graben-
struktur des Oberrheingrabens, wie die Temperatur-
verläufe zeigen, auch Tiefenwasseraufstiege (Stober et
al. 1999) und Tiefenwasserzirkulationssysteme (z.B.
Pearson & Garven 1992), die z.T. bis in das Kristalli-
ne Grundgebirge hinabreichen können. Tiefenwässer
im Kristallinen Grundgebirge sind grundsätzlich hoch-
salinar (Stober & Bucher 2000a, Bucher & Stober 2010)
(Abschnitt 5), so dass sie im Aufstiegsbereich die
Tiefenwässer in der sedimentären Abfolge des Hang-
enden markant prägen. Halit-Ablagerungen sind aus
dem Mittleren Muschelkalk und aus der tertiären Ab-
folge bekannt. Weiterhin ist zu berücksichtigen, dass
sich die letzte Meerwasserintrusion in den südlichen
Oberrheingraben im Oligozän vollzog, so dass in den
Tiefenwässern ebenfalls mit einer salinaren Kompo-
nente marinen Ursprungs gerechnet werden kann.
In der Hydrogeochemie gibt es verschiedene Werk-
zeuge, die Hinweise auf die Herkunft der salinaren
Komponente in den Tiefenwässern und damit auf ihre
Genese geben können, wie z.B. das Cl/Br-Verhältnis
oder das (Na+K)/Cl-Verhältnis. Ein weiteres wichti-
ges Werkzeug sind Geothermometer, im vorliegenden
Fall insbesondere das SiO2-Geothermometer, das an-
gibt, ob die berechnete Lagerstättentemperatur höher
oder niedriger ist als die gemessene Aquifer-Tempera-
tur, und somit, ob es sich eher um aufsteigende oder
absteigende Wässer handelt.
Die Untersuchungen an den Tiefenwässern erbrach-
ten kein abschließendes einheitliches Bild innerhalb
der einzelnen Aquifere. Die Ursachen dafür sind viel-
fältig und können sicherlich z.T. auch auf der Daten-
qualität basieren (Jodocy & Stober 2009). Dennoch
scheinen in bestimmten Bereichen innerhalb des Ober-
rheingrabens aquifer-übergreifend einheitliche Zirku-
lationssysteme vorzuliegen oder auch eher stagnieren-
de Bereiche, in denen die Formationswässer eine Meer-
wassersignatur widerspiegeln. Abbildung 2 veran-
schaulicht, dass im Oberrheingraben durch das Bruch-
schollenmosaik und die großen Versatzbeträge auch
einzelne Aquifere direkt miteinander in Verbindung
stehen können, so dass sich die Hydrochemie auch
lateral aquiferübergreifend egalisieren kann.
Die Untersuchungen erbrachten grundsätzlich
meist Hinweise auf aufsteigende Wässer, zum einen
weil die Aquifertemperaturen meistens vergleichswei-
se hoch sind und zum anderen die SiO2-Gehalte häu-
fig auf noch höhere Lagerstättentemperaturen schlie-
ßen lassen. Die salinare Komponente im Buntsand-
stein dürfte weitestgehend gemäß Cl/Br-Signatur auf
aus dem Kristallin aufsteigenden hochsalinaren Wäs-
sern beruhen, ggf. zusätzlich auch auf hydratisierenden
Alterationsprozessen. Im Oberen Muschelkalk dürfte
die Salinität insbesondere von den halitischen Ablage-
rungen im Mittleren Muschelkalk geprägt sein. Die
hohen NaCl-Gehalte in den tertiären sedimentären
Aquiferen sind wahrscheinlich auf die während des
Tertiärs abgelagerten Halite zurückzufüren. Die
salinare Komponente im Hauptrogenstein kann ver-
schiedene Ursachen besitzen, die im Detail anhand der
zur Verfügung stehenden Daten nicht geklärt werden
konnte.
3. Süddeutsches Molassebecken
Das süddeutsche Molassebecken erstreckt sich als lang-
gezogene Hochebene im Norden der Alpen von der
Schweiz im Westen über etwa 300 km bis an die Gren-
ze nach Oberösterreich. Im Norden und Nordosten
wird es in weiten Teilen von der Donau begrenzt. Sei-
ne größte Breite von 140 km erreicht es südlich von
Regensburg. Seine Entstehung steht in direktem Zu-
sammenhang mit der Alpenorogenese, welche ab dem
Obereozän zu einem flexurartigen Abbiegen des varis-
zischen Grundgebirges und der darauf abgelagerten
mesozoischen Sedimente führte (Lemcke 1988). Diese
Subsidenz wird durch die Ablagerung von Molasse-
sedimenten weitgehend ausgeglichen und führt dazu,
dass die mesozoischen Sedimente am heutigen Nord-
rand der Alpen von 5 km mächtigen tertiären Einhei-
ten bedeckt werden.
Der bedeutendste geothermische Nutzhorizont des
süddeutschen Molassebeckens ist der Oberjura-
Aquifer, welcher derzeit das Ziel zahlreicher geo-
thermischer Erschließungsmaßnahmen zur Gewin-
nung von Strom und Wärme ist. Potentielle weitere
geothermische Nutzhorizonte im süddeutschen
Molassebecken sind nach Bay. StWiVT (2010) das kri-
stalline Grundgebirge, die Sedimente des Oberen Mu-
schelkalk, Keuper und Dogger sowie Aquifere aus dem
tieferen Tertiär. Diese Horizonte sind allerdings auf-
352 Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14
I. STOBER et al.
grund ihrer geringen Ergiebigkeit, Verbreitung und/
oder Grundwassertemperatur nur lokal von Bedeutung
und werden, wenn überhaupt, bislang nur balneolo-
gisch genutzt. Die nachfolgenden Ausführungen be-
schränken sich deshalb auf die Karbonate des Ober-
jura (ältere Bezeichnung: Malm), welche zusammen
mit den sich im Hangenden anschließenden Sedimen-
ten des Purbeck den Oberjura-Aquifer aufbauen, so-
wie auf den Muschelkalk, der vorzugsweise im SW
verbreitet ist und der separat in Abschnitt 3.2 bespro-
chen wird.
3.1 Oberjura-Aquifer
Informationen zur Hydrochemie des Oberjura-
Aquifers liegen vor allem aus dem Forschungsprojekt
„Hydrogeothermische Energiebilanz und Grund-
wasserhaushalt des Oberjura-Karsts im Süddeutschen
Molassebecken“ vor (Bertleff 1986, Prestel 1991), wo-
bei sich die meisten Analysen auf den nördlichen und
nordöstlichen Randbereich des Oberjura-Aquifers mit
relativ geringen Erschließungstiefen beschränken. Aus-
sagen zur Hydrochemie des Oberjura-Aquifers in grö-
ßeren Tiefenlagen wurden erst in den letzten Jahren
im Zuge der geothermischen Exploration des Ober-
juras vor allem im Großraum München sowie durch
neue Forschungsprojekte des BMU (Bundesministe-
rium für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit)
möglich: GeotIS, GeotIS II und GeoTool sowie Wiss.
& techn. Grundlagen zur struktur- und hydrogeolog.
Charakterisierung tiefer geotherm. Grundwasserleiter
(Schulz et al. 2007, Jodocy & Stober 2011a, 2011b,
Schneider & Thomas 2012). Im Moment stehen somit
nahezu 200 Bohrungen mit hydrochemischen Analy-
sen zur Verfügung (Abb. 5). Verwendet wurden nur
Analysen mit einem Ionenbilanzfehler <5 %. Den-
noch müssen Einschränkungen bei der Qualität der
Daten vor allem aus den Tiefbohrungen gemacht wer-
den, da nur in Ausnahmefällen qualitativ hochwertige
Tiefenbeprobungen stattfanden und das Thermalwas-
ser in der Regel an der Oberfläche unter veränderten
Temperatur und Druckbedingungen beprobt wird. Ein
weiterer kritischer Punkt bei den Probenahmen ist der
Zeitpunkt der Probenahme, bei vielen Bohrungen lie-
gen nur Analysen aus den hydraulischen Tests nach
dem Abteufen der Bohrungen vor. Diese können von
Säurederivaten und/oder Resten der Bohrspülung
beeinflusst sein. Auch mehrere Monate nach Inbetrieb-
nahme können diese zum Teil noch nachgewiesen wer-
den und das Bild verfälschen.
3.1.1 Hydrogeologische Beschreibung
Der Grundwasserleiterkomplex des Oberjura erstreckt
sich über das gesamte Molassebecken und findet in
Karstgrundwasserleitern der Schwäbischen und Frän-
kischen Alb nördlich der Donau seine Fortsetzung.
Die überwiegend mergeligen, gering durchlässigen
Sedimente des tieferen Oberjuras bilden die Sohle des
Grundwasserleiters, der von der Donau bis zum
Alpenrand auf über 5 km Tiefe abtaucht. Stellenweise
wird die Basis des Aquifers auch von den Sedimenten
des Doggers oder des kristallinen Grundgebirges auf-
gebaut (Lemcke 1974). Aufgrund seiner hohen Ergie-
bigkeit und der nach Süden zunehmenden Grundwas-
sertemperatur zählt er zu den bedeutendsten hydro-
thermalen Nutzhorizonten in Europa. Mit Reservoir-
temperaturen von über 70 °C kann das Thermalwas-
ser in weiten Teilen des südlichen Molassebeckens
ohne Niveauanhebung zur Nutzung in Fernwärme-
netzen verwendet werden. Südlich von München errei-
chen die Wässer im Oberjura-Aquifer die zur Strom-
produktion relevanten Temperaturen von über 100 °C
(BAY. STWIVT 2010).
Die karbonatischen Sedimente des Oberjura-Aquifers
werden nach Meyer & Schmidt-Kaler (1996) regional
in die drei Großfaziesräume der Schwäbischen, Frän-
kischen und Helvetischen Fazies eingeteilt. Die Fazies
und die diagenetische Überprägung der Karbonate
haben dabei einen direkten Einfluss auf die Gebirgs-
durchlässigkeit, da die Grundwasserdynamik in Karbo-
naten vor allem vom Grad der Verkarstung abhängig
ist (Lucia 2007). Diese wiederum setzt verstärkt dort
ein, wo bereits diagenetische und tektonische Prozes-
se Wegsamkeiten für Fluide innerhalb des Kristall-
verbundes angelegt haben (Reinhold 1996, Koch et al.
2010). Innerhalb des Oberjuras sind daher vor allem
die dolomitisierten Riff-Faziesbereiche für die Wasser-
erschließung von Interesse, da diese aufgrund ihrer
Klüftigkeit und hohen Primärporosität stärker zur
Verkarstung neigen als die Bank-Fazies (Schädel 1962,
Stober & Villinger 1997). In der Bank-Fazies findet die
Verkarstung vor allem entlang von Schichtflächen
statt, während die Lösungsvorgänge in den Dolomiten
auch an den Korngrenzen und entlang der Klüfte ein-
setzen können und zu einer intensiven Verkarstung
der bis zu 500 m mächtigen Massenfazies führen
(Andres 1985, Stober 1986, Stier & Prestel 1991). Die
intensive Verkarstung der Dolomite im Zusammen-
spiel mit der Paleogeographischen Entwicklung in der
Kreide sind vermutlich für die hohen Gebirgsdurch-
lässigkeiten (T/H > 10-5 m/s) auch im tieferen Teil
des bayerischen Beckens verantwortlich (Birner et al.
2012). Im westlichen Teil des Molassebeckens nimmt
Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14 353
Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
die Durchlässigkeit zum Beckentieferen hingegen rela-
tiv rasch ab und geht in den südlichen Grundwasser-
geringleiterkomplex über, wo bei Gebirgsdurchlässig-
keiten <10-8 m/s keine wirtschaftliche Nutzung ohne
hydraulische Stimulation (EGS) möglich ist (Birner
2013).
Die Grundwasserneubildung im Oberjura-Aquifer
findet sowohl über meteorische Wässer, welche über
die offenen Karstsysteme der Schwäbischen und Frän-
kischen Alb in den überdeckten Oberjura infiltrieren,
als auch über Zusickerung aus hangenden tertiären
Einheiten statt. Auch eine Infiltration aus dem Alpen-
raum kann zumindest im bayerischen Teil des
Molassebeckens nicht ausgeschlossen werden. In
Baden-Württemberg trennt eine Grundwasserscheide
von Meßkirch über Pfullendorf bis Ravensburg einen
südwestlich gerichteten Abstrom in Richtung Boden-
see von einem nach Osten gerichteten Hauptabfluss
in das östliche Molassebecken (Bertleff 1986, Stober &
Villinger 1997, Bertleff et al. 1988). Nach Untersu-
chungen von Frisch & Huber (2000) strömt das
Grundwasser im bayerischen Teil des Oberjura-
Aquifers südlich der Donau tendenziell von Westen
nach Osten. Im zentralen Teil des Molassebeckens
erfährt die Grundwasserdruckfläche eine Druckdepres-
sion, die nördlich von Memmingen an der Iller be-
ginnt und über München bis in den Raum von Regens-
burg zieht (Andres 1985). Im Norden wird diese
Druckdepression durch eine annähernd donauparallele
Grundwasserscheide begrenzt. Diese trennt die
Grundwasserbewegung im Süden von dem unmittel-
bar die Donau begleitenden Teilstrom. Der nördliche
Teilstrom entwässert im Bereich von Bad Gögging un-
mittelbar oder über Aussickerung in hangende Grund-
wasserleiter in die Donau (Andres & Frisch 1981). Die
Grundwasserströmung im östlichen Teil des Oberjura-
Aquifers wird maßgeblich von den Barrierewirkungen
der herzynisch streichenden Kristallinschwelle des
Landshut-Neuöttinger Hochs (LNH) und der Zentra-
len Schwellenzone beeinflusst (Andres & Frisch 1981,
Andres 1985, Frisch & Huber 2000). Während das
Thermalwasser westlich der Kristallinschwelle von
München in nordöstlicher Richtung in die Region Re-
gensburg fließt, wird im Niederbayerischen Becken
ein Abströmen nach SSE postuliert (Frisch & Huber
2000).
Die Grundwasserpotenziale aus den neuen Geother-
miebohrungen im Umfeld von München lassen Ab-
weichungen vom bisherigen Strömungsmodell erken-
nen, wie z.B. ein SSE bis SE gerichtetes Grundwas-
sergefälle westlich des LNH (Wagner et al. 2009). Dazu
wäre erforderlich, dass die „Zentrale Schwellenzone“
im Süden des Landshut-Neuöttinger Hochs über-
strömt würde, so dass Wasser nahe dem Alpenrand aus
dem Zentralen Becken in das Niederbayerische Becken
strömen könnte (Diaz 2011). Diesem Modell wider-
spricht aber unter anderem die Temperaturverteilung
im Oberjura-Aquifer. Südöstlich von München wer-
den bei vergleichbarer Tiefenlage des Aquifers deutlich
niedrigere Grundwassertemperaturen als im Groß-
raum München beobachtet.
3.1.2 Hydrochemische Eigenschaften der Tiefen-
wässer
Hydrochemisch stellt der Oberjura-Aquifer im süd-
deutschen Molassebecken eine Besonderheit unter den
geothermischen Nutzhorizonten dar, da auch in gro-
ßen Tiefen (>1000 m) Süßwässer angetroffenen wer-
den. Geringe Gesamtlösungsinhalte bis 1 g/l sind cha-
rakteristisch für den Oberjura-Aquifer vom nördlichen
Beckenrand bis in den Großraum von München
(Birner et al. 2011). Während im westlichen Oberjura-
Aquifer der Chloridgehalt mit zunehmender Tiefenla-
ge zunimmt, können im bayerischen Teil Chlorid-Ge-
halte <100 mg/l auch im tieferen Becken bis in die
Region von München beobachtet werden (Abb. 5). Die
Ursache hierfür liegt wahrscheinlich in der Verteilung
der Gebirgsdurchlässigkeit, die kürzere Verweilzeiten
bzw. rascheren Umsatz ermöglicht. Die Durchlässig-
keit nimmt im Westen (Baden-Württemberg) mit zu-
nehmender Tiefenlage in südliche Richtung mit dem
Übergang zunächst in die gebankte Schwäbische Fazi-
es dann zur Helvetischen Fazies ab (Stober & Villinger
1997). In Bayern finden sich im zentralen Bereich ver-
gleichsweise hohe Durchlässigkeiten bis in die Region
von München. Die Thermalwässer des Nieder-
bayerischen Beckens östlich des Landshut-Neuöttinger
Hochs (LNH) haben leicht erhöhte Mineralisationen
von 1,1 bis 1,5 g/l, mit erhöhtem HCO3- und Chlo-
rid-Gehalt (Abb. 5). Die höchsten Lösungsinhalte von
über 2 g/l werden im Südwesten des Beckens im Be-
reich des Grundwassergeringleiters angetroffen (Birner
2013). Anders als in anderen Nutzhorizonten in
Deutschland wird im Oberjura-Aquifer keine Korre-
lation von Tiefenlage und Anstieg der Gesamtmine-
ralisation beobachtet, sondern eine tendenzielle Zu-
nahme der Salinität mit abnehmender Durchlässigkeit
des Gesteins.
Anhand der Ionenverhältnisse können im Ober-
jura-Aquifer verschiedene Provinzen unterschieden
werden, welche sich regional zuordnen lassen. Im
nördlichen Teil des Beckens finden sich, wie auch in
der Schwäbischen und Fränkischen Alb, vor allem ge-
ring mineralisierte Ca-(Mg)-HCO3-Wässer (Abb. 6a).
354 Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14
I. STOBER et al.
Abb. 5: Chloridverteilung im Oberjura-Aquifer
Fig. 5: Distribution of chloride concentrations in the Malm aquifer
Südlich davon werden Ionenaustauschwässer des Na-
Ca-Mg-HCO3-Typs angetroffen, deren Chemismus
sich durch Zusickerung von NaCl-Wässern aus den
tertiären Einheiten oder tiefer liegender Einheiten im
Beckentieferen zum Na-Ca-HCO3-Cl-Typ ändert
(Abb. 6a). Im Süden von München werden in den neuen
Geothermiebohrungen auch Wässer des Na-HCO3-Cl-
Typs erschlossen, welche bei Birner et al. (2011) noch
nicht berücksichtigt wurden. Diese Wässer unterschei-
den sich von den restlichen Wässern des tieferen
Oberjuras nicht nur durch höhere Chloridgehalte, son-
dern auch durch ein geringeres Mg/Ca-Verhältnis von
etwa 0,15 im Vergleich zu 0,3 nördlich von München.
Möglicherweise deutet dies auf eine geringere Dolo-
mitisierung hin, was auch mit den vergleichsweise ge-
ringen Durchlässigkeiten in Einklang stehen würde
(Birner 2013). Generell handelt es sich bei allen bisher
beschriebenen Wassertypen um Süßwässer mit einer
Gesamtmineralisation von unter 1 g/l. Höhere
Gesamtlösungsinhalte bis zu 35 g/l werden nur im
Südwesten des Molassebeckens im Übergangsbereich
zur Helvetischen Fazies mit sehr geringer Gebirgs-
durchässigkeit angetroffen (Jodocy & Stober 2011b;
Birner et al. 2011). ). Es handelt sich um NaCl domi-
nierte Formationswässer vom Na-Cl-(HCO3)-Typ
(Abb. 6b). Charakteristisch für das Niederbayerische
Becken sind Na-HCO3-Cl-Wässer mit Gesamtlösungs-
inhalten von 1,0-1,5 g/l, sehr geringen Erdalkali-/Alkali-
Verhältnissen und hohen HCO3-Gehalten (Abb. 6c)
Im nordöstlichen Becken lässt sich eine weitere Grup-
pe von Wässern (Na-Cl-HCO3) ausweisen, die durch
einen Zustrom von Tiefenwässern aus dem Kristallin
des Bayerischen Waldes geprägt werden. Im äußersten
Südwesten treten Ca-SO4-HCO3-Cl-Wässer auf.
Im Verbreitungsgebiet der Süßwässer differenzieren
die Signaturen der stabilen Isotope die Wässer des
Beckenrandes von den Thermalwässern aus dem tiefe-
ren Becken, dem Beckenzentrum und dem Nieder-
bayerischen Becken. Am Nordrand, in der Nähe zu
den Grundwasserneubildungsgebieten, trifft man 2H-
Werte von -11,0 bis -9,8 ‰ und 18O-Werte von -78,5
bis -69,2 ‰ an, welche charakteristisch für eine Grund-
wasserneubildung unter rezenten Klimabedingungen
sind (Bertleff 1986). Auch die hohen Gehalte an 3H,
14C und 3He sind typisch für rezente Wässer (Weise et
al. 1991). Auf eine Grundwasserneubildung unter
holozänen Klimabedingungen weisen auch die Edelgas-
temperaturen hin (Bertleff & Watzel 2002).
Im Vergleich dazu haben die Thermalwässer im tie-
feren Becken und im Beckenzentrum signifikant nied-
Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14 355
Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
Abb. 6a: Schoeller Diagramm der Wässer des Oberjura-Aquifers aus dem zentralen Becken. Die fett gedruckte
durchgezogene Linie entspricht einer Probe aus dem nördlichen Beckenrand, welche in etwa die mittleren
Äquivalentkonzentrationen der Wasseranalysen aus 98 Bohrungen repräsentiert
Fig. 6a: Schoeller Diagram of groundwater samples from wells in the zentral part of the Malm aquifer in the
Molasse basin. The bolt line corresponds to a sample which approximately represents the mean equivalent
concentration of water analyses of 98 wells at the northern border
Abb. 6b: Schoeller Diagramm der Wässer des Malmaquifers aus dem südwestlichen Becken
Fig. 6b: Schoeller Diagram of groundwater samples from wells in the southwestern part of the Malm aquifer in
the Molasse basin
356 Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14
I. STOBER et al.
Abb. 6c: Schoeller Diagramm der Wässer des Malmaquifers dem Niederbayerischen und nordöstlichen Becken
Fig. 6c: Schoeller Diagram of groundwater samples from wells in the eastern and northeastern part of the Malm
aquifer in the Molasse basin
rigere 18O-Werte von -11,9 bis -10,4 ‰ und 2H-Wer-
te von -88,0 bis -73,5 ‰, die auf eine Neubildung wäh-
rend kühler Klimabedingungen hinweisen. Auch die
Edelgastemperaturen sprechen für niedrigere Boden-
temperaturen während der Infiltration der Wässer
(Bertleff 1986, Bertleff & Watzel 2002). Zwischen den
warmzeitlich und kaltzeitlich gebildeten Grund-
wässern existiert eine Lücke, die darauf hindeutet, dass
während der Übergangszeit keine nennenswerte
Grundwasserneubildung stattgefunden haben kann.
Das Grundwasseralter im Beckentieferen liegt entspre-
chend der 14C-Modellalter mit 14C-Werten <10 %
modern bei tausenden bis zehntausenden von Jahren
(Bertleff 1986) und ist ein Indiz für den geringen
Wasserumsatz im tiefen Teil des Beckens.
3.1.3 Gasgehalt und Gaszusammensetzung
Gasanalysen liegen vor allem aus dem Großraum
München vor. Nach den Langzeituntersuchungen von
Mayerhofer et al. (2012) an 11 Bohrungen aus dem
Raum München betragen die durchschnittlichen Gas-
konzentrationen 73 Nml/l mit einem Schwankungs-
bereich von 0–218 Nml/l. Bei den Mehrfachunter-
suchungen wurde festgestellt, dass die Gasführung in
den einzelnen Bohrungen nicht kontinuierlich ist, son-
dern das Gas schubweise austritt und die Messungen
daher erheblichen Schwankungen unterliegen. Auch
die Gaszusammensetzung ist sehr variabel. In den mei-
sten Bohrungen liegt Kohlenstoffdioxid mit 6–91 vol%
in der Gasphase vor, Stickstoff mit 5–73 vol% und
Methan mit 3–43 vol%. Sauerstoff/Argon ist nur in
Spuren von 0,2–0,8 vol% enthalten (Mayerhofer et al.
2012). Die H2S-Konzentrationen lagen in der Gasphase
bei durchschnittlich 10,4 μmol/l (Schwankungs-
bereich: 0–59,2 μmol/l). Diese Ergebnisse werden auch
von anderen Analysen aus dem Süden von München
bestätigt, wobei hier eine in mehreren Bohrungen ein-
heitlichere Gaszusammensetzung angetroffen wurde
und Methan neben Kohlenstoffdioxid die dominieren-
de Spezies ist. Charakteristisch ist hier folgende Zu-
sammensetzung: Kohlenstoffdioxid (40–60 vol%), Me-
than (25–40 vol%) und Stickstoff (10–20 vol%). Auch
hier findet sich in allen Analysen Schwefelwasserstoff
in Konzentrationen von 2–7 Nml/l.
In den Tiefenwässern des Oberjura-Aquifers im
westlichen Teil des Molassebeckens wurden in der Re-
gel CO2-Gehalte von einigen 10er mg/kg gemessen.
Während die CO2-Gehalte der Wässer bis etwa 300 m
Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14 357
Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
u.Gel. Werte bis zu 60 mg/kg erreichen können, wei-
sen die Wässer in größeren Tiefen nur noch bis zu 30
mg/kg auf. Die wenigen gemessenen H2S-Gehalte las-
sen hier auf sehr geringe Vorkommen von H2S schlie-
ßen (< 3 mg/kg).
Aus dem gering durchlässigen südwestlichen Teil
des bayerischen Molassebeckens liegen bisher nur aus
einer Bohrung belastbare Gasanalysen vor. Die mittle-
re Gaskonzentration liegt hier bei 1,9 Nl/l. Signifikant
erhöht sind gegenüber anderen Regionen des Oberjura-
Aquifers vor allem die BTXE-Gehalte von 15 mg/l
(Mayerhofer et al. 2012).
3.1.4 Sättigungszustände
Die Tiefenwässer des Oberjuras stehen über Wasser-
Gesteins-Wechselwirkungen mit der sie umgebenden
Gesteinsmatrix im chemischen Gleichgewicht und er-
lauben so z.B. über das Mg/Ca-Verhältnis Aussagen
über die umgebende Lithologie (Abschn. 3.1.1). Ände-
rungen dieses thermodynamischen Gleichgewichts
bedingen Fällungs- bzw. Lösungsreaktionen in den
Thermalwässern, wobei in karbonatischen Grund-
wasserleitern vor allem die Calcit-Kinetik von Inter-
esse ist. Das Löslichkeitsprodukt für Calcit beträgt 10-8,5
in reinem Wasser bei 25 °C. Mit steigendem Druck
und vor allem steigendem CO2-Partialdruck nimmt
die Calcitlöslichkeit zu. Wird nun bei der Förderung
des Thermalwassers der Druck erniedrigt und CO2
entgast, bedingt dies eine Ausfällung von Calcit aus
Lösung. Mit der Abkühlung des Thermalwassers steigt
das Löslichkeitsprodukt von Calcit stark an. So
können in 100 °C heißem Wasser bei 300 Pa nur etwa
10 mg/l gelöst werden, bei 60 °C allerdings bereits
über 20 mg/l.
Mit Hilfe des Computerprogramms PHREEQC
Interactive, Version 2.12.5, (Parkhurst et al. 1980) wur-
de auf der Basis der Datenbank der LLNL (Laurence
Livermore National Laboratory, Wolery 1979) der
chemische Ist-Zustand der Tiefenwässer mit dem theo-
retischen Gleichgewichtszustand verglichen (Abschn.
2.3). Die Tiefenwässer aus dem Oberjura-Aquifer
scheinen demnach unter Aquiferbedingungen in Bezug
auf Quarz und Chalcedon in etwa gesättigt zu sein.
Werden die Wässer auf die Karbonate untersucht, so
ergibt sich folgendes Bild: Bezüglich Calcit und Ara-
gonit sind die Wässer in etwa gesättigt. Bezüglich
Dolomit sind die Tiefenwässer leicht übersättigt und
bezüglich Magnesit leicht untersättigt. Sämtliche Wäs-
ser sind bezüglich Gips und Anhydrit gesättigt, teil-
weise jedoch auch untersättigt. Bezüglich Fluorit sind
die Wässer, soweit Analysendaten vorliegen, leicht
untersättigt. Bezüglich Baryt sind die Wässer leicht
untersättigt bis leicht übersättigt. Bei Erniedrigung der
Temperatur, z.B. durch Wärmeentzug, erhöht sich der
Grad der Sättigung, so dass Ausfällungen von Baryt
möglich werden.
3.1.5 Herkunft und Genese
Bei der Herkunft und Genese der Wässer des Ober-
jura-Aquifers im Süddeutschen Molassebecken muss
zwischen den weit verbreitenden Süßwässer und den
höher mineralisierten Wässern des südwestlichen Grund-
wassergeringleiters unterscheiden werden. Letztere
unterscheiden sich nicht nur durch höherer Chlorid-
und Gasgehalte sondern auch anhand ihrer Istopen-
signaturen und Cl/Br-Verhältnisse signifikant von den
Süßwässern des restlichen Beckens. Ihr Vorkommen
ist an die gering durchlässige Schichtenfolge des süd-
westlichen Beckens gekoppelt. Dieser Abschnitt ist
nur in sehr geringem Maße am Wasserumsatz des
Oberjura-Aquifers beteiligt und entsprechend haben
die darin enthaltenen Wässer eine eigenständige Ent-
wicklungsgeschichte (Birner 2013). Ihr Cl/Br-Verhält-
nis von 260-350 (mg-Basis) entspricht in etwa dem
Chlorid-Bromid-Verhältnis von Meerwasser (288) und
deutet darauf hin, dass es sich um eine fossile Meer-
wasser-Komponente handelt. Die Isotopensignaturen
zeigen eine relative Anreicherung von 18O, wie sie
auch in den Ölfeldwässern des hangenden Tertiärs be-
obachtet wird (Birner et al. 2011). Die Anreicherung
ist auf Wasserverbrauch bei Wasser-Gesteins-Wechsel-
wirkungen zurück zu führen (Clark & Fritz 1997,
Stober & Bucher 2004). Ob diese Wässer aus dem
Hangenden oder Liegenden in den Oberjura infiltrie-
ren, oder die Aussüßung des Oberjuras bis heute nicht
abgeschlossen ist, kann nicht geklärt werden.
Die Entwicklung der Süßwässer im Oberjura-
Aquifer von sauerstoffreichen Ca-(Mg)-HCO3-Wäs-
sern am nördlichen Beckenrand bis hin zu den Na-
HCO3-Cl-Wässern südlich von München ist in Birner
et al (2011) beschrieben. Den sauerstoffreichen Grund-
wässern aus den Grundwasserneubildungsgebieten am
nördlichen Beckenrand strömen entsprechend dem
von Lemcke & Tunn (1956) gezeigten, abwärtsgerich-
teten Strömungsregime aus den hangenden tertiären
Einheiten Ionenaustauschwässer entlang einer von
Frisch & Huber (2000) postulierten, nördlich von Augs-
burg verlaufenden SW-NE-gerichteten Grundwasser-
scheide, zu. Permeable tertiäre Schichten mit hydrau-
lischem Kontakt zum Oberjura-Aquifer werden in die-
ser Region von Hänel et al. (1984) beschrieben. Es
handelt sich um die marin-brackisch abgelagerten Se-
358 Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14
I. STOBER et al.
dimente der Bausteinschichten, welche die ober-
jurassischen Karbonate überlagern und aufgrund ihrer
hohe Mächtigkeit sowie vergleichsweise hohen Per-
meabilität eine Zuströmung von größeren Wasser-
mengen plausibel erscheinen lassen. Bei den Grund-
wässern der Bausteinschichten handelt es sich im
nördlichen Teil um Ionenaustauschwässer des Na-
HCO3-Cl-Typs. Durch ihre Zusickerung ändert sich
der Wassertyp im Oberjura-Aquifer zum Na-Ca-
HCO3-Cl-Typ. Weiter nach Süden steigt vor allem der
Natriumchloridgehalt im Oberjura-Aquifer aufgrund
einer sehr geringen Zusicke- rung von fossilem Meer-
wasser aus dem hangenden Tertiär an. Dieser Effekt
findet allerdings nur südlich der von Lemcke (1976)
beschriebenen West-Ost verlaufenden tertiären Süß-
Salzwassergrenze statt und hat zur Folge, dass der
Chloridgehalt im Raum von München auf Werte
>100 mg/kg ansteigt (Abb. 5). Südlich von München
finden sich entsprechend nur noch Wässer des Na-
HCO3-Cl-Typs, welcher auch charakteristisch für die
Wässer im niederbayerischen Becken ist.
Im westlichen Teil des tieferen Oberjura-Aquifers
fallen die relativ hohen SiO2-Gehalte auf, die anzei-
gen, dass die berechneten Lagerstätten-Temperaturen
höhere Werte aufweisen als die im Aquifer gemesse-
nen Temperaturen. Die Ergebnisse der Untersuchun-
gen lassen vermuten, dass es sich um aus größeren Tie-
fen, wahrscheinlich innerhalb des Oberjura-Aquifers,
migrierende Wässer handelt, die erhöhte SiO2-Gehalte
mitführen. Die (Na+K)/Cl-Verhältnisse der Tiefen-
wässer aus dem westlichen Oberjura-Aquifer haben ei-
nen Wert, der deutlich über demjenigen von Meerwas-
ser liegt. Die meisten Wässer streuen um die Signatur
von Halit & Sylvin (NaCl, KCl) mit (Na+K)/Cl = 1.
In einigen Wässern ist das (Na+K)/Cl-Verhältnis >>
1, ein typischer Hinweis auf Ionenaustausch, bei dem
die Erdalkalien Natrium von den Austauschplätzen an
Tonmineralen verdrängen (Alkalisierung). Wässer aus
größeren Tiefen, d.h. aus dem Beckeninneren, weisen
höhere (Na+K)/Cl-Verhältnisse auf als Wässer aus
dem nordwestlichen Bereich in geringerer Tiefenlage.
Die Ionenaustauschprozesse sind im zentraleren Ba-
den-Württembergischen Beckenbereich stärker „ent-
wickelt“, wahrscheinlich aufgrund der sich ändernden
Fazies (geschichtete Schäbisches Fazies mit erhöhtem
Mergelanteil) und der längeren Verweilzeiten.
Die Ergebnisse spiegeln die Rolle der Porenwasser-
bewegung - und ihrer ständigen Wechselwirkung mit
dem Gestein - innerhalb des Süddeutschen Molasse-
beckens im Verlauf der Beckenentwicklung wider.
Eine besondere Rolle spielen dabei die zur Zeit der
Oberen Meeresmolasse eingebrachten salinaren Poren-
wässer, die sich rezent in den Sedimenten der Unteren
Süßwassermolasse nachweisen lassen sowie im tief-
liegenden Oberjura. Für die Verlagerung der Poren-
wässer sind im wesentlichen reliefbedingtes und kon-
solidationsbedingtes Fließen insbesondere auch unter
dem Einfluss und dem Wechsel von Eis- und Warm-
zeiten verantwortlich (Lemcke & Tunn 1956).
3.2 Der Obere und Untere Muschelkalk-Aquifer
Die klüftigen Dolomite und Kalksteine des Oberen
Muschelkalks, vorzugsweise sein oberer Teil, der
Trigonodusdolomit, bilden das tiefste bedeutende
Grundwasserstockwerk unter dem westlichen Teil des
Molassebeckens. Seine Mächtigkeit nimmt von etwa
75 m im NW zunächst annähernd gleichmäßig nach
SE ab, um ungefähr ab einer Linie Tettnang-Bad Wald-
see-Laupheim rasch abzusinken. Im äußersten SE keilt
der Obere Muschelkalk gänzlich aus (Stober & Vil-
linger 1997). Örtlich sind ihm wie im Oberrhein-
graben (Abschn. 2.1) hydraulisch auch noch gering-
mächtige Dolomite des darüber liegenden Unteren
Keupers und/oder des darunter liegenden Mittleren
Muschelkalks hinzuzurechnen. Unter dem Aquifer des
Oberen Muschelkalks wird daher im Folgenden der
Gesamtkomplex verstanden.
Im SW-deutschen Teil des Molassebeckens kommt
im tieferen Teil des Unteren Muschelkalks als Rand-
fazies noch ein weiteres Thermalwasser führendes
Grundwasserstockwerk von wenigen Metern Mächtig-
keit hinzu, die Muschelsandstein-Formation, besser
bekannt unter der Bezeichnung Basissandstein oder
Melser Sandstein (Geyer & Gwinner 1991).
Die Tiefenwässer im Oberen Muschelkalk-Aquifer
sind durchweg hochmineralisiert. Wässer, die aus ei-
ner Tiefe von über 500 m u.Gel. stammen, weisen in
der Regel einen Gesamtlösungsinhalt (TDS) von deut-
lich über 1000 mg/l auf. Auf Abbildung 7 ist TDS im
logarithmischen Maßstab gegen die Tiefe aufgetragen.
Die Abbildung veranschaulicht, dass es in größeren
Tiefen keine gering mineralisierten Wässer gibt. Be-
reits in 1000 m u.Gel. ist mit einem TDS von über 10
g/kg zu rechnen. Die höchsten Konzentrationen, die
in Wasserproben aus Bohrungen im Oberen Muschel-
kalk Aquifer gemessen wurden, betrugen 74,8 g/kg
und bis zu 116,5 g/kg im Unteren Muschelkalk
Aquifer. Diese Ergebnisse stehen in großem Kontrast
zu den gering mineralisierten Wässern im Oberjura-
Aquifer.
Die Tiefenabhängigkeit des Gesamtlösungsinhaltes
lässt sich durch den nachstehenden Algorithmus
(Gl. 1) beschreiben und kann mit den für diesen Hori-
zont ermittelten Gebirgsdurchlässigkeiten korreliert
werden (Abb. 7).
Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14 359
Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
Abb. 7: Durchlässigkeit (T/H) und Gesamtlösungsinhalt (TDS) in Abhängigkeit von der Tiefenlage des Oberen
Muschelkalk Aquifers im Molassebecken.
Fig. 7: Hydraulic conductivity (T/H) and total dissolved solids (TDS) in dependence of depth of the Upper
Muschelkalk aquifer in the Molasse basin
y = 1,31 ln(x)–5,21 (R2 = 0,83) (1)
Darin sind x = Tiefe (m u.Gel.) und y = log TDS (mg/kg).
Die Gebirgsdurchlässigkeiten (T/H) im Oberen
Muschelkalk Aquifer nehmen mit zunehmender Tiefe
ab (Stober et al. 2012). Die Abbild 7 kombiniert die
Ergebnisse von Hydraulik und Hydrochemie. Der
Gesamtlösungsinhalt (TDS) ist an die Durchlässigkeit
gekoppelt. Mit zunehmender Tiefe nehmen im Obe-
ren Muschelkalk Aquifer die Durchlässigkeit ab und
TDS entsprechend zu.
Die Abbildung 8a zeigt als Schoeller-Diagramm die
Hauptinhaltsstoffe der Analysen aus dem Oberen Mu-
schelkalk Aquifer im SW-deutschen Molassebecken
und Abbildung 8b die Analysen aus dem Unteren Mu-
schelkalk Aquifer.
Das Schoeller-Diagramm der Wässer aus dem Obe-
ren Muschelkalk-Aquifer (Abb. 8a) verdeutlicht, dass
zwei verschiedene Wassertypen vorliegen können. Die
niedriger mineralisierten Wässer stammen aus gerin-
geren Tiefen (< 900 m) und sind reich an Calcium,
Sulfat und Hydrogenkarbonat (Bohrungen Tuttlingen,
Weiach, Benken). Die hydrochemischen Eigenschaften
der Wässer aus geringer Tiefe werden durch das kar-
bonatische Gestein, dem sie entstammen, und durch
das Vorkommen von Sulfaten (Anhydrit, Gips) im
Mittleren Muschelkalk geprägt. Die tiefer liegenden
Wässer sind höher mineralisiert und reich an Natrium
und Chlorid. Die Untersuchungen im Oberen Mu-
schelkalk Aquifer des Molassebeckens zeigen grund-
sätzlich eine mit dem Oberrheingraben vergleichbare
Tendenz (Abschn. 2.2). Die Trendwende zum Na-Cl-
Wassertyp setzt im Molassebecken in Tiefen unterhalb
von 1100-1200 m u.Gel. ein. Unterhalb dieser Tiefe
weisen die Wässer nur noch Sulfat-Anteile von weni-
ger als 10 Äqu% auf, während sie in flacheren Berei-
chen bei 70 Äqu% und sogar über 80 Äqu% liegen.
Da alle vorliegenden Analysen der Wässer aus dem
Unteren Muschelkalk Aquifer im Molassebecken aus
sehr großen Tiefen stammen, handelt es sich grund-
sätzlich um Wässer mit sehr hohen Natrium- und
Chlorid-Gehalten (Abb. 8b).
Für den Oberen Muschelkalk Aquifer im SW-deut-
schen Molassebecken konnte eine systematische Zu-
nahme der Chlorid-Gehalte nach SE festgestellt wer-
den (Abb. 9).
360 Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14
I. STOBER et al.
Leider gibt es nur sehr selten Untersuchungen auf
Gasgehalte in den Tiefenwässern des Oberen
Muschelkalk Aquifers. Die wenigen vorliegenden
Analysen beschränken sich ausschließlich auf CO2-
und H2S-Messungen. Die wenigen vorliegenden
Messwerte lassen im Unteren und Oberen Muschel-
kalk Aquifer CO2-Gehalte von einigen 100 mg/kg
vermuten. In den Thermalwässern der Geothermie-
bohrung Tuttlingen wurden lediglich 25 mg/kg und
in der Erkundungsbohrung Weiach 48 mg/kg gemes-
sen. Die wenigen Messdaten von H2S-Gehalten lassen
auf äußerst geringe Gehalte im Molassebecken
schließen.
4. Norddeutsches Becken
1856 wurden in Hemmingstedt ölhaltige Sande ent-
deckt. Mit der aufkommenden Erschließung vieler
Erdöl-Lagerstätten, welche ihren Höhepunkt in den
50er–60er Jahren hatte und der Erdgas-Exploration be-
sonders in den 60er bis 90er Jahren wurden zahlreiche
Bohrungen im Norddeutschen Becken (NDB) abge-
teuft und u.a. auch die Erdöl-/Erdgas-Begleitwässer
untersucht. Seit 1984 wurden zudem ca. 50 Geother-
miebohrungen errichtet. Die in all diesen Bohrungen
(Abbildung 10) ermittelten qualitativ sehr inhomoge-
nen Daten sind die Grundlage der Charakterisierung
hydrothermaler Tiefenwässer im NDB. Dazu sind eine
Reihe von Arbeiten bekannt (Naumann 2000, Klinge
1991, Lehmann 1974a,b), welche umfassend bei Wolf-
gramm et al. (2011a) zusammengefasst wurden. Weite-
re Arbeiten von Tesmer et al. 2007 und Möller et al.
(2008) erweitern den Datensatz um Analysen stabiler
Isotope und seltener Erden und stellen Genesemodelle
zur Diskussion. Arbeiten im Rahmen des Geother-
mieprojektes Genesys liefern zusätzliche Informatio-
nen (Kehrer et al. 2007). Insgesamt sind so mehr als
2700 Wasseranalysen von mehr als 1450 Bohrungen
verfügbar (Wolfgramm et al. 2011a).
4.1 Geothermische Nutzhorizonte
Die geothermischen Nutzhorizonte im NDB sind zum
einen die mesozoischen Sandsteine (Feldrappe et al.
2008, Wolfgramm et al. 2008, Rauppach et al. 2008)
zum anderen sind jedoch auch die Rotliegend-Sand-
steine und die Rotliegend-Vulkanite Bestandteil (Wolf-
gramm et al. 2003, Wolfgramm & Seibt 2003, Wolf-
gramm 2005, Wolfgramm et al. 2011a). Die Rotlie-
gend-Aquifere sind in Plein et al. (1995) beschrieben.
Insgesamt sind zu betrachten:
Unterkreide-Sandsteine (Unteralb - Hauterive,
Wealden)
Dogger-Sandsteine (Callov, Bajoc, Bathon, Aalen)
Lias-Sandsteine (Toarc, Domer, Hettang, Unter-
sinemur)
Keuper-Sandsteine (Rhät: Postera, Contorta, Schilf-
sandstein)
Buntsandstein-Sandsteine (Pelitröt, Solling, Hardeg-
sen, Detfurth, Volpriehau-sen, Quickborn)
– Rotliegend-Sandsteine
Permokarbone Vulkanite
Außer bei den permokarbonen Vulkaniten (Basaltoid
bis Rhyolitoid), welche als klüftiger Grundwasserleiter
in Frage kommen, handelt es sich bei den sonstigen
geothermischen Aquiferen um Sandsteine, die entwe-
der als fluviatil gebildete, unreife, schlecht sortierte
Lithoklast-Sandsteine (Rotliegend, Buntsandstein, Schilf-
sandstein) vorliegen oder als eher gut sortierte, reife
Quarzsandsteine eines meist deltaischen Ablagerungs-
milieus (Rhät, Lias, Dogger). Die Porositäten und
Permeabilitäten der Sandsteine sind häufig sehr hoch
(Porosität > 20 %, Permeabilität > 250 mD; vgl.
Wolfgramm et al. 2008). Die Temperaturen der Fluide
orientieren sich an einem durchschnittlichen Gradien-
ten von ca. 30–35 K/km bei einer durchschnittlichen
Oberflächentemperatur von ca. 9 °C. In 2 km Tiefe
werden so Temperaturen zwischen 76–80 °C erreicht.
Lokale Abweichungen von diesem Gradienten werden
vor allem durch die im Untergrund befindlichen
Salinarstrukturen (Salzstöcke, Salzkissen) hervorgeru-
fen. So können, wie bei der Geothermieanlage Neu-
stadt-Glewe in ca. 2200 m Tiefe bereits 99 °C nachge-
wiesen werden.
Hervorzuheben sind weiterhin die in den Ablage-
rungen des NDB immer wieder in unterschiedlicher
Mächtigkeit vorkommenden Salinarfolgen. Am pro-
minentesten sind die ca. 1000 m mächtigen Zechstein-
salze, gefolgt vom Salinarröt des Buntsandsteins, den
mächtigen Rotliegend-Salinaren im Westteil des Bek-
kens als auch Salinaren im Mittleren Muschelkalk,
Keuper und Oberjura (vgl. Ziegler 1990). Diese haben
einen entscheidenden Einfluss auf die Zusammenset-
zung der Tiefenwässer.
4.2 Hydrochemische Eigenschaften der Tiefen-
wässer
In Abbildung 11a-d sind die Hauptbestandteile aller
Wasseranalysen meso- und paläozoischer Wässer des
NDB in Schoeller-Diagrammen zusammengefasst.
Dabei wurde ein Tiefenbereich von 20–4108 m
Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14 361
Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
Abb. 8a: Schoeller-Diagram of deep waters in the Upper Muschelkalk-aquifer in the SW-German Molasse basin
Fig. 8a: Schoeller-Diagramm der Wässer aus dem Oberen Muschelkalk Aquifer im SW-deutschen Molasse-
becken.
Abb. 8b: Schoeller-Diagramm der Wässer aus dem Unteren Muschelkalk Aquifer im SW-deutschen Molasse-
becken.
Fig. 8b: Schoeller-Diagram of deep waters in the Lower Muschelkalk-aquifer in the SW-German Molasse basin
362 Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14
I. STOBER et al.
Abb. 9: Chlorid-Gehalte im Oberen Muschelkalk Aquifer des SW-deutschen Molassebeckens.
Fig. 9: Chlorid-concentration in the Upper Muschelkalk aquifer in the SW-German Molasse basin
abgedeckt. In den Schoeller-Diagrammen wird
sichtbar, dass die Fluide generell eine ähnliche Ionen-
verteilung besitzen, wobei Chlorid gefolgt von Natri-
um die höchste Konzentration aufweist. Die Konzen-
trationen steigen dabei entsprechend der Tiefenlage des
jeweiligen Aquifers. Für Aquifere mit Tiefenlagen
> 2000 m nimmt der Calciumanteil auf Kosten des
Natriumgehaltes zu. Die Konzentrationen innerhalb
der paläozoischen Wässer sind überwiegend höher, als
die mesozoischer Wässer, dabei unterscheiden sich die
Wässer des NW- und NE-Teils kaum voneinander. Bei
den Fluiden handelt es sich überwiegend um hoch-
salinare Fluide mit Salinitäten von meist > 200 g/l.
Die Fluide sind überwiegend Chlorid-, Natrium- und
Calcium-dominiert, wobei sich die Zechsteinwässer
chemisch durch einen höheren Anteil an Magnesium
auszeichnen (Abb. 13, Wolfgramm 2011a, Wolfgramm
et al. 2003).
Bei Betrachtung der Korrelation von Salinität und
Teufe ist auffällig, dass für die Post-Zechsteinwässer
eine Korrelation besteht (Unterkreide-Rhät, Buntsand-
stein), wobei die Salinität des Buntsandstein einheit-
lich höher ist. Einen Grenzfall bildet die Bohrung
Gross Buchholz Gt1, für die Salinitäten von > 380 g/l
nachgewiesen wurden. Ab einer Teufe von etwa 2000–
3000 m oder ab Salinitäten von 250 g/l nimmt der
Lösungsinhalt der Wässer kaum noch zu. Aus diesem
Grund übersteigen die Salinitäten der Rotliegend-
wässer Konzentrationen von 330 mg/l kaum noch.
Eine Korrelation mit der Teufe ist ab dieser Tiefe
kaum möglich. Die salinaren Wässer des Zechstein
weisen je nach dem Umgebungsgestein die höchsten
Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14 363
Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
Abb. 10: Verbreitung des Norddeutschen Beckens (NDB) mit Lage der Bohrungen, welche hinsichtlich wasser-
chemischer Daten bewertet wurden (aus Wolfgramm et al. 2011a)
Fig. 10: Deep wells in the north German basin (NDB), from Wolfgramm et al. 2011a
Konzentrationen auf. Eine Differenzierung der Wäs-
ser aufgrund der Gesamtmineralisation und Stratigra-
phie ist für die meisten Wässer nicht möglich, hier
sind nur Trends ableitbar (Tab. 1, Abb. 12).
Die Ionenverhältnisse der Hauptbestandteile sind
trotz des Anstieges der Konzentration für die Wässer
des Mesozoikums relativ gleich bleibend (Abb. 11a-d).
Während die Fluide des Zechstein überwiegend
Gesamtlösungsinhalte von > 280 g/l aufweisen, liegt
der Gesamtlösungsinhalt der Wässer der permokar-
bonen Siliziklastika bei überwiegend > 200 g/l und
weist starke Schwankungen auf.
Neben den Hauptbestandteilen sind in den Wässern
Nebenbestandteile mit Konzentrationen der einzelnen
Ionen von überwiegend << 1000 mg/l, selten im
Grammbereich enthalten. Die wichtigsten sind K,
364 Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14
I. STOBER et al.
Abb. 11a: Zusammensetzung der Tiefenwässer in mesozoischen Aquiferen des Nordwest-Deutschen Beckens
im Schoellerdiagramm
Fig. 11a: Schoeller diagram showing the deep waters in the Mesozoic aquifers of the western part of the NDB
Abb. 11b: Zusammensetzung der Tiefenwässer in mesozoischen Aquiferen des Nordost-Deutschen Beckens im
Schoellerdiagramm
Fig. 11b: Schoeller diagram showing the deep waters in the Mesozoic aquifers of the eastern part of the NDB
Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14 365
Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
Abb. 11c: Zusammensetzung der Tiefenwässer in paläozoischen Aquiferen des Nordwest-Deutschen Beckens
im Schoellerdiagramm
Fig. 11c: Schoeller diagram showing the deep waters in the Palaeozoic aquifers of the western part of the NDB
Abb. 11d: Zusammensetzung der Tiefenwässer in paläozoischen Aquiferen des Nordost-Deutschen Beckens im
Schoellerdiagramm
Fig. 11d: Schoeller diagram showing the deep waters in the Palaeozoic aquifers of the eastern part of the NDB
366 Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14
I. STOBER et al.
Tab. 1: Salinität und Hauptinhaltsstoffe der Tiefenwässer in den verschiedenen Regionen des NDB Median
Table 1: Salinity and main components oft he deep waters in different regions oft he north German basin (NDB)
Median NEDB NWDB NEDB NWDB
Mesozoikum Mesozoikum Paläozoikum Paläzoikum
Teufe [m] 1250 1345 2755 3570
Salinität [g/l] 154,5 184,8 285,5 265,9
Na+ + K+ [g/l] 54,3 64,3 62,3 81,1
Ca2+ [g/l] 2,8 5,8 42,3 12,6
Mg2+ [g/l] 0,9 1,0 2,3 1,0
Cl- [g/l] 92,2 112,3 175,5 162,6
HCO3- [g/l] 0,1 0,2 0,2 0,6
SO42- [g/l] 0,9 0,3 2,4 0,9
NH4, Fe, Mn, Ba, Sr, Li, Br, F, J und SiO2. Die Fluor-
gehalte, welche nur selten bestimmt wurden, sind
überwiegend < 1 mg/l. Die SiO2- und K-Gehalte neh-
men innerhalb der verschiedenen Sandsteinaquifere
grundsätzlich mit zunehmender Tiefe und somit
erwartungsgemäß mit der Temperatur zu. Die mit
Abstand höchsten NH4-Gehalte sind für das Zechst-
ein zu verzeichnen (Median: 173 mg/l), während die
übrigen stratigraphischen Einheiten im Mittel nur Ge-
halte << 100 mg/l aufweisen. Die Eisen- und auch
Mangangehalte sind für die Sandsteine des Rotliegend
am höchsten, während die Fluide des Zechstein und
des Karbon/Devon die niedrigsten Werte zeigen. Br, J
und Sr zeigen vergleichbare Muster, die Werte sind für
das Zechstein am höchsten (z.B. Jodid, Median:
19,6 mg/l), gefolgt von Karbon/Devon (Jodid, Medi-
an: 15,2 mg/l) und vom Rotliegend (Jodid, Median:
13,3 mg/l). Die Aquifere des Dogger–Rhät (Jodid,
Median: 4,4–5,3 mg/l) weisen jeweils sehr niedrige
Konzentrationen auf, während die der Unter-
kreide–Dogger (Jodid, Median: 8,0–9,3 mg/l) wieder-
um erhöhte Werte zeigen (vgl. Wolfgramm et al. 2011).
Lithium hat die höchsten Konzentrationen in den
Wässern des Rotliegend (Median: 100 mg/l), gefolgt
vom Zechstein (Median: 58 mg/l) und Buntsandstein
(Median: 30 mg/l). Die Gehalte der weiteren Schichten-
folgen sind < 10 mg/l.
In Spuren sind die meisten der bekannten Elemen-
te enthalten, Geothermie relevant sind dabei vor allem
die Schwermetalle (u.a. Cu, Pb) oder auch die seltenen
Erden. Die Konzentration der Spurenelemente nimmt
vom Mikrogrammbereich mit zunehmender Tiefe und
besonders ab 2000 m bis in den Grammbereich sehr
stark zu. So sind z.B. in der Kohlenwasserstoff-Boh-
rung Groß Schönebeck 3/90 Cu mit 9 mg/l, Pb mit
100–225 mg/l und auch Fe sowie Mn mit je 200–230
mg/l enthalten (Wolfgramm et al. 2003).
Der pH-Wert der Wässer schwankt generell zwi-
schen 3,5 und 9,0, wobei sich mehr als 80 % aller Analy-
sewerte zwischen 5,0 und 7,5 befinden. Es ist tenden-
ziell eine Abnahme des pH-Wertes mit der Tiefe zu
verzeichnen (Abschn. 2.2). Gleiches gilt für die
Eh-Werte, diese weisen auf reduzierende Verhältnisse
der Tiefenwässer hin.
Es ist zu bemerken, dass die Wasserproben der Geo-
thermiebohrungen überwiegend aus Bereichen stam-
men, welche strukturell als normal zu bezeichnen
sind. Deshalb lassen sich mit ihnen am ehesten Aussa-
gen zu geochemischen Trends machen. Die meisten
anderen Analysedaten entstammen Erdölbohrungen,
welche im Rahmen der Kohlenwasserstoffprospektion
abgeteuft wurden. Bevorzugte Strukturen, da potenti-
ell Erdöl-höffig, waren dabei Salzstockrandsenken. Die
Fluide der einzelnen Aquifere sind in den Randsenken
durch zufließende Salzlaugen der Salzstöcke (Zechst-
ein- und/oder Rotliegendsalinar) überprägt. Darüber
hinaus verfälschen Ölanteile in den Wässern die Ana-
lysedaten.
Isotopendaten der Tiefenwässer wurden im Rah-
men des Forschungsprojektes MiproTherm (BMU,
FKZ: 0325201) erfasst sowie um Daten von Möller et
al. (2008) und Tesmer et al. (2007) ergänzt. Demnach
ist das Sulfat aller Proben mariner Herkunft, wobei
die Signaturen nur noch geringfügig durch die originä-
ren Muster geprägt sind und vielmehr die Signaturen
der umgebenden Gesteine repräsentieren, wobei die
entsprechenden Isotope durch Fluid-Gesteinswechsel-
wirkungen ins Wasser gelangt sind (vgl. Möller et al.
2008). Den Interpretationen von Tesmer et al. (2007)
und/oder Möller et al. (2008) kann nicht gefolgt
werden. Demnach wären alle Fluide vom Quartär bis
Buntsandstein durch meteorische Infiltration geprägt.
Die Fluide im Liegenden des Rupels werden durch die
Autoren einem System zugeordnet. Das widerspricht
jedoch geologischen Gegebenheiten.
Gammaspektrometrische Daten von einzelnen
Tiefenwässern liegen ebenfalls vor. Es handelt sich da-
bei um Analysen der Geothermieanlagen von Neu-
stadt Glewe, Neustadt-Glewe, Neubrandenburg, dem
Reichstag Berlin und Waren. In Neubrandenburg wur-
Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14 367
Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
den die Feststoffe aus dem Filterbeutel der Gt N 4/86
gewonnen. Grundsätzlich kann für Neubrandenburg
und Waren keine erhöhte Radioaktivität ermittelt
werden. Die Aktivitäten in Neustadt-Glewe sind dem
Abb. 12: Salinität vs. Teufe der Tiefenwässer im NDB
Raute dunkel – mesozoische Wässer östliches NDB
Raute hell – mesozoische Wässer westliches NDB, Dreieck
dunkel – paläozische Wässer östliches NDB, Dreieck hell –
paläozoische Wässer westliches NDB, gestrichelte Linie: Tie-
fen-Trend der mesozoischen Wässer des östlichen NDB
Fig. 12: Salinity vs. depth of the deep waters in the
NDB, dark quadrangle – Mesozoic waters of the
eastern part of the NDB, light quadrangle – Mesozoic
waters of the western part of the NDB, dark triangle –
Palaeozoic waters of the eastern NDB, light triangle –
Paleozoic waters of the western part of the NDB,
dotted line – depth dependence of the Mesozoic waters
of the eastern NDB
Abb. 13: Ca-Mg-Na-Diagramm der
Zusammensetzung der Wässer des
NDB nach Wolfgramm et al. 2003
Fig. 13: Ca-Mg-Na diagram of deep
waters in the NDB, modified after
Wolfgramm et al. 2003
368 Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14
I. STOBER et al.
gegenüber um den Faktor ca. 1.000 erhöht. Auch die
Scales zeigen vergleichbare Informationen. Die Akti-
vitäten sind hierbei durchgängig sehr gering und lie-
gen in etwa im Bereich der Proben der flachen
Aquifere im NDB (Reichstag, Neubrandenburg, Wa-
ren). In allen Proben konnten geringe Aktivitäten des
226Ra bestimmt werden, die meisten Proben wiesen
geringe 228Th-Werte auf, seltener war 210Pb messbar,
alle anderen Radionuklide waren überwiegend unter-
halb der Nachweisgrenze (Degering et al. 2011, Wolf-
gramm et al. 2011b).
4.3 Gasgehalt und Gaszusammensetzung
In den Tiefenwässern des NDB sind unterschiedliche
Gase gelöst. Gasgehalte liegen nur von wenigen Tief-
bohrungen vor. Die Gasgehalte der genutzten Schicht-
wässer von geothermischen Anlagen, welche aus einer
Tiefe von ca. 1.500 m fördern, sind mit max. 7% sehr
niedrig (Seibt & Thorwart 2011). Die Gasphase des
Schichtwassers am Standort in Neubrandenburg be-
steht überwiegend aus CO2 (87 Vol%), der Rest ist
hauptsächlich Stickstoff. Methan ist nur zu 0,02 Vol%
vertreten. In Neuruppin ist seit 2007 eine Anlage in
Betrieb. Die Sole enthält gelöstes Gas bestehend aus
88,6 Vol% CO2, 10,9 Vol% N2 und 0,2 Vol% CH4.
Das Gas/Wasser-Verhältnis beträgt 0,1 : 1,0 unter Norm-
bedingungen. Neustadt-Glewe fördert salinare Wässer
mit einem Lösungsinhalt von 220 g/l aus einer Tiefe
von 2.200 m. Die dominierende Gasphase ist hier mit
91,9 Vol% CO2, während CH4 mit 4,7 Vol% und N2
mit 3,4 Vol% eine untergeordnete Rolle spielen. Schwe-
felwasserstoff ist primär im Thermalwasser nicht ge-
löst. Lokal sind die CH4-Gehalte gegenüber N2 und
CO2 stark erhöht.
Für die tiefsten Rotliegendaquifere sind Gas-Was-
ser-Verhältnisse von 1-2 bekannt, wobei diese Wässer
überwiegend N2-dominiert sind. CH4 sowie CO2 spie-
len zumeist mit weniger als 20 Vol% eine untergeord-
nete Rolle (Wolfgramm 2008). Lokale Abweichungen
existieren besonders im zentralen und westlichen Teil
des Beckens, wo hohe Methangehalte für die Auswei-
sung von Gaslagerstätten verantwortlich sind.
4.4 Sättigungszustände
Bei den Wässern der Tiefengrundwasserleitern im
NDB handelt es sich um hoch-salinare Lösungen. Die
salinare Komponente variiert in Abhängigkeit von der
Lokation, Tiefe und der stratigraphischen Einheit. Es
muss davon ausgegangen werden, dass Schichtwässer
und Wirtsgestein jeweils in einem geochemischen
Gleichgewicht stehen. Änderungen dieses Gleichge-
wichts können chemische Lösungs- und Fällungs-
reaktionen nach sich ziehen (Wolfgramm et al. 2011b).
Eben diese Reaktionen führten in der Bohrung Groß
Buchholz Gt1 zur Ausbildung eines Salzplugs in der
Bohrung (Hesshaus et al. 2012) und zum Abbruch des
Projektes Genesys. Die gemessenen Salinitäten von
380 g/l als minimale Salinität zeigt aber bereits an,
dass es sich am Standort um einen Extremfall handelt.
Lösungs- und Fällungsreaktionen sind dabei gebunden an:
– Temperaturänderung
Druckänderung, Entgasung
Konzentrationsänderung (Mischung von Wässern)
Mikrobielle Aktivität
Radioaktiver Zerfall bestimmter Isotope
Elektrochemische Prozesse
Änderungen des pH- und Eh-Wertes (inkl. Zufuhr
von O2)
Während es schwierig ist, mikrobiell induzierte Pro-
zesse vorherzusagen, lassen sich potentielle Lösungs-
und Fällungsreaktionen in Folge der Änderung chemi-
scher Gleichgewichtszustände berechnen. Derartige
Berechnungen können z.B. mit dem Programm
PHREEQC durchgeführt werden (Abschn. 2.3). Da-
bei ergibt sich, dass die Sättigungsindizes von Baryt
und SiO2-Modifikationen bei Abkühlung (z.B. in Fol-
ge des geothermischen Betriebes) grundsätzlich stei-
gen, was bei Überschreiten des Sättigungsindex (SI)
von 0 eine Ausfällung der genannten Minerale nach
sich ziehen kann. Bei Erwärmung steigen hingegen die
SI von Calcit, Dolomit, Anhydrit und Eisenhydro-
xiden, was bei entsprechend hohen Temperaturen zu
Ausfällungen führen kann.
4.5 Herkunft und Genese
Es ist davon auszugehen, dass es sich bei den Wässern
des NDB primär um (1) mit der Sedimentbildung ein-
geschlossenes Porenwasser und (2) um während der
obertägig stattgefundenen Evaporation an Inhaltsstof-
fen angereicherte salinare Lösungen handelt. Bei dem
eingeschlossenen Porenwasser handelt es sich meist
um Brack- oder Meerwasser mit entsprechend hohen
primären Salinitäten von ca. 35 g/l. Schichtenfolgen
mit einem hohen Anteil an Playa- oder Sabkha-faziellen
Gesteinen weisen bereits primär höhere (> 35 g/l)
Salinitäten auf. Sekundäre Prozesse, ändern die Fluid-
zusammensetzung im Zuge der Millionenalten Ge-
schichte drastisch. Zu nennen sind diagenetische und
bei höheren Temperaturen auch metamorphen Prozes-
se (u.a. Wolfgramm et al. 2011a, Wolfgramm 2005,
Gaupp et al. 1993) sowie (2) die Zufuhr und Mischung
Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14 369
Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
mit Fluiden anderer stratigraphischer Einheiten (Wolf-
gramm et al 2011, Wolfgramm 2005, Gaupp et al. 1993).
Durch die zunehmende Auflast und Temperatur im
Zuge der Beckenentwicklung sorgen Tonmembran-
effekt für eine relativ kontinuierliche Zunahme der
Salinität mit zunehmender Tiefe, wobei die Ionen-
verhältnisse selbst relativ konstant bleiben. Ab einer
Versenkung > 1000 m und Temperaturen > 50 °C
setzt zunehmend die chemische Diagenese ein (Wolf-
gramm & Schmidt Mumm 2000), welche zu Abwei-
chungen des Salinitäts-Tiefentrends führt.
Die Zufuhr und Mischung mit anderen Fluiden ist
besonders im strukturell beanspruchten Bereich rele-
vant, sei es nun im Zusammenhang mit Störungen
oder Salzstrukturen. Am wichtigsten ist dabei die
Halokinese der Rotliegend- und/oder Zechsteinsali-
nare. So durchdringen Salzdiapire häufig sämtliche
überlagernden Schichten. Die Ablaugung und der
Transport der Na-Cl-reichen Wässer wird durch das
Temperaturgefälle im Bereich von Salzstöcken kon-
trolliert. Neben den Salzstöcken sind auch Graben-
brüche als Migrationspfade bekannt und für die
Mischung von Fluiden aus unterschiedlichen Stock-
werken verantwortlich (Wolfgramm 2005, Gaupp et
al. 1993). So können die niedriger salinaren Wässer der
Hochschollen über die Störungssysteme in die Aqui-
fere der Tiefscholle migrieren und umgekehrt.
Die Temperaturgradienten zwischen Salzstock und
umlagerndem Gebirge führten in der nahen Umge-
bung zur Konvektion von Fluiden und somit zur Mi-
schung der diagenetisch veränderten Porenwässer mit
den Wässern des Zechstein und im NW-Teil des Bek-
kens zusätzlich mit denen des Rotliegend der jeweili-
gen Salzdiapire. Entsprechend ist die Beeinflussung
durch zufließende Laugen der Salzdiapire nur lokal
und in direkter Umgebung der Salzstöcke möglich
(vgl. Kühn & Günther 2007). Ein prominentes Beispiel
ist die im Zusammenhang mit der Zechsteinwasser-
migration stattgefundene Anhydritzementation der
Geothermiebohrung Hamburg-Allermöhe (Wagner et
al. 2005). Die Salihitäten der Wässer der Unterkreide
bis zum Rhät sind durch eine Zunahme der Salinität
für den NE-Teil des Beckens von 10 g/l pro 100 m
und den NW-Teil von 10–13 g/l pro 100 m Tiefen-
zunahme charakrerisiert (Abb. 12), welche durch die
in Salzstocknähe zufließenden Na-Cl-Laugen noch
weiter bis zu 20–25 g/l je 100 m Tiefenzunahme er-
höht sein können.
Da die Kohlenwasserstoffexploration, aus deren
Fundus ein Großteil der Daten stammt, als Ziel eben
diese Salzstock-Randsenken hatte, sind die erhöhten
Salinitäten in den bewerteten Analysen überrepräsen-
tiert dargestellt. Die Sandsteine des Lias und Rhät
befinden sich meist im Liegenden der Salzstockrand-
senken bzw. wurden durch das Aufsteigen der Diapire
teils sogar erodiert und sind damit nicht von dem Phä-
nomen der Salzstockrandlage geprägt.
Im Liegenden folgen die Sandsteine des Schilfsand-
stein und des Mittleren Buntsandstein. Die Salinitäten
der Wässer sind häufig höher, als die der jüngeren
Aquifere, wobei Wolfgramm & Seibt (2008) einen Gra-
dienten von 15 mg/l pro 100 m Tiefenzunahme ange-
ben, welcher sich durch Zumischung von Na-Cl-Lau-
gen noch bis 25 g/l erhöhen kann (Wolfgramm et al.
2011a). Es ist nicht sicher geklärt, ob als Quelle der
höheren Salinitäten die Salinare innerhalb des Bunt-
sandstein selbst (z.B. Pelitröt) verantwortlich sind,
oder ob aszendierende Na-Cl-Laugen des Zechstein
über Kleinststörungen in die Sandsteine des Mittleren
Buntsandstein gelangen. In Bohrungen, für welche die
Wässer der unterschiedlichen Buntsandsteinfolgen ana-
lysiert wurden, konnte beobachtet werden, dass die
Salinitäten in der Solling-Folge (nahe Pelitröt) am
höchsten waren und bis zur Volpriehausen-Folge ab-
nahmen. Andere Indizien hierzu sind bei Wolfgramm
et al. (2011a) diskutiert.
Wolfgramm et al. (2003) zeigen, dass auch der Ma-
gnesium-Gehalt der Wässer prinzipiell zur Abgren-
zung der Zechsteinwässer von denen der Liegenden
und Hangenden Aquifere geeignet ist. Damit können
grundsätzlich auch die bei Tesmer et al. (2007) und
Möller et al. (2008) postulierten Kovektionen salinerer
Wässer zwischen Zechstein und Rupelton ausgeschlos-
sen werden.
Die Wässer evaporitischer Gesteine lassen sich auch
durch die Elementgehalte von Brom charakterisieren.
Da Brom sehr spät während der Evaporation im Fluid
verarmt und erst dann z.B. in salinare Abfolgen einge-
baut wird, sind spät-evaporitische Lösungen u.a. auch
des Zechstein durch hohe Bromgehalte charakterisiert.
Der Buntsandstein und das Rotliegend enthalten in re-
gional unterschiedlichen Anteilen Evaporite. Aus die-
sem Grund befinden sich die Daten der entsprechen-
den Wässer (Buntsandstein, Zechstein, Rotliegend) im
Bereich des Endstadiums der Evaporation (Wolfgramm
et al. 2011a). Die jüngeren Fluide der Unterkreide–Rhät
hingegen haben das Endstadium der Evaporation nicht
erreicht. Die erhöhten Chloridgehalte deuten allerdings
auf die „externe“ Zufuhr von Salzen hin.
Wasseranalysen aus älteren Gesteinen (Devon/Kar-
bon) sind zum einen nur in geringerem Umfang vor-
handen und unterscheiden sich zum anderen häufig
kaum von den Wässern des Rotliegend. Lediglich das
kohleführende Westphal zeigt abweichend geringe pH-
Werte (vgl. Gaupp et al. 1993). Aus diesem Grunde
wurden die Wässer des Rotliegend und Präperm
370 Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14
I. STOBER et al.
zusammengefasst dargestellt. Die Gesamtmineralisa-
tion der Rotliegendwässer beträgt im Durchschnitt 280
g/l im Gegensatz zu 330 g/l für Zechsteinwässer (vgl.
auch Lehmann 1974a,b). Charakteristisch sind die ho-
hen Eisen-, Mangan- und Lithiumgehalte sowie die
Schwermetallgehalte i.a.. Bereits Wolfgramm et al.
(2003) zeigte, dass die Rotliegendwässer vor allem auch
entsprechend der hohen Tiefenlage und Temperaturen
stark durch diagenetische Prozesse geprägt sind. Da-
von zeugt die Calciumanreicherung bei entsprechen-
der Natriumverarmung der Wässer. Grundsätzlich
handelt es sich bei den Rotliegend-Sandsteinen um z.T.
lithoklastreiche Quarzarenite bis Litharenite (Wolf-
gramm 2005). Als Klasten sind u.a. die Rotliegend-
vulkanite (Rhyolite, Andesite, Basalte), welche in grö-
ßerem Umfang u.a. Schwermetalle enthalten, ausge-
prägt (Wolfgramm et al. 2011a). Diese werden durch
die starke Diagenese freigesetzt, was sich wiederum im
Fluidchemismus niederschlägt (W & Schmidt Mumm
2000). Bei den Sandsteinen der Unterkreide bis Rhät
handelt es sich dagegen um Quarzarenite mit gerin-
gem Anteil an Mineralzement (Wolfgramm et al.
2008). Der detritische Quarzanteil der Buntsandstein-
Sandsteine ist geringer als der der anderen mesozoi-
schen Sandsteine. Zudem enthält er häufig tonige
Zwischenlagen und Zemente. Diese Gesteinszusam-
mensetzung spiegelt sich auch in der Zusammenset-
zung der Wässer wider.
5 Tiefenwässer im kristallinen Grundgebirge
Aus dem Kristallinen Grundgebirge gibt es in den
Untersuchungsgebieten relativ wenig hydrochemische
Analysen von Tiefenwässern, d.h. von Wässern in >
500 m Tiefe.
In Stober (1995) ist eine Datenkompilation der Wäs-
ser im Kristallinen Grundgebirge von Südwestdeutsch-
land mit angrenzenden Gebieten aus der Schweiz und
Frankreich enthalten. Deutlich heben sich demnach
die hydrochemischen Eigenschaften der Thermal-
wässer von den klassischen Mineralwässern ab. Die
Thermalwässer sind typischerweise CO2-arm und
reich an Natrium und Chlorid, während die Mineral-
wässer CO2-reich und hohe Calcium- und Hydrogen-
karbonat-Gehalte aufweisen (Abb. 14). Bei den Ther-
malwässern handelt es sich um aus größeren Tiefen
(einige 1000 m) aufsteigende Wässer, während die klas-
sischen Mineralwässer nur einer geringen Zirkula-
tionstiefe (< 800 m) entstammen. Die hohe Minera-
lisation resultiert in den Mineralwässern aus den
erhöhten CO2-Gehalten und der damit verbundenen
intensiven Wasser-Gesteins-Wechselwirkung (Stober
& Bucher 1999).
Abbildung 14 gibt einen Einblick zur Hydrochemie
der Tiefenwässer aus dem Kristallinen Grundgebirge.
Dargestellt sind Tiefenwässer aus Südwestdeutschland
(i.w. Schwarzwald), dem Erzgebirge und Thüringer
Wald. Es handelt sich jeweils um hochmineralisierte
salinare Tiefenwässer mit z.T. hohen Sulfatgehalten.
Prinzipiell nimmt der Gesamtlösungsinhalt (TDS) mit
zunehmender Tiefe zu. Die am höchsten minerali-
sierten Wässer stammen aus den tiefsten Bohrungen:
Bühl, Oberrheingraben (Gneis): TDS = 200 g/kg
GPK1 und GPK2 in Soultz-sous-Forêts, Oberrhein-
graben (Granit): TDS = 100 g/kg
Urach 3, Fuß der Schwäbischen Alb (Gneis): TDS
= 80 g/kg
Vorbohrung Kontinentale Tiefbohrung (KTB-VB),
Oberpfalz (Gneis): TDS = 62 g/kg
Die Tiefenwässer, die mit den Bohrungen Soultz-
sous-Forêts oder Bühl im Oberrheingraben erschlos-
sen wurden, sind hochmineralisierte Na-Cl-Wässer
(Pauwels et al. 1993). Die Wässer in den Tiefbohrun-
gen Soultz enthalten hohe CO2-Gehalte. In Bühl wur-
den keine Gase gemessen, jedoch sind im Oberrhein-
graben grundsätzlich erhöhte CO2-Gehalte zu
erwarten. Beim Tiefenwasser der Bohrung Urach 3
handelt es sich ebenfalls um ein hochmineralisiertes
Na-Cl-Wasser mit einigen 100 mg/l CO2 (Stober &
Bucher 2000b). In der Bohrung KTB-VB wurden an-
ders als in den anderen o.g. Tiefbohrungen erhöhte
CH4-Gehalte und verschwindend geringe CO2-Gehal-
te gemessen. Erst dadurch können überhaupt sehr
hohe Calcium-Konzentrationen im Wasser vorkom-
men. Stober & Bucher (2005) führen die relativ hohen
Calcium-Gehalte (XCa) auf die Mineralogie der
Reservoirgesteine (Metagabbros und Amphibolite mit
sehr Ca-reichen Plagioklasen) zurück. Die sehr hohen
Salinitäten der Tiefenwässer, die weit über derjenigen
von Meerwasser liegen, werden auf Alterationsprozesse
unter Bildung von Hydratmineralen, was faktisch ei-
nem H2O-Verlust entspricht, zurückgeführt (Stober &
Bucher 2004, 2005).
Während es sich also bei den Tiefenwässern aus
Bühl, Soultz-sous-Forêts und Urach jeweils um Na-Cl-
reiche Tiefenwässer handelt, ist das Tiefenwasser aus
der KTB-VB Ca-(Na)-Cl-reich. Die einzigen Tiefen-
wässer, die durch ihre erhöhten Calcium- gegenüber
Natrium-Gehalten deutlich mit dem Wasser aus der
KTB-VB verwandt erscheinen, sind beiden Tiefen-
wässer aus dem Erzgebirge (Bauer 1999) (Abb. 14).
Einen umfangreichen Überblick über die Tiefen-
wässer aus dem Kristallinen Grundgebirge des Erzge-
birges, der Böhmischen Masse, aus dem Egergraben,
dem Fichtelgebirge, dem Thüringer Wald und dem
Frankenwald gibt der Bericht von Wolfgramm (2009).
Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14 371
Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
Abb. 14: Tiefenwässer aus dem Kristallinen Grundgebirge. Bei den Tiefenwässer aus Südwestdeutschland sind
die Wässer aus den 5000 m tiefen Bohrungen Soultz-sous-Forêts im Oberrheingraben, der Bohrung Urach 3 am
Fuß der Schwäbischen Alb aus 4000 m Tiefe sowie die CO2-reichen Mineralwässer (schwarz-gestrichelt) hervor-
gehoben. Die Tiefenwässer aus dem Erzgebirge und dem Thüringer Wald, hervorgehoben ist das Wasser aus der
4000 m tiefen KTB-VB in der Oberpfalz.
Fig. 14: Deep crystalline basement waters: The deep waters in SW-Germany show the waters of the 5,000 m
deep wells of Soultz-sous- Forêts in the Upper Rhine Graben, the 4,444 m deep well Urach 3 at the foothills of
the Swabian Alb and the CO2-rich mineral waters. The deep waters of the Erzgebirge and the Thüringer Wald
show the water of the 4,000 m deep KTD-VB in the Oberpfalz
Allerdings stammen die weitaus meisten Daten aus
sehr geringen Tiefen und sind daher häufig vergleichs-
weise niedrig mineralisiert.
Vereinzelt können Kristallinwässer hohe Radon-
gehalte aufweisen.
6. Schlussfolgerungen
Die meisten Tiefenwässer in Deutschland – mit
Ausnahme des Oberjura-Aquifers in Süddeutschland –
sind hochmineralisiert, wobei mit erhöhten Gas-
gehalten zu rechnen ist. Dies hat neben der erhöhten
Temperatur und Druck zum einen Einfluss auf die
thermische Leistung und ist daneben relevant für die
Betriebsführung.
6.1 Thermische Leistung
Der Faktor des Fündigkeitsrisikos stellt bei der Pro-
jektierung geothermischer Anlagen eine der entschei-
denden Planungsgrößen dar. Im Rahmen der Vorbe-
reitung von Geothermieprojekten mit hydrothermaler
Wärmeenergienutzung sind die erreichbare Förderrate,
die Fördertemperatur sowie Dichte und spezifische
Wärmekapazität des heißen, z.T. hochkonzentrierten
Tiefenwassers die ausschlaggebenden Kenngrößen, wenn
es um die Beurteilung des Fündigkeitsrisikos geht.
Das Fündigkeitsrisiko bei geothermischen Bohrun-
gen ist das Risiko, ein geothermisches Reservoir mit
einer (oder mehreren) Bohrung(en) in nicht ausrei-
chender Quantität oder Qualität zu erschließen
(Stober et al. 2009).
372 Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14
I. STOBER et al.
Unter Qualität versteht man im Wesentlichen die Zu-
sammensetzung (Chemismus) des Wassers. Es können
Bestandteile im Wasser auftreten (Gase, Salinität o. ä.),
die eine geothermische Nutzung ausschließen oder er-
schweren. Allerdings galten alle bisher bei geothermi-
schen Bohrungen in Deutschland angetroffenen Wäs-
ser hinsichtlich ihrer Zusammensetzung für die geo-
thermische Nutzung, zwar mit unterschiedlichem tech-
nischen Aufwand, als beherrschbar (Stober et al. 2009).
Somit ist die Fündigkeit einer Geothermiebohrung
in Deutschland im wesentlichen an die Quantität ge-
koppelt. Die Quantität wird über die thermische Lei-
stung, die mit Hilfe einer Bohrung erreicht werden
kann, definiert. Diese Leistung P (kW) ist proportional
zur Förderrate Q (m³/s) und der Temperatur T (°C):
P = ·cp·Q·(Ti–To) (2)
= Dichte des geförderten Thermalwassers (kg/m³)
cp = spezifische Wärmekapazität des Thermalwassers
(kJ/(kg °C))
Ti = Fördertemperatur (°C), vor Wärmetauscher
To = Reinjektionstemperatur (°C), nach Wärmetau-
scher
Die Angaben zur Mindestförderrate und Mindest-
fördertemperatur sind an eine zuvor festgelegte maxi-
male Absenkung ?s gekoppelt und ergeben sich in der
Regel aus den Wirtschaftlichkeitsüberlegungen des Be-
treibers.
Der Definition der Fündigkeit wird gemäß Glei-
chung 2 der Summenwert zugrunde gelegt, d.h. die Lei-
stung und nicht die Einzelwerte. Das bedeutet eine
höhere Wassertemperatur kann bis zu einem gewissen
Grad eine etwas niedrigere Förderrate kompensieren.
Für die Berechnung der thermischen Leistung
(Gl. 2) ist die Kenntnis der Dichte und der spezifischen
Wärmekapazität des Thermalwassers erforderlich. Bei-
de Parameter sind von der Temperatur, dem Druck,
der Mineralisation und dem Gasgehalt des Thermal-
wassers abhängig. Die Wärmekapazität gibt an, wie
viel Wärme gespeichert werden kann. Wasser kann
Wärme wesentlich effizienter speichern als Gestein.
Die Dichte von reinem Wasser schwankt im Tem-
peraturbereich 0 °C–200 °C und Druckbereich
1 bar–700 bar zwischen = 1033 kg/m3 und = 865
kg/m3. Der Schwankungsbereich der spezifischen
Wärmekapazität liegt im angegebenen Temperatur-
und Druckbereich zwischen cp = 3,97 kJ/(kg K) und
cp = 4,49 kJ/(kg K) (Wagner & Kretschmar 2008). Das
Produkt aus Dichte und spezifischer Wärmekapazität
schwankt daher für reines Wasser im angegebenen
Druck- und Temperaturbereich zwischen ·cp = 4219
kJ/(m3K) und ·cp = 3832 kJ/(m3K) (Abb. 15), d.h.
um etwa 9%, und nimmt im wesentlichen mit zuneh-
mender Temperatur ab. Das hat direkte Auswirkun-
gen auf die thermische Leistung P (Gl. 2), die ebenfalls
unabhängig von der Höhe der Förderrate und der ge-
nutzten Temperatur diesen Schwankungen unterliegt.
Abb. 15 zeigt auch, dass die thermische Leistung von
Wasser mit zunehmender Temperatur abnimmt. In
diesen Überlegungen sind Abhängigkeiten aufgrund
von erhöhter Mineralisation oder Gasgehalt noch
nicht berücksichtigt.
Ist das Thermalwasser hoch mineralisiert, wie es die
meisten Tiefenwässer in Deutschland sind, so erhöht
sich die thermische Leistung scheinbar, da die Dichte
durch die Mineralisation zunimmt. Die Dichte der
Lösung ergibt sich aus der Summe der Massenkon-
zentrationen der Bestandteile einer Lösung, indem die
Summe der Massen der Bestandteile (mi) durch das
Volumen der Lösung (V) geteilt wird (Gl. 3).
= 1/V mi = i(3)
Sun et al. (2008) geben für verschiedene Temperaturen
Funktionen für die Dichte und die spezifische Wär-
mekapazität in Abhängigkeit von der Salinität (NaCl)
an, allerdings nur für atmosphärische Bedingungen.
Die Dichte nimmt demnach mit zunehmender Sali-
nität zu, die spezifische Wärmekapazität nimmt je-
doch mit zunehmender Salinität ab. So hat Meerwas-
ser beispielsweise nur eine spezifische Wärmekapazität
von cp = 3,99 kJ/(kg·K). Die Salinität bewirkt somit
im Hinblick auf die spezifische Wärmekapazität für
die thermische Leistung eine Reduktion; sie hat genau
den gegenteiligen Effekt wie die Dichte.
Um den Gesamteffekt von Dichte und spezifischer
Wärmekapazität auf die thermische Leistung zu ermit-
teln, wurde auf Abbildung 6.2 das Produkt aus Dichte
und spezifischer Wärmekapazität in Abhängigkeit von
der Salinität dargestellt, d.h. die auf die Rate und Tem-
peratur normierte thermische Leistung, analog zu Ab-
bildung 15. Abbildung 16 zeigt, dass mit zunehmen-
der Salinität und mit zunehmender Temperatur die
thermische Leistung abnimmt. Der Dichtebonus geht
somit wegen der stärkeren Abnahme der spezifischen
Wärmekapazität verloren.
Der Einfluss der Salinität ist dramatisch (Abb. 16);
der Einfluss des Druckes – insbesondere im Temperatur-
bereich 50°C bis 150 °C – ist vernachlässigbar (Abb. 15).
Die entsprechenden normierten thermischen Leistun-
gen für höher mineralisierte Wässer (Abb. 16) liegen
außerhalb des Wertebereichs von Abbildung 15. Bei
einer Salinität von 200 g/kg reduziert sich die thermi-
sche Leistung der Flüssigkeit bei einer Temperatur von
20 °C um 9,2 %, bei 100 °C um 8,7% und bei 180 °C
um 6,4 %, d.h. im für geothermische Zwecke interes-
santen Temperaturbereich können sie bis etwa 8 % be-
tragen.
Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14 373
Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
Abb. 15: Abhängigkeit der thermischen Leistung, d.h. des Quotienten P/(Q T) oder des Produktes aus Dichte
und spezifischer Wärmekapazität, reinen Wassers von Druck und Temperatur
Abb. 15: Thermal capacity in dependence of pressure and temperature
6.2 Partikel im Thermalwasser
Im Thermalwasserkreislauf einer geothermischen An-
lage werden immer auch Partikel bewegt. Diese Parti-
kel können Schäden in der Geothermieanlage hervor-
rufen. Daher sind im Thermalwasserkreislauf Filter
eingebaut, um diese Partikel abzufangen. Es können
vereinfachend drei Typen von Partikeln unterschieden
werden (detritische, technische und mineralische Par-
tikel). Zum einen handelt es sich um fest auf Ober-
flächen aufgewachsene Scalings. Diese finden sich be-
vorzugt in Bereichen mit geringer Strömungsenergie,
speziellen Oberflächenstrukturen und vor allem in
Abschnitten nach geänderten thermodynamischen/
elektrochemischen Bedingungen, wie sie z.B. an der
Pumpe, im Wärmetauscher und bei der Injektions-
bohrung auftreten. Den zweiten Typ, welcher in allen
Anlagen beobachtet wird, stellen Gesteinsfragmente
(Detritus) dar, welche bei der Förderung des Thermal-
wassers aus dem Aquifer ausgespült und mit dem För-
derstrom transportiert werden. Der dritte Typ sind
mobile Partikel, die in der Anlage entstehen, z.B.
durch Korrosion von Anlagenteilen.
Wolfgramm et al. (2011) beschrieben anhand des
Filterrückstands eines fest installierten Anlagenfilters
mit der Maschenweite 50 μm für einen Standort im
Molassebecken beispielsweise folgende Korngrößen-
zusammensetzung: Der überwiegende Teil der Parti-
kel (48 %) sind Calcite/Aragonite mit einer Korngröße
bis zu 1 mm. Daneben finden sich 25 % Eisensulfide
(Korngröße bis 50 μm), 15 % Kupfersulfide (50-
100 mm), Tonminerale (Aggregate bis 5 μm) sowie
10 % sonstige Partikel. Bei den Scalings können in den
Anlagen im Molassebecken zwei Typen unterschieden
werden. Plattige, bis zu 1 mm starke karbonatische
Scalings an den Rohrinnenwänden und Übergängen
sowie feinkörnige Cu-Fe-Sulfidausfällungen (Chal-
kosin, Bornit, Chalkopyrit und Pyrit) im Bereich der
Pumpe und im Obertagesystem. Die Schwefelisotope
der neugebildeten Sulfide liegen um 1,4 ‰ CDT
während die Wässer durch etwa 9,0 ‰ CDT repräsen-
tiert sind. Ob die in den Feststoffbildungen geringeren
Werte alleine auf die Kristallisation zurückgeführt
werden können oder in welchem Maße mikrobielle
Prozesse eine Rolle spielen, ist nicht sicher zu progno-
stizieren.
374 Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14
I. STOBER et al.
Abb. 16: Abhängigkeit der thermischen Leistung, d.h. de”s Quotienten P/(Q T) oder des Produktes aus Dich-
te und spezifischer Wärmekapazität, von der Salinität (NaCl) und der Temperatur
Fig. 16: Thermal capacity in dependence of salinity and temperature
Das Kristallwachstum der karbonatischen Scalings
hängt nicht nur von der hydrochemischen Beschaffen-
heit des Thermalwassers, den Temperatur- und Druck-
druckbedingungen bzw. -schwankungen, sondern auch
von der Beschaffenheit der Oberflächen ab, mit denen
das Thermalwasser in Berührung kommt. Entspre-
chend vielgestaltig kann die Ausbildung der ausge-
fällten Minerale sein. Relativ häufig lässt sich ein
mehrphasiger Aufbau beobachten, welcher basal mit
einer sehr dünnen (<5 μm), opaken, metallischen
Schicht beginnt, auf welcher feinkörnige, xenomor-
phe Calcite aufgewachsen sind. Die oberste und deut-
lich dickere Lage bilden bis zu 500 μm große hyp-
idiomorphe-idiomorphe Kristalle. Dieser Lagenbau
spiegelt sich dann auch in der Kathodolumineszens
(KL) wieder.
Die Kathodolumineszenz- und Isotopenuntersu-
chungen erfolgen aktuell im Rahmen des Projektes
MiProtherm (BMU-FKZ: 0325201). In den meisten
Karbonaten wurde dabei eine dominierende Mangan-
aktivierte Lumineszenz (Breitbande) beobachtet, die
eine orange bis rötliche sichtbare KL-Farbe hervorruft.
Auftretende Zonierungen in einigen Kristallen sind im
Wesentlichen durch Variationen der Intensität der
Mn-Bande hervorgerufen. Dies kann entweder durch
unterschiedlichen Mn-Einbau (Aktivator-Konzentrati-
on) oder theoretisch auch durch wechselnde Gehalte
von z. B. Fe (Quencher-Konzentration) bedingt sein.
Eine schwache Bande im blauen Bereich bei ca. 450
nm ist wahrscheinlich auf Elektronendefekte an der
Karbonatgruppe zurückzuführen (dadurch z. T. violet-
te Farben). Die Nebenpeaks charakterisieren REE, wie
Dysprosium und Samarium.
Was die Mineralneubildungen betrifft, muss im
Norddeutschen Becken qualitativ zwischen den tiefen
(> 1800 m) und flacheren Grundwasser unterschieden
werden. Geothermieanlagen der tieferen Standorte,
wie Groß Schönebeck (Wolfgramm et al. 2002, Holl
et al. 2003), Horstberg Z1 (Hesshaus 2008, Schröder &
Hesshaus 2009), Groß Buchholz Gt1 (Hesshaus et al.
2012) und Neustadt Glewe sind durch Neubildungen
von Galenit, Baryt/Cölestin, Calcit/Aragonit, gedie-
genem Blei und Kupfer sowie Eisensulfiden gekenn-
zeichnet. Sekundär mit der Probenahme im Zusam-
menhang stehen häufig Sulfat- aber auch Karbonat-
bildungen (Wolfgramm et al. 2011b).
Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14 375
Hydrochemie der Tiefenwässer in Deutschland
In Aquiferen mit Tiefenlagen < 1800 m wurden über-
wiegend diverse Eisensulfide beobachtet, die Art der
Eisensulfide ist dabei durch ihre zumeist sehr feinkör-
nige und z.T. nicht kristalline Ausbildung nicht im-
mer bestimmbar, untergeordnet war häufig in gerin-
gerem Umfang Aragonit nachweislich. Seltener
konnten massige Karbonat-Scales beobachtet werden.
Neben den Eisensulfiden traten häufig auch Sulfide
weiterer Schwermetalle wie Chrom, Kupfer oder Nik-
kel auf. Ob es sich bei den z.T. in größerem Umfang
vorkommenden Eisenhydroxiden um sekundäre, mit
den Probenahmen verbundene Minerale handelt, ist
nicht sicher geklärt.
Die Partikelkonzentrationen im Thermalwasser-
strom schwanken zwischen < 1–100 mg/m3 Fluid.
Nach ca. 20 Jahren Betriebszeit in Neustadt-Glewe be-
trägt die Partikelkonzentration etwa 20 mg/m3 Fluid.
Bei Anfahrprozessen von Anlagen können auch Kon-
zentrationen bis zu 6000 mg/m3 Fluid beobachtet
werden.
Die Korngrößen der Partikel variieren in Abhän-
gigkeit von der Betriebsführung und der Art der Mine-
ralneubildungen ebenfalls stark, meist von 1–50 μm.
Seltener sind Aggregate von bis zu 2 mm.
Auch die Isotopenverhälnisse neu gebildeter Mine-
rale wurden analysiert, vor allem von Karbonaten und
Sulfiden. Die 13C-Werte der Scales sind häufig mit
-28,7 bis -6,6 ‰ PDB relativ niedrig. Die Sauerstoff-
isotopenverhältnisse variieren zwischen 13,7–25,7 ‰
SMOW. Die Mineralneubildungen der tiefen mesozoi-
schen Aquifere im Norddeutschen Becken weisen 34S-
Werte von +10,8 ‰ CDT (Median, n=33; -3,3 bis
+ 25,6 ‰ CDT) mit einem deutlichen Maximum zwi-
schen +6 und +12 ‰ CDT auf.
Im Molassebecken schwanken die Isotopenverhält-
nisse der Karbonate stark. Die ä13C-Werte der Proben
sind größer als -2 ‰ PDB. Dabei wurde eine Reihe
von Spülproben/Proben des Aquifers selbst (Oberjura-
Dolomite) untersucht, welche 18O-Werte von
>20 ‰ SMOW aufwiesen. Die Rückstände in den Fil-
tern und Ablagerungen an und in Anlagenteilen zei-
gen dagegen nur Werte <10 ‰ SMOW.
Wie bereits zuvor beschrieben, beeinflusst der sai-
sonale geothermische Betrieb auch die Isotopenver-
hältnisse. Im Fluid des Wärmespeichers Neubranden-
burg beispielsweise wären entsprechend der erdzeit-
lichen Entwicklung Werte von 13 - 18 ‰ CDT zu
erwarten gewesen. Gemessen wurden 32,1 - 32,2 ‰
CDT. Eine Erklärung ist bis jetzt lediglich, dass nach
der Probenahme die bakterielle Aktivität in der Lö-
sung zu einer Anreicherung von 34S in der flüssigen
Phase stattfindet und sich die 32S-reiche Phase als Nie-
derschlag im Gefäß ablagert. Die 34S-Werte der
Mineralneubildungen (Pyrit) sind beim Ausspeichern
niedriger und sinken tendenziell mit der Zeit (Gt N
1/86), während sie beim Einspeichern höher sind und
ansteigen (Gt N 4/86). Dabei sind jedoch Werte von
Proben, die an einem Tag gewonnen wurden, sehr un-
terschiedlich. So wurden am 7.3.2006 4 Proben gewon-
nen, bei welchen die 34S-Werte zwischen 1,85 bis
11,53 ‰ CDT variieren. Momentan wird davon aus-
gegangen, dass die 34S-Werte des Fluids ca. 13–18 ‰
CDT sind und durch bakterielle Reaktion mit unter-
schiedlichem Anteil erniedrigt werden.
6.3 Relevanz für die Betriebsführung
In Abschnitt 2.3 wurde auf die Bedeutung der Ände-
rung der Sättigungszustände der Thermalwässer bezüg-
lich verschiedener Minerale infolge Druck- und/oder
Temperaturänderung hingewiesen. Zum einen bedingt
bereits die Förderung des Thermalwassers eine Druck-
und Temperaturänderung. Die wesentliche Tempera-
turänderung erfolgt jedoch im Wärmetauscher, der
dem Thermalwasser in kürzester Zeit Wärme entzieht.
Sowohl im Wärmetauscher als auch in den eng
verwinkelten Zu- und Ableitungssystemen entstehen
Druckänderungen. Typischerweise ist in den höher
mineralisierten Wässern mit der Ausfällung von Calcit
infolge Druckerniedrigung zu rechnen. Um derartige
Ausfällungen zu minimalisieren, werden die Leitungs-
systeme der Geothermieanlagen übertage unter Über-
druck gefahren. Typischerweise handelt es sich hier-
bei um Überdrucke um 15-25 bar.
Der Gasaustausch des Thermalwassers mit der At-
mosphäre ist in jedem Fall zu unterbinden, da es an-
sonsten zusätzlich zur Ausfällung von Schwermetallen
kommt. Das übertägige Leitungssystem muss daher
dicht sein.
Zum Auffangen von Partikeln, die aus dem
Aquifer-Gestein, der technischen Anlage oder aus
Mineralneubildungen stammen können, werden an
verschiedenen Stellen in der Geothermieanlage Filter
eingebaut, um die Betriebssicherheit zu erhöhen.
Typisch für den Oberrheingraben und das Nord-
deutsche Becken sind die Bariumgehalte in den Ther-
malwässern, die unter Aquiferbedingungen etwa im
Bereich der Sättigung liegen. Durch die Abkühlung des
Thermalwassers insbesondere bei der Passage durch
den Wärmetauscher ist daher mit der Ausfällung von
Baryt zu rechnen. Bei Scales aus Baryt/Coelestin-
Mischkristallen (Ba/SrSO4) kann es wegen der chemi-
schen Analogie von Ba mit Ra zu einer Mitfällung der
Radiumisotope (226Ra, 228Ra, 224Ra) mit schwer lösli-
chem Ba/SrSO4 kommen. In Scales aus Galenit (PbS)
376 Z. geol. Wiss. 41/42 (5–6) 2013/14
I. STOBER et al.
sowie gediegenem Blei (Pb) kann das chemisch sich
identisch verhaltende Radionuklid 210Pb, ein
–Strahler, in den Pb-haltigen Phasen eingebaut sein
(Degering & Köhler 2009). Dadurch können radioak-
tive Inhaltsstoffe der Wässer in den Scales selektiv auf-
konzentriert sein (Stober & Bucher 2012). Sinterab-
lagerungen ist daher grundsätzlich erhöhte Aufmerk-
samkeit zu schenken und ausgetauschte Rohrleitun-
gen, Pumpen oder Wärmetauschern sollten sicher-
heitshalber untersucht und ggf. entsprechend fachtech-
nisch behandelt werden (StrlSchV 2001).
Generell ist die Kinetik der Calcitlösung schnell ge-
nug, um unter thermodynamischem Gleichgewichts-
bedingungen zu erfolgen. Hingegen beträgt der
Sättigungsindex vieler Grundwässer 0-0,3. Diese Über-
sättigung wird durch die Reduzierung des Druckes bei
örderung verursacht. Einer der wichtigsten Inhibito-
ren ist Mg2+, dessen Adsorption an die Kristallit-
oberfläche das weitere Wachstum geordneter
Calcitkristalle behindert. Erst bei sehr hoher Übersät-
tigung kann Mg2+ in die Calcitstruktur eingebaut wer-
den und es entstehen Mg-Calcite. Als Inhibitoren der
Calcitfällung wirken auch Phosphat und organische
Säuren (Apello & Postma 2007).
Abschließend wird noch darauf hingewiesen, dass
durch die Abkühlung des Thermalwassers die Wasser-
aufnahmefähigkeit der Injektionsbohrung zurückgeht.
Hauptverantwortlich ist die dynamische Viskosität des
Thermalwassers, die bei Temperaturerniedrigung stark
zunimmt. Dadurch kommt es zu einer Abnahme der
Durchlässigkeit im Injektionsbereich. Die Durchläs-
sigkeit kann dabei je nach Temperaturspreizung um
den Faktor 4-6 abnehmen. Häufig wird daher bei ei-
ner geothermischen Dublette empfohlen, die ergiebi-
gere Bohrung als Injektionsbohrung und die weniger
durchlässige als Produktionsbohrung zu verwenden.
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Eingereicht am 13.03.2014
Angenommen am 27.11.2014
Anschrift der Autoren:
Ingrid Stober, Karlsruher Institut für Technologie (KIT),
AGW, Adenauerring 20b, D-76131 Karlsruhe
ingrid.stober@kit.edu
Markus Wolfgramm, Johannes Birner, Geothermie
Neubrandenburg (GTN), Seestraße 7a, D-17033 Neu-
brandenburg
gtn@gtn-online.de
... Aquifers, including faults and fault zones, are classified by the groundwater temperature into hot (>100°C), warm (between 60 and 100°C) and thermal (at least 20°C) hydrothermal systems (Agemar et al., 2014b). For electric power generation, fluid temperatures must be at least >100°C, whereas the inlet temperature for district heating can be considerably lower (>60°C) (Bauer et al., 2014;Stober et al., 2014;TUM, 2020). The water supply of the aquifer for successful deep geothermal energy exploitation is depending on the aquifer type with reservoir temper-1.1 ...
... The main hydrothermal resources with the highest energy potential are predominantly concentrated in three regions: the North German Basin, the Upper Rhine Valley and the South German Molasse Basin ( Fig. 1.2). These regions are characterised by different Chapter 1 Introduction aquifers types, rock materials and, thus, have different potentials in terms of thermal and hydraulic properties (Agemar et al., 2014a;Stober et al., 2014). Additionally, the water chemical composition and characteristics of the geothermally used fluids from these regions are very different, which is of central importance in terms of scalings, corrosion and thermal performance of the systems Bozau et al., 2015). ...
... Regional and local heterogeneities in the hydrochemical, petrophysical and hydraulic properties of the Upper Jurassic hydrothermal reservoir cause varying productivities of the geothermal wells (Konrad et al., 2021;Bohnsack et al., 2020;Konrad et al., 2019;Stober et al., 2014;Birner, 2013). Up to now, four deep geothermal wells were technically or economically unsuccessful with very low water availabilities (occasionally <5 l/s) in the south of the central and western SGMB (Amro et al., 2013;Mraz et al., 2018;TUM, 2020). ...
Thesis
Full-text available
This thesis provides an improved hydrogeological picture of the geothermally used deep Upper Jurassic aquifer in the South German Molasse Basin, which is crucial for sustainable resource management. By analysing water chemical data and innovative environmental isotopes, the (i) applicability of the promising 14CDOC dating method is demonstrated for the aquifer and (ii) a consistent hydrochemical zoning leads to a new interpretation of the groundwater recharge area and flow systematic.
... Numerous pilot projects have shown that significant thermal energy or even electricity is available in a couple of regions in Germany, such as the Molasse Basin, the Upper Rhine Graben (URG), and parts of the North German Basin (NGB, Seibt et al., 2010). In order for them to be used in an efficient operation for energy production, the down-hole temperature should exceed at least 100 • C. In Germany, depending on the local geothermal gradient, these temperatures are expected to be encountered at depths of more than 1800 m (Stober et al., 2013). Sufficient productivity and injectivity are also required for an economical plant. ...
... The target reservoir's properties in this regard are porosity and permeability, hence the local geology is decisive in this context. While promising temperatures are met at practicable depths in regions of the NGB (Stober et al., 2013), non-sufficient rock permeabilities in related sedimentary horizons are potentially an issue (Wolfgramm et al., 2008). Previous concepts and applications, for example at the geothermal test-site Groß-Schönebeck located in the NGB , require enhancing the fracture network by hydraulic stimulation. ...
... Blöcher et al. (2016) propose that this may be explained by the following processes: accumulation of mineral scaling in the reservoir and the wellbore, thermo-mechanically induced fracture closing, and two-phase flow as a consequence of outgassing. There is evidence that chemical reactions are accountable for reduced injectivity (Scheiber et al., 2013;Stober et al., 2013;Regenspurg et al., 2015;Blöcher et al., 2016;Griffiths et al., 2016). ...
Article
Full-text available
Barite stands out as one of the most ubiquitous scaling agents in deep geothermal systems, responsible for irreversible efficiency loss. Due to complex parameter interplay, it is imperative to utilise numerical simulations to investigate temporal and spatial precipitation effects. A one-dimensional reactive transport model is set up with heterogeneous nucleation and crystal growth kinetics. In line with geothermal systems in the North German Basin, the following parameters are considered in a sensitivity analysis: temperature (25 to 150 °C), pore pressure (10 to 50 MPa), fracture aperture (10⁻⁴ to 10⁻² m), flow velocity (10⁻³ to 10⁰ m s⁻¹), molar volume (50.3 to 55.6 cm³ mol⁻¹), contact angle for heterogeneous nucleation (0° to 180°), interfacial tension (0.07 to 0.134 J m⁻²), salinity (0.1 to 1.5 mol kgw⁻¹ NaCl), pH (5 to 7), and supersaturation ratio (1 to 30). Nucleation and consequently crystal growth can only begin if the threshold supersaturation is exceeded, therefore contact angle and interfacial tension are the most sensitive in terms of precipitation kinetics. If nucleation has occurred, crystal growth becomes the dominant process, which is mainly controlled by fracture aperture. Results show that fracture sealing takes place within months (median 33 days) and the affected range can be on the order of tens of metres (median 10 m). The presented models suggest that barite scaling must be recognised as a serious threat if the supersaturation threshold is exceeded, in which case, large fracture apertures could help to minimise kinetic rates. The models further are of use for adjusting the fluid injection temperature.
... 0.01-3.5 and 0.09-402 mg/L, respectively, with an average value of 1.07, 140.5, 1.9, 12.3, 10.8, 2.6, 0.43 and 85.4 mg/L, respectively (Tables A.1 and 2). The waters analyzed, in terms of their physicochemical characteristics, are very similar to those found in Permo-Mesozoic rocks of northern Germany (Tesmer et al., 2007;Möller et al., 2008;Stober et al., 2013). ...
... The most appropriate comparative area for our research is the North German Basin (NGB), an adjacent segment of the Central European Permian-Mesozoic Basin. Within the NGB, the stratigraphic profile and the tectonics of the Permian-Mesozoic and Cenozoic rock successions (Marek and Pajchlowa, 1997;Scheck-Wenderoth et al., 2008), and the groundwater chemistry (Stober et al., 2013;Möller et al., 2008), are very similar to those of the Polish Basin. We also have found a clear similarity between the REE concentrations and their fractionation patterns in the waters of these basins, as demonstrated by comparison of our results with those of Möller et al. (2008) and Tesmer et al. (2007). ...
Article
The occurrence and distribution of rare earth elements (REEs) in mineral and thermal waters encountered in Quaternary, Mesozoic and Permian aquifers of the Polish Lowlands are described, with REE concentrations analyzed in 35 groundwater samples and 25 aquifer host rock samples. The waters analyzed are characterized by high variability of total dissolved solids (TDS: 0.44 to 340 g/L) and of outflow temperatures (9 to 89 °C). Values of ultralow concentrations (pg/L-μg/L) of REEs in groundwaters of variable salinity were obtained using a novel method combining a seaFAST-pico preconcentration system with inductively coupled plasma mass spectrometry (ICP-MS). Very low concentrations of dissolved (<0.45 μm) REEs and Y are present in these waters, ranging from 0.6 ng/L to 19.1 μg/L and from 1.6 to 54.5 ng/L, respectively. The REE-patterns, normalized to European Shale (EUS), were used to assess the range of REE fractionation between water and host rocks and to show differences in REE distribution in various hydrogeological systems. Three groups of REE-patterns were distinguished: (i) upwards-sloping with HREE-enrichment (74% of all samples), (ii) convex with MREE-enrichment (20%), and (iii) near-flat with very slight depletion in HREE (6%). REE fractionation in shallow waters was attributed to the adsorption of LREE on Fe/Mn oxide/oxyhydroxide particles and the simultaneous complexation of REEs with carbonate and bicarbonate ions. In waters occurring below the zone of active water exchange, in reducing conditions, HREE-enriched patterns developed, mainly as a result of reductive dissolution of previously adsorbed and/or precipitated REEs. The convex, MREE-enriched patterns resulted from a combination of several geochemical processes controlling REE fractionation: (i) high temperature (T > 60 °C) favouring a release of the more easily soluble MREE from rocks into the water, (ii) the presence of organic material showing a strong ability to form complexes with REEs, (iii) reductive release (dissolution) of previously adsorbed REE on mineral particles, and (iv) dissolution of rocks by acidic waters. Our findings confirmed that REEs can be a useful markers for identifying basic hydrogeochemical processes shaping the chemistry of waters.
... Erhöhte Lithiumkonzentrationen ≥1 mg/L lassen sich nicht grundsätzlich mit tieferen Bohrungen erzwingen, da die Konzentration nicht per se mit der Tiefe der Bohrung korrelieren. Zum Beispiel liegen die Lithiumkonzentrationen der Thermalwässer im Oberen Jura-Aquifer des bayrischen Molassebeckens nur bei <0,1 mg/L, trotz einer Reservoirtiefe von z.T. über 2000 m (Stober, Wolfgramm, and Birner 2014). Diese Wässer zeigen weiterhin geringe Chloridgehalte, die nur im westlichen Bereich des Molassebeckens 2 g/L überschreiten (Stober, Wolfgramm, and Birner 2014). ...
... Zum Beispiel liegen die Lithiumkonzentrationen der Thermalwässer im Oberen Jura-Aquifer des bayrischen Molassebeckens nur bei <0,1 mg/L, trotz einer Reservoirtiefe von z.T. über 2000 m (Stober, Wolfgramm, and Birner 2014). Diese Wässer zeigen weiterhin geringe Chloridgehalte, die nur im westlichen Bereich des Molassebeckens 2 g/L überschreiten (Stober, Wolfgramm, and Birner 2014). Im Gegensatz dazu werden in der oberflächennahen Bohrung von Bad Nauheim von nur 180 m bereits Konzentrationen von ca. 10 mg/L erreicht (Kirnbauer 2008;Loges et al. 2012). ...
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The work presented here offers an approach to estimate the technological status of lithium extraction from geothermal waters in Germany based on current scientific studies, as well as to evaluate the associated challenges. For this purpose, the predicted worldwide lithium market, as well as the enormously increasing German demand due to the planned development of a domestic battery cell production are presented. From the strongly growing demand, a complete dependence on poorly diversified global market, a highly strategic importance of a possible domestic source can be derived. In particular, the study compares and evaluates different technologies for lithium extraction from thermal waters such as liquid-liquid extraction, inorganic sorbents, electrochemical methods, and membrane technologies in terms of their applicability in geothermal systems. Based on the technology comparison and the current expansion of geothermal energy in Germany, different scenarios for the extractable amount of lithium carbonate from geothermal systems in Germany and the French side of the Upper Rhine Graben were calculated. Thus, taking into account all currently active wells, a total extraction capacity of about 4,000 tons of lithium carbonate per year can be predicted.
... In the model, ice only exists over a relatively small T interval, so that we consider the thermal properties of water below 0 °C to be independent of T and pressure. It is assumed that liquid water is pure, which is a valid assumption since the Malm aquifer has drinking water quality (Frisch and Huber 2000;Stober et al. 2014). Furthermore, we assume that hydrostatic fluid pressure prevails throughout the model domain. ...
... A similar low freshwater head over 80 to 100 km distance results from our high Malm k scenario (Fig. 7d). Therefore, the low hydraulic head values in the Malm aquifer confirm the excellent hydraulic connection with the Danube, which was postulated by Frisch and Huber (2000) and Stober et al. (2014) because of the existence of freshwater with a mineralization below 1 g L −1 in the Malm aquifer in large areas of the MB. Mraz et al. (2019) also recently provided further evidence that a continuous influence of descending meteoric fluids explains the low salinity and the isotope values observed within the Malm. ...
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The Molasse Basin in Southern Germany is part of the North Alpine Foreland Basin and hosts the largest accumulation of deep geothermal production fields in Central Europe. Despite the vast development of geothermal energy utilization projects especially in the Munich metropolitan region, the evolution of and control factors on the natural geothermal field, more specifically the time-varying recharge and discharge governing groundwater and heat flow, are still debated. Within the Upper Jurassic (Malm) carbonate aquifer as the main geothermal reservoir in the Molasse Basin, temperature anomalies such as the Wasserburg Trough anomaly to the east of Munich and their underlying fluid and heat transport processes are yet poorly understood. We delineate the two end members of thermal–hydraulic regimes in the Molasse Basin by calculating two contrasting permeability scenarios of the heterogeneously karstified Malm carbonate aquifer along a model section through the Wasserburg Trough anomaly by means of two-dimensional numerical thermal-hydraulic modelling. We test the sensitivity of the thermal-hydraulic regime with regard to paleoclimate by computing the two Malm permeability scenarios both with a constant surface temperature of 9 °C and with the impact of paleo-temperature changes during the last 130 ka including the Würm Glaciation. Accordingly, we consider the hydraulic and thermal effects of periglacial conditions like permafrost formation and the impact of the numerous glacial advances onto the Molasse Basin. Thermal-hydraulic modelling reveals the effect of recurrent glacial periods on the subsurface targets of geothermal interest, which is minor compared to the effect of permeability-related, continuous gravity-driven groundwater flow as a major heat transport mechanism.
... The connate Upper Jurassic formation water was washed out of the aquifer. The low mineralised groundwater in the central SGMB was believed to be a mixture of meteoric water and higher mineralised formation or oil field waters, presumably seeping from the overlying Tertiary sediments, which are responsible for the higher and dominating amounts of sodium and chloride [2,24,25,29,31,33,37,38,56]. Subsequently, on the basis of the assumed geochemical evolution of the Upper Jurassic groundwater in the central SGMB, it was assumed that the groundwater flows from west to south-east towards the Alps [37]; • ...
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A comprehensive hydrogeological understanding of the deep Upper Jurassic carbonate aquifer, which represents an important geothermal reservoir in the South German Molasse Basin (SGMB), is crucial for improved and sustainable groundwater resource management. Water chemical data and environmental isotope analyses of D, 18O and 87Sr/86Sr were obtained from groundwater of 24 deep Upper Jurassic geothermal wells and coupled with a few analyses of noble gases (3He/4He, 40Ar/36Ar) and noble gas infiltration temperatures. Hierarchical cluster analysis revealed three major water types and allowed a hydrochemical zoning of the SGMB, while exploratory factor analyses identified the hydrogeological processes affecting the water chemical composition of the thermal water. Water types 1 and 2 are of Na-[Ca]-HCO3-Cl type, lowly mineralised and have been recharged under meteoric cold climate conditions. Both water types show 87Sr/86Sr signatures, stable water isotopes values and calculated apparent mean residence times, which suggest minor water-rock interaction within a hydraulically active flow system of the Northeastern and Southeastern Central Molasse Basin. This thermal groundwater have been most likely subglacially recharged in the south of the SGMB in close proximity to the Bavarian Alps with a delineated northwards flow direction. Highly mineralised groundwater of water type 3 (Na-Cl-HCO3 and Na-Cl) occurs in the Eastern Central Molasse Basin. In contrast to water types 1 and 2, this water type shows substantial water-rock interaction with terrestrial sediments and increasing 40Ar/36Ar ratios, which may also imply a hydraulic exchange with fossil formation waters of overlying Tertiary sediments.
... In combination with the interaction time, this leads to an increase in mineralization of brines with increasing depth [3]. The salinity of geothermal brines can reach values up to 400 g/l [1]. ...
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The BrineMine Project is a German-Chilean multidisciplinary research project realized by research and industry partners. The focus is developing strategies for raw material and water extraction from geothermal springs (Brine Mining) in Chile. The topics can be separated into a geological/geochemical part and a mechanical engineering part, which are processed in close cooperation by the project consortium. In the first part, the economic potential of the dissolved raw materials in thermal spring waters in Chile is assessed by analyzing existing geochemical data of different sites. This is complemented by hydrogeochemical and geophysical exploration campaigns. The second part focuses on the development, construction and implementation of a prototype for pre-treatment and concentration of geothermal brines. With the comprehensive expertise of the team, a treatment strategy was developed and tested in a geothermal power plant, enabling controlled silica precipitation in order to overcome this limiting factor for geothermal energy production and associated raw material extraction. In this study, successful milestones of the BrineMine project are presented. The economic potential of elements in Chilean thermal waters is demonstrated. Additionally, the global potential of Brine Mining is outlined. The development of the silica treatment strategy is further described, as well as a possible integration of a prototype into an operating geothermal power plant. Finally, the construction and implementation of a large-scale first-generation prototype are presented with promising field results.
... The success of a geothermal project greatly depends on the target reservoir' transmissivity and temperature [2]. The high fluid mineralisation in Mesozoic sandstones [3][4][5][6][7][8], however, gives rise to challenges for their long-term utilisation [9,10]. One of which the present study focused on is barite scale formation (BaSO 4 ), originating from lowering the fluid's state temperature and pressure during the production-injection cycle. ...
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Barite scales in geothermal installations are a highly unwanted effect of circulating deep saline fluids. They build up in the reservoir if supersaturated fluids are re-injected, leading to irreversible loss of injectivity. A model is presented for calculating the total expected barite precipitation. To determine the related injectivity decline over time, the spatial precipitation distribution in the subsurface near the injection well is assessed by modelling barite growth kinetics in a radially diverging Darcy flow domain. Flow and reservoir properties as well as fluid chemistry are chosen to represent reservoirs subject to geothermal exploration located in the North German Basin (NGB) and the Upper Rhine Graben (URG) in Germany. Fluids encountered at similar depths are hotter in the URG, while they are more saline in the NGB. The associated scaling amount normalised to flow rate is similar for both regions. The predicted injectivity decline after 10 years, on the other hand, is far greater for the NGB (64%) compared to the URG (24%), due to the temperature- and salinity-dependent precipitation rate. The systems in the NGB are at higher risk. Finally, a lightweight score is developed for approximating the injectivity loss using the Damköhler number, flow rate and total barite scaling potential. This formula can be easily applied to geothermal installations without running complex reactive transport simulations.
... In combination with the interaction time, this leads to an increase in mineralization of brines with increasing depth [3]. The salinity of geothermal brines can reach values up to 400 g/l [1]. ...
Presentation
The BrineMine project is a 3-year BMBF-funded research project that scientifically investigates the material use of geothermal water. The project is a bi-national research project between German and Chilean research and industry partners. The project is divided into two main topics: 1) Determination of the potential of thermal waters with regard to the extraction of economically relevant raw materials and 2) Pre-treatment of thermal waters prior to the extraction of raw materials. The aim of the project is the development, installation and commissioning of a prototype at selected geothermal sites in Chile and Germany. It is well known that the highly mineralized thermal waters extracted from geothermal energy sources sometimes contain significant concentrations of economically strategic substances such as lithium, rubidium, antimony, tungsten, etc. The BrineMine project aims to describe the occurrence of these substances in geothermal waters qualitatively and quantitatively against the background of raw material extraction. For this purpose, a database will be created based on literature values and own hydrochemical sampling campaigns to statistically describe the composition of different geothermal waters.
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The Molasse Basin in Southern Germany is part of the North Alpine Foreland Basin and hosts the largest accumulation of deep geothermal production fields in Central Europe. Despite the vast development of geothermal energy utilization projects especially in the Munich metropolitan region, the evolution of and control factors on the natural geothermal field are still debated. Especially seismic and deep well data from extensive oil and gas exploration in the Molasse Basin led to conceptual hydrogeological and thermal-hydraulic models. Corrected borehole-temperature data helped to constrain subsurface temperatures by geostatistical interpolation and facilitated the set-up of 3D temperature models. However, within the geothermally used Upper Jurassic (Malm) carbonate aquifer, temperature anomalies such as the Wasserburg Trough anomaly to the east of Munich and their underlying physical processes are yet poorly understood. From other foreland basins like the Alberta Basin in Western Canada, it is known that climate during the last ice age has a considerable effect even on subsurface temperatures up to two kilometres depth. Therefore, we study the impact of paleoclimatic changes on the Molasse Basin during the last 130 ka including the Würm glaciation. We consider the hydraulic and thermal effects of periglacial conditions like permafrost formation and the impact of the numerous glacial advances onto the Molasse Basin. The major difference between the thermal-hydraulic regime in the western and eastern parts of the Southern German Molasse Basin are delineated by calculating two contrasting permeability scenarios of the heterogeneously karstified Malm carbonate aquifer. Thermal-hydraulic modelling reveals the effect of recurrent glacial periods on the geothermally drillable subsurface, which is minor compared to the effect of permeability-related, continuous gravity-driven groundwater flow as a major heat transport mechanism. Practically, the results might help to reduce the exploration risk for geothermal energy projects in the Molasse Basin. More importantly, this study serves as a reference for the comparison and understanding of the interplay of high permeability aquifers, gravity-driven groundwater flow and paleoclimate in other orogenic foreland basins worldwide.
Book
One principal need in petroleum recovery from carbonate reservoirs is the description of the three-dimensional distribution of petrophysical properties in order to improve performance predictions by means of fluid-flow computer simulations. The book focuses on a rock based approach for the integration of geological, petrophysical, and geostatistical methods to construct a reservoir model suitable to input into flow simulation programs. This second edition includes a new chapter on model construction and new examples of limestone, dolostone, and touching-vug reservoir models as well as improved chapters on basic petrophysical properties, rock-fabric/petrophysical relationships, calibration of wireline logs, and sequence stratigraphy.