Berliner goewiss. (A) 167 S. 131-139 4 Abb. Berlin1994 Aktive und

Berliner goewiss.
(A)
167
S. 131-139
4 Abb.
Berlin1994
Aktive und fossile Geothermalsysteme in den kontinentalen Riftzonen des Menderes
Massives, W-Anatolien/Türkei
Nevzat Özgür & Asaf Pekdeger
Freie Universität Berlin, FR Rohstoff- und Umweltgeologie, Malteserstr.
74-100, D-12249 Berlin
Zusammenfassung
In den Riftzonen des Menderes-Massives wurden aktive Geothermalsysteme in den
Thermalfeldern Salihli (Gediz), Bayindir (Kücük Menderes) und Kizildere (Büyük Menderes
untersucht. Um diese aktiven Systeme mit den fossilen epithermalen Lagerstätten vergleichen
zu können, wurden die Hg-, Sb- und Au-Lagerstätten studiert. Sowohl die aktiven als auch die
fossilen Systeme sind an die jüngeren und durch die Kompression entstandenen NE-SW- bzw.
NW-SE-verlaufenden Störungen gebunden. Die Thermalwässer sind als Na-S04-Wässer zu
betrachten und deren 18O- und 2H-Analysen weisen auf einen meteorischen Ursprung hin. Die
fossilen Felder weisen in den oberflächennahen Bereichen Anreicherung von Hg, Sb, As, T,
Au und Ag auf, während in den tieferen Bereichen eine Anreicherung von Cu, Pb und Zn zu
beobachten ist. Wir sind der Ansicht, daß die untersuchten epithermalen Lagerstätten die
fossilen Bildungen der ehemaligen Geothermalsysteme darstellen.
Einführung
Die Geothermalsysteme treten plattentektonisch in den Bereichen der ozeanischen Rücken
und der vulkanisch überprägten Zonen der Kontinentalränder sowie der intrakontinentalen
Riftzonen auf. Die Alteration der Wirtsgesteine mit den zirkulierenden Wässern, die
Herauslösung mineralischer Komponenten aus dem Festgestein, der Transport sowie die
Ausfällung und die Präzipitate der Lösungsstoffe wurden zu einem zentralen Aspekt
wissenschaftlicher Fragestellung hinsichtlich der Bildung von Bunt- und
Edelmetallvorkommen in Verbindung mit Geothermalsystemen. Die mineralpräzipitate in den
aktiven Systemen werden als Analoga fosiller epithermaler Geothermalsysteme angesehen.
Insbesondere die Bildung von Bunt- und Edelmetallagerstätten in aktiven und fossilen
Systemen der intrakontinentalen Riftzonen erhält unter dem Aspekt der Rohstoffgewinnung
und Lagerstättenforschung eine erhöhte Beachtung. Dies ist der Fall im vulkano-tektonisch
vorgezeichneten E-W-Streifen des Menderes-Massives in W-Anatolien, Türkei (Abb. 1).
Regionalgeologischer Überblick
Zwischen der eurasischen und afrikanischen Platten wird die tektonische Position des
östlichen Mittelmeerraumes weitgehend durch die Lage der anatolischen und ägäischen
Mikroplatten bestimmt. Diese plattentektonische Entwicklung bewirkte durch Kompression
die Heraushebung des Menderes-Massives. 1m Tortonim, späten Miozän, bildeten sich dort
durch Extension die kontinentalen Riftzonen "Büyük Menderes" und "Gediz" sowie im
Pliozän-Pleistozän die jüngeren Riftzonen "Küçük Menderes" und "Simav" (Abb. 2; Sengör et
al., 1984). Die kontinentalen Riftzonen weisen generell ein E-W-Streichen auf, wogegen die
durch Kompression entstandenen jüngeren Störungen N-S-, NE-SW- und NW-SE-Streichen
zeigen. Die letzteren sind häufig gekennzeichnet durch aktive und fossile Geothermalsysteme
im Zusammenhang mit einem meist bimodalen Vulkanismus, basische bis saure Gesteine,
sowie durch Erdbeben-Epizentren.
Abb. 1: Aktive () und fossile (1: Hg-Lagerstätte; 2: Sb-Lagerstätte; 3: Au-Lagerstätte)
Geothermalsysteme des Menderes-Massives in W-Anatolien/Türkei (umgezeichnet
aus Dora et al., 1988).
Das Menderes- Massiv bildet eine domförmige Aufwölbung. Es wird im N und NW von der
Ophiolith-Zone Izmir-Ankara und im S von der Lykischen Decke bei Denizli
begrenzt(Abb.1). Seine westliche Erstreckung ist über die Inseln Kykladen im Ägäischen
Meer bis in die Pelagische Zone der Helleniden zu beobachten, während die Ausdehnung im
E noch nicht eindeutig bestimmt ist. In einer vereinfachten stratigraphischen Abfolge des
Massives dominieren die Gneise neben Metavulkaniten sowie diversen Schiefern mit
Metaquarziten und Phylliten. Örtlich vorherrschend sind Marmore, Kalke und junge
Sedimente. Postmetamorphe Intrusionen treten im Massiv als Granite, Granodiorite und
Tonalite auf. Ihre geochemische und mineralogische Zusammensetzung weist auf einen STyp-Granit, d.h. sedimentäres Ausgangsmaterial, hin (Dora et al., 1988, 1990). Darüber
hinaus werden Gneise, Metavulkanite und postmetamorphe Intrusiva von noritischen Gabbros
durchschlagen, allerdings ausschließlich in vertikalen Störungen.
Aufgrund der geochronologischen Daten können im Menderes-Massiv Gneise (Sedimentation
zw. 650 u. 700 Ma), Migmatite (Metamorphose 500 Ma) und Magmatite (470 Ma) in ihrer
zeitlichen Abfolge unterschieden werden (Satir und Friedrichsen, 1986; Sengör et al., 1984).
Durch die Fossilfunde von Hippurites und Vaccinites konnte Dürr (1975) das Alter der
Marmore als zur Oberkreide gehörend belegen. Die Gesteine erfuhren nach Satir und
Friedrichsen (1986) eine alpidische Metamorphose (zw. 60 u. 35 Ma) bei Temperaturen von
480 bis 600 °C. Die durch die Bruchtektonik verursachte Riftbildung wurde von den gleichen
Bearbeitern mit einem Maximal-Alter von 10 Ma datiert. Datiert wurden auch die Vulkanite
mit einem K-Ar-Alter von 30-12 Ma für die kalkalkaline Gruppe, während die alkalischen
Gesteine ein Alter von 15 Ma bis 18.000 Jahren aufweisen.
Abb. 2: Geotektonische Entwicklung des Menderes-Massives und seiner Riftzonen
(umgezeichnet aus sengör et al., 1982).
Aktive Geothermalsysteme im Menderes-Massiv
Exemplarisch untersucht wurden wegen ihrer günstigen Aufschlußverhältnisse die aktiven
Geothermalsysteme in verschiedenen Riftzonen, nämlich in den Thermalfeldern Salihli
(Gediz), Bayindir (Kücük Menderes) und Kizildere (Büyük Menderes) (Abb. 1). Die
Thermalwässer in diesen drei Riftzonen sind tektonisch an die NE-SW- bzw. NW-SE-
gerichteten und zu den Riftzonen senkrecht- bzw. schrägverlaufenden Störungen gebunden.
Sie treten in Salihli und Bayindir in Sedimenten des Miozän-Pliozän aus, dagegen in
Kizildere in jungen Kalken des Miozän-Pliozän. In diesen drei Thermalfeldern bilden
Quarzschiefer, Quarzite und Marmore das Reservoir (Yilmazer 1988). An der Oberfläche
dieser Thermalfelder herrschen Temperaturen von 92 °C (Salihli), 42 °C (Bayindir)
und 95 °C (Kizildere). Geochemische Thermometer weisen auf eine Reservoirtemperatur von
220-230 °C (Na-K), 230-260 °C (Na-K-Ca) und 260 °C (SiO2) in Salihli und Kizildere hin
(Yilmazer, 1988; Karamanderesi und Özgüler, 1988; Simsek, 1985).
In den aktiven Geothermalsystemen sind die Festgesteine durch die Interaktion mit den
zirkulierenden Thermalwässern, insbesondere in ausgewählten Feldern, intensiv alteriert. Dies
läßt sich schon im Gelände durch eine deutliche Farbänderung der Wirtsgesteine erkennen.
An den oberflächennahen Bereichen der Thermalfelder ist die Alteration besonders durch
phyllitische Chloritisierung, argillitische Tonmineralbildung und Silifizierung sichtbar. Das
exemplarische Beispiel dafür ist eine domförmige silifizierte Ausbildung "silica cap" bei
Salihli, welche möglicherweise für die Prospektion der Geothermalsysteme als
Pfadfindersignal eingesetzt werden könnte (Özgür, 1993). In der Nähe dieses Domes führte
eine Geländebegehung zu der Entdeckung eines Antimonitvorkommens.
Abb. 3: Geothermale Wassertypen der Thermalfelder Salihli, Bayindir und Kizildere in
PIPER-Diagramm.
Die Thermalwässer in den ausgewählten Feldern sind als Na-(SO4)-HCO3-Wässer zu
betrachten (Abb. 3) und weisen hohe Gehalte von B3+ (45 mg/1), F- (23,7 mg/1), As (5 mg/1),
Sb (3 mg/1), Hg (3 mg/1) und SO4 (bis 600 mg/1) auf, wobei die Gehalte von Au und Ag in
diesen Wässern im Rahmen eines von uns durchzuführenden Forschungsvorhabens
hydrogeochemisch bestimmt werden (Özgür, 1993). Es läßt sich grundsätzlich sagen, daß die
Elemente As, Sb, Hg und Au in den Thermalfeldern im Zusammenhang mit der
hydrothermalen Alteration eine deutliche Anreicherung gegenüber geochemischen
Durchschnittswerten aufweisen. Die hohen B-Gehalte, welche auch aus den Festgesteinen
herausgelöst werden können, stellen in der Region der Riftzone Büyük Menderes ein
besonderes Problem dar. Dadurch wird die wirtschaftliche Nutzung der Thermalwässer sehr
erschwert bzw. unmöglich gemacht, da für Fauna und Flora in der Grabenzone Büyük
Menderes Vergiftungsgefahr besteht. Simsek (1985) führt die erhöhten F-Gehalte auf eine
Wärmequelle magmatischer Natur zurück, was durch entsprechende Analysen und Vergleiche
mit anderen Gebieten, wie z.B. Isparta (Pekdeger et al., 1992a, 1992b), bestätigt werden kann.
In den tektonischen Bruchzonen und Störungen sowie in den Produktionsbohrungen der
Thermalwässer entstehen die Sinterbildungen durch Druckentlastung und
Temperaturabnahme. Diese mineralischen Präzipitate sind Silikate, Karbonate, Sulfate und
Sulfide.
Was die Herkunft und Genese der aktiven Geothermalsysteme angeht, so können sie nach
dem derzeitigem Kenntnisstand anhand von 18O- und 2H-Analysen einem meteorischen
Ursprung zugeordnet werden (Abb. 4; Filiz, 1983), obwohl einige Thermalwässer im weiteren
Westen des Menderes- Massives (Thermalfelder Seferihisar und Cesme) auch im
Zusammenhang mit der Meerwasserzirkulation in Verbindung gebracht werden können.
Fossile Geothermalsysteme im Menderes-Massiv
Als mögliche Äquivalente aktiver Systeme kommen die fossilen Geothermalsysteme nahezu
in allen Riftzonen des Menderes-Massives vor. Von größerem wissenschaftlichen Interesse
sind dort die epithermalen Quecksilber-, Antimon- und Arsenkies-Gold-Lagerstätten von
Haliköy, Emirli und Küre, gelegen in der Riftzone des Kücük Menderes (Abb. 1). Bei diesen
fossilen Systemen bilden Glimmerschiefer der Nebengesteine der Hg-Lagerstätte von
Haliköy, Quarz-Serizitschiefer und Metaquarzit die der Sb-Lagerstätte von Emirli und QuarzSerizitschiefer die der Arsenkies-Gold- Lagerstätte von Küre. Die Hg- Vererzung von
Haliköy ist an eine etwa 10 km lange und nahezu NS-SE-verlaufende Überschiebungszone
gebunden, welche möglicherweise einer Kompression nach Bildung der Riftzone des Kücük
Menderes durch die Dehnungstektonik zuzuschreiben ist. Gebunden sind auch die SbVererzung von Emirli und Arsenkies-Gold-Vererzung von Küre jeweils an NW-SE- bzw. NESW-verlaufende Störungszonen, obgleich manche Störungen in allen Lagerstätten erzfrei
sind.
Die fossilen Thermalfelder von Haliköy, Emirli und Küre lassen sich an der Oberfläche wie
die aktiven Geothermalsysteme durch eine deutliche Farbänderung der Festgesteine erkennen.
Die hydrothermale Alteration zeichnet sich durch prophyllitische Chloritisierung,
argillitisierte Tonmineralbildung, Serizitisierung und Silifizierung aus. Die Vererzung ist
meist an die Serizitisierung und Silifizierung gebunden, obgleich die argillitisierte
Tonmineralbildung sporadisch Pyritvererzungen aufweist.
Die Erzmineralparagenese der fossilen Hg-Lagerstätte Haliköy besteht aus Pyrit, Zinnober,
Markasit und spurenhaftem Gold. Dagegen setzt sich die Erzmineralparagenese der westlich
benachbarten Lagerstätte Emirli aus Pyrit, Arsenopyrit, Antimonit, Markasit, Auripigment,
Realgar, Zinnober und spurenhaftem Gold zusammen. Die Paragenese der Arsenkies-GoldLagerstätte von Küre, im W des Untersuchungsgebietes gelegen, besteht vorherrschend aus
Arsenopyrit sowie untergeordnet aus Pyrit, Markasit, Fahlerz und Spuren von Gold. Die
Vererzungen in alien fossilen Feldern sind an die NW-SE-, bzw. NE-SW-verlaufenden
Störungen gebunden und in Form von "veins" und "disseminations" vorhanden.
Aufgrund der Untersuchungen von Bohrkernen sowie von Proben innerhalb oberflächennaher
Bereiche lassen sich die fossilen Thermalfelder im Zusammenhang mit den hydrothemalen
Lösungen an der Oberfläche durch die Anomalien von Hg, Sb, As und Au veranschaulichen;
das ist der entscheidende Grund dafür, weshalb dort jeweils eine Lagerstätte vorhanden ist.
Durch die Interaktion von Fluida und Gesteinen werden offensichtlich die Edelmetalle Au
und Ag sowie die sie begleitenden Elemente Sb, Hg, As, Tl, etc. in den Alterationszonen an
die oberflächennahen Bereiche transportiert und dort abgelagert. Dagegen reichem sich die
Buntmetalle (Cu, Pb, Zn) in den tieferen Bereichen des Systems an, wie dies auch im
Untersuchungsgebiet der Fall ist.
Als Ursachen dafür werden (i) die bevorzugte Mobilisierung der Edelmetalle durch die
hydrothermalen Lösungen der Kontinentalkruste (Liu, 1989) sowie die niedrige Salinität der
Wässer hinsichtlich des Transportes von Metallen wie Cu, Pb und Zn angesehen. Die an der
Oberfläche angereicherten Spurenelemente wie Hg, Sb, As und Tl können für die Prospektion
und Exploration der Edelmetalle in Geothermalsystemen als Pfadfindersignale eingesetzt
werden, wie dies von Varekamp und Buseck (1983) belegt wird.
Abb. 4: δ18O- und δD-Gehalte in verschiedenen Grund- und Thermalwässern des MenderesMassives und seiner Umgebung. Zum Vergleich werden Wässer aus Yellowstone, Lanzarote
und Hekla dargestellt.
Genetische Betrachtungen der Bunt- und Edelmetalle in beiden Systemen
Die untersuchten aktiven und fossilen Geothermalsysteme sind tektonisch an die NE-SWbzw. NW-SE-verlaufenden Störungszonen gebunden, welche einer Kompression nach
Bildung der Riftzonen im Menderes-Massiv durch die Dehnungstektonik zuzuschreiben sind.
Darüber hinaus zeichnen sich die Felder beider Systeme durch die Alterationszonen von
prophylitischer Chloritisierung, argillitischer Tonmineralbildung, Serizitisierung und
Silifizierung aus. An den oberflachennahen Bereichen sind diese Alterationszonen
gekennzeichnet durch die Anomalien von Hg, Sb, As,Tl, Au und Ag.
Die 18O- und 2H-Analysen der Thermalwässer aus den ausgewählten Arbeitsgebieten können
einem meteorischen Ursprung zugeordnet werden (Abb. 4). Diese Annahme kann somit wie
folgt interpretiert werden: hydrogeo1ogisch setzt das System eine Versickerung meteorischer
Wässer in die oberflächennahen Bereiche der Erdkruste über eine durchlässige Zone bis in die
von den abkühlenden Vulkaniten bzw. Plutoniten beeinflußten undurclässigen Zonen voraus.
Die Wässer interagieren in der Tiefe entweder mit aufgeheizten Wirtsgesteinen bzw.
Wasserdämpfen oder aber mit heißen magmatischen Fluida. Thermale Konvektionszellen
drücken die aufgeheizten Wässer aufgrund ihrer niedrigen Dichte an die Oberfläche. Die
Konfiguration eines Geothermalsystems hängt infolgedessen von seiner geologischen Lage,
der Tektonik, der Durchlässigkeit der Wirtsgesteine, der hydrogeologischen Beschaffenheit
der Wässer in der Region und dem Wärmefluß ab (Bogie und Lawless 1987). Somit sind an
der Oberfläche Thermalquellen, dampfende Spalten, Geysire, Schammpfützen und Fumarolen
sichtbar.
Was die Genese der Hg-, Sb- und Au-Lagerstätten von Haliköy, Emirli und Küre in der
Riftzone des Kücük Menderes angeht, werden sie als fossile Bildungen betrachtet (Özgür,
1993). Diese Bildungen erfuhren das gleiche Geschehen eines Thermalwasserkreislaufes und
hängen zweifelsohne mit einem bimodalen Vulkanismus zusammen, welcher in den
Lokalitäten Yenisehir und Karaburc beobachtet und beprobt werden konnte. Was die
Herkunft der dort auftretenden Metalle angeht, so können sie im Rahmen der
Gesteins/Wasserwechselwirkungen während der Zirkulation der Geothermalsysteme
herausgelöst werden und dann in Form der Bisulfidkomplexe in die oberflächennahen
Bereiche transportiert werden (Özgür, 1993). Die Löslichkeit und der Transport von Buntund Edelmetallen erfolgen nach Krupp und Seward (1987, 1990) und Seward (1990)
durchweg in Form von Cl--und HS--(H2S)-Komplexen, welche die wichtigsten Liganden zur
Bildung anorganischer Metallkomplexe bilden (Barnes, 1979). Cl--Komplexe werden durch
die Abnahme der Temperatur und der H+-Aktivität destabilisiert, wogegen die Stabilität von
HS--Komplexen durch die Zunahme des pH-Wertes sowie durch die Abnahme des Eh-Wertes
erhöht wird (Clark und Williams-Jones, 1990). Ein erheblicher Teil der Bunt- und
Edelmetalle in hydrothermalen Lösungen wird in nahezu neutralen pH-Bereichen als
Thiokomplex gelöst und in einem Lösungsmilieu transportiert, in welchem (HS)2--Komplexe
vorherrschen (Seward 1973). Die Ausfállung dieser Metalle hängt vom T, P, pH-Wert und
Redoxpotential des Systems sowie von der totalen Schwefelkonzentration ab. Deshalb finden
die Erzausfállungen in fossilen Geothermalsystemen von Haliköy, Emirli und Küre in einem
pH-neutralen Bereich bei Temperaturen zwischen 100 und 300 °C statt. Dieses kann durch
FE- Temperaturen in Quarzen der Sb-Lagerstätte Emirli, die zwischen 105 und 290 °C liegen,
bestatigt werden (Karaoglu, 1993).
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