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Tiefengeothermie Sachsen
Schriftenreihe, Heft 9/2011
Forschungsverbund Tiefengeothermie Sachsen

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 2
Hans-Jürgen Berger, Manfred Felix, Sascha Görne, Erhard Koch, Ottomar Krentz,
Andrea Förster, Hans-Jürgen Förster, Heinz Konietzky, Christian Lunow, Katrin Walter,
Holger Schütz, Klaus Stanek, Steffen Wagner
Technische Bearbeitung: Larissa Aßmann, Karina Hofmann, Steffi Lasch
Tiefengeothermie Sachsen
1. Arbeitsetappe 09/2009 – 07/2010

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 3
Inhaltsverzeichnis
1 Einführung..........................................................................................................................................................................12
2 Projektziele........................................................................................................................................................................13
3 Projektinhalt.......................................................................................................................................................................13
3.1 Detaillierte
geowissenschaftliche Datenaufbereitung.................................................................................................13
3.2
Aufbau eines digitalen thematischen Kartenwerkes ..................................................................................................14
3.3 Geologisch-tektonische 3D-Modellierung ..................................................................................................................14
3.4 Thermische
Gesteinsparameter.................................................................................................................................14
3.5 2D/3D-Temperaturmodelle........................................................................................................................................15
3.6 Spezielle
mineralogisch-geochemische
Untersuchungen des Monzonitkomplexes ..................................................16
3.7 Natürliche/induzierte Seismizität................................................................................................................................16
3.8 Geomechanik und Spannungsfeld.............................................................................................................................18
4 Untersuchungsergebnisse in den Vorzugsgebieten...........................................................................................................20
4.1 Vorzugsgebiet Aue ....................................................................................................................................................20
4.1.1 Geowissenschaftliche
Datenaufbereitung........................................................................................................20
4.1.2 Geologisch-tektonisches 3D-Modell.................................................................................................................22
4.1.2.1 Geologische Einheiten.................................................................................................................................22
4.1.3 Thermische
Gesteinsparameter.......................................................................................................................29
4.1.3.1 Wärmeleitfähigkeit variszischer Granitoide..................................................................................................29
4.1.3.2 Wärmeleitfähigkeit variszischer Metamorphite ............................................................................................32
4.1.3.3 Radiogene Wärmeproduktion variszischer Granitoide.................................................................................32
4.1.3.4 Radiogene
Wärmeproduktion variszischer Metamorphite ...........................................................................35
4.1.4 Mineralogische
Massenbilanzierung von U und Th..........................................................................................36
4.1.4.1 Massiv von Kirchberg..................................................................................................................................36
4.1.4.2 Massiv von Eibenstock................................................................................................................................37
4.1.4.3 Granitzone
von Aue-Schwarzenberg...........................................................................................................37
4.1.5 Uraninit-Geochemie.........................................................................................................................................37
4.1.5.1 Granitmassive
von Kirchberg und Eibenstock.............................................................................................37
4.1.5.2
Granite der Zone Aue-Schwarzenberg........................................................................................................38
4.1.5.3 Abschnittsdiskussion...................................................................................................................................39
4.1.6 Thermisches
2D-Modell...................................................................................................................................40
4.1.7 Thermisches
3D-Modell...................................................................................................................................41
4.1.8 Bruchmechanik
und Spannungsfeldmodell......................................................................................................45
4.1.9
Zusammenfassung der Ergebnisse zum Vorzugsgebiet Aue...........................................................................46
4.2 Vorzugsgebiet Freiberg .............................................................................................................................................46
4.2.1 Geowissenschaftliche Datenaufbereitung........................................................................................................46
4.2.2 Geologisch-tektonisches
3D-Modell.................................................................................................................47
4.2.2.1 Geologische Einheiten.................................................................................................................................48
4.2.2.2 Strukturgeologisches Modell des Freiberger Erzreviers ..............................................................................52
4.2.3 Thermische
Gesteinsparameter.......................................................................................................................55
4.2.3.1 Wärmeleitfähigkeit variszischer Metamorphite ............................................................................................55
4.2.3.2 Wärmeleitfähigkeit variszischer Granitoide..................................................................................................56
4.2.3.3 Radiogene Wärmeproduktion variszischer Metamorphite...........................................................................56
4.2.3.4 Radiogene
Wärmeproduktion variszischer Granitoide.................................................................................56
4.2.4 Thermisches
2D-Modell...................................................................................................................................57
4.2.5 Thermisches 3D-Modell...................................................................................................................................57
4.2.6 Bruchmechanik
und Spannungsfeldmodell......................................................................................................62
4.2.7
Zusammenfassung der Ergebnisse zum Vorzugsgebiet Freiberg....................................................................63
4.3 Vorzugsgebiet Elbezone............................................................................................................................................63
4.3.1 Geowissenschaftliche Datenaufbereitung........................................................................................................63
4.3.2 Geologisch-tektonisches
Modell.......................................................................................................................64
4.3.3 Reprocessing
Tiefenseismikprofil DEKORP MVE 90, Teilabschnitt
Königstein...............................................83

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 4
4.3.4 Spezielle mineralogisch-geochemische
Untersuchungen der Monzonite in der Elbezone...............................86
4.3.5 Thermische Gesteinsparameter.......................................................................................................................88
4.3.6 Thermische
2D-Modelle...................................................................................................................................89
4.3.7 Thermisches 3D-Modell...................................................................................................................................93
4.3.8 Bruchmechanik
und Spannungsfeldmodell......................................................................................................97
4.3.9
Zusammenfassung der Ergebnisse zum Vorzugsgebiet Elbezone ..................................................................98
5 Bewertungsschema............................................................................................................................................................99
5.1
Kriterien für die Bewertung der Vorzugsgebiete
........................................................................................................99
5.2 Bewertung der Vorzugsgebiete..................................................................................................................................99
6 Schlussfolgerungen und weiterer
Forschungs- und Entwicklungsbedarf..........................................................................99
6.1 Schlussfolgerungen...................................................................................................................................................99
6.2 Weiterer
Forschungs- und Entwicklungsbedarf.......................................................................................................102
6.2.1 Geothermische Modellierung.........................................................................................................................102
6.2.2 Spezielle
mineralogisch-geochemische
Untersuchungen ..............................................................................103
6.2.3 Seismik im Kristallin.......................................................................................................................................103
6.2.4 Bohrtechnik....................................................................................................................................................103
6.2.5 Reservoir-Engineering....................................................................................................................................103
6.2.6 Induzierte Seismizität.....................................................................................................................................103
6.2.7
Mobilisierung und Ablagerungsprozesse natürlicher Radionuklide ................................................................104
7 Literatur............................................................................................................................................................................104

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 5
Abbildungsverzeichnis
Abbildung 1:
Erdbebenzonen und Epizentren seismischer Ereignisse in Sachsen im Zeitraum 1994 - 2008 ..........................17
Abbildung 2:
Definition der Spannungsregime..........................................................................................................................19
Abbildung 3:
Vereinfachte geologische Übersichtskarte Aue-Schwarzenberg
nach Wallner & Hiller (2009)............................22
Abbildung 4:
Geologischer Schnitt Schneeberg-Schlema ........................................................................................................23
Abbildung 5:
Generalisiertes 3D-Modell N-Rand der Aue-Schwarzenberger
Granitzone mit Verbreitung der Rahmen-
gesteine (nach Görne 2010) ................................................................................................................................24
Abbildung 6:
Isolinienplan der Granitoberfläche mit Darstellung der
wichtigsten Störungen (blau) und den Schnittlagen
(Schnitt 2-2’ entspricht Abbildung 4) nach Wallner & Hiller (2009) ......................................................................25
Abbildung 7:
3D-Modell der Granitoberfläche der Aue-Schwarzenberger
Granitzone (nach Görne 2010)...............................26
Abbildung 8:
Vereinfachte geologische Karte der Erzgebirge-Vogtland Zone (EVZ) mit Verbreitung der wichtigsten
variszischen Granitoide,
Ausschnitt: Verbreitung der Granite in der Zone Aue-Schwarzenberg
(aus Förster et al. 2009).......................................................................................................................................29
Abbildung 9:
Wärmeleitfähigkeit k (in W/m.K) der Granite
des Massivs von
Kirchberg als Funktion ihres Grades der
Fraktionierung (1/TiO2)........................................................................................................................................30
Abbildung 10: Wärmeleitfähigkeit k (in W/m.K) der Granite des Massivs von
Eibenstock als Funktion ihres Grades der
Fraktionierung (1/TiO2)........................................................................................................................................31
Abbildung 11: Wärmeleitfähigkeit k (in W/m.K) von Graniten aus der Zone Aue-Schwarzenberg als Funktion ihres
Differentiationsgrads
(1/TiO2) AGS: Granit-Suite von Aue, BRB = Bernsbach, BRF = Beierfeld,
LAU = Lauter, SGS = Granit-Suite von Schwarzenberg ......................................................................................31
Abbildung 12: Wärmeleitfähigkeit k (in W/m.K)
von Metamorphiten aus
der Gera-Jáchymov-Störungszone.............................32
Abbildung 13: Radiogene Wärmeproduktion A (in μW/m3) von Gesteinen des Kirchberger Massivs als Funktion ihres
Differentiationsgrads (1/TiO2)..............................................................................................................................33
Abbildung 14: Radiogene Wärmeproduktion A (in μW/m3) von Gesteinen des Eibenstocker Massivs als Funktion ihres
Differentiationsgrads (1/TiO2)..............................................................................................................................34
Abbildung 15: Radiogene Wärmeproduktion A (in μW/m3) von Graniten aus der Zone Aue-Schwarzenberg als Funktion
ihres Differentiationsgrads (1/TiO2)
.....................................................................................................................35
Abbildung 16: Radiogene Wärmeproduktion A (in μW/m3) von Metamorphiten
aus der Gera-Jáchymov-Störungszone
..........36
Abbildung 17: Th+Y+SEE-U (in Masse-%) Diagramm von Uraniniten aus den Granitmassiven von Kirchberg und
Eibenstock ...........................................................................................................................................................38
Abbildung 18: Th+Y+SEE-U (in Masse-%) Diagramm von Uraniniten aus Graniten der Zone Aue-Schwarzenberg
.................38
Abbildung 19: Wärmeproduktion des Granits von Aue im Grubengelände Schlema-Alberoda (SLM) als Funktion der
Teufe
...................................................................................................................................................................39
Abbildung 20: Wärmeleitfähigkeits- und Wärmeproduktionsparameter der
Gesteine entlang des Profilschnittes 2-2’
Schneeberg-Schlema ..........................................................................................................................................40
Abbildung 21: 2D-Temperatur-Tiefen-Modell des Profilschnittes
2-2’ bis in eine Tiefe von 10 km unter Annahme der
Mächtigkeit der Granitkörper von 8 km (rot hervorgehoben ist die 160 oC-Isotherme; blau hervorgehoben
Temperatur in 5 km unter GOK) ..........................................................................................................................41
Abbildung 22: 3D-Modell der geologischen Einheiten im Vorzugsgebiet Aue als konzeptionelles Simulationsmodell
(S. Görne & H. Schütz)
........................................................................................................................................42
Abbildung 23: 2D-Modellschnitt mit extrapolierter
radiogener
Wärmeproduktion A bis 8 km Teufe ...........................................42
Abbildung 24: 2D-Temperaturschnitt für Vorzugsgebiet Aue - thermische Parameter bis 8 km extrapoliert, blau
hervorgehoben Temperatur in 5 km unter GOK...................................................................................................43
Abbildung 25: 3D-Temperaturmodell im Vorzugsgebiet Aue
......................................................................................................43
Abbildung 26: 3D-Temperaturmodell für das Vorzugsgebiet Aue mit horizontaler
Schnittebene in einer Tiefe von 5 km
unter GOK............................................................................................................................................................44
Abbildung 27: Temperaturprofil in 5.000 m unter GOK im Vorzugsgebiet
Aue nach 2D- und 3D-Modell...................................44
Abbildung 28: Diagramm der Spannungsregime für das Modell Aue (Konietzky et al. 2010).....................................................45
Abbildung 29: Vereinfachte geologische Karte des Gebietes Freiberg mit Grenzen des Bergbaurevieres
(violette Strichlinie) und des 3D-Modellbereiches (schwarze
Strichlinie).............................................................48
Abbildung 30: Vereinfachter geologischer Schnitt Gebiet Freiberg (Grenze des Bergbaureviers violett gestrichelt)..................49
Abbildung 31: 3D-Modell der Freiberger Granodioritgneis-Antiklinale (Blickrichtung aus N) ......................................................49

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 6
Abbildung 32: Beziehungen zwischen der parakristallinen Klüftung der Gneise und den Erzgängen der Spaltensysteme
S1/F1 und S2/F2
nach Baumann & Hofmann 1967 (Maxima S-Strukturen schwarz und F-Strukturen
gepunktet)............................................................................................................................................................51
Abbildung 33: Beispiel der Störungsindikationen für eine sinistrale Bewegung am Beispiel des Hauptstollngang
Stehenden
...........................................................................................................................................................52
Abbildung 34: Störungsindikationen für konjugierte Abschiebungen am Beispiel der Spatgänge Riemer Spat,
Glück Auf Spat und Unbenannt Spat
...................................................................................................................53
Abbildung 35: Störungsindikationen für dominant W-gerichtete Abschiebungen am Wilhelm Stehenden (violett) .....................54
Abbildung 36: 3D-Darstellung der Gangscharen im Bereich der Reichen Zeche
.......................................................................54
Abbildung 37: Vereinfachtes geologisches Basismodell Freiberg (vgl. Abbildung 30) für die 2D-Temperatur-Modellierung
(2,7/2,4 = k/A) ......................................................................................................................................................57
Abbildung 38: Temperatur-Tiefen-Modell für das in Abbildung 4.2.9 dargestellte Profil Freiberg...............................................58
Abbildung 39: 2D-Temperaturschnitt Freiberg - isotrope Variante..............................................................................................59
Abbildung 40: 2D-Temperaturschnitt Freiberg - anisotrope Variante..........................................................................................59
Abbildung 41: 3D-Temperaturmodell Gebiet Freiberg - isotrope Variante.
(Kegel symbolisiert den Niederbobritzscher
Granit)..................................................................................................................................................................60
Abbildung 42: 3D-Temperaturmodell Gebiet Freiberg - anisotrope Variante.
(Kegel symbolisiert den Niederbobritzscher
Granit)..................................................................................................................................................................60
Abbildung 43: 2D-Modell Temperaturprofil Freiberg
in 5 km unter GOK
....................................................................................61
Abbildung 44: 3D-Temperaturmodell für das Gebiet Freiberg mit horizontaler Schnittebene in 5 km unter GOK ......................61
Abbildung 45: Diagramm der Spannungsregime für das Modell Freiberg (Konietzky
et al. 2010)..............................................62
Abbildung 46: Übersicht zu den geologischen Einheiten im Vorzugsgebiet der Elbezone .........................................................64
Abbildung 47: Gesteinstypen und interne Struktur des Meißener Massivs (nach Wenzel
et al. 1997).......................................66
Abbildung 48: Grundgebirgseinheiten und deren tektonische Grenzen im
Bereich der Elbezone..............................................68
Abbildung 49: Intrusionsmodell für das Meißener Massiv in eine pull-apart-Struktur zwischen den konjugierten, dextralen
Großenhainer Störungszone (GSZ) und der Westlausitzer Störungszone (WLSZ).............................................68
Abbildung 50: Klastische Gänge (Kämme) aus dem Tiefen
Elbstolln mit assoziierten Störungen..............................................69
Abbildung 51: Lage der drei Rotliegendbecken der Elbezone....................................................................................................70
Abbildung 52: Extensionsmodell für die Rotliegend-Becken der Elbezone.................................................................................70
Abbildung 53: Zwei Störungssysteme, die die Kreidebasis versetzten: NW-streichende
Aufschiebungen nach SW (blau)
und jüngere SE-gerichtete Abschiebungen (hellbraun) (gelb – Profillage Abbildung 54).....................................71
Abbildung 54: Lausitzer Überschiebung im Gasleitungsgraben
nördlich von Weinböhla
...........................................................72
Abbildung 55: Überschiebungsbereich der Lausitzer Überschiebung im Graben der Erdgastrasse OPAL ................................72
Abbildung 56: Subhorizontale Scherzonen im Pläner (die Scherzonen umschließen phakoide Körper)....................................73
Abbildung 57: Steil NE-einfallende Klüftung, beginnend etwa
30 m im Liegenden der Lausitzer Überschiebung......................73
Abbildung 58: Extensionsstrukturen (gelb) und Schichtung (rot) am Breiten Stein unmittelbar an der Borsberg Störung..........74
Abbildung 59: Junge Kluftzonen mit äquidistanten steilen Klüften im Pläner
nördlich von Weinböhla (links) und im Porphyrit
des Wismutstolln in Freital-Potschappel (rechts).................................................................................................75
Abbildung 60: Geologische Karte
des Teilgebietes Meißen mit den relevanten Störungen (Kreide abgedeckt) ........................76
Abbildung 61: Gravimetrie (BOUGUER-Schwere) (links) und die Aeromagnetik (ΔTesla-Anomalien)
(rechts) im Teilgebiet
Meißen.................................................................................................................................................................77
Abbildung 62: Darstellung der Lage der Magmatitkörper des
Meißener Massivs im 3D-Modell.................................................77
Abbildung 63: Geologische Karte des Teilgebietes Dresden mit den relevanten
Störungen......................................................78
Abbildung 64: Geologisches Profil des ‚Tiefen Elbstolln’ nach Schauer
(2009), ergänzt durch Ergebnisse der
Neuaufnahme sowie den gravimetrischen und aeromagnetischen Profilen der Regionalvermessung................79
Abbildung 65: NE-SW-Schnitt durch das Döhlener Becken mit den Störungen Becker-Schacht Verwerfung,
Roter Ochse Süd und Roter
Ochse Nord (nach Reichelt 1962)...........................................................................80
Abbildung 66: Tiefenlage der Basis der Permosiles-Sedimente
im Döhlener Becken (fünffach
überhöht).................................80
Abbildung 67: Geologische Karte
des Teilgebietes Pirna mit den relevanten Störungen (Kreide abgedeckt)............................81
Abbildung 68: Geologisches 3D-Modell des Teilgebietes
Pirna (2-fach überhöht).....................................................................82
Abbildung 69: Lausitzer Überschiebung im Tiefenseismischen Profil MVE 90 (kohärenzgefiltert, tiefenmigriert nach Stiller
2009) ...................................................................................................................................................................82
Abbildung 70: Geologischer Schnitt durch das Uranvorkommen Hinterhermsdorf
im Bereich der Lausitzer Überschiebung
(Tonndorf 2000)...................................................................................................................................................83

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 7
Abbildung 71: CMP gestapelte Daten (stack), unmigriert (Karp et al. 2009, grafische Bearbeitung
Schütz 2010).....................84
Abbildung 72: Poststack-Teufe-Migration mit verkürzten Reflektoren
(Karp et al. 2009, grafische Bearbeitung Schütz 2010)..85
Abbildung 73: Tauchwellentomografie (Karp et al. 2009)...........................................................................................................85
Abbildung 74: Fault-Reflection-Stack (Karp et al. 2009, grafische Bearbeitung
Schütz 2010) ...................................................86
Abbildung 75: Wärmeproduktion der Gesteine des Meißner Massivs als Funktion ihres Gehaltes an SiO2..............................87
Abbildung 76: Geologisches Ausgangsmodell für das Profil
Meißen (geringfügig modifiziert nach K. Stanek und
O. Krentz in Stanek 2010)....................................................................................................................................89
Abbildung 77: Temperatur-Tiefen-Modelle Meißen („wahrscheinlich“ - oben; „optimistisch“
- unten) des in Abbildung 76
gezeigten Profilschnitts Meißen (Dillenardt 2010, Förster et al. 2010a)...............................................................90
Abbildung 78: Geologisches Ausgangsmodell für das Profil Dresden
(geringfügig
modifiziert nach K. Stanek und O. Krentz
in Stanek 2010)....................................................................................................................................................91
Abbildung 79: Temperatur-Tiefen-Modelle Dresden („wahrscheinlich“ - oben;
„optimistisch“ - unten) des in Abbildung 76
gezeigten Profilschnitts Dresden (Dillenardt 2010, Förster et al. 2010a) .............................................................92
Abbildung 80: Geologisches Ausgangsmodell für das Profil
Pirna (modifiziert nach K. Stanek und O. Krentz,
in Stanek 2010)....................................................................................................................................................93
Abbildung 81: Temperatur-Tiefen-Modell Pirna des in Abbildung 4.3.35 gezeigten Profilschnitts Pirna (Dillenardt 2010) .........93
Abbildung 82: GOCAD-Modell der geologischen Einheiten „Vorzugsgebiet
Elbezone“ als konzeptionelles Wärmeleit-
fähigkeits-Modell (S. Görne & H. Schütz) ............................................................................................................94
Abbildung 83: 2D-Temperaturschnitte „Meißen“, „Dresden“
und „Pirna“
(Wagner & Schütz, 2010) ...........................................95
Abbildung 84: Geologisches 3D-Modell des Vorzugsgebietes Elbezone mit den Schnittlagen der 2D-Profile (oben) und der
regionalen Temperaturverteilung in 5 km Tiefe unter GOK (unten); Darstellung: S. Görne.................................96
Abbildung 85: Temperaturprofil „Dresden“ nach 2D-Modellierung (links) und
3D-Modellierung
(rechts) in 5 km Tiefe unter
GOK (Wagner & Schütz 2010).............................................................................................................................96
Abbildung 86: Diagramm der Spannungsregime für das Modell Dresden (Konietzky
et al. 2010)..............................................98
Abbildung 87: Karte des Temperaturfeldes im Untergrund Deutschlands (LIAG Hannover): Temperatur in 3 km Tiefe mit
Modelltemperaturen aus der Bearbeitung der Vorzugsgebiete..........................................................................100
Abbildung 88: Vergleich der modellierten Temperaturen (wahrscheinliche
Varianten) in den Vorzugsgebieten in 5 km Tiefe
entlang der modellierten Profile (Wagner & Schütz 2010).................................................................................102

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 8
Tabellenverzeichnis
Tabelle 1:
Angaben zu Gesteinstemperaturen
in der Lagerstätte Schlema-Alberoda.............................................................21
Tabelle 2:
Untertage-Tiefbohrungen
im Revier Freiberg/Brand-Erbisdorf...............................................................................47
Tabelle 3:
Variszische Störungen im Vorzugsgebiet Elbezone...............................................................................................67
Tabelle 4:
Permische Störungen im Vorzugsgebiet Elbezone.
...............................................................................................69
Tabelle 5:
Kreide-Tertiär-Störungen im Vorzugsgebiet Elbezone. ..........................................................................................71
Tabelle 6:
Junge Kluftzonen im Vorzugsgebiet Elbezone.......................................................................................................75
Tabelle 7:
Aufnahmeparameter des DEKORP-Profiles...........................................................................................................83
Tabelle 8:
Ausgewählte
Analysedaten der neu untersuchten Proben (FÖRSTER et al. 2010)..................................................87
Tabelle 9:
Bewertung
der Vorzugsgebiete Aue, Freiberg und Elbezone aus geologisch-geothermisch-geomechanischer
Sicht. ....................................................................................................................................................................101

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 9
Anlagenverzeichnis
Anlage 1:
Geologische Übersichtskarte Sachsen mit Lage der Vorzugsgebiete, Maßstab 1 : 400 000
Anlage 2:
Geologische Karte Vorzugsgebiet Aue, Maßstab 1 : 100 000
Anlage 3:
Geologisch-tektonisches 3D-Modell Aue - Profilschnitt Schneeberg-Schlema, Maßstab 1 : 100 000
Anlage 4:
Geologisch-tektonisches 3D-Modell Aue - Profilschnitt Aue- Schwarzenberg, Maßstab 1 : 100 000
Anlage 5:
Spannungsfeldmodellierung Vorzugsgebiet Aue
Anlage 6:
Geologische Karte Vorzugsgebiet Freiberg, Maßstab 1 : 100 000
Anlage 7:
Geologisch-tektonisches 3D-Modell Freiberg - Profilschnitt E-W, Maßstab 1 : 100 000
Anlage 8:
Spannungsfeldmodellierung Vorzugsgebiet Freiberg
Anlage 9:
Geologische Karte Vorzugsgebiet Elbezone, Maßstab 1 : 100 000
Anlage 10: Tektonische Karte Vorzugsgebiet Elbezone - Übersicht, Maßstab 1 : 200 000
Anlage 11: Tektonische Karte Vorzugsgebiet Elbezone - Alterseinstufung der Störungen, Maßstab 1 : 400 000
Anlage 12: Geologisch-tektonisches 3D-Modell Elbezone - Profilschnitt Meißen, Maßstab 1 : 100 000
Anlage 13: Geologisch-tektonisches 3D-Modell Elbezone - Profilschnitt Dresden, Maßstab 1 : 100 000
Anlage 14: Geologisch-tektonisches 3D-Modell Elbezone - Profilschnitt Pirna, Maßstab 1 : 100 000
Anlage 15: Reprozessiertes Tiefenseismikprofil DEKORP MVE 90, Bereich Elbezone
Anlage 16: Spannungsfeldmodellierung Vorzugsgebiet Elbezone

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 10
Abkürzungsverzeichnis
A
radiogene Wärmeproduktion (μW/m
3
)
a
Temperaturleitfähigkeit (m2/s)
BBergG Bundesberggesetz
BMU
Bundesministerium für Umwelt, Naturschutz und Reaktorsicherheit
Brg. Bohrung
c Wärmekapazität (J/(kg.K))
CRS Common-Reflection-Surface
EEG Erneuerbare-Energien-Gesetz
EEWärmeG Erneuerbare-Energien-Wärmegesetz
EGS
Enhanced Geothermal System oder Engineered Geothermal Systems
EMS
European Makroseismic Scale
EPMA Elektronenstrahlmikroanalyse (engl. electron probe micro analysis)
F-Spalte Fiederspalten
GeotIS
Geothermische Informationssystem für Deutschland
GFZ
Deutsches GeoForschungsZentrum GFZ
GOK Geländeoberkante
GWel Gigawatt, elektrisch
GWth Gigawatt, thermisch
HHP
high heat production
ICP-MS
Massenspektrometrie mit induktiv gekoppeltem Plasma (engl. inductively coupled plasma - mass
spectrometry)
k Wärmeleitfähigkeit (W/m.K)
KTB
Kontinentale Tiefbohrung Windischeschenbach
LA-ICP-MS Laserablations-Massenspektrometrie mit induktiv gekoppelter Plasmaionenquelle
LSEE
Leichte seltene Erden der Cerium-Untergruppe
Ma Millionen Jahre
Mbl. Messtischblatt
MPa Megapascal
N Probenanzahl
Pentzug
spezifische Erdwärmeentzugsleistung (W/m)
Pp Porenwasserdruck
ppm
parts per million
PR public relation
qm Mantel-(Moho)-Wärmeflussdichte (mW/m²)
qs Oberflächenwärmefluss (mW/m²)
q
r
Wärmeflussdichte (mW/m²)
Saiger-Teufe
Vertikale Tiefe unter GOK
S-Spalte Scherspalten
SDAG Sowjetisch-Deutsche Aktiengesellschaft
SMUL
Sächsisches Staatsministerium für Umwelt und Landwirtschaft
SOBA
Sächsisches Oberbergamt Freiberg
SSEE
Schwere seltene Erden der Yttrium-Untergruppe
Störungszone Tektonische Schwächezone, ausgebildet als Einzelstörung oder als Gruppe mehrerer paralleler oder sich
überschneidender Störungen
T Temperatur (°C)
T(0)
Temperatur an der Erdoberfläche (°C)
Teufe vertikale Tiefe (bergmännisch)
TWh
Terrawattstunde (= 1 Milliarde kWh)
TWT
two way travel time (2-Wegelaufzeit)
XRF
Sequentielle Röntgen-Fluoreszenz- Analyse
Zielgebiet
untertägiger Bereich, in dem eine geothermische Exploration geplant ist

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 11
α Biot-Koeffizient
σ1 maximale Hauptspannung
σ2 mittlere Hauptspannung
σ3 minimale Hauptspannung
σH
größte horizontale Hauptspannung im Primärspannungsfeld
σh
kleinste horizontale Hauptspannung im Primärspannungsfeld
σt hydraulische Zugfestigkeit
P
frac
Fracdruck (MPa)
Pp Porenwasserdruck (Formationsdruck)
ρ
Dichte (kg/m3)
Querdehnzahl
Des Weiteren wird auf das Glossar des VBI-Leitfadens Tiefe Geothermie (V
ERBAND BERATENDER INGENIEURE 2010, S. 98 ff.)
verwiesen.

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 12
1 Einführung
Dr. Manfred Felix
Aufgrund der sich verschärfenden Rohstoff- und Energiesituation gewinnt die Geothermie unter den erneuerbaren Energien
immer mehr an Bedeutung. Die Ressource Geothermie besitzt unter den erneuerbaren Energien das größte Potenzial. Sie kann
grundsätzlich für zwei Anwendungen genutzt werden - für die Stromgenerierung und zur Wärmegewinnung. Die weltweit
installierte Leistung zur geothermischen Stromerzeugung betrug Anfang 2010 10.715 MW
el
; der damit generierte Strom,
vorwiegend auf der Basis natürlicher geothermischer Systeme, belief sich auf 67 TWh (B
ERTANI 2010). Dies entspricht ca. 3 ‰
der weltweiten Stromerzeugung. Diese Kapazität wird zukünftig bei Nutzung petrothermaler Systeme (EGS) um ein Vielfaches
erhöht werden können.
Die Bundesregierung hat mit der Novellierung des EEG und mit dem EEWärmeG Weichen für den weiteren stabilen Ausbau der
geothermischen Strom- und Wärmeerzeugung gestellt.
Die Nutzung ist direkt abhängig von den regionalen geologischen Bedingungen am jeweiligen Standort. In Mitteleuropa
dominiert gegenwärtig die oberflächennahe Nutzung der Erdwärme zur Gebäudeheizung. Eine Erschließung der Erdwärme zur
Stromgenerierung im Niedrigenthalpiebereich aus größeren Tiefen erlebt in geologisch günstigen Regionen Mitteleuropas erst
in den letzten Jahren eine deutliche Entwicklung.
Mit der anspruchsvollen Zielstellung, in einem sächsischen Geothermiekraftwerk Erdwärme auf petrothermaler Basis
kommerziell in Strom und Heizwärme zu wandeln, wird sowohl in Deutschland als auch in Mitteleuropa Neuland betreten.
Weltweit sind erste technische Projekte im Niedrigenthalpiebereich (<200 °C) in Vorbereitung. Jedoch hat es unter
vergleichbaren Bedingungen wie im sächsischen Grundgebirge (Granite, Orthogneise) bisher noch kein Projekt geschafft, den
Routinebetrieb unter wirtschaftlichen Bedingungen aufzunehmen.
Die Rahmenbedingungen zur Entwicklung der Geothermie im Freistaat Sachsen werden durch das Strategiepapier des SMUL
vom 17.02.2009 gesetzt. Da Technologien zur Nutzung der tiefen Geothermie ohne Verbrennung arbeiten, somit wenig bis
keine Treibhausgasemissionen verursachen und entsprechend eine gute Ökobilanz aufweisen, stellt die Forcierung der
Energienutzung mittels Geothermie einen der Handlungsschwerpunkte im Strategiepapier dar.
Bisherige Erfahrungen sowohl bei der Vorbereitung als auch bei der Realisierung von Projekten in der Dimension zweistelliger
Millionen-Euro-Beträge mahnen indessen zu einer wohlüberlegten und schrittweisen Projektentwicklung.
Für das künftige erste sächsische Geothermiekraftwerk werden unter den gegebenen geologischen Bedingungen und unter
Zugrundelegung der erzielten Leistungsdaten in Soultz-sous-Forêts (Frankreich) zunächst eine elektrische Leistung von 2 MW
el
und eine thermische Leistung von 8 MW
th
angestrebt.
Ein Vorhaben dieser Dimension mit der Zielstellung einer voraussichtlichen Inbetriebnahme des Kraftwerkes bis Ende 2015
kann nur unter konsequenter Einbeziehung nationaler und internationaler Erfahrungen vorbereitet und umgesetzt werden.
Nachfolgend wird der durch den Forschungsverbund Tiefengeothermie Sachsen in einer ersten Projektphase erarbeitete Stand,
der die Start- und den ersten Teil der Suchphase entsprechend Rahmenkonzept (W
OLF & FELIX 2009) beinhaltet,
zusammenfassend dargestellt.

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 13
2 Projektziele
Dr. Manfred Felix
Im Rahmenkonzept Tiefengeothermie Sachsen (W
OLF & FELIX 2009) wurden fünf Vorzugsgebiete bezüglich der Einschätzung
des tiefengeothermischen Potezials für weitere Untersuchungen ausgewiesen. Aus diesen wurden nach geologischen
Gesichtspunkten drei Vorzugsgebiete ausgewählt (s. Anlage 1):
1. Vorzugsgebiet
Gera-Jáchymov-Zone im Raum
Aue
-Schwarzenberg-Zwickau: repräsentativ für Areale mit jüngeren
variszischen Graniten und tiefreichender Tektonik,
2. Vorzugsgebiet
in der Bruchzone im Raum
Freiberg
-Frauenstein: repräsentativ für Areale mit Orthogneisen und
intensiver Gangerzmineralisation,
3. Vorzugsgebiet Elbezone
im Raum Meißen/Dresden/Pirna: repräsentativ für Areale mit
Monzoniten/Dioriten/Granodioriten und tiefreichender Tektonik.
Die 1. Arbeitsetappe beinhaltete folgende Aufgabenkomplexe in diesen Vorzugsgebieten:
detaillierte geowissenschaftliche Datenaufbereitung,
Erweiterung der petrophysikalischen, thermischen und mineralogischen Datenbasis,
Aufbau geologisch-tektonischer 3D-Modelle,
Bestimmung der thermischen Gesteinsparameter,
Bestimmung der Temperaturfelder unter Berücksichtigung der konduktiven Wärmeleitung,
Aufbau konduktiver geothermischer Modelle,
spezielle mineralogisch-geochemische Untersuchungen im Monzonitkomplex (Elbezone),
Analyse und Auswertung der Geomechanikdaten,
Analyse und Auswertung der Spannungsfelddaten,
Aufbau von 2D/3D-Spannungsfeldmodellen,
Bewertung der Vorzugsgebiete aus geothermischer Sicht.
3
Projektinhalt
Dr. Manfred Felix unter Einbeziehung von KONIETZKY et al. 2010
3.1 Detaillierte geowissenschaftliche Datenaufbereitung
Für die Vorzugsgebiete war das geologisch-tektonische Inventar aufzuarbeiten, ggf. zu vereinfachen, zusammenzufassen und
in Karten und Schnitten darzustellen. Innerhalb des Vorzugsgebietes Aue erfolgte die Datenaufbereitung aufgrund des
immensen Datenumfanges nur für ein Kerngebiet (Anlage 2). Erfasst wurden
die Grubengebäude des Wismutbergbaus,
der aktenkundige Altbergbau,
die Aufschlusssituation außerhalb der Grubengebäude,
die geologische Situation und die lithostratigraphisch/petrographische Differenzierung,
die Angaben zur Granitverbreitung,
die Darstellung bruchtektonischer Elemente verschiedener Größenordnungen,
die Bewertung der hydrologisch/hydrogeologischen Situation im Bereich bedeutender tektonischer Störungen/Störungszonen,
Angaben zur Hydrogeochemie,
Angaben zu Temperaturmessungen und zum geothermischen Gradienten,
Daten über Richtung und Stärke der aktuellen Gebirgsspannung.
Für das Vorzugsgebiet Aue waren außerdem die seismischen Ereignisse vor, während und nach der vollständigen Flutung des
Grubengebäudes von Schlema-Alberoda auszuwerten und deren mögliche Verbindung mit bruchtektonischen Elementen zu

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 14
untersuchen. Im Teilgebiet Döhlener Becken des Vorzugsgebietes Dresden wurden außerdem Befahrungen und
Dokumentationen des Tiefen Elbstollns und des Wismut Stollns durchgeführt.
3.2 Aufbau eines digitalen thematischen Kartenwerkes
Die digitalisierten Daten (geologische Karten, geologische Schnitte etc.) und neu erzeugten Daten wurden mit dem
Geografischen Informationssystem ArcGIS 9.1 der Firma ESRI aufgearbeitet und zu thematischen Kartenebenen
zusammengestellt. Für Sachsen liegt damit eine Basis für ein digitales Kartenwerk zur Thematik Tiefengeothermie vor, welches
bei Bedarf für weiterführende Arbeiten genutzt werden kann.
3.3 Geologisch-tektonische 3D-Modellierung
Um die komplizierten geologisch-tektonischen Verhältnisse in ihrer Komplexität effektiv bearbeiten zu können und gleichzeitig
die notwendige Datengrundlage für die weitere 3D-Geothermiemodellierung zu schaffen, wurden für die Vorzugsgebiete
geologisch-tektonische 3D-Modelle erstellt. Die dreidimensionale Modellierung erfolgte mit Hilfe der Software Gocad Version
2009.p1 (Paradigm
TM
GOCAD
®.
). Der Hauptaufwand beim Aufbau der Modelle lag in der Aufarbeitung und Digitalisierung aller
notwendigen geologischen Informationen.
Die weiteren Arbeitsschritte lassen sich wie folgt zusammenfassen:
Festlegung der Modellparameter (Begrenzung, Objekte, geologische Einheiten),
Analyse, Generalisierung und Aufbereitung der geologischen Daten, eventuell unter Zuhilfenahme von 2D-Skizzen;
Datenimport, Datendigitalisierung,
Erstellen von diskreten Flächen unter Berücksichtigung der Bohrungs-Datenpunkte und Verbreitungsgrenzen,
Berücksichtigen verschiedener weiterer Daten und geometrischer Konsistenzbedingungen,
Iteratives Vorgehen bei der Verfeinerung der Diskretisierung und Reinterpolation,
Erstellen von Tetraedermodellen der Schichten und Körper
3.4 Thermische Gesteinsparameter
Die Arbeiten zur Aufarbeitung und Gewinnung geothermischer Parameter, insbesondere von Wärmeleitfähigkeitsdaten
variszischer Magmatite und Plutonite gliederten sich in folgende Teilaufgaben:
Vorzugsgebiet Aue
Messung der Wärmeleitfähigkeit von allen Granittypen (Kirchberg, Eibenstock, Aue-Schwarzenberg-Granitzone) unter
Berücksichtigung der geochemischen Merkmale und einer repräsentativen Auswahl der metamorphen Rahmengesteine,
Klassifizierung der Granittypen hinsichtlich radiogener Wärmeproduktion,
Klassifizierung der Granite hinsichtlich mineralogischer Zusammensetzung und radioaktiver Minerale,
Modellierung von eindimensionalen Temperatur-Tiefen-Profilen
Vorzugsgebiet Freiberg
Messung der Wärmeleitfähigkeit der Metamorphite des Freiberger Metagranodioritkomplexes
Vorzugsgebiet Elbezone
Messung der Wärmeleitfähigkeit magmatischer Gesteine unter besonderer Berücksichtigung der Plutonite des Meißener
Massivs,
Messung der Porosität repräsentativer sedimentärer Gesteine,
Modellierung eindimensionaler Temperatur-Tiefen-Profile

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 15
3.5 2D/3D-Temperaturmodelle
Unter Berücksichtigung der geologischen Modelle (Kapitel 3.1) wurden geothermische Konduktionsmodelle für die drei
Vorzugsgebiete bis in eine Modelltiefe von 20 km aufgebaut. Die geologischen Modelle variieren in den oberen 8 km
entsprechend der bekannten oder vermuteten geologischen Verhältnisse. Für die Parametrisierung der bis in 8 km auftretenden
verschiedenen geologischen Einheiten wurden die thermischen Gesteinseigenschaften aus F
ÖRSTER & FÖRSTER (2010a) (s.
Kapitel 3.4) verwendet. Dagegen wird der Modellbereich von 8 - 20 km in allen Regionen als konstant angesetzt, d.h. ohne
Parametervariationen besetzt. Das bedeutet, die Vorzugsgebiete unterscheiden sich nicht in der Zusammensetzung der
mittleren und unteren Kruste. Es wird von einer zweigeteilten Kruste ausgegangen. Im Tiefenbereich von 8-15 km berücksichtigt
das Modell Magmatite und Para-/Ortho-Metamorphite mit einer mittleren Wärmeleitfähigkeit von k = 3,0 W/m.K und einer
mittleren radiogenen Wärmeproduktion von A = 2,2 μW/m³. Im Tiefenbereich von 15 - 20 km enthält das Modell Amphibolite und
Gneise mit einer mittleren Wärmeleitfähigkeit von k = 2,3 W/m.K und einer mittleren radiogenen Wärmeproduktion von A = 1,0
μW/m³. Die Gesteinsinhalte in den Modellschichten unterhalb von 8 km korrelieren mit Vorstellungen zum Krustenaufbau aus
seismischen Studien (B
EHR et al. 1994), die so bereits in einer geothermischen Arbeit zum Wärmefluss im Erzgebirge/Vogtland
(F
ÖRSTER & FÖRSTER 2000) Verwendung fanden. Basierend auf der Wärmeflussdichte
q
r
(1) erfolgte die Berechnung der
Temperatur im stationären Fall nach der Fourier’schen Wärmeleitungsgleichung (2):
q
= −
k
grad
T
r
(1)
div
(
k
grad
T
)
= −
A
,
(2)
Als obere Modell-Randbedingung wurde eine mittlere Jahresoberflächentemperatur T von 8 °C gesetzt. Für die
Temperaturabhängigkeit der Wärmeleitfähigkeit wurden in den 2D-Modellen die experimentellen Beziehungen von SEIPOLD
(1998), angewendet auf einzelne Gesteinstypen (S
EIPOLD 2001), verwendet.
Für jede Region wurden Modelle mit zwei unterschiedlichen Szenarien hinsichtlich der unteren Randbedingung gerechnet.
Szenario I geht von einer Basiswärmeflussdichte in 20 km von 30 mW/m², Szenario II von einer Wärmeflussdichte von 35
mW/m² aus. Die beiden Werte reflektieren unterschiedliche Werte der Mantel-(Moho)-Wärmeflussdichte q
m
, die für die
Saxothuringische Zone angenommen werden können. Szenario I approximiert eine Mantelwärmeflussdichte von 25 mW/m², wie
er von F
ÖRSTER & FÖRSTER (2000) als Mittelwert für das Erzgebirge bestimmt wurde.
Szenario II impliziert eine Mantelwärmeflussdichte von 30 mW/m², wie er für das Norddeutsche Becken im Rhenoherzynikum
wahrscheinlich ist (N
ORDEN et al. 2008) und auch für das Umfeld der KTB in der Moldanubischen Zone diskutiert wird (CLAUSER
et al. 1997) und deshalb auch für die Saxothuringische Zone ein mögliche Alternative darstellt. Die Entscheidung für die untere
Randbedingung q
m
= 30 mW/m² impliziert in der projektrelvanten Teufe von 5 km eine um ca. 10 °C höhere Temperatur.
Dieser Abschlußbericht zeigt nicht alle berechneten Temperatur-Tiefen-Verteilungen, die weitere Parametervariationen (k, A,
Mächtigkeit der Magmatite u. a.) zusätzlich zu den Variationen in der unteren Randbedingung beinhalteten. Die daraus
resultierenden Wertebereiche von T sind jedoch in Tabelle 9 dokumentiert. Die Herangehensweise in ihrer Vollständigkeit wird
hier exemplarisch nur für die Profile Meißen und Dresden gezeigt.
Zur Abschätzung der Plausibilität der Modelle wurden Werte der gemessenen Oberflächenwärmeflussdichte aus dem
Erzgebirgskristallin von ca. 65 mW/m² (granitfreie Gebiete) und 90 bis 110 mW/m² (Granitgebiete, F
ÖRSTER & FÖRSTER 2000)
herangezogen. Leider liegen für die Elbezone und die Lausitzer Antiklinalzone keine diesbezüglichen Werte vor, sodass hier vor
allem für die Gesteinskomplexe mit hoher radiogener Wärmeproduktion keine Verifizierung möglich war. In den konduktiven 2D-
Modelldarstellungen hervorgehoben ist die 160 °C-Isotherme als Orientierungshilfe für mögliche Teufenbereiche im
Nutzungskonzept eines petrothermalen Kraftwerkes.
Alle Tiefenangaben erfolgen als Saiger-Teufen unter GOK.

 
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3.6 Spezielle mineralogisch-geochemische Untersuchungen
des Monzonitkomplexes
Die Trägerminerale der wärmeproduzierenden Elemente Uran (U) und Thorium (Th) der Gesteine des Monzonitkomplexes im
Vorzugsgebiet Elbezone waren weder qualitativ hinreichend bekannt noch existierten chemische Daten für diese. Da für die
Monzonite teilweise atypisch hohe Konzentrationen an Th und U in der Literatur (W
ENZEL et al. 1997) angegeben waren, musste
untersucht werden, ob die an Oberflächenproben bestimmten Wärmeproduktionswerte in die Tiefe extrapoliert werden können.
Die entsprechenden Untersuchungen gliederten sich wie folgt (F
ÖRSTER et al. 2010):
Berechnung der radiogenen Wärmeproduktion A von repräsentativen Monzonitproben aus XRF- und ICP-MS-
Gesamtgesteinsanalysen.
Untersuchung und Analyse der Th- und U-Gehalte in akzessorischen Mineralen aus repräsentativen Monzonitproben
unterschiedlicher Gesamtgesteinszusammensetzung mittels EPMA.
Bestimmung der Th- und U-Gehalte in Hornblenden und Apatit mittels LA-ICP-MS.
Erstellung einer mineralogischen Massenbilanz für Th und U für die untersuchten Proben und Bewertung des geothermischen
Potentials des Monzonit-Körpers
3.7 Natürliche/induzierte Seismizität
Die
natürliche Seismizität
ist ein Ausdruck des natürlichen Spannungszustandes der Erdkruste, der für die tiefe Geothermie
sowohl für die Erschließung des Reservoirs und als auch für die potenzielle Stärke der zu erwartenden induzierten Seismizität
berücksichtigt werden muss.
In Deutschland erfolgt die Einschätzung der natürlichen (tektonischen) seismischen Gefährdung durch eine Unterteilung in vier
Erdbebenzonen. Dabei wird die zu erwartende Intensität nach der EMS-Skala an der Erdoberfläche angegeben. Grundlage
dafür ist die DIN 4149:2005-4. In einer solchen „prohabilistischen“ Erdbebenzonenkarte werden:
die Wahrscheinlichkeit des Wiederauftretens eines Erdbebens für einen bestimmten Punkt angegeben,
ein Grenzwert („Bemessungswerte“) der Erschütterung („Bodenbeschleunigung“) zugeordnet,
das Schwingungsverhalten des Untergrundes („elastisches Antwortspektrum“) berücksichtigt und
das Verhalten des geologischen Untergrundes einbezogen.
Dabei spiegelt sich die Häufigkeit und Stärke historischer Beben in einer bestimmten Region wider.
In Sachsen treten die Erdbebenzonen 0, 1 und 2 auf. Diese entsprechen einer zu erwartenden EMS-Intensität von VI bis VII
(leichte bis mittlere Gebäudeschäden). Während die Vorzugsgebiete Freiberg und Elbezone außerhalb der angegebenen
Erdbebenzonen liegen, befindet sich das Vorzugsgebiet Aue innerhalb der Zonen 0 bzw. im Grenzbereich der Zone 1
(Abbildung 1).

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 17
Abbildung 1:
Erdbebenzonen und Epizentren seismischer Ereignisse in Sachsen im Zeitraum 1994 - 2008
Unter
induzierter Seismizität
werden seismische Erschütterungen verstanden, die durch anthropogene Einwirkungen
hervorgerufen werden. Bei der petrothermalen Geothermie erfolgt die Gewinnung der geothermischen Energie aus dem tieferen
Untergrund unabhängig von Wasser führenden Horizonten. Nach Abteufen einer Bohrung wird durch das Einpressen von
Wasser das natürlich vorhandene Kluftsystem geweitet oder neue Klüfte (
fracs
) geschaffen. Die natürliche Permeabilität wird
erhöht, und zusätzliche und bessere Wasserwegsamkeiten werden geschaffen; das Gebirge wird „stimuliert“ (
hydraulic
fracturing,
Stimulation). Stimulationen müssen ihrer Natur nach mit seismischen Ereignissen einhergehen. Es besteht die
Möglichkeit, dass die entstehenden Erschütterungen die Wahrnehmbarkeitsschwelle an der Erdoberfläche überschreiten. Das
Auftreten von induzierter Seismizität wird aber bis zu einem gewissen Grade als beurteilbar, prognosefähig und zum Teil als
beeinflussbar angesehen. Schlüssel hierzu sind laufende Messungen, Kontrollen des Injektionsdrucks und ein seismologisches
Monitoring in der näheren und weiteren Umgebung der Anlage.
Die Stärke der induzierten Ereignisse wird nach dem derzeitigen Kenntnisstand durch unterschiedliche Faktoren beeinflusst. Es
sind einerseits natürliche, lagerstättenspezifische Parameter wie das anliegende Spannungsfeld, verschiedene
Gesteinsparameter und das vorhandene Kluftvolumen. Andererseits kann die Stärke der Ereignisse auch durch technologische
Parameter wie die Injektionsmenge und Injektionsdauer des Wassers sowie die Höhe des Druckes beeinflusst werden. Die
Lage des Gebietes in einer bestimmten Erdbebenzone kann ebenfalls eine Rolle spielen.
Die genauen Ursachen und Wechselwirkungen sind von Lokalität zu Lokalität verschieden und sind Gegenstand mehrerer
derzeit laufender Forschungsprojekte.

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 18
3.8 Geomechanik und Spannungsfeld
Ziel der Arbeiten war auf der Basis der geologisch-geophysikalischen Strukturmodelle der Aufbau geotechnischer Basismodelle
für die drei Vorzugsgebiete. Damit waren folgende Teilaufgaben verbunden:
Bruchmechanik/Spannungsfeld/Deformationsfeld und rezente Krustentektonik in Sachsen,
Bruchmechanik und Spannungsfeldanalyse in den drei Vorzugsgebieten,
Analyse des Deformationsfeldes (Krustendynamik)
Die numerischen 3D-Spannungsfeldmodelle wurden auf Basis der Diskrete Elemente Methode erstellt. Dies ermöglichte die
explizite Berücksichtigung von vielen sich schneidenden Diskontinuitäten (Störungszonen, Klüfte, Gesteinsgrenzen etc.). Die
Modelle haben eine Tiefenerstreckung von 10 km und eine horizontale Ausdehnungen von ca. 15 - 25 km im inneren
Modellgebiet mit detaillierter Abbildung der Geologie/Tektonik. Umgeben sind die inneren Modellgebiete von ca. 10 - 20 km
breiten Modellrahmen, die zur Einkopplung der Fernfeldspannungen (rezente tektonische Belastung) dienen. Im Ergebnis erhält
man komplette 3D-Spannungs-Tiefen-Profile. Weiterhin wurden Normal- und Schubspannungen auf Diskontinuitäten
(Störungszonen bzw. Materialgrenzen) ermittelt. Kalibriert wurden die Modelle an den wenigen derzeit zur Verfügung stehenden
in-situ Messungen. Die Simulationen erfolgten in Form von Parametervariationen, um wahrscheinliche Spannungsbereiche
unter Annahme unterschiedlicher Materialparameter und Kluft- bzw. Porenwasserdrücke abzudecken.
Die Modellerstellung erfolgte, indem die GOCAD-Modelle über das CAD-Programm RHINO (M
CNEEL 2009) in das
Vernetzungstool KUBRIX (S
IMULATION WORKS 2010) importiert wurden. Danach erfolgte im numerischen Berechnungsprogramm
3DEC (ITASCA 2010) die interne Vernetzung der Blockmodelle. Die Modelle bestehen jeweils aus etwa 3-4 Millionen Zonen
(Tetraedern). In den inneren Modellgebieten lag der Knotenpunktabstand bei maximal 100 m und bestimmte damit die
Auflösung der Modelle. An den äußeren Modellrändern wurden in NNW-SSE-Richtung bzw. ENE-WSW-Richtung jeweils mit
der Tiefe ansteigende Spannungskomponenten als Randbedingungen aufgebracht. Diese wurden so gewählt, dass sie sowohl
den lokalen Messergebnissen als auch der allgemeinen großräumigen tektonischen Situation gerecht wurden. Die einzelnen
geologischen Formationen wurden mit elasto-plastischen Materialgesetzen (Mohr-Coulomb bzw. erweiterter Mohr-Coulomb-
Ansatz mit verschmierten Schwächenflächen) belegt, wobei die Materialparameter auf Basis der Datenrecherche zu den
gesteinsmechanischen Kennwerten unter Beachtung des Skaleneffektes ausgewählt wurden. Für die Störungszonen und
Materialgrenzen wurde ein Coulomb’sches Reibungsgesetz unterstellt, wobei die Parameter so gewählt wurden, dass eine
möglichst große Beweglichkeit auf den Diskontinuitäten möglich ist. Die Festigkeitseigenschaften lagen dabei stets signifikant
unter denen der Gesteinsmatrix.
Die Spannungsfeldmodelle erlaubten die Ermittlung aller Komponenten des Spannungstensors für jeden beliebigen Punkt in
den Modellräumen. Durch Transformationen konnten je nach interessierendem Aspekt verschiedene Darstellungen erfolgen. Im
Wesentlichen wurden die Magnituden der Hauptspannungen und deren Orientierungen zur Beschreibung des
Primärspannungsfeldes benutzt. Dies erfolgte in Schnittdarstellungen oder entlang von Profillinien. Außerdem wurden die
Scher- und Normalspannungen auf den Großstörungen analysiert.
In den Anlagen 5, 8 und 16 sind exemplarisch für die drei Vorzugsgebiete jeweils die Bilder für den nach derzeitigem
Kenntnisstand wahrscheinlichsten Berechnungsfall gezeigt:
vertikale Spannungs-Tiefen-Profile der Magnituden der Hauptspannungen für einen ausgesuchten Profilpunkt je Modell
Verhältnis der größten zur kleinsten Hauptspannung als Tiefenprofil für einen ausgesuchten Profilpunkt je Modell
Lage des Profilpunktes und der Profillinie im Modell
innerer Modellaufbau in Form der geologischen Einheiten (Gesteinsformationen) und Störungszonen
Konturbild der (quasi-horizontalen) größten Hauptspannung im Horizontalschnitt in 5.000 m u NN
Abbildung des Verhältnisses von Schubspannung zu Normalspannung auf den Störungszonen in einem Teufenbereich von
3.500 bis 5.000 m unter NN. Dieses Verhältnis lässt Rückschlüsse bezüglich des Potenzials von Scherbewegungen zu.
Der Spannungszustand konnte im tektonisch-geophysikalischen Sinn klassifiziert werden, wobei drei Regime gemäß Abbildung
2 unterschieden wurden (z. B. Z
ANG & STEPHANSSON 2010, ZOBACK 2007, STÜWE 2007).

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 19
Abbildung 2:
Definition der Spannungsregime
Auf Basis der durch die Spannungsfeldsimulationen berechneten Primärspannungswerte wurden Fracdrücke prognostiziert.
Unter der Annahme, dass die hydraulische Komponente keine Rolle spielt, berechnet sich der Fracdruck für ein vertikales
Bohrloch gemäß Formel (3):
P
frac
=
3
σ
h
−σ
H
+ σ
t
(3)
Bezieht man porenelastische Überlegungen ein und unterstellt, dass sich Poren- und Kluftwasserdrücke ausbilden, kann der
Fracdruck nach Formel (4) berechnet werden. Speziell für Granite werden α-Werte (Biot-Koeffizienten) von 0,6 angegeben.
Dieser Wert kann aber auch für andere Festgesteine als grobe Näherung benutzt werden.
υ
υ
α
υ
υ
σσσα
−−
−−
−+
=
1
12
2
1
12
3
p
h
H
t
frac
P
P
(4)
Aussagkräftig für die Aktivierung von Scherbewegungen auf Störungszonen ist das Verhältnis der dort wirkenden
Schubspannungen im Verhältnis zu den Normalspannungen. Zu einer ersten Bewertung wurde das Verhältnis der maximalen
Schubspannung zur dazugehörigen Normalspannung in den entsprechenden Vorzugsgebieten genutzt, das sich aus der
minimalen und maximalen Hauptspannung ermitteln lässt (5):
1
3
)/(σ
1
+ σ
3
)
(5)
Für eine grobe Abschätzung kann der Arcustangens dieses Spannungsverhältnisses mit den Reibungswinkeln von optimal
orientierten Klüften bzw. Störungszonen verglichen werden. Dabei entsprechen 0,2 etwa 11°, 0,3 etwa 17° und 0,4 etwa 22°.
Entspricht dieses Spannungsverhältnis dem Reibungswinkel, so befindet sich das System im labilen Gleichgewichtszustand.
Liegt das Spannungsverhältnis darunter, so muss durch zusätzliche hydraulische Druckbeaufschlagung die Normalspannung
auf der Kluft- bzw. Störungszone reduziert werden, um Scherbewegungen zu triggern. Kluftreibungswinkel in granitischen
Gesteinen und Gneisen betragen etwa 30 - 45°, in stark beanspruchten Störungszonen können sie bis auf etwa 25° abfallen.
Das bedeutet, solange der Tangens des Spannungsverhältnisses kleiner als der Reibungswinkel der Kluft- bzw. Störungszone
ist, muss selbst in optimal orientierten Klüften bzw. Störungszonen hydraulische Stimulation erfolgen.
Der Wert der minimalen Hauptspannung gibt Aussage darüber, welcher hydraulischer Druck bei optimaler Lage des Risses
mindestens erzeugt werden müsste, um Klüfte aktiv zu öffnen. Außerdem wurden Aussagen zur bevorzugten Fracrichtung
ausgehend vom lokalen tektonischen Strukturbau getroffen.

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 20
4
Untersuchungsergebnisse in den
Vorzugsgebieten
4.1 Vorzugsgebiet Aue
4.1.1
Geowissenschaftliche Datenaufbereitung
Hans-Jürgen Berger unter Verwendung von WALLNER & HILLER et al. 2009
Geologische Daten
Im Vorzugsgebiet Aue sind umfangreiche geowissenschaftliche Daten aus der bergbaulichen Tätigkeit der ehemaligen SDAG
Wismut im Rahmen der Erkundung und dem Abbau von Uranlagerstätten vorhanden. Hieraus resultiert ein umfangreiches
geologisch-tektonisches Kartenwerk zu den einzelnen Grubengebäuden, welches im Archiv der Wismut hinterlegt ist.
Für das Vorzugsgebiet Aue wurde im Rahmen des Projektes Tiefengeothermie Sachsen eine umfangreiche detaillierte
geowissenschaftliche Datenaufbereitung durch die Wismut GmbH vorgenommen (W
ALLNER & HILLER et al. 2009). Die
geologisch-tektonischen, geophysikalischen, geothermischen und geomechanischen Ergebnisse dieses Berichtes stellen die
Grundlage für die Bewertung des Gebietes dar. Neben den Geologischen Karten aus dem 19. Jahrhundert liegen außerdem
Neukartierungen von Geologischen Karten 1 : 25.000 mit dem Blatt Aue-Schwarzenberg (5442) und Johanngeorgenstadt
(5542) vor. Weitere geologische Daten sind in den Manuskriptkarten GK 25 Blatt 5342 Lößnitz-Zwönitz und Blatt 5341
Kirchberg-Wildenfels zusammengefasst. Aus den vorhandenen Daten wurde eine detaillierte Karte der Granitoberfläche unter
Verwendung aller Tiefbohrungen erarbeitet, die eine wesentliche Grundlage für die 3D-Modellierung darstellt.
Tiefenaufschlüsse im Gebiet Aue-Schwarzenberg liefern neben den zahlreichen Bohrungen die Auffahrungen im
Grubengebäude des Schachtes 371 und weiterer Schächte im Raum Schlema-Alberoda, wobei die Bohrung UT 346A (RW 45
49957, HW 56 10825, z = -158,1) einen Tiefenaufschluss bis 2365 m unter GOK belegt.
Geophysikalische Daten
Gravimetrie
:
In der Bouguerschwerekarte für den Raum Aue-Schwarzenberg zeigt sich deutlich der Schwereanstieg von der
Granitzone Aue-Schwarzenberg nach NE in die Rahmengesteine der Erzgebirgsnordrandzone. Für das Relief der
Bouguerkarte ist die Verteilung von Granit und überlagernder Metamorphitfolge verantwortlich. Zwischen dem Granit von
Eibenstock im SW und den Graniten von Aue-Schwarzenberg zeigt die Schwereplusachse den Bereich mit größerer
Metamorphitbedeckung der Granite an. In Transformationskarten nach G
RIFFIN bilden sich die lokalen Anteile des
gravimetrischen Feldes, wie oberflächennahe Granite der Granitzone Aue-Schwarzenberg und regionale Bruchstrukturen
besser ab. Ebenso zeichnet sich mit der 0-Linie im Lokalfeld der Rand des Eibenstocker Granites ab. Dichtemessungen
weisen für den Granit von Eibenstock
ρ
= 2,62 x 10
3
kg/m
3
, für die Granite von Aue-Schwarzenberg
ρ
= 2,64 x 10
3
kg/m
3
, für
Phyllite
ρ
= 2,76 x 10
3
kg/m
3
und für kontaktmetamorphe Phyllite / Glimmerschiefer
ρ
= 2,80 x 10
3
kg/m
3
aus.
Magnetik
:
Die magnetische Karte für den Raum widerspiegelt in erster Linie Anomalien, die auf magnetitführende Gesteine
(Magnetitskarne, Magnetitquarzite) im Komplex der Metamorphite der Westerzgebirgischen Querzone zurückzuführen sind.
Für die Verbreitung der Granite zeigen sich in der Magnetik keine Anzeichen.
Seismik: Reflexionsseismische Untersuchungen sind im Vorzugsgebiet Aue nicht vorhanden. Lediglich im Raum
Johanngeorgenstadt verläuft das SW-NE reflexionsseismische Profil DEKORP MVE 90
.
Elektrik
:
Geoelektrische Messungen wurden durch die SDAG Wismut in Teilbereichen des Vorzugsgebietes auf NE-SW-
gerichteten Profilen zur Lokalisierung von bruchtektonischen Elementen durchgeführt.
Geothermische Daten
Nach WALLNER & HILLER et al. (2009) liegen für den Bereich der Grubenbaue Aue-Schlema keine Messprotokolle oder rein
geothermisch orientierte Auswertungen vor. Aus den Dokumenten konnten die nachfolgend gelisteten teufenabhängigen
Gesteinstemperaturen (Tabelle 1) zusammengetragen werden, die mit den in H
ILLER & SCHUPPAN (2008) dargestellten
Verhältnissen prinzipiell übereinstimmen.

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 21
Tabelle 1:
Angaben zu Gesteinstemperaturen in der Lagerstätte Schlema-Alberoda.
Sohlenniveau,
m-Sohle
Gesteinstemperatur, °C
Sohlenniveau,
m-Sohle
Gesteinstemperatur, °C
-540
30,1
-1215
46,7
-540
27,9
-1240
49,9
-630
29,6
-1305
51,8
-630
29,4
-1340
53,4
-720
33,1
-1350
53,3
-720
33,2
-1440
56,4
-810
35,4
-1485
56,8
-810
35,7
-1510
58,8
-990
40,6
-1550
59,4
-990
41,6
-1560
59,6
-1035
40,2
-1570
60,0
-1040
43,0
-1620
60,6
-1080
41,3
-1620
60,5
-1080
44,5
-1620
63,2
-1125
43,3
-1710
63,2
-1140
46,1
-1710
63,0
-1170
44,9
Auf eine Wertung der Daten wurde verzichtet, weil die Lage der Messpunkte und damit die resultierende Überdeckung
gegenüber der Erdoberfläche, die Messmethodik, die eingesetzten Apparaturen und ihre Messgenauigkeiten sowie weitere
Randbedingungen nicht bekannt sind.
Prinzipiell bestätigen diese Temperaturwerte auch die in H
ILLER & SCHUPPAN (2008) getroffene Aussage, dass sich der
geothermische Gradient unterhalb der -990-m-Sohle vergrößert, jedoch erscheint der angegebene Wert von 2,8°C/100m für die
V. Kaskade überhöht. Während für den Bereich von -540 bis -990 m Werte von 3,73 - 3,36 °C/100m angegeben werden, sind
für die tieferen Sohlen im Rahmen der aktuellen Untersuchungen 3,29 bzw. 3,15 °C/100m recherchiert worden.
Der aussagekräftigste Messwert zur Gesteinstemperatur in größeren Teufen ist durch die Untertage-Bohrung 346A gegeben,
die in 2365 m unter GOK eine Temperatur von 81 °C aufwies. Unter Berücksichtigung des von der Atmosphäre beeinflussten
Bereiches (ca. 15 m) ergibt sich hieraus ein geothermischer Gradient von 3,1 °C/100m. Dieser Wert wird durch die oben
angeführten Recherchen gestützt.
Bei weiterer Extrapolation in Teufen von 4,5 km bzw. 5 km ergaben sich Prognosewerte für die Gesteinstemperatur von 147-
162 °C.

image
 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 22
4.1.2
Geologisch-tektonisches 3D-Modell
4.1.2.1
Geologische Einheiten
Hans-Jürgen
Berger unter Verwendung von WALLNER & HILLER 2009
Im Vorzugsgebiet Aue sind sowohl verschiedene regionalmetamorphe sedimentäre Gesteinsformationen der
Westerzgebirgischen Querzone, der Erzgebirgsnordrandzone mit der Lößnitz-Zwönitzer Synklinale als auch Teile variszischer
Granitkomplexe vertreten. Zentrales Element ist die Aue-Schwarzenberger Granitzone (γ
1
) mit der Schwarzenberger
Orthogneiskuppel (Pr), an die sich ein bunter Komplex aus differenzierten Glimmerschiefern mit lithologisch bunten
Einschaltungen und eine monotone Phylliteinheit anschließen. Am nördlichen Rand des Vorzugsgebietes ist die tektonische
Großstruktur der Lößnitz-Zwönitzer Synklinale an einem durch SSW-NNE bis WSW-ENE streichende Störungen
vorgezeichneten System eingemuldet worden. Zwischen dem Granitmassiv von Eibenstock mit einer steil nach E einfallenden
Flanke und der Aue-Schwarzenberger Granitzone kommen Phyllite der Westerzgebirgischen Querzone bis in über 1.000 m
Teufe vor. Das Alter der Metasedimente umfasst den Zeitraum vom höchsten Neoproterozoikum bis zum Devon. Die
metamorphe Überprägung reicht von amphibolitfaziellen Bildungen im SE bis hin zu grünschieferfaziellen Metamorphiten im
NW. Insbesondere die Phyllite werden durch die Kontaktmetamorphose des Granits zu Fleckschiefern bis hin zu Hornfelsen
überprägt.
Metamorphe Rahmeneinheiten der Granite
Nach den Kriterien einer lithostratigraphischen Gliederung können die Rahmengesteine den folgenden Formationen zugeordnet
werden:
Niederschlager Gruppe (€N),
Keilberg-Gruppe (€K),
Joachimsthaler Gruppe (€J),
Thumer Gruppe (€-O T1 bis €-O T3),
Frauenbach-Gruppe (OF),
Phycoden-Gruppe (OP) sowie
Komplex der Lößnitz-Zwönitzer Synklinale unter Einbeziehung der ordovizischen Gräfenthal-Gruppe (S-D).
Abbildung 3:
Vereinfachte geologische Übersichtskarte Aue-Schwarzenberg nach WALLNER & HILLER (2009)
blaue gestrichelte Linie - geologischer Schnitt Schneeberg-Schlema (s. Abbildung 4)

image
Abbildung 4:
Geologischer Schnitt Schneeberg-Schlema
Eine ausführliche Beschreibung der Schichtkomplexe wird in W
ALLNER & HILLER (2009) gegeben.
Von besonderer Bedeutung ist dabei der Tiefgang der isoklinal gefalteten und nach S bis SE überkippten Lößnitz-Zwönitzer Synklinale und deren Fortsetzung nach SW in die Neustädtler
Mulde (S-D in Abbildungen 3 und 4). Diese Falten-Schuppenzone am NW-Rand des Vorzugsgebietes ist gekennzeichnet durch eine tektonische Verschuppung mit einer drei- bis
vierfachen Profilwiederholung, wobei die einzelnen Faltenschuppen durch schichtparallele Störungen mit auffälliger Graphitführung von einander getrennt sind. Der Tiefgang dieser
Struktur reicht z. T. bis in Teufen von ca. 2 km.

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 24
Abbildung 5: Generalisiertes 3D-Modell N-Rand der Aue-Schwarzenberger Granitzone mit Verbreitung der
Rahmengesteine (nach G
ÖRNE 2010)
Granite
Für den geologischen Bau des tieferen Untergrundes des Vorzugsgebietes Aue ist die Verbreitung und Tiefenreichweite der
spätvariszischen Granite von besonderer Bedeutung und dessen Oberfläche durch zahlreiche Bohrungen und bergmännische
Aufschlüsse sehr gut belegt (Abbildung 6).
Wesentlichen Anteil daran besitzen die
Granite der Aue-Schwarzenberger Granitzone (γ
1
)
. Sie stellen im heutigen
Oberflächenanschnitt eigenständige, relativ kleine Körper mit dem Granit von Aue, Auerhammer, Gleesberg, Lauter und
Schwarzenberg dar (bisher: Granite des Älteren Intrusivkomplexes).
Ihre Position ist an die regionale Tiefenstörung von Gera-Jáchymov gebunden, wobei mehrfach die Kontur der Granite von
Einzelstörungen dieser Zone begrenzt wird. Nach den P
2
O
5
-F-Verhältnissen sind sie als I/(S)-Typ Granite charakterisiert.
Unterschiedliche geochemische Diskriminierungsdiagramme zeigen für diese Granite eigene Trendlinien gegenüber den
Graniten des Eibenstocker Massivs. Das weist auf eine Kristallisation aus unterschiedlichen Magmenkammern hin
(T
ICHOMIROWA 2007). Ausbisse der Granitzone von Aue-Schwarzenberg finden sich im gesamten Vorzugsgebiet. Die Kontur des
Granits von Aue ist durch Bohrungen und bergmännisch aufgeschlossen. Einzelne Auffahrungen reichen bis 1.000 m in das
Granitmassiv hinein, so auf den Sohlen -1.170 m (Qu. 1611) und -1.305 m (Anschlussquerschläge zum Schacht 383). Der
Granitkontakt ist diskordant und mit dem Nebengestein verschmolzen. Eine Sinterzone ist hier deutlich zu erkennen.
Im Grubenfeld Oberschlema der Urangrube Schlema-Alberoda existieren Aufschlüsse, die eine Vereinigung des Gleesberg
Granits mit dem Granit von Aue in ca. 300-400 m Teufe belegen. In ähnlicher Art und Weise ist auch für die anderen, an der
Erdoberfläche isoliert aufgeschlossenen Granite mit einer Vereinigung nach der Teufe zu rechnen. Die Teilplutone im Raum
Aue vereinigen sich folglich zu einem zusammenhängenden Granitkörper. Seine Tiefenreichweite ist durch Grubenaufschlüsse
und untertägige Bohrungen im Raum Schlema-Alberoda mit mindestens 2 km nachgewiesen.
Im SW des Vorzugsgebietes stellen die hier verbreiteten
Granite des Eibenstocker Massivs (γ
2
)
ebenfalls eine eigenständige
Entwicklung dar. Sie gehören zu den fluor- und phosphorreichen Lithiumglimmergraniten vom S-Typ (bisher: Granite des
Jüngeren Intrusivkomplexes).

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 25
Abbildung 6: Isolinienplan der Granitoberfläche mit Darstellung der wichtigsten Störungen (blau) und den
Schnittlagen (Schnitt 2-2’
entspricht Abbildung 4) nach WALLNER & HILLER (2009)
Die Visualisierung des Isolinienplanes der Granitoberfläche im 3D Modell zeigt Abbildung 7. Bereits in ca. 1 km Teufe unter
GOK wird nahezu das gesamte Vorzugsgebiet mit Ausnahme seines äußersten WNW-lichen Randbereiches aus Graniten
aufgebaut. Im NW des Vorzugsgebietes, bei Langenweißbach-Wildbach, taucht die Granitoberfläche relativ steil in NW-liche
Richtung in Teufen von 3 bis 3,5 km ab.
Für das Vorzugsgebiet Aue werden in der Zielteufe von 5 km ausschließlich Granite der Aue-Schwarzenberger Granitzone
anstehen.

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 26
Abbildung 7:
3D-Modell der Granitoberfläche der Aue-Schwarzenberger Granitzone (nach GÖRNE 2010)
Der Kontakt zwischen dem Granit des Eibenstocker Massivs und den Graniten der Aue-Schwarzenberger Granitzone ist
nirgendwo aufgeschlossen, da der Bergbau im Schneeberger Revier nicht die dazu erforderliche Teufe erreicht hat. Jedoch ist
von hier bekannt, dass das Gleesbergmassiv relativ flach (25 - 30°) nach SW einfällt, während der Kontakt des Eibenstocker
Massivs steil mit einem Einfallen von 70 - 75° nach NE abtaucht. Aufgrund der deutlich ausgebildeten, NW-SE gerichteten
Senke der Granitoberfläche im Bereich Türkschacht ist anzunehmen, dass die Störungszone, auf der der Türk Flache und seine
Paralleltrümer ausgebildet sind, die (tektonische) Grenze der beiden Granitplutone bildet. Diese Senke zwischen den Graniten
weist einen extremen Tiefgang auf, wobei die Granitoberkante in ihrem Zentrum zwischen -360 und -380 m NN liegt. Die
Bohrung Wis 3141/88 (westl. Bockau) hat den Granit zudem erst bei -418 m NN erreicht. Das bedeutet, dass hier im Zentrum
der Westerzgebirgischen Querzone noch 1.000 bis 1.100 m Metapelite vorhanden sind. Zum Eibenstocker Granitmassiv
besteht dann wieder ein steiler, bei Bockau sogar extrem steiler Anstieg. Diese Tatsache äußert sich auch in der dortigen sehr
schmalen Ausstrichbreite der Kontaktzone des Eibenstocker Granits.
In der Klassifizierung der variszisch-postkinematischen Granite im Erzgebirge nach geochemisch-mineralogischen Kriterien
(F
ÖRSTER et al. 1998) werden die Granite des Vorzugsgebietes Aue in drei Gruppen gegliedert:
Fluorarme
Biotitgranite
(Aue, Gleesberg, Auerhammer),
Fluorarme
Zweiglimmergranite
(Lauter, Neuwelt, Erla, Schwarzenberg),
Fluor-/Phosphorreiche
Lithiumglimmergranite
(Eibenstock).
Diese Einteilung spiegelt sich auch in den thermischen Gesteinsparametern der Granite (s. Kapitel 4.1.3) wider.
Ergebnisse granittektonischer Untersuchungen in untertägigen Aufschlüssen weisen für den Auer Granit auf verschiedenen
Sohlen der Grube Schlema-Alberoda (-540 m, -810 m, -990 m; Raum Niederschlema) an Hand von Kluftmessungen die
intensive Ausbildung von Q- und S-Klüften und ein weitgehendes Fehlen der D- und L-Klüftung aus (vgl. W
ALLNER & HILLER
2009).
Die S-Klüftung ist SW-NE orientiert (35-45°/90°) und teilweise bis in die Glimmerfelse des Exokontaktes wirksam. Für Q-Klüfte
wurden Maxima von 305-315°/60-80° SW gemessen. In Bezug auf Erstreckung und Orientierung sind sie aushaltender als die
Roter Kamm

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 27
von ihnen durchsetzten S-Klüfte.
Analoge Beobachtungen, die jedoch nicht mit systematischen Messungen verbunden waren, konnten im Rahmen einer
Befahrung des Markus-Semmler-Stollens im Gleesbergranit im Grubenfeld König David gemacht werden.
Regionale tektonische Strukturen
Das bruchtektonische Inventar des Vorzugsgebietes Aue-Schwarzenberg ist eingebunden in den saxothuringischen
Bruchschollenbau und Ausdruck des regionalen Spannungsplanes des Westerzgebirges. Die zahlreichen Einzelstörungen
weisen dabei überwiegend eine polyphase Entwicklung auf, die zu variszischer Zeit beginnt, im Mesozoikum/Känozoikum
mehrfach wiederbelebt werden und lokal noch rezente Aktivitäten aufweisen. Es werden nachfolgende Störungssysteme
unterschieden:
NW-SE streichende Störungen (sogenannte Flache),
NE-SW streichende Störungen (Morgengänge),
WNW-ESE streichende Störungen (Spatgänge),
N-S streichende Störungen (sogenannte Stehende),
schieferungsparallele, flach einfallende Störungen (sogenannte Schwebende).
NW-SE streichende Störungen:
Die Bruchtektonik des Vorzugsgebietes wird dominiert vom NW-SE (herzyn) verlaufenden Störungssystem der Finne-Gera-
Jáchymov-Störungszone. Mit über 250 km streichender Erstreckung gehört sie zu den Regionalen Bruchzonen 1. Ordnung
(K
USCHKA 1989) und besitzt regionale strukturelle Bedeutung. Bei einer Breite von fast 10 km setzt sie sich aus einer Reihe
von konkreten Einzelstörungen niederer Ordnung zusammen. Die Darstellung der Deformationsintensität (Strain), abgeleitet
aus der Verteilung und Konturierung des Bruchstörungsinventars der Gera-Jáchymov-Störungszone im Gebiet
Westerzgebirge (B
ANKWITZ et al. 1993) zeigt, dass sich die maximale Deformation auf bestimmte Störungsabschnitte, z. B.
den Roten Kamm, konzentriert. Eine Tiefenreichweite der Gera-Jáchymov-Störungszone bis in den Grenzbereich
Unterkruste-Mantel lässt sich aus den Ergebnissen des tiefenseismischen Profils DEKORP MVE 90 erkennen.
Die
Störung Roter Kamm
ist die bedeutendste Einzelstörung. Er streicht im Vorzugsgebiet mit ca. 315 - 320° NW-SE und
fällt bei Oberschlema nahe der Tagesoberfläche mit 50 - 55° nach NE ein. Unterhalb der -300-m-Sohle beträgt das Einfallen
bis zu 70° und im Raum Auerhammer-Eichert wurden 60 - 65° nach NE gemessen. Die Mächtigkeit der Bruchstruktur liegt bei
20 - 25 m, kann jedoch wie im Schachtfeld 67 - ca. 100 m anwachsen. Der Rote Kamm ist vom Bewegungssinn her eine
Abschiebung, an der der nordöstlich gelegene Block gegenüber dem SW-Block abgesenkt wurde. Die vertikale Sprunghöhe
konnte durch Ergebnisse von Bohrarbeiten im Oberschlemaer Zentralfeld auf maximal 580 m beziffert werden. Im Schachtfeld
67 verringert sie sich bereits auf ca. 260 m, um außerhalb der Kontaktzonen der Granitmassive sehr schnell unter 100 m
zurückzugehen. Die Störung begrenzt den Granit von Schneeberg-Auerhammer im NE. Im SW-Teil des Oberschlemaer
Reviers laufen die Strukturen „Roter Kamm“ und „Sieg“ zusammen.
Strukturen 2. Ordnung mit NW-SE-Streichen sind die Störungen
„Sieg“
,
„Schwerin“,
Türk Flacher“,
„Bergmanns
Hoffnung“, „Ruhmvoll“ und der
St. Georg
Flache. Sie alle fallen mit 50 - 70° (selten bis 75°) nach SW ein. Es handelt sich
durchweg um Strukturen, deren Mächtigkeit bis zu 10 m beträgt und in Granitnähe lokal auch 40 - 60 m erreicht. Innerhalb der
Störungen bilden Mylonitbahnen die Grenze zum Nebengestein an die mehrphasige Mineralgänge mit Einschlüssen von
brekzierten Nebengesteinen anschließen.
Für die genannten Störungen wurde durch Aufschlüsse eine streichende Erstreckungen von mindestens 2 - 3 km und eine
vertikale Ausdehnung über mindestens 700 m nachgewiesen. Vom Bewegungssinn her sind es Schrägabschiebungen mit
vertikalen Amplituden von 30-150 m. Der horizontale Anteil ist vergleichsweise gering (Meterbereich) und entspricht einer
Verschiebung des SW-Blocks nach NW. Die Störung „Türk Flacher - Bär Flacher“ ist eine weit aushaltende, mittelsteil mit 45 -
75° nach SW einfallende Struktur, die über weite Strecken von z. T. mächtigen Lamprophyrgängen begleitet wird.
Im Erzfeld Schneeberg-Schlema-Alberoda sind die wichtigsten Uranerzgänge NW-SE streichende Strukturen mit 3. Ordnung
mit einer Längserstreckung von über 500 - 800 m und ebenso weiten Erstreckung im Einfallen. Weitere NW-SE-streichende
Strukturen der IV. und V. Ordnung weisen Erstreckungen von 200 - 300 m bzw. bis 100 m auf. Ihre Mächtigkeiten können bis
zu 50 cm betragen.

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 28
NE-SW streichende Störungen und streichende Störungen der Lößnitz-Zwönitzer Synklinale
Die Störungen des NE-SW-streichenden Systems untergliedern sich in die echten Morgengänge und die „streichenden“
Störungen der Lößnitz-Zwönitzer Synklinale.
Die
Morgengänge
streichen zwischen 210° und 240° und fallen mit 50 - 85° nach NW ein. Insbesondere in der Lößnitz-
Zwönitzer Synklinale und ihrer SW-lichen Fortsetzung, der Neustädtler Mulde, ist häufig ein Anschaaren dieser Störungen an
schieferungsparallele Strukturen zu beobachten. Die meisten Morgengänge werden von anders orientierten Strukturen
abgeschnitten oder verworfen. Im Oberschlemaer Revier stellen die „Zentralstörung“ und „Dynamo“, die mit einem
Generalstreichen von 30 - 35° verlaufen, die wichtigsten Morgengänge dar. Beide fallen steil mit 85 - 90° bzw. 70 - 80° nach
NW ein. Es sind Abschiebungen mit einem Bewegungsbetrag von bis zu 15 m.
Die
„Streichenden“ Störungen
kommen überwiegend in Gesteinskomplexen der Lößnitz-Zwönitzer Synklinale vor und sind
hier mit der Einfaltung und tektonischen Verschuppung der oberordovizisch bis devonischen Schichtkomplexe entstanden. In
Abhängigkeit vom Gesteinsstreichen variiert die Orientierung dieser Störungen von 220 - 240° (Oberschlema) bis 260 - 280°
(im Raum Niederschlema-Alberoda). Das Einfallen der als Aufschiebungsbahnen und Fließzonen ausgebildeten Störungen ist
durchweg mit 45 - 55° (vereinzelt bis 65°) nach NW bzw. N gerichtet. Sie bilden tektonische Gleitbahnen in kohlenstoffreichen
Schiefern, die durch ausgewalzte graphitische Substanz mit deutlicher Striemung und häufigen Harnischbildungen zu
erkennen sind. Die Hauptstrukturen
„Union“
(mit der „Nordwest-Störung“ als Fortsetzung im Raum Oberschlema) und
„Gera“
bilden die Randstörungen der Lößnitz-Zwönitzer Mulde. Ihre nachweisbare streichende und fallende Erstreckung
beträgt mehr als 6 km bzw. 2 km. Im Granit von Aue ist das System der „streichenden“ Störungen schwach entwickelt. Einzig
die Struktur „Union“ lässt sich im Raum Niederschlema ohne nennenswerten Verwurf des Kontaktes (<10 m) in das
Granitmassiv verfolgen. Dabei biegt das Streichen auf SW-NE-Richtung ein und das Einfallen wird steiler (60 - 70° NW). Die
Struktur zeigt scharfe, tektonisch geprägte Kontakte, ist 2 - 2,5 m mächtig und wird von Letten, Granitbrekzien, Quarz-,
Quarz-Feldspat- sowie Quarz-Sulfidgängen ausgefüllt.
WNW-ESE streichende Störungen
Das Störungssystem ist in oberflächennahen Teufenabschnitten wie z. B. auf den oberen Sohlen im Raum Niederschlema-
Alberoda bis in ca. 500 m Teufe sowie im SW-Teil des Schneeberger Grubenfeldes häufig entwickelt. Das Streichen kann
Werte zwischen 275° und 305° annehmen und weist ein Maximum bei 290° auf. Das Einfallen ist steil (>70°) nach NNE oder
SSW gerichtet, häufig auch seiger. Alle Störungen führen mylonitisierte, zerscherte oder brekzierte Nebengesteine.
Herausragende Bedeutung besitzt die Störung
„Bad Elster“
(abschnittsweise als „Alberoda II“ bezeichnet), die über 3,5 km
im Streichen und ca. 1 km im Einfallen durch Grubenbaue verfolgt wurde. Sie weist Mächtigkeiten von 0,5 m bis zu 5 m auf
und führt sowohl reichlich tektonisch deformiertes Nebengestein als auch hydrothermale Mineralisation verschiedener
Bildungsetappen. Die Verschiebungsbeträge liegen bei 25 - 30 m. „Bad Elster“ verwirft sämtliche „streichenden“ Störungen.
NNW-SSE streichende Störungen
Die NNW-SSE-streichenden Störungen sind in ihrer Häufigkeit vergleichbar mit NW-SE-streichenden Störungen III. Ordnung
und fast ausschließlich auf den tiefen Sohlen der Lagerstätte Schlema-Alberoda entwickelt. In Oberschlema sind es die
Störungen „Plauen“ und „Oschatz IV“. Das Streichen dieser Störungen schwankt zwischen 330° und 350° und kann auch
submeridional (bis ca. 10°) orientiert sein. Mit Werten von 60 - 75° SW ist das Einfallen meist steiler als bei den NW-
Störungen.
Im Auer Granitmassiv konnte die Fortsetzung einiger NNW-SSE orientierter Störungen verfolgt werden. Die Strukturen
mittlerer Größe führen bei Mächtigkeiten bis 20 cm Letten, Granitbrekzien und Quarzgänge mit spärlichen Karbonatlinsen.
Kleinere Störungen sind bis 5 cm mächtig und mit Granit-Mylonit ausgefüllt. Von einer größeren Reichweite dieser Strukturen
innerhalb des Granitmassivs ist deshalb nicht auszugehen.

image
 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 29
4.1.3
Thermische Gesteinsparameter
Dr. Hans-Jürgen Förster, Dr. Andrea Förster
4.1.3.1
Wärmeleitfähigkeit variszischer Granitoide
Das Vorzugsgebiet
umfasst bzw. ist umgrenzt von einer Vielzahl kleinerer und größerer Granitplutone (Abbildung 8). Die hier
vorgelegten Untersuchungen erstrecken sich nicht nur auf diejenigen Granite, die in der gegenwärtigen Konfiguration des
Vorzugsgebiets lokalisiert sind, sondern umfassen darüber hinaus auch solche Intrusionen, die sich unmittelbar daran
anschließen.
Die Ergebnisse der Messungen der Wärmeleitfähigkeit k (in W/m.K) von repräsentativen Proben der Granitoide und
Metamorphite sind in F
ÖRSTER & FÖRSTER (2010a) tabelliert.
Abbildung 8:
Vereinfachte geologische Karte der Erzgebirge-Vogtland Zone (EVZ) mit Verbreitung der wichtigsten
variszischen Granitoide, Ausschnitt: Verbreitung der Granite in der Zone Aue-Schwarzenberg (aus
F
ÖRSTER et al. 2009)
Massiv von Kirchberg (Gruppe der F-armen Biotitgranite)
Das Granitmassiv von Kirchberg (KIB) ist ein komplex aufgebauter Pluton, dessen Internstruktur bis heute noch nicht
befriedigend geklärt werden konnte. Im Oberflächenanschnitt nehmen F-arme Biotitgranite (vgl. FÖRSTER et al. 1998), die als
Kirchberger Granit
sensu stricto
(KIB s.s.) bezeichnet werden können, flächenmäßig den größten Anteil (ca. 70 %) ein. Neben
diesen Gesteinen sind vor allem im Umfeld bekannter Wolfram-Vererzungen (Gebiete Pechtelsgrün, Plohn, Winkel) durch
Schürfe und Flachbohrungen Granite aufgeschlossen worden, deren stoffliche Eigenschaften nur bedingt denen der KIB s.s.-
Granite entsprechen. Diese stellen entweder eigenständige magmatische Körper dar und/oder repräsentieren KIB-Granite, die
im Zuge der Assimilation von Nebengesteinsmaterial merkliche stoffliche Veränderungen erfahren haben. Auch im heutigen
Anschnittsniveau sind stoffliche Modifikationen im erweiterten Randbereich des Massivs deutlich nachweisbar, beispielsweise
im Gebiet des Steinbruchs “Am Schelmberg” nahe Kirchberg oder im Bereich der Steinbrüche bei Wildenau. In diesem Bericht

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 30
werden alle diese Gesteine mit ungeklärter genetischer Position als KIB (unklar) zusammengefasst. Der östliche Endokontakt
des Massivs ist durch Bohrungen bei Burkersdorf (BUR) in einer Teufe von 300 - 500 m aufgeschlossen worden.
Die Wärmeleitfähigkeit der
Granite des Massivs von Kirchberg
zeigt eine systematische Entwicklung. Sie nimmt exponentiell
von den am wenigsten entwickelten faziellen Varianten mit
2,4 W/m.K
zu den hochdifferenzierten klein- bis feinkörnigen Typen
mit Werten nahe
3,2 W/m.K
zu (Abbildung 9), gleichlaufend mit einer Zunahme des Verhältnisses von Quarz (hoher k-Wert) zu
Feldspäten (niedriger k-Wert).
Abbildung 9:
Wärmeleitfähigkeit k (in W/m.K) der Granite des Massivs von Kirchberg als Funktion ihres Grades der
Fraktionierung (1/TiO
2
)
Als Monitor für den Differentiationsgrad des Gesteins wurde dem reziproken Wert von TiO
2
gegenüber dem gemeinhin
verwendeten SiO
2
-Gehalt der Vorzug gegeben, da sich Ti weniger sensitiv gegenüber Alterationsprozessen verhält. Ausnahme
bilden die Aplite, die erheblich in den k-Werten divergieren, im Wesentlichen determiniert durch ein sehr wechselndes
Verhältnis von Quarz zu Feldspäten. Diese als Gänge auftretenden Gesteine gehen auf Grund ihrer geringen Mächtigkeit nicht
in die thermischen Modelle ein.
Massiv von Eibenstock (Gruppe der F-P-reichen Li-Glimmer-Granite)
Die
Eibenstocker Granite
(EIB) haben eine gegenüber den Graniten des benachbarten Kirchberger Komplexes geringfügig
erhöhte Wärmeleitfähigkeit, die zwischen
2,8 W/m.K
in den frühen Intrusionsphasen bis maximal
3,4 W/m.K
in späteren
Differentiaten variiert (Abbildung 10). Aplite bzw. Metasomatite werden auf Grund ihrer geringen Verbreitung hier nicht
betrachtet.

image
image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 31
Abbildung 10:
Wärmeleitfähigkeit k (in W/m.K) der Granite des Massivs von Eibenstock als Funktion ihres Grades der
Fraktionierung (1/TiO
2
)
F-arme Biotitgranite der Granitzone von Aue-Schwarzenberg (ASGZ)
Zu dieser Gruppe gehören die Granitvorkommen von Aue, Auerhammer, Gleesberg (Schneeberg), Bernsbach (BRB) und
Beierfeld (BRF) (FÖRSTER & DAVIS 2000). Die Vorkommen von Aue, Auerhammer und Gleesberg sind kogenetisch und werden
als Granit-Suite von Aue zusammengefasst (AGS; FÖRSTER et al. 2009). Die genetischen Beziehungen der nur durch Bohrkerne
bekannten Granite von Beierfeld und Bernsbach sind aufschlussbedingt nicht rekonstruierbar.
Die verschiedenen texturellen Varietäten der AGS weisen k-Werte zwischen
2,5 und 3,0 W/m.K
auf (Abbildung 11). Die
k-Werte des Bernsbacher Granits variieren zwischen 2,8 und 3,0 W/m.K. Die höchsten k-Werte von Graniten dieser Gruppe
weist der Beierfelder Granit auf, der auch der am höchsten differenzierte in dieser Gruppe ist (3,2 - 3,3 W/m.K).
Abbildung 11: Wärmeleitfähigkeit k (in W/m.K) von Graniten aus der Zone Aue-Schwarzenberg als Funktion ihres
Differentiationsgrads (1/TiO
2
)
AGS: Granit-Suite von Aue, BRB = Bernsbach, BRF = Beierfeld, LAU = Lauter, SGS = Granit-Suite von
Schwarzenberg

image
 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 32
F-arme Zweiglimmer-Granite der Granitzone von Aue-Schwarzenberg (ASGZ)
Der volumetrisch wichtigste Vertreter dieser Gruppe ist die
Granit-Suite von Schwarzenberg
(SGS). Diese vereint die
kogenetischen Vorkommen von Schwarzenberg, Neuwelt und Erla (vgl. F
ÖRSTER et al. 2009). Der Granitstock von Lauter (LAU)
nimmt eine gewisse Übergangsstellung ein. Seine Zugehörigkeit zu diesem Typ ist nicht zweifelsfrei geklärt und möglicherweise
ungenügenden Aufschlussverhältnissen geschuldet. Alle bisher untersuchten Proben dieses Granittyps besitzen k-Werte
>2,9 W/m.K
(Abbildung 11). Mit 3,3 W/m.K wird sowohl in den Graniten von Lauter als auch der Suite von Schwarzenberg der
Maximalwert erreicht.
4.1.3.2
Wärmeleitfähigkeit variszischer Metamorphite
Die verschiedenen Gneise, Schiefer (zumeist Glimmerschiefer) und Phyllite/Tonschiefer zeichnen sich durch ähnliche und
vergleichsweise hohe Wärmeleitfähigkeiten aus (Abbildung 12), die weitgehend denen der benachbarten Granite entsprechen.
Der k-Wert der gemessenen
Gneise
liegt im Bereich
2,5 - 3,5 W/m.K
. Die Mehrzahl der
Glimmerschiefer/Phyllite/Tonschiefer
besitzt Wärmeleitfähigkeiten zwischen
2 und 4 W/m.K
.
Chloritschiefer
, die
Metadiabasen entsprechen, weisen Wärmeleitfähigkeiten um
3 W/m.K
auf. Ihrem vergleichsweise höheren Quarz-Gehalt
geschuldet, besitzen unter den Metamorphiten die
Quarzite
mit k-Werten zwischen
3,5 und 5,5 W/m.K
(in den reinsten
Varietäten) im Allgemeinen die höchsten Wärmeleitfähigkeiten. Die quarzfreien bzw. -armen Amphibolite liegen
verständlicherweise am unteren Ende der gemessenen k-Werte.
Abbildung 12:
Wärmeleitfähigkeit k (in W/m.K) von Metamorphiten aus der Gera-Jáchymov-Störungszone
4.1.3.3
Radiogene Wärmeproduktion variszischer Granitoide
Massiv
von Kirchberg
Abbildung 13 zeigt die Variation der radiogenen Wärmeprodukten A (in μW/m
3
) der Gesteine des Massivs von Kirchberg als
Funktion des reziproken Werts von TiO
2
(Gesamtgestein). Es ist ersichtlich, dass die KIB s.s.-Granite und die Granite unklarer
Zuordnung ähnliche A-Bereiche einnehmen. Dabei existiert die klare Tendenz, dass mit zunehmenden Grad der Differentiation
die Wärmeproduktion zunimmt, von 3 - 4 μW/m
3
in den frühen, grobkörnig-porphyrischen Varietäten bis zu 9 - 10 μW/m
3
in den
späten, fein- bis kleinkörnigen Graniten.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 33
Abbildung 13: Radiogene Wärmeproduktion A (in μW/m
3
) von Gesteinen des Kirchberger Massivs als Funktion ihres
Differentiationsgrads (1/TiO
2
)
Erst in den Apliten (1/TiO
2
>11) gibt es keine einheitliche Tendenz mehr; hochradiogene Gänge (A bis 11.5 μW/m
3
) finden sich
neben solchen mit geringer Wärmeproduktion um 2 μW/m
3
. Da solche Aplite volumetrisch unbedeutend sind, spielen diese bei
Modellierungen von Temperatur-Tiefen-Profilen keine Rolle.
Die bei Burkersdorf erbohrte Endokontaktzone des Massivs
harmonisiert
in der Wärmeproduktion der Gesteine mit den
Oberflächenproben.
Massiv von Eibenstock
Für die Bestimmung von A standen neben Oberflächenproben auch Bohrkerne aus dem Raum Pöhla-Tellerhäuser
(Teufenbereich 900 - 1.300 m) und Gottesberg (1.100 - 1.130 m) zur Verfügung. Zwischen beiden Probenkollektionen bestehen
essentielle Unterschiede in der radiogenen Wärmeproduktion (Abbildung 14), deren Ursache im Kapitel 4.4.3 diskutiert und
begründet wird. Die Oberflächenproben zeigen eine breite und unsystematische Streuung der A-Werte im Bereich zwischen 1,5
und
8 μW/m
3
, ohne Korrelation mit dem Differentiationsgrad.
Die Untertageproben zeichnen sich durch ein anderes Verhalten aus. Zum einen sind sie generell durch höhere A-Werte
zwischen 6 und nahe 11 μW/m
3
charakterisiert, zum anderen existiert eine positive, wenn auch nur schwache Korrelation mit
dem Differentiationsgrad. Dabei repräsentieren die unteren Werte den grobkörnig-serialporphyrischen Hauptgesteinstyp (Typ
Eibenstock), die höheren Werte die weniger verbreiteten klein- bis feinkörnigen Granite.
Die im Eibenstocker Massiv vorhandene Teufenzonalität der Wärmeproduktion ist nicht nur eine regionale Besonderheit,
sondern auch ein in anderen Plutonen dieser Granitgruppe beobachtetes Phänomen. So weisen die verborgenen Granitkörper
von Pobershau und Satzung im Mittelerzgebirge im Teufenbereich 250-870 m ebenfalls hohe A-Werte zwischen etwa 5 μW/m
3
(kleinkörnig-hiatalporphyrische Varietät Typ Walfischkopf, vermutlich Endokontaktfazies) und 11 μW/m
3
auf (vgl. FÖRSTER &
FÖRSTER 2000).

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 34
Abbildung 14: Radiogene Wärmeproduktion A (in μW/m
3
) von Gesteinen des Eibenstocker Massivs als Funktion
ihres Differentiationsgrads (1/TiO
2
)
F-arme Biotitgranite der Granitzone von Aue-Schwarzenberg
Oberflächenproben des Hauptgesteinstyps der AGS zeigen eine relativ geringe Wärmeproduktion in einem Bereich zwischen
2,5 und 4,5 μW/m
3
(Abbildung 15). Proben des gleichen Texturtyps (mittel- bis grobkörnig, schwach porphyrisch), die aus
Teufen zwischen 1.100 m und 1.400 m genommen wurden, liegen im Mittel zwischen 5 und 6,5 μW/m
3
. Höher entwickelte
Granite dieser Suite aus dem gleichen Teufenintervall produzieren bis zu 8,5 μW/m
3
Wärme. Dass dieses Spektrum von A-
Werten dennoch nicht repräsentativ für diese Suite ist, zeigt Abbildung 14. Die aus Tiefen zwischen etwa 680 m und 700 m
genommenen Proben des Granits von Bernsbach weisen Wärmeproduktionswerte um 6 μW/m
3
auf. Die aus noch größeren
Tiefen (1.250 - 1.280 m) stammenden Proben des hochdifferenzierten Granits von Beierfeld haben mit A-Werten um 9 μW/m
3
eine weit überdurchschnittliche Wärmeproduktion.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 35
Abbildung 15: Radiogene Wärmeproduktion A (in μW/m
3
) von Graniten aus der Zone Aue-Schwarzenberg als
Funktion ihres Differentiationsgrads (1/TiO
2
)
AGS: Granit-Suite von Aue, BRB = Bernsbach, BRF = Beierfeld, LAU = Lauter, SGS = Granit-Suite von
Schwarzenberg (Datenquellen:
FÖRSTER et al. 2009; H.-J. FÖRSTER 2009, unveröff.; D. LEONHARDT 2009,
unveröff.)
F-arme Zweiglimmer-Granite der Granitzone von Aue-Schwarzenberg
Wärmeproduktionswerte von diesen Graniten beziehen sich (a) ausschließlich auf Oberflächenproben und (b) sind im Vergleich
mit anderen Graniten der EVZ eher unterdurchschnittlich. So zeigen die mittel- bis hochfraktionierten Granite der Granit-Suite
von Schwarzenberg durchschnittlich nur A-Werte um 3 μW/m
3
, sieht man einmal von einer mengenmäßig unbedeutenden
texturellen Variante mit 6,5 μW/m
3
ab (vgl. Abbildung 15). Der Granit von Lauter ist mit Wärmeproduktionswerten zwischen 3
und fast 1 μW/m
3
atypisch für die gesamte Region. Allerdings deutet die beobachtete negative Korrelation zwischen A und
1/TiO
2
darauf hin, dass diese Werte nicht für tiefere Bereiche der Intrusion repräsentativ sind und Alterationsprozesse
reflektieren, die zu einer Abreicherung von U in oberflächennahen Bereichen geführt haben. Die primäre Evolution granitischer
Magmen führt tendenziell zu einer Erhöhung der Wärmeproduktion mit zunehmendem Fraktionierungsgrad der Schmelzen.
4.1.3.4
Radiogene Wärmeproduktion variszischer Metamorphite
Im Hinblick
auf die radiogene Wärmeproduktion von Gneisen, Glimmerschiefern und Phylliten/Schiefern ergibt sich ein
ähnliches Bild wie bereits bei der Analyse der Wärmeleitfähigkeit. Zwischen diesen Gesteinen unterschiedlichen
Metamorphosegrades und (zumindest teilweiser) differierender chemischer Zusammensetzung bestehen vergleichsweise
geringfügige Unterschiede in A bei einer ebenfalls überschaubaren Streuung der Einzelwerte. So weist die Mehrzahl dieser
Metamorphite A-Werte im Intervall 1,5 - 3,5 μW/m
3
auf (Abbildung 16). Metamorphe Diabase (Chloritschiefer) besitzen
niedrigere A-Werte um
0,5 μW/m
3
. Für Quarzite liegen keine Daten vor. Amphibolite wurden wegen ihrer unbedeutenden regionalen Verbreitung und
Mächtigkeit außer Betracht gelassen. Insgesamt besitzen die Metamorphite in der Regel eine niedrigere Wärmeproduktion als
die benachbarten variszischen Granite (vgl. Abbildungen 13-15). Ausnahmen von dieser Beobachtung bilden Aplite sowie
U-verarmte Magmatite aus oberflächennahen Bereichen und im Umfeld von U-Mineralisationen.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 36
Abbildung 16:
Radiogene Wärmeproduktion A (in μW/m
3
) von Metamorphiten aus der Gera-Jáchymov-Störungszone
(Datenquellen:
MINGRAM 1996, B. PLESSEN 1999, unveröff., MINGRAM et al. 2004, FÖRSTER & FÖRSTER 2000)
4.1.4
Mineralogische Massenbilanzierung von U und Th
Die Kenntnis
darüber, in welchen Mineralen eines Gesteins und in welchem prozentualen Anteil die wärmeproduzierenden
Elemente gebunden sind, ist von wesentlicher Bedeutung für tiefengeothermische Projekte in Regionen mit großer Verbreitung
granitoider Gesteine. Informationen darüber, ob diese Elemente in leicht oder eher in schwer löslichen Phasen auftreten,
erlauben sowohl Antworten auf eine Reihe von wichtigen Fragen für die Modellierung von Temperatur-Tiefen-Profilen als auch
für den späteren Betrieb der Anlage. Dazu gehören:
1. Kann in Graniten an Hand von an Oberflächenproben gemessenen A-Werten mit hinreichender Sicherheit auf deren
Wärmeproduktion in größeren Tiefen geschlossen werden?
2. Kann im Gefolge der Zirkulation der Fluide im unterirdischen Reservoir eine Auslaugung von wärmeproduzierenden
Elementen erfolgen, die im Laufe der Zeit zu dessen Abkühlung führt?
3. Sind leicht lösbare U-Th-Trägerminerale vorhanden, die dann eine Anreicherung radioaktiver Elemente in den strömenden
Fluiden, mit den sich daraus ergebenden umweltschutzrelevanten Konsequenzen, verursachen?
Das Mineral mit der größten Suszeptibilität für derartige Lösungsprozesse ist Uraninit. Das Vorkommen dieses Minerals ist
überwiegend auf saure magmatische Gesteine beschränkt. In Parametamorphiten und sauren bis intermediären
Orthometamorphiten ist es in der Regel nicht (oder nicht mehr) vorhanden. Deshalb wurde in diesem Frühstadium der
geologischen Vorerkundung eine mineralogische Massenbilanzierung nur für die variszischen Granite vorgenommen.
4.1.4.1
Massiv von Kirchberg
Bei
den Kirchberger Graniten s.s. unterscheidet sich die früh gebildete grobkörnig-hiatal-porphyrische Varietät (KIB1) in der Art
der radioaktiven akzessorischen Minerale deutlich von den höher differenzierten Graniten der kogenetischen
Fraktionierungsserie. Während im KIB1-Granit Allanit-(Ce) [(Ce, LREE) SiO
4
] ein wichtiger Träger der Leichten Seltenen Erden
(LSEE) und von Thorium ist, übernimmt in den späteren Teilintrusionen Monazit-(Ce) [(Ce, LSEE) PO
4
] diese Rolle.
In den KIB1-Graniten sind etwa 55 % des
Thoriums
im Allanit-(Ce) gebunden. An zweiter Stelle folgt Thorit (ThSiO
4
), der
~30 % dieses Elementes auf sich vereint. In den mittel- bzw. feinkörnigen Graniten KIB2 und KIB3 ist Thorit mit Anteilen um
50 % der Hauptträger von Th. Mit ca. 30 % folgt Monazit-(Ce). In den Apliten ist dieses Mineral der wichtigste Konzentrator von
Th (~45 %), gefolgt von Thorit (25 %) und Uraninit (20 %). An dieser Stelle sei darauf hingewiesen, dass sich der Anteil von

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 37
Uraninit indirekt aus der nicht durch alle anderen betrachteten Minerale bilanzierten Restmenge an U zu 100 % errechnet. Aus
diesem Grund involviert der Terminus “Uraninit” strenggenommen auch andere, zumeist untergeordnet auftretenden sekundäre
U-Phasen wie Coffinit, U-Glimmer oder die schwer identifizierbaren μm-großen U-haltigen Phasen, die sich auf
Kornoberflächen, in Rissen oder in Zwickelräumen befinden.
In allen KIB-Graniten ist der größte Prozentsatz des
Uraniums
im Uraninit gebunden, wobei die Anteile zwischen ca. 40 %
(KIB2) und 80 % (KIB3, Aplite) variieren. Zwischen 10 und 20 % des U befindet sich im Thorit. Zirkon (ZrSiO
4
) und Xenotim-(Y),
[(Y, SSEE) PO
4
], vereinen zusammen maximal 25 % dieses Elements.
4.1.4.2
Massiv von Eibenstock
Im Unterschied
zum Kirchberger Massiv treten in allen Teilintrusionen dieses Plutons die gleichen Trägerminerale der
wärmeproduzierenden Aktiniden auf.
Was
Thorium
anbetrifft, ist Monazit-(Ce) mit Anteilen zwischen 75 und 85 % von überragender Bedeutung. Damit kontrolliert
dieses Mineral in diesen Graniten im Wesentlichen das Verhalten von Th bei Subsolidus-Prozessen (vgl. Kapitel 4.1.6.3).
Dieselbe Bedeutung kommt mit prozentualen Anteilen zwischen 70 und 85 % dem Uraninit in Bezug auf
Uranium
zu. Eine
Ausnahme bildet die Walfischkopf-Fazies, wo neben Uraninit (35 %) auch noch Monazit, Xenotim (beide jeweils ~20 %) und
Zirkon (~15 %) als wichtige U-Konzentratoren in Erscheinung treten.
4.1.4.3
Granitzone von Aue-Schwarzenberg
Unter den
F-armen Biotit- und Zweiglimmer-Graniten besitzen die Suiten von Aue (AGS) und Schwarzenberg (SGS) die größte
Verbreitung an der Oberfläche. In beiden dominiert volumetrisch der mittel- bis grobkörnig, schwach porphyrische Granittyp.
Deshalb wurde diese Varietät für die Bilanzierung ausgewählt. In allen diesen Graniten treten dieselben Th-U-Trägerminerale
auf, was an dieser Stelle ihre gemeinsame Betrachtung rechtfertigt. Wie auch in den meisten anderen erzgebirgischen Graniten
dominiert Monazit-(Ce) mit 80 % das Verhalten des
Thoriums
. Mit Thorit gibt es nur in der AGS ein weiteres nennenswertes
Th-Mineral. Etwa 70 % des
Uraniums
befinden sich im Uraninit. Mit ca. 10 % bzw. 15 % ist der Anteil von Monazit zu beziffern.
Thorit, Zirkon und Xenotim spielen mit Prozentsätzen <10 eine vernachlässigbare Rolle.
4.1.5
Uraninit-Geochemie
Um die im Abschnitt für das Massiv von Eibenstock
dokumentierte vertikale Zunahme der radiogenen Wärmeproduktion zu
größeren Tiefen zu verstehen, muss das Verhalten von Th und U gesondert analysiert werden. Dabei stellt sich heraus, dass
zwischen Oberflächen- und Bohrkernproben ein und derselben Varietät keine statistisch signifikante Unterschiede im Th-Gehalt
zu beobachten sind, während sich die Gehalte an U deutlich unterscheiden (vgl. F
ÖRSTER & FÖRSTER 2000). A-Wert und
U-Konzentration sind streng positiv korreliert. Um das spezifische Verhalten von Th und U zu erklären, müssen deren
Trägerminerale in Betracht gezogen werden. Thorium ist dominant im Monazit-(Ce) konzentriert, einem Mineral, das der
Wechselwirkung mit oxidierenden Fluiden in oberflächennahen Bereichen gegenüber sehr resistent ist. Uraninit reagiert unter
gleichartigen Bedingungen unterschiedlich; es kann gelöst werden oder auch weitgehend stabil bleiben (vgl. Kapitel 4.4.1). Die
Ursache für dieses differenzierte Verhalten liegt in der chemischen Zusammensetzung des Uraninits begründet (vgl. Kapitel
4.4.3).
4.1.5.1
Granitmassive von Kirchberg und Eibenstock
Die Granite
beider
Plutone unterscheiden sich fundamental in der Zusammensetzung der magmatisch gebildeten Uraninite.
Uraninite mit mittleren bis hohen summarischen Gehalten an Th und den Lanthaniden in den Kirchberger Graniten stehen
solche mit deutlich geringeren in den Eibenstocker Leukograniten gegenüber (Abbildung 17).
Dabei zeigen die Gehalte der betrachteten Elemente im Uraninit keine Korrelation mit 1/TiO
2
im Gesamtgestein, sind also keine
Funktion des Differentiationsgrades der Schmelze, aus der dieses Mineral kristallisierte. Außerdem ist zu konstatieren, dass
Uraninit in EIB-Oberflächenproben fast ausnahmslos als Einschluss im Quarz zu finden ist, während er in entsprechenden
Bohrkernproben auch in Glimmern und Feldspäten eingeschlossen auftritt. Die letztgenannte Assoziation wurde auch in den
KIB-Proben beobachtet, die aus Oberflächenaufschlüssen stammen.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 38
Abbildung 17: Th+Y+SEE-U (in Masse-%) Diagramm von Uraniniten aus den Granitmassiven von Kirchberg und
Eibenstock
(Datenquellen: F
ÖRSTER 1999, KEMPE 2003 und FÖRSTER, H.-J. 2009, unveröff.)
4.1.5.2
Granite der Zone Aue-Schwarzenberg
Die Biotit-Granite
der Zone Aue-Schwarzenberg zeigen keine einheitliche Uraninit-Zusammensetzung (Abbildung 18). Auf der
einen Seite stehen die Granite von Aue und Bernsbach, deren Uraninite geringe (Th+Y+SEE)-Gehalte aufweisen, die denen der
Uraninite aus den EIB-Graniten entsprechen. Auf der anderen Seite steht der Granit von Beierfeld, dessen Uraninit denjenigen
mit mittleren (Th+Y+SEE)-Gehalten im KIB-Granit nahe kommt. Von den Zweiglimmer-Graniten liegen nur wenige Analysen
dieses U-Minerals vor, die ausschließlich aus der Suite von Schwarzenberg stammen. Diese weisen den Uraninit der SGS als
stoffliches Äquivalent des Uraninits von Beierfeld aus. Trotz Inspektion mehrerer Schliffe konnte Uraninit im Granit von Lauter
(noch?) nicht diagnostiziert werden.
Abbildung 18:
Th+Y+SEE-U (in Masse-%) Diagramm von Uraniniten aus Graniten der Zone Aue-Schwarzenberg
(Datenquellen: F
ÖRSTER et al. 2009, H.-J. FÖRSTER 2009, unveröff.; FÖRSTER 2010)

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 39
4.1.5.3
Abschnittsdiskussion
Abbildungen
14 und 15 zeigen, dass in den Massiven von Eibenstock und Aue eine Teufenabhängigkeit der radiogenen
Wärmeproduktion existiert, die im Wesentlichen die Entwicklung der U-Gehalte nachzeichnet. Dieses Verteilungsmuster
spiegelt keine primären Verhältnisse wider, sondern beruht auf der Zerstörung des wichtigsten U-Trägers, dem Mineral Uraninit,
unter dem Einfluss oxydierender Fluida. Das dabei freigesetzte Uranium wurde entweder in Lagerstätten akkumuliert (bei der
AGS vermutlich der größere Prozentsatz) oder durch die Lösungen dispergiert (vgl. F
ÖRSTER et al. 2008).
Eine wichtige Frage ist die nach der vertikalen Erstreckung solcher Auslaugungsaureolen. Anhand von Bohrkernen aus >900 m
Tiefe erscheint es sicher, dass metasomatisch wenig beeinflusste Granite dort nahezu primäre U-Gehalte aufweisen. Andere
Granite dieser Gruppe (Pobershau und Satzung) weisen „ungestörte“ Verhältnisse bereits in 300 m Tiefe auf (vgl. F
ÖRSTER et
al. 1999). Aus diesen Beobachtungen kann geschlussfolgert werden, dass im EIB-Massiv bereits in wenigen 100 m Tiefe
wesentlich höhere Wärmeproduktionsraten, als aus der Analyse von Oberflächenproben suggeriert wird, zu erwarten sind.
Dass ungestörte A-Werte jedoch erst in weitaus größeren Tiefen verzeichnet werden können, belegt das Beispiel der Granit-
Suite von Aue im Umfeld der U-Lagerstätte Schlema-Alberoda. Berechnungen der Wärmeproduktionsraten aus von B
ARSUKOV
et al. (1996) publizierten U-Th-K-Werten zeigen eine lineare A-Zunahme zwischen 200 m (~2 μW/m
3
) und der maximal
erbohrten Teufe von 2.300 m (~11.5 μW/m
3
) (Abbildung 19).
Ob damit bereits das Maximum von A erreicht ist, bleibt ungewiss. Noch größere Raten erscheinen aber eher unwahrscheinlich.
Ebenfalls ungeklärt ist die horizontale Erstreckung dieser “depletion-halos” vom Endokontakt (von hier stammen die A-Daten) in
Richtung auf das Zentrum des Auer Granitplutons. Wir tendieren zu der Vermutung, dass in diese Richtung eine Zunahme von
A mit zunehmender Entfernung von den U-Mineralisationen zu verzeichnen ist.
Abbildung 19: Wärmeproduktion des Granits von Aue im Grubengelände Schlema-Alberoda (SLM) als Funktion der
Teufe
(Datenquelle: B
ARSUKOV et al. 1996 [der Stern repräsentiert den mittleren U-Gehalt von 10 Proben aus
dem Teufenbereich 1.100-1.300 m nach F
ÖRSTER et al. 2009]).
Was ist die Ursache für derartig intensive U-Laugungsprozesse in diesen beiden Graniten? Der Schlüssel für die Beantwortung
dieser Frage liegt in der chemischen Zusammensetzung ihrer Uraninite. Beide Plutone zeichnen sich durch das Vorkommen
von Uraninit aus, die niedrige Gehalte an (Th+Y+SEE) aufweisen (vgl. Abbildungen 17 + 18). Wie experimentell gezeigt wurde
(vgl. F
ÖRSTER 1999), erhöhen größere Gehalte an diesen Elementen die Stabilität von Uraninit gegenüber oxydierenden Medien

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 40
wie beispielsweise Oberflächenwässern oder auch solchen Fluiden, die Uran während der Phasen der Bildung bzw. Umbildung
der Uranlagerstätten im Vorzugsgebiet mobilisierten und transportierten. Die niedrigen Gehalte an „stabilisierenden“
Komponenten machte die Uraninite in den EIB-Graniten und der AGS dagegen anfällig für Lösungsprozesse, die bis in Teufen
von mindestens 2.300 m im heutigen Anschnittsniveau nachweisbar sind. Das erklärt, warum in EIB-Oberflächenproben der
Uraninit vorwiegend innerhalb von Quarz lokalisiert ist, da sich Quarz im Vergleich zu Feldspäten und Glimmern wesentlich
resistenter gegenüber der Einwirkung von Lösungen verhält und demzufolge als stabiler Container für den Uraninit fungiert.
Obwohl nicht oberflächlich aufgeschlossen, könnte auch der untersuchte Granit von Bernsbach Uran verloren haben.
Das andere Extrem sind die KIB-s.s.-Granite, in denen ein „stabiles“ Uraninit kristallisierte. Die Konsequenz ist, dass die A-
Werte der Oberflächenproben mit den A-Werten desselben Granittyps aus größerer Teufe weitgehend identisch sein sollten.
Das gilt nicht für die KIB-Granite unklarer Position, die Th-ärmere Uraninite führen. Auch die A-Werte des Granits von Beierfeld
sollten im Großen und Ganzen primäre Verhältnisse widerspiegeln, obwohl sein Uraninit nicht die Stabilität dessen aus dem
KIB-s.s. besitzt (vgl. Abbildung 18). Eine unklare Stellung nimmt auch die Suite von Schwarzenberg ein. Für den Granit von
Lauter können keine Aussagen getroffen werden. Alle diese Granite haben oberflächlich Wärmeproduktionsraten, die, sofern
repräsentativ, negative Anomalien in der EVZ darstellen würden, wofür keine plausiblen Gründe existieren. Eher ist zu
vermuten, dass U-Laugungsprozesse auch diese Vorkommen in Mitleidenschaft gezogen haben.
4.1.6
Thermisches 2D-Modell
Dr. Hans-Jürgen
Förster, Dr. Andrea Förster
Die Temperatur-Tiefen-Verteilung wurde entlang eines Tiefenschnittes 2-2’ modelliert, der etwa SW-NE und nahe der Städte
Schneeberg und Aue verläuft (Abbildungen 3 und 4). Ausgehend vom verdeckten Granit von Eibenstock (rosa) quert er dessen
Kontakt zum Granit von Aue (rot) und führt weiter über die Lößnitz-Zwönitzer Synklinale (hellblau) bis in die Gesteine der
Frauenbach- bis Phycoden-Folge (Abbildung 20). Die berechneten Isothermen (Abbildung 21) charakterisieren nicht nur den
ausgewählten Schnitt, sondern besitzen auch ein großen Maß an Repräsentanz für das gesamte granitgeprägte Vorzugsgebiet,
da die bis in den Raum von Schwarzenberg anzutreffenden Gesteine nachgewiesenermaßen bzw. wahrscheinlich sehr ähnliche
Wärmeleitfähigkeiten bzw. Produktionsraten besitzen. Aus diesem Grund konnte auf weitere 2D-Modellierungen in diesem
Gebiet verzichtet werden.
Abbildung 20: Wärmeleitfähigkeits- und Wärmeproduktionsparameter der Gesteine entlang des Profilschnittes 2-2’
Schneeberg-Schlema
Die dem 2D-Modell zugrunde liegende Annahme einer Gesamtmächtigkeit der beiden Granitplutone von 8 km entspricht den
aus geophysikalischen Erwägungen abgeleiteten Vorstellungen über deren maximale Teufenerstreckung.
Für die Bewertung der Relevanz der modellierten Temperaturverteilung stehen im Wesentlichen zwei T-Marker im

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 41
Teufenbereich zwischen etwa 1 und 2,5 km unter GOK zur Verfügung (Abbildung 20). Zum einen handelt es sich um eine in
einer Teufe von 1.050 m in der Wismut-Bohrung 3022/1983 im Eibenstocker Granit (Raum Tellerhäuser, TLH) gemessenen
Temperatur von 46
o
C (BOECK et al. 2005), die mit einiger Wahrscheinlichkeit thermische Gleichgewichtsbedingungen
widerspiegelt. Obwohl diese Bohrung einige Kilometer außerhalb des Profilschnitts abgeteuft wurde, sind die dortigen
geologischen/thermischen Verhältnisse sehr ähnlich derer im Kontakt Eibenstocker/Auer-Granit im Gebiet Schneeberg-Aue.
Zum anderen steht ein T-Wert zur Verfügung, der in einer Untertage-Bohrung im Lagerstättenrevier Schlema-Alberoda aus
einer Teufe von 2.365 m im Endokontakt des Auer Granits (NE-Rand) gemessen wurde. Diese Temperatur von 81
o
C wurde 24
Stunden nach Bohrende in der Spülung gemessen (A. H
ILLER 2010, mündl. Mitt.) und ist aus diesem Grund als gestörte
Temperatur einzustufen, d. h. der Wert liegt unterhalb der tatsächlichen Gebirgstemperatur.
Abbildung 21: 2D-Temperatur-Tiefen-Modell des Profilschnittes 2-2’ bis in eine Tiefe von 10 km unter Annahme der
Mächtigkeit der Granitkörper von 8 km (rot hervorgehoben ist die 160
o
C-Isotherme; blau
hervorgehoben Temperatur in 5 km unter GOK)
Die beiden roten Marker in Abbildung 21 entsprechen den in Abbildung 20 gezeigten Temperaturen von 46 bzw. 81 C. Unter
den oben genannten Voraussetzungen ergeben sich für die Tiefe 5 km unter GOK bei einem Szenario für die Mantel-
Wärmeflussdichte von q
m
= 25 mW/m² Temperaturen von ca.
170°
bis
180°C
.
Wie in Abbildung 21 ersichtlich, approximieren die Modell-Isothermen sehr gut die Temperaturen aus dem Gebiet Tellerhäuser
und am NE-Rand des Auer Granits. Da die Temperatur von 81 °C dort jedoch die reale Gebirgstemperatur in der
entsprechenden Teufe nicht adäquat widerspiegelt, ist es wahrscheinlich, dass im Teufenbereich 5 km im NE-Teil des Profils
durchaus
10 °C höhere
Temperaturen herrschen als prognostiziert. Das würde bedeuten, dass die Isothermen praktisch
horizontal verlaufen und nicht abtauchen. Um die Sensibilität der Modellierungsergebnisse zu bewerten, wurden zusätzlich zwei
Varianten mit pessimistischerer Parametrisierung gerechnet. Variante I benutzte dieselben Parameter für k und A wie in
Abbildung 20 dokumentiert, legte aber nur eine Mächtigkeit des Auer Granits von 5 km zu Grunde. Variante II ging von 8 km-
Gesamtmächtigkeit der Granite aus, reduzierte aber in allen Sektoren deren radiogene Wärmeproduktion um 1-2 μW/m
3
. Beide
Varianten ergeben quasi-identische Resultate mit durchschnittlich
um 10
o
C niedrigeren
Temperaturen als das
Ausgangsmodell. Das bedeutet, dass selbst deutlich pessimistischere Annahmen über Granitmächtigkeit und Wärmeproduktion
die Temperatur-Prognose nicht signifikant in Frage stellen.
4.1.7
Thermisches 3D-Modell
Prof. Dr. Steffen Wagner, Holger Schütz
Die 2D-Temperatur-Tiefenverteilung wurde entlang des Tiefenschnittes 2-2’ (Abbildung 4) modelliert. Der gewählte Schnitt
besitzt ein großes Maß an Repräsentanz für das gesamte granitgeprägte Vorzugsgebiet (Abbildung 22). Die Granite von
Kirchberg, Eibenstock und Aue-Schwarzenberg sind durch sehr hohe radiogene Wärmeproduktionswerte (2 bis 12 μW/m³)
gekennzeichnet, wobei eine Tiefenabhängigkeit mit linearer Zunahme bis zumindest 2,3 km (B
ARSUKOV et al. 1996) nachweisbar
ist (F
ÖRSTER & FÖRSTER 2010a). In den nachfolgenden Modellen wird von einer maximalen Tiefenerstreckung der Granite

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 42
(Eibenstock) von 8 km (B
EHR et al. 1994, BROTTKA 2003) nach seismischen und gravimetrischen Messungen ausgegangen
(Abbildung 23).
Abbildung 22: 3D-Modell der geologischen Einheiten im Vorzugsgebiet Aue als konzeptionelles Simulationsmodell
(S. G
ÖRNE & H. SCHÜTZ)
Abbildung 23:
2D-Modellschnitt mit extrapolierter radiogener Wärmeproduktion A bis 8 km Teufe
In 5 km Tiefe unter GOK ergeben sich im Vorzugsgebiet Aue Temperaturen von ca. 160 C.
8 km
Phyllite der Frauenbach-
bis Phycoden-Gruppe
Tonschiefer, Kieselschiefer und
Metabasite des Silurs bis Unterdevon
Phyllite des höheren Teils
der Thumer Gruppe
Granite von
Aue-Schwarzenberg
Granit von
Eibenstock
Magmatite und
Metamorphite
Amphibolite

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 43
Abbildung 24: 2D-Temperaturschnitt für Vorzugsgebiet Aue - thermische Parameter bis 8 km extrapoliert, blau
hervorgehoben Temperatur in 5 km unter GOK
Die Abbildungen 25 und 26 zeigen das vereinfachte Simulationsmodell mit der Temperaturverteilung im Blockmodell bzw. in der
5 km Schnittebene.
Abbildung 25:
3D-Temperaturmodell im Vorzugsgebiet Aue

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 44
Abbildung 26:
3D-Temperaturmodell für das Vorzugsgebiet Aue mit horizontaler Schnittebene in einer Tiefe von 5 km
unter GOK
2D Modell 3D Modell
Abbildung 27:
Temperaturprofil in 5.000 m unter GOK im Vorzugsgebiet Aue nach 2D- und 3D-Modell
Die Unterschiede zwischen 2D- und 3D-Modellierungsergebnissen (Abbildung 27) sind minimal, da der 2D-Schnitt die
Granitstruktur optimal schneidet und abbildet. Beide Temperaturprofile weisen Temperaturen für 5 km Tiefe unter GOK von ca.
170 bis 176 °C aus.

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 45
4.1.8
Bruchmechanik und Spannungsfeldmodell
Prof. Dr. Heinz Konietzky
Das Spannungsfeld im Modellgebiet Aue (Anlage 5) zeigt ein plausibles Ergebnis, welches wie folgt charakterisiert werden
kann:
Die mittlere Hauptnormalspannung entspricht in etwa dem lithostatischen Überlagerungsdruck und ist überwiegend vertikal
ausgerichtet.
Die Materialübergänge Schiefer-Granit bzw. unterschiedliche Granit- bzw. Schiefervarietäten zeichnen sich durch leichte
Spannungssprünge ab.
Minimale und maximale Hauptspannung sind überwiegend horizontal ausgerichtet.
Die Richtung der maximalen quasi-horizontalen Hauptspannung ist NNW-SSE ausgerichtet.
Das Verhältnis zwischen der größten und der kleinsten Hauptnormalspannung nimmt mit der Tiefe leicht ab und beträgt ca. 2
bis 2,5 in der Zieltiefe von 5 km.
Bedingt durch die Inhomogenitäten und Bewegungen auf den Störungszonen und Materialgrenzen kommt es lokal zu leichten
Spannungsfluktuationen.
In der geplanten Reservoir-Tiefe 5 km betragen die Hauptspannungen je nach Lokation für die wahrscheinlichste
Parameterkonstellation in etwa:
-
σ
1
= 185-190 MPa
-
σ
2
= 140-145 MPa
-
σ
3
= 95-100 MPa.
Der Fracdruck auf Niveau Bohrlochsohle in 5 km Tiefe liegt bei Annahme einer hydraulischen Zugfestigkeit von 5 MPa gemäß
Formel 3 (s. Kapitel 3.8) zwischen 100 und 120 MPa. Bei porenelastischer hydrostatischer Betrachtung und Annahme einer
Querdehnzahl von 0,2 verringert sich der prognostizierte Fracdruck gemäß Formel 4 (Kapitel 3.8) auf Werte von etwa 50 bis 63
MPa.
Aus dem Vorzugsgebiet Aue liegen die einzigen relativ zuverlässigen Messergebnisse zum Spannungsfeld aus etwa knapp
2 km unter GOK, d. h. ca. -1.500 m unter NN, vor. Aus den genannten Modellen lassen sich für diese Tiefe folgende Werte
bestimmen: σ
1
= 105 - 130 MPa (gemessen: 80-140 MPa), σ
2
= 50 - 60 MPa (gemessen: 45 - 60 MPa), σ
3
= 35 - 45 MPa
(gemessen: 20 - 40 MPa). Sie stimmen relativ gut mit den Messergebnissen überein. Dies betrifft auch die Orientierungen. Das
Verhältnis von σ
1
3
beträgt in dieser Tiefe etwa 3, das Verhältnis der maximalen Schubspannung zur dazugehörigen
Normalspannung zwischen 0,29 und 0,34.
0
100
200
300
400
500
600
0
100
200
300
400
500
600
σ
h
[MPa]
σ
H
[MPa]
Thrust Fault
Strike
Slip
Normal
Fault
Abbildung 28:
Diagramm der Spannungsregime für das Modell Aue (KONIETZKY et al. 2010)
H
: größte horizontale Hauptspannung, σ
h
: kleinste horizontale Hauptspannung; Reibungsbeiwert 0,8
in 5 km Tiefe; Gesteinsdichte 2600 kg/m
3
; roter Punkt: primärer Spannungszustand in 5 km Tiefe)

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 46
WNW-ESE- und NNE-SSW-orientierte Störungszonen wären somit besonders prädestiniert für Scherbewegungen bzw.
besonders leicht im Schermodus zu stimulieren.
Das Spannungsregime ist bei Vernachlässigung der hydraulischen Komponente noch weit vom Versagenszustand entfernt
(Abbildung 26) und entspricht einem strike-slip-Regime gemäß Abbildung 1.
4.1.9
Zusammenfassung der Ergebnisse zum Vorzugsgebiet
Aue
Im Vorzugsgebiet Aue beziehen sich die Temperaturberechnungen auf den Schnitt 2-2’ - Schneeberg-Schlema (Abbildung 4).
Dieser beginnt im SW in Wolfgangmaßen, zieht über den Nordrand des Gleesberg-Granites in Schneeberg nach Oberschlema
und von dort über den Auer Granit nach NE über Niederschlema in die metamorphen Rahmengesteine der
Erzgebirgsnordrandzone. Der Gleesberg-Granit und der Auer Granit vereinigen sich in ca. 300 bis 400 m unter der GOK zu
einem einheitlichen Körper, der sich bis in ca. 8 km Tiefe erstreckt.
Die geothermalen Kennwerte dieses Granits bezüglich der Wärmeleitfähigkeit k und der radiogenen Wärmeproduktion A sind
auf Grund der mineralogisch-geochemischen Charakterisierung die günstigsten im Erzgebirge. Die Wärmeleitfähigkeit k liegt
zwischen
2,5 und 3,0 W/m.K
, die radiogene Wärmeproduktion A variiert entsprechend der tiefenlagenabhängigen
geochemischen Charakterisierung zwischen
4,0 und 8,0 μW/m
3
(Abbildung 20).
Im vereinigten Granit von Schneeberg-Aue sind in 5 km Tiefe unter GOK Temperaturen zwischen
160 und 180 °C
(Abbildung
21, Abbildung 22) zu erwarten. Die Unterschiede zwischen 2D- und 3D-Modellierungsergebnissen sind minimal (Abbildung 27),
da der 2D-Schnitt die Granitstruktur optimal schneidet und abbildet.
Auf Grund der sehr guten Temperaturverhältnisse, einer stark ausgeprägten tektonischen Vorprägung im Bereich der Gera-
Jáchymov-Störungszone, der großen anzunehmenden Tiefenreichweite dieser Zone stellt der Bereich Schneeberg-Schlema
einen sehr gut geeigneten Standort im Erzgebirge dar (s. Tabelle 9).
4.2 Vorzugsgebiet Freiberg
4.2.1
Geowissenschaftliche Datenaufbereitung
Hans-Jürgen Berger unter Verwendung von K. STANEK 2010
Geologische Daten
Im Vorzugsgebiet Freiberg sind geowissenschaftliche Daten aus verschiedenen Zeiträumen vorhanden, die im Wesentlichen im
Zusammenhang mit der 800-jährigen Bergbaugeschichte im Freiberger Erzrevier stehen. Insbesondere die Karten zum Verlauf
der Erzgänge im Freiberger Bergrevier und in der Umgebung von Brand (M
ÜLLER, H. 1901) geben auch heute noch eine
aktuelle Oberflächendarstellung der Erzgänge wider. Neben den Geologischen Karten aus dem letzten Jahrhundert liegen
zweckbezogene Neukartierungen (Felsit Freiberg Nord, Spat Weißenborn) aus verschiedenen Gebieten rund um Freiberg vor.
Ergebnisse sind in den Manuskriptkarten GK 25 Blatt 5045 Freiberg West, Blatt 5046 Freiberg und Blatt 5145 Brand-Erbisdorf
zusammengefasst. Für den südöstlichen Bereich von Freiberg ist die GK 25 Lichtenberg (K
OCH u. a. 2004) veröffentlicht. Eine
aktuelle Zusammenfassung des geologischen Kenntnisstandes zeigt Anlage 7.
Tiefenaufschlüsse im Gebiet Freiberg liefern Auffahrungen in der Grube Beihilfe (Halsbrücke) bis 590 m unter GOK, im Revier
Himmelfahrt (Freiberg) bis 747 m unter GOK und im Revier Himmelsfürst (Brand-Erbisdorf) bis 660 m unter GOK. Daneben
sollten mehrere Tiefbohrungen (Tabelle 2) den vermeintlichen Freiberger Pluton erbohren. Die Schichtenverzeichnisse dieser
Bohrungen geben Aufschluss über den Aufbau des Freiberger Kerngneises und seiner Hüllgesteine. Im nordwestlichen
Randbereich der Freiberger Antiklinale erschließt die Bohrung Großschirma 2/77 mit einem Profil von 1.200 m die äußeren
Rahmeneinheiten. Eine weitere Bohrung in den Rahmeneinheiten ist die Bohrung Riechberg 1/76 mit 701 m.

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 47
Tabelle 2:
Untertage-Tiefbohrungen im Revier Freiberg/Brand-Erbisdorf
Mbl-Nr.
Revier
Bohrungsbezeich
nung
Ansatzhöhe:
Endteufe
Gestein
5145
Brand-Erbisdorf
UT T 3/56
-180,0 m NN =
645 m unter GOK
1.166,1 m = 1.811,1 m
unter GOK
Freiberger
Granodioritgneis
5145
Brand-Erbisdorf
UT T 2/56
-122,0 m NN =
624 m unter GOK
1.145,2 m = 1.769,2 m
unter GOK
Freiberger
Granodioritgneis
5046
Freiberg
T 1/55
-178,8 m NN =
527,3 m unter GOK
482,8 m = 1.010 m
unter GOK
Freiberger
Granodioritgneis
5046 Freiberg ET1/55
-178,8 m NN =
527,3 m unter GOK
789,7 m = 1.317 m
unter GOK
Freiberger
Granodioritgneis
Daneben erschienen zahlreiche Veröffentlichungen zum Freiberger Kerngneis, seiner Entstehung, zur Strukturtektonik, zur
Lithostratigraphie und zum Alter sowie zu den Mineralgangsystemen im Freiberger Revier.
Geophysikalische Daten
Gravimetrie: In der Bouguerschwerekarte für den Raum Freiberg spiegeln sich die Flanke des Niederbobritzscher Granits und
die Tharandter Wald-Caldera wider. Die Lage der Oberkante des vermuteten Freiberger Plutons ist nicht zu erkennen. Die
Dichtemessungen weisen für den Inneren Freiberger Graugneis 2,69 x 10
3
kg/m³, für den Äußeren Freiberger Graugneis 2,72
x 10
3
kg/m³ und für den Niederbobritzscher Granit 2,64 x 10
3
kg/m
3
sowie für den Porphyr 2,60 x 10
3
kg/m
3
aus.
Magnetik: Die Suszeptibilitätswerte der Gesteine im Vorzugsgebiet sind relativ homogen. Lediglich der Verlauf des Freiberg-
Frauensteiner Porphyrganges zeichnet sich durch niedrigere Werte ab.
Seismik: Die tiefenseismischen Profile FB01V und EV05 queren das Vorzugsgebiet Freiberg auf der Linie Bräunsdorf-
Langhennersdorf-Zug-Lichtenberg in NW-SE-Richtung. Die Interpretation der Daten erlaubt die Entwicklung geotektonischer
Modellvorstellungen bis in ca. 30 km Tiefe. Die vermeintliche Lage des Freiberger Plutons nehmen B
ANKWITZ & BANKWITZ
(1977) ab etwa 6 km und W
ETZEL (1991) ab ca. 10 km Tiefe an.
Geothermische Daten
Beginnend mit dem Jahr 2008 wurden erstmals flächenhaft über Sachsen verteilt Wärmeleitfähigkeitmessungen von
Festgesteinen bestimmt. Diese wurden im Rahmen der Forschungsarbeiten durch weitere Untersuchungen zur thermischen
Leitfähigkeit metamorpher und magmatischer Gesteine aus dem Gebiet Freiberg untersetzt (F
ÖRSTER, H.-J. & FÖRSTER, A.
2010a).
4.2.2
Geologisch-tektonisches 3D-Modell
Hans-Jürgen
Berger, Sascha Görne unter Verwendung von S
TANEK 2010
Die Modellierung des geologisch-tektonischen 3D-Modells Freiberg erfolgte auf Grund des einfachen Strukturbaus durch
Darstellung einer zentralen Antiklinalstruktur mit dem Freiberger Granodioritgneis, den diskordant angrenzenden paragenen
äußeren Graugneisen, dem in diese Einheiten intrudierten Niederbobritzscher Granit und einer Auswahl der wichtigsten
Erzgänge im Revier Freiberg-Brand (Anlage 7). Zu diesem Zweck wurden mit Hilfe des SOBA die vorhandenen
Dokumentationen im Maßstab 1 : 1000 digitalisiert, georeferenziert und strukturgeologisch ausgewertet. Die Gesamtzahl der
vorhandenen Risse liegt bei etwa 300. Die bergmännischen Risse erlauben eine Rekonstruktion der Strukturen bis in eine Tiefe
von etwa 800 m unter GOK.
Aus den georeferenzierten Grubenrissen wurden die tektonischen Daten von Gangscharen und untergeordnet von Störungen
erfasst und für ein 3D-Modell zu einheitlichen geologischen Körpern zusammengefasst. Für die Gliederung der Gangzüge
wurde die Gliederung von B
AUMANN (1958, 1965) genutzt.
Die digitalen Daten und die daraus resultierende 3D-Modellierung in GOCAD bilden die Grundlage für die Modellierung des
Temperaturfeldes und des Spannungsfeldes.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 48
4.2.2.1
Geologische Einheiten
Der Untergrund im Vorzugsgebiet Freiberg wird fast ausschließlich aus regionalmetamorphen Gesteinen des Grundgebirges
der NW-SE-streichenden Freiberger Antiklinale mit ihrem Kern aus Freiberger Metagranodiorit (Innerer Freiberger Graugneis =
Granodioritgneis) und dem paragenen äußeren Rahmen gebildet (Abbildung 29). Im NE befindet sich daneben der
postvariszische Niederbobritzscher Granit. Ein auf Grund der Zonierung der Erzgänge im Freiberger Revier vermuteter
Granitpluton wurde weder durch die Tiefbohrungen (s. Tabelle 2) noch durch andere Untersuchungen nachgewiesen und ist
demzufolge in den Temperaturmodellen nicht integriert.
Abbildung 29: Vereinfachte geologische Karte des Gebietes Freiberg mit Grenzen des Bergbaurevieres (violette
Strichlinie) und des 3D-Modellbereiches (schwarze Strichlinie)
Äußere Rahmeneinheiten
Die ältesten Bildungen befinden sich an der SW-Flanke der Antiklinale (Abbildung 30). Es sind zunächst neoproterozoische
monotone Paragneise der Brand-Formation mit Einschaltungen von Quarziten bis Quarzschiefern und Muskowitgneisen
(Oberschöna-Subformation), Gneise der Wegefarther Formation und die Grauwackengneise der Rusová-Formation. Die
Grauwackengneise besitzen ein neoproterozoisches Sedimentationsalter und stellen das paragene cadomische Basement dar.
Im NW und N grenzen diese Grauwackengneise der Rusová-Formation diskordant an Freiberger Metagranodiorit.
Die proterozoische Entwicklung endet mit der cadomischen Orogenese, in deren Gefolge eine erste metamorphe Überprägung
der Grauwacken stattfindet.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 49
Abbildung 30:
Vereinfachter geologischer Schnitt Gebiet Freiberg (Grenze des Bergbaureviers violett gestrichelt)
Freiberger Granodioritgneis (Innerer Freiberger Graugneis)
Thermischer Höhepunkt dieser cadomischen Entwicklung ist die Intrusion von Granodioriten und/bzw. die Bildung von
Anatexiten durch Aufheizung von Krustenmaterial in unterschiedlicher Intensität und Mobilität. Produkt dieses Prozesses ist der
sogenannte Metagranodiorit vom Typ Innerer Freiberger Graugneis (Freiberger Kerngneis, Unterer Graugneis). Die Freiberger
Granodioritgneise unterscheiden sich hauptsächlich nur durch ihre Struktur und Korngröße, den Glimmergehalt und die
Häufigkeit von Xenolith-Einschlüssen. Diese Unterschiede sind einerseits primärer Natur, können jedoch andererseits durch
unterschiedlich intensive Deformation während der variszischen Überprägung verstärkt worden sein.
Typisch für den Dachbereich des Metagranodiorits zu seinem Intrusionsrahmen ist eine Führung von Xenolithen aus nicht
aufgeschmolzenen Rahmengesteinen. Es handelt sich dabei überwiegend um diskus- bis zigarrenförmige, z. T. eckige
Einschlüsse von fein- bis kleinkörnigen Biotitgneisen sowie untergeordnet um Amphibolite oder Kalksilikathornfelse. Der
Metagranodiorit zeigt im Dünnschliff senkrecht zur b-Achse flaserig-augig bis nahezu regellos granoblastisch-körniges Gefüge.
Schnittlagen parallel der b-Achse zeigen eine deutlich ausgebildete Schieferung mit plattiger bis augiger, teilweise flaseriger
aber deutlich gelängter Ausbildung.
Abbildung 31:
3D-Modell der Freiberger Granodioritgneis-Antiklinale (Blickrichtung aus N)
1
Freiberger Granodioritgneis
2
Foliation der Gneiskuppel
3 Niederbobritzscher Granit 4 NNE-SSW-Gangsystem
5 NW-SE-Gangsystem

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 50
Der Metagranodiorit ist durch auffallend langprismatische altkernfreie Nadelzirkone (40 bis 60 %) charakterisiert. Ihr Gehalt im
Gestein ist umso größer je geringer die Xenolithführung ist (B
ERGER et al. 1994). Mittels
207
Pb/
206
Pb-Evaporationsmessungen
wurde der Zeitpunkt der magmatischen Bildung des Granodiorits mit 540
±
2 Ma ermittelt (T
ICHOMIROWA 1998, 1999, 2000,
2001, TICHOMIROWA et al. 1995, 2001). Er weist typische Merkmale eines S-Typ Granits auf und ist somit durch Aufschmelzung
aus sedimentärem Krustenmaterial entstanden.
Die variszische Entwicklung der Gneise im Raum Freiberg kann altersmäßig festgelegt werden. Danach zeigen die Glimmer
des Freiberger Granodioritgneises eine Neueinstellung der Isotopenverhältnisse vor ca. 330 Ma an (W
ERNER & LIPPOLT in
FRANKE 2000). TICHOMIROWA et al. (1995) bestimmten für Glimmer aus dem Freiberger Granodioritgneis Rb/Sr-Alter von 320 –
331 Ma. Die variszische Deformation vor ca. 320 Ma führte im Gneis zu unterschiedlichen Texturvarietäten, die von granitisch-
körnigen fast nicht deformierten bis zu grobkörnig-grobschuppig-flaserigen und stärker geschieferten und ausgelängten Typen
führte.
Strukturdiskordanzen an der SW- und N-Flanke der Freiberger Antiklinale weisen auf eine Stapelung von Gneisen des
paragenen Rahmens auf den Metagranodiorit hin (B
ERGER et al. 1994). Andererseits können aber auch variszisch kaum
überprägte Intrusivkontakte beobachtet werden. Solche zwischen Metagranodiorit und cadomischen Paragneisen, z. B. der
Rusová-Formation, zusammen mit einem metatektischen Reaktionssaum finden sich an mehreren Lokalitäten im Umfeld der
Freiberger Antiklinale.
Im Südwesten wird die sogenannte Brander Faltenzone in der Himmelsfürst Fundgrube (Blatt 5145 Brand-Erbisdorf) im Brander
Bergbaurevier (G
OTTE 1956, 1985) von der Granodioritintrusion abgeschnitten. Gesteine eines (metamorphen)
Hornfelskontaktes fehlen dort. Betrachtet man das Einfallen und Streichen der Hauptschieferung (sk) der Gneise des Freiberger
Raumes (sowohl Typ Innerer Freiberger Graugneis als auch Äußerer Freiberger Graugneis), so ergibt sich das Bild einer
Kuppelstruktur mit einer NW-SE streichenden Längsachse. In diesem scheinbar „zwiebelschalenartigen“ Aufbau der Freiberger
Antiklinale (Abbildung 31) fällt die Hauptschieferung im Allgemeinen mit 20-30° flach nach außen hin ein. Der Kern dieser
kuppelartigen Aufwölbung liegt zwischen Naundorf und Halsbrücke, östlich von Freiberg (B
ERGER et al. 1994). Nach SE zu
intrudierte in den Kern der Aufwölbung der Granit von Niederbobritzsch.
Die Kluftsysteme im Bereich des Inneren Freiberger Graugneises wurden im zugänglichen Bereich des Schachtes Reiche
Zeche gemessen sowie als Vergleichobjekt Messungen aus dem Niederbobritzscher Granit des Steinbruches Naundorf
dargestellt (S
TANEK 2010). Danach zeigen die Diagramme der Kluftstatistik für den Biotitgneis der Reichen Zeche und für den
auf der ersten Sohle aufgeschlossen Porphyrgang Maxima in NW-SE und NE-SW Richtung, d. h. die Klüfte streichen in den
genannten Richtungen und fallen steil ein.
Granit von Niederbobritzsch
Der Niederbobritzscher Granit als spätvariszisch-postkinematischer Granit im Erzgebirge gehört nach geochemisch-
mineralogischen Kriterien wie der Granit von Kirchberg zur Gruppe der F-armen Biotit-Granite (F
ÖRSTER et al. 1998). Der Granit
ist in der Regel klein- bis mittelkörnig, porphyrische Einsprenglinge bis in den cm-Bereich von Plagioklas und Quarz sind weit
verbreitet. Das Gefüge ist dominierend hypidiomorph körnig. R
ÖßLER & BOTHE (1990) beschreiben petrologische Besonderheiten
und das Bauprinzip des Granits. Kennzeichnend für das mehrphasig aufgebaute Massiv ist eine mittel- bis grobkörnig-
porphyrische Hauptphase, die örtlich zahlreiche eckige bis rundliche, feinkörnige, dunkle syenodioritische Einschlüsse führt.
Diese Hauptphase (75 % der Fläche) besteht aus einem grauweißen granodioritischen Gestein, als Hybridgranit bezeichnet,
welches genetisch als Mischgestein aus einem granitischen Magma und mehr oder weniger verdauten dunklen
syenodioritischen Einschlüssen entstand. Es hat fließende Übergänge, ist gelegentlich feldspatporphyrisch und wechselnd
allanitführend (Typ Buchberg-Bruch).
Daneben treten mit ca.10 % Flächenanteil fein- bis mittelkörnige helle monzo- bis aplitgranitische Gesteine auf, die als
sogenannter Normal-Granit (Typ Mühlen-Bruch) bezeichnet werden.
Nach S
TANEK 2010 zeigen die Kluft-Messungen im Niederbobritzscher Granit eine ähnliche Verteilung der Hauptkluftrichtungen
in NE-SW und NW-SE wie im Inneren Freiberger Graugneis. Im Granit-Steinbruch Naundorf überwiegen Störungen in Form von
NE-streichenden sinistralen Blattverschiebungen, die von breiten Alterationszonen begleitet werden und zum Teil
wasserführend sind. Daneben treten jüngere NNE-streichende Störungen auf. Porphyrische und lamprophyrische Ganggesteine
und lokal vorhandene Erzgänge durchsetzen bzw. begrenzen, wie auf der NE-Seite, den Niederbobritzscher Granit.

image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 51
Verschiedene Aufschlüsse an der SW- und NW-Flanke des Granits zeigen ein Einfallen der Granitflanke von ca. 60-70°. Zur
absoluten Altersstellung des Granits von Niederbobritzsch existiert neben einer Rb/Sr-Gesamtgesteinsdatierung von
G
ERSTENBERGER et al. (1995) mit 317
±
4 Ma eine Pb/Pb-Einzelzirkondatierung von TICHOMIROWA (1997) mit einem Alter von
320
±
6 Ma.
Regionale tektonische Strukturen
Die ältesten bruchtektonischen Formen im Freiberger Raum sind präporphyrische Kataklasit-Quarzgangzonen, die vorwiegend
in NW-SE Richtung streichen. In ihnen treten in einer kataklastisch feinkörnig zermahlten Gneismatrix eckige bis z. T. mehr
oder weniger abgerundete Gneisbruchstücke und Quarz auf.
Die nächst jüngere Tektonik repräsentiert der NW-SE streichende Freiberg-Frauensteiner Porphyrgang. Er streicht
durchschnittlich mit 135°, kann jedoch auf engerem Raum mit bis zu 30° abweichen. Das Gangeinfallen ist überwiegend steil bis
saiger. Zum Nebengestein sind scharfe Grenzen charakteristisch. Von den jüngeren Erzgängen der kb-, eba-, eb- und fba-
Formation sowie der Formation der Edlen Geschicke wird er durchsetzt, z. T. an ihnen horizontal verschoben (K
RAMER 1962).
Im SE, bei Weißenborn, wird der Porphyrgang begleitet von einer bis zu 2 km breiten Störungszone mit einer
Barytmineralisation, deren zeitliche Einordnung mit Postoberkreide belegt ist.
Nach K
USCHKA (2002) wird die Verbreitung der Mineralgänge auf Zusammenhänge mit dem regionalen Netz von
Bruchstrukturen 2. Ordnung zurückgeführt. Insbesondere sind dies im Raum Freiberg:
die NNE-SSW streichende Tiefenbruchzone von Tanneberg-Freiberg-Brand-Erbisdorf; ihr folgen die Stehenden Gänge im
Revier Freiberg-Brand,
die NW-SE streichende Tiefenbruchzone von Rochlitz-Mittweida-Brand-Erbisdorf (besonders an den Kreuzungsbereich dieser
Tiefenbruchzonen ist das Mineralgangsystem von Brand-Erbisdorf gebunden),
im Bereich der regionalen NW-SE Bruchstörung von Kirchbach-OWO-Spat,
der Muldenhüttener Zweig der NW-SE Tiefenbruchzone von Waldheim-Halsbrücke-Schellerhau-Cínovec drückt sich in
Gruppen nur durch Lesesteine nachgewiesener tauber Quarzgänge im Granit von Niederbobritzsch aus,
der regionalen NW-SE Bruchstörung von Zug-Weißenborn-Oberbobritzsch folgen Gänge des Brand-Erbisdorfer Reviers.
Freiberger Erzgangsystem
Die Erzgänge des Freiberger Reviers entstanden in einer postporphyrischen Phase, bezogen auf das Alter des Porphyrganges
Frauenstein-Freiberg, durch Anlage eines tektonischen Spaltensystems. Die wichtigsten bauwürdigen Erzgänge streichen mit
135 - 180° (Flache Gänge) und 0 - 45° (Stehende Gänge). Nach B
AUMANN (1958) entwickelte sich ein Scherspalten- und
Fiederspaltensystem entsprechend nachfolgendem Schema (Abbildung 32).
Abbildung 32: Beziehungen zwischen der parakristallinen Klüftung der Gneise und den Erzgängen der
Spaltensysteme S1/F1 und S2/F2 nach B
AUMANN & HOFMANN 1967 (Maxima S-Strukturen schwarz und F-
Strukturen gepunktet)
a) Scherspaltensystem S1 (Blattverschiebungen, Ruschelgänge) mit NE-SW bis N-S Richtung und dem
diagonal-fiederförmig zugeordneten Zugspaltensystem F1 in N-S bis NNW-SSE Richtung
b) Scherspaltensystem S2 (einfache Kluftsysteme) mit WNW-ESE Richtung und dem diagonal-
fiederförmig zugeordneten Zugspaltensystem F2 mit NW-SE Richtung

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 52
Innerhalb einer spätvariszischen Beanspruchungsphase bilden sich Gänge der kb-, der eb- und der flq-Formationen. Zu den
postvariszischen Gängen zählen die der „eba-Formation“, der „fba-Formation“, der „BiCoNiAg-Formation“ und der „Fe-Mn-
Formation“ (Nomenklatur s. B
AUMANN 1958).
Zwischen den parakristallinen Klüften des Inneren Freiberger Gneises und den Gangstrukturen existieren Lagebeziehungen. So
folgen die S1-Schergänge der ac-Klüftung und die F2-Gänge den hOl-Maxima des Gneises.
Die Öffnungsbewegungen auf den Scherflächen S1 und S2 ermöglichten die Zufuhr von Minerallösungen. Auf den
Fiederspalten F1 und F2 findet eine Verteilung der Lösungen und eine Fixierung der Minerale statt.
4.2.2.2
Strukturgeologisches Modell des Freiberger Erzreviers
Prof. Dr. Klaus Stanek
Da der
größte Teil der Grubenbaue im Zentralbereich des Freiberger Reviers nicht mehr zugänglich ist, wurden exemplarisch
die tektonischen Verhältnisse im Grubenfeld der Reichen Zeche dokumentiert, um Gesetzmäßigkeiten für den tektonischen Bau
der Region und Aussagen für eine Teufenerstreckung der Störungssysteme abzuleiten. Es können vier verschiedene
Gangscharen kartiert werden.
Gänge Typ Hauptstollngang Stehender
Der Hauptstollngang Stehende ist ähnlich wie der Hohe Birke Stehende eine zentrale Störung im Grubengebiet der „Reichen
Zeche“. Sie durchschlagen alle anderen Erzgänge und sind somit die jüngsten Störungen. Ihr generelles Streichen ist NNE mit
einigen Nebenstörungen mit NE-Streichen mit einem alternierenden subvertikalen Einfallen. Diese Störungsrichtung ist lokal
Wasser führend. Die Störungsflächenanalyse (Abbildung 33) zeigt deutlich eine sinistrale Bewegung auf fast vertikalen Flächen
an. Nur die Lineare der eingemessenen Letten weisen eine Abschiebungskomponente auf, welche durch den Einfluss von
Gravitation oder den Streckenvortrieb verursacht sein können. Auch die charakteristische Krümmung und die wechselnde
Fallrichtung des Erzganges können mit einer sinistralen Blattverschiebung erklärt werden.
Abbildung 33: Beispiel der Störungsindikationen für eine sinistrale Bewegung am Beispiel des Hauptstollngang
Stehenden

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 53
Spatgänge
Das Grubenfeld ist durch drei S-fallende Störungen gekennzeichnet, die mit Spat-Mineralisation (fba) besetzt sind und nur
durch den Hauptstollngang Stehenden versetzt werden. Die weiteren Erzgänge der Stehenden und Flachen werden an
diesen Störungen abgeschnitten und weisen diese somit als zweitjüngste Scherflächen in der Altersabfolge aus.
Der Riemer Spat im N sowie der Glückauf Spat im zentralen Teil befinden sich westlich des Hauptstollngang Stehenden. Im S
liegt mit dem Geharnischt Mann Spat und dem Benjamin Spat östlich der zentralen Störung nur ein Spatgang. Die E-W
streichenden Spatgänge sind potenziell wasserführend. Im Grubengebäude der Reichen Zeche wurde eine Wasserführung
vor allem auf den NE-streichenden Störungen und auf den E-W streichenden Abschiebungen beobachtet. Diese
Beobachtungen werden von den Berichten über größere Wassereinbrüche auf den E-W streichenden Strukturen wie dem
Lorenz-Spat in Halsbrücke bestätigt.
Alle mit Spat-Mineralisationen besetzten Störungen werden am Hauptstollngang Stehenden abgeschnitten, versetzen die
kreuzenden N-S streichenden Stehendgänge. Auf der ersten Sohle weisen die Analyse der Harnischflächen und der darauf
erhaltenen Lineare (Abbildung 34) diese Störungen als reine Abschiebungen aus. Auf der Grundlage dieses Ergebnisses ist
es möglich, den genauen Versatzbetrag des Riemer Spates zu bestimmen, denn dieser Spatgang verwirft den Wilhelm
Stehenden um 92,5 m auf der ersten Sohle.
Abbildung 34: Störungsindikationen für konjugierte Abschiebungen am Beispiel der Spatgänge Riemer Spat, Glück
Auf Spat und Unbenannt Spat
Erzgänge Typ Wilhelm Stehender
Die Trümervererzungen der großen, nach W einfallenden Störungen sind die bedeutendsten Erzgänge des Grubenfeldes. Sie
werden von den jüngeren E-W-streichenden Scherflächen der Spatgänge und am Hauptstollngang Stehenden versetzt und
verwerfen die noch älteren Flachen Gänge (Abbildung 35).
Der sich im E des Grubenfeldes befindende Wilhelm Stehende ist der zweitgrößte Gang neben dem Hauptstollngang
Stehenden. Er wird sowohl durch Spatgänge (Riemer Spat im N, Glückauf Spat, Unbenannt Spat) und am Hauptstollngang
Stehenden versetzt. Parallel finden sich weitere Erzgänge (Königsee Stehender, Schwarzer Hirsch Stehender), die in einem

image
image
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 54
ähnlichen tektonischen Rahmen beobachtet werden konnten. Generell müssen die Stehenden Erzgänge als Abschiebung
betrachtet werden. Steile Flächen parallel zum Hauptstollngang Stehenden zeigen ebenfalls sinistralen Versatz.
Abbildung 35:
Störungsindikationen für dominant W-gerichtete Abschiebungen am Wilhelm Stehenden (violett)
(Die grün gezeichneten Störungen sind jünger und versetzen die Vererzung.)
Flache Gänge
Die WNW streichenden Spatgänge werden von allen anderen Störungen und Gängen durchschlagen. Die Kinematik der
Gänge ist auf Grund der ungenügenden Aufschlussverhältnisse noch unklar.
Abbildung 36:
3D-Darstellung der Gangscharen im Bereich der Reichen Zeche
(hellgrün - jüngste Störung Typ Hauptstollengang Stehender, blau - E-W streichende Spatgänge,
rötlich - älteste Störungen W-fallende Erzgänge)

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 55
Die Abbildung 36 zeigt eine vereinfachte und auf den Raum der Reichen Zeche Freiberg bezogene Darstellung der
Verbandsverhältnisse von unterschiedlich ausgerichteten Gängen und deren gegenseitige Durchdringung.
Aus den georeferenzierten Grubenrissen wurden die tektonischen Daten von Gangscharen und untergeordnet von Störungen
unter Berücksichtigung der gegenseitigen Verbandsverhältnisse erfasst und in ein 3D-Modell übertragen, welches in Anlage 7
bzw. Anlage 8 Bild a dargestellt ist.
4.2.3
Thermische Gesteinsparameter
Dr. Hans-Jürgen
Förster, Dr. Andrea Förster
4.2.3.1
Wärmeleitfähigkeit variszischer Metamorphite
Das Vorzugsgebiet Freiberg und dessen unmittelbares Umfeld sind durch das Vorkommen mächtiger ortho- und
parametamorpher Gneisformationen ausgezeichnet (Abbildung 29). Wichtigster volumetrisch und
flächenhaft verbreiteter
Vertreter der Orthogesteine ist der Freiberger Metagranodiorit (Innerer Freiberger Kerngneis, Freiberger Granodioritgneis). Auf
Grund der Anisotropie der Wärmeleitfähigkeit und variabler Biotit/Muskovit-Verhältnisse variieren seine k-Werte zwischen ca.
2,7 und 4,0 W/m.K
. Der Mittelwert von k ergibt sich zu
3,3 ± 0,6 W/m.K
(n = 5). Eine noch etwas größere Schwankungsbreite
wurde für die Zweiglimmergneise und -glimmerschiefer des metamorphen Rahmens ermittelt. Messungen an Proben aus
Bohrungen bei Großschirma, Reinsberg und Riechberg ergaben eine Variabilität dieser Paragesteine zwischen 2,1 und 4,5
W/m.K. Mittelwert und Standardabweichung sind jedoch identisch mit denen des Freiberger Granodioritgneises.
Bisherige Untersuchungen zeigen signifikante Unterschiede in der Wärmeleitfähigkeit des Gneises senkrecht und parallel zur
Foliation.
Messungen an einer Probe aus dem Alten Tiefen Fürstenstolln in Freiberg ergaben k-Werte von
2,9
W/m.K senkrecht zur
Foliation und
3,7
W/m.K parallel zur Foliation (GLU 2008). Messungen an einem Bohrkern aus 782 m Teufe (Brg. UT T3/56,
Revier Brand-Erbisdorf) resultierten in k-Werten von
2.7
W/m.K und
3,0
W/m.K, die k-Werte in einem Winkel von ca. 30° bzw.
70° zur Foliation dokumentieren (F
ÖRSTER 2010, Anlage 3). An einer nahezu isotropen Muskowit-reichen Gneisprobe aus 1.755
m Teufe (Brg. UT T2/56, Revier Brand-Erbisdorf) wurde ein k-Wert von
4,1
W/m.K bestimmt (F
ÖRSTER 2010), wobei die
Repräsentanz dieser lithologischen Varietät für den Gneiskomplex fraglich ist.
Von deutlich niedrigeren Werten, insbesondere für k senkrecht zur Foliation, wird in zwei anderen Publikationen berichtet.
SCHABERG (1998, zit. in KRANZ & DILLENARDT 2009) gibt k-Werte von
2,1
W/m.K bzw.
2,9
W/m.K für den Freiberger Gneis an.
Aus Messungen von thermischer Diffusivität und spezifischer Wärmekapazität an mm-großen Probekörpern aus dem im Alten
Tiefen Fürstenstolln aufgeschlossenen Gneis berechneten K
RANZ & DILLENARDT (2009) k-Werte von
2,0
W/m.K bzw.
3,6
W/m.K.
Die Werte an Proben derselben Lokation (gemessen bzw. berechnet) variieren somit um 0,9 W/m.K, was mit der natürlichen
Inhomogenität des Gesteins nicht erklärt werden kann.
Um die bestehenden Diskrepanzen in den k-Werten des Freiberger Granodioritgneises klären zu helfen, wurden mittels der
„Optical-Scanning Method“ an drei Kernproben, die hinsichtlich der texturellen Anisotropie präzise präpariert wurden, neue
Wärmeleitfähigkeitsmessungen unter Standardbedingungen durchgeführt. Die Proben (Nr. 81 aus 1.235,3 m unter GOK, Nr. 87
aus 1.276,7 m unter GOK, Probe 90 aus 1.301,8 m unter GOK) entstammen der Bohrung Reiche Zeche ET 1/55 (tiefster
Freiberger Aufschluss). Dabei handelt es sich um texturierte (Foliation zwischen 5° und 15° zur Kernachse), leicht flasrige,
mittelkörnige und weitgehend gleichkörnige Gneise mit einer geringen Anzahl von Quarz- und Feldspataugen von selten bis zu
2 cm-Größe. Die lithologische Varietät ist geologisch repräsentativ für den aufgeschlossenen Bereich des Gneiskomplexes.
Für die einzelnen Proben ergaben sich folgende k-Werte (in W/m.K):
Wärmeleitfähigkeit parallel zur Foliation:
Probe 90: 3,03; 2,90
Probe 87: 3,17; 3,24
Probe 81: 3,18; 3,47; 3,32
Daraus resultiert eine mittlere Wärmleitfähigkeit
parallel
zur Foliation von
3,19 ± 0,19
W/m.K.

 
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Wärmeleitfähigkeit senkrecht zur Foliation:
Probe 87: 2,56; 2,66; 2,83
Probe 81: 2,75; 2,76; 2,73; 2,77
Daraus resultiert eine mittlere Wärmleitfähigkeit
senkrecht
zur Foliation von
2,72 ± 0,09
W/m.K.
Die neuen Messwerte für die mittlere Wärmeleitfähigkeit senkrecht zur Foliation wurden in das in F
ÖRSTER (2010) dargestellte
geologische Ausgangsmodell für Freiberg integriert.
Eine größere Schwankungsbreite wurde für die Zweiglimmergneise und -glimmerschiefer des metamorphen Rahmens ermittelt.
Messungen an Proben aus Bohrungen bei Großschirma, Reinsberg und Riechberg ergaben eine Variabilität dieser
Paragesteine zwischen 2,1 und 4,5 W/m.K. Mittelwert und die Standardabweichung ist jedoch identisch mit denen des
Freiberger Granodioritgneises.
4.2.3.2
Wärmeleitfähigkeit variszischer Granitoide
Im näheren
Umfeld des Gneiskomplexes treten sowohl vulkanisch-subvulkanische Rhyolithe und porphyrische Mikrogranite der
Tharandter-Wald Caldera und des Gangkomplexes von Sayda-Berggießhübel als auch plutonische Magmatite des
Granitmassivs von Niederbobritzsch auf. Von diesen Magmatiten besitzen allerdings nur die Granitoide wegen ihrer
prognostizierten vertikalen Ausdehnung tiefengeothermische Relevanz. Deshalb wurden die Wärmeleitfähigkeitsmessungen auf
die Granitoide beschränkt.
Innerhalb des aus verschiedenen texturellen Varietäten aufgebauten Massivs von
Niederbobritzsch (Gruppe der F-armen
Biotit-Granite)
weist der grobkörnig-porphyrische, an intermediären bis mafischen dunklen Einschlüssen reiche Typ mit einem
k-Wert von 2,2 W/m.K die geringste Wärmeleitfähigkeit auf. Der k-Wert nimmt systematisch über den mittel- bis kleinkörnigen
Typ (2,6-2,7 W/m.K) bis zu den klein- bis feinkörnigen Graniten (2,9 W/m.K) zu. Wärmeleitfähigkeiten für die dunklen
intermediären magmatischen Einschlüsse, die vermutlich tiefere Bereiche des Plutons repräsentieren, konnten auf Grund der
ungenügenden Größe des vorhandenen Probematerials nicht gemessen werden. Aus mineralogischer Sicht ist zu vermuten,
dass deren k-Werte wenig unterhalb derer des grobkörnig-porphyrischen Granits liegen (~2,0-2,1 W/m.K).
4.2.3.3
Radiogene Wärmeproduktion variszischer Metamorphite
Aus acht Messungen
der Gehalte an K, Th und U an Proben des Freiberger Granodioritgneises (H
AMMER et al. 1999) errechnet
sich dessen mittlere Wärmeproduktion zu
2,3 μW/m
3
. Wie auch im Hinblick auf den Wert von k ist damit auch dessen A-Wert
praktisch identisch mit dem der Zweiglimmer-Paragesteine des metamorphen Rahmens
(2,4 ± 0,3 μW/m
3
, n = 8
)
.
4.2.3.4
Radiogene Wärmeproduktion variszischer Granitoide
Im näheren
Umfeld des Gebietes treten sowohl vulkanisch-subvulkanische als auch plutonische Magmatite auf. Aus von STANEK
& RENNO (2001) gelisteten K-Th-U-Daten der verschiedenen Rhyolithe lassen sich für den Tharandter Vulkanitkomplex im NE
von Freiberg A-Werte zwischen 3,0 und 5,3 μW/m
3
berechnen. Für Rhyolithe und Tuffe des Sayda-Berggießhübeler
Gangschwarms im SE von Freiberg errechnen sich an Hand publizierter chemischer Analysen (WINTER et al. 2008)
durchschnittlich noch höhere A-Werte im Intervall 4,8 bis 9,7 μW/m
3
. Obwohl auch diese Vulkanite/Subvulkanite über
überdurchschnittlich hohe Wärmeproduktionsraten verfügen, haben sie für tiefengeothermische Überlegungen im
Vorzugsgebiet Freiberg aus volumetrischen Ursachen keine Bedeutung.
Petrothermal kann dem außerhalb der Grenzen des Vorzugsgebietes gelegenen Granitmassiv von Niederbobritzsch östlich von
Freiberg auf Grund seiner höheren Wärmeproduktion eine gewisse Bedeutung beigemessen werden. Mit A-Werten zwischen
2 und 3 μW/m
3
weist der grobkörnig-porphyrische Typ dabei die niedrigste Wärmeproduktionsrate auf. Diese nimmt in den
mittel- bis kleinkörnigen sowie klein- bis feinkörnigen Graniten auf maximale Werte um 7 μW/m
3
zu. Interessant und nicht
a priori zu vermuten waren A-Werte zwischen 3 und 5 μW/m
3
bei den dunklen intermediären magmatischen Einschlüssen.
Damit besitzen auch tiefere Bereiche des Plutons eine durchaus beachtliche Wärmeproduktion.

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4.2.4
Thermisches 2D-Modell
Dr. Hans-Jürgen Förster, Dr. Andrea Förster
Der Verlauf des modellierten Profilschnittes Freiberg (Abbildung 30) reicht von metamorphen Rahmen im W über den zentralen
Bereich von Freiberg mit dem Granodioritgneis bis über den Niederbobritzscher Granit im E. Das geologische Ausgangsmodell
wurde dahingehend vereinfacht, dass die verschiedenen Para- und Orthometamorphite, die entlang des Profils angeschnitten
werden, als einheitliche Gruppe zusammengefasst wurden (Abbildung 37).
Abbildung 37: Vereinfachtes geologisches Basismodell Freiberg (vgl. Abbildung 30) für die 2D-Temperatur-
Modellierung (2,7/2,4 = k/A)
Diese Vereinfachung ist berechtigt, da die verschiedenen Gneise und Glimmerschiefer im Mittel ähnliche Wärmeleitfähigkeiten
und Wärmeproduktionsraten aufweisen. Der Freiberger Granodioritgneis repräsentiert das dominante metamorphe Gestein,
sodass seine k- und A-Werte als Grundlage für die Parametrisierung des Modells verwendet wurden.
Trotz des vernachlässigbar geringen Unterschieds in der Wärmeleitfähigkeit des Gneises (2,7 W/m.K, F
ÖRSTER & FÖRSTER
2010b) zum k-Wert des ursprünglichen Modells (2,8 W/m.K; F
ÖRSTER & FÖRSTER 2010a) wurde nachfolgend ein Reprozessing
des geologischen Ausgangsmodells dahingehend vorgenommen, dass (a) der niedrigere k-Wert und (b) eine höhere
Mantelwärmeflussdichte (30 mW/m² im Vergleich zu 25 mW/m²) angenommen wurden (Abbildung 37). Die darauf aufbauenden
Temperatur-Tiefen-Modelle (Abbildung 38) zeigen in 5 km Tiefe unter GOK Temperaturen von ca.
130
bis ca.
140
o
C
im Gebiet
des Granodioritgneises.
4.2.5
Thermisches 3D-Modell
Prof. Dr. Steffen Wagner,
Holger Schütz
Das geologische Basismodell für das Vorzugsgebiet Freiberg (Abbildung 30) besitzt nach dem derzeitigen Kenntnisstand einen
einfachen Strukturbau. Es besteht aus dem Freiberger Granodioritgneis und Gneistypen des metamorphen Rahmens, dem
Granitmassiv von Niederbobritzsch und einem tiefkrustalen Unterlager (>5 km Tiefe) von Magmatiten sowie Para-/Ortho-
Metamorphiten. Ein „hypothetischer Freiberger Granitpluton“ wurde aufgrund bisher bekannter Daten nicht in das Modell
integriert (Abbildung 37).
Während im Modell F
ÖRSTER & FÖRSTER (2010a) für den Granit von Niederbobritzsch (Abbildung 38) eine Modelltiefe von 5 km
der Berechnung zu Grunde liegt, geht das Modell von W
AGNER & SCHÜTZ (2010) von einer Tiefe bis 6 km aus (Abbildung 39). In
den metamorphen Gneisen und paläozoischen Schiefern wird vor allem durch Ausbildung einer Schieferung und Schichtung
eine Anisotropie in der Wärmeleitfähigkeit (Tensor 2. Stufe) wirksam. Daraus ergibt sich eine richtungsorientierte
Wärmeleitfähigkeit (k parallel > k senkrecht zur Schieferung), die im Modell zu einem „Wärmestau“ führt, sodass sich höhere
Temperaturen im Vertikalprofil einstellen. Entsprechende Modellvarianten wurden für das Vorzugsgebiet Freiberg berechnet.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 58
Die Wärmeleitfähigkeit k weist vor allem bei den Metamorphiten und tonigen Sedimentiten eine ausgeprägte Anisotropie auf
(H
URTIG, 1966 und 1968, SCHÖN 1983). Dabei werden für Gneise Anisotropieverhältnisse von max. 1,92 bis min. 1,44
angegeben, sodass sich die k-Werte zwischen 4,0 W/m.K und 2,1 W/m.K richtungsabhängig unterscheiden können. Das stimmt
völlig mit den Werten nach F
ÖRSTER & FÖRSTER (2010a) überein, die für Gneise Werte zwischen 2,5 und > 3,5 W/m.K und für
Glimmerschiefer/Phyllite/Tonschiefer Werte zwischen 2 und 4 W/m.K ausweisen (Granite 2,9 bis 3,3 W/m.K).
Für den granodioritischen Freiberger Gneis (Orthogneis) variieren die k-Werte aufgrund der Anisotropie und variabler
Biotit/Muskovit-Verhältnisse zwischen 2,7 und 4,0 W/m.K. Eine noch größere Schwankungsbreite wurde mit 2,1 und 4,5 W/m.K
für die Zweiglimmer-Paragneise ermittelt.
Abbildung 38:
Temperatur-Tiefen-Modell für das in Abbildung 37 dargestellte Profil Freiberg
oben: Szenario für die Mantel-Wärmeflussdichte q
m
= 25 mW/m² (FÖRSTER & FÖRSTER 2010a); unten:
Szenario für die Mantel-Wärmeflussdichte q
m
= 30 mW/m² (FÖRSTER & FÖRSTER 2010b). Die rot markierte
Linie entspricht der 160 C-Isotherme, blau hervorgehoben Temperatur in 5 km unter GOK.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 59
Für das Vorzugsgebiet Freiberg wurde deshalb zunächst eine Modellvariante gerechnet, die in horizontaler
Schieferungsrichtung für das Gneisgebiet k von 3,2 W/m.K aufweist, senkrecht in z-Richtung aber einen Wert von 2,6 W/m.K.
Das isotrope Modell (Abbildung 38) rechnet mit 2,8 W/mK und ist nahe an dem Wert der für das flache Einfallen der
Schieferung im Labor (2,7 W/m.K,
FÖRSTER & FÖRSTER 2010b) gemessen wurde.
Um die Abnahme der Wärmeleitfähigkeit mit steigender Temperatur zu berücksichtigen, wurde bei beiden Modellvarianten eine
Abnahme der Wärmeleitfähigkeit um 0,2 W/mK pro 100 °C vorgenommen (S
CHÖN 1983, Abbildung 8.7, S. 302). In 5 km Tiefe
unter GOK wird im isotropen Modell im zentralen Gneisbereich
(
FG
in Abbildung 39, 40)
eine Temperatur von ca. 115 bis
125 °C erreicht.
Abbildung 39:
2D-Temperaturschnitt Freiberg - isotrope Variante
Abbildung 40:
2D-Temperaturschnitt Freiberg - anisotrope Variante
In 5 km Tiefe unter GOK wird im anisotropen Modell (Abbildung 40) im zentralen Gneisbereich (
FG
) eine Temperatur von ca.
120 bis 130 °C erreicht, sodass damit eine Temperaturerhöhung um ca. 10 °C abgebildet wird.
FG
FG

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Abbildung 41: 3D-Temperaturmodell Gebiet Freiberg - isotrope Variante. (Kegel symbolisiert den Niederbobritzscher
Granit)
Abbildung 42: 3D-Temperaturmodell Gebiet Freiberg - anisotrope Variante. (Kegel symbolisiert den
Niederbobritzscher Granit)
Abbildung 41 und Abbildung 42 bilden das einfach strukturierte 3D-Simulationsmodell mit der berechneten
Temperaturverteilung und einer isotropen (richtungsunabhängig) bzw. anisotropen (richtungsabhängig) Wärmeleitfähigkeit ab.

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isotrope Variante
anisotrope Variante
Abbildung 43:
2D-Modell Temperaturprofil Freiberg in 5 km unter GOK
Das 2D-Modell der Temperaturprofile in 5 km unter GOK (Abbildung 43) zeigt zwischen isotropem und „moderat“ anisotropem
Wärmeleitfähigkeits-Modell deutlich einen Temperaturunterschied von ca. 10 °C.
Die Abbildung 44 stellt die Temperaturverhältnisse im Gebiet Freiberg dar. Hier wurde entsprechend Abbildungen 42 und 43
kegelförmig der Niederbobritzscher Granit mit berücksichtigt. Dieser zeigt auf Grund seines erhöhten Wärmeflusses gegenüber
der Umgebung ein erniedrigtes Temperaturniveau.
Abbildung 44:
3D-Temperaturmodell für das Gebiet Freiberg mit horizontaler Schnittebene in 5 km unter GOK

 
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4.2.6
Bruchmechanik und Spannungsfeldmodell
Prof. Dr. Heinz Konietzky
Das Spannungsfeld im Modellgebiet Freiberg (zur abdeckenden Betrachtung max. Spannungsanisotropien wurde auch der
fiktive Freiberger Granit integriert) zeigt ein plausibles Ergebnis, welches global gesehen wie folgt charakterisiert werden kann:
Die mittlere Hauptnormalspannung entspricht in etwa dem lithostatischen Überlagerungsdruck und ist überwiegend vertikal
ausgerichtet.
Die Übergänge Gneis-Granit zeichnen sich durch Spannungssprünge deutlich ab.
Minimale und maximale Hauptspannung sind überwiegend horizontal ausgerichtet.
Die Richtung der maximalen quasi-horizontalen Hauptspannung ist NNW-SSE ausgerichtet.
Das Verhältnis zwischen der größten und der kleinsten Hauptnormalspannung nimmt mit der Tiefe ab.
Bedingt durch die Inhomogenitäten und Bewegungen auf den Störungszonen kommt es lokal zu stärkeren
Spannungsfluktuationen.
In der geplanten Reservoir-Zieltiefe von 5 km betragen die Hauptspannungen je nach Lokation für die wahrscheinlichste
Parameterkonstellation in etwa:
σ
1
= 190-200 MPa
σ
2
= 135-140 MPa
σ
3
= 85- 90 MPa.
Der Fracdruck auf Niveau Bohrlochsohle in 5 km Tiefe liegt bei Annahme einer hydraulischen Zugfestigkeit von 5 MPa gemäß
Formel 3 zwischen 60 und 85 MPa. Bei porenelastischer hydrostatischer Betrachtung und Annahme einer Querdehnzahl von
0,2 verringert sich der prognostizierte Fracdruck gemäß Formel 4 auf Werte von etwa 24 bis 34 MPa. Das Verhältnis der
maximalen Schubspannung zur dazugehörigen Normalspannung liegt zwischen 0,34 - 0,42.
Die WNW-ESE- und die NNE-SSW-orientierten Störungszonen sind besonders prädestiniert für Scherbewegungen bzw.
besonders leicht im Schermodus zu stimulieren.
0
100
200
300
400
500
600
0
100
200
300
400
500
600
σ
h
[MPa]
σ
H
[MPa]
Thrust Fault
Strike
Slip
Normal
Fault
Abbildung 45:
Diagramm der Spannungsregime für das Modell Freiberg (KONIETZKY et al. 2010).
H
: größte horizontale Hauptspannung, σ
h
: kleinste horizontale Hauptspannung; Reibungsbeiwert 0,8
in 5 km Tiefe; Gesteinsdichte 2600 kg/m
3
- roter Punkt: primärer Spannungszustand in 5 km Tiefe)
Für den nach derzeitigem Kenntnisstand wahrscheinlichsten Primärspannungszustand liegt ein ‚strike slip’ Mechanismus vor
(Abbildung 45), der auch unter Annahme der vollen Fluidwirksamkeit den Grenzzustand nicht erreicht. Tendenziell neigt der
Spannungszustand eher zum ‚Normal Fault’ als zum ‚Thrust Fault = Reverse Fault’. Erst wenn der Reibungskoeffizient auf 0,6
reduziert wird, dies entspricht einem Reibungswinkel von ca. 31° und volle Fluidwirksamkeit angesetzt wird, ist damit zu
rechnen, dass günstig orientierte Schwächeflächen aktiv werden, d. h. Scherbewegungen im primären Zustand getriggert
werden.

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 63
4.2.7
Zusammenfassung der Ergebnisse zum Vorzugsgebiet Freiberg
Im Vorzugsgebiet
Freiberg beziehen sich die Temperaturberechnungen auf den Zentralbereich des generalisierten W-E
Schnittes (in Abbildung 37 durch violette Strichlinien gekennzeichnet).
Im Zentrum der Betrachtung steht die Kuppelstruktur des Freiberger Granodioritgneises und deren Tiefenreichweite. Hinweise
auf einen hypothetischen Granitkörper in größerer Tiefe, wie er in älteren Literaturen prognostiziert wurde, sind auf Grund von
Interpretationen des Tiefenreflexionsseismischen Profils FB 01 - EV 05 (B
RAUSE, H. 1996) nicht vorhanden.
Kennzeichnend für den Raum Freiberg ist ein Gangsystem von über 1.100 Erzgängen, die teilweise bis zu 8 km Länge
erzführend und in unterschiedlicher Richtung ausgebildet sind. Ihre Tiefenreichweite ist aufgrund fehlender Tiefenaufschlüsse
schwer einschätzbar. Auf Grund ihrer gegenseitigen Beziehungen können sie in eine Altersfolge eingereiht werden. Eine
tektonische Prägung mit regionalen blockbegrenzenden Bruchzonen 1. Ordnung (K
USCHKA 1989) ist für den Freiberger Raum
nicht nachweisbar. K
USCHKA (1989) definiert hier die Tiefenstörungen 3. Ordnung Rochlitz-Mittweida-Brand-Erbisdorf und
Waldheim-Halsbrücke-Zinnwald.
Insgesamt wird eingeschätzt, dass für die Bewertung der Verhältnisse in 5 km Tiefe die Ausbildung des Erzgangsystems ohne
Bedeutung ist. Der in diesen Tiefen noch auftretende Freiberger Granodioritgneis besitzt im Vergleich mit dem Vorzugsgebiet
Aue ein weniger günstiges Fracverhalten. Die Wärmeleitfähigkeit k liegt zwischen
2,7 und 4,0 W/m.K
. Der Mittelwert von k
(1 Sigma-Standardabweichung) ergibt sich zu
3,3 ± 0,6 W/m.K
(n = 5). Die radiogene Wärmeproduktion A für den Freiberger
Granodioritgneis wird mit
2,3 μW/m
3
angegeben.
Der zentrale Freiberger Bereich erreicht bei Berücksichtigung einer Wärmeleitfähigkeit für den Freiberger Granodioritgneis von
2,7 W/m.K, einem Wert, der aus den Labormessdaten für das in situ Einfallen der Schieferung des Gneises abgeleitet wurde,
Temperaturen zwischen
120…130°C
(je nach Wahl der unteren Randbedingung) in 5 km Tiefe unter GOK.
Das Vorzugsgebiet Freiberg ist auch unter diesen Temperaturverhältnissen noch geeignet und zudem tektonisch vorgeprägt.
Das Fracverhalten ist auf Grund des bis in 5 km Tiefe auftretenden Freiberger Granodioritgneises weniger günstig. Die
Voraussetzungen des Vorzugsgebietes Aue werden nicht erreicht.
4.3 Vorzugsgebiet Elbezone
4.3.1
Geowissenschaftliche Datenaufbereitung
Dr. Ottomar Krentz, Erhard Koch
Für die geologische Modellierung des Vorzugsgebietes Elbezone standen umfangreiche Unterlagen aus geologischen
Kartierungen, Bergbauaktivitäten, Bohrungen und geophysikalischen Untersuchungen zur Verfügung. Neue Untersuchungen
wurden insbesondere für die tektonische Entwicklung und zu den geothermischen Eigenschaften durchgeführt. Folgende
Unterlagen wurden verwendet:
Für die oberflächennahen Bereiche konnten fünf neue, in den letzten 15 Jahren erarbeitete geologische Messtischblätter
1 : 25.000 (Bl. 4947, 4948, 5047, 5048, 5049) sowie die Tertiär abgedeckte Karte 1 : 100.000 Lausitz-Jizera-Karkonosze mit
dazugehörigen Schnitten genutzt werden.
Von den ca. 5.000 verfügbaren Bohrungen mit >50 m Teufe wurden ca. 600 relevante Bohrungen für die Modellierung
genutzt. Die tiefsten Bohrungen (außer den Untertagebohrungen der SDAG Wismut bei Königstein) lagen bei knapp 700 m
Teufe und erreichten im Allgemeinen die Kreidebasis.
Von Seiten der Wismut GmbH wurde umfangreiches Kartenmaterial, insbesondere auch Kreide abgedeckte Karten aus dem
gesamten Elbtalkreidebecken und abgedeckte Karten des Permosiles des Döhlener Beckens bereitgestellt. Dazu gehörten
auch zahlreiche Profilschnitte, die die Grundlage für die Rekonstruktion des Strukturbaues, besonders in den
Bergbaurevieren des Döhlener Beckens und bei Königstein bildeten.
Als geologisches Richtprofil konnte der ca. 6.000 m lange ‚Tiefe Elbstolln’ vom Oppelschacht in Zaukerode bis an das
Elbeufer bei Dresden Cotta, genutzt werden. Der Stollen wurde von 1997 bis 2000 von der Wismut GmbH für die
Entwässerung des Bergbaureviers im Döhlener Becken wieder befahrbar gemacht. Er durchquert Gesteine des Rotliegend

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 64
des Döhlener Beckens, des Altpaläozoikums des Elbtalschiefergebirges, die Magmatite des Meißener Massivs und Gesteine
der Kreide. In dem Stollen erfolgte eine umfangreiche Kartierung und Probenahme. Weiterhin wurde der derzeit neu
aufgefahrene ‚Wismutstolln’, der das Bergbaurevier Freital Gittersee mit dem ‚Tiefen Elbstolln’ verbinden soll, abschnittsweise
befahren.
Für das gesamte Vorzugsgebiet liegen flächendeckend gravimetrische und aeromagnetische Messungen vor. Die
gravimetrischen Daten wurden vor 1990 mit einem Punktabstand von 250 - 500 m gemessen und auf ein 500 m-Raster
interpoliert. Verwendet wurden die BOUGUER-Schweredaten aus der ‚Gravimetrischen Übersichtskarte des Freistaates
Sachsen 1 : 400.000. Die aeromagnetischen Daten wurden in den 1980er-Jahren aufgenommen. Der Profilabstand betrug
250 m und die Flughöhe 100 m. Die Ergebnisse wurden auf ein 500 m-Raster interpoliert. Verwendet wurde die Karte der
ΔT
-Anomalien der ‚Geomagnetischen Übersichtskarte des Freistaates Sachsen’ 1 : 400.000.
Bei Pirna wird das Vorzugsgebiet durch das SW-NE-streichende Tiefenseismische Profil MVE90 geschnitten. Dieses
reflexionsseismische Profil wurde 1990 geschossen. Ziel war die strukturelle Untersuchung der Erdkruste bis zur Mohorovičić-
Diskontinuität in ca. 30 km Tiefe. Für das jetzige Projekt erfolgte ein Reprozessing der Originaldaten (Tiefenmigration, CRS-
Bearbeitung) für die oberen 10 km mit Schwerpunkt auf die lagegenaue Darstellung ausgewählter Tiefenstörungen.
Im Rahmen der Untersuchungen erfolgte durch STANEK (2010) eine tektonische Neuaufnahme und strukturelle Interpretation
ausgewählter Störungen im Vorzugsgebiet. Dabei wurden auch die zusätzlichen, temporären Aufschlüsse der Erdgastrasse
OPAL genutzt.
Für die geologisch-tektonische Interpretation stand das digitale Höhenmodell DGM 2 flächendeckend zur Verfügung. Das
DGM 2 wurde durch ein flugzeuggestütztes Laserscan erstellt und hat eine horizontale Auflösung von 2 m sowie eine
vertikale Auflösung von 10 cm.
Die Kartendarstellung erfolgte in ArcGIS 9.3 und die Erstellung des 3D-Modells wurde mit der 3D-Modellierungssoftware
GOCAD durchgeführt.
4.3.2
Geologisch-tektonisches Modell
Dr. Ottomar Krentz,
Erhard Koch unter Verwendung
von STANEK 2010
Gesamtübersicht/Geologische Einheiten
Die Elbezone ist eine der bedeutsamsten Bruchzonen in Mitteleuropa, die mehrfach tektonisch beansprucht worden ist. Sie ist
als NW-SE streichende Überschiebungsfront über eine Entfernung von ca. 300 km von den Karpaten bis mindestens in den
Gifhorner Trog nördlich von Braunschweig verfolgbar. Im Vorzugsgebiet erreicht sie eine Breite von ca. 25 - 30 km. Sie tritt
morphologisch besonders zwischen Riesa und Dečin in Erscheinung, wo sie entlang regionaler Störungszonen
unterschiedlichen Alters das Erzgebirge im SW von der Lausitzer Antiklinalzone im NE trennt.
Abbildung 46:
Übersicht zu den geologischen Einheiten im Vorzugsgebiet der Elbezone
(Vorzugsgebietsgrenze - schwarze Punktlinie)

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 65
Im Vorzugsgebiet Elbezone wurden folgende Gesteinseinheiten ausgehalten bzw. zusammengefasst (s. Abbildung 46):
Gneise und kristalline Schiefer des Erzgebirges,
Granodiorite des Lausitzer Massivs,
Monzonite und assoziierte Gesteine des Meißener Massivs,
Postvariszische Intrusiva relativ geringer räumlicher Erstreckung (Markersbach, Stolpen),
Metamorphe Einheiten der Schiefergebirge (sehr inhomogen infolge häufiger Lithologiewechsel),
Permokarbone Sedimente (Döhlener-, Briesnitzer-, Weißiger Becken),
Mesozoische Sedimente (hauptsächlich kretazische Sandsteine und Mergel)
Gneise und kristalline Schiefer des Osterzgebirges
Das Erzgebirge bildet eine antiklinalartige Aufwölbung von hoch- bis mittelgradigen metamorphen Gesteinen, einen
sogenannten metamorphen Kernkomplex, der von nur sehr schwach metamorphen gefalteten Schiefergebirgseinheiten
umgeben ist. Der metamorphe Komplex des Erzgebirges bildete sich während der variszischen Orogenese vor etwa 330 -
340 Ma.
Die unterste Decke des metamorphen Kernkomplexes, der innere Teil des Erzgebirgsdoms, besteht aus der Orthogneis-
Einheit. In der Orthogneis-Einheit werden die monotonen Graugneise des Osterzgebirges sowie die Rotgneise der
Marienberger und Annaberger Kuppel zusammengefasst. Ausgangsgesteine für die Orthogneise waren hauptsächlich
granitische und granodioritische Intrusionen, untergeordnet Diorite und Gabbros, die während der variszischen Tektogenese
deformiert und bei maximal 10 - 12 kbar sowie 550 °C metamorph überprägt wurden (Amphibolit-Fazies). Die
Ausgangsgesteine der osterzgebirgischen Graugneise können mit den Granodioriten des Lausitzer Massives verglichen
werden. Diese Aussage wird unterstützt durch das Intrusionsalter der Gneise (560 und 540 Ma nach T
ICHOMIROWA 2002).
Am NE-Rand - zum Elbtal - wurde das Erzgebirge während der variszischen Heraushebung an einer Blattverschiebung - der
Mittelsächsischen Störung - abgeschert. Die Gneise des Osterzgebirges grenzen hier entlang einer hochtemperierten
(duktilen) Scherzone an die paläozoischen Gesteine des Elbtalschiefergebirges.
Lausitzer Granodiorit-Massiv
Das Lausitzer Granodiorit-Massiv bildet einen in E-W-Erstreckung etwa 80 km langen Krustenblock, der im Wesentlichen aus
cadomischen Granodioriten und Graniten besteht, deren Intrusionsalter zwischen etwa 495 und 560 Ma liegen. Die
Granodiorite sind in verfaltete präkambrische Grauwacken intrudiert. Lokal werden die Granodiorite von bis zu hundert Meter
großen, basischen Intrusivkörpern durchschlagen.
Nach bisherigen Vorstellungen bildeten sich die Granodiorite durch Anatexis der im N aufgeschlossenen Grauwacken. Dabei
wurden neben dem Biotitgranodiorit vor allem Zweiglimmer-Granodiorite verschiedener Textur unterschieden. Petrologische
Untersuchungen belegen jedoch eine primär-magmatische Genese der Granodiorite. Nach Geländebefunden können bis zu
31 verschiedene Granodiorittypen und -intrusionen unterschieden werden (S
CHUST & WASTERNACK 2002).
Im Nordteil des Vorzugsgebietes grenzen die Granodiorite des Lausitzer Granodiorit-Massivs entlang der NW-streichenden
Großenhainer Störungszone unmittelbar an die Monzonite des Meißener Massivs bzw. an Gneise der Großenhainer Gruppe.
Im zentralen Teil begrenzt die vermutlich N-S-streichende Großer-Garten Störung die Monzonite gegen die Westlausitzer
Granodiorite. Im südlichen Teil grenzen Grauwacken (Weesensteiner Grauwacken) und Granite (Dohnaer Granit) entlang der
Westlausitzer Störung tektonisch an die Gesteine des Elbtalschiefergebirges.
Meißener Massiv
Das Meißener Massiv ist ein multipler Intrusivkomplex, welcher randlich aus kaliumreichen Gabbroiden und dioritischen
Gesteinen besteht. Zum Zentrum des Intrusivkomplexes gehen die basischen Gesteine in monzonitische Varietäten über (s.
Abbildung 47) (W
ENZEL et al. 1991). An den Exokontakten weisen diese Gesteine Fließgefüge und Einströmgefüge parallel zu
den Kontaktflächen auf (P
FEIFFER 1964; WENZEL et al. 2000). Nachfolgend intrudierten verschiedene Granitoide (Granodiorite
bis Leukomonzogranite), die lokal als „Hauptgranit“ und „Riesensteingranit“ bezeichnet werden (PFEIFFER 1964; WENZEL et al.
1991). Diese Granitoide zeigen keine interne Gefügeregelung. Mikrogranitische Gänge werden als Förderkanäle der das
Meißener Massiv überlagernden Vulkanite angesehen.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 66
Abbildung 47:
Gesteinstypen und interne Struktur des Meißener Massivs (nach WENZEL et al. 1997)
Intrusive Kontakte zu den Gesteinen des Nossen-Wilsdruffer und des Elbtal-Schiefergebirges sind vor allem durch den
Bergbau im Döhlener Becken aufgeschlossen (u. a. Tiefer Elbstolln). Hier sind die Schiefer kontakmetamorph umgewandelt
worden. Die intrusiven Kontakte zu Gneisen der Großenhainer Gruppe wurden in der Literatur beschrieben und waren
temporär entlang der Autobahn A4 (Klotzsche) aufgeschlossen. Das Alter der Gesteine des Meißener Massivs wird zwischen
330 und 326 Ma angegeben (S
HARP et al. 1997; NASDALA et al. 1999).
Schiefergebirgseinheiten
Die grünschieferfaziell überprägten metamorphen Einheiten des Nossen-Wilsdruffer Schiefergebirges und des
Elbtalschiefergebirges umfassen stratigraphische Sequenzen vom Ordovizium bis zum Unterkarbon. Die Lithologie variiert
sehr stark zwischen phyllitischen, quarzitischen, metakarbonatischen und metavulkanitischen Gesteinstypen. Im nördlichen
Bereich, dem Nossen-Wilsdruffer Schiefergebirge, überwiegt ein SE-vergenter Faltenbau. Die Phyllite lagern hier tektonisch
den Erzgebirgsgneisen auf. Im Bereich des Elbtal-Schiefergebirges ist der Faltenbau durch Seitenverschiebung (strike-slip-
Bewegungen) und damit verbundenen Flächengefüge überprägt und maskiert. Generell kann im Elbtal-Schiefergebirge eine
N-einfallende Schieferung beobachtet werden. Exklusiv im Elbtal-Schiefergebirge treten deformierte Körper von
Turmalingraniten im Verband der Phyllite auf.
Die Gesteine des Elbtalschiefergebirges grenzen mit der grünschieferfaziellen Mittelsächsischen Störungszone an die Gneise
des Osterzgebirges. Von den zum Teil mylonitisierten Granodioriten des Lausitzer Granodiorit-Massivs werden sie von der
NW-streichenden Westlausitzer Störungszone getrennt.
Rotliegend-Becken
Frühpermische Sedimente und Vulkanite sind nur in drei reliktischen Beckenstrukturen erhalten geblieben (von SW nach NE):
Döhlener Becken, Briesnitzer Becken und Weißiger Becken. Generell beginnt die stratigraphische Sequenz mit Vulkaniten
(Porphyriten), im Hangenden folgen Siliziklastika (Konglomerate, Sandsteine, Ton- und Schluffschiefer), Tuffe und Kohlen.
Die Sequenzen sind nicht mehr als 700 - 800 m mächtig.
Die Becken werden von NW-SE streichenden Abschiebungen begrenzt und markieren eine permische Extensionszone
(Dehnungszone) in den drei oben genannten Grundgebirgseinheiten. Interessant sind die Gesteine als Marker von jüngeren
Deformationsereignissen.

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 67
Kretazische Sedimente
Die kretazischen Sedimente haben im Vorzugsgebiet eine maximale Mächtigkeit von etwa 600 m und bestehen überwiegend
aus Sandsteinen und Mergeln (Pläner). Für die tiefengeothermische Modellierung sind sie auf Grund ihrer geringen
Mächtigkeit nicht relevant. Bedeutung haben die kretazischen Sedimente als Indikatoren für die postkretazische
Bruchtektonik, die wiederum entscheidenden Einfluss auf die Bruchstruktur in den unterlagernden kristallinen Einheiten haben
kann.
Die kretazischen Sedimente lagern allen älteren Einheiten diskordant auf. Sie fallen gestaffelt relativ flach von SW nach NE
ein. Die kretazischen Sedimente werden an der NW-streichenden Lausitzer Überschiebung und an NE-SW streichenden
Störungen (Typ Borsberg Störung) versetzt.
Störungen:
Die Störungen im Bereich der Elbezone lassen sich in vier Zeitintervalle einordnen:
I. Karbon (variszisch),
II. Perm bis Jura,
III. Kreide bis Tertiär,
IV. Jungtertiär bis Altquartär(?)
Die altersmäßige Zuordnung einer Störung erfolgt in Abhängigkeit von den jeweils betroffenen stratigraphischen Einheiten
sowie ihrer hauptsächlichen Prägung. Für die Modellierung wurden nur die im Folgenden aufgeführten bedeutendsten
Störungen verwendet.
I. Karbon (variszisch)
Die variszischen Störungen streichen überwiegend NW-SE (Anlage 11-I). Eine Ausnahme bildet die Großer-Garten-Störung mit
N-S-Streichen. Sie befinden sich ausschließlich in kristallinen Gesteinen (Gneisen, Schiefern/Grauwacken,
Graniten/Granodioriten). Die Deformation erfolgte im Bereich der Grünschiefer-Fazies (300 - 400 °C) verbunden mit einer
Mylonitbildung bzw. blastischen Deformation. Vom Bewegungscharakter her sind es vor allem Seitenverschiebungen (strike-
slip) und Aufschiebungen. In vorliegendem Bericht wird die Grenze zwischen dem Elbtalschiefergebirge und den Granodioriten
von Dohna und der Lausitz als Westlausitzer Störung im Sinne von P
IETSCH (1962) bezeichnet. Im Vorzugsgebiet wurden
folgende variszische Störungen ausgehalten (Tabelle 3).
Tabelle 3:
Variszische Störungen im Vorzugsgebiet Elbezone
Störungsbezeichnung
Streichrichtung
Einfallrichtung
Charakteristik
Versatzbetrag
Mittelsächsische Störung
NW-SE
NE
Seitenverschiebung +
Abschiebung
Westlausitzer Störung
NW-SE
NE
Abschiebung
>500 m
Donnerberg-Aufschiebung
NW-SE
NE
Abschiebung
>500 m
Winterleithe-Aufschiebung
NW-SE
NE
Abschiebung
>500 m
Weesensteiner-Störung
NW-SE
NE
Abschiebung
Großer-Garten-Störung
N-S
Großenhainer Störung SW
NW-SE
NE
Seitenverschiebung
Großenhainer Störung NE
NW-SE
NE
Seitenverschiebung
Klotzsche-Stolpen-Störungszone
NW-SE
NE
Seitenverschiebung

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Die Mittelsächsische Störungszone und die Großenhainer Störungszone sind dextrale (rechtsdrehende) Seitenverschiebungen,
die vor etwa 330 Ma durch ihre Bewegung die Öffnung eines Dehnungsbeckens (pull apart-Becken) im Raum Meißen
verursachten, in das die Granitoide des Meißener Massivs intrudierten (M
ATTERN 1996, WENZEL 1997, STANEK 2010) (Abbildung
48). Die Störungszonen sind mehrere zehner Meter mächtig. Eine hochtemperierte Deformation führte zur Ausbildung von
Myloniten und Blastomyloniten, die das Störungsvolumen häufig versiegelten
.
Abbildung 48:
Grundgebirgseinheiten und deren tektonische Grenzen im Bereich der Elbezone
Abbildung 49: Intrusionsmodell für das Meißener Massiv in eine pull-apart-Struktur zwischen den konjugierten,
dextralen Großenhainer Störungszone (GSZ) und der Westlausitzer Störungszone (WLSZ)
KSSZ - Klotzsche-Stolpen-Störungszone, MSSZ - Mittelsächsische Störungszone (S
TANEK 2010)
II. Perm bis Jura
Die Altersgruppe der Störungen im Perm-Jura wurde besonders im zentralen Teil der Elbezone nachgewiesen (Anlage 11-II).
Die Störungen treten vor allem in den Rotliegend-Sedimenten des Döhlener Beckens und des Briesnitzer Beckens auf. Nach
R
EICHEL & SCHAUER (2006) wurden sie zum Teil synsedimentär gebildet. Sie streichen überwiegend NW-SE und sind als
Abschiebungen mit bis zu 500 m Versetzungsbetrag ausgebildet, was auf eine Dehnung in NE-SW-Richtung in diesem
Zeitraum hinweist. Ausnahmen sind die E-W-streichende Cossmannsdorfer Störung als Seitenverschiebung mit einem
sinistralen (linksdrehenden) Versetzungsbetrag von ca. 500 m und die NNE-SSW-streichende Kreischaer Störung. Die
Störungen entstanden in einem Temperaturbereich deutlich unter 100 °C und sind spröd-klastisch ausgebildet. Die guten
Kenntnisse über diese Störungen beruhen zum großen Teil auf der Bergbautätigkeit im Döhlener Becken. Im Vorzugsgebiet
wurden die in Tabelle 4 angegebenen permischen Störungen ausgehalten.

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Nach Ablagerung zumindest der Kohleflöze im Döhlener Becken - sie fallen generell nach SW ein - kam es zur Anlage der NE-
fallenden Abschiebungen (SW-Rand-Störung, Roter Ochse, Carola-Schacht-Störung) und dazu konjugierter SW-fallender
Störungen (NE-Rand-Störung) (Anlage 11-II). Die Asymmetrie der Störungen weist auf ein NE-gerichtetes Extensionsregime
hin.
Dazu passen auch die primären Bewegungen, die zur Öffnung der klastischen Gänge (den Kämmen) in den Porphyriten und
überlagernden Sedimenten geführt haben. Die Kämme streichen generell NW und zeigen entweder sehr steiles oder 30-50°
Einfallen nach SW oder NE (Abbildung 50).
Tabelle 4:
Permische Störungen im Vorzugsgebiet Elbezone
Störungsbezeichnung
Streichrichtung
Einfallrichtung
Charakteristik
Versatzbetrag
Döhlen-NE-Randabschiebung
NW-SE
SW
Abschiebung
weit über 100 m
Merbitzer Störung
NW-SE
NE
Abschiebung
500 m
Döhlen-SW-Randabschiebung
NW-SE
NE
Abschiebung
500-600 m
Carola-Schacht-Verwerfung
NW-SE
NE
Abschiebung
68 m
Becker-Schacht-Verwerfung
NW-SE
NE
Abschiebung
100 m
Roter Ochse Süd
NW-SE
NE
Abschiebung
100 m
Roter Ochse Nord
NW-SE
NE
Abschiebung
90 m
Kreischaer Störung
NE-SW
Abschiebung
Cossmannsdorfer Störung
E-W
Strike-Slip
500 m
Graupa-Weistropper Störung
NW-SE
Abbildung 50:
Klastische Gänge (Kämme) aus dem Tiefen Elbstolln mit assoziierten Störungen
Eine strukturell ähnliche Störung wie im Döhlener Becken ist die NW-SE-streichende Merbitzer Störung des Briesnitzer
Beckens. Sie quert den Zschoner Grund bei Dresden und versetzt hier mit einer Sprunghöhe von mindestens 600 m die
Fanglomerate gegen den Monzonit des Meißener Massivs. Die tektonische Situation im Becken von Weißig ist nicht genau
bekannt. Eine NW-SE-gerichtete tektonische Begrenzung ist bei der angenommenen Schichtmächtigkeit von 250 m (S
CHNEIDER
& REICHELT 1989) jedoch wahrscheinlich.
Vergleicht man die tektonische Position der drei Rotliegend-Becken im Schema von S
CHAUER & WALTER (2005), so hat das
Döhlener Becken die größte Ausdehnung, aber weist im Vergleich zum Briesnitzer Becken geringere vertikale Versatzbeträge
auf (Abbildung 51).

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Abbildung 51:
Lage der drei Rotliegendbecken der Elbezone
DB - Döhlener Becken, BB - Briesnitzer Becken, WB - Weißiger Becken
Der vermutlich einheitliche permische Sedimentationsraum wird durch konjugierte Extensionsstörungen gegliedert. Die
Extension und Hauptabschiebung erfolgte NE-Richtung. Der Zusammenhang zwischen den einzelnen Dehnungsbecken lässt
sich durch eine listrische Abflachung der Hauptstörung und die Bildung eines Extensionsduplex in der oberen, wahrscheinlich
bereits duktil deformierbaren Kruste erklären. In Abhängigkeit vom Erosionsniveau und dem Einfallen der listrischen Störungen
kann man in 3-5 km Tiefe mit relativ flach NE-fallenden Scherbahnen rechnen (Abbildung 52).
Abbildung 52:
Extensionsmodell für die Rotliegend-Becken der Elbezone
(orange - Diskordanzflächen der Beckenfüllungen; grün - Auflagerungsfläche der Oberkreide. Aus
dem Versatz nach SW ergibt sich Notwendigkeit einer zweiten Aufschiebung ähnlich der Lausitzer
Überschiebung.)
III. Kreide bis Tertiär
Die Kreide-Tertiär-Störungen sind im gesamten Vorzugsgebiet verbreitet. Ihre Hauptstreichrichtungen liegen NW-SE und NE-
SW, es sind aber auch um N-S und E-W-streichende Störungen vorhanden (Anlage 11-III). Die Ausbildung der Störungen ist
spröd-klastisch im Temperaturbereich deutlich unter 100 °C. Sie sind sowohl als Aufschiebungen als auch als Abschiebungen
und Seitenverschiebungen ausgebildet.
Durch eine NE-SW-gerichtete Kompression kam es zur Aufschiebung von Lausitzer Granodiorit auf die Elbtalkreide entlang der
NW-streichenden Lausitzer Überschiebung bzw. von Gneisen des Osterzgebirges auf Kreide entlang der Karsdorfer Störung.
Die morphologisch auffällige Lausitzer Überschiebung hat einen Versatzbetrag von über 600 m. Im Vorzugsgebiet wurden die in
Tabelle 5 angezeigten Kreide-Tertiär-Störungen ausgehalten.

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Abbildung 53:
Zwei Störungssysteme, die die Kreidebasis versetzten: NW-streichende Aufschiebungen nach SW
(blau) und jüngere SE-gerichtete Abschiebungen (hellbraun) (gelb – Profillage Abbildung 54)
Im NW-Teil des Vorzugsgebietes wurde durch die Erdgastrasse OPAL bei Oberau die Lausitzer Überschiebung aufgeschlossen
(Abbildung 45). Der Meißener Hornblende-Biotit-Granit ist dort auf flach lagernde Pläner-Mergel aufgeschoben (Abbildung 55).
Der Mergel ist unmittelbar unter der Störungsfläche kataklasiert und zu Störungsletten verformt. Die Harnische in den Letten
belegen eine Aufschiebung nach WSW. Dieser tektonischen Richtung sind im Granodiorit NE-streichende Blattverschiebungen
zuzuordnen. Die Aufschiebung wird begleitet von einer störungsparallelen, etwa 30 m mächtigen Engkluftzone (Abbildung 57)
und subhorizontale Scherzonen im Pläner-Mergel. Die Scherzonen umschließen phakoide Körper (Abbildung 56).
Tabelle 5:
Kreide-Tertiär-Störungen im Vorzugsgebiet Elbezone.
Störungsbezeichnung
Streichrichtung
Einfallrichtung
Charakteristik
Versatzbetrag
Lausitzer Überschiebung-Nord
NW-SE
NE
Aufschiebung
ca. 200m
Lausitzer Überschiebung-Mitte
NW-SE
NE
Aufschiebung
ca. 600m
Lausitzer Überschiebung-Süd
NW-SE
NE
Aufschiebung
>700m
Karsdorfer Störung
NW-SE
SW
Aufschiebung
200-300m
Borsberg-Störung NW
NE-SW
SE ?
Abschiebung
Borsberg-Störung SE
NE-SW
SE ?
Abschiebung
Porschendorfer Störung
WNW-SSE
steil
Aufschiebung
bis 500m?
Bonnewitzer Störung
WNW-SSE
steil
Aufschiebung
bis100m?
Riesenfuss-Störung S
NW-SE
steil
ca. 15m
Riesenfuss-Störung N
NW-SE
steil
ca. 30m
Coswiger-Hellerauer Störung
NW-SE
Aufschiebung
Südvorstadt-Störung
WNW-SSE
steil
Aufschiebung
20-30m
Klotzsche-Tharandt-Störung
NE-SW
Kötschenbrodaer Störung
NW-SE
NE
Abschiebung
>100m

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Störungsbezeichnung
Streichrichtung
Einfallrichtung
Charakteristik
Versatzbetrag
Störung Klotzsche-Kesselsdorf
Altstadt-Störung
N-S
Abschiebung
ca. 30m
Kreischa-Strehlen W
N-S
Kreischa-Strehlen E
N-S
Cottaer Störung
N-S
Strike-Slipe
ca. 300m
Lohmener Störung
N-S
W
Abschiebung
ca. 30m
Niederwarthaer Störung
NW-SE
NE
Abschiebung
>100m
Abbildung 54:
Lausitzer Überschiebung im Gasleitungsgraben nördlich von Weinböhla
Abbildung 55:
Überschiebungsbereich der Lausitzer Überschiebung im Graben der Erdgastrasse OPAL
(Granodiorit - braun, Pläner - grau)
E
Abbildung. 4.3.11
Abbildung. 4.3.12
Abbildung. 4.3.10
W
Granodiorit
Pläner

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Abbildung 56:
Subhorizontale Scherzonen im Pläner (die Scherzonen umschließen phakoide Körper)
Neben den SW-gerichteten Überschiebungen treten NE-streichende Störungen auf, die am prägnantesten im Bereich Borsberg-
Dürröhrsdorf nordöstlich von Pillnitz ausgeprägt sind (Borsberg Störung). Die Störungen müssen nach dem Versatz an der
Kreidebasis als Abschiebungen angesprochen werden. Die Abschiebungen erscheinen jünger als die Überschiebungen und
sind wahrscheinlich durch die Heraushebung der nördlichen Riftschulter des Egergrabens (Erzgebirge) hervorgerufen.
In diesem Gebiet kommt es zu einer gegenseitigen Überlagerung der Einflüsse von Lausitzer Überschiebung (Aufschiebung)
und Borsberg Störung (Abschiebung). Das Störungsinventar der Granodiorite zeigt neben NE- und SE-streichenden
Blattverschiebungen auch SE-gerichtete Abschiebungen, die wahrscheinlich der Bewegung an der Borsberg Störung
zuzuordnen sind. In den Sandsteinen am Breiten Stein und dessen südlichen Vorfeld wird deutlich, dass die Sandsteine rotiert
worden sind und ein wechselndes Einfallen nach SW und NE haben (Abbildung 58). Man kann durch diese Aufschlüsse die
Deformation vor, während und kurz nach der Aufschiebung zeitlich gliedern.
Abbildung 57:
Steil NE-einfallende Klüftung, beginnend etwa 30 m im Liegenden der Lausitzer Überschiebung

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 74
Abbildung 58: Extensionsstrukturen (gelb) und Schichtung (rot) am Breiten Stein unmittelbar an der Borsberg
Störung
IV. Junge Kluftzonen
Die jungen Kluftzonen sind nahezu im gesamten Vorzugsgebiet anzutreffen und streichen konsequent N-S (Anlage 11-IV).
Diese Kluftzonen konzentrieren sich auf Bereiche von wenigen zehner Metern. Ihr Auftreten ist unabhängig von Petrographien
und Stratigraphien. Charakteristisch sind neben dem N-S Streichen das nahezu äquidistante Vorkommen ebener, paralleler und
steilstehender Kluftflächen im Abstand von 10-20 cm. Sie sind wahrscheinlich das Ergebnis des rezenten Stressfeldes mit einer
N-S gerichteten Einengung. Bewegungen sind im Allgemeinen nicht erkennbar.
Die Klüfte weisen häufig keine Mineralbeläge auf. Ausnahmen bilden die Kluftzonen im Bereich des Meißener Massivs. Die hier
aufgeschlossenen Störungen sind sowohl mit Letten belegt (Rhyolith) als auch mit Quarz und zum Teil mit Karbonat
mineralisiert (Monzonit). Im Vorzugsgebiet wurden folgende junge Kluftzonen ausgehalten (Tabelle 6).

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Tabelle 6:
Junge Kluftzonen im Vorzugsgebiet Elbezone
Störungsbezeichnung
Streichrichtung
Einfallrichtung
Schlottwitzer-Störung
N-S
steil
Zehrener-Störung
N-S
steil
Niederjahnaer-Störung
N-S
steil
Wahnsdorfer Störung
N-S
steil
Weisseritz-Störung W
N-S
steil
Weisseritz-Störung E
N-S
steil
Doelschener-Störung
N-S
steil
DD-Plauener-Störung W
N-S
steil
DD-Plauener-Störung E
N-S
steil
Gombsener-Störung
N-S
steil
Bielatal-Störung
N-S
steil
Katzstein-Störung
N-S
steil
Oberauer Störung
N-S
steil
Im Bereich der Erdgastrasse OPAL bei Oberau konnten N-S-streichende Klüfte im Pläner dokumentiert werden, die auf einen
schmalen Bereich zu Beginn des Profils konzentriert waren (Abbildung 59).
Sowohl im Plauenschen Grund in aufgelassenen Monzonit-Brüchen als auch in den Sedimenten und Vulkaniten des Döhlener
Beckens konnten vor allem im Bereich des Elbestollens N-S-streichende Störungszonen („Weißeritz-Störung“) nachgewiesen
werden (Abbildung 59).
Abbildung 59: Junge Kluftzonen mit äquidistanten steilen Klüften im Pläner nördlich von Weinböhla (links) und im
Porphyrit des Wismutstolln in Freital-Potschappel (rechts)
Bisher ungeklärt ist die Einordnung von E-W-streichenden Störungen im Gebiet von Coswig - Hellerau, die hier vermutlich eine
Fortsetzung der Cunewalder Querstörung darstellen.

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Teilgebiet Meißen
Das Teilgebiet Meißen befindet sich im nördlichen Teil des Vorzugsgebietes und erstreckt sich bis etwa in den Bereich
Klotzsche/Kesselsdorf. Geologisch umfasst es überwiegend den Magmatitkomplex des Meißener Massivs.
Das Meißener Massiv ist ein multipel aufgebauter Intrusivkomplex variszischen Alters (326 - 330 Ma), der randlich aus Kalium-
reichen gabbroiden und dioritischen Gesteinen (Diorite und ‚Monzodiorite’) besteht und zum Zentrum in syenitische bis
syenodioritische (‚Monzonit’ und ‚Hauptgranit’) sowie granitische (‚Riesenstein Granit’) Typen übergeht. Die Tiefenreichweite
des Magmatitkomplexes ist nicht bekannt, jedoch kann man im Vergleich mit anderen granitoiden Komplexen des Erzgebirges
von etwa 4 - 7 km ausgehen (vgl. M
ÜLLER et al. 2005; KOVARIKOVA et al. 2010).
Abbildung 60:
Geologische Karte des Teilgebietes Meißen mit den relevanten Störungen (Kreide abgedeckt)
(Legende s. Anlage 10)
Die Kontakte zwischen den einzelnen Intrusivkörpern sind - wie Aufschlüsse im Tiefen Elbstolln zeigen - fließend.
Die dioritischen und monzodioritischen Gesteine sind flächendeckend über die Magnetik und Gravimetrie von den umgebenden
Gesteinen gut abgrenzbar (Abbildung 61). Die Beziehungen konnten sowohl im ‚Tiefen Elbstolln’ (Abbildung 64) als auch durch
die geologischen Kartierungen nachgewiesen werden.
Die Gravimetrie (BOUGUER-Schwere) (links) und die Aeromagnetik (ΔTesla-Anomalien) (rechts) zeichnen überwiegend die
Umrisse der Monzonite und Monzodiorite nach. Die rotgepunkteten Bereiche umfassen die in der geologischen Karte (GK100)
ausgehaltenen Gebiete der Monzonitoide.
Insbesondere die Monzonitoide (Monzodiorite und Monzonite) haben eine hohe radiogene Wärmeproduktion A (ca. 6,0 μW/m
3
)
und sind auf Grund ihrer relativ weiten Verbreitung von besonderem Interesse. Aber auch der Hauptgranit und der
Riesensteingranit spielen mit einer radiogenen Wärmeproduktion von ca. 4,0 μW/m
3
eine bedeutende Rolle (FÖRSTER &
FÖRSTER 2010a).

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Abbildung 61: Gravimetrie (BOUGUER-Schwere) (links) und die Aeromagnetik (ΔTesla-Anomalien) (rechts) im
Teilgebiet Meißen
Abbildung 62:
Darstellung der Lage der Magmatitkörper des Meißener Massivs im 3D-Modell
oben: nur Riesensteingranit (rot) und Hauptgranit (braun)
unten: mit Monzonit (grün) und Monzodiorit (violett)

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 78
Im Gebiet Meißen sind überwiegend die Kreide-Tertiär-Störungen von Bedeutung. Die Lausitzer Überschiebung im Bereich
Weinböhla-Coswig weist einen Überschiebungsbetrag von max. 200 m auf. Dagegen fällt an der E-W-streichenden Coswig-
Hellerauer Störung die Kreidebasis nach E weiter ab und erreicht im Bereich von Hellerau bereits einen Versatzbetrag von über
500 m. Die Niederwarthaer Störung und die Kötzschenbrodaer Störung sind dagegen als Abschiebungen ausgebildet und
erreichen Versetzungsbeträge von ca. 100 m. N-S-streichende Kluftzonen wurden besonders im Bereich Radebeul und
Weinböhla nachgewiesen.
Teilgebiet Dresden
Das Teilgebiet Dresden befindet sich im zentralen Teil des Vorzugsgebietes und erstreckt sich südlich des Bereiches Klotzsche-
Kesselsdorf bis in das Gebiet Dürrröhrsdorf-Borsberg-Pirna-Reinhardtsgrimma. Geologisch ist es das komplizierteste Gebiet
und umfasst sowohl den Magmatitkomplex des Meißener Massivs als auch den Lausitzer Granodiorit und die Rotliegendbecken
von Freital-Döhlen, Briesnitz und Weißig. Tektonisch ist es neben den variszischen und Kreide-Tertiär-Störungen vor allem
durch Perm-Jura-Störungen sehr stark beeinflusst.
Abbildung 63:
Geologische Karte des Teilgebietes Dresden mit den relevanten Störungen
(Kreide abgedeckt) (Tiefer Elbstolln - gelb; Legende s. Anlage 10)
Das Teilgebiet Dresden ist durch den Grenzbereich zwischen dem Meißener Massiv und dem Lausitzer Granodiorit
gekennzeichnet. Getrennt werden beide Komplexe durch die N-S-streichende ‚Großer Garten Störung’. Diese duktile
variszische Störungszone wird als Fortsetzung der Westlausitzer Störung angesehen (S
CHMIDT 1956, PIETZSCH 1962, MÖBUS
1964) und wurde 1951 durch eine Bohrung angetroffen. Das Teilgebiet Dresden ist durch den Bergbau im Bereich des Döhlener
Beckens sehr intensiv untersucht.
Die Monzonitoide (Monzodiorite und Monzonite) des Meißener Massivs haben im Gegensatz zu den cadomischen
Granodioriten der Lausitz (ca. 1,8 μW/m
3
) eine hohe radiogene Wärmeproduktion A (ca. 6,0 μW/m
3
) und sind im Teilgebiet
Dresden daher von besonderem Interesse. Die Gesteine des Elbtalschiefergebirges (Tonschiefer, Phyllite, Metabasite,
Quarzite, Kalke) spielen auf Grund ihrer Heterogenität, Schiefrigkeit und geringen Wärmeproduktion (ca. 1,5 μW/m
3
) eine
untergeordnete Rolle (F
ÖRSTER et al. 2010). Die Permosiles-Becken von Döhlen, Brießnitz und Weißig sind mit ihren
Mächtigkeiten von 600-max. 800 m geothermisch nicht relevant, geben jedoch wichtige Aussagen über den tektonischen Bau

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 79
des Gebietes.
Der geologisch-tektonische Aufbau des Grenzbereiches Meißener Massiv-Elbtalschiefergebirge-Döhlener Becken ist im 6 km
langen NE-SW-streichenden ‚Tiefen Elbstolln’ aufgeschlossen (Abbildung 64). Das geologische Profil von S
CHAUER (2009)
wurde durch eine gezielte Neuaufnahme und Beprobung insbesondere in den Phylliten und Monzodioriten ergänzt.
Der Abgleich der Ergebnisse der gravimetrischen und aeromagnetischen regionalen Vermessung zeigt sehr deutlich den
Zusammenhang zur Verteilung der syenitischen, monzonitischen und monzodioritisch-dioritischen Gesteine (Abbildung 64). Der
Übergang zwischen den einzelnen magmatischen Varietäten ist fließend-schlierig, ohne Intrusionskontakt und nicht
störungsgebunden. Deutlich ist die Abgrenzung zur Sedimentfüllung des Briesnitzer Beckens erkennbar.
Die Störungsbereiche innerhalb des ‚Tiefen Elbstolln’ sind verbaut und nicht mehr zugänglich.
Die Störungstektonik im Perm-Jura ist jedoch sehr gut in zahlreichen Schnitten aus dem Steinkohlenbergbau und dem
Wismutbergbau des Döhlener Beckens erkennbar. Bei den Störungen handelt es sich überwiegend um NE-einfallende
Abschiebungen mit Versatzbeträgen in der Regel im 10 m-Bereich bis zu 100 m. Dazu gehören auch konjugierte
Abschiebungen mit SW-Einfallen (NE-Rand-Störung) (Abbildung 65).
Abbildung 64: Geologisches Profil des ‚Tiefen Elbstolln’ nach SCHAUER (2009), ergänzt durch Ergebnisse der
Neuaufnahme sowie den gravimetrischen und aeromagnetischen Profilen der Regionalvermessung

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 80
Abbildung 65: NE-SW-Schnitt durch das Döhlener Becken mit den Störungen Becker-Schacht Verwerfung, Roter
Ochse Süd und Roter Ochse Nord (nach R
EICHELT 1962)
Die störungsbedingte Morphologie des Döhlener Beckens wurde auf Basis der Karte von A
LDER & SCHAUER in REICHELT &
SCHAUER (2006) modelliert (Abbildung 66). Im zentralen Bereich kommt der Spitzbergrücken deutlich heraus.
Abbildung 66:
Tiefenlage der Basis der Permosiles-Sedimente im Döhlener Becken (fünffach überhöht)
(Tiefenangaben entsprechen der Farbskala in m)
Die Randabschiebungen des Döhlener Beckens sowie die Merbitzer Störung des Briesnitzer Beckens erreichen Versatzbeträge
bis zu 500 m, die sicherlich im tieferen Untergrund Berücksichtigung finden müssen. Das Döhlener Becken, das Briesnitzer
Becken sowie das Becken von Weißig weisen auf eine Dehnungstektonik im Teilgebiet Dresden während des Unterperms hin.
Von den Kreide-Tertiär-Störungen sind im Teilgebiet Dresden die Lausitzer Überschiebung und die Borsberg-Störungen von
besonderer Bedeutung. Die Lausitzer Überschiebung weist zwischen der Coswig-Hellerauer Störung und den Borsberg-
Störungen einen Überschiebungsbetrag von über 600 m auf. Die NE-SW-streichenden Borsberg-Störungen sind dagegen als
Abschiebungen ausgebildet und erreichen Versetzungsbeträge von ca. 600 m im Bereich des Borsberges, sind im Bereich
Pirna gravimetrisch nachweisbar und zeigen dort Versetzungsbeträge der Kreidebasis im 10 m-Bereich. Sie streichen
wahrscheinlich bis in das Gebiet des SE-Randes des Döhlener Beckens bei Maxen-Kreischa. N-S-streichende Kluftzonen
wurden besonders im Bereich des Müglitztales bei Schlottwitz, bei Gombsen und als Weißeritz-Störungszone bei Freital-
Potschappel nachgewiesen.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 81
Abbildung 67:
Geologische Karte des Teilgebietes Pirna mit den relevanten Störungen (Kreide abgedeckt).
Tiefenseismisches Profil MVE90 - dunkelblau; Legende s. Anlage 10
Teilgebiet Pirna
Das Teilgebiet Pirna befindet sich im S-Teil des Vorzugsgebietes und erstreckt sich südlich des Bereiches Dürrröhrsdorf-
Borsberg-Pirna-Reinhardtsgrimma bis in das Gebiet von Bad Schandau. Geologisch umfasst es überwiegend den Lausitzer
Granodiorit mit den Graniten von Markersbach und Stolpen sowie die Gesteine des Elbtalschiefergebirges. Tektonisch ist es
durch variszische Störungen im SW-Abschnitt und Kreide-Tertiär-Störungen im mittleren Abschnitt geprägt.
Das Teilgebiet Pirna-Königstein ist durch die Erkundungsarbeiten und den Bergbaubetrieb der SDAG Wismut sehr intensiv
untersucht. Es wird durch den cadomischen Granodiorit der Lausitz und das Elbtalschiefergebirge dominiert. Getrennt werden
beide Komplexe durch die NW-SE-streichende ‚Westlausitzer Störung’. Im Granodiorit und im Grenzbereich zum
Schiefergebirge stecken die variszischen Granite von Stolpen und von Markersbach (327 Ma, H
OFMANN et al. 2009).
Durch das Tiefenseismische Profil MVE90 war es möglich, den Einfallwinkel regionaler Störungszonen in die Tiefe
abzuschätzen sowie Tiefenaussagen über einzelne seismisch markante Einheiten vorzunehmen. So konnte die
Tiefenerstreckung der heterogenen Gesteinseinheiten (Tonschiefer, Phyllite, Grauwacken, Metabasite, Tuffe, Quarzite) des
Elbtalschiefergebirges auf ca. 3 bis 4 km abgeschätzt werden (vgl. Kapitel 4.3.3). Diese Werte wurden auch für die Modellierung
verwendet.
Das Einfallen der Mittelsächsischen Störung und der Westlausitzer Störung wurde in 2 - 3 km Tiefe mit ca. 40-50° abgeschätzt.
Die Lausitzer Überschiebung scheint sich aus zwei Störungselementen zusammenzusetzen, einem steileren mit ca. 60° und
einem flacheren mit 40° (Abbildung 69). Diese unterschiedlichen Störungselemente spiegeln sich auch im Bohrprofil von
T
ONNDORF (2000) wider (Abbildung 70).

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Abbildung 68:
Geologisches 3D-Modell des Teilgebietes Pirna (2-fach überhöht)
Elbtalschiefergebirge - grau; Granite - rot; Kreidebasis - grün
Abbildung 69: Lausitzer Überschiebung im Tiefenseismischen Profil MVE 90 (kohärenzgefiltert, tiefenmigriert nach
STILLER 2009)
Es sind eine steilere und eine flachere Richtung erkennbar (Pfeile). Der gekennzeichnete Ausschnitt
entspricht etwa der Lage des Profils in Abbildung 70.
Das Elbtalschiefergebirge wird durch variszische Störungszonen geprägt, die sicherlich mehrfach bewegt worden sind. Die
Mittelsächsische Störung als SW-Begrenzung zu den Gneisen des Osterzgebirges ist eine mehrere Zehnermeter breite duktile
Abschiebungszone, die vollständig mit Myloniten verschlossen ist. Der auf dieser Störung befindliche stark gestörte
Turmalingranit spricht für eine hohe Bewegungskomponente. Die innerhalb des Elbtalschiefergebirges schieferungsparallelen
Winterleithe - und Donnerberg Störungszonen werden als Aufschiebungen angesehen, wobei eine strike-slip-Komponente
wahrscheinlich ist. Die Westlausitzer Störung im Sinne von P
IETZSCH (1962) als Begrenzung zu den Granodioriten der Lausitz
ist eine variszische ‚strike-slip’ Störung, von der ein dextraler Versetzungsbetrag von ca. 35 km angenommen wird.
Die NW-SE-streichenden Kreide-Tertiär-Störungen in den Kreidesedimenten zeigen nach den Bohrungen der SDAG Wismut
nur Versetzungsbeträge im Zehnermeterbereich an. An der Lausitzer Überschiebung dagegen sind Überschiebungsbeträge von
über 600 m nachgewiesen. N-S-streichende Kluftzonen wurden besonders im Bereich des Müglitztales bei Schlottwitz und des
Bielatales bei Rosenthal nachgewiesen.

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 83
Abbildung 70: Geologischer Schnitt durch das Uranvorkommen Hinterhermsdorf im Bereich der Lausitzer
Überschiebung (T
ONNDORF 2000)
4.3.3
Reprocessing Tiefenseismikprofil DEKORP MVE 90, Teilabschnitt Königstein
Dr. Ottomar Krentz auf der Grundlage von K
ARP et al. 2009, SCHÜTZ 2010
Im Jahr 1990 wurde im Rahmen des Deutschen-Kontinentalen-Reflexionsseismischen-Programms (DEKORP) das
Tiefenseismische Profil MVE90 durch das Erzgebirge/Vogtland bis in die Lausitz geschossen, welches den südlichen Bereich
des Vorzugsgebietes Elbezone bei Pirna-Königstein querte (DEKORP Research Group 1994). Zielhorizont waren die Strukturen
der Erdkruste bis zur Mohorovičić-Diskontinuität. Auf diesen Zielhorizont waren auch die Aufnahmeparameter abgestimmt
(Tabelle 7).
Tabelle 7:
Aufnahmeparameter des DEKORP-Profiles
Anzahl der Geophongruppen
320
Gruppenabstand
50 m
Schusspunktabstand
100 m
CDP-Abstand
25 m
Überdeckung
80fach
Auslagenlänge
+/- 8075 m
Geophone pro Gruppe
24
Energiequelle
Vibroseis
Vibratoren pro Schusspunkt
5
Sweeplänge
20 s
Aufzeichnungslänge
14 s
Abtastrate
4 ms
Frequenzband des sweeps
12-48 Hz
Jahr der Messung
1990

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 84
Für eine seismische Auflösung im oberflächenahen Bereich bis ca. 10 km waren diese Parameter jedoch nicht optimal
eingestellt. Daher wurden die vorliegenden Ergebnisse in einem ca. 50 km langen Teilabschnitt der Elbezone neu bearbeitet.
Dabei sollten vor allem Störungen und Bruchstrukturen im interessierenden Horizont von ca. 5 km Tiefe gefunden werden.
Die Primärdaten des tiefenseismischen Profils stehen im GFZ Potsdam zur Verfügung und wurden von Dr. Manfred Stiller
bereitgestellt. Das Reprozessing nach den modernsten Verfahren wurde von der Geophysik GGD Leipzig mit der Software
ProMAX durchgeführt (K
ARP et al. 2009) und von Holger Schütz graphisch weiter bearbeitet und interpretiert (SCHÜTZ 2010). Die
Lage des Profils ist in Anlage 15 ersichtlich. In den Abbildungildungen wird der SW-Abschnitt des Profils im
Elbtalschiefergebirge beispielhaft betrachtet. Folgende Methoden wurden angewandt und mit den 1994 erarbeiteten
Ergebnissen verglichen:
Standardprozessing und Migration,
Prestack/Poststack-Time-Migration,
Prestack/Poststack-Tiefen-Migration,
CRS-Prozessing,
Fault-Reflection-Stack,
Tauchwellentomografie
Im
Standardprozessing
erfolgen Lage-Zeit-Korrekturen, Fehlerbeseitigungen, Bildverbesserungen und Stapelung der
Primärdaten. Sie ergeben die ersten Informationen zu den Strukturen in der geschossenen Sektion (CMP-Stack, Abbildung 71).
Bei der
Migration
werden die gestapelten Reflektoren in ihre korrekte Lage gerückt und unter Einbeziehung eines
Geschwindigkeitsmodells erhält man auch die entsprechende Teufeninformation (Abbildung 72). Das korrekte Einfallen der
Strukturen wird dabei abgebildet.
Abbildung 71:
CMP gestapelte Daten (stack), unmigriert (KARP et al. 2009, grafische Bearbeitung SCHÜTZ 2010)
Markierungen: Schlottwitzer Störung (SLS), Mittelsächsische Störung (MS), Westlausitzer Störung
(WS), Ausstrich an der Oberkante (A)
Die
Poststack-Migrationen
liefern gute Ergebnisse. Die Störungszonen sind ausreichend genau zu erkennen, scheinen jedoch
in einer Teufe von ca. 3 km (1.200 ms TWT) zu enden (Abbildung 72). Die genaue untere Begrenzung der Störungen erweist
sich als schwierig, da das Auflösevermögen mit der Teufe nachlässt. Es ist nicht eindeutig, ob das Auflösevermögen das Ende
der Störung vortäuscht oder die Störung wirklich endet. Durch Änderung der Druck- und Temperaturverhältnisse in der Tiefe
können die Störungen durch Mineralisierung auch „verheilt“ sein, sodass sie durch die Seismik nicht mehr erfassbar sind. Im
vorliegenden Fall wird davon ausgegangen, dass das Reflektorenbündel (zwischen MS und WS) den inhomogenen
Gesteinskomplex des Elbtalschiefergebirges widerspiegelt.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 85
Abbildung 72:
Poststack-Teufe-Migration mit verkürzten Reflektoren (KARP et al. 2009, grafische Bearbeitung SCHÜTZ
2010)
Bei der
CRS-Methode
werden kohärente Schichten miteinander verbunden. Allerdings besteht die Gefahr, dass man auch
nichtkohärente Schichten miteinander verbindet. Was in Sedimentgesteinen stets gut anwendbar ist, ist im Kristallin jedoch nur
bedingt geeignet. Es hat sich gezeigt, dass die Details aus der Stapelung nur Artefakte darstellen, die bei der Migration
„zerfallen“, d. h. nicht mehr sichtbar sind. Somit konnte keine Verbesserung durch die CRS-Methode erreicht werden.
Mithilfe der
Tauchwellentomografie
ist es möglich, eine detaillierte kontinuierliche Verteilung der seismischen
Geschwindigkeiten im oberflächennahen Bereich zu ermitteln. Dadurch können Geschwindigkeitsinformationen im
oberflächennahen Bereich gefunden werden, die Hinweise auf Schichtgrenzen oder Störungen liefern können.
Abbildung 73:
Tauchwellentomografie (KARP et al. 2009)
Markierungen: Schlottwitzer Störung (SLS), Mittelsächsische Störung (MS), Westlausitzer Störung
(WS), Lausitzer Überschiebung (LÜ)
Die Geschwindigkeiten steigen sehr schnell auf über 5.000 m/s (gekennzeichnet durch gelbes bis rotes Farbintervall). Die
Zonen hoher Geschwindigkeiten als rote Bereiche, die zum Teil an die Oberfläche austreten und die Zonen niederer
Geschwindigkeiten besonders im Bereich der Elbezone (Stationierung 9120-9380 im unteren Bild, Kreidebedeckung) sind sehr
ausgeprägt. Lokales Abtauchen von Zonen mit niedriger Geschwindigkeit können ein Hinweis auf eine Zerrüttungszone durch
eine Störung sein (Markierungen).

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 86
Abbildung 74:
Fault-Reflection-Stack (KARP et al. 2009, grafische Bearbeitung SCHÜTZ 2010)
Beim
Fault-Reflection-Stack
werden Reflexionen ausgewertet und verstärkt, die ebenfalls auf Ausstrichbereiche von
Störungen an der Oberfläche hinweisen. In Abbildung 74 wurde das Ergebnis des Fault-Reflection-Stack über einen migrierten
Zeitschnitt gelegt, um eine Verbindung zu den Ergebnissen der Tiefenseismik herzustellen. Die Durchstoßpunkte der
Reflexionen an der Oberfläche (schwarze Marker) korrelieren mit den Störungen, die geologisch belegt sind.
Durch die Tauchwellentomografie (Geschwindigkeit) und den Fault-Reflection-Stack (Reflexion) ist es möglich, die von der
Oberfläche bekannten Störungen mit den Strukturen der Tiefenseismik zu korrelieren.
4.3.4
Spezielle mineralogisch-geochemische Untersuchungen der Monzonite in der Elbezone
Dr. Hans-Jürgen
Förster
Monzonitoide sind im Raum Meißen-Dresden an der Oberfläche und vermutlich auch in der Tiefe weit verbreitet. Daher wird
ihnen eine wichtige Rolle als Wärmequelle beigemessen. Spezielle Untersuchungen des GFZ sollten zu einer fundierteren
Bewertung des petrothermalen Potenzials dieses Komplexes beitragen (F
ÖRSTER et al. 2010). Dazu sollten folgende Fragen
geklärt werden:
Welche Spannbreite besitzt die radiogene Wärmeproduktion der Monzonitoide?
Welche wärmeproduzierenden akzessorischen Minerale kennzeichnen die Monzonitoide?
Welche Schlussfolgerungen ergeben sich aus der mineralogischen Massenbilanz von Th und U für petrothermisch relevante
Probleme?
Kann die radiogene Wärmeproduktion von Oberflächenproben als repräsentativ für tiefere Bereiche des Monzonitkörpers
angesehen werden?
Neben Literaturdaten wurden 13 Proben (Riesensteingranit, Hauptgranit, Syenit, Monzonit, Diorit) neu analysiert und
ausgewertet. Die Ergebnisse sind in Tabelle 8 dargestellt.
Der Vergleich mit Literaturwerten ergab recht gute Übereinstimmungen mit den Werten von H
AMMER et al. (1999) und z. T.
größere Differenzen mit den Daten von WENZEL et al. (1997, 2000), die eine größere Streubreite der A-Werte ermittelten (vgl.
Abbildung 75).

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 87
Tabelle 8:
Ausgewählte Analysedaten der neu untersuchten Proben (F
ÖRSTER et al. 2010)
Gestein
Probenanzahl
Gehalt-U
(ppm)
Gehalt-Th
(ppm)
Th/U
Gehalt-K2O
(Gew.-%)
Wärmeproduktion
A ( W/m3)
Diorit
1
1,9
7,2
3,8
1,92
1,2
Monzonitoide
7
6,8-10,9
35,4-53,8
3,2-7,9
4,21-5,36
5,5-6,2
Hauptgranit (U-arm)
2
4,8-6,5
32,3-39,6
6,5-7,1
4,24-4,37
4,0-4,7
Hauptgranit (U-reich)
2
21,9-38,2
32,3-39,6
0,85-1,5
4,25-4,68
8,0-12,2
Riesensteingranit
1
4,6
35,1
7,6
4,79
3,9
Abbildung 75:
Wärmeproduktion der Gesteine des Meißner Massivs als Funktion ihres Gehaltes an SiO
2
Offene Symbole = W
ENZEL et al. (1997, 2000); geschlossene Symbole = FÖRSTER et al. (2010)
Als wärmeproduzierende akzessorische Minerale in den Monzonitoiden wurden Thorit, Titanit, Allanit, Fluorapatit und Zirkon auf
ihren Th- und U-Gehalt untersucht. Dabei wurde festgestellt, dass Thorit mit ca. 75 % Thorium das Gesamtgesteinsbudget der
Monzonitoide kontrolliert, während Zirkon (10 %), Titanit (5 %) und Fluorapatit (5 %) eine untergeordnete Rolle spielen. Beim
Uran dominiert Thorit ebenfalls mit 40 % den Haushalt im Gestein, gefolgt von Zirkon (30 %), Fluorapatit (20 %) und Titanit (5
%).
Weil in den Monzonitoiden neben Monazit-(Ce) und Xenotim-(Y) vor allem das unter normalen physiko-chemischen
Bedingungen leicht lösbare Mineral Uraninit fehlt (vgl. F
ÖRSTER 1999), Thorit-Mischkristalle, Zirkon und Fluorapatit unter
Oberflächenbedingungen sowie den moderaten p-T-Verhältnissen zwischen 4 und 5 Kilometer Tiefe eine hohe Stabilität
besitzen und weitere „instabile“ sekundäre Th-U-Minerale mengenmäßig vernachlässigbar sind, stellen die Monzonitoide aus
dieser Sicht ein verhältnismäßig unproblematisches Reservoirgestein dar.
Die vorgestellten Untersuchungsergebnisse erlauben eine zuverlässige Bewertung des geothermischen Potentials des
Monzonit-Körpers. Danach bilden die Monzonitoide eine homogene Population an Gesteinen mit einer nur geringen Variation
des A-Wertes um den Mittelwert von 6 μW/m³. Die aus geochemischen Daten in früheren Arbeiten (W
ENZEL et al. 1977, 2000)
resultierende große Bandbreite in den A-Werten entspricht vermutlich nicht den realen Verhältnissen und ist in erster Linie

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 88
analytischen Problemen geschuldet.
Aus Sicht vorhandener geochemischer Daten und einer bis dato fehlenden detaillierten mineralogischer Bearbeitung ergibt sich
zuallererst der Hauptgranit-Körper als Objekt für notwendige weiterführende Untersuchungen. Es steht unzweifelhaft fest, dass
Bereiche von bisher unbekanntem Volumen einer teilweise essentiellen U-Zufuhr unterlagen, die in einer erheblich gestörten
Wärmeproduktionsrate resultierte.
4.3.5
Thermische Gesteinsparameter
Dr. Hans-Jürgen
Förster, Dr. Andrea Förster
Wärmeleitfähigkeit
Das Gebiet umfasst verschiedene regionalgeologische Einheiten und Gesteinskomplexe (Anlage 9), deren Wärmeleitfähigkeits-
Charakteristika beginnend im Erzgebirge und endend im Lausitzer Block abgehandelt werden.
Die
Gneise des Osterzgebirges
haben eine mittlere Wärmeleitfähigkeit von 3,1 ± 0,3 W/m.K. Eine weitaus größere k-
Spannbreite weisen die Metamorphite des
Elbtalschiefergebirges
auf, mit Werten von 2 W/m.K in metamorphen mafischen
Tuffen bis zu 6,6 W/m.K in Kieselschiefern (D
ILLENARDT 2010). Die am weitesten verbreiteten Tonschiefer besitzen je nach
Quarz-Gehalt k-Werte zwischen 2,0 und 4,8 W/m.K.
Der Mittelwert von k für diese geologische Einheit beträgt 3,0 ± 1,0 W/m.K (n = 39).
Das variszische
Meißener Massiv
in der Elbezone ist aus Gabbros/Dioriten, Monzonitoiden und Graniten aufgebaut. Eine
Gabbro/Diorit-Probe aus dem Tiefen Elbstolln bei Freital ergab eine niedrige Wärmeleitfähigkeit von 2,2 W/m.K. Gleichermaßen
niedrige k-Werte bei einer sehr geringen Streuung zeichnen die Monzonitoide aus, deren Mittelwert für 11 Proben bei 2,1 ± 0,3
W/m.K liegt. Eine deutlich höhere Wärmeleitfähigkeit besitzen der Hauptgranit (2,6 ± 0,1 W/m.K, n = 3) sowie der
Riesensteingranit (3,15 W/m.K, n = 1).
Gesteine der
Rotliegendbecken
bzw. die
kretazischen Sedimente
spielen auf Grund ihrer oberflächennahen Position und
geringen Vertikalausdehnung für die T-Modellierung keine Rolle.
Von den
Gneisen vom Typ Großenhain
standen keine Proben zur Verfügung. Alternativ für diese wurden in die Modellierung
Wärmeleitfähigkeitswerte für den Coswiger Orthogneis integriert, der dem Großenhainer Gneis sehr ähnlich ist und mit k ~3
W/m.K eine Wärmeleitfähigkeit ausweist, die im Bereich aller Orthogneise der drei Vorzugsgebiete liegt.
Volumetrisch am bedeutendsten im Lausitzer Anteil des Vorzugsgebietes sind
cadomische Granodiorite
und Anatexite. Dabei
unterscheiden sich die Granodiorite vom Typ Pulsnitz (2,9 ± 0,3 W/m.K) und vom Typ Demitz (2,8 ± 0,2 W/m.K) praktisch nicht
in ihren k-Werten. Messungen an zwei Proben des mittelkörnigen
Granits von Stolpen
ergaben einen mittleren k-Wert von 3
W/m.K. Proben aus dem
Gabbronorit-Gabbro-Diorit-Komplex
waren nicht verfügbar. Für diese Gesteine wurden alternativ bei
der T-Modellierung die k-Werte der basisch bis intermediären Glieder des Meißener Massivs berücksichtigt.
Wärmeproduktion
Zahlreiche chemische Analysen von Proben
osterzgebirgischer Gneise
(H
AMMER et al. 1999) weisen deren mittlere
Wärmeproduktion mit 1,8 μW/m
3
(n = 25) aus (FÖRSTER & FÖRSTER 2010a). Gamma-spektrometrische Messungen an
repräsentativen Gesteinen des
Elbtalschiefergebirges
dokumentieren vergleichsweise niedrigere A-Werte bei einer Streuung
zwischen 0,6 und 2,3 μW/m
3
(DILLENARDT 2010).
Die Diorite/Gabbros des
Meißener Massivs
besitzen eine niedrige radiogene Wärmeproduktion. Aus vier
Gesamtgesteinsanalysen von W
ENZEL et al. (1997, 2000) lässt sich für diese ein mittlerer A-Wert von 0,7 ± 0,1 μW/m
3
berechnen. FÖRSTER et al. (2010a) ermittelten allerdings einen höheren A-Wert von 1,2 μW/m
3
an einer Probe aus dem Tiefen
Elbstolln bei Freital, aus dem auch die von Wenzel untersuchten Proben stammen. Signifikant höhere und stärker streuende
Wärmeproduktionsraten weisen die Monzonitoide aus, die chemisch Monzonite, Quarzmonzonite, Syenite und Quarzsyenite
umfassen. Aus Daten von W
ENZEL et al. (1997, 2000) können A-Werte zwischen 3,4 und 13,7 μW/m
3
ermittelt werden
(Abbildung 75), aus denen sich ein Mittelwert von 7,6 ± 2,7 μW/m
3
(n = 11) errechnet.
Eine derartige Schwankungsbreite kann nicht als Ergebnis der Differentiation eines Stammmagmas erklärt werden und weist

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 89
möglicherweise auf analytische Probleme hin (F
ÖRSTER et al. 2010a). Daher wurden weiterführende Untersuchungen der
Monzonite durchgeführt, bei denen eine Wärmeproduktion von 5,5-6,2 μW/m
3
(n = 7) ermittelt wurde (vgl. Kapitel 4.3.4).
Hauptgranit und Riesensteingranit bilden Punktwolken, die möglicherweise auf Alterationsprozesse hindeuten. Deshalb wurden
alle chemischen Analysen zur Mittelwertbildung herangezogen. Danach ergeben sich für den Hauptgranit konsistente mittlere
A-Werte von 4,0 ± 2,1 μW/m
3
(nach Analysen von WENZEL et al. 1997) bzw. 4,1 μW/m
3
(HAMMER et al. 1999). Proben von U-
reichem Hauptgranit erreicht dagegen Werte zwischen 8,0-12,2 μW/m
3.
(FÖRSTER et al. 2010a, Kap. 4.3.4). Das gilt
gleichermaßen für den Riesensteingranit (4,0 μW/m
3
nach Analysen von WENZEL et al. 1997 als auch HAMMER et al. 1999).
Zwei Analysen des mittelkörnigen
Stolpener Granits
ergaben A-Werte von 3,7 bzw. 4,4 μW/m
3
, die mit dem Mittelwert von 3,8
μW/m
3
(n = 5) nach HAMMER et al. (1999) sehr gut korrespondieren. Die gleichen Autoren haben auch intensive Studien der
verschiedenen cadomischen
Lausitzer Granodiorite
publiziert. Danach weisen die Zweiglimmer-Granodiorite (Typ Pulsnitz) und
die Muskowit-führenden Biotitgranodiorite einen identischen mittleren A-Wert von 1,8 μW/m
3
auf, der nur wenig unterhalb
dessen der Biotitgranodiorite (Typ Demitz) liegt (2,3 μW/m
3
). Für den
Gabbronorit-Gabbro-Diorit-Komplex
errechnet sich aus
den Analysen von H
EINRICH (1993) eine sehr niedrige und nur gering variable Wärmeproduktionsrate von 0,4 ± 0,2 μW/m
3
.
4.3.6
Thermische 2D-Modelle
Dr. Hans-Jürgen Förster, Dr. Andrea Förster
Profil Meißen
Das konzeptionelle geologische Profil für die Temperatur-Tiefen-Modellierung ist in Abbildung 76 dargestellt. In diesem Gebiet
sind die Gesteine des Meißener Massivs „wärme-technisch“ auf Grund der ungewöhnlich hohen Wärmeproduktion der
Monzonitoide, der niedrigen Wärmeleitfähigkeit der Monzonitoide und Diorite/Gabbros sowie der großen Kontraste in A und k
zwischen den Hauptgesteinstypen von herausragender Bedeutung. Berechnet wurde einmal eine „wahrscheinliche“ Variante
(F
ÖRSTER & FÖRSTER 2010a) und eine „optimistische“ Variante, bei der von optimalen geothermischen Verhältnissen
ausgegangen wurde (F
ÖRSTER et al. 2010).
Abbildung 76: Geologisches Ausgangsmodell für das Profil Meißen (geringfügig modifiziert nach K. STANEK und O.
K
RENTZ in STANEK 2010)
Dargestellt sind die Werte für die „wahrscheinliche“ und „optimistische“ (grün umrandet) Varianten,
wobei die geänderten Werte rot gekennzeichnet wurden. Das Teilgebiet Meißen ist mit blau
gestrichelten Linien eingegrenzt.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 90
Abbildung 77: Temperatur-Tiefen-Modelle Meißen („wahrscheinlich“ - oben; „optimistisch“ - unten) des in Abbildung
76 gezeigten Profilschnitts Meißen (DILLENARDT 2010, FÖRSTER et al. 2010a)
Blau hervorgehoben ist die Temperatur in 5 km unter GOK. Das Teilgebiet Meißen ist mit blau
gestrichelten Linien eingegrenzt.
Das Temperatur-Modell (Abbildung 77) prognostiziert in der „wahrscheinlichen“ Variante mit
120
o
C
in 5 km Tiefe unter GOK die
niedrigsten Temperaturen im äußersten SW-Rand des Vorzugsgebietes. Von beiden Profilgrenzen wird ein Anstieg der
Isothermen mit Annäherung an das Meißener Massiv angezeigt. Die höchsten Temperaturen werden mit
130
o
C
für die NE-
Grenze des Vorzugsgebietes ausgewiesen (NE-Grenze der Verbreitung des Hauptgranits an der Oberfläche), bedingt durch die
dort vermutete größte Mächtigkeit der Monzonitoide kombiniert mit der geringen Wärmeleitung der mafischen und intermediären
Gesteine (Wärmestau).
Um Auswirkungen der unsicheren Kenntnisse über den Internbau des Massivs zu prüfen, wurde eine optimistische Variante
dahingehend gerechnet, dass ein „maximal mögliches“ T-Szenario angenommen wurde (F
ÖRSTER et al. 2010a). Die
veränderten Werte sind in Abbildung 76 ersichtlich und resultieren in einer durchschnittlichen T-Erhöhung von ca. 20
o
C auf dem
Profilschnitt. Die höchsten Temperaturen sind dabei unter optimalen Voraussetzungen bei ca.
155 °C
im NE des
Vorzugsgebietes zu erwarten.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 91
Profil Dresden
Die Geologie im Raum Dresden ist ähnlich der im Gebiet von Meißen, nur dass die variszischen Magmatite mengenmäßig
etwas zurücktreten und auf Grund ihrer Mächtigkeit tiefengeothermisch irrelevante Gesteine der Rotliegendbecken und
Sedimente der Sächsischen Kreide hinzukommen (Abbildung 78).
Abbildung 78: Geologisches Ausgangsmodell für das Profil Dresden (geringfügig modifiziert nach K. STANEK und O.
K
RENTZ in STANEK 2010)
Dargestellt sind die Werte für die „wahrscheinliche“ und „optimistische“ (grün umrandet) Varianten,
wobei die geänderten Werte rot gekennzeichnet wurden.
Auf Grund der geringfügigen Variation in der thermisch relevanten Geologie im Vergleich zum Profil Meißen prognostiziert das
„wahrscheinliche“ 2D-Modell auch nur unbedeutende T-Differenzen.
Die höchsten Temperaturen werden mit
135
o
C
in 5 km Tiefe unter GOK für den SW-lichen Randbereich des Meißener Massivs
vorausgesagt, wo im Raum Freital Diorite/Gabbros an der Oberfläche angetroffen werden (Abbildung 78). Modellvariationen
führen zu ähnlichen Resultaten wie beim Profil Meißen. So wurde eine optimistische Variante dahingehend gerechnet, dass bei
einem „maximal möglichen“ T-Szenario die resultierende durchschnittliche T-Erhöhung 30
o
C beträgt (Abbildung 79). Die
höchsten Temperaturen sind dabei unter optimalen Voraussetzungen bei ca.
160 °C
im Bereich Freital zu erwarten.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 92
Abbildung 79: Temperatur-Tiefen-Modelle Dresden („wahrscheinlich“ - oben; „optimistisch“ - unten) des in
Abbildung 76 gezeigten Profilschnitts Dresden (D
ILLENARDT 2010, FÖRSTER et al. 2010a)
Blau hervorgehoben ist die Temperatur in 5 km unter GOK. Das Teilgebiet Dresden ist mit blau
gestrichelten Linien eingegrenzt.
Profil Pirna
Die geologischen Verhältnisse in diesem Profil (Abbildung 80) unterscheiden sich signifikant von denen in den beiden
vorangegangenen Profilen, wobei dem Fehlen der Gesteine des Meißener Massivs tiefengeothermisch die größte Bedeutung
beigemessen werden muss. Die recht einfache Geologie wird nur im NE-Sektor durch den Granitpluton von Stolpen und die im
tieferen Untergrund vermutete Gabbronorit-Gabbro-Diorit Serie vielgestaltiger. Um den thermischen Einfluss des Stolpener
Granits abzuschätzen, wurde er im konzeptionellen geologischen Modell mächtiger veranschlagt als tatsächlich entlang der
Profillinie angeschnitten. Diese Modifizierung spiegelt die Verhältnisse im SW des Profils wider (vgl. Abbildung 79). Eine
„optimistische“ Variante wurde auf Grund der ohnehin geringen geothermischen Relevanz nicht berechnet.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 93
Abbildung 80: Geologisches Ausgangsmodell für das Profil Pirna (modifiziert nach K. S
TANEK und O. KRENTZ, in
STANEK 2010)
Das Teilgebiet Pirna ist mit blau gestrichelten Linien gekennzeichnet.
Abbildung 81:
Temperatur-Tiefen-Modell Pirna des in Abbildung 80 gezeigten Profilschnitts Pirna (DILLENARDT 2010)
Blau hervorgehoben Temperatur in 5 km u. GOK.
Das Teilgebiet Pirna ist mit blau gestrichelten Linien gekennzeichnet.
Das Modellierungsergebnis weist für den SW-Teil des Teilgebietes lediglich eine Temperatur um
105
o
C
in 5 km unter GOK auf
(Abbildung 81). Mit Temperaturen um
115
o
C
werden östlich des Stolpener Plutons lediglich etwa 10
o
C höhere Werte
vorhergesagt.
4.3.7
Thermisches 3D-Modell
Dr. Ottomar Krentz auf der Grundlage von W
AGNER & SCHÜTZ 2010
Für die numerische Berechnung der 2D- und 3D-Temperaturmodelle mittels COMSOL Multiphysics
®
bilden für das
Vorzugsgebiet Elbezone wie auch für alle anderen Vorzugsgebiete die gemessenen und recherchierten Daten des GFZ
Potsdam (H.-J.
FÖRSTER & A. FÖRSTER, J. DILLENHARDT 2010) die Datenbasis. Dafür wurden geologische Basis-Strukturmodelle
in Zusammenarbeit zwischen TU Bergakademie Freiberg (K.-P. S
TANEK) und LfULG Freiberg (H.-J. BERGER, O. KRENTZ) erstellt.
Diese Strukturmodelle wurden im LfULG Freiberg in vereinfachte konzeptionelle GOCAD-Modelle (S. GÖRNE) umgesetzt

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 94
(Abbildung 82).
Abbildung 82: GOCAD-Modell der geologischen Einheiten „Vorzugsgebiet Elbezone“ als konzeptionelles
Wärmeleitfähigkeits-Modell (S.
GÖRNE & H. SCHÜTZ)
Die Verarbeitung (örtliche Diskretisierung) in numerische Simulationsmodelle erfolgte an der TU Bergakademie Freiberg, Institut
für Geophysik (H. S
CHÜTZ). Im Vorzugsgebiet Elbezone wurden dazu drei 2D-Temperaturschnitte für die Gebiete Meißen,
Dresden und Pirna gerechnet. Die Lage der Schnitte und das geologische Ausgangsmodell sind in Kapitel 4.3.5. beschrieben.
In diesen Schnitten wird das temperaturabhängige Wärmeleitfähigkeitsverhalten berücksichtigt. Der Anisotropie-Effekt wird nur
in den Gneiskomplexen wirksam. Das GOCAD- und 3D-Simulationsmodell bildet die Gesamtstruktur ab.
Dabei wurden in 5 km unter GOK für das
Profil „Meißen“
Temperaturen im Bereich von
120 bis 140 °C
, für das
Profil
„Dresden“
im Bereich von
120 bis 130 °C
und für das
Profil „Pirna“
im Bereich von ca.
110 °C
ermittelt (Abbildung 83). Diese
Werte entsprechen gut den Angaben der „wahrscheinlichen“ Varianten (vgl. Kapitel 4.3.5.).
Insgesamt weisen die Temperaturprofile einen leichten Temperaturabfall von NW (Meißen) nach SE (Pirna) aus, der durch den
abnehmenden Einfluss der Granitoide (Hauptgranit, Monzonit) des Meißener Massivs (hohe radiogene Wärmeproduktion)
geprägt ist. Im Raum Dresden lässt dieser Einfluss etwas nach und im Raum Pirna verliert er vollständig an Bedeutung.
Der geologische Einfluss auf die Temperaturentwicklung in 5 km Tiefe unter GOK ist in Abbildung 84 nachzuvollziehen.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 95
Abbildung 83:
2D-Temperaturschnitte „Meißen“, „Dresden“ und „Pirna“ (WAGNER & SCHÜTZ, 2010)
Blau hervorgehoben Temperatur in 5 km unter GOK.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 96
Abbildung 84: Geologisches 3D-Modell des Vorzugsgebietes Elbezone mit den Schnittlagen der 2D-Profile (oben)
und der regionalen Temperaturverteilung in 5 km Tiefe unter GOK (unten); Darstellung: S. G
ÖRNE
Die 5 km-Schnittebene in Abbildung 84 zeigt die Temperaturvariation zwischen 120 und 140 °C. Deutlich erkennbar ist der
„Kamin-Effekt“ durch den Meissner Riesenstein-Granit (östlich von Meißen) und die relative Abkühlung im Raum Pirna durch
den Lausitzer Granodiorit.
Abbildung 85: Temperaturprofil „Dresden“ nach 2D-Modellierung (links) und 3D-Modellierung (rechts) in 5 km Tiefe
unter GOK (W
AGNER & SCHÜTZ 2010)
Der beispielhafte Vergleich der Temperaturprofile aus der 2D- und 3D-Modellierung zeigt, dass die 3D-Modellierung zu einer
leicht reduzierten „mittleren“ Temperatur im Gesamtmodell Elbezone führt und dass die 2D- und 3D-Modellierungen in der
Größenordnung ähnliche Ergebnisse liefern.

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 97
4.3.8
Bruchmechanik und Spannungsfeldmodell
Dr. Ottomar Krentz auf der Grundlage von K
ONIETZKY et al. 2010
Das Spannungsfeldmodell Dresden ist von der Anzahl der geologischen Einheiten und der tektonischen Störungen her das
komplizierteste Modell. Es basiert auf dem geologisch-tektonischen GOCAD-Modell, wobei dieses für die numerischen
Berechnungen vereinfacht und vom Flächenumfang auf den zentralen Bereich Dresden reduziert wurde. Diese Reduktion
erfolgte auf die wesentlichsten Störungszonen und auf vereinfachte Gesteinseinheiten. Das Spannungsfeld für den Standort
Dresden zeigt ein plausibles Ergebnis, welches wie folgt charakterisiert werden kann (K
ONIETZKY et al. 2010).
Die mittlere Hauptspannung entspricht in etwa dem lithostatischen Überlagerungsdruck und ist überwiegend vertikal
ausgerichtet.
Die deutlich unterschiedlichen Materialsteifigkeiten spiegeln sich in signifikanten Spannungserhöhungen bzw. -erniedrigungen
wider.
Minimale und maximale Hauptspannung sind überwiegend horizontal ausgerichtet, wobei lokal und teufenabhängig auch
signifikante Abweichungen auftreten können.
Die Richtung der maximalen quasi-horizontalen Hauptspannung ist NNW-SSE ausgerichtet.
Das Verhältnis zwischen der größten und der kleinsten Hauptnormalspannung nimmt mit der Teufe ab und wird durch das
Steifigkeitsverhältnis benachbarter geologischer Einheiten beeinflusst. Es beträgt in etwa 2 in der geplanten Reservoir-Tiefe.
Bedingt durch die Inhomogenitäten und Bewegungen auf den Störungszonen kommt es lokal zu stärkeren
Spannungsfluktuationen und Rotationen des Spannungsfeldes.
In der geplanten Reservoir-Tiefe von 5 km betragen die Hauptspannungen je nach Lokation für die wahrscheinlichste
Parameterkonstellation in etwa:
-
σ
1
=150 - 180 MPa
-
σ
2
=110 - 140 MPa
-
σ
3
= 80 - 95 MPa.
Der Fracdruck auf Niveau Bohrlochsohle in 5 km Tiefe liegt bei Annahme einer hydraulischen Zugfestigkeit von 5 MPa gemäß
Formel 4 (s. Kapitel 3.8) zwischen 65 und 140 MPa. Bei porenelastischer hydrostatischer Betrachtung und Annahme einer
Querdehnzahl von 0,2 verringert sich der prognostizierte Fracdruck auf Werte von etwa 27 bis 76 MPa. Das Modell zeigt
deutlich, dass die quasi-horizontalen Hauptspannungen in den steiferen Formationen (Monzodiorit/Monzonit, Granodiorit und
Gneis) signifikant erhöht und in den weichen Schichten des Schiefergebirges erheblich reduziert sind, sodass die maximalen
Hauptspannungen in 5 km Tiefe lokal maximale Werte von bis zu 240 MPa und minimale Werte von etwa 140 MPa erreichen
können (Anlage 16 b).
Das Spannungs-Tiefen-Profil des Profilpunktes 1 bei Bannewitz spiegelt exemplarisch die steifigkeitsinduzierten
Spannungskontraste wider (Anlage 16 d-f): erhöhte Werte liegen zwischen etwa 500 und 1500 m Tiefe vor (Monzodiorit) sowie
ab ca. 5.200 m Tiefe bis zum Modellboden (Gneise). Die quasi-vertikal einfallende Hauptspannung kann je nach Tiefe σ
1
, σ
2
oder σ
3
sein, d.h. dass das Spannungsfeld stark rotiert. Die kleinste und größte quasi-horizontalen Hauptspannungen streichen
NNW-SSE bzw. ENE-WSW, während das Streichen der quasi-vertikalen Hauptspannung stark variiert. Das
Hauptspannungsverhältnis σ
1
3
liegt in den steifen Bereichen etwas über 2, in den weichen Bereichen etwas unter 2. Das
Verhältnis der maximalen Schubspannung zur dazugehörigen Normalspannung liegt zwischen 0,20 - 0,43.
WNW-ESE- und NNE-SSW-orientierte Störungszonen wären besonders prädestiniert für Scherbewegungen bzw. besonders
leicht im Schermodus zu stimulieren. Das Spannungsregime ist bei Vernachlässigung der hydraulischen Komponente noch weit
vom Versagenszustand entfernt (Abbildung 86) und entspricht einem ‚strike-slip’-Regime gemäß Abbildung 1.

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 98
0
100
200
300
400
500
600
0
100
200
300
400
500
600
σ
h
[MPa]
σ
H
[MPa]
Thrust Fault
Strike
Slip
Normal
Fault
Abbildung 86:
Diagramm der Spannungsregime für das Modell Dresden (KONIETZKY et al. 2010)
H
: größte horizontale Hauptspannung, σ
h
: kleinste horizontale Hauptspannung; Reibungsbeiwert
0,8 in 5 km Tiefe; Gesteinsdichte 2600 kg/m
3
; roter Punkt: primärer Spannungszustand in 5 km Tiefe)
4.3.9
Zusammenfassung der Ergebnisse zum Vorzugsgebiet Elbezone
Dr. Ottomar Krentz
Das Vorzugsgebiet Elbezone ist von der geologisch-tektonisch Seite her das anspruchvollste Gebiet. Es untergliedert sich in
drei prinzipiell unterschiedliche Bereiche:
Gebiet Meißen mit den Monzonitoiden des Meißener Massivs,
Gebiet Dresden mit den Rotliegend-Sedimenten/Vulkaniten des Döhlener- und Briesnitzer Becken sowie dem Grenzbereich
Meißener Massiv-Lausitzer Granodiorit,
Gebiet Pirna-Königstein mit dem Lausitzer Granodiorit und den Granitkörpern von Markersbach und Stolpen.
Auf Grund dieser Differenzierung wurden auch drei geothermische Profilschnitte für die Tiefe von 5 km u. GOK berechnet.
In einer „wahrscheinlichen“ Variante, die durchschnittliche Werte für die Wärmeleitfähigkeit und die Wärmeproduktion für die
unterschiedlichen Gesteine annimmt, wurden für das Profil „Meißen“ Temperaturen von ca.
120…130 °C
, für das Profil
„Dresden“ von ca.
120…135
°C
und für das Profil „Pirna“ von ca.
105 bis 115 °C
in 5km Tiefe unter GOK ermittelt. In einer
„optimistischen“ Variante, die ein maximal mögliches Temperatur-Szenario annimmt, liegen die Werte in Meißen und Dresden
um
ca. 25 °C höher
.
Die tektonische Vorprägung ist gut. Es wurden vier Altersgruppen von tektonischen Störungen ausgehalten, die jeweils
unterschiedliches Verhalten zeigen (Kapitel 4.3.2). Die jungtertiären Bruchzonen als offene Klüfte bilden in Kombination mit
anderen Störungszonen wahrscheinlich die günstigsten Voraussetzungen für die Erschließung eines geothermischen
Reservoirs. Diese jungen Bruchzonen sind in der gesamten Elbezone angetroffen worden.
Die Teilgebiete Meißen und Dresden im Vorzugsgebiet Elbezone sind unter den geothermischen und tektonischen
Voraussetzungen dem Teilgebiet Pirna vorzuziehen.

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 99
5
Bewertungsschema
Dr. Manfred Felix
5.1 Kriterien für die Bewertung der Vorzugsgebiete
Die Bewertung der Vorzugsgebiete setzte eine Analyse des nationalen und internationalen Standes zu den Bewertungskriterien
voraus. In Hinblick auf die petrothermale Zielstellung im sächsischen Raum war aber kein direkt anwendbares
Bewertungsschema nutzbar.
Die relevanten Kriterien für die Bewertung der Vorzugsgebiete beschränken sich i. W. auf die Gesteinstemperatur in der
entsprechenden Zieltiefe und die geotechnische Einschätzung der Gesteine bezüglich ihres Fracverhaltens im Zieltiefenbereich.
5.2 Bewertung der Vorzugsgebiete
Die Vorzugsgebiete lassen sich ausgehend vom gegenwärtigen Bearbeitungsstand nach zwei Kriteriengruppen bewerten:
Die Kriteriengruppe
„Geologische Voraussetzungen“
beinhaltet den geologischen Kenntnisstand, die tektonische Vorprägung
und die natürliche Seismizität.
Die Kriteriengruppe
„Geothermisch-geomechanische Voraussetzungen“
beinhaltet die Temperatur T, die wahrscheinlichste
Parameterkonstellation der Hauptspannungen sowie die zu erwartenden Fracdrücke im Zieltiefenbereich von 5 km.
Tabelle 9 fasst die genannten Kriterien zusammen und gibt eine relative Gesamtbewertung der drei Vorzugsgebiete.
Die Kriteriengruppe
„Infrastrukturelle Voraussetzungen“
war nicht Berichtsinhalt. Deren Berücksichtigung ist aber zur
Abschätzung der Sensibilität bezüglich des Vorhandenseins erschütterungssensibler Industriezweige und der energetischen
Infrastruktur in den Vorzugsgebieten nachfolgend notwendig.
6
Schlussfolgerungen und weiterer
Forschungs- und Entwicklungsbedarf
Dr. Manfred Felix
6.1 Schlussfolgerungen
Die Möglichkeit der Stromerzeugung durch Tiefenaufschlüsse bis 5 km in einem petrothermalen Kraftwerk ist in allen drei
betrachteten Vorzugsgebieten gegeben.
Die Temperaturmodelle weisen Temperaturwerte auf, welche die in den „Karten des Temperaturfeldes im Untergrund
Deutschlands“ (LIAG 2008) angegebenen Werte, die nur auf Messwerten beruhen, überschreiten (Abbildung 87). Das
„mitteldeutsche Wärmeloch“ muss somit auch bei konservativer Betrachtungsweise aufgrund der Untersuchungen in den drei
Vorzugsgebieten nach oben korrigiert werden.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 100
Abbildung 87: Karte des Temperaturfeldes im Untergrund Deutschlands (LIAG Hannover): Temperatur in 3 km Tiefe
mit Modelltemperaturen aus der Bearbeitung der Vorzugsgebiete
Das Vorzugsgebiet Aue verfügt im Vergleich zu den beiden anderen Vorzugsgebieten aus geologisch-geothermischer Sicht
über die besten Voraussetzungen für die Errichtung eines petrothermalen Tiefengeothermieprojektes (Abbildung 88).

Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 101
Tabelle 9:
Bewertung der Vorzugsgebiete Aue, Freiberg und Elbezone aus geologisch-geothermisch-geomechanischer Sicht
Geologische Voraussetzungen
Geothermisch-geomechanische Voraussetzungen
erwarteter Aufwand für Stimulation
Vorzugsgebiet
Geologie
1
Geologisch-
geotechnischer
Kenntnisstand
2
Tektonische
Vorprägung und
tiefreichende
Störungssysteme
3
Natürliche
Seismizität
4
Mittlere
Modelltemperatur
in 5 km u. GOK
(in °C)
5
σ
1
3
6
σ
1
3
Frac-Drücke
(in MPa)
7
Minimale horizontale
Gebirgsspannung
σ
h
8
(in MPa)
Fracbark
eit
Gesamt-
bewertung
Aue Granit gut stark ausgeprägt Zone 1 175 0,29-0,34 100-120 95-100 (gut) sehr gut
Freiberg
Granodi-
oritgneis
gut ausgeprägt Zone 0 135 0,34-0,42 60-85 85-90 gut gut
Meißen
Monzonit/
Diorit
gering
stark ausgeprägt
Zone 0
140
0,20-0,43
65-140
80-95
gut
gut
Dresden
Monzonit/
Diorit
mäßig
stark ausgeprägt
Zone 0
145
0,20-0,43
65-140
80-95
gut
gut
Elbezone
Pirna Granodiorit mäßig stark ausgeprägt Zone 0 120 0,20-0,43 65-140 80-95 gut mäßig
1
Unter Geologie wird das in 5 km u. GOK zu erwartende Hauptgestein (ohne Wertung) genannt.
2
Unter Kenntnisstand werden der geologische Aufschlussgrad, die Teufe der geologischen Aufschlüsse und die Existenz/Qualität geotechnischer Informationen verstanden.
3
Unter tektonischer Vorprägung wird der bruchtektonische Deformationsgrad des Gebietes, welcher Störungen mehrerer Generationen beinhaltet und das Vorhandensein tiefreichender
Störungssysteme verstanden.
4
Unter natürlicher Seismizität wird die in DIN 4149 ausgehaltene Erdbebenzonierung dargestellt (s. Kap. 3.7).
5
Es werden die modellierten Gesteinstemperaturen innerhalb der Grenzen des jeweiligen Vorzugsgebietes entsprechend den unterschiedlichen angenommenen Szenarien angegeben.
Die Temperaturspannen liegen für Aue bei 160 - 190°C, für Freiberg bei 125 - 145°C, für Meißen bei 120 - 155°C, für Dresden bei 125 - 160 °C und in Pirna bei 105 - 135°C. Die im
Textteil des vorliegenden Berichtes dargestellten Temperatur-Teufenprofile bzw. -modelle zeigen nur eine Auswahl der gerechneten Modellbeispiele.
6
Verhältnis der maximalen Schubspannung zur Normalspannung (höhere Werte ermöglichen ein leichteres Aktivieren von Scherbewegungen in optimalen Richtungen).
7
Unter Fracdrücken werden die Bohrlochsohlendrücke zur Erzeugung von Zugrissen verstanden.
8
Unter der minimalen horizontalen Gebirgsspannung versteht man die untere in situ-Drucklast, die es gestattet, Klüfte hydrostatisch offen zu halten.

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Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 102
Abbildung 88: Vergleich der modellierten Temperaturen (wahrscheinliche Varianten) in den Vorzugsgebieten in 5 km
Tiefe entlang der modellierten Profile (W
AGNER & SCHÜTZ 2010)
6.2 Weiterer Forschungs- und Entwicklungsbedarf
Unabhängig von der Entscheidung für ein konkretes Zielgebiet und die Projektplanung durch einen Investor/Investorengruppe
sind im Vorfeld und projektbegleitend noch umfangreiche Forschungs- und Entwicklungsarbeiten zu bewältigen:
6.2.1
Geothermische Modellierung
Um die schlechte Datenlage bezüglich belastbarer Kriterien zur geothermischen Bewertung des Zieltiefenbereiches zu
verbessern, werden folgende Untersuchungen für notwendig gehalten:
Ergänzende und weitere Messung der thermophysikalischen Parameter (Wärme- bzw. Temperaturleitfähigkeiten, spezifische
Wärmekapazität, radiogene Wärmeproduktion) mittels Labormessungen.
Messungen (Labor- oder Feldmessungen, Bohrungen) zur Temperatur- und Druckabhängigkeit der petrophysikalischen
Parameter.
Labor- und Felduntersuchungen zur Anisotropie, vor allem in den metamorphen Gesteinskomplexen.
Aufnahme weiterer Temperaturdaten und Messungen zur Wärmestromdichte aus Bohrungen in den Vorzugsgebieten. Hier
bestehen noch die größten Defizite, da für die Lausitzer Antiklinalzone keine, in der Elbezone nur wenige und in den anderen
Gebieten nur wenig belastbare Daten vorliegen.
Aufwertung der Modellrechnungen durch Einbeziehung möglicher konvektiver Einflüsse (thermische und fluidinduzierte
Konvektion). Hierzu ist jedoch erst eine Datenbasis (Fluidwegsamkeiten, Poren- und Kluftströmung) zu entwickeln, die nur
durch eine tiefere Bohrung geschaffen werden kann.

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 103
6.2.2
Spezielle mineralogisch-geochemische Untersuchungen
Sofern sich das zukünftige Zielgebiet in einem HHP-Magmatit befindet, ist abzuklären, ob und in welcher Intensität die Laugung
von U zu einer „Abkühlung“ des Reservoirs bzw. Kontamination des Transportmediums beitragen kann. Das kann entweder
über gezielte Experimente und/oder Detailuntersuchungen der radioaktiven Minerale erfolgen.
6.2.3
Seismik im Kristallin
Ob die in
hydrothermalen
Geothermieprojekten in Sedimentgesteinen genutzte kostenintensive Reflexionsseismik (2D oder 3D)
im sächsischen Kristallin zu einem wesentlichen Kenntniszuwachs in der geplanten Zieltiefe führen kann, ist insbesondere bei
dem relativ guten bergbaubedingten geologischen Kenntnisstand in den Vorzugsgebieten fraglich.
Für ein sächsisches Geothermieprojekt ergibt sich die Schlussfolgerung, die komplexen Fragestellungen, die mit neuen
methodischen und gerätetechnischen Entwicklungen einer „KristallinSeismik“ verbunden sind, mit einem begleitenden
Forschungsprojekt an das Geothermieprojekt anzubinden.
6.2.4
Bohrtechnik
Die Bohrarbeiten
stellen den zeit- und kostenintensivsten Teil des Geothermieprojektes dar. Die geplante Zieltiefe von ca. 5 km
erfordert leistungsfähige Bohrgeräte mit Hakenlasten von ca. 300-500 t und den Einsatz der Richtbohrtechnik. Die Festlegung
des Bohrlochdesigns und des bohrtechnischen Arbeitsprogramms für die 1. Bohrung ist ein äußerst sensibler Arbeitsschritt,
insbesondere da er auch über die effektive Nutzbarkeit der Bohrung im späteren Dublettenbetrieb entscheidet.
6.2.5
Reservoir-Engineering
Im Zielhorizont
sind die hydraulischen Reservoirbedingungen durch künstliche mechanische oder chemische Stimulation zu
verbessern. Die Stimulationsarbeiten müssen messtechnisch durch ein seismisches Monitoring begleitet werden.
Außerdem sind Bohrlochtests und bohrlochgeophysikalische Verfahren einzusetzen und chemische Untersuchungen des
Wassers, die den Aufbau reaktiver Stofftransportmodelle erlauben, durchzuführen. Im Ergebnis der Frac-Auswertung wird
festgelegt, wie der Bohrverlauf der zweiten Bohrung gestaltet werden muss. Entsprechend ist die zweite Bohrung unter Einsatz
der Richtbohrtechnik niederzubringen.
Im nun erschlossenen Reservoir sind entsprechende Tests zu fahren und Temperatur- und Transportmodellierungen
durchzuführen. Daraus ist die Abgrenzung des Bewilligungsfeldes abzuleiten.
Im Rahmen der Weiterführung des Projektes im Zielgebiet ist die Öffentlichkeitsarbeit in Hinblick auf eine Akzeptanzförderung
zielgerichtet zu führen. Dabei ist zu berücksichtigen, dass „Geothermie-PR“ zu einem wesentlichen Teil Risikokommunikation ist
(B
AUMGÄRTNER 2010).
6.2.6
Induzierte Seismizität
Zu
dieser Thematik gibt es international und bundesweit verstärkte Aktivitäten. Ziel ist es, eine möglichst standardisierte
Vorgehensweise bei der Gefährdungsabschätzung von Tiefengeothermieprojekten abzuleiten.
Das GFZ Potsdam ist federführend im europäischen Verbundprojekt GEISER (Geothermal Engineering Integrating Mitigation of
Induced Seismicity in Reservoirs) tätig, die BGR ist Koordinator für das BMU-Verbundprojekt MAGS (Konzepte zur Begrenzung
der mikroseismischen Aktivität bei der energetischen Nutzung geothermischer Systeme im tiefen Untergrund).
Der Forschungsverbund hat im Rahmen des MAGS-Projektes ein zusätzliches Teilthema zur Auswertung der durch den
Grubenwasseranstieg induzierten Seismizität im Vorzugsgebiet Aue konzipiert. Beide Projekte begannen bzw. beginnen erst
2010, sodass kurzfristig keine konkreten Ergebnisse für ein sächsisches Tiefengeothermieprojekt zu erwarten sind.
Unabhängig davon ergibt sich für ein sächsisches Geothermieprojekt die Schlussfolgerung, dass in jedem Fall entsprechende

 
Schriftenreihe des LfULG, Heft 9/2011 | 104
Untersuchungen während der Bohrarbeiten, bei der Stimulierung und beim Betrieb der Anlage erfolgen müssen
(mikroseismisches Monitoring).
6.2.7
Mobilisierung und Ablagerungsprozesse natürlicher
Radionuklide
Um eine langfristige
Betriebssicherheit absichern zu können, sind im Zielgebiet spezielle geochemische Untersuchungen
durchzuführen, die eine Abschätzung der Entstehung von Schwermetallrückständen und Korrosion im Thermalwasserkreislauf
sowie der Mobilisierung und Ablagerungsprozesse natürlicher Radionuklide
ermöglichen (DEGERING u. a. 2009). Solche
Untersuchungen können aber erst erfolgen, wenn das Zielgebiet mit einer Bohrung erschlossen wurde.
7
Literatur
BANKWITZ, E.; BANKWITZ, P.; FRISCHBUTTER, A.; WETZEL, H.-U. (1977): Die tektonische Entwicklung der oberen Kruste im
Erzgebirge. - In: Symposium: „Probleme der Entwicklung und des Baues der Varisziden in Mitteleuropa und im Gebiet der
UdSSR“, Berlin, 18. und 19. April 1977: Kurzfassungen der Vorträge. - Potsdam.
B
ANKWITZ, P. u. a. (1993): Z. angew. Geol., 2/1993).
BAUER, W. (2009): Neue Projekte im Oberrheingraben: Schritt für Schritt - Die Vorgehensweise, Vortrag zum Geotherm-
Kongress in Offenburg am 06.03.09, 360plus Consult GmbH, Karlsruhe.
B
AUMANN, L. & HOFMANN, J. (1967): Die Beziehung zwischen Petrotektonik und Gangtektonik im Freiberger Lagerstättenbezirk. -
Freiberger Forschungshefte : Reihe C 215. S. 117-135; Leipzig.
B
AUMANN, L. (1958): Tektonik und Genesis der Erzlagerstätte von Freiberg (Zentralteil). - Dtsch. Verl. f. Grundstoffindustrie
(Dissertation), Freiberg. Forsch.h. C
46
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Z
OBACK, M.D. (2007): Reservoir Geomechanics, Cambridge University Press, 449 p.

Herausgeber:
Sächsisches Landesamt für Umwelt, Landwirtschaft und Geologie (LfULG)
Pillnitzer Platz 3, 01326 Dresden
Telefon: + 49 351 2612-0
Telefax: + 49 351 2612-1099
E-Mail: lfulg@smul.sachsen.de
www.smul.sachsen.de/lfulg
Autoren:
Hans-Jürgen Berger, Dr. rer. nat. Manfred Felix, Sascha Görne, Erhard Koch,
Dr. rer. nat. Ottomar Krentz
LfULG, Abteilung Geologie/Projektgruppe Geothermie
Halsbrücker Str. 31a, 09599 Freiberg
Dr. habil. Andrea Förster, Dr. habil. Hans-Jürgen Förster
Helmholtz-Zentrum Potsdam; Deutsches GeoForschungsZentrum, Sektion 4.1
Telegrafenberg, F 221, 14473 Potsdam
Prof. Dr.-Ing. habil Heinz Konietzky, Christian Lunow, Katrin Walter
TU Bergakademie Freiberg, Institut für Geotechnik
Gustav-Zeuner-Str. 1; 09599 Freiberg
Holger Schütz
TU Bergakademie Freiberg, Institut für Geophysik
Gustav-Zeuner-Str. 12, 09599 Freiberg
Prof. Dr. rer. nat. habil. Klaus Stanek
TU Bergakademie Freiberg, Institut für Geologie
Bernhard-von-Cotta-Str. 2, 09599 Freiberg
Prof. Dr. rer. nat. habil. Steffen Wagner
TU Bergakademie Freiberg, Institut für Bohrtechnik und Fluidbergbau
Agricolastr. 22, 09599 Freiberg
Redaktion:
Abteilung Geologie/Projektgruppe Geothermie
Dr. Manfred Felix
Telefon: + 49 3731 294-220
Telefax: + 49 3731 294-201
E-Mail: manfred.felix@smul.sachsen.de
Fotos:
Forschungsverbund Tiefengeothermie Sachsen
Redaktionsschluss:
24.11.2010
ISSN:
1867-2868
Hinweis:
Die Broschüre steht nicht als Printmedium zur Verfügung. Die PDF-Datei ist im
Internet unter
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verfügbar.
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