Abschätzung der Auswirkungen von Fracking-Maßnahmen auf das oberflächennahe Grundwasser

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1 Abschätzung der Auswirkungen von Fracking-Maßnahmen auf das oberflächennahe Grundwasser - Generische Charakterisierung und Modellierung - Gutachten im Rahmen des InfoDialogs Fracking Informations- und Dialogprozess der ExxonMobil über die Sicherheit und Umweltverträglichkeit der Fracking- Georg-August-Universität Göttingen Universität Stuttgart Ingenieurbüro Heitfeld - Schetelig, Aachen Prof. Dr. Martin Sauter Prof. Dr. Rainer Helmig Prof. Dr. Kurt Schetelig Karolin Brosig Alexander Kissinger Dr.-Ing. Michael Heitfeld Torsten Lange Dr. Anozie Ebigbo Dr. Johannes Klünker Wiebke Jahnke Bernd Paape als Anhang: Kurzstudie zur seismischen Gefährdung durch Erdgasförderung in Norddeutschland erstellt von: Prof. Dr. Manfred Joswig, Stuttgart, im Auftrag des InfoDialog Fracking Koordiniert von: Prof. Dietrich Borchardt Helmholtz Zentrum für Umweltforschung, Magdeburg Dr. Christoph Ewen team ewen, Darmstadt Ruth Hammerbacher Hammerbacher GmbH Beratung & Projekte, Osnabrück Finanziert von: ExxonMobil Production Deutschland GmbH

2 Inhaltsverzeichnis 1. Einleitung Aufgabenstellung Vorgehensweise Methodischer Ansatz Deterministisches Konzept und mathematische Modellierung Untersuchungsregionen Geologisch-hydrogeologischer Rahmen Regionales geologisches Modell Regionale Geologie des Münsterländer Kreidebeckens Regionale Geologie des Niedersächsischen Beckens Tektonik des Münsterländer Kreidebeckens Tektonik des Niedersächsichen Beckens Strontianitvorkommen Bergbau, Tiefbohrungen und bestehende Erdgasfelder Regionales hydrogeologisches Modell Hydrogeologie des Münsterländer Kreidebeckens Hydrogeologie der mineralwasserführenden Horizonte und Mechanismen der Versalzung im Münsterländer Kreidebecken Hydrogeologie des Niedersächsischen Beckens Hydrogeologie der mineralwasserführenden Horizonte und Mechanimen der Versalzung im Niedersächsischen Becken Lokale Standortmodelle Münsterländer Kreidebecken: Flözgas - Settings Niedersächsisches Becken: Schiefergas - Settings Niedersächsisches Becken: Tight Gas - Settings Hydrogeologische Charakterisierung Hydraulische Eigenschaften von Barrieren Hydraulische Eigenschaften von mächtigen Tonstein- und Mergelsteinserien (Literaturrecherche) Hydraulische Eigenschaften von Evaporitabfolgen (Literaturrecherche) Hydraulische Eigenschaften von Grundwasserleitern Hydraulische Rolle von Störungszonen Frack-Genese und Frack-Geometrie Modellgeometrien und hydraulische Parametrisierung Vorgehensweise der Zuordnung hydraulischer Modellparameter für Settings sowie die Szenarien 1 und Geometrien des Deckgebirges für die numerische Simulation der Szenarien 1 und 3 60 II

3 Hydraulische Modellparameter des regionalen Modells, Szenario Eingangsparameter der Modellierung der Szenarien 1 (Settings): Störungszonen Modellierung des Transports von Frack-Fluiden, Lagerstättenwasser und Methan Identifikation der möglichen Fließpfade von Frack-Fluiden, Lagerstättenwasser und Methan in tiefe und oberflächennahe Grundwasserleiter Gelöste Stoffe aus dem Frack-Fluid oder dem Lagerstättenwasser Methan Einschränkungen, generelle Zielsetzungen und Vorgehensweise der Modellierung Szenarien-Erstellung und Erläuterung der getroffenen Annahmen Szenario 1: Annahmen und Ziele Szenario 2: Annahmen und Ziele Szenario 3 Annahmen und Ziele Detaillierter Aufbau, Ergebnisse und Diskussion der Modelle Szenario 1: Detaillierter Modellaufbau und Ergebnisse Szenario 2: Detaillierter Modellaufbau und Ergebnisse Szenario 3: Detaillierter Modellaufbau und Ergebnisse Zusammenfassende Bewertung Ergebnisse und Zusammenfassung Genereller Ansatz und wesentliche Erkenntnisse Spezifische Ergebnisse aus der Simulation der drei Szenarien Hydrogeologische Charakteristika und Prozesse Empfehlungen der Arbeitsgruppe Allgemeine Empfehlungen Empfehlungen zu weitergehender Forschung Literaturverzeichnis Erläuterung der verwendeten Fachbegriffe Anlagen 122 III

4 Abbildungsverzeichnis Abb. 1-1 Ausgewählte Settings (Typstandorte) und Positionen der geologischen Profillinien im Untersuchungsgebiet Münsterländer und Niedersächsisches Becken. Modifizierte geologische Übersichtskarte nach AKADEMIE FÜR RAUMFORSCHUNG UND LANDESPLANUNG (1975). 3 Abb. 1-2 Schematisches konzeptionelles Modell der betrachteten Systemkomponenten für die Risikobewertung von hydraulischen Frack-Operationen. Es handelt sich um einen Schnitt senkrecht zur horizontal orientierten Bohrung. 7 Abb. 1-3 Registrierte Frack-Operationen im Marcellus Shale (FISHER & WARPINSKY, 2011). Die Frack- Geometrien sind gegen die Teufe der Perforation, der Austrittsstelle des Frack-Fluids, aufgetragen. Die Teufe der Perforation wird durch die orange codierte Linie repräsentiert. Die gelb, blau und violett codierten Linien oberhalb der orangen Linie repräsentieren die Position der oberen Frack-Spitzen für die Standorte in Ohio (OH), Pennsylvania (PA) und West Virginia (WV). Alle anderen Linien sind im aktuellen Kontext nicht relevant. Die Tiefen des jeweiligen oberflächennahen Aquifers sind durch den blau ausgefüllten Bereich angegeben. 8 Abb. 2-1 Geologisches Profil durch das zentrale Münsterland (Schnitt C-D). 17 Abb. 2-2 NE-SW-gerichtetes, etwa von Lünne bis Vechta verlaufendes geologisches Profil E-F durch das Niedersächsische Becken (Schnitt E-F). 20 Abb. 2-3 Profilschnitt durch das Donarfeld (DÖLLING & JUCH, 2009). 23 Abb. 2-4 Hydrogeologisches Profil durch das westliche Münsterland (in Position C-D). 30 Abb. 2-5 Hydrogeologische Profile der Deckgebirge der Settings im Münsterländer Kreidebecken. Abb. 2-6 Hydrogeologische Profile der Deckgebirge der Settings im Norddeutschen Becken. 43 Abb. 3-1 Schematischer Effekt der Anisotropie in einem Gesteinspaket mit unterschiedlicher lithologischer Wechsellagerung: Barriere Gesteine sind grau gefärbt, durchlässige Einheiten sind blau gefärbt, die Kontaminationsquelle und -fahne ist rot gefärbt. Die schwarze Linie stellt eine durchlässige Störung dar. 46 Abb. 3-2 Hydrogeologische Profile der Deckgebirge im Münsterländer Kreidebecken mit lithologischen Details a) am Setting Borken mit lithologischen Details; b) am Setting Nordwalde c) am Setting Bad Laer. 49 Abb. 3-3 Hydrogeologische Profile der Deckgebirge im Niedersächsischen Becken mit lithologischen Details a) am Setting Lünne; b) am Setting Quakenbrück-Ortland; c) am Setting Damme; d) am Setting Vechta. 50 Abb. 3-4 Schema einer typischen Störungszone mit geometrischer und hydraulischer Parameterverteilung, Quelle: CAINE et al. (1996). 54 Abb. 3-5 Mächtigkeit der gestörten Zone in Relation zum Versatzbetrag (FAULKNER et al., 2010) 55 Abb. 3-6 Konzeptmodell der Beziehungen zwischen den verschiedenen Modellkompartimenten zur Bestimmung der maximalen effektiven Störungstransmissivitäten über einen Mischungsansatz. 65 Abb. 3-7 Berechnete Transmissivitäten für den Standort Nordwalde in Abhängigkeit des spezifischen Abflusses im quartären, oberflächennahen Lockergesteinsaquifer für minimale und maximale gesättigte Mächtigkeiten auf Basis der offiziellen hydrogeologischen Karten NRW 1: (GEOLOGISCHER DIENST NORDRHEIN-WESTFALEN, 1981, 1997, 2006), des Grundwassergleichenplanes für das Münsterländer Kreidebecken (LANUV NRW) sowie einer Auswertung der verfügbaren Literatur (vgl. Kap ). Die unterschiedlichen Symbole entlang der Funktionsgeraden entsprechen unterschiedlichen Transmissivitäten unter 41 IV

5 Berücksichtigung der Lagemaße der Verteilungen des hydraulischen Potentials im weiteren Umfeld des gewählten Settings. 67 Abb. 4-1 Mögliche Fließpfade von Frack-Fluiden, Lagerstättenwasser und Methan ins Grundwasser. 68 Abb. 4-2 Schematischer Aufbau des Modellgebiets von Szenario Abb. 4-3 Qualitativer Verlauf der Druckrandbedingung an der Grenze zwischen Lagerstätte und Deckgebirge. 72 Abb. 4-4 Graphische Darstellung der konservativen Annahmen, welche in Szenario 1 eingehen (Beispielhaft für eine Schichtung im Münsterländer Becken). 72 Abb. 4-5 Schnitt durch das Münsterländer-Becken mit beispielhafter Störungszone. 73 Abb. 4-6 Grafische Darstellung der konservativen Annahmen, welche in Szenario 2 eingehen (Beispielhaft für eine Schichtung im Münsterländer Becken). 74 Abb. 4-7 Schematischer Aufbau des Modellgebiets vin Szenario Abb. 4-8 Graphische Darstellung der konservativen Annahmen, welche in Szenario 3 eingehen (Beispielhaft für eine Schichtung im Münsterländer Becken). 76 Abb. 4-9 Draufsicht auf das Modellgebiet und das simulierte Gebiet (ein Viertel des Modellgebiets). 77 Abb Links - Aufbau von Szenario 1. Rechts - Beispielhafte Ergebnisse für das Setting Borken. 78 Abb Aufstiegshöhe bei niedrigen standortspezifischen Permeabilitäten und Porositäten der Störungszonen. 80 Abb Aufstiegshöhe bei hohen standortspezifischen Permeabilitäten und Porositäten der Störungszonen 81 Abb Überhöhter geologischer Schnitt (oben), Modellgebiet mit wirklicher Skalierung (Mitte) und Ausschnitt mit Störungszone. 85 Abb Angenommene Randbedingungen für Szenario 2. Grün ist eine No-Flow (dichte) Randbedingung. Rot ist ein Festpotential-Rand. Die Potential-Linie ist hier nur qualitativ wiedergegeben. 86 Abb Simulation 1 - Die Abbildung zeigt die Migration einer Schadstofffahne im Cenoman- Turon Aquifer und in der Störungszone. Zur Darstellung wird eine normierte Konzentration des konservativen Tracers verwendet. Das linke Bild zeigt die Fahne zum Simulations-Start. Das rechte Bild zeigt die Ausbreitung der Fahne nach 30 Jahren. Das vertikale Potential beträgt 0 mws. 87 Abb Simulation 2 - Die Abbildung zeigt die Migration einer Schadstofffahne im Cenoman- Turon Aquifer und in der Störungszone. Zur Darstellung wird eine normierte Konzentration des konservativen Tracers verwendet. Das linke Bild zeigt die Fahne zum Simulations-Start. Das rechte Bild zeigt die Ausbreitung der Fahne nach 30 Jahren. Das vertikale Potential beträgt 30 mws. 87 Abb Simulation 3 - Die Abbildung zeigt die Migration einer Schadstofffahne im Cenoman- Turon Aquifer und in der Störungszone. Zur Darstellung wird eine normierte Konzentration des konservativen Tracers verwendet. Das linke Bild zeigt die Fahne zum Simulations-Start. Das rechte Bild zeigt die Ausbreitung der Fahne nach 30 Jahren. Das vertikale Potential beträgt 60 mws. 88 Abb Simulation 4 - Die Abbildung zeigt die Migration einer Schadstofffahne im Cenoman- Turon Aquifer und in der Störungszone. Zur Darstellung wird eine normierte Konzentration V

6 des konservativen Tracers verwendet. Das linke Bild zeigt die Fahne zum Simulations-Start. Das rechte Bild zeigt die Ausbreitung der Fahne nach 30 Jahren. Das vertikale Potential beträgt 30 mws. 88 Abb Simulation 5 - Die Abbildung zeigt die Migration einer Schadstofffahne im Cenoman- Turon Aquifer und in der Störungszone. Zur Darstellung wird eine normierte Konzentration des konservativen Tracers verwendet. Das linke Bild zeigt die Fahne zum Simulations-Start. Das rechte Bild zeigt die Ausbreitung der Fahne nach 30 Jahren. Das vertikale Potential beträgt 60 mws. 89 Abb Dichte von freiem Methan in Abhängigkeit von Druck und Temperatur (DUAN et al., 1992b). 91 Abb Draufsicht auf das Modellgebiet und das simulierte Gebiet (Ausgeblendeter Quadrant aus dem Modellgebiets). 91 Abb Beispielhafte Förderkurve von Methan aus einer Frack-Bohrung. Das betrachtete, in das Modellgebiet entweichende Volumen entspricht der rosa gefärbten Fläche. Die Rate im rosa gefärbten Bereich (rote Linie) ist konstant. 93 Abb Vergleich der Simulationen 1 bis 3. a) zeigt die vertikale Permeabilitäts-Verteilung [m 2 ] des Settings Lünne sowie die Dimensionen des Modellgebiets. b) zeigt die Sättigung von Methan nach 100 Jahren für Simulation 3 (unterbrochene Störungszone, hohe residuale Sättigung). c) und d) zeigen die Sättigung von Methan für die Simulationen 1 (voll durchgehende Störungszone, niedrige residuale Sättigung) und 2 (voll durchgehende Störungszone, hohe residuale Sättigung) nach 100 Jahren, in diesen beiden Fällen gibt es keine Unterbrechung der Störungszone. Simulation 1 und 2 unterscheiden sich in der angenommen residualen Sättigung (Simulation 1 1 %, Simulation 2 30 %). 96 Abb Massenbilanz der Simulationen 1 (links) und 2 (rechts) im Setting Lünne. In beiden Simulationen wird eine Störungszone durch das gesamte Deckgebirge angenommen. Simulation 1 hat eine residuale Sättigung von 1 %, Simulation 2 von 30 %. Die hier gezeigten Massen nach 100 Jahren unterscheiden sich um den Faktor vier von den in Tab Masse an Methan, welche in die Atmosphäre (im Modell: Über den oberen Rand) entweicht. Diese Masse wird in Relation zu der in das Modellgebiet eindringenden Masse pro Frack gesetzt sowie zu der gesamten technisch förderbaren Masse pro Frack.angegebenen Werten, da nur ein Viertel des gesamten Modellgebietes simuliert wird. 97 Abb Massenbilanz der Simulationen 3 (links) und 4 (rechts) im Setting Lünne. In beiden Simulationen wird die Störungszone zwischen m Tiefe unterbrochen. Simulation 3 hat eine residuale Sättigung von 1 %, Simulation 4 von 30 %. Die hier gezeigten Massen nach 100 Jahren unterscheiden sich um den Faktor vier von den in Tab Masse an Methan, welche in die Atmosphäre (im Modell: Über den oberen Rand) entweicht. Diese Masse wird in Relation zu der in das Modellgebiet eindringenden Masse pro Frack gesetzt sowie zu der gesamten technisch förderbaren Masse pro Frack. angegebenen Werten, da nur ein Viertel des gesamten Modellgebietes simuliert wird. 97 Abb Massenbilanz der Simulationen 5 (links) und 6 (rechts) im Setting Vechta. In beiden Simulationen wird eine Störungszone durch das gesamte Deckgebirge angenommen. Simulation 5 hat eine residuale Sättigung von 1 %, Simulation 6 von 30 %. Die hier gezeigten Massen nach 100 Jahren unterscheiden sich um den Faktor vier von den in Tab Masse an Methan, welche in die Atmosphäre (im Modell: Über den oberen Rand) entweicht. Diese Masse wird in Relation zu der in das Modellgebiet eindringenden Masse pro Frack gesetzt VI

7 sowie zu der gesamten technisch förderbaren Masse pro Frack. angegebenen Werten, da nur ein Viertel des gesamten Modellgebietes simuliert wird. 98 Abb Massenbilanz der Simulationen 7 (links) und 8 (rechts) im Setting Vechta. In beiden Simulationen wird die Störungszone zwischen m Tiefe unterbrochen. Simulation 7 hat eine residuale Sättigung von 1 %, Simulation 8 von 30 %. Die hier gezeigten Massen nach 100 Jahren unterscheiden sich um den Faktor vier von den in Tab Masse an Methan, welche in die Atmosphäre (im Modell: Über den oberen Rand) entweicht. Diese Masse wird in Relation zu der in das Modellgebiet eindringenden Masse pro Frack gesetzt sowie zu der gesamten technisch förderbaren Masse pro Frack. angegebenen Werten, da nur ein Viertel des gesamten Modellgebietes simuliert wird. 98 Abb. 5-1 Empfehlungen zu Sicherheitsabständen zwischen Geländeoberkante und Verrohrungsperforation 104 Abb. 5-2 Empfehlungen zu Sicherheitsabständen bei tiefen Sole-Aquiferen. 107 VII

8 Tabellenverzeichnis Tab. 1-1 Charakteristische Typlokationen (Settings) im Münsterländer Kreidebecken. 12 Tab. 1-2 Charakteristische Typlokationen (Settings) im Niedersächsischen Becken. 12 Tab. 4-1 Auflistung aller im Modell verwendeten Parameter mit Referenzen. 78 Tab. 4-2 Obere und untere Grenze der für die Simulation eingesetzten Parameter der Störungszone. 78 Tab. 4-3 Ergebnisse der Simulation von Szenario 1 für das Setting Bad Laer. In der Tabelle ist eine Übersicht über die variierten Parameter gegeben. Bei den Simulationen ohne Störungszonenparameter wird die Druck-Randbedingung direkt am Deckgebirge angesetzt. Tab. 4-4 Ergebnisse der Simulation von Szenario 1 für das Setting Borken. In der Tabelle ist eine Übersicht über die variierten Parameter gegeben. Bei den Simulationen ohne Störungszonenparameter wird die Druck-Randbedingung direkt am Deckgebirge angesetzt. Tab. 4-5 Ergebnisse der Simulation von Szenario 1 für das Setting Nordwalde. In der Tabelle ist eine Übersicht über die variierten Parameter gegeben. Bei den Simulationen ohne Störungszonenparameter wird die Druck-Randbedingung direkt am Deckgebirge angesetzt. Tab. 4-6 Ergebnisse der Simulation von Szenario 1 für das Setting Lünne. In der Tabelle ist eine Übersicht über die variierten Parameter gegeben. Bei den Simulationen ohne Störungszonenparameter wird die Druck-Randbedingung direkt am Deckgebirge angesetzt. Tab. 4-7 Ergebnisse der Simulation von Szenario 1 für das Setting Damme. In der Tabelle ist eine Übersicht über die variierten Parameter gegeben. Bei den Simulationen ohne Störungszonenparameter wird die Druck-Randbedingung direkt am Deckgebirge angesetzt. Tab. 4-8 Ergebnisse der Simulation von Szenario 1 für das Setting Quakenbrück-Ortland. In der Tabelle ist eine Übersicht über die variierten Parameter gegeben. Bei den Simulationen ohne Störungszonenparameter wird die Druck-Randbedingung direkt am Deckgebirge angesetzt. Tab. 4-9 Ergebnisse der Simulation von Szenario 1 für das Setting Vechta. In der Tabelle ist eine Übersicht über die variierten Parameter gegeben. Bei den Simulationen ohne Störungszonenparameter wird die Druck-Randbedingung direkt am Deckgebirge angesetzt. Tab Auflistung aller im Modell verwendeten Parameter mit Referenzen. 84 Tab Parametrisierung der Schichten für Szenario Tab Übersicht über die Parametrisierung der Störungszone und die Variation des vertikalen hydraulischen Gradienten (Piezometerhöhenunterschied zwischen Cenoman-Turon Grundwasserleiter und Quartär) für die durchgeführten Simulationen. 85 Tab Auflistung aller im Modell verwendeten Parameter mit Referenzen 92 Tab Abschätzung der Methan-Freisetzungsrate in das Simulationsgebiet als Randbedingung für die Simulationen. Für die Simulationen sind die rot gefärbten Werte verwendet worden. 93 Tab Liste der durchgeführten Simulationen. Die Parametrisierung der Störungszone und die residuale Sättigung werden variiert. In den Fällen mit einer teilweise reduzierten Permeabilität wird die Permeabilität der Störungszone im Bereich der Steinsalz-Schichten verringert von VIII

9 1*10-16 m 2 auf 5e-18 m 2. Im Setting Lünne (Teufe 1200 m) liegt dieser Bereich zwischen 850 m und 1050 m Teufe, im Setting Vechta (Teufe 3800 m) zwischen 2600 m und 3000 m Teufe. 94 Tab Masse an Methan, welche in die Atmosphäre (im Modell: Über den oberen Rand) entweicht. Diese Masse wird in Relation zu der in das Modellgebiet eindringenden Masse pro Frack gesetzt sowie zu der gesamten technisch förderbaren Masse pro Frack. 95 IX

10 Anlagenverzeichnis Anl. 1 Geologisch-tektonisches Profil A-B (Zentrales Münsterland) Längenmaßstab 1: , Höhenmaßstab. 1: Anl. 2 Hydrogeologisches Profil A-B (Zentrales Münsterland), Längenmaßstab 1: , Höhenmaßstab. 1: Anl. 3 Geologisch-tektonisches Profil C-D (Westliches Münsterland), Längenmaßstab 1: , Höhenmaßstab. 1: Anl. 4 Hydrogeologisches Profil C-D (Westliches Münsterland), Längenmaßstab 1: , Höhenmaßstab. 1: Anl. 5 Tagesöffnungen des Strontianit-Bergbaus im Münsterland, Maßstab 1: Anl. 6 Brunnen mit Einflüssen aus Sole im zentralen Münsterland (nach SCHNEIDER, 1964), Maßstab 1: Anl. 7 Tagesöffnungen und Tiefbohrungen durch den Emscher Mergel, Maßstab 1: Anl. 8 Verbreitungsgebiete Halterner Sande und Münsterländer Kiessandrinne und Wasserschutzgebiete in NRW Anl. 9 Geologisch-tektonisches Profil Niedersachsen E-F (Lünne - Vechta), Längenmaßstab 1: , Höhenmaßstab. 1: Anl. 10 Geologisch-tektonisches Profil Niedersachsen G-H (Ibbenbüren - Sulingen), Längenmaßstab 1: , Höhenmaßstab. 1: Anl. 11 Bergbau und bestehende Erdgasfelder im Explorationsgebiet des Norddeutschen Beckens, Maßstab: 1: Anl. 12 Parametertabelle der Barrieregesteine Anl. 13 Fortsetzung der Parametertabelle der Barrieregesteine Anl. 14 Fortsetzung der Parametertabelle der Barrieregesteine Anl. 15 Parametertabelle der Grundwasserleiter/Grundwassergeringleiter Anl. 16 Fortsetzung der Parametertabelle der Grundwasserleiter/Grundwassergeringleiter Anl. 17 Lithologische Eingangsparameter der Modelierung, Setting Borken Anl. 18 Lithologische Eingangsparameter der Modelierung, Setting Nordwalde Anl. 19 Lithologische Eingangsparameter der Modelierung, Setting Bad Laer Anl. 20 Lithologische Eingangsparameter der Modelierung, Setting Lünne Anl. 21 Lithologische Eingangsparameter der Modelierung, Setting Quakenbrück-Ortland Anl. 22 Lithologische Eingangsparameter der Modelierung, Setting Damme Anl. 23 Lithologische Eingangsparameter der Modelierung, Setting Vechta Anhangverzeichnis Anhang 1: Kurzstudie zur seismischen Gefährdung durch Erdgasförderung in Norddeutschland, Prof. Manfred Joswig, Stuttgart X

11 1. Einleitung 1.1. Aufgabenstellung Während der letzten 5 Jahre nahm der Anteil an Erdgas aus sogenannten unkonventionellen Lagerstätten insbesondere in den Vereinigten Staaten (Pennsylvania, Texas, Ohio) deutlich zu. Der Preisverfall für Erdgas am Rohstoffmarkt wird sogar auf diese neu erschlossenen Quellen von Erdgas zurückgeführt. Zu den sogenannten unkonventionellen Erdgaslagerstätten zählen Flözgaslagerstätten (CBM coal bed methane) und Schiefergasvorkommen (shale gas). Tight- Gas-Vorkommen nehmen eine Zwischenstellung zwischen unkonventionellen und konventionellen Erdgaslagerstätten ein. Gemeinsam ist den unkonventionellen Erdgaslagerstätten, dass das Erdgas in relativ dichten, d. h. gering permeablen Gesteinsformationen gespeichert und damit mit klassischen Methoden nicht erschließbar ist. Bei Flözgaslagerstätten befindet sich das Erdgas in Kohleflözen, die im Niveau deutlich tiefer als traditionelle Bergbauaktivitäten liegen. Bei Schiefergaslagerstätten sind dichte Tonschiefergesteine, mit hohem Anteil an organischem Material, das klassische Erdölmuttergestein, der Zielhorizont. Die Speichergesteine von Tight-Gas- Lagerstätten in Norddeutschland sind tiefliegende (> 4000 m) sehr gering durchlässige Sandsteine und Konglomerate. In Deutschland wurden aufgrund des möglichen, auch längerfristigen Beitrages des zusätzlich gewinnbaren Erdgases zum deutschen Energiemix die Lagerstättenpotentiale bereits früh erkannt und bewertet. Dies gilt insbesondere auch für die Nutzung der Methanausgasung im Zusammenhang und Umfeld der Steinkohlengewinnung. Von den Fachbehörden wurde ExxonMobil eine Aufsuchungserlaubnis erteilt, Lagerstätten im Münsterländer Kreidebecken (Flözgas) und im südlichen Bereich des Norddeutschen Beckens, Niedersächsisches Becken (Schiefergas), zu erkunden. Obwohl die Technologie der Erschließung unkonventioneller Lagerstätten vergleichbar zu der aus der traditionellen Erdgasförderung ist, muss zur Mobilisierung und Freisetzung des eingeschlossenen Gases ein deutlich erhöhter Aufwand zur Erschließung der Ressource betrieben werden. Dies beinhaltet zum einen den Einsatz der Fracking Technologie zur Erzeugung von Rissen im Lagerstättenbereich und eine hohe Zahl von Bohrungen und damit auch intensive Übertageaktivitäten. Es besteht die Sorge, dass durch Frack-Operationen Grundwasserleiter kontaminiert werden könnten. Beim Fracking werden unter sehr hohen Drucken Fluide, die u. a. verschiedene chemische Inhaltsstoffe (ca. 1 % Biozide, Polymere, Komponenten zur Unterbindung der Tonsteinquellung, Chemikalien zum Abbau der Polymere) beinhalten, in der Lagerstätte verpresst. Ferner ist zu befürchten, dass die Zahl der Havarien aufgrund der zahlreichen Transportvorgänge übertage im Vergleich zur klassischen Erdgasförderung deutlich zunehmen könnte. Eine Anzahl von Unfällen, Umweltbeeinträchtigungen und Schäden an Infrastruktur, die mit der weltweiten Erkundung und Förderung aus unkonventionellen, aber auch konventionellen Erdgaslagerstätten in Verbindung gebracht werden, veranlassten Stellungnahmen auf 1

12 Landesebene (Geologischer Dienst Nordrhein-Westfalen), Bundesebene (Umweltbundesamt) sowie auf europäischer Ebene. Es ergibt sich daraus, dass notwendige Anpassungen des aktuellen, gesetzlichen Regelwerks zur systematischen Kontrolle und Abwicklung der entsprechenden Projekte als auch zum Umgang mit möglichen negativen Auswirkungen, erforderlich sind. Als Reaktion darauf, aber auch auf die kontroverse, öffentliche Debatte insbesondere in den Aufsuchungsgebieten, initiierte das Unternehmen ExxonMobil einen unabhängigen und transparenten, wissenschaftlichen Informations- und Dialogprozess zur Identifikation und Bewertung möglicher Risiken für Mensch und Umwelt. Parallel zu dieser Initiative wurden sowohl durch das Land Nordrhein-Westfalen als auch das Umweltbundesamt zwei weitere, eigenständige Gutachten in Auftrag gegeben. In der vorliegenden Studie der Arbeitsgruppe Risiken im Geologischen System werden Strategie und Ansätze zur Identifikation und Bewertung potentieller Kontaminationsrisiken für das Grundwasser im Zusammenhang mit Frack-Operationen vorgestellt sowie die erzielten Ergebnisse und sich daraus ableitende Empfehlungen für das Münsterländer Kreidebecken und das Niedersächsische Becken vorgeschlagen. Die Arbeit konzentriert sich insbesondere auf die Beurteilung der Barrierewirkung der verschiedenen Deckgebirgstypen bzw. -einheiten und die Abschätzung der Mobilisierung und Migration von Frack-Fluiden sowie Methangas und die Stoffausbreitung für die Fälle, wenn die Integrität des Deckgebirges, z. B. durch die Präsenz von Wegsamkeiten wie Störungszonen, nicht gegeben ist. Methodisch werden dabei mathematische Modelle zur qualitativen Betrachtung des Stofftransports und der Methanausbreitung eingesetzt. Wesentliche Arbeiten umfassen die Identifizierung der Geometrie der Transportpfade, die Abschätzung der hydraulischen Kenngrößen, die Vorwärtssimulation der Stoffausbreitung und einer möglichen Methanmigration. Konzeptionell umfassen die Arbeiten im Einzelnen: durch Ausarbeitung eines Prozederes zur Risikoabschätzung potentieller Grundwasserkontaminationen in geologisch wenig erkundeten Deckgebirgsgesteinen, Identifizierung der potentiellen Transportpfade der Frack-Fluide und des Methans, Abschätzung des möglichen Ausmaßes von Frack-Fluid-Verlusten im Untergrund über den Zielhorizont (Lagerstätte) hinaus, Identifizierung operationaler und Stofftransportprozesse, die potenziell zu Verlusten von Frack-Fluiden in das Deckgebirge oberhalb des Zielhorizonts (Lagerstätte) führen können, Eingrenzung relevanter räumlicher und zeitlicher Maßstäbe zur Bewertung möglicher Auswirkungen durch mobilisierte Frack-Fluide auf Mensch und Ökosysteme, Einbeziehung vorhandener Erfahrungen zur Fluid-Migration in Barriere-Gesteinen, Bewertung der Rolle lokaler (Münsterländer Kreidebecken, Niedersächsisches Becken) Barriereformationen und Grundwasserleiter auf die Ausbreitung des Frack-Fluids, 2

13 Charakterisierung der effektiven hydraulischen Parameter der Barriereformationen und Grundwasserleiter, Herausarbeitung des Einflusses von Wegsamkeiten wie Störungszonen auf die vertikale Grundwasserströmung und den Stofftransport, Definition von Modellszenarien, die den Migrationspfad aus der Lagerstätte heraus einschließlich der jeweiligen Randbedingungen beschreiben, sowie durch die Formulierung von Empfehlungen für präventive und Monitoringmaßnahmen als Unterstützung bei zukünftigen Entscheidungsprozessen im Rahmen geplanter Frack- Operationen. Abbildung 1-1 zeigt die beiden Regionen, für die die Untersuchungen durchgeführt werden. Es handelt sich um potentielle Flözgaslagerstätten im Münsterländer Kreidebecken und um potentielle Schiefergaslagerstätten im Niedersächsischen Becken. Ferner sind in Abbildung 1-1 Typstandorte aufgeführt, an denen spezielle Untersuchungen der Auswirkungen individueller Fracks durchgeführt werden. Abb. 1-1 Ausgewählte Settings (Typstandorte) und Positionen der geologischen Profillinien im Untersuchungsgebiet Münsterländer und Niedersächsisches Becken. Modifizierte geologische Übersichtskarte nach AKADEMIE FÜR RAUMFORSCHUNG UND LANDESPLANUNG (1975). 3

14 Ein weiterer Aspekt, der die öffentliche Diskussion beschäftigt, betrifft die Fragestellung der induzierten Seismizität im Umfeld der Nutzung tiefer Georeservoire einschließlich der Kohlenwasserstoffförderung. Generell kann davon ausgegangen werden, dass aufgrund der bei Frack-Maßnahmen geringen eingebrachten Energie und der speziellen geotektonischen Situation (geringe Erdbebenhäufigkeit) im Norddeutschen Becken keine Schadeinwirkung oder signifikante Fühlbarkeit durch induzierte seismische Ereignisse zu erwarten sind. Im Rahmen einer von Prof. Dr. Joswig (Uni Stuttgart) durchgeführten Teilstudie werden die Themen induzierte Seismizität und mögliche Auswirkungen im Detail diskutiert. Wichtige Ergebnisse aus genannter Teilstudie werden im Ergebnisteil dieses Gutachtens präsentiert. Die gesamte Teilstudie ist als Anhang beigefügt Vorgehensweise Methodischer Ansatz Um Aussagen über das Risiko einer bestimmten Technologie oder Aktivität treffen zu können, in diesem Fall die Möglichkeit oder Wahrscheinlichkeit von negativen Auswirkungen auf die Umwelt durch den Einsatz von Frack-Maßnahmen, können generell entweder probabilistische oder deterministische Ansätze eingesetzt werden. Grundlage eines probabilistischen Ansatzes zur Abschätzung der zu erwartenden Effekte, z. B. die Ausbreitung des Frack-Fluides im Untergrund, ist eine umfassende Datenbank aus Beobachtungen bzw. Messungen, wie sie z. B. im Rahmen eines umfangreichen Monitorings erhoben werden. Dies erfordert ein, auf den zu untersuchenden Prozess abgestimmtes Monitoring, welches geeignet ist, eine in diesem Fall potenziell unkontrollierte Ausbreitung zu detektieren. Die Vorteile des probabilistischen Ansatzes liegen vor allem in der Abdeckung eines breiten Spektrums operationaler Bedingungen sowie der Berücksichtigung der natürlichen Variabilität geologischer und hydrogeologischer Situationen und Parameterverteilungen durch die geschaffene Datenbasis. Nachteil probabilistischer Methoden ist, dass zunächst in großem Umfang Daten erhoben werden müssen, dass möglicherweise manche Zielgrößen (hier die Ausbreitung von Fluiden in dichten und tiefen Barrieregesteinen) nicht gemessen werden können und dass die späteren Aussagen aus einer probabilistischen Herangehensweise nur über das beobachtete Spektrum an Szenarien, Kenngrößen, Geometrien und Randbedingungen zutreffen. Der letzte Gesichtspunkt beinhaltet, dass dadurch auch die Prognosefähigkeit der späteren Aussagen auf die, über das beobachtete Spektrum an Situationen beschränkt ist. Die Vorteile des deterministischen d. h. physikalisch-basierten Ansatzes liegen dagegen in seiner Transparenz und hohen Prognosefähigkeit. Die Prognosefähigkeit ist dabei umso höher, je besser die beteiligten Prozesse verstanden sind und sowohl Geometrie des Systems als auch die zugehörige Parameterverteilung mit hinreichender Genauigkeit angegeben werden können. Die beiden letztgenannten Komponenten erfordern wiederum einen erheblichen Aufwand bezüglich der räumlichen Charakterisierung. Dieser erhebliche Aufwand in der Datenbeschaffung ist auch gleichzeitig der bedeutendste Nachteil deterministischer Methoden. Der Hauptvorteil deterministischer Methoden im hier diskutierten Fall ist, dass Abschätzungen zur Stoffausbreitung gemacht werden können, auch für Konstellationen, die bisher noch nicht beobachtet / gemessen 4

15 wurden. Es müssen deshalb Wege gefunden werden den Nachteil der Parameterunsicherheit in den Modellen zu kompensieren. Im Rahmen dieses Gutachtens wurde deshalb ein deterministischer Ansatz in der Form gewählt, dass die Abschätzung der Ausbreitung von Frack-Fluid und Methan auf einer betont konservativen Herangehensweise beruht. Dies impliziert, dass die Berechnung der Fluid-Ausbreitung auf der kumulierenden Wirkung mehrerer ungünstiger Faktoren basiert, z. B.: Ungünstige Kombination von Ausbreitungsprozessen: Nur advektive Transportprozesse werden berücksichtigt, Retardierende, d. h. transport-verlangsamende Prozesse, wie Adsorption und Matrix- Diffusion werden nicht berücksichtigt, Biodegradation, d. h. metabolische Transformationsprozesse werden nicht berücksichtigt. Ungünstige Systemgeometrien: Die Austrittsstelle aus dem Zielhorizont für das eingebrachte Frack-Fluid befindet sich direkt an der Schichtgrenze unterhalb des tiefen regionalen Grundwasserleiters (Cenoman-Turon-Aquifer), Das Fluid dringt direkt (ohne Barrierezwischenschicht) in eine angebundene Störungszone ein. Ungünstige Systemparameter: Angenommen wurden generell die höchsten, aber noch plausiblen, hydraulischen Leitfähigkeiten bzw. Permeabilitäten und geringste effektive Porositäten sowohl für die Barrieregesteine als auch für die potentiellen Störungen. Ungünstige Randbedingungen: Der Fluid-Druck wird während der gesamten Frack-Operation auf dem maximalen, geplanten Niveau gehalten, wodurch ein maximaler Frack-Fluid-Verlust in das Grundwassersystem entsteht, Für das Münsterländer Kreidebecken werden die maximal möglichen, vertikalen, hydraulischen Gradienten zwischen dem Cenoman-Turon-Grundwasserleiter und dem oberflächennahen, quartären Aquifer angenommen, Höchste Fluid-Verluste in den Cenoman-Turon-Aquifer, bezogen auf das gesamte Injektionsvolumen, Für die Simulation der Methanmigration aus dem Lagerstättenhorizont in oberflächennahe Bereiche wird einerseits das mobilisierbare Methanvolumen definiert. Andererseits wird durch die Annahme einer Neumann-Randbedingung das vorher 5

16 definierte Volumen zur Migration ins Deckgebirge oberhalb des gasführenden Horizontes forciert. Die in der Summe aus den kumulierten, ungünstigen Bedingungen resultierenden Transportdistanzen sind einerseits, obwohl physikalisch möglich, für natürliche, geologische Systeme jedoch nicht zu erwarten, d. h. äußerst unwahrscheinlich. Sie stellen theoretisch denkbare Extremfälle dar. Andererseits bieten sie die Möglichkeit in Verbindung mit der Analyse von Parametersensitivitäten die Bandbreite des möglichen Ausmaßes der Fluid-Migration zu ermitteln und gleichzeitig die für eine Risikoabschätzung notwendige obere Grenze der Ausbreitungsdistanzen für die betrachteten Stoffe im untersuchten System zu bestimmen. Um trotz der gewählten konservativen Herangehensweise im Bereich der hydrogeologischen Plausibilität zu bleiben, wurden nicht-plausible Parameterkombinationen wie z. B. hohe Permeabilitäten in Verbindung mit sehr geringen, effektiven Porositäten ausgeschlossen. Die im vorliegenden Gutachten präsentierten Ergebnisse zeigen die maximale Ausbreitung von Frack-Fluiden und Methan im Untergrund und arbeiten die wesentlichen Risiken für eine potentielle Kontamination des oberflächennahen Grundwassersystems durch Frack-Operationen sowie die sich daraus ergebenden Empfehlungen heraus. Die hier durchgeführten Abschätzungen und Bewertungen schließen jedoch nicht die Ausbreitung von Fluiden einschließlich Methan, in unmittelbarer Umgebung der Bohrung im Fall einer lokal beeinträchtigten Bohrlochintegrität ein. Obwohl die Bedeutung sich daraus ergebender Risiken erkannt wird, ist die Quantifizierung von Risiken mit mathematischen Modellansätzen aufgrund einer großen Anzahl von Variablen und Varianten von technischen Bedingungen in der Kürze der Zeit nicht lösbar. Dieser vornehmlich technische Aspekt ist durch ein adäquates Design der Bohrloch-Komplettierung zu berücksichtigen. Die langjährige Erfahrung im Bereich der Erdgasförderung aus Reservoiren mit deutlich höheren Lagerstättendrucken zeigt, dass die technologische Sicherstellung der Bohrlochintegrität im Zusammenhang mit einem, auf das System zugeschnittenen Monitoring, gängige Praxis ist. Die im Rahmen dieses Gutachtens erarbeiteten Empfehlungen gehen detaillierter auf die Möglichkeiten ein, durch ein angepasstes Monitoring potenzielle Undichtigkeiten zu erkennen, um gegebenenfalls geeignete Maßnahmen treffen zu können. Da die Problematik der Bohrlochintegrität jedoch hauptsächlich aus technologischer Sicht zu betrachten ist, wurden die Fragestellungen durch das Gutachten von Dr. Uth im Rahmen der Thematik Risiken im technischen System behandelt Deterministisches Konzept und mathematische Modellierung Mit dieser Studie soll eine Grundlage für die Beurteilung möglicher Kontaminationsrisiken für die oberflächennahen Grundwassersysteme durch Frack-Maßnahmen geschaffen werden. Diese Studie ist darauf ausgelegt zunächst speziell für die derzeit diskutierten Erkundungsgebiete Niedersächsisches Becken und Münsterländer Kreidebecken die Fragen der Dimension der Stoffausbreitung zu beantworten. Es besteht jedoch der Anspruch generische und standortunabhängige, d. h. allgemein anwendbare Strategien und Systematiken zur Abschätzung der, in Verbindung mit dem Einsatz der Fracking-Technologie in unkonventionellen Erdgaslagerstätten, zu erwartenden Risiken auszuarbeiten. 6

17 Konzeptionelles Modell Abbildung 1-2 illustriert den generellen Aufbau des Systems, wie es in dieser Studie definiert und analysiert wurde. Die Geometrie des Systems wird sowohl mit Hilfe geologischer als auch hydrogeologischer Methodik beschrieben. Basierend auf den technisch-operationalen Parametern und den natürlichen Bedingungen im System werden die einzelnen Einheiten und Systemkomponenten durch charakteristische hydraulische Eigenschaften und Randbedingungen spezifiziert (Kap. 3). Abb. 1-2 Schematisches konzeptionelles Modell der betrachteten Systemkomponenten für die Risikobewertung von hydraulischen Frack-Operationen. Es handelt sich um einen Schnitt senkrecht zur horizontal orientierten Bohrung. Abbildung 1-2 zeigt den geologischen Rahmen mit Lagerstättenhorizont (Zielhorizont), tiefem Grundwasserleiter (nur für Münsterländer Becken), einem Deckgebirge sowie oberflächennahem quartären Grundwasserleiter. Die Lagerstätte wird über eine Horizontalbohrung und vertikale Fracks erschlossen. Der Schnitt ist rechtwinklig zur Bohrlochachse. Der potentielle Weg der verpressten Frack-Fluide ist über eine Schattierung in Rot dargestellt. Der wahrscheinlichste Ausbreitungspfad erfolgt über den Frack-Riss unter hohen hydraulischen Gradienten während der mehrstündigen Frack-Phase in die höherdurchlässige Störungszone (Anbindung angenommen, siehe konservativer Ansatz Kap ) und von dort aus in Richtung höherdurchlässige tiefe / oberflächennahe Grundwasserleiter. Unter natürlichen, regionalen hydraulischen Gradienten kann von hier aus der weitere Langzeittransport (Jahre, Jahrzehnte) erfolgen. Dimension der Frack-Risse und Transport im Lagerstättenbereich Eine der wichtigsten internen Diskussionen in der Arbeitsgruppe betraf die geeignete Form der Modellierung des Transports innerhalb des Zielhorizonts, z. B. einer Schiefergaslagerstätte. Es ist davon auszugehen, dass aufgrund der hohen Heterogenität in den charakteristischen, 7

18 geomechanischen Kenngrößen als auch der hohen räumlichen Variabilität in der Spannungsverteilung natürlicher Systeme sowie der unterschiedlichen technisch-operationalen Bedingungen, mit einer hohen Bandbreite in der räumlichen Ausdehnung hydraulisch erzeugter Risse zu rechnen ist. Die Simulation der Genese der Frack-Entstehung sowie entsprechende Parameterstudien können diese Variabilität in der Frack-Geometrie darstellen, sind aber im Rahmen der aktuellen Untersuchungen aufgrund des breiten Spektrums an Variantenrechnungen zeitlich nicht leistbar. Ferner ist der Kenntnisstand in der Beschreibung der geomechanischen Prozesse von Ton- und Mergelsteinen nicht annähernd gut erforscht wie z. B. für deutlich sprödere Gesteine (Sandsteine, Kristallingesteine). Entsprechende Ergebnisse wären deshalb in ihrer Aussagekraft limitiert. Abb. 1-3 Registrierte Frack-Operationen im Marcellus Shale (FISHER & WARPINSKY, 2011). Die Frack- Geometrien sind gegen die Teufe der Perforation, der Austrittsstelle des Frack-Fluids, aufgetragen. Die Teufe der Perforation wird durch die orange codierte Linie repräsentiert. Die gelb, blau und violett codierten Linien oberhalb der orangen Linie repräsentieren die Position der oberen Frack-Spitzen für die Standorte in Ohio (OH), Pennsylvania (PA) und West Virginia (WV). Alle anderen Linien sind im aktuellen Kontext nicht relevant. Die Tiefen des jeweiligen oberflächennahen Aquifers sind durch den blau ausgefüllten Bereich angegeben. In der Pinnacle-Halliburton-Studie (Abb. 1-3, FISHER & WARPINSKI, 2011) wurden ca individuelle Frack-Maßnahmen dokumentiert und ausgewertet. Die Frack-Geometrie wurde über mikroseismische Aufnahmen bestimmt. Die Frack-Operationen decken ein weites Spektrum operationeller und geologischer Parameter ab und wurden im Hinblick auf die vertikale Ausdehnung der erzeugten Frack-Risse oberhalb der Perforation in der Bohrlochverrohrung ausgewertet und interpretiert. Vermutungen, dass sich Risse unkontrolliert bis in den Bereich oberflächennaher Grundwasserleiter ausdehnen könnten, haben sich nach der Studie als unbegründet erwiesen, da maximale vertikale Rissausdehnungen von mehr als 500 m bzw ft oberhalb der Perforation nicht beobachtet wurden. Die aus der Studie verfügbaren Informationen legten weiterhin nah, dass die Spezifizierung der unteren Randbedingungen des 8

19 Fließ- und Transportmodells in erster Näherung durch die limitierte Riss-Ausdehnung möglich ist. Eine modellhafte Abbildung des hydraulischen Frack-Prozesses ist im Rahmen der gewählten, konservativen Herangehensweise nicht erforderlich. Die Autoren sind im Gegenteil der Ansicht, dass die hohe Zahl der in die Untersuchung einbezogenen Frack-Maßnahmen und die tatsächliche Messung der Frack-Geometrien über ein breites Spektrum an denkbaren geologischen Gegebenheiten und operationalen Bedingungen deutlich belastbarere Aussagen zur Formulierung der entsprechenden Randbedingungen erlauben, als dies über Vorwärtsmodellierung der Frack- Genese möglich wäre. Eine detaillierte Besprechung der Ergebnisse der FISHER & WARPINSKI (2011) Studie erfolgt in Kapitel 3.4. Modellierungsstrategie und Szenarien Zwei verschiedene hydrogeologische Systeme wurden untersucht (vgl. Abb. 1-1): das Münsterländer Kreidebecken (erkundet auf Flözgas) und das Niedersächsische Becken (erkundet auf Schiefergas). Beide Regionen weisen eine jeweils eigene geographische Charakteristik und geologische Architektur (vgl. Kap. 2) auf. Sie unterscheiden sich weiterhin erheblich in Bezug auf das vorherrschende hydrogeologische Fließregime. Während für das Münsterländer Kreidebecken mit dem Cenoman-Turon-Karbonatgrundwasserleiter ein tiefes Grundwassersystem charakteristisch ist, kann aufgrund der wenig ausgeprägten Topographie und damit eines extrem geringen hydraulischen Gradienten im Niedersächsischen Becken eine regionale, tiefe Grundwasserströmung vernachlässigt werden. Um sowohl der lokalen Variabilität hydrogeologischer Gegebenheiten als auch der Möglichkeit der Generalisierung von Ergebnissen zu entsprechen, konzentrierten sich Charakterisierung und mathematische Modellierung auf verschiedene, sogenannte geologische Typstandorte (Settings) welche: das Spektrum lokaler, geologischer und hydrogeologischer Kompartimente, wie z. B. der Aquifer- und Barriere-Formationen abdecken, die natürliche geologische und hydrogeologische Variabilität berücksichtigen, die Fließsysteme auf die Elemente reduzieren, die für die Simulation des Migrationsprozesses relevant sind und eine Basis für die effiziente Umsetzung der mathematischen Modellierung bilden. Die Variablen, welche die Auswahl bzw. Definition der Settings bestimmen, umfassen: die regionale Zuordnung, die Mächtigkeit des Deckgebirges, die Präsenz von permeablen Störungszonen, sowie die Präsenz abdichtender Salz-Formationen. 9

20 Da für die Definition der Settings detaillierte, geologische Datensätze erforderlich sind, wurden sie generell an einer im Umfeld vorhandenen Bohrung bzw. eines bekannten, hochauflösenden, geologischen Profils eingehängt. In den Tabellen 1-1 und 1-2 werden die wesentlichen Charakteristika der Settings, die die Basis des Modellierungsprozesses bilden, zusammengefasst. Drei verschiedene Typen von Szenarien wurden für die Demonstration der Frack-Fluidausbreitung ausgewählt, um das Spektrum an Transportsituationen (lokal kurzfristig Bohrlochmaßstab; regional langfristig Beckenmaßstab) abdecken zu können: Eine kurzzeitige, lokale (Bohrlochmaßstab) Fließphase, die den aufwärtsgerichteten Transport während der Frack-Operation beschreibt. Während dieser Zeit wird 2 Stunden lang der beaufschlagte Frack-Druck aufrechterhalten. Diese Hochdruckphase wird gefolgt von einer ca. 10-stündigen Druckabbauphase. Die eingepressten Fluide strömen in das hangende Deckgebirge über den Weg einer permeablen, vertikalen Störungszone. Der natürlichen Anisotropie in den hydraulischen Eigenschaften der Deckgebirgsmaterialien wird durch die gesteinsabhängige Parametrisierung der stratigraphischen bzw. lithologischen Einheiten Rechnung getragen. Dies ermöglicht dem Fluid je nach lokalen, hydraulischen Eigenschaften der Störung und des Nebengesteins präferentiell in eher vertikaler oder horizontaler Richtung abzuströmen. Vertikale und horizontale Permeabilität unterscheiden sich aufgrund der ausgeprägten Lagerung und Materialunterschiede (ein Ergebnis der Sedimentationsgeschichte) oft um mehrere Größenordnungen. Ein langzeitiger, regionaler (Beckenmaßstab) Stofftransport, der die Ausbreitung der Frack- Fluide im tiefen Karbonatgrundwasserleiter des Münsterländer Kreidebeckens über Jahre und Jahrzehnte beschreibt. Es wird angenommen, dass das Frack-Fluid über einen Frack- Riss aus dem flözführenden Oberkarbon direkt in den Cenoman-Turon-Aquifer einströmt. Konform mit der Philosophie des konservativen Ansatzes wird eine vertikale, durchgängige, permeable Störungszone angenommen. Analog wurde eine hohe hydraulische Leitfähigkeit / Permeabilität für die Störungszone angenommen. Diese entspricht eher den aufgrund von Spannungsentlastung hohen Durchlässigkeiten in sehr geringen Teufen. Realistisch wäre eher eine sehr geringe Durchlässigkeit aufgrund der hohen Gebirgsspannungen in Tiefen, die über 500 m hinausgehen. Die tiefe, regionale Grundwasserströmung wird durch den vom Teutoburger Wald aus südwärts gerichteten hydraulischen Gradienten angetrieben und ist für den untergeordneten lateralen regionalen Transport veranwortlich. Auch die für dieses Szenario getroffenen Annahmen entsprechen dem gewählten konservativen Ansatz und stellen eine unwahrscheinliche, aber noch plausible hydrogeologische Bedingung dar. Ein langzeitiger Migrationsprozess, der den Aufstieg von Methan aus dem Lagerstättenbereich nach Abschluss der aktiven Erdgasförderung in Richtung Atmosphäre beschreibt. Maßgeblich sind hier Gravitations- und Kapillarkräfte in einem 2-Phasen- System. 10

21 Untersuchungsregionen Wie bereits erwähnt werden im Rahmen dieser Studie zwei hydrogeologisch und geologisch grundsätzlich verschiedene Modellregionen untersucht. Für zwei Lagerstättentypen Flözgas (Münsterländer Becken) und Schiefergas (Niedersächsisches Becken) wurden geologische und hydrogeologische Modelle erstellt. Während im Münsterländer Raum auf das Oberkarbon direkt eine mächtige Kreideabfolge aus Cenoman-Turon Kalken und Emscher Mergeln (Coniac, Santon, Campan) liegt, besteht im Niedersächsischen Becken die Deckgebirgsabfolge über dem Schwarzjura-Posidonienschiefer aus einer mächtigen Jura-Kreide-Abfolge. Das Münsterländer Kreidebecken ist u. a. charakterisiert durch einen tiefen Karbonatgrundwasserleiter mit Grundwasserneubildungsgebiet im Teutoburger Wald und Abstrom an verschiedenen Quellstandorten im Süden und im Bereich der Lippe. Regionale Fließsysteme konnten für das Niedersächsische Becken nicht identifiziert werden. Der betrachtete Tight-Gas-Lagerstättenstandort Vechta (Niedersächsisches Becken) spielt hier eine Sonderrolle. Die Lagerstätte kann im Grunde als konventionelle Erdgaslagerstätte angesprochen werden mit relativ geringen Permeabilitäten im oberkarbonischen Reservoirgestein. Während die Schiefergas- und Flözgaslagerstätten in Teufen zwischen m und m anzutreffen sind, liegt die Vechta-Lagerstätte unter mächtigen Deckgebirgsformationen unter m. Sie wurde in die Betrachtung mit aufgenommen, da eine spezielle Übertagekonstellation in einem engeren Wasserschutzgebiet vorliegt. Auswahl der Typstandorte (Settings) Für den kurzfristigen, lokalen Stofftransport wird differenziert zwischen verschiedenen Typstandorten sog. Settings, welche sich hinsichtlich der stofftransportrelevanten Größen, wie Mächtigkeit und Permeabilität der hangenden Deckgebirgsformationen unterscheiden. Als Barrieregesteine sind im Münsterländer Becken die Emscher Mergel einzustufen (vgl. Kap und 3.1.1). Für das Niedersächsische Becken sind insbesondere mächtige Tonsteinserien und die Evaporithorizonte des Perm (Zechstein), der Trias (Buntsandstein und Muschelkalk), des Jura und der Kreide als effektive Barrieregesteine relevant. Lokal können Störungszonen von Bedeutung sein, sofern sie durch eine erhöhte Permeabilität die Integrität der Barrieregesteine beeinträchtigen. Sofern in der Umgebung von Störungszonen mächtigere Tonstein- und insbesondere Salzhorizonte nachweisbar sind, können durch deren plastische Verformung und durch Tonmineralverlagerung nach Alteration der Tonsteine Störungszonen in ihrer Durchlässigkeit wieder deutlich abnehmen. Diese Effekte wurden im Zusammenhang mit der Erkundung von mächtigen Tonsteinserien durch GAUTSCHI (2001) als sog. Selbstheilungseffekte beschrieben. Die Settings geben die natürliche, geologische Bandbreite wieder und repräsentieren die lokale Situation am gewählten Standort (Tab. 1-1, Tab. 1-2). Ferner liegen detaillierte Daten aus Tiefbohrungen vor, die ausreichend geologisch untersucht sind. Im Münsterländer Kreidebecken waren die Kriterien für die Auswahl der Settings die unterschiedlichen Deckgebirgsmächtigkeiten und die Präsenz bekannter bzw. vermuteter Störungszonen (als potentielle Wegsamkeit wesentlicher Faktor für die Beurteilung der Distanz der Stoffausbreitung). Damit ergeben sich folgende Settings: 11

22 Tab. 1-1 Charakteristische Typlokationen (Settings) im Münsterländer Kreidebecken. Im Niedersächsichen Becken waren die Kriterien für die Auswahl der Settings die unterschiedlichen Deckgebirgsmächtigkeiten und die Präsenz von Salzhorizonten (Barrieregestein). Daraus ergibt sich folgende Aufstellung: Tab. 1-2 Charakteristische Typlokationen (Settings) im Niedersächsischen Becken. Zusätzlich zu diesen Auswahlkriterien ist zu beachten, dass in den Settings Lünne und Damme keine Störungen bekannt sind oder vermutet werden, die Settings Quakenbrück-Ortland und Vechta jedoch in mitunter stark tektonisch beanspruchten Gebieten liegen (Anl. 9 und 10). Regionale Modellregionen Die regionalen geologisch-hydrogeologischen Modelle werden im Folgenden durch die entsprechenden Typprofile beschrieben. Geologisch-tektonische Profile durch das zentrale und westliche Münsterland Für eine Betrachtung der lokalen und regionalgeologischen Verhältnisse im zentralen Bereich des Münsterländer Kreidebeckens wurde der Profilschnitt in NW-SE-Richtung entlang des Settings Nordwalde durch das zentrale Münsterland gelegt (Anl. 1). Die Profillinie verläuft vom Rheinischen Schiefergebirge westlich an der Stadt Hamm vorbei durch das westliche Stadtrandgebiet von Münster und westlich an der Ortschaft Nordwalde vorbei bis nach Bad Bentheim am nordnordwestlichen Außenrand des Münsterländer Kreidebeckens. Die Länge des gewählten Profilschnitts beträgt rd. 115 km. Die Anfangs- und Endpunktkoordinaten der Profillinie können im Koordinatensystem DHDN 3-Degree-Gauss-Zone-2 wie folgt angegeben werden: Punkt A: Punkt B: Rechtswert Hochwert Rechtswert Hochwert m m m m 12

23 In Anlage 3 ist zusätzlich ein geologisch-tektonisches Profil C-D in NW-SE-Richtung durch das westliche Münsterland konstruiert worden. Der Profilschnitt verläuft parallel zu dem Schnitt A-B vom Rheinischen Schiefergebirge im Bereich der Stadt Bochum östlich an den Städten Herne und Borken vorbei nach Nordwesten. Die Länge des Profilschnitts beträgt rd. 70 km. Die Anfangs- und Endpunktkoordinaten der Profillinie können im Koordinatensystem DHDN 3-Degree-Gauss-Zone-2 wie folgt angegeben werden: Punkt C: Punkt D: Rechtswert Hochwert Rechtswert Hochwert m m m m Die Konstruktion des Profilschnitts erfolgte in Anlehnung an die Schnittdarstellungen in den verfügbaren geologischen Karten, insbesondere den Schnitten der Geologischen Kartenblätter im Maßstab 1: und unter Einbeziehung der Ergebnisse von tieferen Bohrungen im näheren Umfeld der Profillinie. Methodisch wurden zunächst die Schnittlinien bereits veröffentlichter Profile in einer GIS- Kartendarstellung synoptisch zusammengestellt. Anschließend erfolgte die Konstruktion des geologisch-tektonischen Übersichtsprofils durch Übernahme der Daten aus den bestehenden Profilschnitten nach den geometrischen Regeln der Profilkonstruktion. Zusätzlich wurden Daten tieferer Bohrungen in die Profilkonstruktion einbezogen. Hydrogeologische Profile durch das zentrale und westliche Münsterland In den geologisch-tektonischen Profilen in den Anlagen 1 und 3 sind die nach zeitlichen Kriterien festgelegten Schichtgrenzen dargestellt; diese ergeben die generelle Struktur des Münsterländer Kreidebeckens. Für die Konstruktion der in den Anlagen 2 und 4 beigefügten hydrogeologischen Profile musste diese rein zeitlich orientierte Gliederung unter Berücksichtigung der lithologischen Ausbildung der einzelnen Schichtenfolgen neu zusammengefasst werden. Dabei war insbesondere zu berücksichtigen, dass teilweise die zeitliche Einteilung in Altersstufen nicht zwangsläufig auch einen Wechsel in den Gesteinseigenschaften bedeutet. Für die hydrogeologische Profilkonstruktion wurden die vorhandenen Schichtenverzeichnisse der in den Profilen dargestellten Bohrungen und Settings hinsichtlich der lithologischen Beschreibungen bzw. der Fazieszuordnung berücksichtigt. Weiterhin wurde die generelle Beschreibung der Gesteinseigenschaften der einzelnen Altersstufen in die Betrachtung einbezogen. Geologisch-tektonische Profile durch den niedersächsischen Bereich des Norddeutschen Beckens Im niedersächsischen Bereich des Norddeutschen Beckens sollten die potenziellen Gebiete für Schiefergas- und für Tight-Gas-Lagerstätten sowie die Settings in die geologisch-tektonischen Profildarstellungen einbezogen werden. 13

24 Für eine Betrachtung der regionalgeologischen Verhältnisse im Niedersächsischen Becken wurde daraufhin ein rd. 75 km langer Profilschnitt E-F ausgehend vom Setting Lünne und vorbei am Setting Quakenbrück-Ortland bis zum Setting Vechta konstruiert. Ein weiterer rd. 100 km langer Profilschnitt G-H verläuft ausgehend vom Münsterländer Becken im äußersten Südwesten über die Ibbenbürener Karbonscholle entlang des Settings Damme bis in den Raum Sulingen. Die Anfangs- und Endpunktkoordinaten der Profillinie E-F können im Koordinatensystem DHDN 3- Degree-Gauss-Zone-2 wie folgt angegeben werden: Punkt E: Punkt F: Rechtswert Hochwert Rechtswert Hochwert m m m m Die Anfangs- und Endpunktkoordinaten der Profillinie G-H können im Koordinatensystem DHDN 3- Degree-Gauss-Zone-2 wie folgt angegeben werden: Punkt G: Punkt H: Rechtswert Hochwert Rechtswert Hochwert m m m m Auch für das Niedersächsische Becken erfolgte die Konstruktion der beiden Profilschnitte in Anlehnung an Schnittdarstellungen in verfügbaren geologischen Karten und sonstigen veröffentlichten Unterlagen. Darüber hinaus standen für die Auswertung mehrere tief reichende geologisch-tektonische Profile aus dem Geotektonischen Atlas NW-Deutschlands zur Verfügung. 14

25 2. Geologisch-hydrogeologischer Rahmen 2.1. Regionales geologisches Modell Regionale Geologie des Münsterländer Kreidebeckens Allgemeines Das Münsterländer Kreidebecken ist eingerahmt durch den Osning im Norden (Teutoburger Wald), das Eggegebirge im Osten und den, dem Sauerland vorgelagerten Haarstrang im Süden. Nach Westen erfolgt eine Öffnung hin zur Niederrheinischen Bucht und zum Zentralniederländischen Becken. Das hydrogeologische System des Münsterländer Beckens lässt sich für einen Großteil hydraulisch in drei Stockwerke unterteilen: dem, dem Karbon auflagernden Cenoman-Turon- Aquifer, dem Emscher Mergel (Grundwasserstauer) sowie dem quartären Grundwasserleiter einschließlich einer gewissen Auflockerungszone im anstehenden Emscher Mergel. Im Ausstrichbereich des Cenoman-Turon-Aquifers ist von einer generellen Verkarstung auszugehen, die jedoch - abgeleitet aus der Präsenz höher-saliner Tiefengrundwässer - in Richtung Beckenzentrum schnell abnehmen dürfte. Mit Ausnahme des postkretazischen Deckgebirges handelt es sich insgesamt hydraulisch um eine in sich geschlossene Beckenstruktur. Unter Berücksichtigung der regionalen großtektonischen Situation und sonstiger geologischhydrogeologischer Besonderheiten wird im Folgenden, in Anlehnung an die gewählten drei Settings, eine Einteilung des Münsterlandes in zwei regionale Bereiche vorgenommen. Zentrales Münsterland Als Basis für den konzeptionellen hydrogeologischen Profilschnitt A-B (Anl. 2) durch das zentrale Münsterland wurde zu Beginn ein geologischer Profilschnitt (vgl. Abb. 2-1 und Anl. 1) entwickelt. Hinsichtlich der tektonischen Gegebenheiten ist das Gebiet südöstlich von Münster im Bereich des Feldes Donar vergleichsweise gut untersucht. Zu diesem Gebiet gehören auch der Bereich des ehemaligen Strontianit-Bergbaus (Kap und Anl. 5) sowie die Münsterländer Kiessandrinne als bedeutender oberflächennaher Aquifer (Anl. 8). Die Einheiten des Paläozoikums sind im zentralen Münsterländer Becken durch die Schichten des Oberkarbon vertreten, welche in diversen Tiefbohrungen angetroffen wurden. Die Bohrung Burgsteinfurt 1 entspricht der Nördlichsten, der in dem konstruierten Profilschnitt ausgewerteten tiefen Bohrungen; diese in den Profilschnitt projezierte Bohrung hat das oberkarbonische Grundgebirge in einer Teufe von rd m u. GOK angetroffen. In nordnordwestlicher Richtung tauchen die paläozoischen Schichten zur Teufe hin weiter ab. In südsüdöstlicher Richtung ist die Oberfläche der oberkarbonischen Schichten durch eine sehr flache Wellung gekennzeichnet. Etwa auf Höhe der Stadt Senden beginnt die Karbonoberfläche anzusteigen und erreicht etwa auf Höhe von Herbern eine Teufenlage um m u GOK. Weiter 15

26 in südsüdöstlicher Richtung steigt die Oberfläche der oberkarbonischen Schichten an und erreicht am südsüdöstlichen Profilende nördlich der Ortschaft Wickede (Ruhr) die Geländeoberfläche. Hinweise auf eine Verbreitung von Schichten des Perm und Trias im zentralen Münsterland liegen nicht vor. Schichten des Jura und der tieferen Unterkreide sind im Bereich des konstruierten Profils nur im äußersten Nordnordwesten vertreten. Für diesen Bereich sind im Profil nur die oberflächennahen Bereiche konstruiert worden, um den steilen Anstieg der Schichtenfolge am Nordrand des Münsterländer Kreidebeckens zu verdeutlichen. Ausgehend vom Setting Nordwalde geht die Mächtigkeit der unterkretazischen Schichten des Alb in südsüdöstlicher Richtung (also in Richtung auf die ehemalige Küstenlinie) stetig zurück; die Schichten des Alb keilen etwa südlich der Ortschaft Ascheberg aus. Weiter südsüdöstlich werden Sedimente des Alb noch in einem begrenzten Areal südlich von Herbern erwähnt. Die oberkretazische Abfolge des Cenoman bleibt, ausgehend vom Setting Nordwalde, zunächst hinsichtlich Mächtigkeit und Ausbildung in südsüdöstlicher Richtung auf große Erstreckung im Wesentlichen unverändert und weist lediglich eine leichte Wellung auf. Mit der ansteigenden Oberfläche der oberkarbonischen Schichten steigen auch die transgressiv auflagernden Schichten des Cenoman mit an; gleichzeitig kommt es zu einer Abnahme der Schichtmächtigkeit. Der Ausstrich des Cenoman liegt innerhalb des Profilschnitts etwa auf Höhe der Stadt Wickede (Ruhr). Für den unteren Teil der Bohrung Vingerhoets 91 ist innerhalb der Cenoman-Schichten Essener Grünsand als Faziesausbildung beschrieben; es handelt sich dabei um einen infolge Glaukonit- Führung grünlichen Sandstein. Am nordnordwestlichen Außenrand des Münsterländer Kreidebeckens weisen die Schichten des Cenoman die für das nördliche Münsterland charakteristische Verteilung auf. Der Ausstrich der Cenoman-Schichten an der Geländeoberfläche liegt im Profilschnitt etwa im Bereich der Ortschaft Haddorf. In diesem Bereich liegen auch faltenähnliche Strukturen der saxonischen Tektonik vor (z. B. Ochtruper und Bentheimer Sattel). Die Schichtenfolge des Turon, die hinsichtlich der lithologischen Ausbildung der des Cenoman sehr ähnlich ist, weist entlang des Profilschnitts praktisch das gleiche Verhalten auf, wie die Schichten des Cenoman. Der Ausstrichbereich des Turon liegt im Südsüdosten etwa im Bereich nördlich von Wickede (Ruhr). Am nordnordwestlichen Ende des Profils zeichnen die Schichten des zur Geländeoberfläche aufsteigenden Turon noch die faltenähnlichen Strukturen nach. Für die Bohrungen Karl-Mahne-2 und Senden 11/11a wird innerhalb des Turon/Coniac jeweils eine Störung mit einem Schichtenausfall von ca. 130 m bzw. ca. 16 m beschrieben. Das Coniac zeigt eine vergleichbare Lagerung mit dem flachen Auskeilen der Schichtenfolge im Südsüdosten und dem steilen Anstieg am Nordrand des Münsterländer Kreidebeckens. Auffällig ist eine Mächtigkeitsabnahme südsüdöstlich der Altenberger Höhen, die im Wesentlichen auf den Angaben zur Bohrung Karl-Mahne-2 beruht. Da der mittlere und obere Abschnitt des Coniac und das Santon in der lithologisch sehr einheitlichen Tonmergelstein-Fazies / Emscher Fazies ausgebildet sind, ist diese stratigrafische Unregelmäßigkeit für die hier zu bearbeitende hydrogeologische Fragestellung letztlich ohne Bedeutung. 16

27 Die Schichtenfolge des Santon zeichnet die generellen Lagerungsverhältnisse im Münsterländer Kreidebecken weiter nach. Im Süden befindet sich ein breiter Ausstrich unter Quartärbedeckung, etwa zwischen Bönen und Bockum. Nordnordwestlich des Settings Nordwalde erstreckt sich der nördliche Ausstrich der Santon-Abfolge bis in den Bereich von Burgsteinfurt. Die Schichten des Campan streichen unterhalb der Quartärbedeckung etwa zwischen Bockum und Borghorst im Zentrum des Münsterländer Kreidebeckens aus. Diese jüngste kretazische Schichtenfolge ist entlang des Profilschnitts im Bereich der Altenberger Höhen von mehreren Störungen durchsetzt. Ein Schichtenversatz lässt sich nach den vorliegenden Daten aber nur im oberflächennahen Bereich nachweisen; die Frage einer tiefer reichenden Tektonik wird in den folgenden Kapiteln vertieft. Hinweise auf eine Verbreitung von Schichten des Tertiär liegen nicht vor. Die Schichten der Oberkreide sind im Settingbereich lediglich durch vergleichsweise geringmächtige Schichten des Quartär überdeckt. Bei den wenige Meter mächtigen quartären Deckschichten handelt es sich im Wesentlichen um Ablagerungen eiszeitlicher Grundmoränen. Lithologisch werden die Schichten als Schluff, Ton und Mergel beschrieben. Die Münsterländer Kiessandrinne als ein wesentlicher Aquifer der Umgebung läuft zwischen Sendehorst und dem Bereich westlich von Rheine etwa parallel zur gewählten Profillinie und tangiert diese bei Haddorf/Braken auf einer Länge von rd. 4 km. Für diesen Bereich ist in dem Profil die maximal 25 m tief eingeschnittene Rinnenstruktur dargestellt. Abb. 2-1 Geologischer Profilschnitt A-B durch das zentrale Münsterland (vgl. Anl. 1). 17

28 Westliches Münsterland Das westliche Münsterland kann noch von den Randverwerfungen der Niederrheinischen Bucht geprägt sein. Der generelle Aufbau des Untergrundes ist im geologisch-tektonischen Profil C-D (Anl. 3) dargestellt. Zum Westteil gehört auch das Verbreitungsgebiet der Halterner Sande, dem bedeutendsten Grundwasserleiter des Münsterlandes. In NW-SE-Richtung erstreckt sich dieser Bereich etwa von der Region Borken an der deutsch-niederländischen Grenze bis ins westliche und zentrale Ruhrgebiet. Das hydrogeologische Profil C-D (Anl. 4) verdeutlicht insbesondere die Lage, Verbreitung und Mächtigkeit der Halterner Sande. Das westliche Münsterland reicht bis in das nordöstliche Gebiet des Niederrheins, z. B. in den Bereich Dinslaken - Borken. Damit grenzt der Westteil des Münsterlandes an die östlichen Randstörungen der Niederrheinischen Bucht. Die mit dem Einbruch der Niederrheinischen Bucht verbundene Zerrungstektonik griff in gewissem Maße auch über die Hauptrandstörung nach Osten hinaus. Aufgrund der besonderen wasserwirtschaftlichen Bedeutung der in diesem Bereich verbreiteten Halterner Sande wird für den Westen des Münsterlandes eine eigenständige Betrachtung der geologisch-tektonischen Verhältnisse vorgenommen. Die verstärkte Absenkung des Karbon-Grundgebirges nach Westen zur Niederrheinischen Bucht hat nicht erst mit dem eigentlichen Einbruch der Niederrheinischen Bucht im Eozän und Oligozän begonnen, sondern zeichnete sich schon in früheren Phasen der Erdgeschichte ab, als innerhalb der heutigen Niederrheinischen Bucht das Salinar für den heutigen Salzstock Borth abgelagert wurde. Als Ergebnis dieser früh einsetzenden Absenkung finden sich heute im westlichen Münsterland oberhalb des Grundgebirges in den Muldenzonen des Karbons lokal Reste früherer Ablagerungen. Bei diesen Zeugen früherer Sedimentationen handelt es sich zur Hauptsache um Buntsandstein und Reste des Juras. Andere Schichtglieder sind jedoch nicht ausgeschlossen. Die vorhandenen Buntsandstein-Schichten zwischen Karbon-Grundgebirge und den Kreide- Schichten sind vereinzelt noch mehrere hundert Meter mächtig und enthalten unterschiedliche Anhydritanteile; ein Gipsanteil in diesen Schichten ist auch anzunehmen. Zwischen dem Nordrand des Ruhrgebietes im Südosten und dem Bereich der alten Tiefbohrung Lothringen 9 (vgl. Anl. 3) im Nordwesten liegt die charakteristische Schichtenfolge des Cenoman/Turon sowie die darüber folgenden Schichteinheiten Coniac/Santon/Campan vor. Unterschiede zu dem Profil A-B bestehen darin, dass offensichtlich nur im Nordwesten rudimentäre Relikte von Sedimenten der Unterkreide zwischen Oberkarbon und Oberkreide vorhanden sind. Weiterhin bestehen aufgrund einer ungünstigeren Datenlage bereichsweise Schwierigkeiten bei der Abgrenzung der (lithologisch ähnlichen) Schichteinheiten Cenoman/Turon bzw. Santon/Campan. Ein ganz wesentlicher Unterschied zu dem Profil A-B besteht außerdem darin, dass im Bereich des Settings Borken eine sattelförmige Aufwölbung der Karbonoberfläche und ein ebenfalls sattelförmig aufgewölbter Bereich mit Buntsandstein-Sedimenten und auch wenigen Metern Zechstein-Dolomit vorliegt. Diese lokale tektonische und stratigrafische Besonderheit war auch ein Grund für die Auswahl dieses Settings. Nordwestlich des Settings Borken sind die oberkretazischen Schichten steil aufgerichtet und werden hier von älteren Sedimenten der 18

29 Unterkreide, des Jura, der Trias und des Perm unterlagert. Dieser Bereich liegt bereits außerhalb des Münsterländer Kreidebeckens im engeren Sinne. Insgesamt liegen sowohl direkt südöstlich als auch direkt nordwestlich dieser sattelförmigen Aufwölbung mit Buntsandstein-Schichten praktisch keine Daten über den tieferen Untergrund vor, so dass in diesem Bereich in Anl. 3 keine Schichtenfolge mehr dargestellt wurde; dieser Bereich wurde stattdessen mit Fragezeichen versehen Regionale Geologie des Niedersächsischen Beckens Das Niedersächsische Becken ist im eigentlichen Sinne ein Teilbecken des Norddeutschen Beckens (Abb. 1-1). Es erstreckt sich von Südniedersachsen bis in den Nord- und Ostseeraum. Im Süden schließt das Niedersächsische Becken, getrennt durch Teutoburger Wald und Osning- Überschiebung, an das Münsterländer Becken an. Das Norddeutsche Becken birgt große Erdölund Erdgasreserven, wobei die Erdölmenge innerhalb Deutschlands von Norden (Schleswig- Holstein) nach Süden (Niedersachsen) abnimmt, Niedersachsen jedoch die größten Rohgasreserven besitzt. Das Explorationsgebiet der ExxonMobil im Norddeutschen Becken erstreckt sich in West-Ost-Ausdehnung etwa von Lünne bis Wunstorf und in Nord-Süd- Ausdehnung etwa von Vechta bis auf die Höhe von Osnabrück. Abweichend vom Münsterländer Becken ist aufgrund der geringen topographischen Höhe und Differenzierung von einem extrem geringen, nordnordwest-gerichteten, hydraulischen Gradienten auszugehen. Das Niedersächsische Becken stellt eine mächtige Beckenfüllung von insgesamt mehreren tausend Metern dar, in der Muttergesteine für die Erdöl- und Erdgasbildung, Speichergesteine unterschiedlicher Durchlässigkeiten und Barrieregesteine einander abwechseln. Die wichtigsten Muttergesteine für eine Erdgasbildung sind (vom Hangenden ins Liegende / von oben nach unten) Wealdenton der Unterkreide Posidonienschiefer des Unteren Jura (Lias) Flözführendes Oberkarbon Wichtige Speichergesteine sind: Kalk- und Dolomitsteine, z.b. des Zechsteins mit ausreichender Durchlässigkeit Buntsandstein Lokal Sande der Unterkreide (Valangin) Barrieregesteine treten zur Hauptsache im Zechstein in Form von Salz- oder Anhydrit- und Gipslagen auf. Das Niedersächsische Becken hat sich zwischen dem Variszischen Gebirge, hier dem Rheinischen Massiv, im Süden und dem Old Red-Festland im Norden entwickelt, wobei die Ränder dieser Festlandsbereiche im Laufe der Erdgeschichte in wechselndem Maße überflutet wurden. Die Bedeutung des Old Red-Festlandes für die Lieferung von Sedimenten ging tendenziell 19

30 im Laufe der Erdgeschichte zurück; das ursprünglich auf das Niedersächsische Becken beschränkte Meeresgebiet dehnte sich in zunehmendem Maße bis in das Gebiet der heutigen Nordsee aus. Zur Dokumentation der geologischen Verhältnisse im Niedersächsischen Becken wurden zwei nordost-südwest gerichtete, geologische Profile erstellt. Während der östliche Schnitt von südwestlich von Ibbenbüren das Setting Damme tangierend bis nordöstlich von Sulingen verläuft (Profil G-H, Anl. 10), führt der westlich davon gelegene Schnitt durch die Settings Lünne, Ortland-Quakenbrück und Damme (Profil E-F, Anl. 9). Abb. 2-2 NE-SW-gerichtetes, etwa von Lünne bis Vechta verlaufendes geologisches Profil E-F durch das Niedersächsische Becken (Schnitt E-F). Die in den Profilschnitten dokumentierte Paläozoikum-Abfolge ist durch Schichten des Karbon und Perm vertreten. Das Oberkarbon ist in beiden Profilen (Anl. 9 und 10) die tiefste dargestellte Formation. Es handelt sich jeweils um flözführende Schichten des Westfal. Die Gesamtmächtigkeit des Karbons kann in den tiefsten Teilen der molasseartigen Vorsenke vor dem Rheinischen Massiv etwa m erreichen. Kohleführendes Westfal A und B wurde z. B. in der Bohrung Iburg 4 mit einer Gesamtmächtigkeit von 460 m mit mehr als 20 Kohleflözen aufgeschlossen. Im Westfal A und B reichte das Sedimentationsbecken bis in den Bereich der heutigen südlichen Nordsee. In den obersten Stufen des Karbons, im Westfal C und D engte sich der Ablagerungsraum ein und die Kohlebildung im Bereich des heutigen Niedersächsischen Beckens kam zum Erliegen. 20

31 Hinsichtlich der Lagerungsverhältnisse liegt generell eine Fortsetzung des variszischen Faltenbaus vor, allerdings mit einer im größten Teil des Niedersächsischen Beckens stark abgeschwächten Faltenbildung. In Profil G-H (Anl. 10) stehen die Schichten des Karbon, und zwar auch jene des flözführenden Westfal A und B, im Großraum Ibbenbüren am Nordrand des Teutoburger Waldes an. Die Steinkohle wird bis heute im Raum Ibbenbüren abgebaut. Vorkommen flach gelagerter Flöze gibt es am Schafberg, am Piesberg und am Hüggel. Tendenziell senkt sich die Teufenlage des Karbon längs der Profillinien in nordöstlicher Richtung ab. Bei Vechta liegt die Oberfläche des Karbons bereits in rund m Teufe. Aufgrund der großen Teufe kommen diese Bereiche als mögliche Zielhorizonte für die unkonventionelle Gewinnung von Tight Gas in Betracht. Salinarbildungen aus der Zechstein-Zeit innerhalb des Perm stellen den tiefsten Barriere-Horizont oberhalb des flözführenden Oberkarbons dar. Am Südrand des heutigen Niedersächsischen Beckens beginnt die Sedimentation der Zechstein- Zeit mit Kalksteinen und Dolomiten, welche am Westrand des Münsterlandes beginnen, dieses umschließen und etwa über Osnabrück und Bielefeld bis in das Gebiet des heutigen Weserberglandes reichen. Richtung Norden bzw. ins Beckeninnere folgen neben Gips und Anhydrit vor allem das Steinsalz-Salinar, welches im zentralen Teil des Beckens große Mächtigkeiten erreicht. Diese großen Mächtigkeiten des Steinsalzes bildeten nördlich außerhalb des eigentlichen Niedersächsischen Beckens zugleich die Voraussetzung für die Salzstockbildung, auch Diapirismus genannt. Südwestlich des Niedersächsischen Beckens und westlich des Münsterlandes entstand in dieser Zeit der Salzstock Borth, der einzige am Niederrhein. Die starke Verkarstung der Zechsteinkalke, die am Rande des Rheinischen Schiefergebirges, etwa im Raum Korbach, beobachtet wird, ist für den Kernbereich des Niedersächsischen Beckens nicht anzunehmen. Der mangelnde Zutritt von Kohlendioxid und fehlende hydraulische Gradienten während des größten Teils der Erdgeschichte dürften eine Verkarstung im zentralen Teil des Niedersächsischen Beckens unterbunden haben. Aus dem Mesozoikum sind die Formationen Trias, Jura und Kreide längs den beiden Profillinien vertreten. Der Buntsandstein (Trias) wurde zum allergrößten Teil aus dem Gallischen Festland in das Niedersächsische und Norddeutsche Becken sowie die Teilbecken (z. B. Hessisch-Thüringische Senke), geschüttet. Mit dieser Schüttungsrichtung ist zwangsläufig eine ständige Feinkornzunahme in nördlicher Richtung verbunden. Allerdings führten verschiedene Phasen der Heraushebung oder auch Klima-Veränderungen immer wieder zu einem verstärkten Sedimenttransport und damit zu einer Schichtung von gröberen Sandsteinen und feinkörnigen Schluffsteinen oder Feinsand-Schluffstein-Wechselfolgen. Der Muschelkalk (Trias) ist generell in der für das Germanische Becken typischen Folge ausgebildet: 21

32 Oberer Muschelkalk mit überwiegend Kalksteinen und Dolomiten. Mittlerer Muschelkalk mit überwiegend Mergeln, Dolomiten, Gips, Anhydrit, lokal Steinsalz. Unterer Muschelkalk mit Mergeln, Kalkmergelsteinen, Dolomit. In der Zeit des Muschelkalkes erhält das Niedersächsische Becken zum ersten Mal die typische NW-SE gerichtete Form, welche für die weiteren Perioden der Erdgeschichte bestimmend blieb. Auch der meist 200 bis 400 m mächtige Keuper (Trias) ist in der für das Germanische Becken typischen Fazies ausgebildet: Oberer Keuper mit Sandsteinen, Schluffsteinen. Mittlerer Keuper (Gipskeuper) mit Mergelsteinen, oft gips- oder anhyditführend, Dolomiten, Gips- und Anhydritbänken. Unterer Keuper (Lettenkeuper) mit Ton- und Schluffsteinen, Dolomiten. Die große Einheitlichkeit in der Faziesentwicklung bzw. der Gesteinsausbildung im Germanischen Becken hält über die Trias-Jura-Grenze zunächst noch an. Dies belegen die mächtigen Tonsteine mit hohem Anteil organischen Materials in dem sog. Posidonienschiefer des Unteren Jura (Lias epsilon). Er ist ein wichtiges Erdöl- und Erdgas-Muttergestein im Niedersächsischen und im Norddeutschen Becken. Diese einheitliche Ausbildung der Formation im ganzen Germanischen Becken setzt sich auch im Mittleren Jura (Dogger) zunächst noch fort. Opalinuston, eisenführende Oolithe bzw. Eisensandstein finden sich sowohl in Süddeutschland als auch in Norddeutschland. Am Ende des Dogger hebt sich dann aber die Mitteldeutsche Schwelle heraus und die nun voneinander getrennten süd- und norddeutschen Becken durchlaufen eine völlig eigenständige Entwicklung. Gegen Ende der Jurazeit intensivieren sich im Oberen Jura (Malm) die tektonischen Bewegungen. So geschieht zu diesem Zeitpunkt die Wendung von einer Dehnungs- zu einer Einengungstektonik im Niedersächsischen Becken. Die Osning-Überschiebung nach Süden, die Störungen am Nordrand des Beckens, z. B. im Raum Vechta, sowie weitere tektonische Elemente im Niedersächsischen Becken werden angelegt oder stärker ausgeprägt. Die Kreide stellt in der Unterkreide eine homogene Folge von Tonen und Schluffen, oft mit deutlichen Anteilen an organischem Material, dar. Der untere Teil dieser tonreichen Abfolge wird als Wealdenton zusammengefasst, dessen Ablagerung schon im spätesten Jura begann. Der Wealdenton enthält häufiger kleine Kohleflöze und stellt ein weiteres Erdöl-Erdgas-Muttergestein im Niedersächsischen und im Norddeutschen Becken dar. Die Schichten der Oberkreide sind deutlich kalkiger, z. T. auch als Sandsteine ausgebildet. Im Tertiär bildete sich schrittweise die heutige Kontur des Nordseebeckens heraus und weite Teile des nördlichen Niedersachsens waren überflutet. Die größten Mächtigkeiten der Hauptsedimentation wurden innerhalb der heutigen Nordsee erreicht. Im Bereich des heutigen Niedersächsischen Beckens gingen die Mächtigkeiten stark zurück. Heute sind tertiäre Sedimente 22

33 überwiegend in muldenförmigen Strukturen erhalten, die z. B. durch Salzabwanderungen entstanden sind. Die Ablagerungen des Quartärs bestehen zum großen Teil aus Sanden, die während der Kaltzeiten im Vorfeld des Inlandeises abgelagert wurden. Daneben treten Geschiebemergel als Ablagerungen der Grundmoränen auf. Diese sind meist schluffig-tonig ausgebildet, können aber einzelne große Blöcke enthalten. An der Geländeoberfläche finden sich auch Löss und Lösslehm, aber auch verbreitet anmoorige Böden, die bis zu etwa 10 m mächtig werden können. Rings um den Dümmer See oder südlich von Diepholz nehmen Moore und anmoorige Böden große Flächen ein Tektonik des Münsterländer Kreidebeckens Die Aufschlüsse in den Steinbrüchen der Kalkstein- und Zementindustrie, die seismischen Erkundungen und die Ergebnisse der Aufschlussarbeiten für das Steinkohlenfeld Donar deuten darauf hin, dass die Tektonik im Grundgebirge des Karbons von jener im Deckgebirge der Kreide entkoppelt ist. Im gesamten Gebiet liegen die Sedimente der Kreide auf Schichten des Oberkarbons, und zwar vom Namur bis zum Westfal C. Tektonisch ist dieser Raum dadurch ausgezeichnet, dass hier kaum Störungen bekannt sind, die vom Grundgebirge bis in die Kreide durchschlagen. Einerseits wird dies in der Regel mit der kaum vorhandenen morphologischen Ausprägung von Störungen im Emscher Mergel begründet, andererseits entwickelten DÖLLING & JUCH (2009) das Modell der entkoppelten, wurzellosen Tektonik zumindest für einen großen Teil des bekannten tektonischen Inventars. Klüfte und kleine Störungen streichen in unterschiedlichen Richtungen, fallen an der Geländeoberfläche überwiegend steil ein und entwickeln sich zur Teufe hin als listrische Flächen. Im tieferen Teil der Kreide, meist im Emscher Mergel, enden sie in der Regel wurzellos oberhalb der Oberfläche des Oberkarbons. In Abbildung 2-3 sind die tektonischen Modellvorstellungen zu dieser wurzellosen Tektonik dargestellt. Solche Kluft- und Störungsflächen zeigen eine lokale Zerrungstektonik an, die zu kleinen Graben- bis Halbgrabenbildungen führte. Bei den Aufschlussarbeiten für das Feld Donar fanden sich nur Abschiebungen, anderenorts sind in Übertageaufschlüssen jedoch auch Aufschiebungen bekannt. Abb. 2-3 Profilschnitt durch das Donarfeld (DÖLLING & JUCH, 2009). Der Begriff wurzellose Tektonik beruht auf dem Befund, dass sich im zentralen Münsterland Störungen aus dem Karbon nach gegenwärtigem Kenntnisstand nicht in das Deckgebirge 23

34 fortsetzen und Störungen aus der Kreide zur Kreidebasis hin zunächst in listrische Flächen umbiegen und dann schließlich ausklingen. Dieser Befund führt aus mechanischer Sicht zu folgenden Schlussfolgerungen: a) Das Spannungsfeld der Horizontalspannungen im Kreide-Deckgebirge ist anders ausgerichtet als im Karbon und führt daher in der Kreide zu einem vom Karbon abweichenden Kluft- und Störungssystem. b) An der Grenze zwischen Karbon-Grundgebirge und Kreide-Deckgebirge befindet sich eine Zone geringen Schubverbundes. Diese besteht aus den bindigen Schichten der Unterkreide, feinkörnigen Ablagerungen an der Cenoman-Basis und, soweit vorhanden, einer tonigschluffigen Verwitterungsschicht am Top des Karbons. Die Verformungsbahnen bzw. die Trennflächen biegen als Folge dieses geringen Schubverbundes zur Kreidebasis hin in geneigte bis flachere Einfallsrichtungen um. c) Die Verformungseigenschaften der relativ steifen Cenoman-Turon-Kalksteine des Kreide- Deckgebirges führen, im Unterschied zum liegenden Karbon-Grundgebirge, schon bei relativ geringen Schubspannungen zu Sprödbruch und damit zur Bildung von Klüften oder kleineren Störungen. Die Kluftsysteme in Wechsellagerungen von Kalksteinen und Mergeln oder Mergelsteinen, wie sie etwa in Steinbrüchen im Raum Beckum beobachtet werden können, spiegeln die Variabilität im Steifigkeits-Verhalten der einzelnen Kalksteinbänke wider. Die Mächtigkeit der einzelnen Kalksteinbank, deren Gesteinsfestigkeit, die Geschwindigkeit tektonischer oder atektonischer Bewegungen sowie die Bettung zwischen den unter- und überlagernden Schichten bestimmen Abstand, Raumstellung und Ausbildung des Kluftsystems. Andererseits erkennen BAUCH et al. (2003) eindeutige Indizien für eine transpressive Tektonik im Raum Beckum, im zentralen Münsterland, beispielsweise in Form sogenannter flower structures. Diese Strukturen sind in der Regel Hinweise auf Strike-Slip-Bewegungen und sprechen demzufolge für Störungen, die aus dem Karbon in das Deckgebirge reichen. Die von den Autoren diskutierte Hauptorientierungsrichtung der Strontianitgänge im untersuchten Gebiet bei Beckum ist NW-SE. Möglicherweise würde dies mit der großräumigen NW-SE-gerichteten Salinitätsverteilung korrespondieren, die DONATH (2000) für die oberflächennahen Grundwasserleiter des Münsterländer Kreidebeckens feststellte. Im Hinblick auf die hydrogeologische und Fracking-Modellierung lassen sich Kluftzonen und Störungszonen als Zehnermeter breite, steil einfallende Gebirgszonen mit einer gegenüber dem ungestörten Gebirge erhöhten Durchlässigkeit abbilden. Kluft- und Störungszonen sind keine offenen, auf große Strecken geradlinig durchschneidenden Elemente. Einzelne Klüfte und Störungen sind in ihrer Ausdehnung begrenzt, verspringen und setzen sich in neu ansetzenden Elementen weiter fort. Diese Heterogenität führt zu einer räumlich variierenden Effektivität der durch die Strukturen angelegten Wasserwegsamkeiten Störungszonen auch als effektive Barrieren für den Grundwasserabstrom fungieren. Permeable Klüfte und Störungen sind durch zirkulierende, in der Regel thermale Wässer fast immer mineralisiert, was oft zum Verschluss von früheren Wegsamkeiten führt. Bei mehrmaliger 24

35 tektonischer Aktivierung lassen sich häufig auch Mineralisationszyklen unterscheiden. Die Strontianitgänge im zentralen Münsterland sind ein Beispiel für solche Prozesse. Nach Angaben des Geologischen Dienstes NRW finden sich vereinzelt Klüfte oder kleine Störungsflächen, die in der Teufe steil bis lotrecht einfallen, aber oberflächennah flach umbiegen. Solche Trennflächen lassen sich am ehesten als Dekonsolidationsklüfte deuten, deren Entstehung auf die Überkonsolidation der Kreideschichten während langer Zeiten der Erdgeschichte zurückgeht. Als Folge der Überkonsolidation und der zeitweiligen Eisbedeckung während des Pleistozäns stellten sich erhöhte Horizontalspannungen im Gebirge ein, die nach Abtrag der früheren Überlagerung bis zur heutigen Geländeoberfläche zu Überschreitungen der Gesteinsfestigkeit führten. Die erhöhten Dehnungsbewegungen an der Felsoberfläche führten oberflächennah zu den Dekonsolidationsklüften, die entsprechend den lokalen Variationen der Gesteinseigenschaften, verschiedenen Mustern folgen. Klüfte und Störungen im Kreide-Deckgebirge streichen am häufigsten in NW-SE-Richtung, also parallel zur Osning-Störung und damit parallel zum Südwest-Rand des Teutoburger Waldes (DÖLLING & JUCH, 2009). Eine zweite, zahlenmäßig etwas häufigere, aber stärker streuende Richtung verläuft in WSW-ENE-Richtung. Damit verläuft diese Richtung spitzwinklig, mit einer Abweichung von etwa 10 bis 20 zum Streichen des liegenden Grundgebirges. Dies weist auf ein gewisses Durchpausen der tektonischen Anlagen im liegenden Karbon bis ins Deckgebirge hin. Die beiden Kluft- und Störungsrichtungen in der Kreide lassen sich aber auch als konjugierendes Kluftsystem betrachten, das auf ein neues, für die Kreide spezifisches und vom Karbon abweichendes Spannungsfeld hinweist. Das oberkarbonische Grundgebirge ist gefaltet. Die Faltenachsen streichen in SW-NE-Richtung. Vom Südostrand des betrachteten Gebietes in Richtung Nordwesten folgen mehrere große Muldenzonen und Sättel aufeinander. Im SE sind die wichtigsten Elemente die Essener Hauptmulde und der Gelsenkirchener Sattel, im NW die Münsterländer Hauptmulde. Die Faltungsintensität geht tendenziell in NW-Richtung, also mit zunehmendem Abstand vom Rheinischen Schiefergebirge, zurück. Das Karbon wird durch mehrere, bedeutende Querstörungen in NW-SE-Richtung durchschnitten. Die wesentlichen Bewegungen an diesen Störungen waren jedoch vor Ablagerung der Oberkreide- Sedimente abgeschlossen. Nach allen vorliegenden Hinweisen verläuft die Karbonoberfläche ziemlich eben; sie bildet die Geländeoberfläche am Ende der Unterkreide ab und taucht flach nach Nordwesten ab. Im südlichen Ruhrgebiet streicht das Oberkarbon zutage aus. Nach Nordwesten zum Westrand des Teutoburger Waldes taucht die Karbonoberfläche in große Teufe ab. Auf den einzigen, bisher bekannten Versatz der Kreidebasis am Sachsensprung wurde bereits hingewiesen Tektonik des Niedersächsichen Beckens Bereichsweise liegt im Niedersächsischen Becken ein Faltenbau vor. Dessen Faltenachsen sowie die Anlage von Bruch- bzw. Dehnungs- und Aufschiebungsstrukturen folgen einer NW-SE- Richtung, oft auch als herzynische Richtung bezeichnet. Im Laufe der Erdgeschichte treten N-Sstreichende Elemente hinzu. Danach wurde das Niedersächsische Becken unter einem völlig 25

36 anderen Spannungszustand angelegt als die im Norden und Süden gelegenen, im Paläozoikum konsolidierten Festlandsgebiete. Am Ausgang des Paläozoikums sowie zu Beginn des Mesozoikums herrscht zunächst eine Dehnungstektonik vor. Im Jura und in der Kreide treten Einengungsstrukturen hinzu, z. B. die nach Süden gerichtete Osning-Auf- bis Überschiebung des Teutoburger Waldes sowie die Faltentektonik des Wiehengebirges. Im Raum Vechta findet sich eine ausgeprägte, WNW-ESE- bis W-E-streichende Störung, welche das Niedersächsische Becken nach Norden zum Norddeutschen Becken hin begrenzt. Dieser Wechsel von Dehnungs- zu Einengungstektonik führte im Einzelnen zu komplizierten geologischen Strukturen. Innerhalb des Niedersächsischen Beckens spielt die Salzkinematik nur eine mäßige Rolle, wenn auch die Mächtigkeitsunterschiede, besonders der mesozoischen Formationen, auf regionale Salzabwanderungen bzw. Salzkissenbildungen zurückgeführt werden. Die großen Salzstöcke der Norddeutschen Tiefebene beginnen jedoch erst nördlich und östlich des Niedersächsischen Beckens. Ein wichtiges geologisches Phänomen ist das Eindringen des Bramscher Massivs in der Unterkreide, eines Magmakörpers, der nicht bis zur Geländeoberfläche vordrang, aber dessen Wärmepotenzial die Inkohlung und auch die Öl- und Gasbildung in den überlagernden und umgebenden Schichten stark beeinflusste Strontianitvorkommen Im Zusammenhang mit diversen Fragen aus der Öffentlichkeit wurde wiederholt die Bedeutung der Strontianitvorkommen auf die Dichtigkeit des Deckgebirges angesprochen. Aus diesem Grund ist dieses Kapitel eingefügt. Strontianit (SrCO 3, Strontiumcarbonat) ist ein Mineral von weißer, grauer, brauner, grünlicher, gelblicher oder rötlicher Färbung. Es wurde nach der Lokalität Loch Strontian in Schottland benannt. Das Strontianit ist neben dem Coelestin eines von nur zwei üblicherweise wirtschaftlich genutzten Strontium-Mineralen und weist im Münsterland ein weltweit einzigartiges Vorkommen auf. Die Strontianit-Lagerstätte im Münsterland folgt in ihren Umrissen etwa der Verbreitung der Gesteine des Obercampans (DÖLLING & LENZ, 2010). In Anlage 5 ist eine Kartendarstellung beigefügt, in der die bergbaulich entstandenen Tagesöffnungen (Schächte) des Strontianit-Bergbaus im Münsterland dargestellt sind. Die äußere Umhüllende dieser bergbaulichen Hinterlassenschaften entspricht dem Verbreitungsgebiet der im Rahmen des Strontianit-Bergbaus als abbauwürdig angesehenen Strontianit-Gänge. Das Strontianit tritt im Münsterland als Kluftfüllung bevorzugt in steil stehenden, NE-SW streichenden Gängen (Einfallen 65 bis 70 nach SE) bzw. in NW-SE-streichenden Gängen (Einfallen 70 bis 80 nach SW) auf. Die NE-SW-streichenden Gänge erreichen eine laterale Erstreckung von bis zu 10 km, während die NW-SE-streichenden Gänge nur bis zu 5 km Länge aufweisen (MELCHERS, 2008). Die Mächtigkeit der Gänge beträgt im Allgemeinen 0,3 bis 2,5 m; bereichsweise werden auch größere Mächtigkeiten bis zu 4 m erreicht. Charakteristisches Merkmal der Gänge ist der räumlich sehr schnelle Wechsel der Mächtigkeiten. Die Raumlage der 26

37 Strontianit-Gänge weist deutlich erkennbare Parallelen zu dem Verlauf der tektonischen Störungen im Deckgebirge auf. Die Strontianit-Gänge sind aber nicht nur an tektonische Störungszonen gebunden, sondern auch an Kluftflächen. Die meisten Gänge reichen bis in Teufen von rd. 100 m; in einer Bohrung wurden Strontianit-Gänge bis in eine Teufe von 765 m nachgewiesen. Die Herkunft des Strontiums und die Genese der Strontianit-Lagerstätte befindet sich noch in der wissenschaftlichen Diskussion; es werden hauptsächlich folgende Thesen diskutiert: Genese aus Sedimenten des Campan (Lateralsekretion); Genese aus aufsteigenden tiefen Solewässern (ascendente Genese). Im südlichen Münsterland sind die 87 Sr/ 86 Sr-Isotopenverhältnisse der Gesteine des Campans und der Strontianit-Gänge identisch; weiterhin wurden in Kalksteinen des Campan bis zu ppm Strontium nachgewiesen (KRAMM, 1985). Die identischen Isotopenverhältnisse sprechen für eine Mobilisierung des Strontiums aus den Gesteinen des Campan und somit für eine Lateralsekretion. Für die zweite These spricht, dass die Tiefengrundwässer des Münsterlandes (Solewässer) höhere Barium- und Strontium-Gehalte aufweisen. Über Klüfte im Kreide-Deckgebirge könnten die strontiumhaltigen Solewässer beim Aufstieg in Kontakt mit geringer mineralisierten Wässern gelangt sein. Die veränderten Druck- und Temperaturbedingungen, insbesondere die Ausgasung des Kohlendioxids aus der Sole während der Migration, könnten dann zur Ausfällung des Strontianits geführt haben (MELCHERS, 2008). Für diese These spricht u. a. auch der identifizierbare genetische und geometrische Zusammenhang zwischen den tektonischen Strukturen im Kreide-Deckgebirge und der räumlichen Orientierung der Strontianit-Gänge. Auch der nicht seltene Zusammenhang zwischen Methan-Ausgasungen und dem Vorkommen von Strontianit bzw. Methanausbrüchen im früheren Strontianit-Bergbau unterstützen diesen Erklärungsansatz. Der erste bedeutende Fund von Strontianit im Münsterland erfolgte im Jahre 1834 in Gievenbeck bei Münster (MELCHERS, 2008). Anfänglich erfolgte der Abbau nur lokal im Tagebau. Wirtschaftlich fand das Strontianit in dieser Zeit in geringem Umfang in der pyrotechnischen Industrie zur Rotfärbung von Feuerwerken Verwendung. Die wirtschaftliche Bedeutung von Strontianit stieg mit der Entdeckung, dass sich mit Hilfe des Strontianits unter Bildung von Strontiumsaccharaten der in der Melasse enthaltene (Rest-)Zucker gewinnen lässt. Im Zeitraum zwischen 1874 und 1945 wurde das Strontianit im südlichen Münsterland auf einer Grundfläche von rd km² auf rd. 100 Gängen in rd. 650 bis 700 Gruben bergmännisch abgebaut. Hauptort des Strontianit- Bergbaus war die Stadt Drensteinfurt mit etwa 180 Gruben. Die Teufen der Schächte blieben dabei im Allgemeinen allerdings sehr gering (rd. 75 % der Tagesöffnungen erreichten eine maximale Teufe von 10 m); nur 16 Schächte erreichten eine Teufe > 50 m. Die drei tiefsten Schächte waren der Schacht Wickesack mit 102 m, der Mathilde Schacht mit 105 m und der Maschinenschacht Alwine mit 112 m. Die letzte Grube Wickesack bei Ascheberg schloss Insgesamt wurden im Münsterland rd t Strontianit gewonnen (GESING, 1995). 27

38 Bergbau, Tiefbohrungen und bestehende Erdgasfelder Münsterländer Kreidebecken Tagesöffnungen des Bergbaus und Tiefbohrungen können als anthropogen entstandene vertikale Zonen erhöhter Durchlässigkeit angesehen werden. Aus diesem Grund wurde eine Analyse der Tagesöffnungen und Tiefbohrungen vorgenommen, die den Emscher Mergel komplett durchteufen und damit seine Effektivität als Barrieregestein lokal verringern könnten. Die Ergebnisse dieser Recherche sind in Anlage 7 in einer Karte dargestellt. In einem ersten Schritt wurde das Verbreitungsgebiet des Emscher Mergels mit der für Nordrhein- Westfalen bei der Bezirksregierung geführten Liste der Tagesöffnungen des Bergbaus (TÖB) verschnitten. Ohne Berücksichtigung der im Verbreitungsgebiet des Strontianits liegenden rd. 650 Tagesöffnungen von nur geringer Teufe verbleibt eine Anzahl von knapp unter 500 tiefen Tagesöffnungen, die mit hoher Wahrscheinlichkeit dem Steinkohlenbergbau zuzuordnen sind und daher den Emscher Mergel durchteuft haben müssen. In Anlage 7 ist nicht jede einzelne Tagesöffnung erkennbar, da die Darstellungspunkte bereichsweise sehr eng beieinander liegen. Die Tagesöffnungen des Steinkohlenbergbaus liegen generell im südwestlichen Randbereich des Verbreitungsgebietes des Emscher Mergels vom Kreis Wesel im Westen bis in den südwestlichen Bereich des Kreises Warendorf mit den Städten Ahlen und Beckum im Osten. Das Verbreitungsgebiet umfasst eine Fläche von rd km². Die Tagesöffnungen weisen dabei Teufen zwischen 223 m (Schacht III des Bergwerks Massener Tiefbau bei Unna) und m (Schacht Grimberg 3 des Bergwerks Aden bei Bergkamen) auf. Für den Bereich des Bergwerks Ost sind Schachtteufen bis zu m angegeben (Schacht Haus Aden bei Lünen). Der nördlichste Schacht liegt zwischen Ascheberg und Hamm. Es handelt sich dabei um den Schacht Donar 1 (ehemals Radbod 6) des gleichnamigen Explorationsfeldes. Das Feld Donar liegt zwischen den Städten Herbern, Walstedde, Drensteinfurt und Bockum- Hövel. Hier wurde zwischen den Jahren 1975 und 1987 eine intensive Lagerstättenerkundung auf Steinkohle durchgeführt. Im Feld Donar wurden 91 Explorationsbohrungen von der Bergbau AG Westfalen abgeteuft (MELCHERS, 2008). Tiefe Explorationsbohrungen auf Rohstoffe (speziell auf Steinkohle, Erdgas und Erdöl) sind auch im nördlich anschließenden Verbreitungsgebiet des Emscher Mergels dokumentiert. Weiterhin wurden Tiefbohrungen zu Forschungszwecken, wie z. B. die m tiefe Bohrung Münsterland 1, abgeteuft. Exakte Angaben zur Anzahl der Tiefbohrungen, die auch den Emscher Mergel durchteuft haben, liegen nicht vor. Niedersächsisches Becken Im Zuge der Zusammenstellung der geologisch-tektonischen Datengrundlagen für den niedersächsischen Teilbereich des norddeutschen Beckens wurden auch einige Daten zu tieferen bergbaulichen Maßnahmen übernommen, die in Anlage 11 im Hinblick auf eine möglichst vollständige Bestandsaufnahme zusammenfassend dargestellt sind. 28

39 Die bestehenden Erdgasfelder im Großraum Sulingen und Vechta entstammen einer Veröffentlichung des Geologischen Landesamtes NRW aus dem Jahre Die Darstellung verdeutlicht exemplarisch die seit Jahrzehnten erfolgende konventionelle Erdgasgewinnung in diesem Raum. Weiterhin wird Tiefbergbau auf der Ibbenbürener Karbonscholle (Schafberg, Piesberg und Hüggel) betrieben. Die in diesem Bereich flach gelagerten Steinkohlenflöze werden in Schächten mit Teufen bis rd m abgebaut. Es handelt sich um den nördlichsten und den tiefsten Steinkohlenbergbau Deutschlands. Für den Raum Bohmte ist ein im 19. Jahrhundert beginnender Abbau auf Wealden-Steinkohle dokumentiert. Hierbei handelte es sich aber offensichtlich nur um lokale und nicht sehr tief reichende bergbauliche Aktivitäten. Weiterer Tiefbergbau, in diesem Fall auf Eisenerze, wurde im Raum Damme betrieben. Hier wurde ein marin-sedimentäres Trümmereisenerzlager in den Schichten der Oberkreide abgebaut. Die bis rd. 280 m tiefen Schächte wurden teilweise bis zur Basis der Oberkreideschichten niedergebracht. Die Richtstrecken verliefen dann innerhalb der Tone der Unterkreide; von diesen aus wurde das Erzlager durch Hochbrüche abgebaut Regionales hydrogeologisches Modell Das Kapitel fasst die unterschiedlichen hydrogeologischen Charakteristika der beiden Untersuchungsgebiete zusammen. Gemäß Definition der WRRL-Untergruppe der gemeinsamen ad-hoc-arbeitsgruppe Hydrogeologie der Staatlichen Geologischen Dienste sind sie Teil der hydrogeologischen Großräume des Rheinisch-Westfälischen Tieflandes und des Nord- und mitteldeutschen Lockergesteinsgebietes. Während das Münsterländer Kreidebecken dem westfälischen Bereich des erstgenannten Großraumes entspricht, gehören die niedersächsischen Standorte zu Letzterem Hydrogeologie des Münsterländer Kreidebeckens Hydraulisch lässt sich das Münsterländer Kreidebecken in drei Stockwerke unterteilen: den, dem Karbon auflagernden Cenoman-Turon-Aquifer, den Emscher Mergel (Grundwasserstauer) sowie den quartären Grundwasserleiter einschließlich einer Auflockerungszone im anstehenden Emscher Mergel. Im beckenzirkularen Ausstrichbereich des Cenoman-Turon-Aquifers ist von einer generellen Verkarstung auszugehen, die jedoch abgeleitet aus steigenden Salinitäten - in Richtung Beckenzentrum schnell abnehmen dürfte. Mit Ausnahme des postkretazischen Deckgebirges handelt es sich hydraulisch um eine in sich geschlossene Beckenstruktur. Die im Rahmen von Kapitel dargelegten Unterschiede im geologischen Bau des westlichen und zentralen Münsterlandes lassen sich auch auf das tiefe hydrogeologische System übertragen (vgl. Anl. 2 und 4). In Analogie erfolgt die Umsetzung der geologischen Modelle in konzeptionelle hydrogeologische Modelle daher individuell für den zentralen und den westlichen Teil des Münsterländer Kreidebeckens. Die Ergebnisse werden mittels zweier hydrogeologischer Profilschnitte repräsentiert. 29

40 Abb. 2-4 Hydrogeologischer Profilschnitt C-D durch das westliche Münsterland (vgl. Anl. 4). Hydrogeologische Charakteristik und Raumgliederung der oberflächennahen Grundwasserleiter des Münsterlandes Die hydrogeologische Raumgliederung des Münsterlandes orientiert sich sowohl an den verschiedenen Typen oberflächennaher Grundwasserleiter und deren wasserwirtschaftliche Bedeutung als auch an geomorphologischen Merkmalen. Sie ist daher nur unmittelbar an das Münsterländer Kreidebecken i. e. S. gebunden. Der östliche, Münsterländer Teil des hydrogeologischen Großraumes des Rheinisch-Westfälischen Tieflandes lässt sich weiter untergliedern in einen nordöstlichen und einen südwestlichen hydrogeologischen Raum. Der nordöstliche Raum, das Sandmünsterland ist nach LINDER et al. (2007) vor allem durch mächtige fluviatile und glaziale Ablagerungen (10 und 40 m Mächtigkeit) gekennzeichnet, welche sowohl zusammenhängende Grundwasserkörper, bei Anwesenheit eingelagerter Tone der Grundmoränen oder schluffig-tonig ausgebildeter Partien der Niederterrassen aber auch Grundwasserstockwerke ausbilden. Das Sandmünsterland weist eine hohe Bedeutung für die Grundwassergewinnung im Bereich der Ems-Niederung (Teilraum 'Niederungen der Ems und oberen Lippe') und insbesondere auch entlang der Münsterländer Kiessandrinne (gleichnamiger Teilraum) auf. Der zweite, vor allem im Südwesten befindliche hydrogeologische Raum 'Münsterländer Kreidebecken' gliedert sich in eine größere Anzahl von Teilräumen auf, wobei von herausragender, wasserwirtschaftlicher Bedeutung nur das Verbreitungsgebiet der Halterner Sande zu nennen ist. Das Verbreitungsgebiet der ebenso wie die Haltener Sande kreidezeitlichen 'Sandmergel von Dülmen und Coesfeld', welches gleichzeitig einen eigenen Teilraum definiert, wird ebenfalls im Raum Coesfeld zur Grundwassergewinnung genutzt. Anlage 8 enthält eine Kartendarstellung der Verbreitungsgebiete der beiden bedeutendsten Grundwasserleiter des Münsterlandes (Münsterländer Kiessandrinne und Halterner Sande). Die Verbreitungsgebiete der beiden Aquifere an der Geländeoberfläche wurden ergänzt 30

41 durch eine Darstellung der amtlich ausgewiesenen Wasserschutzgebiete für den nordrheinwestfälischen Teil der Kartendarstellung. Weiterhin sind innerhalb des Verbreitungsgebietes der Halterner Sande die wichtigsten Wasserwerke skizziert. Die Kartendarstellung verdeutlicht noch einmal die herausragende wasserwirtschaftliche Bedeutung der Halterner Sande sowie die Aneinanderreihung der Wasserschutzgebiete entlang der Münsterländer Kiessandrinne. Es wird aber auch deutlich, dass der Bereich zwischen der Münsterländer Kiessandrinne und den Halterner Sanden kaum ausgewiesene Wasserschutzgebiete aufweist. Die generelle Entwässerung der Münsterländer Bucht erfolgt sowohl über das Lippe-Einzugsgebiet in westlicher als auch das Ems-Einzugsgebiet in nordwestlicher Richtung zur Niederrheinischen Senke. Konzeptionelles hydrogeologisches Modell des zentralen Münsterländer Kreidebeckens Hydrogeologische Charakterisierung der stratigrafisch-lithologischen Einheiten Die wesentlichen Elemente der Hydrogeologie des Münsterländer Kreidebeckens können wie folgt in 5 Kompartimenten vom Liegenden zum Hangenden zusammengefasst werden: 1. Fakten zur Wasserführung des Karbons nördlich des bisherigen Steinkohlenbergbaus liegen kaum vor. Aus den Erfahrungen des Steinkohlenbergbaus kann jedoch abgeleitet werden, dass die karbonischen Schichten in größeren Tiefen nur auf Störungs- und größeren Kluftzonen eine nennenswerte Wasserführung aufweisen. Die Mehrzahl der abgeteuften Bohrungen war trocken, selbst wenn sie Sandsteine aufgeschlossen haben. Nach Darstellungen in der Literatur und den Angaben des Geologischen Dienstes NRW erwies sich das Karbon in den Aufschlussstrecken des Grubenfeldes Donar als praktisch trocken. Die oberkarbonischen Schichten des variszischen Grundgebirges stellen folglich einen tiefen (Kluft-) Grundwassergeringleiter (unterhalb des Münsterländer Kreidebeckens i. e. S.) dar, dessen Wasserführung sich auf eingeschaltete Sandsteinbänke sowie Kluftund Störungszonen beschränkt. 2. Die lückenhaft verbreiteten Sedimente des Alb und örtlich auch die untersten Schichten des Cenoman (z. T. Grünsand, Flammenmergel, sonstige tonige Gesteine) stellen im nordwestlichen Münsterland eine Trennschicht zum nächst höheren Grundwasserleiter des Cenoman/Turon dar. Diese Trennschicht ist aber nicht durchgehend verbreitet, so dass eine hydraulische Verbindung zwischen den gering durchlässigen karbonischen Schichten und dem darüber liegenden sogenannten Cenoman-Turon-Aquifer angenommen werden muss. 3. Die Kalksteine und Kalkmergelsteine des Cenoman/Turon sowie am Südrand des Münsterlandes die teilweise fazielle Vertretung dieser Gesteine in der küstennäheren Grünsand-Fazies (Essener Grünsand, Rüthener Sandstein, Bochumer Grünsand, Soester/Werler/Anröchter Grünsand) bilden den tieferen Kreide-Aquifer. Dieser streicht am südöstlichen und nordwestlichen Rand des Münsterländer Kreidebeckens aus und taucht zum Becken hin ab. Er stellt laut gängiger Klassifikation jedoch einen Geringleiter dar. 31

42 4. Die Gesteine in der sog. Emscher-Fazies / Tonmergelstein-Fazies, die zeitlich gesehen im Wesentlichen in das Coniac und Santon fallen, decken den tiefen Kreide-Aquifer nach oben ab und stellen einen mächtigen Grundwasserhemmer bis Grundwasserstauer zwischen dem tiefen Kreide-Aquifer und den lokal auftretenden oberen Grundwasservorkommen dar. 5. In den oberen Schichten des Campan sowie im Quartär sind örtlich Grundwasservorkommen von lokaler Ausdehnung vorhanden. Eine besondere Bedeutung kommt für den hier beschriebenen Profilschnitt dem Münsterländer Kiessandrinne zu, welcher morphologisch oft herausgehoben, einer pleistözän angelegten Rinnenstruktur entspricht. Er wird daher synonym auch als Münsterländer Kiessandrinne angesprochen. Die hydrogeologische Bewertung des geologischen, i.e. des stratigraphischen und lithologischen Aufbaus des zentralen Münsterlandes führt zu einem konzeptionellen hydrogeologischen Modell, welches durch den hydrogeologischen Profilschnitt A-B (vgl. Anl. 2) repräsentiert wird. Konzeptionelles hydrogeologisches Modell Die aufgrund ihrer hydraulischen Eigenschaften bereits einzelnen Gruppen zugeordneten stratigrafisch-lithologischen Einheiten wurden, dem entsprechend, in fünf generelle, hydrogeologische Modelleinheiten zusammengefasst: 1. Aqu 1 (Grundwassergeringleiter des Karbons): örtliche Grundwasserführung der oberkarbonischen Schichten; abgesenkter Wasserspiegel im Bereich des Steinkohlen-Bergbaus; im zentralen Münsterland wahrscheinlich zumindest bereichsweise hydraulischer Kontakt zum hangenden tieferen Kreide-Aquifer 2. St 1 (Schichten des Alb und des unteren Cenoman): lokal verbreitete und gering mächtige Trennschicht zwischen dem Grundwasser in den oberkarbonischen Schichten und dem tieferen Kreide-Aquifer. 3. Aqu 2 (tiefer Kreide-Aquifer): Grundwasserführung der Cenoman- und Turon-Kalksteine, der Grünsand-Fazies und lokaler Sandsteine/Kalksteine des Alb. 4. St 2 (Schichten der Emscher-Fazies / Tonmergelstein-Fazies ): durchgehend verbreiteter und mächtiger Grundwasserhemmer bis Grundwasserstauer zwischen dem Grundwasser des tieferen Kreide-Aquifers und den oberen Grundwasservorkommen. 5. Aqu 3 (lokale höhere Kreide-Aquifere und quartäre Lockergesteins-Aquifere): Grundwasserführung mit lokaler Verbreitung in den oberflächennahen Schichten der Kreide (Campan) und des Quartärs. 32

43 Konzeptionelles hydrogeologisches Modell: westliches Münsterländer Kreidebecken Hydrogeologische Charakterisierung der stratigrafisch-lithologischen Einheiten Die erarbeitete, konzeptionelle hydrogeologische Gliederung für das westliche Münsterland entspricht in wesentlichen Teilen der des zentralen Münsterlandes. In dem nordwest-südost streichenden Profilschnitt C-D (vgl. Abb. 2.4, Anl. 4Anl.) durch das westliche Münsterland werden die generalisierten, hydrogeologischen Verhältnisse verdeutlicht. In diesem hydrogeologischen Profil ist der tiefe Kreide-Aquifer (Aqu 2) innerhalb der Cenoman- Turon-Schichten zwischen den oberkarbonischen Schichten und dem Emscher Mergel dargestellt. Während dieser tiefe Kreide-Aquifer noch nahezu identische Abmessungen wie im zentralen Münsterland aufweist, fällt die Mächtigkeit der überlagernden Fazies des Emscher Mergels (St 2) im westlichen Teil deutlich geringer aus und wird in den oberen Abschnitten (Obersanton bis Untercampan) durch den mächtigen Grundwasserleiter der Halterner Sande sowie des Recklinghäuser Sandmergels ersetzt, die bereichsweise noch von bindigen Schichten des Campan überdeckt werden. Die in den obersten Schichten der Oberkreide verbreiteten Halterner Sande bilden einen ergiebigen Porengrundwasserleiter von regionaler Bedeutung. Sie stellen für die Region das wichtigste Grundwasservorkommen dar (Trinkwassergewinnung etwa 100 Mio. m³/jahr). Ihr Verbreitungsgebiet weist eine Fläche von rd. 770 km² auf. Die gößten Mächtigkeiten treten in zwei Teilmulden bei Reken und Haltern auf. Bei den Halterner Sanden handelt es sich zumeist um schluffige Sande, die zur Teufe hin z. T. auch Einschaltungen von Kiesen sowie von Kalksandstein- und Quarzitbänken aufweisen und nordöstlich des Profils mit rd. 300 m ihre größte Mächtigkeit erreichen. Im zentralen Verbreitungsgebiet der Halterner Sande sind Sandmergel in die Sande eingeschaltet (im Profil in einem hellen Blauton dargestellt). Der Übergang zu diesen Recklinghäuser Sandmergeln ist gekennzeichnet durch eine Zunahme des Schluffanteils sowie durch eine Zunahme von Kalksteinbänken. Für die ebenfalls im Bereich des Profilschnitts C-D gelegene Wulfener-Mulde sind im Lippe-Tal artesische Quellen bekannt. Konzeptionelles hydrogeologisches Modell Wie bereits dargelegt entspricht das konzeptionelle hydrogeologische Modell (Abb. 2-4, Anl. 4) des westlichen Münsterlandes bezüglich seiner Gliederung weitestgehend dem des zentralen Münsterlandes mit der Abweichung, dass die hangenden Bereiche der Recklinghäuser Sandmergel und die Halterner Sande (Oberesanton bis Untercampan) aufgrund ihrer hohen Permeabilität zur Modelleinheit Aqu 3 (lokale höhere Kreide-Aquifere und quartäre Lockergesteins-Aquifere) gehören. Die Halterner Sande werden im Bereich der Lippe von tonigen Sandmergeln (Bottroper Mergel) überlagert, die einen schützenden Horizont bilden (St 3). Wasserhaltung der Bergwerke des Ruhrgebietes, Sümpfungsmaßnahmen Von ebenfalls erheblicher wasserwirtschaftlicher Bedeutung ist im Bereich des westlichen Münsterlandes die Wasserhaltung in den Bergwerken des Ruhrgebietes. In Abbildung 2-4 (vgl. 33

44 auch Anl. 4) sind die jeweiligen Wasserhaltungsniveaus (Stand 2007) dargestellt. Innerhalb der Stilllegungsbereiche des Bergbaus werden noch die zentralen Wasserhaltungen (ZW) betrieben; weiterhin sind die aktuellen Wasserhaltungsniveaus in den noch aktiven Bergwerken (BW) aufgeführt. Die im südlichen Profilabschnitt innerhalb der zentralen Wasserhaltung gelegenen stillgelegten Bergwerke weisen dabei Wasserhaltungsniveaus zwischen -445 und -950 m NHN auf. Für die im Jahre 2007 noch aktiven Bergwerke entlang des Profilschnittes liegt das Wasserhaltungsniveau bei m NHN. Einen besonders großen Einfluss weist die Montanwasserhaltung auch auf das hydraulische Regime am südlichen Beckenrand, dem natürlichen Abstrombereich des Cenoman-Turon-Aquifers auf. So sind fast die meisten freien Salzwasseraustritte in Quellen oder diffus heute versiegt. Erhöhte Salzfrachten lassen sich dennoch auch heute noch z. B. im Lippe-Vorfluter feststellen noch vor den aktuellen bzw. ehemals betriebenen Einleitungsstellen der Zentralen Wasserhaltung Hydrogeologie der mineralwasserführenden Horizonte und Mechanismen der Versalzung im Münsterländer Kreidebecken Ein wesentliches Merkmal des hydrogeologischen Systems des Münsterländer Kreidebeckens ist die Präsenz salinarer bis hochsalinarer Grundwässer in den tieferen Abschnitten des Beckens. Die meisten der salzhaltigen historischen, heute meist nicht mehr aktiven Quellen mit variierenden Salzkonzentrationen entsprangen bzw. entspringen entlang einer südlichen Quelllinie, wo der ausstreichende Cenoman-Turon-Aquifer unter den Emscher Mergel abtaucht und das Grundwasser in einen gespannten Zustand übergeht. Die aufgezeichneten Salzkonzentrationen der versiegten und aktiven Quellen liegen immer unter 90 g TDS/L. Eine weit geringere Anzahl von salzhaltigen Quellen entspringt auch am Nordrand des Beckens unter gleichen hydraulischen Bedingungen, wie am Südrand (z. B. Bad Laer und Bad Rothenfelde). Die Salzwasser-Süßwasser-Grenze wird über lange Zeiträume als relativ stabil angesehen. Sie wurde jedoch durch die aktive Produktion in Salinen bzw. Heilbädern insbesondere im Laufe der letzten 200 Jahre in Richtung Beckenzentrum zurückgedrängt (STRUCKMEIER, 1990). Schwankende Schüttungsraten und Salinitäten nach intensiven Niederschlagsereignissen oder Niederschlagsperioden wurden früh beobachtet (HUYSSEN, 1855; MICHEL, 1983 (zitiert KEFERSTEIN, 1823); STRUCKMEIER, 1990). Obwohl von großer Bedeutung für die in dieser Studie angestellten Bilanzbetrachtungen, bestehen bis heute hohe Unsicherheiten bezüglich der Saliniäten in den tiefen Abschnitten des Cenoman-Turon-Aquifers in den zentralen Beckenbereichen, da teufenabhängige Probenahmen in keiner der wenigen tiefen Bohrungen in der Vergangenheit durchgeführt wurden (MICHEL, 1983). Dies trifft ebenso für die Zeit nach 1983 zu. Daher wurden zum Ausgleich dieses Defizits plausible Modell-Salinitäten definiert. Gemäß dem gewählten konservativen Ansatz in dieser Studie wurden Modellsalinitäten von NaCl = 100 g/l angenommen. Dieser Wert liegt nahe der Maxima der historischen und aktuellen Aufzeichnungen über die Salzkonzentrationen in den Quellabflüssen. Weitaus höhere Salinitäten von bis zu 210 g/l bei Wassereinbrüchen im aktiven Kohlenbergbau wurden am Südrand des Beckens beobachtet (WEDEWARDT, 1995). 34

45 Gemessene elektrische Leitfähigkeiten in oberflächennahen Grundwässern überschreiten in der Regel 2000 μs/cm nicht (DONATH, 2000; GEOLOGISCHER DIENST NORDRHEIN-WESTFALEN, 1981, 1997, 2006). Höhere Werte sind hauptsächlich an Schichten der Kreide gebunden, wobei häufig ein Zusammenhang mit naheliegenden Störungszonen vermutet oder demonstriert werden kann. Ungewöhnlich hohe Salzkonzentrationen in oberflächennahen Grundwässern sind außerhalb, aber nahe der nordwestlichen Grenze des Münsterländer Kreidebeckens nachgewiesen und werden auf halokinetisch induzierte Antiklinalstrukturen zurückgeführt (DONATH, 2000). Leider fehlen auch hier wichtige Informationen zur Probenahmeteufe bzw. Teufenabhängigkeit der Salinität. Methan ist in Grundwässern des Münsterländer Kreidebeckens eine häufig in messbaren Konzentrationen gelöste Komponente (z. B. MELCHERS, 2008; STROBEL & WISOTZKY, 2009). Die Quellen des Methans können entweder thermogenen oder biogenen Ursprungs sein. Während thermogenes Methan ein direktes Abspaltprodukt höhermolekularer Kohlenwasserstoffe im kohleführenden Gebirge ist, wird biogenes Methan durch bakteriellen Stoffwechsel in sauerstofffreier Umgebung aus organischen Säuren oder CO 2 gebildet. Beide Methanarten lassen sich durch ihre spezifischen Isotopenverhältnisse (Kohlenstoff und Wasserstoff) im Allgemeinen gut unterscheiden. In seiner umfassenden Studie bezüglich Formation, Migration und Risikopotential von Methan im Münsterland konnte von MELCHERS (2008) kein klarer Nachweis für thermogen gebildetes Methan auf Basis von gemessener Isotopensignaturen geführt werden. Der große Anteil gemessener Proben wies zudem Konzentrationen im Bereich unterhalb der Löslichkeitsgrenze auf. Bis auf wenige Ausnahmen entsprechen die Isotopensignaturen einem biogenen Eintragspfad. Mögliche Bildungsprozesse für biogenes Methan im lokalen geologischhydrogeochemischen Milieu sind vor allem die Acetat-Fermentation aber auch die Reduktion von CO 2 vor allem im Emscher Mergel, welcher selbst ausreichend organisches Material enthält. Gestützt werden diese Annahmen durch die oftmals flächenhaft erhöhten Methan-Konzentrationen und drastisch reduzierte Sulfat-Konzentrationen im Grenzbereich zwischen Emscher Mergel und dem gesättigten, quartären Grundwasserleiter - mit hoher Wahrscheinlichkeit verursacht durch die Oxidation des Methans (STROBEL & WISOTZKY, 2009). Die biogene Methangenese lässt sich unter anderem durch eine negative Korrelation des δ 13 C(DIC) zum δ 13 C(CH 4 ) nachweisen, welche der Bildung isotopisch leichteren, Methans und der verbleibenden, isotopisch schwereren kohlenstoffhaltigen Komponenten entspricht. Die Oxidation relevanter Mengen thermogenen Methans würde die Korrelation tendentiell invertieren. Aufgrund der beschriebenen Eintrags- und Prozesspfade, die zu einer gerichteten Isotopenfraktionierung führen, lassen sich Element- bzw. Molekül- und Isotopenverhältnisse nutzen, um zusätzliche potentielle Flüsse thermogenen Methans aus einem gefrackten Reservoir oder leckenden Bohrstrang zu detektieren. Dies erfordert demnach die Bestimmung einer statistisch abgesicherten Basis- oder Nulllinie für Methan oder andere signifikante Indikatoren z. B. für aufsteigende Tiefenwässer. Entsprechende Empfehlungen sind in Kapitel 5 ausgeführt. OSBORN et al. (2011) wies die potentielle Effektivität der beschriebenen Methodik erfolgreich im Umfeld zahlreicher Bohr- bzw. Förderstandorte im Bereich des Marcellus-Shales in Pennsylvania nach, konnte seine Ergebnisse aufgrund unzureichender Informationen über die ursprünglichen Verhältnisse jedoch nicht gegen eine Basislinie abgleichen. Neuere, systematische Untersuchungen (GROBE et al., 2000, GROBE & MACHEL, 2002 oder VOIGT et al., 2007) zeigen, dass die wesentlichen hydrochemischen Charakteristika und Komponenten 35

46 des hydrogeologischen Systems des Münsterländer Kreidebeckens identifiziert werden können. Sie implizieren jedoch auch, dass die Art und Verteilung der Quellen für erhöhte Salinitäten, die Migrationswege sowie die Austauschprozesse zwischen festen und fluiden Phasen hochgradig heterogen sind. Die besondere Komplexität der beobachteten Phänomene im Münsterländer Kreidebecken unterstützt nochmal die Bedeutung von Voruntersuchungen einschließlich der Definition von statistisch abgesicherten Basis- bzw. Nulllinien im Zuge von Vorhaben zur Erschließung von CBM-Lagerstätten. Basierend auf ihren Untersuchungen definieren GROBE & MACHEL (2002) sechs wesentliche Mechanismen bzw. Prozesse der Versalzung: Lösung von Halit, Wasser-Gesteins-Wechselwirkungsprozesse zwischen hochsalinaren Fluiden und siliklastischen Sedimenten, Mischung hochsalinarer Fluide mit in Relation geringer salinaren Wässern marinen Urspungs bzw. mariner Isotopensignatur, Störungskontrollierte Strömung warmen, salinaren, 87 Sr-angereicherten Grundwassers aus der Paläozoischen Unterlage (Grundgebirge) in den auflagernden spätkretazischen Kalkstein-Aquifer, Wasser-Gesteins-Wechselwirkungsprozesse zwischen aufsteigenden, salinaren Grundwässern und dem umgebenden Kalkstein-Aquifer und Verdünnungsprozesse durch meteorische Wässer. Zusammenfassend und mit einer gewissen Vereinfachung lassen sich im Untersuchungsgebiet aus hydrochemischer Sicht folgende Typen von Grundwässern unterscheiden (u. a. bei SCHNEIDER, 1964): Oberflächennahes, gering mineralisiertes Wasser vom Ca-Mg-Na-SO 4 -Cl-HCO 3 -Typ, stark mineralisiertes, tiefes Grundwasser vom Na-Ca-(Mg)-Cl- bzw. Na-Cl-Typ in dem Kreide-Aquifer, stark mineralisiertes, tiefes Grundwasser vom Na-Ca-(Mg)-Cl- bzw. Na-Cl-Typ in den wasserführenden Partien des Karbons, sekundär durch Bergbaueinfluss aufgrund von Sulfid-Oxidation verändertes Grundwasser vom Ca-Mg-SO 4 -Typ. In der vorliegenden Literatur werden für die stark mineralisierten Grundwässer die Begriffe Tiefenwässer oder Salz- bzw. Solewässer (Sole) verwendet. Chemisch betrachtet liegt die Grenze Süß-/Salzwasser bei einem Chlorid-Gehalt von mg/l. Dementsprechend ist die Sole als eine konzentrierte wässrige Lösung von NaCl definiert. Als Herkunft der Sole werden Formationswässer ( connate water ) in den Kreide-Deckschichten bzw. eine Ablaugung der Salzlagerstätten und Migration der Wässer in den tiefen Aquifer des Münsterländer Kreide-Beckens diskutiert. 36

47 Im Randbereich des Münsterländer Kreide-Beckens (u. a. Haarstrang, Vorland des Teutoburger Waldes) stehen Süß- und Solewässer in direktem hydraulischen Kontakt, was hier zu einer bereichsweise starken Versalzung des oberflächennahen Aquifers und zur Ausbildung von Mischtypen geführt hat. Im zentralen Münsterland, im Verbreitungsgebiet des Emscher-Mergels, sind allerdings gleichfalls stark salzhaltige Brunnenwässer (Chlorid-Gehalte > 250 mg/l) bekannt. In Anlage 6 sind exemplarisch im zentralen Münsterland Bereiche dargestellt, in denen in früheren Untersuchungen (u. a. SCHNEIDER, 1964) sowohl am Außenrand des Münsterlandes als auch innerhalb des zentralen Münsterlandes, also im Verbreitungsgebiet des Emscher Mergels, salzhaltige Brunnenwässer bekannt geworden sind Hydrogeologie des Niedersächsischen Beckens Die regionale Hydrogeologie des Niedersächsischen Beckens, eines Teilbeckens des Norddeutschen Beckens, unterscheidet sich zu der des Münsterländer Kreidebeckens sowohl durch den vom Niedersächsischen Tektogen aus schnell nach Norden absinkenden Festgesteinssockel und zunehmende Tertiär- und Quartär-Mächtigkeiten als auch durch die Ausbildung eines charakteristischen hydrogeologischen Stockwerksbaus. Ebenso treten keine über das gewöhnliche Maß hinausgehende Einwirkungen auf das hydrogeologische System z. B. durch Bergbau auf. Vielmehr resultieren die nach Norden schnell ansteigende Mächtigkeit der känozoischen Sedimente und eine weitgehend undifferenzierte Topografie in sehr geringen Grundwassergradienten und demzufolge für die relevanten Zeitskalen vernachlässigbare regionale, tiefe Grundwasserströme (LBEG, 1991). Nutzbare Frischwasserressourcen werden in der Regel aus nicht mehr als 100 m Teufe gewonnen und sind lokal bis maximal 300 m Teufe anzutreffen. Dies entspricht einer Zone, in der Kontakt zum oberflächennahen Grundwasser noch immer vorhanden ist, die Austauschrate jedoch schnell mit der Teufe abnimmt, um schließlich in eine Zone mit stagnierenden Bedingungen und hohen Salzgehalten überzugehen (HAHN, 1991). Die landschafts- und hydrogeologische Raumgliederung Niedersachsens klassifiziert die Erkundungs- und potentiellen Fördergebiete der ExxonMobil Production Deutschland GmbH als Niederungen im nord- und mitteldeutschen Lockergesteinsgebiet sowie Nord- und mitteldeutsches Mittelpleistozän. Während die erste Gruppe als Teilräume abgrenzbare Niederungen und Moore umfasst, steht die zweite Gruppe für als Teilräume abgrenzbare sogenannte Geesten, welche plateauartigen, glazialen Aufschüttungslandschaften entsprechen. Die im Untersuchungsgebiet definierten Niederungsteilräume umfassen die Ems-Vechte- Niederung, das Quakenbrücker Becken sowie die Diepholzer Moorniederung und die Rinne von Hille. Zu den Geesten zählen die Teilräume Lingener Höhe, Ankumer Berge, Dammer Berge sowie der Südteil der Cloppenburger Geest. Beide Typen lassen sich sowohl morphologisch als auch durch einen markanten Wechsel der sedimentären Fazies und damit hydrogeologisch gut von einander unterscheiden. Ohne ins Detail der teilweise komplexen pleistozänen bis holozänen Genese der beiden hydrogeologischen und Landschaftstypen bzw. der einzelnen Teilräume zu gehen, lassen sie sich typ-spezifisch charakterisieren. 37

48 Die Niederungen weisen gewöhnlich zwei gut voneinander abgetrennte Grundwasserstockwerke auf. Während das untere Stockwerk meist Plio- bis Pleistozäne Sande und Rinnefüllungen umfasst, sind für das obere Stockwerk Sande und Kiese des jüngeren Quartärs charakteristisch. Getrennt sind beide Sub-Aquifere in der Regel durch lehmige Einschaltungen, welche im Allgemeinen ein hohes Schutzpotential bieten (ELBRACHT et al., 2007). Landschaftlich repräsentieren Geesten morphologisch dominierende Plateaus älterer Moränen des Drenthe-Stadiums des Saale-Komplexes. Sie sind hauptsächlich aus armen, sandigen, oft trockenen Böden aufgebaut, welche eine charakteristische Heide- und Kiefernvegetation tragen. Die abgelagerten Materialien, besonders in den Grundmoränen, weisen ein sehr breites Korngrößenspektrum auf. Im Unterschied zu den nördlicheren Gebieten mit größerer Distanz zum Mitteldeutschen Bruchschollenland wird mit Annäherung an den im Süden ausstreichenden Festgesteinssockel die Ausbildung zweier Grundwasserstockwerke zugunsten eines einzelnen Aquifers weitgehend zurückgedrängt. Dessen Mächtigkeit beträgt in der Regel nicht mehr als 50 m und dünnt in Richtung Festgesteinsausstrich weiter aus. Darüber hinaus ist die Existenz aushaltender, zusammenhängender Aquifere im Bereich der Stauchendmoränen im Untersuchungsgebiet die Lingener Höhe, Ankumer Berge und Dammer Berge eingeschränkt (ELBRACHT et al., 2007). Aufgrund der komplexen Genese und Verteilung der Tertiären bis Quartären Sedimente und ihrer im Vergleich zu den betrachteten geologischen Profilen der Settings vergleichsweisen geringen Mächtigkeit wurden in den numerischen Simulationen integrale Werte für die Permeabilität und Porosität des unkonsolidierten, oberflächennahen Grundwasserleiters ausgewählt (Anl. 15 und 16). Die auf Teilraumskala erfolgende oberflächennahe Entwässerung erfolgt über drei regionale Vorfluter. Während sich das am weitesten westlich gelegene Setting Lünne im direkten Einzugsbereich der Ems befindet, liegt das am weitesten östlich gelegene Setting Vechta im Einzugsgebiet der Hunte, die ihrerseits zum Weser-Einzugsgebiet gehört. Die Hase dagegen entwässert den zentralen Bereich des Untersuchungsgebietes über das Artland (Quakenbrücker Becken). Im Einzugsgebiet der letztlich bei Meppen in die Ems mündenden Hase befinden sich die Settings Damme und Ortland-Quakenbrück Hydrogeologie der mineralwasserführenden Horizonte und Mechanismen der Versalzung im Niedersächsischen Becken Anders als in den nördlicheren Teilen des Norddeutschen Beckens ist der Anteil des von Versalzung betroffenen Grundwassers im Untersuchungsgebiet klein. Die nicht flächendeckenden Versalzungen des unteren Grundwasserstockwerkes sind auf begrenzte Bereiche entlang der Hase-Niederung im Teilraum des Quakenbrücker Becken beschränkt (LBEG, 2012). Die in der Datenbank des NIBIS-Karten-Servers hinterlegten Chlorid-Konzentrationen sind räumlich nicht differenziert und als Cl - > 250 mg/l angegeben. Das Quakenbrücker Becken repräsentiert eine ehemalige Ausräumungsstruktur bzw. ein glaziales Zungenbecken des mittleren Pleistozän bzw. des Saale-Komplexes (STREIF et al., 2007). In ihm sind ältere, tief eingeschnitte Rinnen des Elster- Glazials erhalten. 38

49 Relevante Grundwasserversalzungen treten in der Regel durch Druckentlastung vor allem im Bereich größerer Vorfluter bzw. der Hauptvorfluter auf. Generell gilt für das Norddeutsche Becken einschließlich des Niedersächsischen Teils, dass nicht der gesamte, oberflächennahe, quartäre Grundwasserleiter betroffen ist, sondern in der Regel nur der untere Teil, insbesondere wenn mehr als ein Grundwasserstockwerk ausgebildet ist. Die pleistozänen Rinnen im Norddeutschen Becken sind genetisch an die Ausbildung größerer Eisstauseen an der Peripherie des Inlandeises gebunden oder subglazial, d. h. unterhalb des Inlandseisschildes ausgeräumt worden. Während erste von ihrer Dimension in etwa mit Flusstälern zu vergleichen und in der Regel einige Zehnermeter in den Untergrund eingeschnitten sind, haben elsterzeitliche, subglaziale Rinnen Dimensionen von bis zu 500 m Tiefe und einigen Kilometern Breite erreicht (KUSTER & MEYER, 1979; STAKEBRANDT, 2001). Subglaziale Rinnen treten aufgrund der südlichen Lage des Untersuchungsgebietes nicht auf. Die in die meist tief eingeschnittenen pleistozänen Rinnen einströmenden salzhaltigen Wässer leiten sich möglicherweise aus Formationswässern ab und standen vorher entweder mit Sedimenten in Kontakt, welche generell erhöhte Salzgehalte aufweisen (typisch z. B. für jurassische Abfolgen) oder sind an das Umfeld hochliegender Salzstöcke gebunden. Die durch HUENGES et al. (1997) auf Basis umfangreicher Datensätze und Literaturquellen erarbeitete Klassifizierung salinarer Wässer des Norddeutschen Beckens umfasst 7 Typen: Einschluss eines primär marinen Porenwassers (Formationswasser Typ A) im Speicherhorizont während dessen Sedimentation bzw. Frühdiagenese, Einschluss eines durch Evaporationsprozesse (z. T. auch durch oberflächennahe Subrosion) entstandenen primär hypersalinaren Porenwassers im Speicherhorizont (Formationswasser Typ B), Einfluss meteorischer Wässer (Eindringen von Oberflächenwässern in die Tiefe über permeable Schichten und Störungszonen), Ablaugung von Salzgesteinen im tieferen Untergrund, Kompaktion der Sedimentgesteine (Kompaktionswässer) Fluid-Gesteins-Wechselwirkungen im Verlauf der Diagenese der Reservoir- und der Reservoirnebengesteine (diagenetisch-metamorphe Wässer), durch mikrobiologische Prozesse beeinflusste Tiefenwässer. Die Autoren dokumentieren ferner, dass Sedimentbecken mit tief versenkten Evaporitfolgen wie das Norddeutsche Becken im Allgemeinen charakteristische vertikale Salinitätsgradienten der Porenwässer aufweisen. Durch ein besseres Verständnis diffusiver Vorgänge in großskaligen Systemen wird heute daher ein flächenhafter, vertikaler diffusiver Transport von Bereichen höherer Salinität in oberflächennahe Bereiche favorisiert. Stabile vertikale Salinitätsgradienten der Porenwässer sind nach KLINGE, H. (1991) dann ein Indikator für einen sich im Gleichgewicht befindlichen Transportprozess. Für das Norddeutsche Becken besteht eine funktionale Abhängigkeit der Porenwassersalinitäten von der Tiefe nur für die Aquifere des Tertiärs bis zur 39

50 Oberen Trias, wobei Ablaugungen im Umfeld von Salzstöcken zur Verzerrung des generellen Trends führen (HUENGES et al., 1997). Als markantes Beispiel für Versalzungen im quartären Lockergesteinsquifer steht die pleistozäne Gorlebener Rinne in direktem Kontakt mit dem teilweise bei 200 m unter der Oberfläche anstehenden Salzstock Gorleben, wodurch insbesondere die Wässer in den unteren Bereichen der Rinne hohe Salzgehalte aufweisen können (BGR, 2005; KELLER, 2010). Besonders im Umfeld von Salzintrusionen oder genetisch ähnlichen Strukturen lassen daher erhöhte Salzgehalte in den unteren Grundwasserstockwerken tief eingeschnittener pleistozäner Rinnen nur schwer auf die Tiefe schließen oder die Volumenströme abschätzen, mit denen etwaige mineralisierte Wässer aufsteigen. Da, wie in Kapitel 3.3 dargelegt, die effektiven Permeabilitäten von Störungszonen mit zunehmender Tiefe sowie höheren Anteilen tonmineralähnlicher Fraktionen kleiner werden, sind die Quellen der Versalzungen in nicht in besonders großen Tiefen zu vermuten. Nach LBEG (2012) befinden sich zwei Salzkissenstrukturen im Bereich der gemessenen Versalzungen im Quakenbrücker Becken. Ob sie letztendlich für die erhöhten Mineralisationen verantwortlich sind und in wie weit permeable Störungen den Aufstieg auch tiefer Wässer ermöglichen, können jedoch nur detaillierte Untersuchungen zeigen. Zusammenfassend kann gesagt werden, dass, solange die Gesamtintegrität von Salinarfolgen nicht wesentlich gestört ist und sich die Zielhorizonte unterhalb dieser befinden, von einer generell sehr hohen Barrierewirksamkeit des Deckgebirges auszugehen ist Lokale Standortmodelle Münsterländer Kreidebecken: Flözgas - Settings Im Münsterländer Kreidebecken wurden bei der Auswahl der Settings die unterschiedlich mächtigen Deckgebirge sowie das Vorhandensein von bekannten bzw. vermuteten Störungszonen berücksichtigt (vgl. Tab. 1-1). Setting (Typstandort) Borken Das Setting Borken liegt etwa auf Höhe von Münster nahe der Grenze zu den Niederlanden am westlichen Rand des Explorationsgebietes Münsterländer Kreidebecken, nördlich des Verbreitungsgebietes der Halterner Sande (Santon, Unteres Campan der Oberkreide). Das geologische Profil erfasst die Schichten bis in ca. 950 m Teufe, inklusive ca. 150 m des Zielhorizontes des Westfal C (Oberkarbon) (Lagerstättentyp Flözgas). Es werden dabei ca. 25 m mächtige quartärzeitliche Sande und Tone, ca. 175 m mächtige Kalk- und Mergelsteine (Emscher Mergel) des Santons und Coniac (obere Oberkreide), ca. 200 m mächtige Kalksteine und Kalkstein-Mergelstein-Wechselfolgen des Turon und Cenoman (untere Oberkreide), ca. 50 m mächtige Mergelsteine und Tonsteine des Alb (Unterkreide) und ca. 350 m mächtige Schichten des Buntsandsteins (Untertrias) durchteuft. Letztere sind nur in den westlich gelegenen Bereichen des Münsterländer Beckens anzutreffen und generell als flachmarine bis terrestrische Sand- und Tonsteine ausgebildet. Das Röt (oberer Buntsandstein) ist teilweise durch lagunäre 40

51 Einschaltungen als Anhydrit ausgebildet. Unterhalb des Buntsandsteinhorizonts, direkt über dem Zielhorizont des Oberkarbons liegt eine mit ca. 10 m geringmächtige Dolomiteinheit des Zechsteins (Perm). Der oberflächennahe Grundwasserleiter befindet sich in den quartären Lockergesteinsschichten. Die Einheiten des Cenomans und Turons bilden den tiefen Aquifer. Die Mergelsteine des Santon und Coniac (Emscher Mergel), die Tonsteine der Unterkreide sowie die Tonstein- und Anhydritdominierten Abfolgen des Buntsandsteins und der Dolomit des Zechsteins wirken als Stauer (Abb. 2-5). Abb. 2-5 Hydrogeologische Profile der Deckgebirge der Settings im Münsterländer Kreidebecken. Setting (Typstandort) Nordwalde Das Setting Nordwalde liegt im nördlichen Teil des Münsterländer Beckens, ca. 25 km nordwestlich von Münster, wenige Kilometer westlich der Münsterländer Kiessandrinne. Das geologische Profil umfasst die Schichten bis in m Teufe, inklusive ca. 700 m des Zielhorizontes des Westfal B und Westfal A (Oberkarbon) (Lagerstättentyp Flözgas). Es werden dabei ca. 10 m mächtige quartäre Sedimente, ca. 940 m mächtige Kalksteine und Mergelsteine (Emscher Mergel) des Santons und Coniacs (obere Oberkreide), ca. 350 m mächtige Kalksteine und Kalkstein-Mergelstein-Wechselfolgen des Turons und Cenomans (untere Oberkreide) sowie ca. 100 m mächtige Tonsteine des Alb (Unterkreide) durchteuft. Die nicht sehr mächtigen quartären Lockergesteinseinheiten und bis zu einem gewissen Grad der Auflockerungsbereich des Emscher Mergel bilden den oberflächennahen Grundwasserleiter oder -geringleiter. Die Einheiten des Cenomans und Turons bilden den tiefen Aquifer. Die Mergelsteine des Santon und Coniac (Emscher Mergel) sowie die Tonsteine der Unterkreide wirken als effektive Stauer (Abb. 2-5). Setting (Typstandort) Bad Laer Das Setting Bad Laer befindet sich am Nordostrand des Münsterländer Kreidebeckens, südöstlich von Osnabrück und nordöstlich von Münster am Rande des Teutoburger Waldes (ehemaliger Name: Osning). Das geologische Profil umfasst die Schichten bis in m Teufe, inklusive ca m des Zielhorizontes Westfal C und Westfal B (Oberkarbon) (Lagerstättentyp Flözgas). Das Setting Bad Laer liegt außerhalb des Verbreitungsgebietes des Emscher Mergels, sodass unter einer geringmächtigen quartären Auflage direkt die Kalksteine und Kalkstein-Mergelstein- Wechselfolgen des Turons und Cenomans (untere Oberkreide) in einer Mächtigkeit von knapp 41

52 300 m anstehen. Unterhalb der Oberkreide wurden ca. 150 m mächtige mergelige Tonsteine des Alb (Unterkreide) und wenige Meter Sandstein (Osning-Sandstein) des Unter-Alb (Unterkreide) sowie wenige Meter Zechstein-Dolomit (Oberperm) durchteuft. Aufgrund des fehlenden Emscher Mergels, der als Stauer und Trennschicht zwischen einem oberen, quartären, und einem tiefen Kreide-Aquifer fungieren könnte, existiert am Setting Bad Laer eine ca. 300 m mächtige grundwasserleitende Einheit aus quartären Sanden und Kalk- und Mergelsteinen der Oberkreide. Innerhalb der Oberkreide sind Verkarstungen und damit Zonen erhöhter hydraulischer Durchlässigkeit bis in ca. 100 m Teufe bekannt bzw. möglich. Ferner fungiert der Osning-Sandstein des Unteralb als Aquifer. Die Tonsteine des Alb und der Zechstein- Dolomit wirken als Stauer (vgl. Abb. 2-5) Niedersächsisches Becken: Schiefergas - Settings Im Norddeutschen Becken, respektive dem niedersächsischen Teilbecken, wurden zur Auswahl der Settings die unterschiedlich mächtigen Deckgebirge sowie das Vorhandensein von Salzhorizonten berücksichtigt (Tab. 1-2). Setting (Typstandort) Lünne Das Setting Lünne liegt nördlich von Rheine und nordwestlich von Osnabrück am westlichen Rand des Explorationsgebietes. Das geologische Profil erfasst die Schichten bis in m Teufe, inklusive ca. 50 m des Zielhorizontes des Posidonienschiefers (Lias epsilon im Unterjura) (Lagerstättentyp Schiefergas). Es wurden dabei ca. 50 m mächtige quartärzeitliche Sedimente, ca. 650 m mächtige Tonsteine der Unterkreide u. a. die Einheiten der Wealden-Formation, ca. 400 m mächtige oberjurassische (Obermalm 6-3) Wechselfolgen aus Tonstein, Steinsalz, Mergel- und Kalkstein, ca. 50 m mächtige Kalkstein, Kalkmergel und Anhydrit des Obermalm 2-1 sowie ca. 50 m mächtige Tonsteine des Doggers (Mittleres Jura) durchteuft. Der oberflächennahe Grundwasserleiter befindet sich in den quartären Lockergesteinsschichten. Die Einheiten des Obermalm 2-1 können ebenfalls als Aquifer fungieren. Die Tonsteine der Unterkreide und des Doggers sowie die Abfolge des Obermalm 6-3 wirken als Stauer (Abb. 2-6). 42

53 Abb. 2-6 Hydrogeologische Profile der Deckgebirge der Settings im Norddeutschen Becken. Setting (Typstandort) Quakenbrück-Ortland Das Setting Quakenbrück-Ortland liegt nord-nordwestlich von Osnabrück am nördlichen Rand des Explorationsgebietes. Das geologische Profil erfasst die Schichten bis in m Teufe, inklusive ca. 50 m des Zielhorizontes des Posidonienschiefers (Lias epsilon, Unterjura) (Lagerstättentyp Schiefergas). Unterhalb der ca. 100 m mächtigen quartären Auflage, bestehend aus Sanden und Kiesen, liegen ca. 50 m mächtige Sandsteine des oberen Tertiärs auf ca. 950 m mächtigen Tonsteinserien des unteren Tertiärs und der Unterkreide (Hauterive, Valangin, Wealden) mit wenigen geringmächtigen Einschaltungen von Kalkstein und Sandstein. Es folgt eine ca. 600 m mächtige oberjurassische (Obermalm) Wechselfolge aus Tonstein, Mergelstein, Dolomit, Anhydrit, Kalkstein und Steinsalz über den Kalkstein- und Tonsteineinheiten sowie dem Sandstein des Obermalm (Kimmeridge) mit ca. 200 m Mächtigkeit. Direkt oberhalb des Posidonienschiefers lagern ca. 500 m mächtige Tonsteinserien des Doggers (Mitteljura). Der oberflächennahe Aquifer umfasst tertiäre bis quartäre Lockergesteinsschichten. Die hydraulisch durchlässigen Schichten des Kimmeridge können ebenfalls als Aquifer fungieren. Die Einheiten des unteren Tertiärs, der Unterkreide, des oberjurassischen Obermalms und des Doggers wirken als Stauer (Abb. 2-6). Setting (Typstandort) Damme Das Setting Damme liegt nordnordöstlich von Osnabrück und westlich des Dümmer Sees, im Zentrum des Explorationsgebietes. Das geologische Profil erfasst die Schichten bis in etwa m Teufe, inklusive des ca. 300 m mächtigen Zielhorizontes, der Tonsteine im unteren Bereich der Wealden-Formation (Unterkreide) (Lagerstättentyp Schiefergas). Unterhalb der ca. 50 m mächtigen sandig-kiesig ausgeprägten quartären Auflage stehen ca. 200 m mächtige Feinsandsteine an, die an der Basis in tonigen Glaukonitsand übergehen. Die stratigraphische Einordnung ist nicht ganz eindeutig, es handelt sich entweder um tertiäre oder oberkretazische 43

54 Einheiten. Es folgen ca m mächtige Tonsteinserien der Unterkreide. Innerhalb der Tonsteinserie liegen etwa zwischen und m Teufe die schiefergashöffigen Formationen des unteren Wealden. Der oberflächennahe Grundwasserleiter umfasst tertiäre bzw. oberkretazische bis quartäre Lockergesteinsschichten. Die Tonsteinserien wirken als Stauer (Abb. 2-6) Niedersächsisches Becken: Tight Gas - Settings Setting (Typstandort) Vechta Das Setting Vechta liegt am nördlichen Rand des Explorationsgebietes. Das geologische Profil erfasst die Schichten bis in etwa m Teufe, inklusive des hier ca. 650 m mächtigen Zielhorizontes Oberkarbon. Unterhalb der ca. 50 m mächtigen quartären Auflage lagern die ca. 250 m mächtigen Ton- bis Tonmergelsteine des Tertiärs, die ca. 550 m mächtigen Kalk- und Mergelsteine der Oberkreide, die ca m mächtigen Kalkmergel und Tonsteine der Unterkreide und des Jura sowie die ca m mächtigen Tonstein-Sandstein-Folgen der kompletten Keuper-Muschelkalk-Buntsandstein-Abfolge der Trias mit eingeschalteten Kalkstein-, Anhydrit-, Gips und Steinsalz-Einheiten. Unterhalb der Trias-Abfolge liegen ca. 300 m mächtige Zechsteinserien des Oberperms, bestehend aus Tonsteinen, Steinsalz, Kalisalz, Anhydrit und Karbonat. Innerhalb dieser Abfolge wirken die quartäre Auflage, die kalkigen Einheiten der unteren Oberkreide, die Sandsteine des Oberen und Mittleren Keupers, die Kalksteine des Oberen und Unteren Muschelkalks sowie die Sandsteine des Mittleren Buntsandsteins als Aquifer, während die tertiären Einheiten, die mergeligen Gesteine der oberen Oberkreide, die mergeligen und tonigen Gesteine der Unterkreide und des Jura, die Ton- und Mergelsteine des Keupers, die Steinsalz- Kalkstein-Dolomit-Gips-Anhydrit-Serie des Mittleren Muschelkalks, die Serien des Röts (Oberer Buntsandstein) und des Unteren Buntsandsteins sowie die permischen Gesteinsabfolgen als Stauer fungieren (Abb. 2-6). 44

55 3. Hydrogeologische Charakterisierung Die Auswahl der Parameter und Kenngrößen für die hydrogeologische Charakterisierung erfolgte auf der Basis umfangreicher Literaturrecherchen unter Berücksichtigung der relevanten Systemkomponenten. Der erste Schritt umfasste die Identifizierung von, für den spezifischen reinen Lithologietyp charakteristischen, hydraulischen Parametern. Aus den Anlagen 12 bis 16 sind die verschiedenen Datenquellen ersichtlich. Diese Aufstellung war die Grundlage für die Analyse. Wie in Kapitel 1 skizziert, war eine konservative Herangehensweise bei der Charakterisierung die Richtschnur für die Spezifizierung der Kenngrößen, d.h. die höchsten repräsentativen hydraulischen Leitfähigkeiten für die Teufenbereiche < 300 m und > 300 m gingen in die weiteren Berechnungen ein. Die blau unterlegte Zeile am unteren Ende der Aufstellung beinhaltet die Modellparameter, d. h. die Daten, die sich aus der Gesamtheit der Datenquellen für die individuellen lithologischen Einheiten für die konservative Betrachtung ergeben. Die in den Anlagen 17 bis 23 aufgeführten effektiven hydraulischen Leitfähigkeiten der Deckgebirgseinheiten, die aus einem Spektrum an unterschiedlich mächtigen Lithologieeinheiten bestehen, wurden über dem in Kapitel 3.5 beschriebenen Mittelungsprozess ermittelt. Dieser Mittelungsprozess berücksichtigt sowohl die unterschiedlichen Mächtigkeiten der verschiedenen Lithologieeinheiten als auch die unterschiedlichen Permeabilitäten. Bei Durchströmung orthogonal zur Schichtung dominieren die geringen Permeabilitäten die effektive gemittelte vertikale Permeabilität, während die hohen Durchlässigkeiten die effektive gewichtete horizontale Durchlässigkeit bestimmen. Dies erklärt auch die ausgeprägte Anisotropie in den Permeabilitätseigenschaften bei geschichteten geologischen Materialien. Diese bestimmt sehr stark den Ausbreitungsprozess. Letztendlich gingen diese wie oben beschrieben ermittelten Deckgebirgspermeabilitäten und effektiven Porositäten in die Modellierung der Transportdistanzen ein. In ähnlicher Weise wurde bei der Bestimmung der Modellpermeabilitäten für die Störungszonen verfahren. Die Übertragung der Modellparameter der lithologischen Einheiten auf die einzelnen Typlokalitäten (Settings) ist sowohl in Kapitel 3.3 Hydraulische Rolle von Störungszonen als auch Kapitel 3.5 Modellgeometrien und hydraulische Parametrisierung beschrieben Hydraulische Eigenschaften von Barrieren Die Darstellung der generellen strukturgeologischen und großräumigen hydrogeologischen Verhältnisse im Münsterland hat gezeigt, dass die oberflächennahen Grundwasservorkommen durch eine mächtige geologische Barriere - den Emscher Mergel - von dem tiefen Cenoman- Turon-Karbonatgrundwasserleiter getrennt sind. Ohne diese mächtige Trennschicht wäre es nicht zu der Ausbildung der beiden hydrogeologisch völlig unterschiedlichen Grundwasserstockwerke gekommen. Aus diesem Grund werden die Barrieregesteine im Münsterländer Kreidebecken (Mergelsteinvorkommen mit bis zu m Mächtigkeit und mehr des Coniac bis Santon der Unterkreide, sog. Emscher Mergel) sowie die teils mächtigen Tonsteinserien und Salzhorizonte im Niedersächsischen Becken bezüglich ihrer spezifischen Eigenschaften näher betrachtet. 45

56 Für die Tonsteine und Evaporite im Allgemeinen, Steinsalz im Besonderen, existiert eine umfangreiche Datenbasis aus den langjährigen und umfangreichen Untersuchungen im Zusammenhang mit der Suche nach Endlagerstandorten für radioaktiven Abfall. Aufgrund der Konsequenzen einer Fehlbeurteilung der Barrierewirksamkeit im Endlagerbereich wurde bei den betreffenden Untersuchungen ein hoher Aufwand betrieben, die effektiven hydraulischen Kenngrößen sowohl im Gesteins- als auch Gebirgsmaßstab (einschließlich des Effekts der Klüfte) zu bestimmen. Wie eingangs bereits beschrieben besteht ein Problem bei der Parametrisierung des Deckgebirges darin, die entsprechenden Kenngrößen für den Teufenbereich m zu bestimmen. Das Hauptproblem besteht darin, dass die Datengrundlage für große Teufen und Ergebnisse von grossskaligen Experimenten nicht so gut belegt ist wie für den Grundwasser- bzw. Lagerstättenbereich. Die Eingangsdaten für die Modellierungen wurden ausgewertet und ausgewählt unter Berücksichtigung der Teufenabhängigkeit (mehr oder weniger als 300 m u. GOK) und der verwendeten Methodik, falls sie in den Datengrundlagen erwähnt wurden (Pumpversuche, Messung in Triaxial-Zellen etc.). Der Wert der Daten wurde hinsichtlich ihrer Anwendbarkeit bei der Bewertung der Migration von Frack-Fluid gewichtet, d. h. hydraulische Parameter, die in geringeren Teufen oder aus Kernproben bestimmt wurden, erhielten weniger Gewicht in der Zuordnung der jeweiligen Formation. Abb. 3-1 Effekt der Anisotropie in einem Gesteinspaket mit unterschiedlicher lithologischer Wechsellagerung: Barriere Gesteine sind grau gefärbt, durchlässige Einheiten sind blau gefärbt, die Kontaminationsquelle und -fahne ist rot gefärbt. Die schwarze Linie stellt eine durchlässige Störungzone dar. Unter Berücksichtigung des konservativen Ansatzes dieser Studie wurden jeweils die oberen Grenzwerte der erfassten Parameter hydraulische Leitfähigkeit und effektive Porosität für die Parametrisierung der jeweiligen Einheiten verwendet. Die Zuordnung der hydraulischen Parameter zu den einzelnen Einheiten in den verschiedenen Settings erfolgte unter Beachtung der natürlichen Anisotropie. Diese ergibt sich aus der Wechsellagerung lithologischer Schichten in den 46

57 geologischen Einheiten. Das heißt horizontal wirksam sind eher die im Verhältnis zu den benachbarten Einheiten durchlässigeren Schichten, vertikal wirksam sind die in Relation undurchlässigeren Schichten. Abbildung 3-1 zeigt den Effekt der Anisotropie auf den Kontaminationspfad im Grundwasser. Gleichzeitig werden die hangenden 300 m als Verwitterungs- und Auflockungszone mit höheren hydraulischen Durchlässigkeiten berücksichtigt Hydraulische Eigenschaften von mächtigen Tonstein- und Mergelsteinserien (Literaturrecherche) Tonsteinfolgen Im Niedersächsischen Becken sind Tonstein, Tonschiefer und Steinsalz die wichtigsten hydraulisch gering- oder sogar undurchlässigen Schichten. Im Rahmen der Untersuchungen für Endlagerstandorte für radioaktiven Abfall in der Schweiz wurde der jurassische Opalinuston (Aalenium, Unterer Dogger) als potentielles Wirtsgestein bewertet. Hydraulische Versuche in Tiefbohrungen mit Testintervallen unterhalb von 300 m u. GOK erzielten hydraulische Durchlässigkeiten von < 1*10-12 m/s. Ähnliche Ergebnisse wurden gemessen in geklüfteten und gestörten Bereichen, die in einigen Testabschnitten auftraten (GAUTSCHI, 2001). Ab einer Mächtigkeit von mehr als 200 m kann der Opalinuston als kompakt und undurchlässig angesehen werden; Klüfte und Störungszonen spielen in diesen Tiefen i. d. R. keine Rolle mehr. NAGRA (2005) gibt mit 1*10-13 bis 2*10-14 m/s und CROISÉ et al. (2004) mit < 2*10-12 m/s, aus Pumpversuchen und Packertests in > 200 m Teufe, ähnliche Werte für den Opalinuston an. NEUZIL (1994) nennt für Siltsteine, Tonsteine und Tonschiefer in Kanada und Japan, Tonschiefer und Tonsteine in Nevada und South Dakota, USA und Tonschiefer in Italien hydraulische Durchlässigkeiten von 1*10-9 bis 1*10-16 m/s, bestimmt in Kompressions- und Auffüllversuchen sowie Standard Durchlässigkeitsversuchen (Pumptests). Untersuchungen in Deutschland unterstützen die Ergebnisse aus der Schweiz und anderen Teilen der Welt bezüglich der hydraulischen Durchlässigkeit von Tonstein und Tonschiefer. HEKEL (1994) untersuchte den Opalinuston in knapp 50 tiefen und flachen Bohrungen in der Schwäbischen Alb (Baden-Württemberg) unter Anwendung von Pumpversuchen, begleitet von hydrogeologischen Feldmethoden und Gesteinsuntersuchungen im Labor. Er spezifiziert hydraulische Durchlässigkeiten unterhalb einer 30 m mächtigen Verwitterungs- und Auflockerungszone zwischen 1*10-8 und 1*10-11 m/s sowie effektive Porositäten von 0,72 %. RÖTTGEN (2004) untersuchte jurassische und kretazische Tonsteine in Niedersachsen und benennt hydraulische Durchlässigkeiten zwischen 2*10-8 und 1*10-11 m/s sowie effektive Porositäten von 0,1 %. Aus den Arbeitsbereichen zu Endlagerstandorten und Strahlenschutz werden hydraulische Durchlässigkeiten von Tonsteinen bis 200 m Teufe mit 1*10-6 m/s, ab 200 m Teufe mit 1*10-12 m/s berichtet (APPEL & HABLER, 2002). BALTES (1998) nennt eine hydraulische Durchlässigkeit von Tonschiefern und Schiefertonen in größeren Teufen von 5*10-10 m/s und eine Porosität im unverritzten (nicht Bergbau-beeinflussten) Tonschiefer von 0,5 % und kleiner. Das BUNDESAMT FÜR STRAHLENSCHUTZ (2009) bewertet die hydraulische Durchlässigkeit von unterjurassischem 47

58 Tonstein im Rahmen der Stilllegung des Endlagers für radioaktive Abfälle Morsleben mit 1*10-8 bis 1*10-9 m/s. LANGKUTSCH et al. (1998) benennt für Tonstein ab 100 m Teufe eine hydraulische Durchlässigkeit von 6*10-11 m/s ebenfalls im Rahmen der Bewertung des Endlagerstandortes Morsleben. GOENS (2011) und REUTTER (2011) setzen die hydraulische Durchlässigkeit von Tonstein, speziell Hauterive- und Valangin-Tonstein (Unterkreide), bei 1*10-7 m/s bis 1*10-9 m/s an, wobei die Werte vermutlich eher oberflächennahe Einheiten betreffen (Anl. 12 bis 14). Mergelsteinfolgen Im Münsterländer Kreidebecken spielt der oberkretazische Mergelstein, der sog. Emscher Mergel, eine entscheidende Rolle als wichtige hydraulisch gering- oder sogar undurchlässige Schicht. Für ihre weiterführenden Untersuchungen setzten RUDOLPH et al. (2008) hydraulische Durchlässigkeiten des Emscher Mergels im oberflächennahen Bereich von 1*10-6 m/s mit effektiven Porositäten von 0,5 bis 0,8 % und 1*10-10 m/s (allgemeine, effektive Porosität von < 0,1%) an und zitierten damit BALTES (1998) und THIELEMANN (2000). APPEL und HABLER (2002) führten aus Untersuchungen zu Endlagerstandorten, im speziellen zu Morsleben, hydraulische Durchlässigkeiten von 1*10-8 m/s in Teufen bis ca. 300 m und 1*10-11 m/s in größeren Teufen ( m) auf. DELAKOWITZ (1998) gibt für die hydraulische Leitfähigkeit aus Kurzpumpversuchen einen Wert von 5*10-6 m/s für den Steinmergelkeuper (Mittlerer Keuper) in 120 m Teufe an. Ebenfalls für die Untersuchung zu Endlagerstandorten in Deutschland nennt LANGKUTSCH et al. (1998) eine hydraulische Leitfähigkeit von 1*10-9 m/s in größeren Tiefen (> 300 m) aus Kurzpumpversuchen sowie effektive Porositäten von 0,5 bis 3 %. REUTTER (2011) führte eine hydrostratigraphische Gliederung in Niedersachsen durch und gibt eine hydraulische Leitfähigkeit für Mergelsteine von 1*10-7 bis 1*10-9 m/s an. In Untersuchungen zur Grundwasserneubildung im Münsterländer Becken wurden weitere Literaturdaten zusammengetragen (STRUCKMEIER, 1990). Genannt werden hydraulische Leitfähigkeiten von 1*10-9 bis 1*10-11 m/s für den Emscher Mergel (Anl. 12 bis 14). Im Folgenden werden kurz die Vorkommen der Ton- und Mergelsteinserien dokumentiert. Vorkommen von Ton- und Mergelsteinhorizonten im Deckgebirge des Münsterländer Kreidebecken (Zielhorizonte: Kohleflöze im Oberkarbon, Westfal A bis C): Setting Borken: ca. 350 m mächtige Tonsteinschichten des Buntsandsteins (Untertrias) mit untergeordnet zwischengeschalteten Anhydrit (Oberer Buntsandstein)- und Sandsteineinheiten (Mittlerer und Unterer Buntsandstein). Setting Nordwalde: ca. 100 m mächtige Tonsteinschichten des Alb (Unterkreide) direkt über dem Zielhorizont des Westfal B und A (Oberkarbon). ca. 940 m mächtige Abfolge der Emscher Mergel im Santon und Coniac (Oberkreide) mit Einschaltung von 50 bis 100 m mächtigen Kalksteinschichten. 48

59 Setting Bad Laer: ca. 150 m mächtige mergelige Tonsteinschichten des Alb (Unterkreide). a) c) b) Abb. 3-2 Hydrogeologische Profile der Deckgebirge im Münsterländer Kreidebecken mit lithologischen Details a) am Setting Borken mit lithologischen Details; b) am Setting Nordwalde c) am Setting Bad Laer. Vorkommen von Ton- und Mergelsteinhorizonten im Niedersächsischen Becken (Zielhorizonte: Tonsteine des Lias epsilon oder Wealden, Tight Gas-Vorkommen in Sandstein-Tonstein-Abfolgen des Oberkarbon): Setting Lünne, Zielhorizont: Lias epsilon: ca. 650 m mächtige Tonsteinschichten in der Wealden-Formation der Unterkreide. Setting Quakenbrück-Ortland, Zielhorizont: Lias epsilon: ca. 500 m mächtige Tonsteinschichten im Dogger (Mitteljura) direkt über dem Zielhorizont des Lias epsilon (Unterjura). ca. 950 m mächtige Tonsteinschichten des unteren Tertiärs bis zum Wealden (Unterkreide), untergeordnet geringmächtige Sandstein- und Kalksteinvorkommen. Setting Damme, Zielhorizont: unteres Wealden: ca m mächtige Tonsteinschichten des oberen Wealden und sowie Hauterive und Valangin (Unterkreide) direkt über dem Zielhorizont des unteren Wealden (Unterkreide). Setting Vechta, Zielhorizont: Oberkarbon: ca. 850 m mächtige Tonsteinschichten in Hauterive und Barreme (Unterkreide) bis Lias, Dogger und Obermalm (Jura). 49

60 a) c) b) d) Abb. 3-3 Hydrogeologische Profile der Deckgebirge im Niedersächsischen Becken mit lithologischen Details a) am Setting Lünne; b) am Setting Quakenbrück-Ortland; c) am Setting Damme; d) am Setting Vechta Hydraulische Eigenschaften von Evaporitabfolgen (Literaturrecherche) Im Zusammenhang mit der Suche nach Endlagerungsstandorten für radioaktive Abfälle wurden die Salzablagerungen in Norddeutschland als potentielle Wirtsgesteine detailliert untersucht. Insbesondere die Bereiche um die Salzstöcke in Gorleben und Morsleben wurden in Betracht gezogen und umfassend felsmechanisch untersucht. Mit hydraulischen Leitfähigkeiten von <1*10-11 m/s bilden das Steinsalz der salinaren Zechsteinfolge (Perm) und der untere Gipskeuper (Obere Trias) eine wirksame Barriere für Fluide (wie z. B. für Grundwasser oder Salzlösungen) (BUNDESAMT FÜR STRAHLENSCHUTZ, 2009). Der Fluidtransport (in Form von Gasen oder wässrigen Lösungen) innerhalb des Salzstockes kann laut BORNEMANN et al. (2008) sogar gänzlich ausgeschlossen werden. Der 15 m mächtige Steinsalzhorizont innerhalb des Mittleren Muschelkalk (Mittlere Trias) weist hydraulische Leitfähigkeiten von < 1*10-15 m/s auf. Für Anhydrit- und Gips-Einheiten und die salinare 50

61 Zechsteinfolge des Oberen Perms gibt das BUNDESAMT FÜR STRAHLENSCHUTZ (2009) hydraulische Leitfähigkeiten von 1*10-11 m/s und geringer an. Alle aufgeführten Werte sind die Ergebnisse hydraulischer Tests, aus Kurzpumpversuchen sowie aus Laborversuchen. LANGKUTSCH et al. (1998) gibt für den residualen Hauptanhydrit sowie für die Steinsalzhorizonte und die Steinsalz verfüllten Frakturen der Muschelkalk-Formationen hydraulische Leitfähigkeiten von etwa 1*10-11 m/s und geringer in Tiefen von über 600 m unter Geländeoberkante aus hydraulischen Tests an. Ferner wurde ein Heilungsprozess der Klüfte in der Zechsteinformation (Oberes Perm) beobachtet. Die Brüche wurden anhydritisch oder kalzitisch verfüllt und waren durch diesen Heilungsprozess hydraulisch nicht mehr aktiv (Anl. 12 bis 14). Vorkommen von Evaporitabfolgen in den Settings des Niedersächsischen Beckens Setting Lünne (Zielhorizont: Lias epsilon) ca. 400 m mächtige Abfolge von Tonstein, Karbonat, Anhydrit und Steinsalz im Obermalm (Oberjura), davon ca. 200 m mächtige Steinsalzvorkommen im Obermalm 3 bis 5 (Abb. 3-3) Setting Quakenbrück-Ortland (Zielhorizont: Lias epsilon) ca. 550 m mächtige Abfolge von Tonstein, Sandstein, Karbonat, Anhydrit und Steinsalz im Obermalm 3 bis 6 (Oberjura), davon ca. 100 m mächtige Steinsalzvorkommen im Obermalm 3 bis 4 (Abb. 3-3). Setting Vechta (Zielhorizont: Oberkarbon) Das Zechstein (Oberes Perm) ist durch ein ca. 300 m mächtiges Profil aus Ton- und Schluffsteinen (Bröckelschiefer) sowie drei Salinarzyklen (Werra-, Stassfurt- und Aller- Serie) vertreten. Neben den typischen Zechstein-Karbonaten wurden in den Werra- und Stassfurt-Serien zwei jeweils ca. 150 m mächtige Anhydritfolgen erbohrt. Die Stassfurt- und Aller-Steinsalze weisen jeweils Mächtigkeiten von ca. 25 m auf. Das erhaltene, durch eine Störungsdiskordanz im Hangenden begrenzte Profil des Röt (Untere Trias, Oberer Buntsandstein) weist eine besonders hohe Barrierewirksamkeit aufgrund einer zusammenhängenden, ca. 350 m mächtigen Salinarfolge auf. Während 95 % des Rötprofils durch eine zusammenhängende Steinsalzfolge repräsentiert werden, beträgt der Anteil von Basis- und Deckanhydrit in der Summe etwa 5 %. Der Hauptteil des ca. 150 m mächtigen Mittleren Muschelkalks (Mittlere Trias) ist durch einen weiteren Salinarzyklus vertreten. Die erbohrte, zusammenhängende Steinsalzmächtigkeit beträgt hier etwas über 100 m. Während die Mächtigkeit des Basisanhydrits gering ist, erreicht der Deckanhydrit etwa 20 m (Abb. 3-3). 51

62 3.2. Hydraulische Eigenschaften von Grundwasserleitern Hydraulische Eigenschaften von Kalksteinen und Sandsteinen im Untersuchungsgebiet (Literaturrecherche) Kalksteine bilden aufgrund ihrer hydraulischen Eigenschaften sowohl Aquifere als auch Aquitarde im Explorationsgebiet. Die geklüfteten, teils stark verkarsteten Cenoman-Turon-Kalksteine (Untere Kreide) spielen vorwiegend im Münsterländer Kreidebecken in Form des Aqu 2 (tiefer Kreide Aquifer) eine bedeutende Rolle (Anl. 2 und 4). BALTES (1998) führte Untersuchungen für Endlagerstandorte und Strahlenschutz durch. Mittels Kompressions- und Durchlässigkeitstests (KD-Versuche) an Bohrkernen ermittelte er eine hydraulische Leitfähigkeit von 1*10-6 m/s für bergbau-beeinflusste und 1*10-7 m/s für bergbau-unbeeinflusste Cenoman-Turon-Kalksteine mit effektiven Porositäten von 1 bis 5 %. Der Turon-Kalkstein weist laut BALTES (1998) im oberflächennahen Bereich (< 300 m u. GOK) eine hydraulische Leitfähigkeit von 1*10-6 m/s mit einer effektiven Porosität von 1,5 bis 5 % und in größeren Tiefen (> 300 m u. GOK) eine hydraulische Leitfähigkeit von 5*10-7 m/s mit einer effektiven Porosität von 1 bis 5 % auf. Untersuchungen durch das BUNDESAMT FÜR STRAHLENSCHUTZ (2009) im Rahmen des Projektes Morsleben in Niedersachsen ergaben hydraulische Leitfähigkeit von 1*10-7 bis 1*10-8 m/s für den Muschelkalk-Kalkstein (Mittlere Trias). REUTTER (2011) führt in ihrer hydrostratigraphischen Gliederung in Niedersachsen Werte von 1*10-3 bis 1*10-5 m/s für Kalksteine auf. Diese generell hohen Werte sind charakteristisch für aufgelockerte oder verkarstete, oberflächennahe Bereiche. RUDOLPH et al. (2008) zitiert BALTES (1998) und nennt Werte von 1*10-6 m/s für bergbaubeeinflusste und 1*10-7 m/s für nicht beeinflusste Kalksteine mit effektiven Porositäten von 1,5 bis 5 % (bergbau-beeinflusst) und 1 % (bergbau-unbeeinflusst). Sandsteine fungieren als Aquifere und sind vorwiegend im niedersächsischen Explorationsgebiet vertreten. Untersuchungen der hydraulischen Leitfähigkeiten ergaben Werte von 1*10-7 m/s mit einer effektiven Porosität von 1 % für unverritzten und 1*10-6 m/s mit einer effektiven Porosität von 2 % für verritzten Sandstein (BALTES, 1998). Für geklüfteten Sandstein in > m Tiefe gibt er hydraulische Leitfähigkeiten von 7*10-9 m/s mit 5 % effektiver Porosität an. REUTTER (2011) führt in ihrer hydrostratigraphischen Gliederung in Niedersachsen für Sandsteine Werte im Bereich von 1*10-4 bis 1*10-5 m/s auf. Für Buntsandstein (Untere Trias) gibt BALTES (1998) hydraulische Leitfähigkeiten von 3*10-8 m/s mit einer effektiven Porosität von < 5 % an. Aus Untersuchungen für Endlagerstandorte für radioaktiven Abfall resultieren Werte von 1*10-4 m/s für Sandstein in geringen Tiefen und speziell für die Solling-Folge des Bundsandstein (Untere Trias) 7*10-6 m/s in geringen Tiefen aus Kurzpumpversuchen (LANGKUTSCH et al. 1998). Hydraulische Leitfähigkeiten des Schilfsandsteins (mittlerer Keuper) aus Endlager- und Strahlenschutzuntersuchungen werden im Bereich von 1*10-7 bis 5*10-8 m/s (BUNDESAMT FÜR STRAHLENSCHUTZ, 2009) sowie 5*10-7 bis 1*10-11 m/s aus hydraulischen Feldversuchen 52

63 (LANGKUTSCH et al., 1998) angegeben. Nach LANGKUTSCH et al. (1998) ist die Tiefenabhängigkeit der hydraulischen Leitfähigkeit vernachlässigbar klein. DELAKOWITZ (1996) misst eine hydraulische Leitfähigkeit für den Schilfsandstein in 250 m Tiefe von 9*10-9 m/s und in 400 m Tiefe von 9*10-8 m/s in Kurzpumpversuchen. Die NAGRA (2008) nennt eine hydraulische Durchlässigkeit von < 1*10-7 m/s für dieselbe Formation. THIELEMANN (2000) zitiert ENGELHARDT (1960) und gibt eine hydraulische Leitfähigkeit von 1*10-8 m/s für den Rhät-Sandstein (oberer Keuper) an. Hydraulische Leitfähigkeiten für jurassische Sandsteine wurden ebenfalls in THIELEMANN (2000) behandelt (Zitat: ENGELHARDT, 1960). Die hydraulischen Leitfähigkeiten für Lias-Sandstein (Unterer Jura) werden 2*10-5 bis 3*10-7 m/s und für Dogger-Sandstein (Mittlerer Jura) mit 3*10-5 bis 1*10-6 m/s angegeben. Die NAGRA (2008) setzt für den Dogger-β-Sandstein einen Wert von 3*10-11 m/s an (Anlagen 15 und 16) Hydraulische Rolle von Störungszonen Störungszonen wird eine bedeutende Rolle als potentielle Wegsamkeiten für die Migration von Fluiden und den Stofftransport durch Barrieregesteine der oberen Kruste zugeschrieben. Sie wurden vor allem im Zusammenhang mit der Erschließung und Förderung von Kohlenwasserstofflagerstätten (z. B. MANZOCCHI et al., 1999; LOSH & HANEY, 2006) aber auch im Zusammmenhang mit der Suche nach geeigneten Endlagerstandorten insbesondere für Reststoffe bzw. Abfälle aus dem Betrieb nuklearer Anlagen untersucht. Hydrothermale Quellen (COX et al., 2001) sowie hydrothermal gebildete Erzlagerstätten (SIBSON, 2001) sind häufig an permeable Störungszonen gebunden. Die Kenntnis der Lage lokaler Störungszonen und ihrer hydraulischen Eigenschaften ist insbesondere auch ein Schlüsselkriterium für eine Vielzahl möglicher Nutzungsarten von unterschiedlichen Reservoiren. Dazu zählen die dauerhafte Einlagerung von überkritischem CO 2 in tiefen, salinaren Aquiferen (DOCKRILL & SHIPTON, 2010), wo die Dichtheit des Deckgebirges und Barrieregesteins (caprock integrity) sichergestellt sein muss, die Bereitstellung geothermischer Energie aus tiefen Reservoiren (FAIRLEY, 2009) sowie die potentielle Einlagerung von Sonderabfällen in den tiefen Untergrund (DOUGLAS et al., 2000). Zahlreiche neuere Special Publications der Geological Society, London (z. B. JONES et al., 1998; SHAW, 2005; LEWIS & COUPLES G. D., 2007; LONERGAN et al. 2007; JOLLEY et al. 2007; WIBBERLEY et al., 2008) oder Review-Artikel (FAULKNER et al., 2010) betonen die Bedeutung von Störungszonen für die regionale Tiefenströmung von Kohlenwasserstoffen und Thermalwässern. Das Hauptproblem bei der Charakterisierung der integralen, hydraulischen Eigenschaften von Störungszonen liegt in ihrer diskreten Ausprägung und in ihrem komplexen, internen Aufbau begründet (z. B. CAINE et al., 1996, Abb. 3-4). Er umfasst im einfachsten Fall eine eher gering permeable, stark gestörte Kernzone und eine noch imm0er gestörte und häufig höher permeable Übergangszone. Die jeweilige Ausprägung variiert jedoch stark mit der lokalen tektonischen Beanspruchung. FAULKNER et al. (2010) geben einen umfassenden Überblick über die Entwicklung von Störungssystemen und deren Geometrie (Abb. 3-5). Die hydraulische Leitfähigkeit parallel zur Störungsfläche ist in der Regel höher als senkrecht dazu. 53

64 Abb. 3-4 Schema einer typischen Störungszone mit geometrischer und hydraulischer Parameterverteilung, Quelle: CAINE et al. (1996). Obwohl Störungszonen häufig leicht erkennbar sind, lassen sich, wie bereits diskutiert, ihre effektiven hydraulischen Eigenschaften aufgrund ihrer diskreten Ausprägung und räumlichen Heterogenität und damit ihre möglicherweise weitreichende Drainagewirkung nur sehr schwer bestimmen. Die Herausforderung besteht daher darin, den Channeling Effekt zu detektieren. Dies ist, wie bereits diskutiert, darin begründet, dass Störungszonen diskrete Strukturen mit hoher räumlicher Heterogenität in den hydraulischen Parametern darstellen. Sie weisen je nach Charakterisierungsmethodik und gemessenen physikalischen Parametern ein Expositionsprofil auf, das sowohl auf eine bestimmte Dimensionalität als auch Beobachtungsskala beschränkt ist (TADOKORO et al., 2000, ODLING et al. 2004, LIU et al. 2005). Trotz der beschriebenen Einschränkungen zeigten einige Autoren, dass es möglich ist, numerische Fließmodelle (Vorwärtsmodelle) für Störungszonen zu entwickeln (z.b. ODLING et al. 2004, MATTHAI & BELAYNEH, 2004, RAWNSLEY et al., 2007; LUNN et al., 2008; TALWANI et al., 2007; TADOKORO et al., 2000). Die ermittelten hydraulischen Leitfähigkeiten variieren zwischen 10-8 m/s und 10-9 m/s in den beiden letztgenannten Studien. Allerdings weichen sowohl die geologischen und tektonischen Settings (aktive Scherzonen) als auch die Gesteinstypen (kristalline Gesteine) von den in dieser Studie untersuchten deutlich ab. BRACE (1980) vergleicht Permeabilitäten von einzelnen Klüften, geklüfteten Gesteinen sowie großskaligen Strukturen in kristallinen Gesteinen und Tonsteinen auf verschiedenen Skalen und für verschiedene Tiefen. Seine Studie ergibt, dass in tonmineral-dominierten, typischen sedimentären Barrieregesteinen des Deckgebirges keine Permeabilitäten von größer m 2 auftraten. 54

65 Abb. 3-5 Mächtigkeit der gestörten Zone in Relation zum Versatzbetrag (FAULKNER et al., 2010) Eine weitere, umfassende Studie von JOLLEY et al. (2007), welche auch andere Arbeiten berücksichtigt, zeigt weiterhin, dass in größeren Tiefen und mit relevanten Anteilen tonmineralähnlicher Bestandteile im Ursprungsgestein von > 20 % effektive Permeabilitäten von nicht mehr als m 2 gemessen werden. Bei einem Anteil tonmineral-ähnlicher Bestandteile von 50 % erfolgt eine Reduktion der Permeabilitäten um etwa zwei Größenordnungen. Auf Basis der ihnen zur Verfügung stehenden Daten parametrisierten sie die für das Brent Field-Reservoir (Nordsee) spezifische Permeabilitäten für Störungszonen mit einer empirischen Gleichung über den sog. Shale-Gouge-Ratio-Index (SGR, YIELDING et al., 1997). Der SGR basiert auf Korngrößenverteilungen und Mächtigkeiten durch Störungszonen räumlich gegeneinander versetzter Einheiten (Gl. 1). Die Parameter in Gl. 1 sind: Vol i, Ton, [%] der Volumenanteil von Ton in Schicht i im Ausgangsgestein, t i [L] die Mächtigkeit der Schicht i, sowie Δz [L] der vertikale Störungsversatz. SGR = N i Vol i, Ton Δ z t i (Gl. 1) 100% Die empirische Gleichung zur Berechnung der Störungspermeabilität nach MANZOCCHI et al. (1999) (Gl. 2) beruht auf Datensätzen mehrerer Standorte. Die Publikation diskutiert auch die funktionale Abhängigkeit der Mächtigkeit der Störungszone vom Gesamtvertikalversatz Δz (vgl. auch FAULKNER et al., 2010). log( K) 5 = 0,4 4 SGR 0,25log( Δ z)(1 SGR) (Gl. 2) Für das Brent Field-Reservoir fanden JOLLEY et al. (2007) eine vereinfachte Potenzbeziehung (Gl. 3), in der die Parameter a und b die Lage- und Krümmungskoeffizienten darstellen. K [L²] in Gleichung 2 und 3 entspricht Permeabilität. K = a b SGR (Gl. 3) Eine Übertragung der beschriebenen Methodik auf die gewählten Settings in dieser Studie wurde nicht durchgeführt, da einerseits die erforderlichen Daten nicht zur Verfügung standen und andererseits das Projekt zeitlich limitiert war. Die Anwendung des SGR zur Ermittlung lokaler 55

66 Störungspermeabilitäten hätte außerdem Annahmen über Versatzbeträge erfordert, deren Einfluss auf die numerischen Modelle durch Sensitivitätsanalysen hätten belegt werden müssen. Für die Modellierung der Methanmigration im Niedersächsischen Becken wurde aufgrund der Ergebnisse der oben diskutierten Studien von BRACE (1980) und JOLLEY et al. (2007) und unter Berücksichtigung des konservativen Ansatzes ein genereller, noch plausibler Wert von 1 * m 2 für die Permeabilität potentieller Störungszonen angenommen. Weiterhin wurden Simulationen durchgeführt, welche auch die Selbstheilungseffekte in Salzformationen aufgrund der rheologischen Eigenschaften von druckbelastetem Salz berücksichtigen. Die angenommenen Störungszonen wurden mit einer Permeabilität von 5 * m 2 parametrisiert. Dieser Wert beruht wiederum auf der konservativen, pauschalen Zuweisung einer Gesamtpermeabilität für Salinarbzw. Salzformationen von 1*10-18 m 2 (1*10-11 m/s, vgl. Kap sowie Anl. 12 bis 14). Es ist anzumerken, dass die Permeabilitäten von Salzformationen aufgrund der bereits genannten rheologischen Eigenschaften in der Regel um einige Größenordnungen kleiner sind. Offizielle Empfehlungen des Landesamtes für Bergbau, Energie und Geologie für Bandbreiten von Permeabilitäten von Salzformationen sind in Vorbereitung (LBEG, mündl. Mitt.). Zusammenfassend konnte gezeigt werden, dass räumlich mittelnde Methoden zur Ermittlung von hydraulischen Parametern einen gangbaren Ansatz zur Beurteilung der Funktion von Störungszonen als Wegsamkeiten für Fluide bieten. Im Münsterländer Kreidebecken ist von spezifischen, regional variierenden Umständen auszugehen. So wird in Kapitel ausführlich auf die beobachteten Mechanismen der Versalzung oberflächennaher Grundwässer eingegangen. Diese treten teilweise im Umfeld größerer Störungszonen auf. Letztere stellen für aufsteigende Solen potentielle Wasserwegsamkeiten durch das Deckgebirge aus dem gepannten Cenoman-Turon-Aquifer oder dem Emscher Mergel dar. Unter der konservativen Annahme, dass die gesamte, zusätzliche Salzfracht ausschließlich auf zirkulierende Solen im tiefen Cenoman-Turon-Aquifer zurückzuführen ist, wurden auf Basis von Chlorid-Bilanzen obere Grenzen für effektive Permeabilitäten an den Typ-Standorten (Settings) ermittelt (vgl. Kap ) Frack-Genese und Frack-Geometrie Die physikalisch-basierte, gekoppelte Modellierung von Geomechanik und Fluidausbreitung im Verlauf einer hydraulischen Frack-Operation kann zum Verständnis der Rissausbreitung beitragen. Obwohl derartige Simulationen insbesondere bei standortbezogenen Problemstellungen an Bedeutung gewinnen werden, bieten verfügbare, direkte Felddaten (FISHER & WARPINSKI, 2011) einen ungleich höheren Informationsgehalt bezüglich möglicher Riss-Dimensionen unter variablen, natürlichen, geologischen Gegebenheiten und angewandten operativen Bedingungen. Es wird gezeigt, dass die vertikale Ausdehnung der erzeugten Risse in einzelnen Fällen maximal 1500 ft (ca. 500 m) betragen, die überwiegende Zahl jedoch erheblich darunter liegt. Die genannten, extremen, vertikalen Risslängen sind i. d. R. mit existierenden Störungszonen und damit einer Vorzugsrichtung verbunden. Mit geringer werdender Deckgebirgsmächtigkeit verringern sich auch die vertikalen Riss-Dimensionen, wie aus Abbildung 1-3 ersichtlich ist. 56

67 Die eigentliche Hauptaussage der als Schlüsselpublikation einzustufenden Studie ist, dass sich die Limitierung der vertikalen Rissausbreitung aus einer Anzahl von Faktoren ergibt: Komplexität von Bruchmustern im Vergleich zu einfachen, planaren Rissmodellvorstellungen: Erzeugte Rissnetzwerke stellen generell größere und komplexere Oberflächen dar als einfache, planare Risse, was zu einer signifikanten Erhöhung des Reibungswiderstandes und damit zu entsprechend höheren Fluiddrucken führt. Als Folge forcieren die dadurch höheren Porendrucke eine Aufweitung der erzeugten Risse eher in der horizontalen als in der vertikalen Richtung und bedingen somit eine Limitierung der vertikalen Rissausbreitung. hohe Variabilität in der vertikalen Spannungsverteilung: Es ist anzunehmen, dass die vertikale Ausdehnung von Rissen zusätzlich durch die Tendenz limitiert wird, mit der in Schichten mit geringerer, horizontaler Spannung größere Öffnungsweiten realisiert werden. Sedimentäre Beckenstrukturen weisen üblicherweise eine hohe Variabilität der vertikalen Spannungsverteilung auf und bieten somit einen natürlichen, begrenzenden Mechanismus für die vertikale Rissausbreitung. natürliche Schichtstruktur sedimentärer Ablagerungen (geomechanische Anisotropie): In Aufschlüssen sedimentärer Abfolgen ist häufig auch eine laterale Rissausbreitung entlang von Schichten dokumentiert, welche Zonen geringerer Steifigkeitrepräsentieren. Da die eingebrachten Fluid-Volumina begrenzt sind, handelt es sich auch hier um einen, die vertikale Rissausdehnung limitierenden Mechanismus. Teufenabhängigkeit der Differenz zwischen Fluid-Druck und vertikal wirkender Spannung: Die Differenz zwischen der vertikalen Spannung und dem Porenfluiddruck steigt mit größeren Teufen disproportional an. Dies führt zu signifikant größeren Öffnungsweiten in den oberen Rissbereichen als an der Rissbasis. Durch die begrenzten Injektionsvolumina wird die vertikale Rissausbreitung limitiert. Anwesenheit höher permeabler Strukturen bzw. Zonen: Die in jeder sedimentären Sequenz anzutreffenden, höher permeablen Zonen, wie z. B. permeable Sandstein- und Karbonathorizonte, stellen bevorzugte Fließwege dar, die dann mit einem verstärk-ten, lateralen Transport des Fluids (Leak-Off) und einhergehendem lateralen Druckabbau verbunden ist. Dieser Druckabbau limitiert die weitere vertikale Frack-Ausbreitung. Fluid-Verlust und Fluid-Druckabbau in Störungszonen: Der Fluiddruckabbau in höher permeablen Störungszonen wird als limitierender Faktor für die vertikale Frack-Ausbreitung gesehen. Andererseits wurden die größten vertikalen Rissdimensionen in Bereichen beobachtet, die eine signifikante Anzahl vertikaler Störungen aufwiesen. Die genannten Bereiche lagen jedoch in größeren Teufen. 57

68 abnehmende, vertikale Spannungen in geringeren Teufen: In geringen Teufen ist die vertikale Spannungskomponente häufig die kleiner als die Horizontale, womit Risse zu einer horizontalen Ausbreitung vor allem entlang der natürlichen Schichtung tendieren und die weitere vertikale Ausdehnung zum Stillstand kommt. Zusammenfassend repräsentieren die Ergebnisse der Pinnacle-Halliburton-Studie (FISHER & WARPINSKI, 2011) einen bedeutenden Beitrag zum Verständnis der Genese von hydraulisch erzeugten Rissstrukturen. Sie liefern wichtige Einsichten in die limitierenden und fördernden Faktoren und damit eine fundierte Grundlage auf der die Einschätzung möglicher Risiken erfolgen kann. Die Bedeutung der Studie leitet sich aus der großen Zahl an analysierten Frack-Operationen ab, welche die gemessenen, vertikalen Riss-Ausdehnungen in Beziehung zu den erheblichen Bandbreiten möglicher geologischer Settings und technischer Bedingungen bei den durchgeführten Frack-Operationen setzen Modellgeometrien und hydraulische Parametrisierung Vorgehensweise der Zuordnung hydraulischer Modellparameter für Settings sowie die Szenarien 1 und 3 Die Auswahl der hydraulischen Eingangsparameter für die einzelnen Szenarios und Settings erfolgte auf Basis der umfangreichen Literaturauswertung und der gewählten konservativen Herangehensweise. Der Ansatz zur Festlegung der Parameterwerte ist ausführlich in Kapitel 3.1 und 3.2 beschrieben. Intrinsische Anisotropien für die einzelnen Gesteinsarten wurden nicht angegeben, da hierzu in der Regel keine Angaben vorlagen. Dagegen wurde die durch Schichtung unterschiedlicher Sedimenttypen verursachte makroskopische Anisotropie in der Modellierung berücksichtigt, da sie wesentlich zur räumlichen Verteilung von migrierenden Fluiden und Schadstoffen beiträgt. Tab. 3-1 Berechnung mittlerer hydraulischer Leitfähigkeiten für geschichtete Medien (z. B. JANG et al., 2011) mit t und k als Mächtigkeit und hydraulische Permeabilität der Schicht. Art der Mittelwertbildung K a arithmetischer Mittelwert, parallel zu Schichtung Gleichung für hydraulische Äquivalent-Leitfähigkeit k a = N i=1 N i=1 t i k i t i (Gl. 1) K h harmonischer Mittelwert, senkrecht zur Schichtung k h = N t i i=1 N t i i=1 k i (Gl. 2) Die generelle Vorgehensweise bei der Parametrisierung der einzelnen Settings und des regionalen Schnittes wurde daher mitbestimmt durch die Notwendigkeit, die Anzahl der in den vorliegenden 58

69 Profilen ausgehaltenen Einheiten in geeigneter Form zu reduzieren. Erst das Zusammenfassen von Bereichen mit vergleichbaren hydraulischen Eigenschaften in Modelleinheiten bei adäquater Abbildung der realen Zustände ermöglicht eine effiziente Umsetzung in numerischen Simulationen. Tab. 3-2 Hydraulische Eingangsparameter der Modellierung für das Setting Borken basierend auf Lithologie und Zusammenfassung von Bereichen ähnlicher hydraulischer Eigenschaften einschließlich typischer, höher frequenter Wechselfolgen. Dazu wurden Zonen ähnlicher hydraulischer Eigenschaften oder typische, höher frequente Wechselfolgen zu Paketen zusammengefasst. Um die makroskopischen, hydraulischen Anisotropien in den Modellen adäquat abbilden zu können, wurden die entsprechenden effektiven hydraulischen Kenngrößen von Gesteinspaketen mit gemischter Lithologie über eine gewichtete Mittelwertbildung ermittelt. Die horizontale effektive mittlere Permeabilität wird über das mächtigkeitsgewichtete arithmetische Mittel und die vertikale effektive mittlere Permeabilität über das mächtigkeitsgemittelte harmonische Mittel bestimmt (Tab. 3-1). Dabei ergibt sich zwangsläufig, dass die horizontalen, hydraulischen Permeabilitäten durch die höher permeablen Sedimente und die vertikalen, hydraulischen Permeabilitäten durch die gering permeablen Sedimente bestimmt werden (vgl. Anl. 12 bis 23). Nach SATTER et al. (2008) wurden mittlere Porositäten, wo möglich, ebenfalls durch arithmetische Mittelwerte analog zu Gleichung 1 für hydraulische Leitfähigkeiten abgeschätzt. Tabelle 3-2 zeigt beispielhaft die Parametrisierung des Settings Borken im Münsterländer Kreidebecken mit den zusammengefassten lithologischen, quasi-homogenen Modelleinheiten und den ihnen 59

70 zugewiesenen hydraulischen Leitfähigkeiten und Porositäten. In den Anlagen 17 bis 23 sind alle Parametertabellen der einzelnen Settings aufgeführt Geometrien des Deckgebirges für die numerische Simulation der Szenarien 1 und 3 Im Folgenden werden die wesentlichen lithologischen Einheiten des Deckgebirges auf Basis der dominierenden hydraulischen Eigenschaften zusammengefasst. Während in den einzelnen Abschnitten die, in den numerischen Simulationen verwendeten Modellgeometrien der Settings grob beschrieben werden, sind die im Detail ausgehaltenen Modelleinheiten in Anlagen 17 bis 23 dokumentiert. Setting Borken (Münsterländer Kreidebecken) Im Bereich des Settings Borken ist das Deckgebirge oberhalb des Zielhorizontes des flözführenden Oberkarbons etwa 800 m mächtig. Das Setting Borken liegt auf einer sattelförmigen Aufwölbung des Oberkarbons, auf dem ebenfalls sattelförmig aufgewölbte, ca. 10 m mächtige Zechstein-Dolomite (Perm) und ca. 350 m mächtige Buntsandstein-Sedimente (Trias) lagern. Direkt oberhalb des tonig ausgeprägten Röt liegen diskordant die kalkig-mergeligen Schichten der Kreide. Jurassische Einheiten fehlen völlig. In südöstlicher Richtung verlieren sich die permischen und triassischen Schichten und die Einheiten der Kreide kommen direkt auf denen des Karbons zum liegen. Die Überlagerung mit quartären Sedimenten ist mit ca. 25 m vergleichsweise gering mächtig (vgl. Anl. 17). Setting Nordwalde (Münsterländer Kreidebecken) Im Bereich des Settings Nordwalde ist das Deckgebirge oberhalb des Zielhorizontes des flözführenden Oberkarbons etwa m mächtig. Die über dem paläozoischen Sockel folgenden Gesteine des Mesozoikums beschränken sich auf die Abfolgen der Kreide vom Alb bis zum Santon und Campan. Die Überlagerung mit quartären Sedimenten ist mit ca. 10 m nur sehr gering mächtig (vgl. Anl. 18). Setting Bad Laer (Münsterländer Kreidebecken) Das Setting Bad Laer liegt am Südrand des Teutoburger Waldes in einem stark tektonisch beanspruchten Gebiet. Im Bereich dieses Settings ist das Deckgebirge oberhalb des Zielhorizontes des flözführenden Oberkarbons etwa 470 m mächtig. Das Deckgebirge setzt sich zusammen aus einer nur ca. 10 m mächtigen Zechstein-Dolomit-Folge (Perm) sowie den Einheiten der Unterkreide und der unteren Oberkreide. Aufgrund der fehlenden Emscher Mergel, die als Stauer und Trennschicht zwischen einem oberen, quartären, und einem tiefen Kreide-Aquifer fungieren könnten, existiert am Setting Bad Laer keine Trennung der Locker- und Festgesteinsaquifere. Der Anteil an quartären Sedimenten ist mit ca. 10 m nur sehr gering (vgl. Anl. 19). Setting Lünne (Niedersächsisches Becken) Im Bereich des Settings Lünne liegt die Oberfläche des paläozoischen Grundgebirges mit den flözführenden oberkarbonischen Schichten in rd m Teufe. Die über dem paläozoischen 60

71 Sockel folgenden Gesteine des Mesozoikums umfassen die Abfolge vom Zechstein über Trias und Jura bis zur Unterkreide. Die Schichtenfolge ist zu der weitgespannten Lünne-Mulde geformt. Die Oberfläche des Zielhorizontes Posidonienschiefer im Unterjura liegt in ca m Teufe. Die Überlagerung mit quartären Sedimenten ist mit ca. 50 m vergleichsweise gering mächtig (vgl. Anl. 20). Setting Quakenbrück-Ortland (Niedersächsisches Becken) In dem Bereich des Settings Quakenbrück-Ortland liegen die oberkarbonischen Schichten in ca m Teufe und damit ca m tiefer als beim Setting Lünne, was vor allem auf eine Mächtigkeitszunahme der jurassischen Gesteine zurückzuführen ist. Parallel dazu sind die paläozoischen und präjurassisch-mesozoischen Schichten durch teilweise erhebliche vertikale Versatzbeträge gestört. Die Oberfläche des Zielhorizontes Posidonienschiefer im Unterjura liegt in ca m Teufe. Die Überlagerung mit tertiären und quartären Sedimenten ist ca. 250 m mächtig, davon verteilen sich ca. 100 m auf die quartären Sande und Kiese (vgl. Anl. 21). Setting Damme (Niedersächsisches Becken) In der Damme-Mulde im Bereich des Settings Damme wird die größte Mächtigkeit der mesozoischen Schichten entlang des Profilschnitts E-F (Niedersachsen, Anl. 9) erreicht. Hier liegt das Oberkarbon des Grundgebirges in einer Teufe von mehr als m und wird von einer sedimentären, ungestörten Abfolge vom Zechstein über Trias, Jura und Kreide überlagert. Die Oberfläche des Zielhorizontes Wealden in der Unterkreide liegt in ca m Teufe. Dabei ist bereits berücksichtigt, dass bei einer Gesamtmächtigkeit der Wealden-Formation von ca. 700 m nur die unteren 40 %, d. h. 300 m, hinsichtlich Erdgas produktiv sind. Die oberen ca. 400 m Wealden-Tonstein sind daher zum Deckgebirge hinzuzurechnen. Die Überlagerung mit quartären Sedimenten, Sande und Kiese, ist mit knapp 50 m vergleichsweise gering mächtig (vgl. Anl. 22). Setting Vechta (Niedersächsisches Becken) Die unruhigen Lagerungsverhältnisse beim Setting Quakenbrück-Ortland erstrecken sich bis in den Großraum des Settings Vechta. In diesem nordöstlichen Bereich des niedersächsischen Beckens kommt es zu einer deutlichen Mächtigkeitsabnahme der Schichten der Unterkreide, verbunden auch mit dem Auftreten von Schichten der Oberkreide im Raum Vechta. Die Oberfläche des Zielhorizontes Oberkarbon liegt in etwa unterhalb von m Teufe. Die Überlagerung mit tertiären und quartären Sedimenten ist ca. 350 m mächtig, davon verteilen sich ca. 50 m auf die quartären Sande und Kiese (vgl. Anl. 23) Hydraulische Modellparameter des regionalen Modells, Szenario 2 Oberflächennahe Grundwasserleiter (Aqu 3) Zum oberflächennahen Grundwasserleiter zählen sowohl die quartären Lockergesteinssedimente als auch der Auflockerungsbereich des Emscher Mergels. Der Auflockerungsbereich des Emscher Mergels weist in der Regel eine geringe bis mäßige Durchlässigkeit auf ( m/s bis m/s). In diesen Teufenlagen stehen im Emscher Mergel und im Campan zahlreiche Hausbrunnen mit 61

72 meist geringen Wasserentnahmen. Dieser kleinräumige Bereich ist in Anlage 2 durch eine eigene Schraffur gekennzeichnet. Die nutzbaren quartären Lockergesteinsgrundwasserleiter weisen je nach Fazies eine Bandbreite hydraulischer Leitfähigkeiten zwischen m/s und auf. Auf ähnliche Weise variieren die effektiven Porositäten. Die lokal verschieden ausgebildeten oberflächennahen Grundwasserleiter wurden im Rahmen der mathematischen Modellierung in einer Modelleinheit mit einheitlichen hydraulischen Eigenschaften zusammengefasst, da eine differenzierte Abbildung ohne signifikanten Einfluss auf die potentiell von Frack-Maßnahmen betroffenen tiefen Abschnitten des hydraulisches Systems bliebe. Die angenommenen Werte für hydraulische Leitfähigkeit (Permeabilität) und effektive Porosität betragen m/s (entspricht einer Permeabilität von m²) und n eff = 0,1. Schichten der Emscher-Fazies / Tonmergelstein-Fazies (St 2) Der Emscher Mergel gilt nach JÄGER et al. (1990) bei Mächtigkeiten ab 100 m als hoch wirksame hydraulische Barriere. STRUCKMEIER (1990) bezeichnet ihn als nahezu undurchlässige Trennschicht. Die Gebirgsdurchlässigkeit liegt nach STRUCKMEIER (1990) zwischen K = und m/s. Bei seinen regionalen Betrachtungen zum Grundwasserfließsystem nimmt STRUCKMEIER (1990) einen Mittelwert von m/s an. Im Sinne des konservativen Ansatzes wird die hydraulische Leitfähigkeit des Emscher Mergels mit einem Wert von m/s parametrisiert (entspricht Permeabilität m²). Die effektive Porosität wird gemäß Anlagen 12 und 14 mit n eff = 0,001 angenommen (vgl. auch Kap ). Tiefer Kreide-Aquifer (Aqu 2) Die Gebirgsdurchlässigkeit des tiefen Kreide-Aquifers ist in den beckenzentralen Bereichen am geringsten, da hier keine, wie für die Ausstrichbereiche an den Rändern charakteristische Verkarstung zu erwarten ist. Für die tiefen, zentralen Abschnitte des Münsterländer Kreidebeckens ist daher von einem Kluftaquifer auszugehen. Abweichend von der Parametrisierung anderer hydrogeologischer Modelleinheiten insbesonderer der in den Settings (Kap ) ist es hier möglich, die hydraulische Leitfähigkeit auf Basis verfügbarer Daten und plausibler Annahmen direkt abzuschätzen. Wie in Kapitel dargelegt, ist die regionale Grundwasserströmung im Aquifer nach Süden bis Südwesten gerichtet. Die hydraulische Leitfähigkeit des Cenoman-Turon-Aquifers ist jedoch aufgrund der ungenügenden Faktenlage bzgl. der tiefen, zentralen Bereiche des Beckens nur über eine grobe Abschätzung auf Basis von Annahmen für Geometrie, der räumlichen Lage der Quellen am nördlichen und südlichen Beckenrand sowie der jährlichen Quellschüttungen am südlichen Beckenrand möglich. Die durchgeführte Abschätzung erfolgte mit Hilfe der vereinfachten, allgemeinen Form der Darcy-Gleichung und der getroffenen Annahmen. Aufgrund der starken Beeinflussung des Grundwasserfließfeldes sowohl durch die Sümpfungsmaßnahmen des Bergbaus als auch durch den Betrieb von Salinen und Heilbädern ist die Großzahl der Quellen im Laufe der Zeit versiegt. Frei austretende Solequellen am Haarstrang sind heute nicht mehr bekannt. Die Grenze zwischen Süß- und Salzwasser hat sich durch die Salzwasserentnahme aus 62

73 den Brunnen nach Norden verschoben. In Bad Sassendorf erreichte diese Verschiebung zwischen den Jahren 1800 und 2000 etwa 1 km. Daher wurde der hydraulische Gradient im Grundwasser mit Hilfe der historischen Quelllokationskarte von HUYSSEN, A. (1855) und einem digitalen Geländemodell (USGS, AND JAPAN ASTER PROGRAM, 2011) mit einem Wert von 4,4 * 10-4 abgeschätzt. Die ursprünglichen, ungestörten Austrittspunkte der Solequellen lagen in einer Höhe um 100 m NHN. Der angenommene, effektive Querschnitt des Aquifers ergibt sich in etwa zu 75 km * 250 m. STRUCKMEIER (1990) bzw. MICHEL & STRUCKMEIER (1985) nehmen ferner für die Summe der jährlichen Quellschüttungen vor dem einsetzenden Bergbau und der kommerziellen Nutzung der salinen Grundwässer aus dem Cenoman-Turon-Aquifer einen Wert von ca. 1 Mio m³ an. Unter Berücksichtigung eines zusätzlichen Faktors bzgl. der Zumischung oberflächennaher Grundwässer beträgt die abgeschätzte, hydraulische Leitfähigkeit dann 2,8 * 10-6 m/s. Dieser Wert erscheint einerseits als möglicherweise zu hoch geschätzt in Bezug auf die tieferen Bereiche des Münsterländer Kreidebeckens. Andererseits bewegt sich das auf den konzeptionellen Annahmen über die herrschenden, hydraulischen Verhältnisse basierende Ergebnis noch immer im Rahmen der hydrogeologischen Plausibilität. Es wurde auch versucht, die Gebirgsdurchlässigkeit des tiefen Grundwasserstockwerks aufgrund des aus der Kreide den Steinkohlengruben des Ruhrgebietes zuströmenden Wassers abzuschätzen. Da die Sümpfungswässer unterschiedlicher Herkunft in der Zentralen Wasserhaltung der RAG AG zusammengeführt werden, ist eine direkte Ermittlung der aus dem Münsterland zuströmenden Wassermengen jedoch nicht möglich. Das effektive Porenvolumen des tiefen Grundwasser-Stockwerks wird gemäß Anlagen 15 und 16 mit n eff. 0,01 angenommen werden (vgl. auch Kapitel 3.2.1) Eingangsparameter der Modellierung der Szenarien 1 (Settings): Störungszonen Vom Beckenrand zum Zentrum gestaltet sich die Lokalisierung von Störungszonen aufgrund der spezifischen mechanischen Eigenschaften des Emscher Mergels als sehr schwierig. Insbesondere der fehlende Einfluss auf die Oberflächenmorphologie, aufgrund der wenig differenzierten Verwitterungseigenschaften des Ausgangsmaterials, gestaltet die Lokalisierung der Störungszonen, sowie deren vertikalen Versatzes als schwierig. In den meisten Fällen lassen sich nur mehr oder weniger breite Zonen möglicher Störungsverläufe beispielsweise aus Fotolineationen (ADLER & KRONBERG, 1976) ableiten. Darüber hinaus existieren einige Forschungsarbeiten, die sich mit der Identifikation weiterer Indikatoren wie zum Beispiel der regionalen und lokalen Ausrichtung des natürlichen, oberflächigen Drainagesystems, der räumlichen Verteilung von Grund- und Oberflächenwasserversalzungen, der Extrapolation von Störungsverläufen aus dem tiefen Steinkohlenbergbau durch das Deckgebirge oder einer Kombination dieser Methoden befassen (z. B. KÖTTER, LOTZE, 1958; HOYER, 1964; SCHNEIDER, 1964). Ein weiterer Proxy zur Lokalisierung von Störungszonen ist die Salinität der Grundwässer. Unter der Annahme, dass erhöhte Salinitäten aus der Vertikalströmung aus dem tiefen Cenoman- Turon-Grundwasserleiter stammen, können evtl. sogar effektive Transmissivitäten aus Mischungsberechnungen abgeleitet werden (siehe Abb. 3-5). Trotzdem bleiben erhebliche 63

74 Unsicherheiten über die Störungsverläufe aufgrund der Unsicherheit, wie die verschiedenen Wasserproben einzuordnen sind, bestehen. Es ist grundsätzlich die Frage, ob es sich um teufenabhängige Probenahmen, oder Mischproben handelt (z. B. KÖTTER, 1958). Dies stellt im Münsterländer Kreidebecken insofern ein sehr spezifisches Problem dar, da mit erhöhten Hintergrundkonzentrationen im Emscher Mergel bzw. einem generellen Anstieg der Salinität mit der Teufe zu rechnen ist. Derart bestimmte Konzentrationsverteilungen können damit zu mehrdeutigen Aussagen sowohl bezüglich der Lage als auch der hydraulischen Effektivität von Störungszonen führen (GEOLOGISCHER DIENST NORDRHEIN-WESTFALEN, 2011). Ähnliche Unsicherheiten lassen sich auf die Korrelation zwischen der Methan-Exhalation über die Bodenoberfläche und angenommene oder nachgewiesene Störungsverläufe übertragen, wenn thermogene und biogene Signaturen überlappen, wie z. B. im Steinkohlengebiet von Hamm (MELCHERS, 2008). Im Gegensatz zum Münsterländer Kreidebecken weisen die Methan- Exhalationen im Ruhrgebiet eine viel ausgeprägtere Betonung der thermogenen Signatur auf (THIELEMANN, 2000). Wie bereits in Kapitel dargelegt, gibt es bisher keine Hinweise auf Basis der Isotopensignatur im Grundwasser gemessenen Methans, die trotz vorhandener, erhöhter Salzfrachten auf merklich erhöhte effektive Transmissivitäten von Störungszonen hinweisen. Dennoch werden auf Basis des konservativen Ansatzes dieser Studie zur Quantifizierung potentieller Risiken durch hydraulisches Fracking bei der im Anschluss folgenden Bestimmung maximaler, effektiver Störungstransmissivitäten Annahmen getroffen, die eine solche Möglichkeit unterstellen (vgl. Kap ), indem die zusätzliche Salzfracht ausschließlich aus dem tiefen Cenoman-Turon-Aquifer abgeleitet wird. Es existieren weiterhin kaum Untersuchungen zur Beurteilung der hydraulischen Effektivität der zahlreichen Strontianitgänge im zentralen Münsterländer Kreidebecken, welche bis maximal 1945 abgebaut wurden. Bestimmungen der Methankonzentration in Bodengasen entlang bekannter Gänge durch MELCHERS (2008) erbrachte diesbezüglich keine zusätzlich auswertbare Information. Analog zu JOLLEY et al. (2007) verfolgten RUDOLPH et al. (2008) den bereits in Kapitel 3.3 kurz beschriebenen modellbasierten, geometrischen Ansatz der Ermittlung von lokalen Shale-Gouge- Ratios (SGR) nach (YIELDING et al., 1997) für ein relativ kleines Gebiet im westlichen Münsterland, nordwestlich von Dortmund, einem Gebiet mit aktivem und historischen Steinkohlenbergbau. Durch die Analyse, Auswertung und Interpretation der Lithostratographie auf Basis einer großen Anzahl von Bohrprofilen und der Ableitung eines räumlichen Modells einschließlich von Störungsversätzen ermöglichte die Berechnung von theoretischen Permeabilitäten auf Basis des SGR. Dieser SGR-Ansatz lässt sich am besten Anwenden auf Gebiete, für die eine große Zahl von Bohrungen mit detaillierten geologischen Profilen anwenden. Leider existierte keine vergleichbare Datenbasis für die hier untersuchten Gebiete. Zur Abschätzung effektiver Transmissivitäten der Störungszonen wurde der im Folgenden beschriebene konservative Ansatz auf Basis von Massenbilanzbetrachtungen eingesetzt, um maximale, noch plausible Transmissivitäten von Störungszonen für die einzelnen Settings im Münsterland abzuschätzen. 64

75 ExxonMobil Informations- & Dialogprozess über die Sicherheit und Umweltverträglichkeit der Fracking Maximale Transmissivitäten von Störungszonen für die Settings im Münsterländer Kreidebecken Wie bereits dargelegt, wurden aufgrund der spezifischen Situation im Münsterländer Kreidebecken und die weitgehend ungenügende Datenlage bezüglich der hydraulischen Effektivität sowie der genauen Lokation von Störungszonen maximale Äquivalent-Transmissivitäten auf Basis konzeptioneller Massenbilanzbetrachtungen berechnet. Diese beruhen auf Cl--Konzentrationen bzw. Frachten in den verschiedenen Modellkompartimenten (Abb. 3-6). Abb. 3-6 Konzeptmodell der Beziehungen zwischen den verschiedenen Modellkompartimenten zur Bestimmung der maximalen effektiven Störungstransmissivitäten über einen Mischungsansatz. Der Index S steht für Störung. Der gewählte Ansatz folgt der konservativen Herangehensweise. Den Cl--Bilanzen liegen Annahmen zu Modellkonzentrationen sowohl im Tiefengrundwasserleiter (Cl- = 50 g/l) als auch im unbeeinflussten oberflächennahen Grundwasser (Cl- = 12,5 mg/l) zugrunde. Aus Informationen zu den lokalen Grundwassergradienten und gesättigten, effektiven Mächtigkeiten der quartären Lockergesteinseinheit (GEOLOGISCHER DIENST NORDRHEIN-WESTFALEN, 1981, 1997, 2006) lassen sich mit Gleichungen 3 und 4 schließlich integrale Transmissivitäten berechnen: TStörung = QStörung / grad_hstörung (Gl. 3) (QQuartär + QStörung) * CMix = QQuartär * CQuartär + QStörung * CStörung (Gl. 4) - mit Q als Abflussrate, C als Cl -Konzentration, grad_h als lokaler, vertikaler Gradient und T als Transmissivität der Störungszone. Während die physikalischen Größen der Bilanzgleichung (Gl. 4) relativ einfach für die quartäre Auflage aus Karten und anderen öffentlich zugänglichen Datensätzen zu ermitteln sind, können Volumenstrom und Transmissivität der potentiellen Störungszone nur schwer ohne erheblichen Zusatzaufwand abgeschätzt werden. Dafür lassen sich 65

76 jedoch sowohl die Unterschiede im Druckpotential der tiefen und oberflächennahen Grundwasser als auch die Mischungskonzentrationen messen. Durch Ersetzen des unbekannten Volumenstroms (QStörung) über die Störungszone durch das Produkt T Störung * grad_h Störung (vgl. Gl. 3) verbleibt T Störung als einzige Unbekannte in Gl. 4. Während in Abbildung 3-6 die Relationen zwischen den einzelnen Modellkompartimenten dargestellt sind, zeigt Abbildung 3-7 beispielhaft die Abhängigkeiten der möglichen, theoretischen Transmissivitäten der angenommenen Störung am Setting Nordwalde von den standortspezifischen Eigenschaften des quartären, oberflächennahen Lockergesteinsaquifers insbesondere vom spezifischen Grundwasserabfluss, von der minimalen und maximalen effektiven, gesättigten Mächtigkeit, und von der Verteilung des Druckpotentials basierend auf den statistischen Lagemaßen des 1., 2. und 3. Quartils. Im Folgenden soll die Herangehensweise noch einmal verdeutlicht werden. Im Fall des Münsterländer Kreidebeckens bestand die Zielstellung eine obere Grenze von Störungspermeabilitäten für die einzelnen Settings zu definieren bzw. abzuschätzen, die auf verfügbaren, realen Daten beruhen und dem konservativen Ansatz der Studie gerecht werden. Die daraus resultierenden Transmissivitäten stellen jedoch auch extreme Werte am oberen Ende des Plausibilitätsbereiches dar und lassen den Einfluss der erhöhten Hintergrundsalinität im Emscher Mergel unberücksichtigt. Obwohl die auf Basis der errechneten Transmissivitäten durchgeführten Simulationen zeigen, dass auch für die hier getroffenen extremen konzeptionellen Annahmen die aufwärtsgerichtete vertikale Strömung von Frackfluiden während der Hochdruckphase keine wesentliche Gefährdung für das oberflächennahe Grundwasser darstellt, konnten für die Simulation des regionalen Transports (Szenario 2) realistischere Permeabilitäten bestimmt werden. Im Gegensatz zu Einzelmessungen in einzelnen Bohrungen, die eine hohe Variabilität aufweisen, kann davon ausgegangen werden, dass aufgrund der räumlich großskaligen Bestimmungsmethode im Cenoman-Turon-Grundwasserleiter entsprechend realistische Werte für dessen Permeabilität berechnet werden konnten. Der verwendete konzeptionelle Ansatz basiert auf folgenden Annahmen und Arbeitsschritten: Chlorid-Konzentrationen von 50 g/l im Cenoman-Turon-Aquifer: keine In-situ- Messungen vorhanden, Abschätzung orientieren sich an beobachteten, maximalen Konzentrationen in Quellen (vgl. Kap ). Chlorid-Mischungskonzentrationen stammen aus publizierten Felddaten im Bereich der Settings (vgl. Kap ). Die lokale Verteilung der hydraulischen Gradienten (grad_h) wurde aus einem durch das Landesamt für Natur, Umwelt und Verbraucherschutz des Landes Nordrhein- Westfalen (LANUV NRW) zur Verfügung gestellten unveröffentlichten 66

77 Grundwassergleichenplan des Münsterländer Kreidebeckens mit Hilfe von ArcGIS ermittelt. Die Abschätzung des spezifischen Volumenstroms im oberflächennahen, quartären Grundwasserleiter erfolgte anschließend mittels der berechneten Quartile der lokalen Gradientenverteilung, der gesättigten, effektiven Mächtigkeit des Quartärs sowie der gegebenen hydraulischen Leitfähigkeitsklassen. Letztere wurden den offiziellen hydrogeologischen Karten (1:50.000) sowie den zugehörigen Erläuterungen des Geologischen Dienstes Nordrhein-Westfalen entnommen. Der hydraulische Gradient entlang der potentiellen Störungen wurde aus der Differenz der lokalen hydraulischen Potentiale im Cenoman-Turon-Aquifer und im oberflächennahen, quartären Grundwasserleiter abgeschätzt. Die integrale Transmissivität der betrachteten potentiellen Störung verbleibt als eigentliche Zielgröße. Abb. 3-7 Berechnete Transmissivitäten für den Standort Nordwalde in Abhängigkeit des spezifischen Abflusses im quartären, oberflächennahen Lockergesteinsaquifer für minimale und maximale gesättigte Mächtigkeiten auf Basis der offiziellen hydrogeologischen Karten NRW 1: (GEOLOGISCHER DIENST NORDRHEIN-WESTFALEN, 1981, 1997, 2006), des Grundwassergleichenplanes für das Münsterländer Kreidebecken (LANUV NRW) sowie einer Auswertung der verfügbaren Literatur (vgl. Kap ). Die unterschiedlichen Symbole entlang der Funktionsgeraden entsprechen unterschiedlichen Transmissivitäten unter Berücksichtigung der Lagemaße der Verteilungen des hydraulischen Potentials im weiteren Umfeld des gewählten Settings. 67

78 4. Modellierung des Transports von Frack-Fluiden, Lagerstättenwasser und Methan 4.1. Identifikation der möglichen Fließpfade von Frack-Fluiden, Lagerstättenwasser und Methan in tiefe und oberflächennahe Grundwasserleiter In diesem Abschnitt sollen die möglichen Fließpfade für Frack-Fluide und Methan im Untergrund identifiziert und erläutert werden. Abb. 4-1 Mögliche Fließpfade von Frack-Fluiden, Lagerstättenwasser und Methan ins Grundwasser Gelöste Stoffe aus dem Frack-Fluid oder dem Lagerstättenwasser F1 Fluss durch vorhandene oder erzeugte Klüfte: Die Frack-Fluide werden durch eine Kluft (Störungszone) aufgrund des erzeugten Überdruckes in ein Grundwassersystem transportiert. Nach dem Frack-Vorgang (ca. 2 Stunden) normalisieren sich die Druckverhältnisse und dieser Fluss verebbt. F2 Eintrag über Umläufigkeiten am Brunnen: Eventuell könnten Fluide durch den Brunnen (z.b. bei fehlerhafter Installation) in den Grundwasserleiter gelangen. Dies setzt eine undichte Zementierung oder einen unvollkommenen Abschluss zwischen Brunnenzement und Gestein voraus. F3 Eintrag aufgrund eines Unfalls an der Oberfläche: In dem Fall würde es sich entweder um einen einmaligen Eintrag von großen Mengen oder einen kontinuierlichen Eintrag, der unbemerkt bleibt, handeln. 68

79 Methan M1 Fluss durch vorhandene oder erzeugte Klüfte: Hier gilt das gleiche Prinzip wie F2, allerdings setzt sich, aufgrund der Dichteunterschiede, der nach oben gerichtete Fluss von Methan solange fort, wie Methan in freier Phase vorliegt. M2 Eintrag über Umläufigkeiten am Brunnen: Siehe F2. M3 Fluss von Methan durch das Gestein: Es ist nicht auszuschließen, dass Methan durch den Frack-Vorgang freigesetzt wird und durch die erzeugten Risse (Fracks) aus dem Zielhorizont entweicht. Dieses Methan wäre nun weder durch Adsorption gebunden noch durch geringe Gesteinspermeabilitäten an der Freisetzung gehindert und kann so aufgrund der Dichteunterschiede aufwärts strömen Einschränkungen, generelle Zielsetzungen und Vorgehensweise der Modellierung Hydrogeologische Systeme, wie sie in der Natur vorkommen, sind immer heterogene Systeme, in denen hydraulische Parameter wie die effektive Porosität (Anteil des Porenvolumens am Gesamtvolumen des Gesteins) und vor allem die Permeabilität (Strömungswiderstand) des Gesteins örtlich um Größenordnungen variieren können. Will man in diesen Systemen die Ausbreitung von Fluiden prognostizieren, so müssen Randbedingungen und die hydraulischen Parameter des porösen Mediums (das Gestein wird in der Modellvorstellung als poröses Medium behandelt) bekannt sein. Mit Hilfe von Laborexperimenten und hydraulischen Feldversuchen werden diese Parameter in der Praxis bestimmt und Modelle kalibriert. Eine Übertragung von hydraulischen Parametern von einem Standort zum nächsten ist in der Regel problematisch, da die charakteristischen Besonderheiten der Standorte auch bei prinzipiell gleichen Gesteinstypen stark verschieden sein können. Hydrogeologische Simulationen können nur belastbare Zahlen für einen Standort liefern, wenn die Feldparameter zuvor durch Messung hinreichend bestimmt wurden. Durch den Frack-Vorgang entstehen Risse und Klüfte in der Lagerstätte (Zielhorizont). Mit Zielhorizont ist hier die gasführende Schicht (Schiefer oder Kohleflöz) gemeint. Diese Klüfte sind in der Regel sehr viel durchlässiger als das Umgebungsgestein. Um Strömungsprozesse in dieser Art von Gesteinen zu beschreiben, werden detaillierte Kluft-Modelle benötigt, in die die unterschiedliche hydraulische Parametrisierung von Klüften und Umgebungsgestein eingeht. Eine genaue Analyse des Frack-Vorgangs sowie der Förder- und der Nachförder-Phase durch Simulationen benötigt einen Teststandort mit Monitoring, an dem Modelle kalibriert und validiert werden können. Validierung bedeutet, dass das gewählte Modell die physikalischen Prozesse im betrachteten System ausreichend beschreiben kann. Diese Vorgehensweise ist im Rahmen dieses Gutachtens nicht vorgesehen. Stattdessen wird für die im Folgenden beschriebenen Szenarien die Lagerstätte nicht direkt in den Modellaufbau mit einbezogen, sondern sie wird durch Randbedingungen für darüber liegende Schichten im Sinne des konservativen Ansatzes (vgl. Kap ) berücksichtigt. Was dies für die einzelnen Szenarien bedeutet, wird in den folgenden Abschnitten erläutert. Es wurden keine Szenarien für die im vorigen Abschnitt erläuterten Fließpfade F2, F3 und M2 aufgestellt. Diesen Fließpfaden geht ein Versagen im technischen System voraus. Um hier den 69

80 Transport von Fluiden in oberflächennahen Grundwasserleitern mit belastbaren Zahlen simulieren zu können, wird ein standortabhängiges und kalibriertes Grundwassermodell, wie bereits oben beschrieben, benötigt. Um technischem Versagen vorzubeugen, wird zum einen ein gutes Monitoring vorausgesetzt, welches ein Entweichen von Fluiden in das Grundwasser frühzeitig erkennen lässt, zum anderen sollte auf bereits bestehende bzw. im Rahmen der Erkundung vom Betreiber erstellte Grundwassermodelle zurückgegriffen werden, um die Ausbreitung einer Schadstofffahne simulieren zu können. In den Einzugsgebieten der Wasserversorger sind oftmals bereits Grundwassermodelle erstellt worden. Ist kein entsprechendes Modell vorhanden, so kann der Betreiber bei der Erkundung ein lokales Grundwassermodell erstellen und Felddaten aus Pumpversuchen und den von ihm erstellten geologischen Modellen einbeziehen. Die in diesem Gutachten erstellten Szenarien beziehen sich auf die im vorigen Abschnitt dargestellten Fließpfade F1, M1 und M3. Aus den oben beschriebenen Einschränkungen für die Modellierung (keine Standort bezogenen Felddaten, keine kalibrierten Modelle) haben die erstellten Szenarien Prinzip-Modell Charakter (qualitative statt quantitative Auswertung). Ziel dieser Untersuchungen ist deshalb zu klären, ob und falls ja, unter welchen Umständen Frack- Flüssigkeit oder Methan aus der gasführenden Schicht in höher gelegene Schichten entweichen können. Weiterhin sollen die Simulationsergebnisse helfen Die relevanten Prozesse zu identifizieren Die relevanten Prozesse zu veranschaulichen sowie Die Größenordnung der Stoffausbreitung abzuschätzen. Die Annahmen und Vereinfachungen, auf denen die Szenarien aufbauen, sind im Sinne des konservativen Ansatzes, wie er in Kapitel 1 erläutert wird, getroffen und sollen unwahrscheinliche, aber dennoch physikalisch mögliche Extremfälle diskutieren Szenarien-Erstellung und Erläuterung der getroffenen Annahmen Insgesamt wurden drei Typen von Szenarien entwickelt, im Folgenden Szenario 1 bis 3 genannt. Diese Szenarien können nach den folgenden Kriterien unterschieden werden: Art der Strömungs- und Transportvorgänge treibenden Kräfte (z. B. Gravitationskräfte, kapillare Kräfte, vertikaler Druckgradient) Zeitspanne (2 Std. für den Frack-Vorgang, 100 Jahre für die Methanmigration) Örtliche Ausdehnung (kleinskalig in Bohrlochumgebung (~1 km), großskaliger Schnitt durch das Münsterländer-Becken (~100 km) Transportierte Phase (Frack-Fluide und Methan) Szenario 1 und 2 beschreiben die Ausbreitung der Frack-Flüssigkeit bzw. des Lagerstättenwassers im Untergrund. Die Frack-Flüssigkeit wird in beiden Szenarien als konservativer Tracer in der Wasser-Phase angenommen, d. h. es werden keine Adsorption und kein biologisch/chemischer Abbau berücksichtigt, was über längere Zeiträume zu einer Verringerung der Konzentrationen 70

81 ExxonMobil Informations- & Dialogprozess über die Sicherheit und Umweltverträglichkeit der Fracking führen würde. Je nach Art der Frack-Flüssigkeit (die Zusammensetzung variiert hier stark) hat diese unterschiedliche Viskositäten, die in der Regel größer sind als die von Wasser. Die Annahme eines Frack-Fluids als konservativer Tracer in der Wasserphase ist daher eine konservative Annahme, da die niedrigere Viskosität von Wasser im Vergleich zur Frack-Flüssigkeit die Ausbreitung begünstigt. Mit diesem Ansatz ist es möglich, die Betrachtung nicht nur auf die FrackFluide zu beschränken, sondern auch auf das aus der gasführenden Schicht verdrängte Lagerstättenwasser zu erweitern, da mögliche Spurenstoffe aus dem Lagerstättenwasser ebenso als konservativer Tracer in der Wasserphase beschrieben werden können. Die aus der gasführenden Schicht verdrängte Flüssigkeit könnte auch eine beliebige Mischung aus Frack-Fluid und Lagerstättenwasser sein. Im Folgenden wird vereinfachend von Frack-Fluid gesprochen. Szenario 3 beschreibt eine möglich Ausbreitung von Methan aus der gasführenden Schicht in darüber liegende Schichten Szenario 1: Annahmen und Ziele In Szenario 1 wird eine mögliche Migration von Frack-Fluiden während des Frack-Vorgangs in Grund- und Tiefenwasserleiter über der gasführenden Schicht untersucht. Als treibende Kraft wurde hier der beim Frack-Vorgang erzeugte vertikale Druckgradient identifiziert, welcher zur Frack-Bildung aufgebracht wird. Wie im letzten Abschnitt erläutert, wird die gasführende Schicht nicht direkt simuliert, sondern als Randbedingung in die Simulation einbezogen. Es werden verschiedene beim Frack-Vorgang erzeugte Überdrücke an der Grenze zwischen gasführender Schicht und Deckgebirge für die Dauer des Frack-Vorgangs als Randbedingung angesetzt. Mit Überdruck ist hier der zusätzlich zum hydrostatischen Druck aufgebrachte Druck gemeint. Der Aufbau des Szenarios ist schematisch in Abb. 4-2 dargestellt. Abb. 4-2 Schematischer Aufbau des Modellgebiets von Szenario 1. Darüber hinaus illustriert Abbildung 4-3 den Druckverlauf (Randbedingung) an der Grenze zwischen gasführender Schicht und Deckgebirge. In den Simulationen wirkt dieser Druck entweder direkt an einer Störungszone oder in der Umgebung des ungestörten Deckgebirges. Szenario 1 71

82 wird für die verschiedenen in Kapitel 2.3 erläuterten Settings berechnet und zieht somit auch deren Parameterverteilungen (Mächtigkeit, Porosität und Permeabilität) mit ein. Abb. 4-3 Qualitativer Verlauf der Druckrandbedingung an der Grenze zwischen Lagerstätte und Deckgebirge. Die Annahme, dass der beim Frack-Vorgang erzeugte Überdruck direkt an der Grenze zwischen gasführender Schicht und Deckgebirge anliegt, ist eine konservative Annahme, da dies impliziert, dass die beim Frack-Vorgang erzeugten Risse sich bis ins Deckgebirge hin ausbreiten. Des Weiteren wird kein Druckabfall zwischen der Bohrung (hier herrscht der maximale Druck) und dem Deckgebirge angenommen. In der Realität wäre hier sicherlich ein gewisser Druckabfall zu erwarten. Der maximale Druck wird für einen Zeitraum von 2 Stunden als konstant angenommen. In der Realität ist dies wiederum nicht zu erwarten. Würden Frack-Fluide in eine Störungszone dringen, könnte sich der Druck durch die Störungszone abbauen. Abb. 4-4 Graphische Darstellung der konservativen Annahmen, welche in Szenario 1 eingehen (Beispielhaft für eine Schichtung im Münsterländer Becken). Alle für Szenario 1 getroffenen Annahmen sind zusammenfassend grafisch in Abbildung 4-4 dargestellt. Als Zielvariable wurde die vertikale Aufstiegshöhe der Frack-Fluide bzw. des Lagerstättenwassers herangezogen. Diese Variable beschreibt qualitativ, wie weit eine mögliche 72

83 Kontamination unter ungünstigen Bedingungen migrieren kann, aufgrund des beim Frack-Vorgang erzeugten Überdrucks Szenario 2: Annahmen und Ziele In Szenario 2 wird der Langzeittransport der Frack-Fluide entlang eines natürlichen horizontalen Gradienten betrachtet. Das Modellgebiet basiert auf dem hydrogeologischen Schnitt durch das Münsterländer Becken (siehe Kap ). Zur besseren Übersicht ist der Schnitt noch einmal in Abbildung 4-5 dargestellt. Der 2-D Schnitt hat eine Ausdehnung von ca. 100 km in der Horizontalen und 2 km in der Vertikalen. Im Gegensatz zu Szenario 1, wo ein möglicher Migrationspfad der Frack-Fluide aus der gasführenden Schicht in das Deckgebirge betrachtet wird, wird in Szenario 2 von vornherein angenommen, dass eine gewisse Menge an Frack-Fluid bereits zu Beginn der Simulation in den Cenoman-Turon Tiefengrundwasserleiter eingedrungen ist. Die weiter oben bereits erläuterte Annahme, dass das Frack-Fluid als konservativer Tracer betrachtet wird (kein Abbau, keine Adsorption an der Gesteinsmatrix, keine Matrixdiffusion), führt über längere Zeiträume zu einer starken Überschätzung der Konzentrationen. Da das salzhaltige Wasser des Tiefengrundwasserleiters Cenoman-Turon eine höhere Dichte hat und somit schwerer ist als das Wasser der oberflächennahen Grundwasserleiter, ist ein Aufstieg des Tiefenwassers nur möglich, falls im Cenoman-Turon ein höherer Druck (fachlich korrekter: Ein höheres hydraulisches Potential) herrscht im Vergleich zu den oberflächennaheren Schichten. Abb. 4-5 Schnitt durch das Münsterländer-Becken mit beispielhafter Störungszone. Eine weitere Möglichkeit für eine vertikale Migration von Frack-Fluiden oder Lagerstättenwasser besteht durch den Dichteunterschied zwischen dem leichteren Frack-Fluid und dem schwereren, salzhaltigen Lagerstättenwasser. Hieraus resultiert eine Auftreibskraft, welche zu verstärkten vertikalen Flüssen führen könnte. Dieser Effekt wurde hier jedoch nicht genauer untersucht. Untersuchungen diesbezüglich erschienen kürzlich in Journal Groundwater (MYERS, 2012). Diese gespannten Druckverhältnisse kommen im Münsterländer-Becken vor (siehe Kap und 2.2.2) und können je nach Ort unterschiedlich stark ausgeprägte vertikale Gradienten erzeugen. Falls im Bereich eines vertikalen Gradienten eine Störungszone mit erhöhten Permeabilitäten vorliegt, kann dies zu einem Aufstieg des Tiefenwassers führen und stellt auch für die mögliche Ausbreitung der Frack-Fluide einen Migrationspfad dar. In Abb. 4-6 sind noch einmal alle Annahmen für Szenario 2 zusammengestellt. 73

84 Das Ziel dieses Szenarios ist es zu zeigen, ob es unter konservativen, aber noch plausiblen Szenario-Annahmen zur vertikalen Migration der Frack-Fluide entlang einer Störungszone kommen kann. Hierfür werden entsprechende Permeabilitäts- und Porositäts-Verteilungen, sowie eine beispielhafte Störungszone angesetzt, entlang derer die vertikale Ausbreitung stattfinden kann. Abb. 4-6 Grafische Darstellung der konservativen Annahmen, welche in Szenario 2 eingehen (Beispielhaft für eine Schichtung im Münsterländer Becken) Szenario 3 Annahmen und Ziele In Szenario 3 soll der Langzeit-Transport (100 Jahre) von Methan aus der gasführenden Schicht durch das Deckgebirge simuliert werden. Die maßgebende Kraft in diesem Fall ist die Gravitation (Dichteunterschied zwischen der gasförmigen und deshalb wesentlich leichteren Methan-Phase und der Wasser-Phase). Weiterhin führen kapillare Kräfte aufgrund der unterschiedlichen hydraulischen Eigenschaften der einzelnen Schichten im Deckgebirge zu einer lateralen Ausbreitung des Methans. Auch in diesem Szenario ist eine Beschreibung der Prozesse in der gasführenden Schicht nicht möglich, ohne die Einbeziehung eines komplexen geologischen Modells und der Berücksichtigung der Kluft-Strukturen. Der Modellaufbau ist so weit wie möglich analog zum Aufbau von Szenario 1 gehalten. Der schematische Szenario-Aufbau wird in Abbildung 4-7 dargestellt. Als Randbedingung zwischen der gasführenden Schicht und dem Deckgebirge wird ein Methan- Fluss (Rate) angesetzt, welcher in das Deckgebirge eindringt. Die genaue Bestimmung dieser Rate wird noch in Kapitel im Rahmen des detaillierten Szenario-Aufbaus erläutert. Jedoch sollte erwähnt werden, dass die Annahme dieser Rate sehr konservativ ist, da eine konstante Ausgasung des Gasreservoirs zu Grunde gelegt wird. Dies ist allerdings sehr unwahrscheinlich. 74

85 ExxonMobil Informations- & Dialogprozess über die Sicherheit und Umweltverträglichkeit der Fracking Abb. 4-7 Schematischer Aufbau des Modellgebiets von Szenario 3. Simuliert werden die hydrogeologischen Settings in Niedersachsen für Schiefergas und Tight Gas Standorte, siehe Kapitel 2.3. Einen großen Einfluss auf den Verbleib des Methans hat die residuale Sättigung. Die Sättigung einer Phase ist ihr Volumenanteil am Gesamtporenvolumen. Fließt Methan durch den Porenraum, so bleibt ein gewisser Anteil des Methans aufgrund von kapillaren Effekten immobilisiert zurück, d. h. im Porenraum gefangen (residuales Trapping). Dieser immobile Anteil wird als residuale Sättigung bezeichnet (HELMIG, 1997). Die residuale Sättigung des Methans variiert sehr stark in verschiedenen Gesteinstypen und hat einen großen Einfluss auf die Menge an Methan, welche migrieren kann. Weitere für die Methanmigration relevante Faktoren sind: Heterogenitäten (Änderung der Gesteinseigenschaften) haben einen sehr großen Einfluss auf das Fließverhalten der Methan-Phase. Schichtneigungen haben einen großen Einfluss auf das Fließverhalten (z. B. Antiklinale Strukturen) Heterogenitäten und Schichtneigungen wurden jedoch nicht im Aufbau des Szenarios berücksichtigt. Die Störungszonen werden durchgehend homogen parametrisiert, analog zu Szenario 1. Die für dieses Szenario getroffenen Annahmen sind in Abbildung 4-8 schematisch zusammengefasst. Aufgrund der großen Unsicherheiten sowohl bei der Festlegung der Randbedingungen als auch bei der hydraulischen Parametrisierung der Settings, sind die Simulationsergebnisse nur als qualitative Aussagen zu betrachten, d. h. ob, und unter welchen Umständen Methan migrieren kann. Es werden hier zwei Fälle unterschieden: Die Störungszone zieht sich durch das gesamte Deckgebirge Die Permeabilität der Störungszonen ist im Bereich der Steinsalz Schichten reduziert 75

86 Des Weiteren wird die residuale Sättigung variiert, um den großen Einfluss dieses Parameters zu verdeutlichen. Abb. 4-8 Graphische Darstellung der konservativen Annahmen, welche in Szenario 3 eingehen (Beispielhaft für eine Schichtung im Münsterländer Becken) Detaillierter Aufbau, Ergebnisse und Diskussion der Modelle In diesem Abschnitt soll der detaillierte Szenario-Aufbau erläutert werden. Anschließend werden die Ergebnisse der Simulationen beschrieben, dargestellt und interpretiert. Alle Simulationen in dieser Studie wurden mit der Software DuMu x erstellt. DuMu x ist eine Open-Source Software zur Berechnung von Strömungen und Transport in porösen Medien (FLEMISCH et al., 2010). In diesem Kapitel werden Permeabilitäten anstelle von Kf-Werten verwendet. Zur Umrechnung in eine Permeabilität muss der Kf-Wert (welcher wasserspezifische Eigenschaften, wie dynamische Viskosität und Dichte enthält) mit dem Faktor 10-7 [s m] multipliziert werden Szenario 1: Detaillierter Modellaufbau und Ergebnisse Detaillierter Modellaufbau Für die Simulationen in Szenario 1 wurde ein 1-Phasen (Wasser) 3-Komponenten (Wasser, Salinität und konservativer Tracer) Modell verwendet. Die Salinität nimmt mit der Teufe zu. Sie hat einen maximalen Wert von 0.1 kg-nacl / kg-wasser. Der konservative Tracer kann für jede Komponente aus der gasführenden Schicht stehen und kann somit stellvertretend als Indikator für die Ausbreitung von Wasser aus der gasführenden Schicht interpretiert werden (also Frack-Fluide oder Lagerstättenwasser). Die Dichte der Wasser Phase ist neben Druck und Temperatur auch eine Funktion der Salinität. Alle Parameter, welche in die Strömungsgleichung eingehen, sind in Tabelle 4-1 mit den jeweiligen Quellen angegeben. 76

87 Das Modellgebiet ist in Abbildung 4-2 dargestellt, wobei aufgrund der Symmetrie nur ein Viertel des gesamten Modellgebietes simuliert wird. Die einzelnen Simulationen sind entsprechend der hydrogeologischen Settings parametrisiert, siehe Kapitel 3.5. In Niedersachsen wurden, wie in Kapitel 3.3 erläutert, Literaturwerte herangezogen, um die Störungszonen zu charakterisieren. In allen Szenarien wurde die Breite der Störungszonen auf 30 m festgelegt, (siehe Abb. 4-9). Es wurde eine Eindringfläche von 100 m auf 30 m gewählt, direkt unterhalb der Störungszone bzw. dem Deckgebirge. An der in den Abbildungen 4-2 und 4-9 gezeigten Eindringfläche wird eine Festpotential- Randbedingung definiert, d. h. der für den Frack-Vorgang benötigte Druck, die Tracer- Konzentration und Salinität in der Wasser-Phase werden fest vorgegeben. Es werden Überdrücke zwischen 50 bar und 700 bar angenommen, die beim Frack-Vorgang möglich sind. Der Druck welcher beim Frack-Vorgang angesetzt werden muss, steigt mit der Teufe. Deshalb variieren die maximalen Drücke für die einzelnen Szenarien. Die Simulationszeit beträgt 12 Stunden, wobei hier die ersten 2 Stunden für den Frack-Vorgang selbst (hohe Drücke) und anschließend 10 Stunden für die Entspannungsphase angesetzt sind. Eine Übersicht über die einzelnen Parameter, die für die verschiedenen Settings variiert wurden, gibt Tabelle 4-2. In Szenario 1 wird für jedes Setting zwischen zwei Fällen unterschieden: Referenz-Szenario ohne Störungszone, Störungszone mit Parametrisierung nach Tabelle 4-2. Für die äußeren Seitenflächen, sowie auf der oberen Randfläche wurden Festpotential Ränder mit hydrostatischer Druckverteilung gewählt. Somit kann das Fluid im System auch über die Seitenflächen abströmen. Der Simulationsaufbau sowie beispielhafte Ergebnisse für den Standort Borken sind in Abbildung 4-10 dargestellt. Abb. 4-9 Draufsicht auf das Modellgebiet und das simulierte Gebiet (ein Viertel des Modellgebiets). 77

88 ExxonMobil Informations- & Dialogprozess über die Sicherheit und Umweltverträglichkeit der Fracking Tab. 4-1 Auflistung aller im Modell verwendeten Parameter mit Referenzen. Parameter Dichte Salzwasser Viskosität Salzwasser Diffusionskoeffizient für Salz und konservativen Tracer in der Wasser-Phase Einheit Abhängigkeiten Referenz kg/m3 Druck, Temperatur, Salinität BATZLE & WANG, 1992 kg/(ms) Druck, Temperatur, Salinität BATZLE & WANG, 1992 m2/s Konstant: 1*10-9 Tab. 4-2 Obere und untere Grenze der für die Simulation eingesetzten Parameter der Störungszone. Setting Borken Obere Grenze Untere Grenze (Störungszonenparameter) (Störungszonenparameter) Permeabilität [m²] Porosität [-] Überdruck [bar] Permeabilität [m²] Porosität [-] Überdruck [bar] 1,8* , ,7* , , Bad Laer -14 9,1*10 0, ,7*10 Nordwalde 5,9* , ,5* , , Lünne 1,0* , ,0*10 Damme 1,0* , ,0* , QuakenbrückOrtland 1,0* , ,0* , Vechta 1,0* , ,0* , Abb Links - Aufbau von Szenario 1. Rechts - Beispielhafte Ergebnisse für das Setting Borken. 78

89 Ergebnisse und Diskussion: Die Ergebnisse der Simulationen für die drei münsterländer und vier niedersächsischen Settings sind individuell in den Tabellen 4-3 bis 4-9 aufgelistet. Abbildungen 4-11 und 4-12 zeigen die Aufstiegshöhe des Frack Fluids für unterschiedliche Überdrücke bei niedriger bzw. hoher Permeabilität der Störungszone. Es zeigt sich, dass in den Settings in Niedersachsen (Lünne, Damme, Quakenbrück-Ortland und Vechta) keine nennenswerte vertikale Migration während des Frack-Vorgangs stattfindet, selbst unter Annahme von Überdrücken bis zu 700 bar (Quakenbrück- Ortland und Vechta) über 2 Stunden. Dies lässt sich mit den geringen Permeabilitäten der Störungszonen in Niedersachsen erklären (1*10-16 m 2 ). In den Tabellen 4-6 bis 4-8 ist bei maximalem Überdruck eine größere, vom Betrag her jedoch noch immer sehr geringe vertikale Ausbreitung in den Fällen ohne Störungszone zu beobachten. Dies lässt sich mit der besseren Durchlässigkeit des Deckgebirges im Vergleich zur Störungszone begründen. In den Settings Bad Laer und Borken in Nordrhein-Westfalen sind stärkere vertikale Ausbreitungshöhen zu beobachten. So werden in Bad Laer Ausbreitungshöhen von bis zu 50 m erreicht (Bad Laer: Simulation 9), in Borken ca. 20 m (Borken: Simulation 9). Dies lässt sich mit den hohen Permeabilitäten der Störungszonen von bis zu 9*10-14 m 2 in Bad Laer erklären. In den Referenzfällen ohne Störungszone gibt es in allen Settings keine nennenswerte Ausbreitung der Frack-Fluide bzw. des Lagerstättenwassers. Die Ausbreitung hängt daher vor allem von der hydraulischen Parametrisierung der Störungszone ab. Die Simulationsergebnisse zeigen, dass eine begrenzte vertikale Ausbreitung (maximal 50 m im Setting Bad Laer) möglich ist, falls die Störungszone hohe Durchlässigkeiten aufweist. Die Annahme, dass ein Druck von bis zu 300 bar direkt an der Störungszone für eine Zeitdauer von 2 Stunden anliegt, ist jedoch extrem konservativ, da hiermit ein hoher Verlust an Frack-Fluid einhergehen würde, welcher im Normalfall nach kurzer Zeit vom Betreiber detektiert werden müsste. Tab. 4-3 Ergebnisse der Simulation von Szenario 1 für das Setting Bad Laer. In der Tabelle ist eine Übersicht über die variierten Parameter gegeben. Bei den Simulationen ohne Störungszonenparameter wird die Druck-Randbedingung direkt am Deckgebirge angesetzt. Simulation Überdruck [bar] Permeabilität Störungzone [m 2 ] Porosität Störungzone [-] Breite Störungzone [m] Vertikale Migrations-Länge [m] ,7* , ,1* , ,7* , ,1* , ,7* , ,1* ,

90 Aufstiegshöhe bei niedrigen standortspezifischen Störungszonen Permeabilitäten und Porositäten Aufstiegshöhe [m] Überdruck [bar] BadLaer Borken Nordwalde Lünne Damme Quakenbrück- Ortland Vechta Abb Aufstiegshöhe bei niedrigen standortspezifischen Permeabilitäten und Porositäten der Störungszonen. Tab. 4-4 Ergebnisse der Simulation von Szenario 1 für das Setting Borken. In der Tabelle ist eine Übersicht über die variierten Parameter gegeben. Bei den Simulationen ohne Störungszonenparameter wird die Druck- Randbedingung direkt am Deckgebirge angesetzt. Simulation Überdruck [bar] Permeabilität Störungzone [m 2 ] Porosität Störungzone [-] Breite Störungzone [m] Vertikale Migrationslänge [m] ,7* , ,8* , ,7* ,8* , ,7* , ,8* ,

91 50 Aufstiegshöhe bei hohen standortspezifischen Störungszonen Permeabilitäten und Porositäten Aufstiegshöhe [m] BadLaer Borken Nordwalde Lünne Damme Quakenbrück-Ortland Überdruck [bar] Vechta Abb Aufstiegshöhe bei hohen standortspezifischen Permeabilitäten und Porositäten der Störungszonen Tab. 4-5 Ergebnisse der Simulation von Szenario 1 für das Setting Nordwalde. In der Tabelle ist eine Übersicht über die variierten Parameter gegeben. Bei den Simulationen ohne Störungszonenparameter wird die Druck-Randbedingung direkt am Deckgebirge angesetzt. Simulation Überdruck [bar] Permeabilität Störungzone [m 2 ] Porosität Störungzone [-] Breite Störungzone [m] Vertikale Migrations-Länge [m] ,5* , ,9* , ,5* , ,9* , ,5* , ,9* ,

92 Tab. 4-6 Ergebnisse der Simulation von Szenario 1 für das Setting Lünne. In der Tabelle ist eine Übersicht über die variierten Parameter gegeben. Bei den Simulationen ohne Störungszonenparameter wird die Druck- Randbedingung direkt am Deckgebirge angesetzt. Simulation Überdruck [bar] Permeabilität Störungzone [m 2 ] Porosität Störungzone [-] Breite Störungzone [m] Vertikale Migrations-Länge [m] ,0* , ,0* , ,0* , ,0* , ,0* , ,0* , Tab. 4-7 Ergebnisse der Simulation von Szenario 1 für das Setting Damme. In der Tabelle ist eine Übersicht über die variierten Parameter gegeben. Bei den Simulationen ohne Störungszonenparameter wird die Druck- Randbedingung direkt am Deckgebirge angesetzt. Simulation Überdruck [bar] Permeabilität Störungzone [m 2 ] Porosität Störungzone [-] Breite Störungzone [m] Vertikale Migrations-Länge [m] ,0* , ,0* , ,0* , ,0* , ,0* , ,0* ,

93 Tab. 4-8 Ergebnisse der Simulation von Szenario 1 für das Setting Quakenbrück-Ortland. In der Tabelle ist eine Übersicht über die variierten Parameter gegeben. Bei den Simulationen ohne Störungszonenparameter wird die Druck-Randbedingung direkt am Deckgebirge angesetzt. Simulation Überdruck [bar] Permeabilität Störungzone [m 2 ] Porosität Störungzone [-] Breite Störungzone [m] Vertikale Migrations-Länge [m] * , * , * , * , * , * , Tab. 4-9 Ergebnisse der Simulation von Szenario 1 für das Setting Vechta. In der Tabelle ist eine Übersicht über die variierten Parameter gegeben. Bei den Simulationen ohne Störungszonenparameter wird die Druck- Randbedingung direkt am Deckgebirge angesetzt. Simulation Überdruck [bar] Permeabilität Störungzone [m 2 ] Porosität Störungzone [-] Breite Störungzone [m] Vertikale Migrations-Länge [m] * , * , * , * , * , * ,

94 Szenario 2: Detaillierter Modellaufbau und Ergebnisse Detaillierter Modellaufbau Für die Simulationen in Szenario 2 wurde ein 1-Phasen (Wasser) 2-Komponenten (Wasser und konservativer Tracer) Modell verwendet. Die Salinität wird in diesem Modell als Pseudo- Komponente betrachtet, d.h. es gibt eine vertikale Salinitätsverteilung, die aber als konstant angenommen wird. Die Salinität hat wie in Szenario 1 einen maximalen Wert von 0,1 kg NaCl / kg Wasser und nimmt mit der Teufe zu. Alle Parameter sind in Tabelle 4-10 mit den jeweiligen Quellen zusammengefasst. Das Modellgebiet ist in Abbildung 4-13 im Vergleich zum überhöhten hydrogeologischen Schnitt dargestellt. Eine beispielhafte Störungszone wurde in das Modellgebiet eingebaut, welche im vergrößerten Ausschnitt in Abbildung 4-13 gezeigt wird. In diesem Ausschnitt ist auch die Schichtung aus dem hydrogeologischen Schnitt wiederzuerkennen. Die Parametrisierung der Schichten und der Störungszone ist in den Tabellen 4-11 und 4-12 gegeben. Nach unten hin ist das Modellgebiet durch das Karbon bzw. durch andere Barriere-Gesteine abgegrenzt. Hier wird ein undurchlässiger Rand angesetzt (no-flow). Der obere Rand ist als Festpotentialrand festgelegt. Im Bereich des Quartärs ist das Potential reduziert. Der Verlauf des Festpotentialrands ist in Abbildung 4-14 dargestellt. Der globale Strömungsgradient liegt bei 4.4*10-4. Initial wird eine Fahne auf einem Gebiet von 100*100 m 2 in der Nähe der Störungszone im Cenoman-Turon Aquifer angenommen. Tabelle 4-12 gibt eine Übersicht über die Simulation und die Variation des vertikalen Gradienten (der Gradient wird hier als Piezometerhöhenunterschied zwischen Cenoman-Turon Grundwasserleiter und Quartär angegeben). Tab Auflistung aller im Modell verwendeten Parameter mit Referenzen. Parameter Einheit Abhängigkeiten Referenz 3 Druck, Temperatur, Dichte Salzwasser kg/m Salinität BATZLE & WANG, 1992 Viskosität Salzwasser kg/(ms) Druck, Temperatur, Salinität BATZLE & WANG, 1992 Diffusionskoeffizient für Salz und konservativen Tracer in der Wasser-Phase m 2 /s Konstant: 1*10-9 Tab Parametrisierung der Schichten für Szenario 2. Schicht Permeabilität [m 2 ] Effektive Porosität [-] Cenoman-Turon 3* ,01 Emscher Mergel 1* ,001 Quartär 1* ,1 84

95 ExxonMobil Informations- & Dialogprozess über die Sicherheit und Umweltverträglichkeit der Fracking Tab Übersicht über die Parametrisierung der Störungszone und die Variation des vertikalen hydraulischen Gradienten (Piezometerhöhenunterschied zwischen Cenoman-Turon Grundwasserleiter und Quartär) für die durchgeführten Simulationen. Simulations Nummer Permeabilität der Störungszone [m2] Porosität der Störungszone [-] Piezometerhöhenunterschied [mws] 1 1* , * , * , * , * ,01 60 Abb Überhöhter geologischer Schnitt (oben), Modellgebiet mit wirklicher Skalierung (Mitte) und Ausschnitt mit Störungszone. 85

96 Abb Angenommene Randbedingungen für Szenario 2. Grün ist eine No-Flow (dichte) Randbedingung. Rot ist ein Festpotential-Rand. Die Potential-Linie ist hier nur qualitativ wiedergegeben. Ergebnisse und Diskussion: Die Ergebnisse der Simulationen 1 bis 5 sind in den Abbildungen 4-15 bis 4-19 aufgeführt. In Simulation 1 ist zu sehen, dass im Fall ohne vertikalen hydraulischen Gradient eine vertikale Migration nicht stattfindet. Die Schadstofffahne wird im gut durchlässigen Cenoman-Turon, entlang des globalen hydraulischen Gradienten im Münsterländer Becken transportiert. Da keine Abbaubzw. Sorptions-Prozesse an der Gesteinsmatrix stattfinden, sind die Konzentrationen nach der Simulationszeit von 30 Jahren deutlich höher, als dies in der Realität zu erwarten wäre. Nimmt der vertikale Gradient zu, wie in den Simulationen 2 (30 mws) und 3 (60 mws) bei hoher Störungszonen-Permeabilität m², so kommt es zu einer verstärkten vertikalen Migration des Frack-Fluids entlang der Störungszone. Es findet keine vertikale Migration über den Emscher- Mergel statt, da dessen Permeabilität (10-18 m²) im Vergleich zur Störungszone (10-13 m²) zu gering ist (siehe Tab. 4-11). In Simulation 4 und 5 wurde die Permeabilität der Störungszone um zwei Größenordnungen verringert (von m² auf m²), siehe Tabelle Unter diesen Umständen findet keine signifikante vertikale Migration statt. Ausschlaggebend für die vertikalen Migrationsprozesse sind die Permeabilität des Cenoman-Turon im Vergleich zur Permeabilität der Störungszone sowie die Größe des horizontalen Gradienten im Vergleich zum vertikalen Gradienten. Die horizontale Transportgeschwindigkeit des idealen Tracers im Cenoman-Turon liegt im Ein- bis Zehnermeterbereich pro Jahr (bis zu 25 m pro Jahr). Es lässt sich zusammenfassen, dass die vertikale Migration des Frack-Fluids oder des Lagerstättenwassers aus dem Cenoman-Turon entlang einer Störungszone in höher gelegene Schichten möglich ist, unter der Annahme konservativer, aber für das Münsterländer-Becken noch plausibler hydraulischer Parameter. Es muss jedoch zuerst, zu einem Eintrag von Frack-Fluid oder Lagerstättenwasser in den Cenoman-Turon-Aquifer kommen, bevor die hier beschriebene Migration stattfinden kann. Um Aussagen über eine daraus resultierende mögliche Gefährdung für 86

97 oberflächennahe Grundwassersysteme zu machen, bedarf es jedoch einer genauen Untersuchung am Standort selbst, an welchem ein Frack-Vorhaben geplant ist. Die Aussagen der hydrogeologischen Modellierung lassen hier keine allgemein gültigen Schlüsse zu. Abb Simulation 1 - Die Abbildung zeigt die Migration einer Schadstofffahne im Cenoman-Turon Aquifer und in der Störungszone. Zur Darstellung wird eine normierte Konzentration des konservativen Tracers verwendet. Das linke Bild zeigt die Fahne zum Simulations-Start. Das rechte Bild zeigt die Ausbreitung der Fahne nach 30 Jahren. Das vertikale Potential beträgt 0 mws. Abb Simulation 2 - Die Abbildung zeigt die Migration einer Schadstofffahne im Cenoman-Turon Aquifer und in der Störungszone. Zur Darstellung wird eine normierte Konzentration des konservativen Tracers verwendet. Das linke Bild zeigt die Fahne zum Simulations-Start. Das rechte Bild zeigt die Ausbreitung der Fahne nach 30 Jahren. Das vertikale Potential beträgt 30 mws. 87

98 Abb Simulation 3 - Die Abbildung zeigt die Migration einer Schadstofffahne im Cenoman-Turon Aquifer und in der Störungszone. Zur Darstellung wird eine normierte Konzentration des konservativen Tracers verwendet. Das linke Bild zeigt die Fahne zum Simulations-Start. Das rechte Bild zeigt die Ausbreitung der Fahne nach 30 Jahren. Das vertikale Potential beträgt 60 mws. Abb Simulation 4 - Die Abbildung zeigt die Migration einer Schadstofffahne im Cenoman-Turon Aquifer und in der Störungszone. Zur Darstellung wird eine normierte Konzentration des konservativen Tracers verwendet. Das linke Bild zeigt die Fahne zum Simulations-Start. Das rechte Bild zeigt die Ausbreitung der Fahne nach 30 Jahren. Das vertikale Potential beträgt 30 mws. 88

99 Abb Simulation 5 - Die Abbildung zeigt die Migration einer Schadstofffahne im Cenoman-Turon Aquifer und in der Störungszone. Zur Darstellung wird eine normierte Konzentration des konservativen Tracers verwendet. Das linke Bild zeigt die Fahne zum Simulations-Start. Das rechte Bild zeigt die Ausbreitung der Fahne nach 30 Jahren. Das vertikale Potential beträgt 60 mws Szenario 3: Detaillierter Modellaufbau und Ergebnisse Detaillierter Modellaufbau Für die Simulationen wurde ein 2-Phasen (Wasser und Methan) 2-Komponenten (Wasser und Methan) Modell verwendet (FLEMISCH et al., 2010). Methan kann somit als eigenständige Gasphase (mit gasförmigem Wasseranteil) und gelöst in der Wasserphase auftreten. Die Salinität wurde als Pseudo-Komponente, gelöst in der Wasserphase, mit 0,1 kg NaCl / kg Wasser über das gesamte Modellgebiet angenommen. In Abbildung 4-20 ist zu erkennen, dass die Dichte der Methan Phase stark abhängig vom Druck ist und im Modellgebiet um Größenordnungen variieren kann. Zur Berechnung des Kapillardrucks und der relativen Permeabilität in Abhängigkeit der Sättigung wird eine Brooks & Corey Beziehung verwendet. Da für die verschiedenen Schichtungen des Deckgebirges keine Brooks & Corey Parameterverteilungen vorliegen, wird die Leverett J-Function zur Skalierung des Kapillardrucks in Abhängigkeit der Permeabilität und Porosität herangezogen. Die residuale Sättigung wird zwischen 1 und 30 % variiert. Für die residuale Sättigung liegen keine Werte für die verschiedenen Gesteinstypen vor. Die Bandbreite der residualen Sättigung wurde deshalb mit möglichen maximalen und minimalen Werten abgeschätzt, welche für verschiedene Gesteinstypen auf der Basis eines Wasser-CO 2 -Systems (BACCU & BENNION, 2008) ermittelt wurden. Des Weiteren wurden Restgassättigungen von verschiedenen Gesteinstypen in Nordrhein-Westfalen in die Schätzung einbezogen (KUNZ, 1994). Die residuale Sättigung wird im jeweiligen Lauf für alle Gesteinstypen gleich angesetzt. Alle Parameter, welche in die Strömungsgleichung eingehen, sind in Tabelle 4-13 mit den jeweiligen Quellen angegeben. Der geometrische Aufbau des Modells entspricht dem Aufbau von Szenario 1, mit der Ausnahme, dass für jeden Standort ein Fall mit einer homogenen Störungszonen-Permeabilität simuliert wird 89

100 sowie ein Fall mit reduzierter Permeabilität im Bereich der Steinsalz Schichten. Die Draufsicht auf das Modellgebiet und das simulierte Gebiet ist, analog zu Szenario 1, in Abbildung 4-21 gezeigt. Wie weiter oben schon erwähnt, ist die Annahme der Methan-Freisetzungsrate, welche aus der gasführenden Schicht in das Modellgebiet migriert, eine kritische Größe. Hier wurden Annahmen getroffen, welche kritisch hinterfragt werden müssen. Es muss an dieser Stelle jedoch nochmal betont werden, dass die Ergebnisse zu einem besseren Verständnis beitragen sollen, also ob, und ggf. unter welchen Umständen Methan in oberflächennahe Schichten migrieren bzw. in die Atmosphäre entweichen kann. Wichtig ist festzustellen, dass diese Untersuchung für eine Quantifizierung des migrierenden Methans unzureichend ist. Im Folgenden sollen die einzelnen Schritte zur Festlegung der Methanfreisetzungsrate aus der gasführenden Schicht stichpunktartig erläutert werden. Im ersten Schritt muss hierfür ein Volumen an Methan bestimmt werden: Konservative Annahme: Förderstopp nach 10 Jahren, davor keine Migration, da der Gradient zum Brunnen gerichtet ist, Prozentualer Anteil der verbleibenden Methan-Menge nach 10 Jahren Förderung Abschätzung aus Förderkurven (siehe Förderkurve Abb. 4-22) aus den USA ca. 20 % verbleiben in der gasführenden Schicht (U.S. ENERGY INFORMATION ADIMINISTRATION, 2011), Das migrierende Methan-Volumen bestimmt sich nun aus diesen 20 % der erwarteten Fördermenge von ExxonMobil. Diese 20% werden noch durch die Anzahl der Fracks pro Bohrung geteilt (U.S. ENERGY INFORMATION ADIMINISTRATION, 2011). 0,2 x erwartete Fördermenge pro Bohrung / Anzahl der Fracks pro Bohrung Es wird weiterhin noch eine Methan-Freisetzungsrate, mit der das oben bestimmte Methan- Volumen aus der gasführenden Schicht entweichen kann, benötigt. Hierfür werden folgende Annahmen getroffen: Abschätzung der Rate aus den Förderkurven aus den USA nach 10 Jahren Förderung, siehe Abbildung Rate wird durch die Anzahl der Fracks geteilt, da die Modellbetrachtung von einem Frack ausgeht. Eindringzeit ergibt sich aus: Volumen pro Frack / Rate pro Frack In Tabelle 4-14 sind nochmal alle Rechenschritte mit Zahlenwerten aufgeführt. Es wurden zwei Standorte Haynesville-Shale und Eagleford-Shale in den USA betrachtet. Wobei nur die in der Tabelle rot markierten Werte, basierend auf den Daten des Haynesville Shale, in den Simulationenverwendet werden. 90

101 Abb Dichte von freiem Methan in Abhängigkeit von Druck und Temperatur (DUAN et al., 1992b). Abb Draufsicht auf das Modellgebiet und das simulierte Gebiet (Ausgeblendeter Quadrant aus dem Modellgebiets). 91

102 Tab Auflistung aller im Modell verwendeten Parameter mit Referenzen Parameter Einheit Abhängigkeiten Referenz 3 Druck, Temperatur, Dichte Salzwasser kg/m Salinität Dichte Methan kg/m 3 Druck, Temperatur BATZLE & WANG, 1992 DUAN et al., 1992b Viskosität Salzwasser kg/(ms) Druck, Temperatur, Salinität BATZLE & WANG, 1992 Viskosität Methan kg/(ms) Druck, Temperatur DAUBERT & DANNER, 1989 Löslichkeit von Methan in Salzwasser kg Methan/kg Wasser-Phase Druck, Temperatur, Salinität DUAN et al., 1992a Löslichkeit von Wasser in Methan kg Wasser/kg Methan-Phase Druck, Temperatur, Salinität DUAN et al., 1992a Relative Permeablilität Salzwasser - Sättigung Wasser- Phase BROOKS & COREY, 1964 Relative Permeabilität Methan - Sättigung Methan- Phase BROOKS & COREY, 1964 Kapillar Druck Pa Sättigung Wasser- Phase BROOKS & COREY, 1964 Diffusionskoeffizient für Wasser in Methan-Phase m 2 /s Druck, Temperatur Diffusionskoeffizient für Methan in Wasser-Phase m 2 /s Druck, Temperatur FULLER et al., 1966 REID et al.,

103 Tab Abschätzung der Methan-Freisetzungsrate in das Simulationsgebiet als Randbedingung für die Simulationen. Für die Simulationen sind die rot gefärbten Werte verwendet worden. Größe Einheit Wert Bemerkung Produktion pro Bohrung Mio m Produktion pro Bohrung als Masse Methan Mio kg 72 Fracks pro Bohrung - 5 Produktion pro Frack Mio kg 14.4 Prozentuale Menge verbleibend nach 10 Jahren Förderung in Haynesville Verbleibende Masse Methan pro Frack Förderrate pro Frack nach 10 Jahren für Haynesville Aus Fragenkatalog ExxonMobile. Zum Vgl. Haynesville 212 Mio m 3 Eagleford 155 Mio m 3 Umrechnung Volumen zu Masse: Dichte 0.72 kg/m 3 (Normalbedingungen) Aus Fragenkatalog ExxonMobile, Betrachtung 5 Fracks Produktion pro Bohrung als Masse Methan / Fracks pro Bohrung % 20 Aus EIA Review Mio kg 2,88 20 % von 14.4 Mio kg kg/d 1016,3 Eindringzeit mit Haynesville Rate Jahren 7,8 Aus EIA Review Verbleibende Masse Methan pro Frack / Förderrate pro Frack Abb Beispielhafte Förderkurve von Methan aus einer Frack-Bohrung. Das betrachtete, in das Modellgebiet entweichende Volumen entspricht der rosa gefärbten Fläche. Die Rate im rosa gefärbten Bereich (rote Linie) ist konstant. 93

104 Tab Liste der durchgeführten Simulationen. Die Parametrisierung der Störungszone und die residuale Sättigung werden variiert. In den Fällen mit einer teilweise reduzierten Permeabilität wird die Permeabilität der Störungszone im Bereich der Steinsalz-Schichten verringert von 1*10-16 m 2 auf 5e-18 m 2. Im Setting Lünne (Teufe 1200 m) liegt dieser Bereich zwischen 850 m und 1050 m Teufe, im Setting Vechta (Teufe 3800 m) zwischen 2600 m und 3000 m Teufe. Simulation Setting Residuale Sättigung [%] Parametrisierung der Permeabilität der Störungszone Permeabilität Störungszone [m 2 ] Porosität Störungszone [-] 1 Lünne 1 homogen 1* ,01 2 Lünne 30 homogen 1* ,01 3 Lünne 1 4 Lünne 30 Teilweise reduzierte Permeabilität Teilweise reduzierte Permeabilität 1*10-16 / 5* ,01 1*10-16 / 5* ,01 5 Vechta 1 homogen 1* ,01 6 Vechta 30 homogen 1* ,01 7 Vechta 1 8 Vechta 30 Teilweise reduzierte Permeabilität Teilweise reduzierte Permeabilität 1*10-16 / 5* ,01 1*10-16 / 5* ,01 Ergebnisse und Diskussion: Die Ergebnisse der einzelnen Simulationen sind in Tabelle 4-16 sowie in den Abbildungen 4-24 bis 4-27 zusammengefasst. Als Zielvariable wurde hier die Menge an Methan, welches aus dem Modellgebiet in die Atmosphäre entweicht, angegeben. Es zeigt sich, dass nur in der Konstellation für Simulation 1 Methan in die Atmosphäre entweichen kann. Abbildung 4-23 zeigt die Methan-Sättigung im Simulationsgebiet für die Simulationen 1, 2 und 3. Hier soll der Effekt der variierten Parameter auf die Methan-Migration veranschaulicht werden. Wird eine homogene, sich durch das gesamte Deckgebirge durchziehende Störungszone angenommen, wie in Simulation 1 und 2, ist es möglich, dass Methan in die Atmosphäre entweichen kann. In Simulation 1 für das Setting Lünne migrieren 23 % der injizierten Masse an Methan bis an die Geländeoberfläche und entweichen in die Atmosphäre (vgl. Tab. 4-16). Bei gleicher Störungszonen-Parametrisierung und residualer Sättigung kommt es am Setting Vechta zu keinem Methan-Austrag in die Atmosphäre (Simulation 5). Dies liegt an der großen Teufe des Standorts (~ 3700 m) und des hierdurch erhöhten Speichervolumens der verschiedenen Schichten sowie der Störungszone. 94

105 Der Vergleich zwischen Simulation 1 und 2 in Abbildung 4-23 c) und d) zeigt, dass die residuale Sättigung eine maßgebliche Größe für die Methan-Ausbreitung ist. Während in Simulation 1 Methan in die Atmosphäre entweichen kann, breitet sich das Methan in Simulation 2, trotz voll ausgeprägter Störungszone, nur über das untere Drittel der Setting aus. Wird Simulation 1 mit Simulation 3 verglichen (Abb b und 4-23 c), so ist festzustellen, dass eine Unterbrechung der Störungszone durch z. B. Kolmation bzw. eine versiegelung aufgrund der Salzdeformation zu einer verstärkten lateralen Migration führt, da dem Methan der Weg in Richtung Atmosphäre versperrt ist. Kapillare Kräfte aufgrund unterschiedlicher Parametrisierung der Schichten sind ausschlaggebend für diese laterale Ausbreitung. Große Mengen an Methan verlassen das Simulationsgebiet über die seitlichen Ränder. Die Simulationen veranschaulichen, dass ein Entweichen des Methans in die Atmosphäre durch das Deckgebirge möglich ist, wenn mehrere ungünstige Bedingungen wie in Simulation 1 gegeben vorliegen: Permeable Störungszone geringe residuale Sättigung, geringe Porosität große Volumina in der gasführenden Schicht freigesetzt werden geringe Teufe des Deckgebirges (s. Standort Lünne (1200 m) Ein Szenario, wie es diesen Simulationen zu Grunde liegt, wird jedoch als sehr unwahrscheinlich angesehen, da bei einer durchgehenden Störungszone kein Fracking durchgeführt werden sollte. Tab Masse an Methan, welche in die Atmosphäre (im Modell: Über den oberen Rand) entweicht. Diese Masse wird in Relation zu der in das Modellgebiet eindringenden Masse pro Frack gesetzt sowie zu der gesamten technisch förderbaren Masse pro Frack. Simulation Setting Masse CH 4 in Atmosphäre nach 100 Jahren pro Frack [kg] Masse CH 4 in Atmosphäre in Relation zur injizierten Masse CH4 pro Frack [%] Masse CH 4 in Atmosphäre in Relation zur gesamten technisch Förderbaren Menge pro Frack [%] 1 Lünne 2 Lünne 3 Lünne 4 Lünne 5 Vechta 6 Vechta 7 Vechta 8 Vechta

106 Abb Vergleich der Simulationen 1 bis 3. a) zeigt die vertikale Permeabilitäts-Verteilung [m 2 ] des Settings Lünne sowie die Dimensionen des Modellgebiets. b) zeigt die Sättigung von Methan nach 100 Jahren für Simulation 3 (unterbrochene Störungszone, hohe residuale Sättigung). c) und d) zeigen die Sättigung von Methan für die Simulationen 1 (voll durchgehende Störungszone, niedrige residuale Sättigung) und 2 (voll durchgehende Störungszone, hohe residuale Sättigung) nach 100 Jahren, in diesen beiden Fällen gibt es keine Unterbrechung der Störungszone. Simulation 1 und 2 unterscheiden sich in der angenommen residualen Sättigung (Simulation 1 1 %, Simulation 2 30 %). 96

107 Abb Massenbilanz der Simulationen 1 (links) und 2 (rechts) im Setting Lünne. In beiden Simulationen wird eine Störungszone durch das gesamte Deckgebirge angenommen. Simulation 1 hat eine residuale Sättigung von 1 %, Simulation 2 von 30 %. Die hier gezeigten Massen nach 100 Jahren unterscheiden sich um den Faktor vier von den in Tab Masse an Methan, welche in die Atmosphäre (im Modell: Über den oberen Rand) entweicht. Diese Masse wird in Relation zu der in das Modellgebiet eindringenden Masse pro Frack gesetzt sowie zu der gesamten technisch förderbaren Masse pro Frack.angegebenen Werten, da nur ein Viertel des gesamten Modellgebietes simuliert wird. Abb Massenbilanz der Simulationen 3 (links) und 4 (rechts) im Setting Lünne. In beiden Simulationen wird die Störungszone zwischen m Tiefe unterbrochen. Simulation 3 hat eine residuale Sättigung von 1 %, Simulation 4 von 30 %. Die hier gezeigten Massen nach 100 Jahren unterscheiden sich um den Faktor vier von den in Tab Masse an Methan, welche in die Atmosphäre (im Modell: Über den oberen Rand) entweicht. Diese Masse wird in Relation zu der in das Modellgebiet eindringenden Masse pro Frack gesetzt sowie zu der gesamten technisch förderbaren Masse pro Frack. angegebenen Werten, da nur ein Viertel des gesamten Modellgebietes simuliert wird. 97

108 Abb Massenbilanz der Simulationen 5 (links) und 6 (rechts) im Setting Vechta. In beiden Simulationen wird eine Störungszone durch das gesamte Deckgebirge angenommen. Simulation 5 hat eine residuale Sättigung von 1 %, Simulation 6 von 30 %. Die hier gezeigten Massen nach 100 Jahren unterscheiden sich um den Faktor vier von den in Tab Masse an Methan, welche in die Atmosphäre (im Modell: Über den oberen Rand) entweicht. Diese Masse wird in Relation zu der in das Modellgebiet eindringenden Masse pro Frack gesetzt sowie zu der gesamten technisch förderbaren Masse pro Frack. angegebenen Werten, da nur ein Viertel des gesamten Modellgebietes simuliert wird. Abb Massenbilanz der Simulationen 7 (links) und 8 (rechts) im Setting Vechta. In beiden Simulationen wird die Störungszone zwischen m Tiefe unterbrochen. Simulation 7 hat eine residuale Sättigung von 1 %, Simulation 8 von 30 %. Die hier gezeigten Massen nach 100 Jahren unterscheiden sich um den Faktor vier von den in Tab Masse an Methan, welche in die Atmosphäre (im Modell: Über den oberen Rand) entweicht. Diese Masse wird in Relation zu der in das Modellgebiet eindringenden Masse pro Frack gesetzt sowie zu der gesamten technisch förderbaren Masse pro Frack. angegebenen Werten, da nur ein Viertel des gesamten Modellgebietes simuliert wird. 98

109 5. Zusammenfassende Bewertung 5.1. Ergebnisse und Zusammenfassung Genereller Ansatz und wesentliche Erkenntnisse Die beschriebenen Untersuchungen stellen einen Ansatz zur Quantifizierung der Fluidströmungsund Stofftransportprozesse im Zusammenhang mit Frack-Maßnahmen vor. Die Kenntnis der Ausbreitung von Frack-Fluiden, Solewässern und Gasen sowie die Bestimmung der Transportdistanzen im tiefen Untergrund sind essentiell für die Beurteilung potentieller Risiken von Grundwasserkontaminationen durch Frack-Operationen. Grundlage für die Simulation der Transportprozesse war ein konservativer Ansatz, der im Wesentlichen beinhaltet, dass die kumulative Wirkung der individuellen ungünstigen Faktoren, die potentiell zur Erhöhung des Risikos beitragen könnten, angenommen wurde. Im Einzelnen bedeutet dies, dass sehr ungünstige Geometrien für das konzeptionelle hydrogeologische Modell, z. B. eine direkte durchlässige Verbindung zwischen Lagerstätte und oberflächennahem Grundwasserleiter angenommen wurde. Für die individuellen lithologischen Einheiten und die Störungszone wurden höchste, noch plausible Permeabilitäten zugrunde gelegt. Extrem ungünstige Annahmen wurden bzgl. der Migrationsprozesse gemacht, d. h. potentiell den Ausbreitungsprozess verzögernde Vorgänge (Matrixdiffusion, Sorption, Biodegradation) wurden nicht berücksichtigt. Erwartungsgemäß werden die Transportdistanzen in den Simulationsergebnissen überschätzt im Vergleich zu Transportlängen in natürlichen Feldsituationen. Nichtsdestotrotz geben die simulierten Distanzen, in Anbetracht der bisherigen Erkenntnisse, eine äußerst ungünstige Konstellation wider, die das Zusammentreffen nur ungünstiger Faktoren beinhaltet. Diese Konstellation ist äußerst unwahrscheinlich, physikalisch jedoch möglich. Es konnte gezeigt werden, dass es sinnvoll ist Typstandorte / Settings auszuwählen, um die Risiken einer unkontrollierten Ausbreitung von Frack-Fluiden während Frack-Maßnahmen abschätzen zu können, da dieses Vorgehen erlaubt: einerseits Spezifika des lokalen Standorts zu berücksichtigen und andererseits das Spektrum an denkbaren Konstellationen (Geometrie, hydraulische Kenngrößen) in der untersuchten Region abzudecken, die Untersuchungsmethodik für vergleichbare Settings vorzugeben und generalisierende Aussagen zu vergleichbaren Standorten mit ähnlichen Charakteristika zu machen. Der Ansatz ermöglicht die Unterscheidung zwischen möglicherweise signifikanten und / oder vernachlässigbaren Transportprozessen. In der vorliegenden Untersuchung konnte gezeigt werden, dass die Fluidströmung und der Stofftransport nur wenig zum Gesamtrisiko einer potentiellen Grundwasserkontamination beiträgt. Zur Methangasmigration können keine vergleichbar klaren Aussagen gemacht werden. In einigen Modellkonstellationen und 99

110 Parameterkombinationen wurde die Freisetzung von Methangas in die Atmosphäre simuliert, jedoch auch hier für extrem ungünstige Bedingungen. Es wurde z. B. angenommen, dass nach Einstellung der Gasförderung das Restmethan vollständig und über einen Zeitraum von 7 Jahren freigesetzt wird. Zum Freisetzungsprozess und den limitierenden Faktoren ist jedoch noch sehr wenig bekannt. Die Simulationen erlauben jedoch den Vergleich der relativen Bedeutung unterschiedlicher Faktoren und deren Gewichtung für die Methanmigration, z. B. die Rolle von Barrieregesteinen, Wegsamkeiten und Freisetzungsmechanismen, d. h. den Quellterm im Modell. Der Ansatz unterstützt ferner die Planung von Charakterisierungs- und Monitoringstrategien Spezifische Ergebnisse aus der Simulation der drei Szenarien Es wurden insgesamt drei verschiedene Szenarien (Tab. 5-1) zur Prognose der Frack- Fluidströmung und des Transports der chemischen Inhaltsstoffe nach Frack-Maßnahmen simuliert. Diese umfassten a) lokale Modelle an Typstandorten / Settings, für die die Fluidströmung unter sehr hohen, aber nur kurzzeitigen, vertikalen Druckgradienten simuliert wurde, b) regionale Modelle, die den regionalen, langzeitigen Stofftransport unter natürlichen hydraulischen Gradienten des Münsterländer Beckens nachbilden Tabelle 5-1 Modellszenarien zur Abschätzung des Fluid- und Gastransports im Zusammenhang mit Frack- Maßnahmen Szenario Frack-Operation, lokaler / Bohrlochmaßstab (Setting), Stunden Regionaler Transport und regionaler (Münsterland) Beckenmaßstab, 30 Jahre Methan Freisetzung nach Einstellung der Gasförderung Prozesse Kurzfristiger Transport, hohe vertikale Druckgradienten Langzeittransport, geringe regionale hydraulische Gradienten Langzeit-Migration von Methan aus der Lagerstätte (Mehrphasenströmung) in die Atmosphäre (Klimarelevanz) Szenario 1, lokale Modelle Die Simulationsergebnisse zeigen, dass eine begrenzte vertikale Ausbreitung (maximal 50 m im Setting Bad Laer) möglich ist, falls die Störungszone hohe Durchlässigkeiten aufweist. Die Annahme, dass ein Überdruck von bis zu 300 bar direkt an der Störungszone für eine Zeitdauer von 2 Stunden anliegt, ist jedoch extrem unwahrscheinlich und sehr konservativ, da hiermit ein hoher Verlust an Frack-Fluid im Tiefengrundwasserleiter einhergehen würde, der wiederum Druckabbau zur Folge hätte und damit auch den Transportprozess limitiert. Ferner würde ein solcher Fluidverlust (Leak-off) im Normalfall nach kurzer Zeit vom Betreiber registriert und zur Abschaltung der Pumpen führen. Szenario 2, regionale Modelle Für Szenario 2 lässt sich zusammenfassen, dass die vertikale Migration des Frack-Fluids aus dem Cenoman-Turon entlang einer Störungszone in höher gelegene Schichten möglich ist, unter der 100

111 Annahme konservativer, aber für das Münsterländer Becken noch plausibler hydraulischer Parameter. Es muss jedoch zuerst ein Eintrag von Frack-Fluid oder Lagerstättenwasser in den Cenoman-Turon Grundwasserleiter erfolgen, bevor die hier beschriebene Migration stattfinden kann. Um Aussagen über eine daraus resultierende mögliche Gefährdung für oberflächennahe Grundwassersysteme zu machen, bedarf es jedoch einer genauen Untersuchung am Standort selbst, an welchem ein Frack-Vorhaben geplant ist. Die Aussagen der hydrogeologischen Modellierung lassen hier keine Verallgemeinerungen zu. Die hohen Salinitäten im Cenoman-Turon Grundwasserleiter (~ 100 g/l) erniedrigen insgesamt die Vertikalströmung aufgrund von Dichteunterschieden zwischen oberflächennahem süßen Grundwasser und der tiefen Sole. Der laterale horizontale Transport innerhalb des Tiefengrundwasserleiters ist wegen der geringen Potentialgradienten ebenfalls relativ untergeordnet. Die Stoffausbreitung im realen Fall dürfte stark begrenzt sein, auf Grund der Wirkung von Matrixdiffusionsprozessen, Sorption und verstärkte Biodegradation, gefördert durch den hohen Anteil an eingebrachtem organischem Material (Frack- Polymere). Aus diesem Grund ist das Gesamtrisiko für Szenario 2 Konstellationen als gering einzustufen. Diese Ergebnisse sind jedoch vorläufig und Detailsimulationen bedürfen noch weiterer Erkundungsmaßnahmen zur Eingrenzung der Modelleingangsparameter. Szenario 3, Methanmigration Die Simulationen zeigen, dass für die konservativen Annahmen ein Entweichen des Methans durch das Deckgebirge in die Atmosphäre möglich ist, wenn mehrere ungünstige Bedingungen (Simulation 1, Tab. 4-16) vorliegen: Permeable Störungszone Geringe residuale Sättigung, geringe effektive Porosität Große aus der Lagerstätte freigesetzte Gasvolumina Im Vergleich zu den anderen Settings geringere Mächtigkeiten des Deckgebirges (s. Standort Lünne: m) Ein Szenario, wie es diesen Simulationen zu Grunde liegt, wird jedoch als sehr unwahrscheinlich angesehen, da bei einer durchgehenden Störungszone prinzipiell keine Frack-Maßnahmen durchgeführt werden sollten Hydrogeologische Charakteristika und Prozesse Limitierende Faktoren für die Migration von Fluiden und Methangas sind die hydraulische Wirksamkeit von Barrieregesteinen / Wegsamkeiten und insbesondere die Freisetzung des Erdgases aus dem Reservoirgestein. Im Zusammenhang mit der Charakterisierung dieser Barriereformationen und Wegsamkeiten ist es von großer Bedeutung, die Eigenschaften der einzelnen lithologischen Einheiten und insbesondere 101

112 deren Anistropie in den hydraulischen Eigenschaften zu berücksichtigen. Die durch den Sedimentationsprozess vorgegebene natürliche dominante horizontale Permeabilität und der dadurch induzierte horizontale Fluss und Druckabbau (Leak-Off) agiert quasi als zusätzliche Barriere im Transportvorgang. Mächtige Ton- und Mergelsteinabfolgen sowie Evaporitlager und deren Integrität sind von großer Bedeutung als Barriere gegen unkontrollierte Fluid- und Gasströmung infolge von Frack-Maßnahmen. Zur Beurteilung der Umweltverträglichkeit von Frack- Operationen ist die Präsenz dieser Barrieren essentiell. Sie sind i. d. R. in ausreichender Mächtigkeit in weiten Bereichen des Münsterländer Kreidebeckens in Form der Emscher Mergel und im Niedersächsischen Becken als mächtige Wechsellagerungsabfolge von jurassischen und kretazischen Sandsteinen, Kalksteinen, Tonsteinen sowie Evaporiten vorhanden. Störungszonen stellen potentielle Wegsamkeiten für die Strömung von Fluiden / Gasen und Stofftransport dar. Von der wissenschaftlichen Gemeinde wurden in der Vergangenheit umfangreiche Anstrengungen unternommen, deren Genese zu verstehen und entsprechende Charakterisierungsmethoden zu entwickeln. Aufgrund deren diskreten Geometrie und deren extremen räumlichen Heterogenität gehen die Autoren davon aus, dass es nicht möglich ist, diese Störungszonen bezüglich deren großskaligen, effektiven hydraulischen Eigenschaften mit den verfügbaren gängigen kleinskaligen Detektionsmethoden zu charakterisieren. Nichtsdestotrotz, besonders wegen ihrer bedeutsamen Rolle im Transportprozess, ist es erforderlich, ihre Auswirkungen auf den großskaligen Strömungs- und Transportprozess zu spezifizieren. Eine Methode, um die hydraulische Effektivität dieser speziellen Transportpfade über die reine Geometrie hinaus abschätzen zu können, ist die Identifizierung und Definition von Proxies, die eine hydraulische Verbindung zwischen den tiefen Zirkulationssystemen und den oberflächennahen quartären Grundwasserleitern nachweisen. Diese Proxies können z. B. spezielle Spurenstoffe aus der tiefen Sole und charakteristische Gasisotopensignaturen im quartären Grundwasserleiter sein (OSBORN et al., 2011), die eine Verbindung zwischen Tiefenzirkulation und Oberfläche darstellen. Ferner eignen sich hydraulische Signale und / oder thermische Anomalien als Hinweise für Verbindungen zwischen tiefen und flachen Systemen. Zur Identifikation der exakten Lokation der Leckagen aus dem tiefen Grundwasserleiter ist jedoch aufgrund der hohen Verdünnung durch das Oberflächenwasser ein signifikanter Volumenstrom Voraussetzung. Zur Registrierung hydraulischer und thermischer Signale sind signifikante Potentialgradienten und Strömungsgeschwindigkeiten Voraussetzung. Im Niedersächsischen Becken sind diese wegen einer wenig differenzierten Topographie nicht zu erwarten. Im Münsterländer Kreidebecken existiert ein schwacher Nord-Süd gerichteter Gradient innerhalb des Cenoman-Turon Grundwasserleiters und ein vertikaler Potentialgradient zwischen dem tiefen Grundwasserleiter (Cenoman-Turon) und dem seichten quartären System. Die verfügbare Information ist jedoch aufgrund der wenigen tiefen Aufschlüsse (z.b. Münsterland 1) eher gering. Die Freisetzung von Methangas aus der Erdgaslagerstätte kann ebenso ein weiterer limitierender Faktor sein. Wenige Erkenntnisse existieren über die für das Methangas in der entsprechenden Teufe relevanten Transportprozesse (Diffusion, Sorption, Kapillarprozesse). Weitere Untersuchungen sind erforderlich, um den Volumenstrom des Methangases und dessen zeitliche Entwicklung abschätzen zu können. Das Thema der Gasfreisetzung aus dem Reservoir ist darüber 102

113 hinaus auch von höchster ökonomischer Bedeutung für die Abschätzung der insgesamt förderbaren Gasmengen, d.h. der Ergiebigkeit der Lagerstätte und deshalb auch im eigenen Interesse der Unternehmen Empfehlungen der Arbeitsgruppe Allgemeine Empfehlungen Minimale Abstände zwischen Frack-Perforation und Grundwasserleiter Die vorliegende Risikostudie zeigt, dass das Risiko einer unkontrollierten Migration von Frack- Fluiden in sensible Grundwasserhorizonte sehr gering ist, sofern die Barriereformationen intakt sind und potentielle Wegsamkeiten, wie durchlässige Störungszonen nur eine vernachlässigbare Rolle für den Stofftransport spielen. Sogar für höher durchlässige Formationen und höhere Transmissivitäten der Störungszonen, wie sie z. B. für oberflächennahe Bereiche (Spannungsentlastung; < 300 m) eher gemessen werden, erstreckt sich die Fluidmigration nach dem kurzzeitigen Frack-Puls nur wenige Zehnermeter in das Deckgebirge. Im Falle von zunächst durchlässigen Störungszonen ist u. a. auch mit Kluftheilungsprozessen aufgrund der Mobilisierung von Tonmineralen und der plastischen geomechanischen Eigenschaften von Evaporithorizonten sowie Mineralfällungsprozessen zu rechnen, die damit zum Schutz des Grundwassers beitragen. Nichtsdestotrotz erfordert die Erschließung von Schiefergas- und Flözgaslagerstätten im flächendeckenden und industriellen Maßstab spezielle Regelungen, um negative Auswirkungen auf Mensch und Umwelt auszuschließen bzw. zu minimieren. In Bezug auf die Migration von Methangas ist die Situation nicht eindeutig. Bei Vorliegen von intakten Barrieregesteinen und gering permeablen Störungszonen ist die Methanmigration vernachlässigbar. Wie oben beschrieben, sind sowohl der Methanfreisetzungsprozess, die effektive Permeabilität der potentiellen Wegsamkeiten sowie die residuale Sättigung jeweils für sich limitierende Faktoren für die Methanmigration. Wir sind deshalb der Ansicht, dass bei Vorliegen von grundsätzlich intakten geologischen Barrieregesteinen (keine größeren permeablen Störungszonen) eine minimale Distanz von ca m zwischen Geländeoberfläche und Verrohrungsperforation (Frack-Position) genügt, um sicherzustellen, dass die Grundwasserqualität nicht durch Frack-Maßnahmen beeinträchtigt wird. Dieser Sicherheitsabstand basiert auf den folgenden Überlegungen: einer maximalen vertikalen Frack-Höhe von 500 m (FISHER & WARPINSKI, 2011), einer maximalen Fluidtransportdistanz von 200 m (50 m Transportdistanz abgeleitet aus der Simulation Bad Laer, Remobilisierung durch einen zweiten Frack-Vorgang in einem benachbarten Bohrloch (50 m) und Sicherheitsfaktor von 2). Die obersten 300 m werden aufgrund der erhöhten Permeabilitäten infolge des natürlichen Entspannungsprozesses nicht explizit als Barriere berücksichtigt. 103

114 Abb. 5-1 Empfehlungen zu Sicherheitsabständen zwischen Geländeoberkante und Verrohrungsperforation. Bevor eine Bohrung angesetzt wird, müssen zunächst entsprechende Untersuchungen durchgeführt werden, mit dem Ziel, die lokalen geologischen und hydrogeologischen Bedingungen auf potentielle Wegsamkeiten für Frack-Fluide zu prüfen. Stark gestörte und gefaltete Regionen sollten gemieden werden, insbesondere dann, wenn tiefe Grundwasserleiter in der Nähe der Frack-Maßnahme artesisch gespannt sind bzw. einen Druckspiegel im Niveau des oberflächennahen Grundwassers aufweisen. Die Fachbehörden (Bergbau, Wasser) sollen die Kriterien festlegen und in den Genehmigungsverfahren anwenden. Spezielle Untersuchungen sind erforderlich, falls Frack-Maßnahmen in geringeren Teufen durchgeführt werden, um die Beeinträchtigung der Wasserqualität in den Grundwasserleitern (tief, oberflächennah) unter allen Umständen zu vermeiden. Wir empfehlen, die o. g. Kriterien und Sicherheitsüberlegungen zugrunde zu legen. Bezüglich der Sicherheitsmaßnahmen zur Vermeidung von Kontaminationen durch Übertage-Aktivitäten existieren gängige rechtliche Vorschriften, die den Umgang mit wassergefährdenden Stoffen regeln und die technisch aktuell sind. Aus diesem Grund sind hier keine weiteren Untersuchungen erforderlich. 104