geologisch – naturschutzfachliche grundlagen des geoparks

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GEOLOGISCH – NATURSCHUTZFACHLICHE
GRUNDLAGEN DES GEOPARKS KARAWANKEN
GEOLOGISCH – NATURSCHUTZFACHLICHE
GEOPARKS KARAWANKEN
GRUNDLAGEN
DES
Autoren: Dr. Walter Poltnig, Dr. Uroš Herlec
Mitautoren für die Kapitel 1 und 3: Mag. Suzana Fajmut Štrucl, Mag. Mojca Bedjanič, Lenka
Rojs, Mag. Gerald Hartmann, Primož Vodovnik, Martin Vernik, Mag. Heidemarie AchatzRiepl
Fotos: Walter Poltnig, Tomo Jeseničnik, Lenka Rojs, Mojca Bedjanič, Matjaž Bedjanič,
Daniel Zupanc, Martin Vernik, Andreas Poltnig, Miha Jeršek, Paul Petschnig, Christopher
Kucher, Elmar Strobl, Samo Jenčič, Eberhard Klaura, Archiv Podzemlje Pece, Archiv RMK,
Archiv KPM
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
1. GEOPARK KARAWANKEN .................................................................................. 2
1.1 Allgemeine Beschreibung ............................................................................................................................... 2
1.2 Geographische Charakteristiken ................................................................................................................... 4
1.3 Biologische Vielfalt ........................................................................................................................................ 10
2. GEOLOGISCHES ERBE ...................................................................................... 20
2.1 Geologische Zusammenfassung
20
2.2 Geologische Übersicht
20
2.2.1 Zone der Periadriatischen Naht ................................................................................................................ 21
2.2.2 Paläozoikum der Südkarawanken ............................................................................................................ 21
2.2.3 Mesozoikum der Südkarawanken und Steiner Alpen .............................................................................. 21
2.2.4 Mesozoikum der Nordkarawanken .......................................................................................................... 22
2.2.5 Tertiär ...................................................................................................................................................... 22
2.3 Einfache Erklärung der geologischen Geschichte und Entstehung
23
2.4 Tektonische Geschichte
27
2.4.1 Detaillierte Strukturbeobachtungen und Stressfeld .................................................................................. 32
2.4.2 Beobachtungen zur zeitlichen Entwicklung der Störungszonen .............................................................. 39
2.4.3 Folgen für das Alpin-Karpatische Extrusionsmodell ............................................................................... 41
2.5 Stratigraphische Entwicklung
45
2.5.1 Grundgebirge der Südalpen ..................................................................................................................... 45
2.5.2 Oberkarbone bis mesozoische Bedeckung der Südalpen ......................................................................... 47
2.5.2 Granitzug der Periadriatischen Störungszone .......................................................................................... 51
2.5.3 Altkristallin (Präkambrium) ..................................................................................................................... 63
2.5.4 Tonalitzug der Periadriatischen Lineament-Zone .................................................................................... 63
2.5.5 Nordkarawanken – Drauzug – Gurktal-Deckensystem ............................................................................ 70
2.5.6 Mesozoische Bedeckung des Nordkarawanken – Drauzug – Gurktal-Deckensystems ........................... 71
2.5.7 Tertiär ...................................................................................................................................................... 75
2.5.8 Quartär ..................................................................................................................................................... 80
2.6 Mineralien ...................................................................................................................................................... 84
2.7 Vererzungen .................................................................................................................................................. 97
2.8 Paläontologie................................................................................................................................................ 101
2.9 Hydrogeologie .............................................................................................................................................. 109
3. LISTE UND BESCHREIBUNG DER GEOLOGISCHEN GEBIETE IM
GEPLANTEN GEOPARK ...................................................................................... 119
3.1 Geopunkte und Geopark-Lokalitäten ....................................................................................................... 119
3.2 Geopunkte und Geopark-Lokalitäten im Gebiet des geplanten Geoparks ............................................ 119
3.3 Liste der Geopunkte und Geopark-Lokalitäten im Geopark Karawanken ........................................... 121
3.4 Kurze Beschreibung der Geopunkte und Geopark-Lokalitäten ............................................................. 129
4. LITERATUR UND QUELLEN ............................................................................ 176
1
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
1. GEOPARK KARAWANKEN
1.1 Allgemeine Beschreibung
Karte 1: Lage des Geoparks im Hinblick auf Europa und beide Stammländer
Der geplante Geopark liegt zwischen zwei über 2000 Meter hohen Alpengipfeln: Petzen und
Koschuta. Er ist durch die reiche geologische Vielfalt zwischen den Alpen und Dinariden
gekennzeichnet. Seine administrativen Grenzen folgen den Grenzen von dreizehn Gemeinden (siehe
Tabelle 1). Auf slowenischer Seite ist der Geopark ein Teil der Region Koroška, auf der
österreichischen Seite ein Teil der Region Unterkärnten. Beide Regionen gelten aus Sicht ihres
jeweiligen Stammlandes als entlegen - trotz der Tatsache, dass sie in Europa eigentlich ganz zentral
liegen. Die Entfernungen zwischen größeren Städten und dem Geopark betragen 110 km –>
Ljubljana, 80 km –> Maribor, 50 km –> Klagenfurt/Celovec und 130 km –> Graz/Gradec. Im Süden hat
der Geopark keine direkte Verbindung zu einer Autobahn. Im Norden dagegen ist er direkt an die A2Autobahn (Wien-Venedig) angebunden und hat somit mit allen größeren Städten Europas
Verbindung.
Der Geopark ist auch mit der Bahn oder per Flugzeug erreichbar. Die nächstgelegenen
internationalen Flughäfen sind Letališče Jožeta Pučnika Ljubljana und der Flughafen Klagenfurt. Der
Hauptbahnhof der Umgebung ist in Bleiburg/Pliberk, von dort gibt es Verbindungen nach Maribor
(Osten) und Klagenfurt/Celovec (Westen), wodurch die Region schließlich an das europäische
Schienennetz angebunden ist. Darüber hinaus befinden sich in der Umgebung auch hunderte
Kilometer von Radwegen.
2
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Bodenfläche und administrative Grenzen
Der Geopark erstreckt sich mit einer Bevölkerung von 50.378 über eine Fläche von 977 km2. Er
umfasst Strojna, Kozjak, Pohorje, Kömmel und einen Teil der südöstlichen Alpen (Teil der
Karawanken und Steiner Alpen,). Auf der slowenischen Seite umfasst er fünf Gemeinden von
insgesamt 12 Gemeinden in der Region Koroška und liegt in der Ostslowenischen (Vzhodna Slovenija)
Kohäsionsregion (NUTS 2) und in der statistischen Region Koroška (NUTS 3). In Österreich ist der
Geopark ein Teil des Bundeslandes Kärnten (NUTS 2) und er umfasst Teile der Region Unterkärnten
(NUTS 3). Er schließt sieben Gemeinden von insgesamt 42 Gemeinden in Unterkärnten und die
Region Klagenfurt-Villach/Celovec-Beljak mit einer Gemeinde (Zell/Sele) ein. Von den acht
österreichischen Gemeinden gehören sieben zum Bezirk Völkermarkt/Velikovec und eine zum Bezirk
Klagenfurt Land/Celovec-Dežela (Zell/Sele).
Karte 2: Das Geoparkgebiet umfasst 13 Gemeinden.
Gemeinde
Bevölkerung
Fläche (km2)
Bevölkerungsdichte
(Einwohner/km2)
Črna na Koroškem
Dravograd
Mežica
Prevalje
Ravne na Koroškem
Feistritz ob
Bleiburg/Bistrica nad
Pliberkom
Bleiburg/Pliberk
Neuhaus/Suha
Globasnitz/Globasnica
Gallizien/Galicija
Sittersdorf/Žitara vas
Bad Eisenkappel/Železna
Kapla
Zell/Sele
Summe Geopark
3,545
9,038
3,665
6,844
11,621
156
105
26.4
58.1
63.4
22.7
86.1
138.8
117.8
183.3
2,066
54.07
38
3,932
1,123
1,635
1,798
2,064
69.72
36.33
38.43
46.8
44.97
56
31
43
38
46
2,415
199.12
12
632
75.3
8
50,378
973.64
63.1
Tabelle 1: Grunddaten zum Geopark
3
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Die ähnlichen Regionsnamen auf beiden Seiten der Grenze weisen auf die gemeinsame Geschichte
von Koroška (SI) und Unterkärnten (AT) hin. Einst bildeten die Region Koroška und die weitere
Umgebung des Bundeslandes Kärnten eine gemeinsame historische Region, die zum österreichischen
Teil der Österreichisch-Ungarischen Monarchie gehörte. Diese historische Teilung der Provinzen ist
immer noch tief in den Seelen der Bewohner dieser Grenzgebiete Sloweniens und Österreichs
verwurzelt. Nach dem Friedensvertrag von Saint-Germain-en-Laye im Jahr 1919 und dem
Referendum in Koroška im Jahr 1920 wurde der südöstliche Teil dieser geschichtsträchtigen Region
an Slowenien, die übrigen Teile an Österreich angeschlossen. Mit dem Beitritt Sloweniens zur EU
wurden die beiden Provinzen wieder symbolisch vereint.
1.2 Geographische Charakteristiken
Relief und Gewässer
Abbildung 1: Erosion der Berghänge über Topla
Abbildung 2: Trogtal im Hainschgraben/Koschuta
Tektonische Bewegungen während der Bildung der Steiner-Alpen und der Karawanken sowie
gletscher-, karstgeomorphologische Prozesse und Erosion haben ein einzigartiges und interessantes
Relief im Gebiet zwischen der Petzen und der Koschuta geschaffen. Der Geopark bildet überwiegend
eine hügelige und gebirgige Landschaft mit Tälern entlang der Flüsse Drau, Meža, Mislinja und
Vellach/Bela und dem Jauntal/Podjunska dolina im Norden des Geoparks. Er umfasst die östlichen
Karawanken einschließlich der nördlichen und südlichen Gebirgskette, einen Teil der Steiner-Alpen
und Teile der Grenzgebirgsgruppe von Košenjak, Pohorje, Strojna und Kömmelberg/Komelj. Im
nördlichen Teil der östlichen Karawanken befinden sich die höchsten Gipfel: Obir/Hochobir (2139 m),
Košuta/Koschuta (2136 m), Peca/Petzen-Kordeschkopf (2126 m), Peca/Petzen-Feistritzer Spitze (2113
m), Raduha (2125 m) und der etwas niedrigere Ursulaberg/Uršlja gora (1699 m), während im
südlichen Teil das vulkanische Gebirge Smrekovec (1577 m) und der Berg Olševa/Uschowa (1929 m)
vorherrschen. Das Relief ist durch die vielfältigen geologischen Strukturen und verschiedenen
tektonischen Ereignisse sehr ungleichmäßig geformt. Die vorherrschenden Formen sind abgerundete,
staffelförmige Gipfel und Hochebenen. Das Kalksteinrelief zeichnet sich durch charakteristische steile
Hänge und schmale Grate ab. Auf der anderen Seite umfasst das magmatische und metamorphe
Relief eine gleichmäßigere und breitere Fläche. Im nördlichen Teil des Geoparks erstreckt sich das
Jauntal zwischen der Drau im Norden und den Karawanken im Süden. Entlang der Staatsgrenze liegt
das Hochland von Strojna, das dank seiner Massivität, hügeligen Hänge und Schluchten
bemerkenswert ist. Zwischen der Petzen und dem Ursulaberg im Norden und der Raduha und
Smrekovec im Süden gibt es weniger gestaffelte Bereiche mit sanften Hängen, die in die tief
eingeschnittenen Flusstäler von Meža und Bistra hinabreichen. Im Osten grenzt das Mislinja-Flusstal
an die östlichen Karawanken und das Pohorjegebirge.
4
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 3: 3D-Reliefmodell des Geoparks
Die geologische Struktur beeinflusst auch das Gewässernetz. Auf Kalkstein und Dolomit gibt es fast
keinen Oberflächenabfluss, auf undurchlässigen Gesteinen ist das Gewässernetz jedoch sehr dicht.
Der größte Fluss im Geoparkgebiet ist die Drau, und die meisten anderen Flüsse in diesem Gebiet
(Meža, Mislinja, Jaun/Podjuna, Vellach/Bela) münden in sie. Neben der Drau, die entlang der
Geoparkgrenze fließt, bilden die Flusseinzugsgebiete der Meža und der Vellach/Bela den Großteil des
hydrographischen Netzes. Die Vellach/Bela entspringt in den Karawanken, fließt durch das Vellachtal
und mündet in Gallizien/Galicija in die Drau. Die Meža entspringt aus den Berghängen der Uschowa
(unter dem Maroldčev-Gipfel - 1490 m) und folgt hauptsächlich der Richtung West-Ost. Sie fließt
durch eine meist schmale, mit Wasserbecken, Stromschnellen und Terrassen übersäte Schlucht.
a) Klima
Die Ostkarawanken (Petzen, Uschowa, Koprivna) weisen ein kontinentales Niederschlagsregime auf,
im Sommer fällt die Mehrheit der Niederschläge. Die Niederschlagsmenge nimmt Richtung Osten, wo
das kontinentale Niederschlagsregime in ein gemäßigtes kontinentales Klima hinübergeht, ab. Das
Gebiet hat zwei charakteristische Wetterphänomene, die Temperaturinversion im Winter und den
den nördlichen Föhn, auch Karawanken-Föhn genannt.
a) Boden, Vegetation und Landnutzung
Der Großteil des Geoparks ist von Wäldern bedeckt, weswegen das Gebiet in den beiden Ländern für
seinen Reichtum an Wäldern bekannt ist. Die Wälder stellen ein großes Potenzial für die Wirtschaft
und Industrie (Holzverarbeitung, Sägewerke etc.) sowie für die nachhaltige Entwicklung der Region
(die Nutzung der lokalen natürlichen Materialien in Bau-, Holz-Biomasse als Energiequelle etc.) und
des Geoparks (Waldlehrpfade, experimentelle Flächen etc.) dar.
Die magmatische und metamorphe Gesteinsbasis bilden die Grundlage für saure Braunerden und
Ranker, die in niedrigen Lagen durch acidophile Buchenwälder und in höheren Lagen durch Buchenund Tannenwälder, die typisch für das Alpenvorland sind, bedeckt sind. Auf Karbonatgesteinen
(Petzen und Ursulaberg), entwickelten sich Rendzinen und Braunerden, die einen guten Erdboden für
Buchenwälder in den tieferen Lagen und für Kiefernwälder in den höheren Lagen bieten. Für den
Naturschutz sind die Buchenwälder in den Karawanken bedeutend, weil sie eine Besonderheit in
Europa darstellen und damit einen Teil des Natura2000-Gebiets bilden. Auf Anschwemmungen der
Drau und der Vellach im Jauntal erstreckt sich ein Gebiet namens Dobrova, für das ein
zusammenhängender Wald (früher hauptsächlich Laub-Eichenwälder, heute überwiegend
5
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Nadelbäume) charakteristisch ist. Aufforstung mit Nadelbäumen (vorwiegend Fichten) hat den
ursprünglichen Mischwald abgelöst. In einigen Gebieten wurden Laubbäume durch Verschmutzung
(ein extremer Fall ist das "Tal des Todes " in Žerjav) beschädigt. Im Hochgebirge gibt es felsige Hänge
(vor allem auf der nördlichen Seite), weiter unten auf den Bergausläufern sind die Felsen schon durch
Grasflächen ersetzt. Flussterrassen weisen mit Gras bedeckte Flussuferböden auf.
Alpenalmen und kleine Bergsiedlungen sind großteils auf kleinflächigen Verebnungen entstanden,
meistens auf nassem Boden, was darauf hinweist, dass paläozoische Gesteine im Untergrund
vorliegen. Diese Gesteine wurden in der Regel auch zum Bauen und für Werkzeuge verwendet.
In den Tälern des Geoparkgebietes ist extensive Landwirtschaft charakteristisch, während die hoch
gelegenen Almen in erster Linie auf Rinderzucht, ökologische Landwirtschaft und
landwirtschaftlichen Tourismus ausgerichtet sind. Hier hat die Landwirtschaft nicht die besten
Aussichten, obwohl sie eine wichtige Gestalterin und Bewahrerin der Kulturlandschaft und der
Besiedlungseigenschaften in den ländlichen Regionen und dadurch ein äußerst wichtiges räumliches
Element ist. Das Gebiet zeichnet sich auch durch ein hochwertiges Kulturerbe aus. Dieses sollte durch
die Bewahrung der entsprechenden Landschaftsstruktur, Landwirtschaftsbearbeitung und
Tourismusentwicklung für künftige Generationen gesichert werden.
Karte 3: Landschaftsnutzung im Geoparkgebiet
6
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Humangeographie des Gebiets
a) Bevölkerung und Besiedlung
Aufgrund der Entvölkerung (Abwanderung, hohe Sterberate) zählen die Regionen in ihren
Stammländern zu den am dünnsten besiedelten Gebieten. Der Geopark weist eine Bevölkerungszahl
von 50.378 Einwohnern und eine Bevölkerungsdichte von 63,1 Einwohnern/km2 auf (siehe Tabelle 1).
In den Dörfern und Städten im Tal ist die Bevölkerungskonzentration höher; die Besiedlung der
Bergregionen dagegen ist sehr dünn (z.B. beträgt die Bevölkerungsdichte der Gemeinde Črna na
Koroškem nur 23 Einwohner/km2).
Bevölkerungsstruktur und Siedlungseigenschaften wurden großteils durch die Eisen-, Bergbau- und
Kohleindustrie beeinflusst. Dadurch haben sich die ehemaligen Dörfer in Tälern und an Bergfüßen zu
Städten entwickelt. Die häufigsten Siedlungstypen in der Region Koroška sind Streusiedlungen und
hochliegende, alleinstehende Bauernhöfe. Hier kann man sogar die höchst liegenden Bauernhöfe
Sloweniens finden (z. B. Jekl auf 1322 m).
Im gesamten Geoparkgebiet ist eine erhebliche Alterung der Bevölkerung festgestellt worden. Diese
ist zwar mit dem slowenischen Durchschnitt vergleichbar, aber immer noch deutlich über dem
österreichischen Durchschnitt. Im Vergleich zum slowenischen Durchschnitt verfügt ein größerer
Anteil der Bevölkerung über eine höhere bzw. Hochschulausbildung, was auch ein großes Potenzial
für die Beschäftigung und Wirtschaftsentwicklung darstellen sollte. Auf der anderen Seite weist die
Region auf der österreichischen Seite ein niedrigeres Bildungsniveau im Vergleich zum
österreichischen Durchschnitt auf. Leider gibt es auf der gesamten Geoparkfläche einen erheblichen
Mangel an Beschäftigungsmöglichkeiten (mit Ausnahmen des Verarbeitungsbereichs – z.B. der
Mahle-Filtersystem-Betrieb und das Unternehmen Metal Ravne, d.o.o.) und auch die bestehenden
Arbeitsplätze verlangen vor allem geringere Qualifikationen. Nach unseren Schätzungen könnten die
neuen touristischen Angebote bzw. der Geotourismus neue Arbeitsplätzen schaffen, direkt im
Tourismus oder indirekt im Handel und in Betrieben (15-20 neue Arbeitsplätze).
b) Wirtschaft
Die Wirtschaft im Geoparkgebiet wurde anhand eines Vergleichs von Daten der statistischen Region
Koroška (SI) und des politischen Bezirks Völkermarkt/Velikovec inklusive der Gemeinde Zell/Sele
(Bezirk Klagenfurt-Land) (AT) aus den Jahren 2006 und 2010 (gemäß der Datenverfügbarkeit)
analysiert. Beide Regionen weisen im Jahr 2010 etwa die gleiche Arbeitnehmeranzahl auf: Koroška
11.697 und der Bezirk Völkermarkt 11.192 Arbeitnehmer. Ein großer Unterschied zwischen den
beiden Regionen zeigt sich im durchschnittlichen monatlichen Bruttoeinkommen. Im Jahr 2010 belief
sich das durchschnittliche monatliche Bruttoeinkommen in der slowenischen Region Koroška auf
1.280 Euro und im Bezirk Völkermarkt auf 2.054 Euro. Unterschiede gibt es auch bei der
Betriebsanzahl: Im Bezirk Völkermarkt waren im Jahr 2010 1.116 und in der Region Koroška 1.059
Betriebe angesiedelt.
Beschäftigung nach Wirtschaftssektoren
In der Wirtschaftsstruktur des Bezirks Völkermarkt herrschen der sekundäre und tertiäre Sektor vor,
während in der Region Koroška der sekundäre Sektor mit Verarbeitungsindustrie den größten Anteil
mit mehr als 60% des Profits der Region erzeugt. Wegen der unzähligen Naturschönheiten und der
Attraktivität der Geoparkregionen ist die zukünftige Wirtschaftsentwicklung auf den Tourismus
ausgerichtet. Ein weiterer Schwerpunkt der Wirtschaftsentwicklung sind die kleinen und mittleren
Unternehmen, die derzeit eine Mehrheit der Arbeitnehmer beschäftigen.
Statistiken aus 2006 zeigen, dass die Geoparkregionen einen höheren Anteil der Arbeitsplätze im
primären Sektor im Vergleich zu dem slowenischen (6%) und österreichischen (5,5%) Durchschnitt
haben. Dadurch zeigt sich offensichtlich der ländliche Charakter dieser Region, der sich auch in der
Bevölkerungsdichte widerspiegelt. Die wichtigsten Wirtschaftszweige in den Gemeinden Zell/Sele,
7
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Neuhaus/Suha, Gallizien/Galicija, Globasnitz/Globasnica, Bad Eisenkappel/Železna Kapla, Črna na
Koroškem, Mežica und Prevalje sind noch immer Land- und Forstwirtschaft.
Der sekundäre Sektor beschäftigt noch immer einen bedeutenden Anteil der Bevölkerung im
Geoparkgebiet, vor allem in der Auto- und Metallindustrie. Das Unternehmen Mahle in St. Michael
ob Bleiburg/Šmihel nad Pliberkom ist mit seinen 2.500 Mitarbeitern eines der wichtigsten
Unternehmen in Bundesland Kärnten, und das Unternehmen Metal Ravne, d. o. o. in Ravne mit 1.000
Mitarbeitern eines der wichtigsten Unternehmen in der slowenischen Region Koroška. Beide
Unternehmen tragen bedeutend zu einem hohen Beschäftigungsanteil (41%) im sekundären Sektor
bei.
Der Anteil der Beschäftigung im Dienstleistungsbereich (tertiärer Sektor) betrug im Jahr 2006 rund
47%, was deutlich niedriger als in Kärnten (66,4%), Österreich (68%) oder Slowenien (58,6%) ist.
Wirtschaftssektor
Bundesland
Kärnten (%)
Völkermarkt/
Velikovec (%)*
Geopark gesamt % ~
Primärer Sektor
Sekundärer Sektor
Tertiärer Sektor
Quartärer Sektor
5,9
53,7
40,4
7,5
9,9
29
53,9
10,8
7,9
41,4
47,2
9,2
Tabelle 2: Wirtschaftsdaten der statistischen Regionen im Geopark
Die Wirtschaft setzt große Hoffnungen auf den Ausbau der neuen „Koralm“-Eisenbahnlinie und auf
die 3. Entwicklungsachse des slowenischen Autobahnnetzes, die das ganze Geoparkgebiet in den
internationalen Wirtschaftsraum integrieren würden.
Die wichtigsten Beschäftigungszentren im Geopark sind Völkermarkt/Velikovec, Eberndorf/Dobrla
ves, Bleiburg/Pliberk, Feistritz ob Bleiburg/Bistrica nad Pliberkom (St. Michael ob Bleiburg/Šmihel nad
Pliberkom), Ravne na Koroškem, Slovenj Gradec, Dravograd und Prevalje, mit einem Anteil von 70%
aller Arbeitsplätze.
Die Arbeitslosenquote in den Geoparkregionen beträgt 12,18%; das ist deutlich höher als der
europäische Durchschnitt (EU27 – 9,6%), fast doppelt soviel wie im Vergleich zum österreichen
(6,9%) Durchschnitt und etwas hoher als der slowenische Durchschnitt (11,6%).
a) Tourismus
Im Geoparkgebiet stellt der Tourismus den zweitwichtigsten Wirtschaftszweig im Rahmen der
Dienstleistungsbranche dar. Die Nächtigungskapazitäten betragen 3.901 Betten. Im Jahr 2010
wurden seitens der Anbieter von touristischen Leistungen 179.142 Übernachtungen registriert. Mehr
als die Hälfte (51,6%) davon entfallen auf die Gemeinde Bad Eisenkappel/Železna Kapla, im
slowenischen Geoparkgebiet wurden nur 8,8% registriert. In der Touristenstruktur herrschen
inländische Touristen (SI - 58,6%, AT - 73,9%) vor. Die Auslandstouristen kommen vor allem aus
Deutschland, den Niederlanden, Ungarn, Italien und Schweden. In der Sommer- und WinterHochsaison ist eine höhere Besucherkonzentration festzustellen. Die durchschnittliche
Aufenthaltsdauer beträgt fünf Tage, in der Nebensaison gibt es dagegen überwiegend
Tagesbesucher.
Die Schlüsselelemente des touristischen Angebots sind saisonale Sommer- und Winteraktivitäten,
kulturhistorische und natürliche Sehenswürdigkeiten, Urlaub auf dem Bauernhof in Verbindung mit
traditioneller Küche und Kurtourismus (dem Kurtourismus fällt ein Großteil der Übernachtungen zu,
er ist vor allem im Kurzentrum Bad Eisenkappel konzentriert).
8
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 4: “Grüner
Aktivitäten im Geopark
Tourismus”:
Die beliebtesten Sommeraktivitäten
sind Wandern, Radfahren, Klettern und
Besuche der Kurorte, denn die
Berglandschaft mit ihren gut geführten
Wander- und Bergwegen bietet
zahlreiche
Möglichkeiten
für
verschiedene Zielgruppen. Durch das
Geoparkgebiet führen die Abschnitte
zweier internationaler Wanderwege
des Europäischen Fernwanderweges E6
und der Via Alpina sowie Abschnitte
des slowenischen Bergwanderweges,
der Bergtransversale von Koroška und
andere. Die Wege führen an 12
Berghütten vorbei. Es werden aber
auch immer mehr thematische
Wanderwege (Koschuta-Geotrail, Waldlehrpfade usw.) errichtet.
Mehrere geomorphologisch interessante Felswände ziehen zahlreiche Kletterer an. In den Monaten,
in denen das Klettern im Freien nicht möglich ist, stehen aber auch einige Kletterhallen zur
Verfügung. In Feistritz ob Bleiburg/Bistrici pri Pliberku wurde sogar ein Kletterturm aufgestellt, der im
Winter für das Eisklettern genutzt wird.
Das Geoparkgebiet verfügt über ein weitläufiges Radwegenetz. Es wird teilweise durch den
internationalen Drau-Radweg und zahlreiche lokale thematische Radwege (zum Beispiel KunstRadweg Bleiburg/St. Michael, Kundi-Radweg etc.) gequert. Mehrere Wald-und Bergstraßen sind als
Mountainbike-Wege gekennzeichnet (zum Beispiel die grenzüberschreitende Mountainbike-Tour
rund um die Petzen), und hier kann man auch den ersten slowenischen Mountainbike-Park finden.
Zwei besonders attraktive Aktivitäten für Bergradler sind „Stollenbiken“ durch das aufgelassene
Bergwerk in der Unterwelt der Petzen (Podzemlje Pece) und Downhill-Biken auf der Bergstraße der
Petzen Richtung Norden.
Der wichtigste Erfolgsindikator der regionalen Tourismusentwicklung ist der auf Wasser basierende
Gesundheitstourismus. Es gibt ihn vor allem im einzigen Kurzentrum von Bad Eisenkappel und an den
Seen Unterkärntens (Pirkdorfersee/Breško jezero, Gösselsdorfersee/Goslinjsko jezero und
Sonneggersee/Sončno jezero). Der einzige See auf der slowenischen Seite des Geoparks ist der
Ivarčko jezero, der touristisch aber schon seit Jahren stagniert. Auch die Drau gewann als schiffbarer
Fluss an Bedeutung und bietet touristische Touren auf traditionellen Flößen.
Das wichtigste Wintersportzentrum sind die Petzen-Bergbahnen mit mehr als 20 km Pisten. Dieses
Angebot wird durch kleinere Skipisten in tieferen Lagen auf der slowenischen Seite (Ivarčko, Črna,
Poseka, Rimski vrelec und Bukovnik), Langlauf-Loipen und attraktive Skitouren-Gebiete ergänzt.
Die Wichtigsten unter den zahlreichen kulturhistorischen und natürlichen touristischen Attraktionen
sind mit Sicherheit die Angebote der Schlüsselpartner – die Unterwelt der Petzen (Podzemlje Pece),
das Touristische Bergwerk und Museum Mežica mit mehr als 230.000 Besuchern seit 1997 und das
Naturdenkmal Obir-Tropfsteinhöhlen in Bad Eisenkappel/Železna Kapla, das seit 1991 (als das
Animations- und Interpretationsprogramm in der Höhle verbessert wurde) mehr als eine Million
Besucher verzeichnete. Zusammen mit anderen österreichischen und slowenischen Bergwerken sind
diese zwei touristischen Bergwerke die Gründer der grenzüberschreitenden Transversale der
unterirdischen Museen.
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Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Auf dem Gebiet wächst die Zahl der touristischen Bauernhöfe, ebenso wie die Zahl der neuen lokalen
Marken für die Vermarktung von verschiedenen traditionell hergestellten Landwirtschaftsprodukten
(vor allem kulinarischen). Die lokale Gastronomie setzt nämlich viel Wert auf traditionelle Küche.
Die ersten Beispiele der grenzüberschreitenden unternehmerischen Zusammenarbeit im Bereich der
gemeinsamen Planung und Vermarktung im Tourismus sind bereits vorhanden. Diese
Partnerschaften werden durch Aktivitäten im Zusammenhang mit dem Geopark zusätzlich erweitert
und gestärkt.
1.3 Biologische Vielfalt
Die biologische Vielfalt bzw. Biodiversität der Alpen ist ein Erbe der Eiszeiten. Während
verschiedener Eiszeitepochen haben sich etliche Pflanzen- und Tierarten zurückgezogen, einige
erschienen dann später wieder und neue kamen dazu. Der derzeitige Zustand ist hauptsächlich die
Folge der letzten Eiszeit und des Menscheneinflusses. Auf das Alpengebiet wirken die klimatischen
Einflüsse des Mittelmeeres und des kontinentalen Klimas, sowie auch die Wetterfronten vom
Atlantik ein.
Die Steiner Alpen und Ostkarawanken sind im Vergleich zu den Julischen Alpen relativ schlecht
erforscht, obwohl sie den Daten und der Evaluierung zufolge die gleiche Stufe der Biodiversität
erreichen. So findet man in diesem Gebiet auch solche Pflanzenarten, die nach der letzten Eiszeit als
ein Relikt erhalten geblieben sind und heute nur noch einen engen Lebensraum besiedeln –
endemische Arten in den Steiner Alpen und Ostkarawanken. Die Biodiversität des Gebietes ist also
nicht nur national, sondern auch europaweit herausragend.
Die Petzen und ihre Alpentäler
Das Geoparkgebiet zeichnet sich auch durch
das Hochgebirge der Petzen aus, sowohl als
ein Karsthochgebirge mit charakteristischen
unterirdischen
und
oberirdischen
Karstformen und Verkarstungsprozessen, als
auch mit seiner herausragenden Flora. Das
Gebiet
stellt
nämlich
die
östliche
Verbreitungsgrenze für Hochgebirgshabitate
und -arten dar. Einzelne Gebirgsbäche, die
bei Schneeschmelze Hochwasser führen,
gestalteten das bunte dynamische Bild der
Alpentäler,
das
trotz
der
Menschenbesiedlung seine ursprüngliche
Gestalt behalten hat. Die Einheimischen
bewahren noch heute das reiche Kulturerbe der Täler und geben auch die Erfahrungen der
nachhaltigen und naturnahen Bewirtschaftung des Gebietes an die nächsten Generationen weiter.
Im Gegensatz zu den niedrigeren Gebieten wie z.B. Žerjav, wurde die Biodiversität der Hochgebiete
der Petzen durch die Bergwerkstätigkeit in der Vergangenheit nicht geschädigt. Die Gipfel der Petzen
über der Waldgrenze sind nämlich für ihre Vielfalt von natürlichen Lebensräumen, vor allem der
Alpen-Rasengesellschaften, -Felsgebiete und –Büsche bekannt. Für die südlichen Berghänge der
Petzen sind Felshänge, Felsgeröll, Büsche und Gebirgswälder mit einer thermophilen, petrophilen
und kalziophilen Flora und Fauna charakteristisch. Hier finden wir charakteristische Arten der
Alpenflora wie das Alpenglöckchen und dessen Verwandte, das Kleine Alpenglöckchen, sowie die
Weiße Alpenanemone, den Clusius Enzian und den kleinblütigen Enzian – auch „Frühlings-Enzian“
genannt. Außerdem wachsen hier einige Primelarten, von denen nur eine, die Alpenaurikel,
10
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
geschützt ist. Die gelbe Aurikeldecke wird noch durch die seltene Wulfenprimel und Zwergprimel
ergänzt. Das Vorkommen der Zwergprimel auf dem Gipfel der Petzen an beiden Seiten der Grenze ist
neben dem Smrekovec-Gebirge (Komen) der einzige bekannte Standort in Slowenien. Ganz an der
Grenze wächst die seltene, im Sommer blühende Alpenazalee.
Auf dem Gebiet der Petzen und des Topla-Tales wachsen auch
einige Arten des geschützten Knabenkrauts.
Schon unter der Berghütte auf der Petzen treffen wir die Grüne
Hohlzunge und Korallenwurz. Von den Knabenkräutern kommen
noch das Langblättrige Waldvöglein, die Weiße Höswurz, das
Fuchs-Knabenkraut und unter dem Kordeschkopf noch die
Zwergorchis vor. Unter den Knabenkräutern hebt sich besonders
das Steiner-Alpen-Kohlröschen (das Foto rechts) ab, das einen
Endemit der Steiner-Alpen und der Karawanken darstellt. Im
Lärchen-Fichten-Wald unter der Berghütte kommt auch eine
seltene Farnart, die Echte Mondraute, vor.
In Felsklüften im Karbonatgestein wächst die nach dem
slowenischen Botaniker Karl Zois benannte Zois-Glockenblume
(Abbildung unten links), die wie das vorher erwähnte Kohlröschen ein Endemit der Steiner-Alpen und
der Karawanken ist. Sie hat aber auch einige Standorte in Italien, Österreich und in Trnovski gozd. Im
Jahr 1968 beschrieb der österreichische Botaniker Melzer zum ersten Mal die Grasart „Petzenhafer“.
Sie wurde nach den gefundenen Exemplaren von der Petzen, die
später auch auf der slowenischen Seite bestätigt wurden, benannt.
Das Gebiet der Petzen ist also auch deren Typenfundort.
Genauso interessant ist die Fauna der Petzen, die ein bedeutendes
Habitat von seltenen und gefährdeten Tierarten darstellt:
gefährdete Hühnervogelarten wie das Haselhuhn, den Auerhahn,
den Birkhahn und das Alpenschneehuhn. Wir können hier auch
nicht an den gefährdeten Vogelarten wie den Eulen vorbei, vor
allem am kleinen Sperlingskauz und Rauhfußkauz, obwohl beide
wegen der Konkurrenz in den niedrigeren Lagen einen neuen
Lebensraum höher in der Fichtenzone finden müssten. In den
Alpentälern unter der Petzen kommen auch regelmäßig zwei
gefährdete Raubvogelarten vor, der Wanderfalke und der
Steinadler.
Das Topla-Tal auf der Südseite der Petzen ist eines der
schönsten Alpentäler Sloweniens. In seinem Flussbett fließt
der Bach Topla. Auf einigen Überflutungsgebieten gibt es gut
erhaltene, biotisch vielfältige Sumpfwiesen. Im Topla-Tal liegt
auch die Fundstelle von drei seltenen Knabenkrautarten:
Einknollige Honigorchis, Kleines Zweiblatt und Kriechendes
Netzblatt. in dem Gebiet wurden ungefähr 30
Schmetterlingsarten erfasst, unter ihnen auch der seltene
Apollofalter, der aber wegen des menschlichen Einflusses in
der Region Koroška wahrscheinlich schon ausgestorben ist.
Auch an den südöstlichen und östlichen Hängen der Petzen, wo das Terrain im Kontaktbereich der
durchlässigen und undurchlässigen Unterlage eher feucht ist, haben sich an den zahlreichen Quellen
verschiedene Sumpfwiesentypen entwickelt. Jetzt bieten sie etlichen gefährdeten Pflanzen- und
Tierarten Unterkunft. Eine dieser Unterkünfte ist das Quellgebiet des Baches Helenski potok in
Podpeca, wo wir kleinflächige Fragmente von Quellmooren finden können. Leider ist das Gebiet
11
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
aufgrund der Baumaßnahmen, der Intensivbeweidung sowie der Entwässerung in einigen
Quellgebieten und wegen der Errichtung von Entwässerungskanälen im unteren Teil schon teilweise
zerstört worden. Viele der im Geoparkgebiet festgestellten Pflanzenarten sind potenziell gefährdet,
wie z.B. das Knabenkraut, die Sumpf-Stendelwurz, das Gemeine Fettkraut oder mehrere Arten von
Seggen. Trotz der Fragmentation von Sumpfhabitaten wurden hier relativ viele Schmetterlingsarten
gefunden, z.B. der Silberscheckenfalter-Baldrian und das stark gefährdete Große Wiesenvögelchen.
Auf diesem Gebiet lebt auch eine der letzten Populationen des Skabiosen-Scheckenfalters.
Es gibt noch zwei Quellmoore am Fuß der Petzen, die wir erwähnen müssen. Beide befinden sich in
Mežica. Das sind das Moor Šumec und die Sumpfwiesen in der Nähe des Bauernhofs Škudnik in
Podkraj. Beide schließen auch floristisch reiche, trockene und thermophile Wiesenflächen gleich über
der Staubstraße ein. Hier befinden sich der Standort einiger
national und lokal seltener, gefährdeter Sumpfarten und die
gefährdete Vegetation der Übergangsmoore. Von großer
Bedeutung ist der einzige Fundort des Langblättrigen
Sonnentaus (Foto links) in der Region Koroška, zu dem dann
noch der immer öfter auftretende, aber dennoch seltene und
geschützte Rundblättrige Sonnentau kommt. Zur Familie der
fleischfressenden Pflanzen zählen neben den oben genannten
Sonnentauarten noch das Gemeine Fettkraut und das AlpenFettkraut. Oberhalb des Quellgebiets von Šumec finden wir
neben etlichen anderen Knabenkräutern auch das seltene
Kleinblütige Einblatt und die Sumpf-Stendelwurz. Interessant
ist auch das Vorkommen des Fieberklees und der AlpenRosenbinse. Die übrigen Quellgebiete, die in den letzten Jahren
ebenso durch Entwässerungs- und Baumaßnahmen geschädigt
worden sind, gelten auch als bedeutende Habitate für
hygrophile Schmetterlingsarten. Hier ist das Große
Wiesenvögelchen zum letzten Mal im Jahr 1992 gesehen worden. Leider ist seine Population wegen
der verschiedenen Eingriffe wahrscheinlich für immer verschwunden. Unter anderen
Schmetterlingsarten kommen einige, wie z.B. der Heilziest-Dickkopffalter, der SilberscheckenfalterBaldrian und der Skabiosen-Scheckenfalter, regelmäßig vor.
Ein andersartiger Lebensraum ist der westliche Teil der Skipiste Štalekar. Hier blieben wegen der
steilen Lage auf Karbonatgesteinen trockene, wärmeliebend Rasengesellschaften durch Weide und
Heumahd erhalten. Dieser Berghang ist aber durch das Vorkommen von 64 Arten von Tagfaltern
bedeutend. Hier wurde nämlich mehr als die Hälfte aller bisher beobachteten Arten im Gebiet der
Region Koroška gezählt. Hier treffen sich Wärme liebende Arten der trockenen Rasengesellschaften
und einige subalpine Arten, wie z.B. die Vertreter der Mohrenfalter und der NatternwurzPerlmutterfalter. Der letztere hat hier keinen zusammenhängenden Lebensraum. Im Grenzgebiet der
Kulturweiden und des ausgesetzten Berghanges der Skipiste leben noch zwei feuchtigkeitsliebende
Arten, der Silberscheckenfalter-Baldrian und der Lilagold-Feuerfalter. Am Waldrand und in hellen
Laubwäldern sind auch die Arten Gelbringfalter und Maivogel vorhanden, der letztere kommt
vereinzelt vor, beide sind aber sehr selten. Der Zustand der Falterhabitate wird immer schlechter. Die
Daten zeigen, dass einige seltene und gefährdete Arten in den letzten Jahren nicht mehr beobachtet
werden konnten. Zu diesen Arten zählen z.B. der Blauschwarze Eisvogel und der Schwarzfleckige
Ameisen-Bläuling.
Die Uschowa und die Tälern von Koprein/Koprivna und Bistra
Ein weiteres, naturschutzfachlich und biotisch bedeutendes Gebiet umfasst die Gipfelzone der
Uschowa, ihre nördlichen Berghänge und das Koprivna-Tal. Die Hänge zeichnen sich durch eine
Vielfalt natürlicher und anthropogener Habitaten aus, wie die Berg- bzw. Alpen-Rasengesellschaften,
Felsgebiete und Geröllfelder auf Karbonatgesteinen, Krummholzgebüsche an der Waldgrenze,
12
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
nachhaltigen Gebirgswälder, ein Torfmoor mit spezifischer Flora und den Bach Koprivna mit
Seitenzubringern. Er ergänzt in seinem relativ natürlich erhaltenen Oberlauf die biologische Vielfalt
des Gebiets.
An den nördlichen Hängen der Uschowa wächst ein typischer Fichten-Lärchen-Buchenbestand der
oberen Waldgrenze. Wie auf der Petzen finden wir auch auf den Felshängen der Uschowa eine
interessante Felsvegetation, z. B. die schon erwähnte Aurikel und die Zois-Glockenblume. Das
weitere Gebiet des Geoparks wie auch der Karawanken Gebirgskette ist ein bedeutender
Aufenthaltsort des Auerhahns und seiner verwandten Art, des Birkhahns. Die Vielfalt des Gebietes
ergänzt das Moor Zadnji travnik am Fuß der Uschowa, das ein typisches Hochmoor in den letzten
Phasen der Überwachsung (Sukzession) und das einzige Hochmoor in der Region Koroška darstellt. In
der Umgebung des Hochmoors sind Reste einer Moräne zu beobachten. Das Kernstück des Moors
mit Torfmoos wird langsam von Krummholz und Fichte überwuchert, deswegen werden durch die
Reinigung des Randgebietes seine langfristige Erhaltung und die Bedingungen für eine weitere
Entwicklung der Hochmoor-Vegetation gesichert. Das Scheiden-Wollgras und der Rundblättrige
Sonnentau, die zu den seltenen und gefährdeten Arten von Koroška gehören, bleiben dadurch
erhalten.
Der Bach Bistra, der durch das nach ihm benannte Tal fließt, stellt wegen des Fundes einer
kleinwüchsigen endemischen Krebsart ein relativ gut erhaltenes hydrologisches und
hydromorphologisches Naturerbe dar. Jedoch haben die Infrastrukturmaßnahmen in der Nähe den
Zustand der biologischen Vielfalt im Tal wesentlich verschlechtert.
Im Tal ist ein reiches Vorkommen des Kochschen Enzians (Foto rechts)
vorzufinden, der in Koroška sonst nur noch ein paar isolierte Vorkommen
aufweist. An den Wärme liebenden felsigen Südhängen von Kozja peč gedeiht
die Aurikel. Kurz vor der Mündung der Bistra in den Meža-Fluss befindet sich
die bedeutende Felswand Cvelbarjeve peči, die als eine berühmte geologische
Lokalität (phyllitische Schiefer) und als eine überaus wichtige botanische
Fundstelle (das erste bekannte Vorkommen des Südlichen Wimperfarn) gilt.
Das Smrekovec-Gebirge – ein botanisches Unikum
Das Smrekovec-Gebirge ist ein zusammenhängendes Berggebiet in den östlichen Steiner Alpen und
wird aus Vulkangesteinen aufgebaut. Gerade dieser Gesteinsuntergrund macht das SmrekovecGebirge auch im biotischen Sinne zu einem Unikum - in
Slowenien ist es der einzige nicht-karbonatische Komplex, der
über die Waldgrenze reicht. Auf den Berggipfeln wurden durch
die Beweidung alpine Rasengesellschaften mit Borstgras auf
Silikatgrundlage geschaffen. Bemerkenswert sind die
Felsgebiete mit einer äußerst interessanten Flora auf Andesit
und Andesit-Tuff sowie nachhaltige Bergwälder mit Buche und
Fichte auf den nördlichen Berghängen. Als Folge dieses
Gesteinsuntergrunds stellt das Gebirge den Standort für einige
national selten vorkommende Pflanzenarten dar: die ZwergPrimel (Foto links), die Zottige Primel, die Alpen-Kuhschelle,
den Kochschen Enzian, das Resedablättrige Schaumkraut, den
endemischen Viviparie Stern-Steinbrech, das Alpenglöckchen
und andere. Botanisch interessant ist auch der angebliche
Standort der Zirbelkiefer auf den Berghängen von Končnikov
und Presečnikov vrh. Die nördlichen Felshänge des Komen sind
mit einem reifen Bergfichtenbestand bewachsen. In dem
Gebiet gibt es auch einige kleinere Quellgebiete von Bächen. Unter der Nordwand des Krnes gibt es
einen Einbruchsee mit dem Namen Kočnikova luža. Einzelne Felsaufschlüsse ergänzen die
13
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
abwechslungsreiche Palette der Waldhabitate. Hier gibt es einige Standorte des gefährdeten
Auerhahns, der zusammen mit dem Sperlingskauz und dem Rauhfußkauz den hohen
Naturschutzwert begründet.
Žerjav – Bewahrung der Vergangenheit, Bürde der Gegenwart?
Das Bergwerksgebiet in Žerjav blickt auf eine lange Geschichte zurück. Mit der Entwicklung der
Bergbauindustrie hat sich auch die Umgebung, die vorher mit Fichten- und Kieferwäldern bedeckt
war, wesentlich verändert. Der Wald starb wegen hoher Konzentration von Schwermetallen im
Boden und saurem Regen ab. Das führte zur Bodenerosion und Verwüstung, bis die Kalk- und
Dolomitgrundlage völlig denudiert war. Unter solchen Umständen wurden auf den Berghängen
Rasengesellschaften auf schwermetallhaltigem Boden entwickelt, in Slowenien ein eigenartiges
Phänomen. Nur wenige seltene und gefährdete Pflanzenarten passten sich so extremen Bedingungen
an, wie z. B. Moose und Flechten, die trotz der Verhältnisse hier ihren Lebensraum fanden und ihre
Überlebensmöglichkeit ausnützten.
Mučevo - Standort gefährdeter Pflanzenarten
Nördlich von Žerjav liegt die in Felshänge eingeschnittene, malerische Klamm Mučeva soteska, auch
Hudi-Graben genannt. Die Felsklamm ist in Triasgesteinen angelegt. Auch hier kann man die
Bergbauzeugnisse gut sehen. Die Hudi-Graben-Klamm ist in ihrem engsten unteren Teil wegen
Schatten und starker Luftströmung kälter als
die Umgebung und hat ähnliche klimatische
Verhältnissewie in höheren Lagen. Das erzeugt
gute Bedingungen für Pflanzenarten, die
ansonsten einem kälteren Klima angepasst
sind. Hochgebirgsarten wie KalkfelsenFingerkraut, Rundblättriger Steinbrech, AlpenPestwurz, Alpen-Leimkraut, Felsen-Baldrian,
geschützter Aurikel (Foto rechts) und andere
kommen vor. In der Klamm wächst auch das
empfindliche Kleinblütige Einblatt aus der
Familie der Knabenkräuter.
Von Mežica, an Leše vorbei, nach Prevalje
Ein herausragendes Naturerbe östlich von Mežica ist Volinjak mit einem phänomenalen
geomorphologischen Inhalt. Es bietet auch die Grundlage für einige äußerst gefährdete Pflanzen- und
Tierarten. In der Nähe des Bauernhauses Gutovnik erstreckt sich ein Sumpfgebiet, das von
Sumpfvegetation überwachsen wird – die Sumpf-Stendelwurz, das Fuchs'-Knabenkraut und noch
einige andere Arten von „Wildorchideen“ findet man hier. Das
Bachwasser im Sumpfgebiet ist reich an Kalziumkarbonat. Es setzt
sich etwas weiter unten an der Straße in kleineren Wasserfällen auf
Pflanzenresten und versteinerter Grundlage frei. Dieser Prozess der
Pseudofossilisation bzw. der Kalksinter-Bildung ist äußerst selten.
Ein anderer Sumpf befindet sich in der Nähe des Bauernhauses Juš
über Leše. Hier wurde teilweise ein bunter Habitatbestand aus
verschiedenen
Quellgebieten,
Sumpfwiesen,
trockenen
Kulturweiden und Mischwald auf kalkigem Untergrund erhalten. Im
zentralen Moorgebiet wurde die Rasenbinse gefunden, die sowohl
in Slowenien als auch in Kärnten und in der Steiermark als
gefährdete Art auf die rote Liste kam. In Koroška kommt sie nur
noch hier vor. Unter den Wildorchideen bzw. Knabenkräutern ragt
eine reiche Population der vorher erwähnten Sumpf-Stendelwurz
14
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
(Foto oben) hervor. Noch vor zehn Jahren wuchsen auf den trockeneren, thermophilen
Graslandgebieten die geschützte Feuerlilie und der selten vorkommende Klebrige Lein. Später wurde
ein Großteil des Gebietes umgepflügt oder übermäßig gedüngt, daher verschwand auch die
Artenvielfalt der hiesigen Pflanzenwelt. Die Moorhabitate bewohnt der SilberscheckenfalterBaldrian, sehr interessant ist aber auch der Fund des Storchschnabel-Bläulings, der in Koroška nur
aus der Umgebung von Kotlje und Ivarčko jezero bekannt ist. Aus naturschutzfachlicher Sicht ist der
Fund des Gelbringfalters, der durch internationale Konventionen geschützt wird, im vorliegenden Ort
aber nur an Waldrändern vorkommt, am bedeutendsten.
Dravograd wird für eine herausragende biologische Vielfalt der Lebensräume sowie Pflanzen- und
Tierarten gerühmt. An der Grenze zu Prevalje befindet sich das äußerst interessante Sumpftal Dolga
Brda. Das ist ein Gebiet mit mehreren verstreuten Sumpfwiesen, Erlenbeständen, kleineren
Quellgebieten, einigen überwucherten Mooraugen, einem
Bach und sogar einem Übergangsmoor. Der Bach behielt
überwiegend sein natürliches Bachbett, in dem die
autochthone Bachforelle lebt, die in Slowenien aufgrund des
Einsetzens von invasiven gebietsfremden Forellenarten schon
eine Seltenheit darstellt. Die Bäche bewohnen auch der
Edelkrebs und eine bunte Libellen-Fauna, bei der wir vor allem
die zwei gefährdeten Arten - die Große Quelljungfer und die
Gestreifte Quelljungfer - erwähnen müssen.
Auf den weniger gedüngten Wiesen und an ihren Rändern gedeihen einige Knabenkrautarten. In
diesem Gebiet wurden mehr als 20 Tagfalterarten vermerkt, unter ihnen auch zwei gefährdete Arten,
der Lungenenzian-Ameisenbläuling und der Zweibrütige Würfel-Dickkopffalter. Der letztere wurde
bisher nirgendwo anders in Koroška beobachtet. Im Südteil an der Grenze zum Fichtenwald kann
man den Übergang zwischen dem Sumpfgebiet und dem Übergangsmoor mit Torfmoosen
beobachten. Hier wachsen der seltene Fieberklee und das Sumpf-Blutauge (Foto oben) mit seinem
einzigen Standort in Koroška. In dem vorher erwähnten
Fichtenwald finden wir auch das seltene Steirische
Lungenkraut und den Wald-Schachtelhalm, der auch im
Moorgebiet des verlassenen Teiches vorkommt. In diesem
Teil des Übergangsmoors gibt es eine interessante und
naturschutzfachlich bedeutende Wirbellosenfauna. Hier
kommen nämlich eine gefährdete und in Koroška auch
seltene Libelle – die Torf-Mosaikjungfer - und der
international geschützte Grubenlaufkäfer (Foto rechts) vor.
Feuchtwiesen am östlichen Talrand werden trockener, weil das meteorische Wasser zum Talboden
abfließt und die Besonnung größer ist. Sie gelten auch als Sauerwiesen, was das Vorkommen des
Borstgrases in so niedrigen Lagen noch besonders interessant macht. Ebenso können wir hier auch
das seltene Vorkommen der Blüten der Arnika entdecken, die vor allem durch den Gebrauch in der
Volksmedizin gefährdet ist.
Sumpfgebiete in der Gemeinde Ravne na Koroškem
Ohne Zweifel zählen die Sumpfgebiete – Wasserläufe, Moor- und Sumpfflächen, Feuchtwiesen – zu
den am meisten gefährdeten Lebensräumen in Europa. Das gilt auch für Slowenien und Österreich.
In der Umgebung von Kotlje, genauer am Quellgebiet des Baches Suha, im Tal des Črni potok
zwischen Ravne na Koroškem und Kotlje, im Sumpfgebiet in Podgora, östlich von Ivarčko jezero und
im Tal des Jamniški potok auf der Strojna nördlich von Ravne na Koroškem befinden sich
hydrologisch-biotische Systeme, auf die ein besonderes naturschutzfachliches Augenmerk gerichtet
wird.
15
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Im Quellgebiet von Suha unter dem Gipfel Preški vrh erhielten sich fragmentierte Sumpfwiesen und
kleinere Quellgebiete. Wichtig sind auch die Hochstamm-Obstgärten unter Metarnik und zwei
kleinere Bäche mit fast durchwegs natürlich erhaltenem Bachbett. Der westliche Bach durchfließt
Trias- und Jurakarbonatgesteine, deswegen entsteht an den kleinen Wasserfällen Kalksinter. Das
Quellgebiet und der Bach stellen ein wichtiges Habitat für Amphibien und Libellen (auch die schon
erwähnte Gestreifte Quelljungfer) dar.
Auf dem Gebiet des Črni potok wurden mehr als 72
Tagfalterarten vermerkt. Leider wurden die meisten von ihnen
nur ein Mal beobachtet, einige zählen zu gefährdeten und
seltenen Arten. Da das feuchteste Sumpfgebiet in dieser
Umgebung in den Neunzigerjahren melioriert wurde, sind die
Populationen mehrerer Arten verschwunden. Erschütternd ist
vor allem die Angabe über das Vorkommen des Orangeroten
Heufalters, der in Slowenien angeblich schon ausgestorben sei.
Auch der Maivogel (Foto rechts), der LungenenzianAmeisenbläuling,
der
Ulmen-Zipfelfalter
und
der
Sonnenröschen-Würfel-Dickkopffalter zeigen keine regemäßigen Populationen an. Zu diesen Arten
gibt es nämlich nur wenige Datensätze. Neben den feuchtigkeitsliebenden Arten dürfen wir hier noch
das einzige Vorkommen des Storchschnabel-Bläulings und des Feurigen Perlmutterfalters in Koroška
erwähnen. Die Pflanzenwelt wurde nicht genauer erforscht, jedoch wurde der Lungen-Enzian
vermerkt, der in Koroška sehr selten und gefährdet ist.
Das Wiesental in Podgora, westlich des Bauernhauses Kogovnik, wird von einem Mischwald
umgeben. Auf kleineren Ebenen und bei dem Bach wurden 42 Tagesfalterarten inventarisiert. Es
kommt auch der Sonnenröschen-Würfel-Dickkopffalter vor. Typische thermophile, in Koroška sehr
verbreitete Arten sind der Wundklee-Bläuling und der Rote-Würfel-Dickkopffalter. In Laubwäldern
und an Wiesenrändern finden wir auch den Gelbringfalter, während sich die Vegetationsvielfalt des
versumpften Untertals durch die gefährdete Sumpf-Stendelwurz darstellt.
Noch ein wichtiges Sumpfgebiet erstreckt sich nördlich von Ravne na Koroškem, auf der Strojna, wo
sich unterhalb des Bauernhofs Kobovec ein verhältnismäßig gut erhaltenes Quellsumpfgebiet mit
charakteristischem Aussehen und vorherrschender Vegetation der hier relativ seltenen
Seggengesellschaft, befindet. Der Bach Jamniški potok ist in seinem Oberlaufgebiet gut erhalten,
deswegen wird hier auch die Gestreifte Quelljungfer gefunden. Im Norden erhebt sich über dem
Sumpfgebiet ein Berghang, der unten noch mit Heide und weiter oben dann von Fichtenwald
überwachsen wird. Auf der Heidelandschaft wächst die Arnika, und nur noch diesen Teil des StrojnaBerglandes bewohnt der Auerhahn.
Uršlja gora/Ursulaberg - ein Einzelberg mit solitären Pflanzen- und Tierarten
Der Ursulaberg oder Plešivec ist ein umfangreiches, isoliertes Gebirgsmassiv und ein HochgebirgsKarstgebiet mit charakteristischen unterirdischen und oberirdischen Karstformen und -prozessen. Die
Waldgrenze wurde infolge Beweidung in höheren Lagen in der Vergangenheit weiter nach unten
verschoben, nach der Auflassung der traditionellen extensiven Bergbauern-Landwirtschaft schiebt sie
aber wieder höher auf. Alpine Rasengesellschaften werden somit langsam bis an die Waldgrenze
zurückgedrängt. Der Gipfelbereich stellt die östliche Arealgrenze und den Standort von gefährdeten,
seltenen, endemischen und geschützten Pflanzenarten dar, es ist aber auch der Unterschlupf
verschiedener seltener Tierarten. Pflanzen, die auf die alpinen Bedingungen des Ursulabergs
hinweisen, sind das Alpenheilglöckchen, der Alpen-Hahnenfuß, der Lorbeer-Seidelbast und die schon
vorher erwähnten Endemite Steineralpen-Kohlröschen und Zois-Glockenblume. Hier ist auch die
östlichste Verbreitungsgrenze dieser beiden Endemite. Karbonatgesteins-Felswände auf der
nördlichen Seite bieten den Standort für einige seltene Alpenarten, die auch in Österreich – Kärnten
und Steiermark – als gefährdet eingestuft sind.
16
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Auf den sauren Wiesen mit Borstgras wachsen die Arnika (Foto
rechts), die Bärtige Glockenblume, die Mücken-Händelwurz, das
Orangerote Habichtskraut und andere. Interessant sind auch das
Vorkommen des Schwarzen Apollos und des Maivogels, die zu
den gefährdeten Arten der Berner Konvention gehören.
Der Gipfel des Ursulabergs zwischen Godčevi vrh im Westen und
Plešivčka kopa im Osten ist ein bedeutendes Verbreitungsgebiet
des Auerhahns und des Birkhahns, die wir wegen des
ausgesetzten Gipfels häufig beobachten können.
Die Drau, am Knotenpunkt dreier Täler
Am Knotenpunkt der Gebirge von Strojna, Pohorje und Košenjak
ist nach dem Ausbau des Speicherkraftwerks im Jahr 1943 eine
Sedimentanschüttung entstanden. Mit verlangsamter Strömung,
Verschlämmung und Überwucherung gestaltete die Drau einen
einzigartigen Lebensraum am Fluss – den Stausee Dravograjsko jezero (für die Einheimischen auch
Črneško genannt). Langsam verwandelte sich der See zu einem bedeutenden Sumpfgebiet mit einer
bunter Pflanzen- und Tierwelt. Dies wurde deshalb als Beispiel für die natürliche Sukzession von
Pflanzen- und Tierarten der Sumpfbiotope in künstlichen Stauseen hervorgehoben. Das Gebiet ist ein
Standort für etliche seltene und gefährdete Arten, die hier ihre letzten Rückzugsgebiete fanden, wie
z.B. der Große Wasserschierling und der Wasser-Ampfer. Neben dem erwähnten Ampfer kommt hier
auch noch der Fluss-Ampfer vor, von dem sich hauptsächlich der Feuerfalter ernährt. Das malerische
und typische Landschaftsbild des Sees ergibt sich aus der vorherrschenden Pflanzengesellschaft mit
Schilf, Seggengesellschaften und einigen anderen Wasserpflanzen, die langsam von Weide und
Schwarzerle überwachsen werden. Im Jahr 2008 wurde am See zum ersten Mal der Biber bemerkt,
der die übermäßige Überwucherung verlangsamte. Aus naturschutzfachlicher Sicht ist das Gebiet
auch für zahlreiche Vogelarten, die hier entweder als Durchzügler oder als Brüter vorkommen,
wichtig. Seitens der Ornithologen wurden auf dem Seegebiet von Dravograjsko jezero bisher mehr
als 170 Vogelarten vermerkt. Einige Wasser- und Sumpfvogelarten, wie z.B. die Rohrammer, die
Beutelmeise, der Drosselrohrsänger und der Teichrohrsänger, zählen in Slowenien zu den
gefährdeten Arten, denn ihr Lebensraum verlangt größere Schilfzonen und vor allem Ruhe. Gerade
deswegen ist der See auch im Winter ein wichtiger Lebensraum, der einen der größten
Winterquartiere im Oberlauf der Drau darstellt. Seichtes Wasser mit Wasserpflanzen ermöglicht
besseres Laichen für die Fische und gute Bedingungen für gefährdete Amphibienarten. Am
häufigsten tritt die Erdkröte auf, es kommen aber auch der Teichfrosch und der Grasfrosch vor. Im
Gebiet kommen 15 Libellenarten vor. Besonders interessant ist das Vorkommen der geschützten
Grünen Flussjungfer, für die das Obere
Drautal das wichtigste Verbreitungsgebiet
darstellt. Auf den Drauinseln wurde auch
der Grubenlaufkäfer gefunden. Beide Arten
stellen eine Seltenheit dar und stehen auch
in in ganz Europa unter Schutz. Der
gesamte Oberlauf der Drau mit ihren
Zuflüssen wurde nämlich zum Natura 2000Gebiet erklärt. Hier kommen auch starke
Populationen des Steinkrebses (Foto
rechts) - eine europaweit ebenso
gefährdete Tierart - vor.
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Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Beginn oder Ende des Pohorje-Gebirges – je nach Blickpunkt
Die großräumige, kontinuierliche Waldfläche oberhalb von Dravograd zwischen der Drau und der
Mündung des Meža-Flusses, heißt Bukovje. Der silikatische Untergrund des nördlichen
Felsberghanges des Pohorje-Gebirges bewirkt ein einzigartiges ökologisches System der VoralpenBuche und der Riesen-Taubnessel. Im Waldgebiet von Bukovje kommen zwei geschützte
Schmetterlingsarten vor, der Schwarze Apollo und der Maivogel, wobei beide unter Artenschutz des
internationalen und europäischen Rechts Natura 2000 stehen.
Von Dravograd nach Norden in Richtung österreichische Grenze
Nördlich von Dravograd erhebt sich der Berggipfel Košenjak. Von ihm trennen sich drei Bergkämme
(Goriški vrh im Westen, Ojstrica in der Mitte und Kozji vrh im Osten) ab, die steil zum Drautal
abdachen. Die Gipfel werden hauptsächlich von Fichtenwald bedeckt, stellenweise erhielten sich die
alpinen Rasengesellschaften, die vereinzelt überwuchert werden, jedoch aber auch noch über
richtige botanische Seltenheiten wie den Kochschen Enzian verfügen. Ein Teil weist noch Reste des
Übergangsmoores auf, auf dem Torfmoos vorkommt. Auf den Gipfeln, wo auch noch Borstgras
vorhanden ist, gedeihen einige Alpenpflanzen, z.B. der Alpen-Klappertopf, die Bärtige Glockenblume,
die Arnika, das Kalkfelsen-Fingerkraut, der Schweizer
Löwenzahn, das Einköpfige Ferkelkraut und der
Sprossende Bärlapp. Auf gerodeten Flächen, die heute
überwuchert werden, wird noch immer häufig Heideland
mit
Blaubeere,
Herbstweide
und
anderer
Strauchvegetation gefunden. Das stellt auch ein
günstiges Habitat für den Auerhahn und für das
Haselhuhn dar. Das Öffnen von Waldstrukturen, wie es
früher mit Kahlschlag (eine besondere Art der
Forstwirtschaft) gemacht wurde, ist für die Erhaltung von
starken Populationen der Hühnervögel (Foto rechts)
notwendig.
Im Tal des Velka-Flusses befindet sich ein Gebiet mit gut erhaltenem
Alpen-Buchenwald auf silikatischer Gesteinsgrundlage mit hoher
Artenvielfalt. Dank den steilen Berghängen gibt es nur wenige
Bewirtschaftungseinflüsse. Das Velka-Tal zeichnet sich auch durch
eine reiche Flechten-, Moos- und Farnflora aus. Hier finden wir
einige seltene und gefährdete Arten wie den Ostalpen-Endemit, den
Glimmer-Steinbrech (Foto links), den Winter-Schachtelhalm, den
Straußenfarn und das Hadernblatt, das den einzigen Standort in
Koroška im Velka-Quellgebiet hat. Am Wasserlauf befinden sich
auch reichlich Standorte der Gemeinen Esche, die als
Nahrungspflanze des geschützten und hier häufig vorkommenden
Maivogels gilt. Der letztere steht unter Artenschutz des Natura
2000-Gebietes.
18
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Zeugen der Vergangenheit
Im Geopark-Gebiet gibt es 129 Einzelbäume oder Alleen, die nach den Kriterien in Slowenien den
dendrologischen Naturwerten zugeordnet werden. Die Mehrzahl davon sind Linden, die meistens in
der Nähe von Wirtschaftsgebäuden gesetzt wurden. Einige Linden waren schon Zeugen der
Türkeneinfälle in dieser Gegend. Erwähnen wir nur einige herausragende Bäume:
Die Linde Najevska lipa (Foto rechts) wächst neben dem Bauernhaus Osojnik (mit dem Flurnamen
Najevnik) auf Ludranski vrh, südlich von Črna na Koroškem. Imposant ist sie sowohl wegen ihrer
Größe, Geschichte und natürlich ihrem Ausmaß, denn sie gilt als mächtigster Baum Sloweniens. Ihr
Stamm hatte sogar 11,24 m Umfang. Im Jahr 1980
ist ein Teil der alten Baumrinde abgestorben,
deswegen misst die Linde heute einen halben
Meter Umfang weniger. Der heute einheitliche
Stamm ist angeblich aus sieben Stämmen
zusammengewachsen, aber wir werden es nie
sicher wissen, weil der Stamm heute hohl ist. Der
Baum ist mehr als 24 Meter hoch und sein Alter
wird auf 500 Jahre geschätzt. 1993 wurde die
Linde saniert und ist noch heute in gutem
Zustand.
In Črneče in der Gemeinde Dravograd wachsen zwei Gemeine Eschen. Die Größere mit einem
Umfang von 5,5 m sollte nach Angaben die dickste Esche Sloweniens sein. Obwohl sie im unteren
Stammteil hohl ist, ist sie noch immer vital und ihre Höhe beträgt schon 27 m.
In der Gemeinde Dravograd nicht weit vom Bauernhaus Ot, wächst eine der mächtigsten Fichten in
Koroška. Ihr Umfang beträgt 5,2 m.
19
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
2. GEOLOGISCHES ERBE
2.1 Geologische Zusammenfassung
Die Karawanken wurden während der - nach wie vor - seit dem Eozän andauernden zweiten Phase
der Alpidischen Orogenese gebildet. Der Druck zwischen der Europäischen und Afrikanischen
tektonischen Platte, und die Rotation letzterer bewirkte eine Seitenverschiebung der nördlichen
Anteile nach Osten von bis zu 250 km entlang der Periadriatischen Naht. Dadurch kam es zur
Ausbildung von unterschiedlichen, aus mehreren Decken bestehenden „flower structures“ senkrecht
dazu.
Der nördliche Anteil der Kernzone wird aus Intrusionsbrekzien gebildet, die aus Gabbro bis Syenit
bestehen. Die südliche Zone wird aus oligozänen Tonalitintrusionen aufgebaut. Die ältesten
regionalmetamorphen Gesteine in der Kernzone sind durch kontaktmetamorphe Prozesse überprägt.
Intensiver, gleichzeitig auftretender Vulkanismus produzierte eine pyroklastische Gesteinsfolge.
Eine ganze Reihe von extrem hoch bis niedrig regional metamorphen Gesteinen, die zur
Europäischen Platte gehören, sind im Norden aufgeschlossen. Sie resultieren aus der Kollision der
Kontinentalplatten. Die nach Süden und Norden auskeilenden Decken werden aus ordovizischen bis
unterkretazischen Sedimenten der Paläotethys und des Tethysozeans aufgebaut Es handelt sich
dabei vorwiegend um Plattformkarbonate mit zahlreichen Typuslokalitäten für Fossilien.
Zeitgleich mit der Hebung der Karawanken kam es zur Sedimentation klastischer Sedimente am
Nordfuß.
Die Petzen enthält eine Pb-Zn-schichtgebundene Vererzung von Weltklasse und die einzigartige
stratiforme Zn-Pb-Minerallagerstätte Topla, worüber man sich im Museum in Mežica informieren
kann. Die Minerale Dravit und Wulfenit mit ihren Typlokalitäten sind ein wichtiges geologisches Erbe.
Glaziale, fluviatile und karstmorphologische Prozesse haben eine malerische Topographie geschaffen.
Steinzeitliche Funde, welche in Karsthöhlen entdeckt wurden, sind für das Verständnis der
menschlichen Entwicklung von Bedeutung.
2.2 Geologische Übersicht
Die Karawanken sind ein junges Gebirge, deren Entwicklung auch heute noch nicht abgeschlossen ist.
Sie liegen an der Schnittstelle zweier Kontinentalplatten, der Europäischen im Norden und der
Adriatischen im Süden. Das tektonische Hauptelement in den Karawanken ist die Periadriatische
Naht, die eine tiefgreifende, West-Ost verlaufende rechtssinnige Seitenverschiebung darstellt und
den Nord- vom Südstamm der Karawanken trennt. Diese Störung wird allgemein als die Grenze
zwischen der Adriatischen und Europäischen Kontinentalplatte angesehen und soll einen Tiefgang
von mehreren 10er Kilometern und einen bedeutenden Lateralversatz aufweisen.
Die Hauptscherfläche kann im Ebriachtal und im Remscheniggraben lokalisiert werden. Mit scharfer
Grenze stoßen hier Altkristallin, Granit und Tonalit nördlich dieser Scherfläche an die südlich
folgenden Gesteine des südalpinen Eisenkappler Paläozoikums und der südalpinen Trias. Im
Nahebereich dieser Scherfläche treten innerhalb des Eisenkappler Granits die Säuerlinge von Ebriach
und Bad Eisenkappel auf.
Als die Adriatische Platte nach Norden über die Europäische geschoben wurde, verursachte die
Kollision die Verfaltung der Gesteine, welche ursprünglich zwischen den Platten abgelagert wurden.
20
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
An den Plattenrändern kam es zu großen Seitenverschiebungen, welche zu Verfaltungen, Störungen
und zur Ausgestaltung schmaler Gesteinsstreifen unterschiedlicher Gesteine führte. Selten entdeckt
man auf engem Raum eine solche Vielfalt verschiedenartiger Gesteine aus unterschiedlichen
Epochen der Erdgeschichte.
Die Gesteine haben mehrere Gebirgsbildungsphasen mitgemacht (variszische und alpidische
Gebirgsbildung), großräumige Seitenverschiebungen haben die Gesteine zerstückelt und teilweise
von weit her in diesen Raum verfrachtet.
Die ältesten Gesteine finden sich mitten im Gebirge als schmaler, West – Ost-streichender
Gesteinszug im Raum Bad Eisenkappel und östlich davon. Hier sind die tiefsten tektonischen
Einheiten der Karawanken im Nahebereich der Periadriatischen Naht aufgeschlossen.
2.2.1 Zone der Periadriatischen Naht
Das Eisenkappler Altkristallin gehört zur Kristallinbasis des oberostalpinen Drauzug-GurktalDeckensystems. Es sind dies die ältesten Gesteine des Geoparks, sie bestehen vorwiegend aus
grauem Biotit-Plagioklas-Paragneis, in dem bis zu 15 m mächtige Lagen eines kleinkörnigen, intensiv
verschieferten Amphibolits eingeschaltet sind. Ebenso finden sich konkordante Einschaltungen von
bis zu 30 m mächtigem Mikroklingneis.
Parallel zu diesem Altkristallin schließt nördlich der vermutlich ordovizische Diabaszug von
Eisenkappel an. Der Diabaszug stößt im Norden tektonisch an die Trias der Nordkarawanken und ist
im Süden zum Eisenkappler Granit ebenfalls durch Störungen begrenzt. Er umfasst eine Abfolge von
Tonschiefern, die in einem tiefen Meeresbecken abgelagert wurden sowie konglomeratische
Grauwacken, Tuffe, Pillowlaven und Diabas-Lagergänge.
In das Eisenkappler Altkristallin und in den Diabaszug von Eisenkappel drang wahrscheinlich im Perm
ein granitischer Intrusionskörper ein. Dieser wird als Karawanken-Granitpluton bezeichnet. Im
Kontaktbereich zum heißen Granitpluton wurden dabei das Eisenkappler Altkristallin zu Hornfels und
Migmatit, die Gesteine des Diabaszuges zu Cordieritknotenschiefer umgewandelt.
Als jüngste Intrusion drang im Oligozän der Karawanken-Tonalitpluton in das Eisenkappler
Altkristallin ein. Durch die tektonische Beanspruchung infolge der Seitenverschiebung an der
Periadriatischen Naht wurde das Gestein zu einem Tonalitgneis verschiefert.
2.2.2 Paläozoikum der Südkarawanken
Im Raum Seebergsattel wölbt sich der paläozoische Untergrund mit Altpaläozoikum und
Jungpaläozoikum zwischen der Koschutaeinheit und den Steiner Alpen hervor. Entlang der
Periadriatischen Naht treten im Raum westlich von Bad Eisenkappel tektonische Linsen vorwiegend
altpaläozoischer Gesteine auf.
Die Schichtfolge umfasst ordovizische und silurische Schiefer, silurische und devonische bis
unterkarbone Karbonatgesteine und den unterkarbonen Hochwipfelflysch. Ab dem Oberkarbon kam
es nach der variszischen Gebirgsbildung zur Molassesedimentation, welche bis zum Unterperm
andauerte. Nach Kontinentalablagerungen im Mittelperm kam es im Oberperm zu Ablagerungen
mariner Transgressionssedimente, die die Basis der marinen triassischen Schichtfolge der
Südkarawanken bilden.
2.2.3 Mesozoikum der Südkarawanken und Steiner Alpen
Die mesozoische Entwicklung der Südkarawanken umfasst die gesamte Trias. In der Untertrias
dominieren noch Flachwasserentwicklungen, in der Mitteltrias setzen erste Bodenunruhen mit
Faziesdifferenzierungen und Bildung von Beckensedimenten, Flachwassersedimenten, dazitischem
21
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
und andesitischem Vulkanismus ein. In der oberen Trias dominieren Flachwassersedimente
(Lagunen, Riffe).
2.2.4 Mesozoikum der Nordkarawanken
Die Nordkarawanken werden vorwiegend aus mesozoischen triassischen Ablagerungen aufgebaut.
Die marine Entwicklung setzt in den Nordkarawanken später ein als in den Südkarawanken, die
Untertrias ist nur sehr geringmächtig entwickelt. In der Mittel- und Obertrias dominieren
Flachwassersedimente, wobei die mächtigen mitteltriadischen Wettersteinkalke eine Blei-ZinkVererzung beinhalten, die Anlass für eine lang andauernde Bergbautätigkeit war. Juragesteine treten
im Norden als von den Triasablagerungen überschobene Einheit auf und gehen in unterkretazische
mergelige Kalke über.
2.2.5 Tertiär
Während in den Nordkarawanken oligozäne Ablagerungen völlig fehlen, bildeten sich östlich der
Steiner Alpen oligozäne Senkungsbecken. In Slowenien kam es im oberen Oligozän und Miozän zu
vulkanischen Tätigkeiten. Im Smrekovec Gebirge finden wir Andesite und andesitische Tuffe bis
Rhyolithe aus dieser Zeit. Die Oligozänablagerungen umfassen graue marine Tone, Mergel und
mergelige Kalke der Gornjegrad Schichten, andesitische Tuffe, Andesite und vulkanische Brekzien.
Miozänablagerungen kommen sowohl unter den Karawanken – von diesen überschoben – als auch
auf den Karawanken vor. Es sind fein – grobklastische kontinentale Ablagerungen mit Kohlen.
Die heutige Morphologie der Karawanken verdanken wir einer sehr jungen Hebung, die auch heute
noch andauert. Diese junge Hebungsgeschichte begann im Miozän vor vielleicht 12 Millionen Jahren
(Sarmatium). Zu dieser Zeit existierten weder die Nord- noch die Südkarawanken als Gebirge.
Im Sarmatium wurden auf den Kristallingesteinen im nördlichen Vorland der Karawanken und auf
den Mesozoikumsablagerungen der Nordkarawanken Kohle führende Sande und Tone eines
kristallinen Liefergebietes abgelagert. Bald nach der Ablagerung der feinkörnigen, Kohle führenden
Sedimente muss es zu Bodenunruhen mit ersten Hebungen gekommen sein. Das Sediment
vergröberte sich, es traten gut gerundete Quarzschotter auf, denen kalkige Komponenten der
Karawanken beigemengt waren. Vorerst stammten die Karawankenkomponenten noch aus dem
südlichen Anteil der Karawanken. Bald vergröberte sich das Sediment noch mehr und Komponenten
aus dem Nordstamm der Karawanken zeigten, dass sich dieser nun zu heben begann.
Mit der Hebung der Nordkarawanken endete die Sedimentation der Neogenschichten innerhalb der
Nordkarawanken, da dieser Ablagerungsraum nun hochgehoben und selbst zum Liefergebiet für den
Abtragungsschutt wurde. Der einst zusammenhängende Ablagerungsraum der Kohlebildungen
wurde damit zerrissen. Die auf den Mesozoikumsgesteinen abgelagerten Kohlen und deren
Begleitgesteine wurden mit den Karawanken in die Höhe gehoben und finden sich heute als hoch
gelegene Kohlevorkommen auf der Südseite der Nordkarawanken. Zeitgleich mit der Hebung der
Nordkarawanken senkte sich der kristalline Untergrund des Vorlandes ab und nahm den
Abtragungsschutt der Karawanken auf. Diese parallel zum Karawankenfuß verlaufende Vorlandsenke
ist stellenweise mit über 1000 m mächtigem, vorwiegend grobkörnigem Abtragungsschutt der
Karawanken aufgefüllt. Durch den anhaltenden Nordschub der Nordkarawanken, verbunden mit
weiterer Hebung, überfuhren nun die Nordkarawanken ihren eigenen Schutt, so dass heute am Fuß
der Nordkarawanken eine Überschiebungsbahn besteht, auf der die Mesozoikumsgesteine über sehr
jungen Neogenablagerungen liegen. Wir sehen heute also die junge sarmatische Kohle und die noch
jüngeren Grobkornablagerungen im Norden unter den Mesozoikumsgesteinen der Karawanken und
an der Südseite der Nordkarawanken die gleich alte Kohle - in große Höhe gehoben - auf den
Mesozoikumsgesteinen liegen.
22
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Die jungen Bewegungen in den Karawanken erfolgen entlang von Seitenverschiebungen im Bereich
der Hauptstörungszonen der Save-Störung im Süden und der Periadriatischen Naht im Norden. Da es
dabei auch zugleich zu einer Verengung in Nord-Süd Richtung kam, wichen die Gesteinspakete
entlang steil stehender Störungen nach oben, nach Norden in die Nordkarawanken und nach Süden
in die Südkarawanken aus, was zu den jungen Überschiebungen führte.
2.3 Einfache Erklärung der geologischen Geschichte und Entstehung
Die Karawanken sind aus äußerst verschiedenen Sedimenten und magmatischen und metamorphen
Gesteinen aus dem Zeitraum Ordovizium bis Miozän aufgebaut. Sie wurden während der späten
kaledonischen, der variszischen und alpidischen Gebirgsbildung in einem Zeitraum von mehr als 450
Millionen Jahren gebildet.
Das Geoparkgebiet selbst besteht aus einer Abfolge von Sedimenten, die einer Karbonatplattform
des südlichen Randes der paläozoischen Paläo-Tethys und des nachfolgenden mesozoischen NeoTethys-Ozeans entstammen. Die vorwiegend im Flachwasser gebildeten Karbonatgesteine gehören
heute zum oberen Teil der Adriatischen Mikrokontinentalplatte, welche während der
Sedimentationsgeschichte noch zum Nordteil der größeren Afrikanischen Kontinentalplatte gehörte,
nun aber weit von dieser entfernt ist.
Das tektonische und geologische Erbe des Geoparks ist außergewöhnlich. Während des Höhepunktes
der frühalpinen Kollision der Afrikanischen und Europäischen Kontinentalplatten in der späten
Unterkreide vor fast 100 Millionen Jahren wurden die Sedimente des Tethysozeans etwa 250 km
nach Norden über die Europäische Kontinentalplatte geschoben.
Die Nördlichen Kalkalpen – weit vom Geopark entfernt im Norden Österreichs liegend – bilden die
nördliche Front einer großen Decke aus Sedimenten des Tethysozeans, welche ursprünglich in dem
breiten Ozeangebiet zwischen den Kontinentalplatten abgelagert wurden. Die interkontinentale
Kollision, die hohe Temperaturen und hohen Druck verursachte, führte zu gleichzeitiger
umfangreicher Regionalmetamorphose verschiedener Gesteine.
Als Resultat dieser Vorgänge finden wir heute im Geopark verschiedene metamorphe Gesteine in der
gesamten Bandbreite: von sehr hoch metamorphen Eklogiten und Serpentiniten bis zu gering
metamorphen Gesteinen. Alle diese Gesteine gehören heute zum Grundgebirge der Europäischen
Platte und der geotektonischen Einheit der Ostalpen. Sie sind im nördlichen und nordöstlichen Teil
des Geoparks aufgeschlossen, wo die obere Decke der Tethyssedimente abgetragen wurde.
Innerhalb der metamorphen Gesteinsabfolge treten auch Pegmatitgänge mit einem interessanten
Mg-Turmalin - dem Darvit - auf, der hier an der Typuslokalität zum ersten Mal beschrieben wurde.
Während der frühalpinen interkontinentalen Kollision wurde das erste alpine Gebirge gebildet,
welches eine höhere und breitere Gebirgskette darstellte als es die heutigen Alpen sind, die ein
Resultat der zweiten Gebirgsbildungsphase sind.
Das erste alpine Gebirge war vor dem Ende des Eozäns beinahe gänzlich erodiert. Die heutigen
Karawanken wurden als Teil der zweiten Gebirgsbildungsphase gebildet, die eine Hebung seit dem
Eozän von flachmarinen Bereichen bis auf das heutige Höhenniveau darstellt. Die Gebirgsbildung
dauert auch heute noch an, wie aus den jüngsten seismischen Aktivitäten und präzisen GPSMessungen ableitbar ist. Die jüngste Karawankenhebung ist das Resultat der wiederholten, zweiten
und immer noch andauernden Kompressionsphase zwischen den Kontinentalplatten und der
gleichzeitig im Gegenuhrzeigersinn erfolgten Rotation der Adriatischen Platte. Dies führte in der nach
Osten gerichteten Verfrachtung des großen ALCAPA (Alpin-Karpatisch-Pannonisch) Blockes entlang
der bedeutendsten Europäischen Störungszone - der Periadriatischen Naht (PN) - welche auch im
Geoparkgebiet liegt.
23
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Die Periadriatische Naht bildet die subvertikale und tief reichende südliche tektonische Grenze des
extrudierten Blocks der Europäischen Kontinentalplatte im Norden mit der Afrikanischen Platte im
Süden. Entlang der mehrere 10 km tief reichenden PN kam es zu einer rechtssinnigen
Seitenverschiebung des nördlichen Blocks um etwa 250 km nach Osten. Die PN ist die östliche
Fortsetzung der Judicarien-Störungszone in Italien, weist eine Länge von mehr als 1000 km auf. Sie
verläuft in West – Ost-Richtung bis nach Budapest in Ungarn.
Die Kompression zwischen den Kontinentalplatten bewirkte ein Herausdrücken tief gelegener
magmatischer und metamorpher Gesteine und eine Seitenverschiebung höher gelegener
Sedimentgesteine in kurze, aber breit gefächerte Decken, welche eine so genannte „flower
structure“ bilden. Innerhalb der PN-Störungszone, welche mehrere km breit ist, wurden
magmatische und kontaktmetamorphe regionalmetamorphe Gesteine freigelegt. Diese bilden die
Wurzelzone der zentralen Karawanken und trennen die geotektonischen Einheiten der
Nordkarawanken und Südkarawanken.
Die Nordkarawanken sind eine Abfolge von Decken, welche generell senkrecht zur PN nach Norden
geschoben sind. Sie werden aus Sedimenten der Tethys aufgebaut. Die Abfolge von Decken, die von
der PN nach Süden geschoben wurden und ebenfalls aus Sedimenten der Tethys aufgebaut sind,
bildet die Südkarawanken, welche Teile der Südalpen und Dinariden sind.
Innerhalb der PN-Zone kann in drei West-Ost verlaufenden, subparallelen Gesteinszügen eine
interessante Vielfalt verschiedenster Gesteine auf engstem Raum beobachtet werden.
Der nördliche Zug wird aus oberpermisch bis mitteltriassischen Differentiationsreihen magmatischer
Brekzien aufgebaut, die aus Olivin-Gabbro bis Monzo-Gabbro, Monzonit und Syenogranit bestehen.
Granodioritporphyrgänge innerhalb der magmatischen Brekzien weisen eine Rapakiwi-Textur auf.
Äußerst interessante und seltene Quarze mit Ocellarstruktur finden sich innerhalb der GabbroFragmente als Folge metasomatischer Verdrängung mafischer Minerale durch Minerale eines
jüngeren granitischen Magmas.
Der südliche Zug wird aus spätoligozänen, syntektonisch eingedrungenen Tonaliten gebildet. Die
tektonische Bewegung während der Intrusion gab den prismatisch geformten Mineralen des Tonalits
eine parallele Orientierung, so dass er gneisartig aussieht.
Innerhalb der tektonischen Zentralzone der PN kam es während der Kontaktmetamorphose bei den
regional metamorphen Gesteinen im Kontaktbereich zum Magma zur Umwandlung in Migmatit und
Hornfels. Die Schiefer wurden vom Magma imprägniert und metasomatisch zu
Cordiertiknotenschiefern umgewandelt.
Die ältesten Gesteine des Geoparks sind graue Biotit-Plagioklas-Paragneise, in welche bis zu 15 Meter
mächtige Lagen feinkörnige und intensiv verschieferte Amphibolite und bis zu 30 Meter mächtige
Einschaltungen von Mikroklingneis eingelagert sind.
Unmittelbar nördlich der PN schließt ein tektonischer Block aus Schiefern, konglomeratischen
Sandsteinen, Diabasen und Pillowlaven sowie deren pyroklastische Gesteinsvarietäten an. Diese
Ablagerungen entstammen einer Riftzone in der Tiefsee und sind vermutlich von ordovizischem
Alter.
Mit einer steil stehenden Störung begrenzt, folgt nördlich dieses Blocks ein Stapel von drei nordwärts
orientierten, subhorizontalen Decken, welche aus triassischen und jurassischen Gesteinen aufgebaut
sind und den Hauptanteil der Nordkarawanken bilden. Die ältesten und tiefsten Anteile der
Nordkarawanken werden aus oberpermischen bis untertriassischen terrigenen Quarzsandsteinen
und Konglomeraten gebildet, die nach oben in Mergel und oolithische Dolomite sowie fossilführende
Plattformkarbonate übergehen. Innerhalb der anisischen Dolomite wurde in einem intra- bis
supratidalen Ablagerungsraum die einzigartige schichtgebundene Zn-Pb-Lagerstätte von Topla als
24
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
frühdiagenetische Mineralisierung gebildet. Drei kleine Minerallagerstätten wurden in einem
frühdiagenetischen Prozess innerhalb einer Paläokarstlandschaft auf einer Karbonatplattform
gebildet. Durch die Reduktion organischen Materials durch Cyanobakterien wurden Sulfide auf den
vorher abgelagerten Zn und Pb Karbonatmineralen ausgefällt.
Im Ladin wurde die über 1000 m mächtige Wettersteinformation mit drei Faziesbereichen
abgelagert: Vorriff, Riff und Lagunenkarbonate mit seltenen Aufschlüssen einer spektakulären
Gastropodenfauna. Innerhalb poröser und durchlässiger Gesteinsbereiche haben Erzlösungen zu
einer Pb-Zn-Mineralisation vom Mississippityp geführt. Durch die Ausfällung von Erzmineralen
(Galenit und Sphalerit) innerhalb offener Klüfte während der Erzmineralisation kam es zur Ausbildung
von diskordanten Erzgängen.
In Bereichen der Lagunenfazies, wo zeitweiliges Trockenfallen zur Ausbildung von Brekzien führte,
bildeten sich schichtgebundene, konkordante Erzkörper. Große säulenförmige, brekziierte Erzkörper
sind das Ergebnis von alten, unter Wasser liegenden Karsthohlräumen, deren Dach einbrach. Die
Erzminerale bilden den Zement der Karbonatgesteinsklasten.
Das liassische (Pliensbachium) Alter der epigenetischen Erze wurde durch Mikroskopie der Erzabfolge
und der Gangkarbonate nachgewiesen. Durch die Sekundärmineralisation infolge der Oxidation von
primären Mineralen bildete sich im Bergbaugebiet der seltene Wulfenit mit schön gefärbten
Kristallen.
Im Bereich der Petzen gab es über 400 Erzkörper mit über 100 km2 Gesamtfläche. Mehr als 20
Millionen Tonnen Erz förderte man während der 350 Jahre dauernden Bergbaugeschichte, was im
Museum von Mežica dokumentiert ist.
Die karnischen Carditaschichten weisen drei Schieferhorizonte mit Ammoniten und
Plesiosaurierresten auf. Zwischengeschaltete Karbonathorizonte sind reich an Mollusken und
Crinoiden.
Die Obertrias- und Unterjuraschichten sind als Plattformkarbonate mit Flachwasserkarbonaten,
Riffkalken und teilweise dolomitischen Sedimenten einer geschlossenen Lagune ausgebildet. Im
mittleren Lias (Pliensbachium) kam es zu einer regionalen tektonischen Riftphase, wobei tiefe
Störungsklüfte den Erzlösungen den Aufstieg ermöglichten. Das führte zu den epigenetischen Pb-Zn
Vererzungen im Wettersteinkalk. Diese Riftphase bewirkte auch die Öffnung des jurassischen
Penninischen Ozeans (nördliche Tethys) und die Bildung von Tiefseesedimenten mit Mn-KnollenErzen.
In den Unterkreidegesteinen gibt es orbitoide Foraminiferen. Über dem metamorphen Grundgebirge
im Norden der Karawanken wurden im Eozän Nummuliten- und Alveolinenkalke abgelagert.
Die paläozoische Abfolge in den Südkarawanken besteht aus ordovizischen und silurischen Schiefern,
obersilurischen und devonischen bis unterkarbonen Flachwasserkarbonaten, massiven Korallenriffen
und verschiedenen gebankten Lagunenkalken. Im Unterkarbon wurde zeitgleich mit der Hebung im
Zuge der variszischen Gebirgsbildung im Norden des Kontinents der Hochwipfelflysch abgelagert.
Dabei bildeten sich vulkanische Gänge und pyroklastische Gesteine aus.
Hydrothermale Lösungen produzierten aus heutiger Sicht unwirtschaftliche Erzgänge und
metasomatische Pb-Zn-Cu-Mineralisierungen. Nach der variszischen Gebirgsbildung im Unterkarbon
folgte im Oberkarbon die Molassesedimentation der Auernig-Formation. Es sind dies
Quarzkonglomerate, Sandsteine und Schiefer mit einzigartiger und reichhaltiger Fossilgesellschaft,
bestehend aus Pflanzenfossilien und einer marinen Fauna welche in Kalkeinschaltungen auftreten,
die während kurzer Transgressionsphasen gebildet wurden.
25
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Die asturische tektonische Phase brachte Fluide, die zu metasomatischen Eisenkarbonaten (Siderit)
sowie zu Pb- und Zn-Mineralisierungen in marinen Kalklinsen führten. Im obersten Karbon und im
Unterperm wurden Dovžanova soteska-Kalke zeitgleich mit dem Trogkofelkalk gebildet.
Außergewöhnlich reiche Brachiopodenfaunen und andere Fossilien sind als wichtiges internationales
paläontologisches Erbe bekannt.
Im Mittelperm kam es zeitgleich mit der Saalischen tektonischen Phase zu tief greifenden Erosionen,
wobei die Tarviser Brekzie entstand, die in die Gröden-Formation übergeht, welche aus vorwiegend
quarzhältigen, terrigenen kontinentalen Sedimenten besteht. Im Oberperm kam es in mehr oder
weniger isolierten Lagunen zu einer transgressiven marinen Sedimentation, die meist aus
evaporitischen Dolomiten besteht.
In der Untertrias sind Einschaltungen oolithischer Kalke innerhalb vorwiegend klastischer Sedimente
häufig, wobei der terrigene Sedimentgehalt sukzessive verschwindet. Gegen das Ende der Untertrias
und im Anisium sind reine Karbonatgesteine eines Flachwassers erhalten.
Während der Mitteltrias bewirkte die tektonische Phase eines abgebrochenen Riftings die Bildung
von tektonischen Becken, und die sedimentäre Faziesdifferentiation reicht von Flachwasserbereichen
über Hangbereiche bis zu Tiefwasserablagerungen. Zeitgleich mit diesem Rifting kam es zu bimodaler
vulkanischer Aktivität von effusiven Basalten bis zu explosiven Rhyolithen. Als Resultat der
hydrothermalen Aktivität bildeten sich kleinere Hg-Mineralisierungen vom Idria-Typus, aber auch Pbund Zn-Mineralisierungen.
In der Obertrias herrschte eine Flachwassersedimentation in Lagunen und Riffen vor. Innerhalb der
mannigfaltigen Gezeitenbereichsablagerungen dominieren Gesteine der Lofer Fazies.
Die im Pliensbachium einsetzende Extensionstektonik verursachte im Unterjura die Bildung von
Tiefwasserablagerungen mit Radiolariten und Schiefern mit Mn-Knollen. Mn-Erze der Begunjščica
waren auch der Ausgangspunkt für die erste industrielle Manganstahlproduktion in einer
Schmelzhütte bei Jesenice. Dies ist ein sehr bedeutendes geologisches, bergbaulich kulturelles und
metallurgisches Erbe.
In den Südkarawanken folgen vorwiegend feinkörnige klastische Eozänablagerungen mit
Pflanzenresten, Kohleschmitzen und einer Süßwassermolluskenfauna.
Als zeitliches Äquivalent zur spätoligozänen – miozänen Tonalitintrusion wird die intensive effusive
Vulkanaktivität angesehen. Das Gebiet der Smrekovecberge wird aus effusiven Andesiten und seiner
Tuffe und verschiedenen pyroklastischen und turbiditischen Gesteine aufgebaut.
Das Gebiet der Südkarawanken wurde nach der Bildung der südgerichteten Überschiebungen
zwischen der PN und der subparallelen Save-Störung im Süden der Karawanken stark deformiert.
Entlang der PN kam es zu einer etwa 250 km-Seitenverschiebung nach Osten und nur zu 90 km
entlang der Save Störung. Dabei bildeten sich längliche tektonische Linsen von paläozoischen und
mesozoischen Gesteinen entlang subparalleler Störungen. Diese bildeten sich in Abhängigkeit der
Scherung als Differenz in der Weite der Seitenverschiebung entlang der regionalen Hauptstörungen.
Kohlensäurehaltige Mineralwässer und Thermalwässer steigen an tief reichenden Störungen auf und
sind als geologisches Erbe interessant.
Die jüngsten postglazialen Sedimentgesteine im Bereich der Kohlensäuerlinge sind Kalktuffe in
Travertin Steinbrüchen, in denen auch rezent Kalktuff/Travertin entsteht. Sie sind ein einzigartiges
sedimentologisches Erbe.
Weltweit bekannt sind die wichtigen Knochen- und Werkzeugfunde unserer frühen Vorfahren,
ebenso die eiszeitlichen Säugetierknochenfunde in Karsthöhlen der Uschowa.
26
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Die Haupthebungsphase der Karawanken begann im Sarmatium - einer Stufe des Miozän - vor etwa
12 Millionen Jahren, wie aus geringfügig älteren Kohleresten innerhalb einer feinklastischen Abfolge
von Sanden und Tonen ersichtlich ist. Sie wurden vor den tektonischen Unruhen sowohl auf dem
triassischen Kalk der Karawanken als auch auf den metamorphen Gesteinen der Europäischen
Kontinentalplatte im nördlichen Vorland abgelagert.
Die Südkarawanken begannen sich zuerst zu heben und ihre Gesteine wurden nach Norden in ein
den Karawanken vorgelagertes Becken transportiert. Aus der Mischung gut gerundeter Quarze aus
einem kristallinen Liefergebiet mit den Kalkgeröllen der Südkarawanken ist dies ersichtlich. Die
klastische Entwicklung im Karawankenvorland weist eine typische Zunahme der Komponentengröße
nach oben auf, was auf eine Beschleunigung der Hebung im Liefergebiet hinweist. Innerhalb der
spätsarmatischen und jüngeren Sedimente finden sich bald Gesteinskomponenten der
Nordkarawanken. Das zeigt, dass sich nun auch der Nordteil der Karawanken zu heben begann und
erodiert wurde. Auch die Kohle führenden Ablagerungen auf den Triasgesteinen wurden nun
zusammen mit den Karawanken hochgehoben und finden sich heute auf den südlichen Hängen der
Nordkarawanken.
Zur selben Zeit senkte sich das metamorphe Grundgebirge im Vorland der Karawanken und füllte sich
mit dem groben Schutt der aufsteigenden Karawanken. Die Mächtigkeit der Sedimentfüllung erreicht
über 1000 m. Der andauernde Druck von Süden führte bei weiterer Hebung zur Überschiebung der
jungen Sedimente durch die Nordkarawanken. Die subhorizontale Überschiebungsfläche ist am
Nordfuß der Karawanken klar ersichtlich. Dort liegen mesozoische Gesteine über den oben
beschriebenen klastischen Miozänsedimenten.
In der Umgebung westlich von Mežica liegen sehr schlecht zementierte fossile Hangschuttsedimente
mit großen Blöcken vor.
Die PN-Störungszone ist derzeit tektonisch kaum aktiv. Die aktiven tektonischen Deformationen und
seismischen Aktivitäten haben sich subparallel zu benachbarten Störungszonen verschoben.
2.4 Tektonische Geschichte
Die Periadriatische Naht, auch das Periadriatische Lineament genannt, ist ein bedeutendes
Störungssystem, das beinahe durch das gesamte Alpensystem schneidet (Abbildung 5a) [Fodor,
1998]. Die PN trennt Gebiete mit sehr unterschiedlicher paläogeographischer, magmatischer und
metamorpher Entwicklung. Die Hauptbewegungen im westlichen und zentralen Abschnitt der
Störungszone waren rechtssinnige Seitenverschiebungen, wie aus der regionalen Strukturanalyse
und lokalen Studien ersichtlich ist. Die rechtssinnige Seitenverschiebung war mit südgerichteten
Rücküberschiebungen im westlichen Abschnitt der PN kombiniert [Fodor, 1998].
Strukturgeologische Studien haben gezeigt, dass zahlreiche konjugierte linkssinnige und rechtssinnige
Störungen - inkludiert die PN selbst - mehrere keilförmige Krustenblöcke innerhalb der Ostalpen
begrenzen. Die Spitze des westlichsten Keils ist das Tauernfenster, in welchem Penninische Einheiten
unter den Austroalpinen Decken aufgeschlossen sind (Abbildung 5a). Die Gesteine des
Tauernfensters hatten eine Abkühlung unter etwa 100° C vor 24 – 6 Mio Jahren [Staufenberg, 1987]
und wurden von flachen, ostwärts gerichteten Abschiebungen exhumiert [Genser & Neubauer,
1989]. Die Kombination der flachen normalen Abschiebungen mit konjugierten Seitenverschiebungen
veranlassten Ratschbacher et al. [1989] das Extrusionsmodell der Ostalpen zu entwickeln. Allerdings
setzten dieses und spätere Modelle voraus, dass die gesamte Pannonisch–Karpatische Region Teil
dieses nach Osten bewegten Keils war. Seine südöstliche Begrenzung war nicht identifiziert, sondern
nur vage irgendwo im südlichen Pannonischen Becken angenommen.
An der südlichen Begrenzung des Extrusionskeils verschwindet die Periadriatische Naht unter
neogenen Sedimenten in Nordostslowenien, daher ist die Fortsetzung nach Osten für die
27
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Alpingeologen unklar (Abbildung 5b). Allerdings können permo-mesozoische Fazies und mehrere
paläogeographische Grenzen zwischen der Transdanubischen Zone (Extrusionseinheit) und den
Südalpen korreliert werden. Die Südalpen und die Transdanubische Zone sind beiderseits einer
rechtssinnigen Seitenverschiebung situiert. Diese Kenntnis und die kinematische Rekonstruktion von
Ballad [1985] lassen vermuten, dass dieses einst zusammenhängende Störungssystem aus dem
Periadriatischen Lineament und der Mittel-Ungarischen-Zone (MHZ in Abbildung 5b) bestand.
Diese Interpretation bedeutet, dass der Extrusionskeil nicht die südliche pannonische Tisza-Einheit,
sondern nur die nördlichen pannonischen Westkarpaten und die östlichsten Ostalpen beinhaltet.
Dieser Keil wurde von Csantos et al. [1992] „ALCAPA Block“ genannt. Eine nacheozäne rechtsseitige
Verschiebung in der Mittel-Ungarischen-Zone (MHZ) wurde durch strukturgeologische Analysen
aufgezeigt [Balla & Dudko, 1989]. Diese nacheozänen Bewegungen decken sich mit dem
angenommenen Alter der PN. Tari [1994] schätzte nach Berücksichtigung der paläogeographischen
und tektonischen Daten einen rechtsseitigen Verschiebungsbetrag von 350 – 550 km entlang des PNMHZ-Systems seit dem frühen Oligozän. Das kombinierte PN-MHZ-System versetzte das
Nordungarische Becken (teilweise Südslowakei) des späten Eozäns bis frühen Miozäns (36 – 19
Mio J.) und ein slowenisches Paleozän-Becken (Abbildung 5b) [Baldi, 1986].
Die ähnliche stratigraphische und fazielle Entwicklung dieser beiden Becken weist darauf hin, dass sie
ursprünglich eine Einheit bildeten [Jelen et. al., 1992]. Das Ursprungsbecken wies eine
kontinuierliche bathyale Sedimentation aus dem Zeitraum spätestes Eozän bis frühes Oligozän auf,
was im Alpin-Karpatenraum einzigartig ist. Das Becken setzte sich westlich der Buda-Linie (Abbildung
5b) nicht fort, da jenseits der Buda-Linie das Transdanubische Eozänbecken während des frühen
Oligozäns erodierte und während des späten Oligozäns mit fluviatilen klastischen Sedimenten gefüllt
wurde [Tari et al., 1993].
Die bekannte westliche Grenze des Nordungarischen Beckens zeigt, dass der rechtsseitige Versatz
entlang der MHZ zumindest 350 km betragen haben muss. Die Verschiebungszone entlang des
nördlichen Teils der MHZ wird auch durch isolierte, bedeckte Oligozänsedimente markiert (Abbildung
5b) [Dudko, 1988; Korassy, 1990]. Diese Sedimente wurden vom Transdanubischen Becken oder vom
früher
zusammenhängenden
Slowenisch-Nordungarischen-Paläogen
Becken
abgeschert
[Nagymarosy, 1990].
Ein weiteres Problem des Extrusionsmodells ist der zeitliche Ablauf. Die wichtigsten Zeitmarker - die
Abkühlungsalter der zentralen metamorphen Einheiten - zeigen 25-20 Mio Jahre für den Beginn der
Exhumierung und die Bewegung nach Osten. Störungsgebundene pull-apart-Becken entlang der
nördlichen Grenze des Keils weisen aber auf ein karpatisches bis mittelmiozänes Alter hin (17,5-11,5
Ma für die lokalen Paratethysstufen) (siehe Abbildung 6). Frühere Bewegungen sind nicht
dokumentiert, obwohl sie aus kinematischen Überlegungen notwendig wären. Die kinematischen
Phasen, die heute in den Nördlichen Kalkalpen nachgewiesen sind, entsprechen nur indirekt diesem
Zeitablauf [Decker et al., 1993; Linzer et al., 1995; Nemes et al., 1995].
Das dritte Problem ist, dass das Extrusionsmodell die beobachteten Rotationen der einzelnen
Einheiten nicht erklärt. Die paläomagnetischen Daten und das kinematische Modell weisen darauf
hin, dass vier tektonische Blöcke die spätestoligozäne bis miozäne tektonische Evolution des
Gebietes prägen [Balla, 1985; Cramer, 1995]. Während die Nördlichen Kalkalpen östlich des
Tauernfensters keine bedeutende paläogene und frühmiozäne Rotation zeigen, weisen die TiszaEinheit und die westlichen karpatischen-nordpannonischen Bereiche große Rotationen im
Uhrzeigersinn, bzw. Gegenuhrzeigersinn, auf [z.B. Patrascu et al., 1994]. Die unterschiedliche
Rotation von Ostalpen und nördlicher Pannonischer Einheit könnte für die Abweichung in der
Streichrichtung der PN und MHZ verantwortlich sein.
28
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Box – Tektonik
Bedeutende Störungen in den Ostalpen, verursacht durch die Kollision der Kontinente
aus: ROBL J. &, STÜWE K., (2005): Continental collision with finite indenter strength: 1. concept
and model formulation, tectonics, 24, TC4005, doi:10.1029/2004TC001727
Wichtigste tektonische Einheiten der Karawanken. PAL = Periadriatisches Lineament, SF-Save
Störung, LF = Lavanttal-Störung
29
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 5: Fodor [1998]; (a) Position des Periadriatischen Lineaments (PAL) und seine Fortsetzung entlang
der Mittel-Ungarischen-Zone (MHZ) und der ALCAPA Extrusionskeil innerhalb des Alpen-Karpaten-Orogens
(b) Paläogeographische tektonische Anzeiger für die Fortsetzung des PAL und der MHZ. Karten nach Fuchs
[1984], Báldi [198], Balla [1985], Schmid et al. [1989], Ratschbacher et al. [1991], Decker & Peresson [1996].
Dicke strichlierte Linie zeigt die ursprünglichen Grenzen des Nordungarischen Paläogen-Beckens [Báldi,
1986]. Quadrate und Dreiecke zeigen die entsprechenden Grenzen des Nordungarischen Paläogen-Beckens.
Die Pfeile zeigen paläomagnetische Daten verschiedener Formationen, Pfeile mit Quadrat zeigen mittlere
paläomagnetische Daten [nach Márton & Veljovid, 1983; Mauritsch & Becke, 1987; Márton & Mauritsch,
1990; Márton & Márton, 1996 cum lit.] in Fodor [1998].
30
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 6: Stufen der Mediterranen und Zentralen Paratethys im Neogen [nach Steininger et al., 1988].
Abbildung 7: Fodor [1998]; (a) Strukturskizze von Nord- und Zentralslowenien und benachbarte
(b) Paläomagnetische Daten nach E. Márton & B. Jelen, [1998] und Márton & Cimerman [1995], maximale
horizontale Stress-Achsen (σ1 or σ2) sind für Lokalitäten dargestellt, welche in Abbildung 8, 9 und 10 nicht
dargestellt sind. Kreuz mit Punkt zeigt gemeinsame Beprobungspunkte für Paläomagnetik und Tektonik, die
Zeichen P und S markieren Paläomagnetik- bzw. Stressmessungen; SNe zeigt Daten von Nemes [1996].
31
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Das östliche Segment der Priadriatischen Naht und seine südliche und nördliche Nachbarschaft in
Nord- und Nordostslowenien sind für die Betrachtung der östlichen Fortsetzung der PN in Richtung
karpatisch-pannonischer Region besonders wichtig, da dieser Zusammenhang eine große Rolle im
Extrusionsmodell spielt. Die Deformationen der tertiären Schichtfolge (typischerweise fehlend in den
Ostalpen) gibt Auskunft über den Zeitpunkt von Bewegungen an verschiedenen Abschnitten der PN
und bietet außerdem einschränkende Informationen zum Alter der Extrusion. Die Kombination von
paläomagnetischen und tektonischen Daten hilft die ursprünglichen Belastungsrichtungen zu
rekonstruieren. Zusätzlich sind die paläomagnetischen Daten auch sehr wichtig für die Vergleiche der
gut datierten Rotationsdeformationen der extrudierten pannonischen Einheit mit dem nicht
extrudierten Slowenien.
Die Periadriatische Naht trennt die die nördlichen Austroalpinen Einheiten von den Südalpen –
Dinariden-Einheiten. In Slowenien weitet sich diese bedeutende tektonische Zone auf und entspricht
der Zentralen Karawankenzone [Mioč & Žnidarčič, 1976; Brezigar et al., 1987], welche aus fünf
schmalen Störungszonen und vier verschiedenen schmalen Gesteinszügen dazwischen besteht
(Abbildung 7a). Diese Zonen sind die Fortsetzung der Eisenkappler Zone in Österreich [von Gosen,
1989]. Der südlichste Zug ist der Karawanken-Tonalit, welcher im Süden durch die SmrekovecStörung begrenzt wird [Mind 1983]. Östlich des Velenjebeckens kann geschlossen werden, dass die
PN – Zone (Zentrale Karawankenzone) entlang des Nordrandes der südöstlichen Karawanken, von
karpatischen Sedimenten bedeckt, verläuft.
Die NW-SE verlaufende Lavanttal-Störung versetzt die meisten ESE-WNW streichenden Störungen
inklusive der PN und der Donat-Zone [Jelen et al., 1992]. Die PN kann östlich der Lavanttal-Störung
nicht präzise lokalisiert werden, verändert jedoch möglicherweise ihre Richtung nach ENE und
verbindet sich Richtung Osten mit der Mittel-Ungarischen-Zone (MHZ). Dieser Übergang ist von
mittel bis spätmiozänen Sedimenten überdeckt, einige Störungsabschnitte dürften als begrenzende
Störungen des gleich alten Mur-Beckens reaktiviert worden sein.
Die Šoštanj- und Donat-Zone verschmelzen mit der PN-Zone, genauer mit der Smrekovec-Störung.
Die Donat-Zone ist von besonderem Interesse, da sie verschiedene Tertiärsedimentstapel trennt. Die
Nordseite ist durch eozäne und karpatische Sedimente charakterisiert, während die Südseite eine
oligozäne (bis Eggenburgium?) Abfolge beinhaltet, welche von frühmittelmiozänen (Badenium)
Sedimenten überlagert wird [Jelen et al., 1992].
Der westlichste Anteil der Save-Störung biegt sanft in eine NW-SE Richtung, bildet dabei die
nordöstliche Begrenzung des Laibacher Beckens und verschmilzt dann im Südosten mit der
nördlichsten (Tuhinj- Motnik) Synklinale der Save-Falten-Region. Die Störung versetzt die Grenzen
der Synklinale nicht, weshalb ihre südöstliche Fortsetzung fraglich ist. Eine Fortsetzungsmöglichkeit
wäre die Ost-West streichende Celje-Störung [Buser, 1977], die am Nordrand der Trojane-Antiklinale
verläuft und das Savinja (Celje) – Becken begrenzt.
2.4.1 Detaillierte Strukturbeobachtungen und Stressfeld
Periadriatische Zone—Zentrale Karawankenzone
Der slowenische Teil der PN entspricht der Zentralen Karawankenzone [Mioč et al., 1981; Mioč &
Žnidarčič, 1976]. Die Zone wird aus schmalen Bändern oder stark gestreckten Linsen von
altpaläozoischen Metasedimenten, oberkarbonisch-unterpermischem Eisenkappler Granit,
paläozoischen Schiefern und dem Karawanken-Tonalitpluton aufgebaut (Abbildung 8) [Mioč et al.,
1981].
In den Aufschlüssen Sloweniens ist der Granit in vier große, isolierte bis semi-isolierte Linsen mit 3-7
km Lücken zwischen den Granitkörpern aufgeteilt. Es sind dies typische Beispiele von strike-slipduplexes im Sinne der Arbeit von Woodcock und Fischer [1986]. Nördlich der Zone sind mesozoische
32
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Gesteine nordwärts verschuppt und dabei über einen schmalen Streifen von Miozänsedimenten
überschoben worden. Die strike-slip Zone zusammen mit dem Überschiebungsbereich stellen die
östliche Fortsetzung der rechtssinnigen Nordkarawanken-Transpressionszone dar, die über das
Klagenfurter Becken geschoben wurde [Polinski & Eisbacher, 1992; Nemes, 1997].
Šoštanj-Störung und Velenje-Becken
Die Šoštanj-Störung spaltet sich von der Zentralen Karawankenzone ab. Die bemerkenswert
geradlinig verlaufende Störung weist eine dextrale Kinematik auf, die sich in
Seitenverschiebungsdaten und triassischen Dolomitlinsen (strike-slip duplexes) in der Scherzone
(Abbildung 8) zeigt. Südlich der Blocberge vereint sich die Šoštanj-Störung mit der Celje-Störung und
endet dann an den Save-Falten (Abbildung 7). Sie erreicht dort das nördliche Glied der RudnicaIvanščica-Antiklinale [Aničič & Juriša, 1984], versetzt diese aber nicht. Die Verfaltungen nahmen
wahrscheinlich die rechtsseitige Verschiebung an der Šoštanj-Störung auf.
Das Velenje-Becken liegt nahe der Abzweigung der Šoštanj-, der Velenje-Donat- und der SmrekovecStörungen. Das Becken ist mit bis zu 900 m mächtigen, pliozänen bis quartären Sedimenten gefüllt,
die eine 150 m mächtige Lignitabfolge im mittleren Teil der Abfolge aufweisen. Auf Seismik und
Bohrungen beruhende geologische Schnitte weisen darauf hin, dass das Becken im Süden von der
Šoštanj-Störung begrenzt wird [Brezigar et al., 1987]. Detailierte Analysen von Bohrlochdaten zeigen,
dass der südliche Teil der Lignit-Einheit durch nordwest streichende, schräg zur Šoštanj-Hauptstörung
verlaufenden, en echelon-Störungen deformiert ist [Vrabec, 1996]. Aufgrund dieses Störungsmusters
muss man eine dextrale Scherung entlang des Beckenrandes nach der Ablagerung der unteren
mittleren Beckenfüllung annehmen. Andererseits weist die keilförmige Verdickung des Beckens in
Richtung der Šoštanj-Störung auf synsedimentäre Rutschungen hin [Vrabec, 1996].
Im Autobahntunnel Graz-Laibach wurden tektonische Linsen steil stehender Oligozänsedimente
beobachtet [pers. Mitt. T. Budkovič]. Diese tektonischen Linsen werden als sehr gedehnte und völlig
getrennte strike-slip-duplexes angesehen. Die Zone dieser Linsen grenzt an oligozäne tuffitische
Tonsteine, Siltsteine oder karpatische Sedimente. Wegen der eher bedeutenden rechtssinnigen
Seitenverschiebung werden die Tertiärsedimente auf den beiden Seiten dieser Zone in Abbildung 9
mit unterschiedlicher Signatur versehen [Jelen et al., 1992]. Die Aufschlussstudien zeigen konjugierte
strike-slip-Störungen, die durch NNW-SSE bis NNE-SSW-Kompression verursacht wurden (Abbildung
9). Die rechtssinnigen Störungen zeigen oft relativ bedeutende Variationen der Orientierung, von
NNW-SSE bis E-W, die letzteren verlaufen parallel zur Donat Zone, während die ersteren leicht schräg
dazu verlaufen. Bei Aufschluss 16 innerhalb der Zone bilden steil stehende strike-slip-Störungen und
flach geneigte Aufschiebungen eine positive „flower-structure“. All diese Beobachtungen weisen
darauf hin, dass die Donat-Zone mit anderen transpressionalen strike-slip-Störungen vergleichbar ist
[Harding, 1973; Montenat et al. 1990].
Südöstliche Karawankenzone
Innerhalb dieser Zone gibt es mesozoische, eozäne und karpatische Gesteine, die östlich des
Velenjebeckens zwischen der PN und der Donat-Zone liegen (Paški Kozjak, Konjiška Gora Hügel,
usw.). Die Hauptstruktur ist das Zusammenmündungssystem von NW, SE und W verlaufenden
rechtssinnigen Störungen. Diese Störungen begrenzen linsenförmige Blöcke (Abbildung 9). Aus der
Karte ersichtliche Verschiebungen und Seitenverschiebungsdaten in Aufschlüssen weisen auf
rechtssinnige Bewegungen entlang der Störungen hin. Konjugierte linkssinnige Störungen sind zwar
im mittleren Maßstab erkennbar, weisen aber kaum Verschiebungsweiten im Kartenmaßstab auf.
Steiles bis senkrechtes Einfallen ist häufig, vor allem entlang der Ost-West streichenden Zonen.
33
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 8: Fodor [1998]; Maximale horizontale Stress-Achsen und die tektonische Struktur der Zentralen
Karawanken (Eisenkappel) Scherzone, der Šoštanj-Störung und des Velenje Beckens. Stereoplots verwenden
die untere Halbkugel der Schmidt Projektion; Punkte zeigen Harnische; Pfeile zum und vom Kreismittelpunkt
sind Auf- bzw. Abschiebungen, Doppelpfeile sind Blattverschiebungen, gestrichelte Linie ist die Projektion
der Schichtung, kleiner Kreis ist die Polpunktdarstellung der Schichtung.
Abbildung 9: Fodor [1998]; Maximale horizontale Stress-Achsen sowie die tektonische Struktur und
Paläostressdaten für die Südöstliche Karawankenzone, die Velenje-Donat-Zone und die Lavanttal-Störung.
Beachte die Eozänlinsen (strike-slip duplexes) innerhalb der mesozoischen Gesteine. Stereoplots und
Paläostress-Achsen wie in Abbildung 8. Abbildung 9b ist eine vorläufige Interpretationsskizze, welche
teilweise zwischen den Aufschlüssen 62-63 und in der Nähe von 16-19 verläuft. Das kleine, eingeschobene
Bild zeigt einen Detailausschnitt der geologischen Karte in der Nähe von Dobrna.
34
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Zum Beispiel treten die Eozänsedimente in solchen vertikalen, engen Zonen zwischen permomesozoischen Gesteinen auf (Abbildung 9). Alle diese Linsen repräsentieren möglicherweise strikeslip-duplexes [Woodcock & Fischer, 1986]. Zwischen den permo-mesozoischen Gesteinen der
Blocberge und der Donat-Zone bilden die Tertiärsedimente (hauptsächlich Karpatium) die enge
Dobrna-Synklinale mit subvertikalen oder steil stehenden Faltenschenkeln (Abbildung 9). Der Kontakt
zum Permo-Mesozoikum ist häufig tektonisch, aber es können auch mäßig steil oder steil einfallende
normale stratigraphische Flächen gefunden werden. Der nördliche Kontakt der Dobrna-Synklinale
besteht aus WNW und NE-streichenden Abschnitten, die sich stufenförmig abwechseln. Dies wird so
interpretiert, dass der ursprüngliche NE-streichende Kontakt durch nach Osten gerichtete
Seitenverschiebung mesozoischer Segmente deformiert wurde. Die Rechtsseitenverschiebung würde
2-5 km betragen.
Alle diese Merkmale lassen vermuten, dass das Gebiet zwischen der Šoštanj-Störung und der PN eine
rechtssinnige Scherzone ist. Während die stark deformierte Donat-Zone selbst eine ausgesprochene
rechtssinnige Transpressionszone ist, zeigt der Südöstliche Karawankenblock weniger ausgeprägte
rechtssinnige Störungen und weniger gelängte rechtssinnige Duplexe.
Lavanttal (Labot)-Störung
Die Störung weist eine rechtssinnige Versetzung von 10-18 km auf, wenn man das Mesozoikum der
Südöstlichen Karawanken und der Boč-Hügel korreliert (Abbildung 9). Dieser Versetzungsbetrag
stimmt gut mit Markern in Österreich entlang ihrer Nordwestabschnitte überein [Ratschbacher et al.,
1991; Kazmér et al., 1996]. Allerdings ist der Verschiebungsbetrag nicht mehr so groß, wenn man den
abgeschnittenen Teil der Donat-Zone und das praktische Verschwinden an der Fortsetzung der
Šoštanj-Störung berücksichtigt (Abbildung 7, Abbildung 9). Die Abnahme der Versetzung kann durch
eine zunehmende Verkürzung innerhalb des östlichen Blocks zwischen dem Pohorje-Gebirge und der
Šoštanj-Störung erklärt werden. In der Tat überschoben die Boč-Hügel invers gelagerte und verfaltete
Miozängesteine [Aničič & Juriša, 1984] und eine zusätzliche Verkürzung könnte südlich der Hügel
aufgetreten sein. Andererseits könnte die Rechtsseitenverschiebung der Lavanttal-Störung in die
Donat-Zone oder Šoštanj-Störung übergegangen sein. Strukturgeologische Daten in Aufschlüssen
belegen die Rechtsseitenverschiebung der Lavanttal-Störung. Zusätzlich können im Aufschluss 22
(Drevnik) zwei konjugierte strike-slip-Systeme differenziert werden, wovon eines an die WNW-ESEKompression gebunden ist und das andere durch die N-S-Kompression und E-W-Spannung
gekennzeichnet ist. Diese Spannungsänderung kann darauf hindeuten, dass die Gesteine in der Nähe
der Störungszone eine Rotationsdeformation erlitten haben, das ist auch tatsächlich durch
paläomagnetische Daten belegt.
Save-Störung – Tuhinj-Motnik-Synklinale – Celje-Störung
Ein dextraler Versatz an der Save-Störung wurde von verschiedenen Autoren gefordert [Premru,
1981; Polinski & Eisbacher, 1992] und die vorliegenden Seitenverschiebungs- und Stressdaten
unterstützen das (Abbildung 10). Wenn man die verschobenen oligozänen und triaszeitlichen
Gesteine korrelliert, kann der Versetzungsbetrag mit 30-40 km angeschätzt werden [Kazmér et al.
1996].
Unmittelbar südlich der Save-Störung weist die Schrägstellung einer großen, überkippten Synklinale
(Aufschlüsse 44-45) auf eine Rechtsseitenverschiebung hin (Abbildung 7). Klüfte lassen mehrere
Störungsvorgänge während der Verfaltung erkennen, alle wurden während einer Nord-SüdKompression gebildet. Die nahezu koaxiale Struktur des Stressfeldes zeigt sich in den
paläomagnetischen Daten, welche nur eine 20° Gegenuhrzeigersinnrotation anzeigen [Marton &
Cimerman, 1995]. Tatsächlich könnte die kleine (20°) Differenz zwischen Vorverfaltung und während
der Verfaltung gegenüber der Kompression nach der Verfaltung als Zeichen einer kleinen Rotation im
Uhrzeigersinn von σ1 N350° bis N10° mit nachfolgenden weiteren Störungen durch in Richtung N350°
orientierte Kompression angesehen werden.
35
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
In der Nähe von Kamnik versetzt die Save-Störung den nördlichen Flügel der E-W streichenden
Tuhinj-Motnik-Synklinale, aber die Störung schneidet weder den südlichen Flügel der Synklinale noch
die Trojane-Antiklinale (Abbildung 10). Frühere Kartenwerke, neue Kartierungen [Premru, 1982;
Žalohar & Zevnik, 1996] und Störungsmuster deuten darauf hin, dass die mesozoischen Gesteine auf
verfaltete und überkippte oligozäne bis mittelmiozäne Sedimente überschoben sind (Abbildung 10).
Diese Verfaltungen und Überschiebungen könnten zumindest teilweise die Rechtsseitenverschiebung
der Save-Störung aufgenommen haben. Dies wird auch durch die Geometrie der Tuhinj-MotnikSynklinale unterstützt, welche westlich des Eintritts der Save-Störung breiter ist als östlich davon, wo
sie sehr schmal ausgebildet ist.
Beide Flügel der Tuhinj-Motnik-Synklinale sind rechtssinnig durch kleine WNW streichende
Störungen verschoben (Abbildung 10), was eine schräge Verkürzung der Synklinalachse andeutet. Die
Rechtsseitenverschiebung kann durch zusätzliche Verfaltung und Versteilung der Tertiärschichten
aufgenommen worden sein oder wurde wahrscheinlicher auf E-W streichende Störungen nahe dem
Tertiär-Mesozoikum-Kontakt am Wendepunkt der Synklinale-Antiklinale übertragen. Solche
subvertikalen Störungen sind gegen Osten gut erkennbar und verbinden die Tuhinj-Motnik-Synklinale
mit der Celje-Störung. Die Stressachsen rotierten möglicherweise nach NE-SW (Abbildung 10) und
können auch Ausdruck einer einfachen Scherung (Rechtsseitenverschiebung) entlang der Faltenachse
sein. Kleine Variationen der Orientierung der Stressachsen von N-S bis NNW-SSE könnten die
Anwesenheit von gleichzeitiger Verfaltung und Störungen widerspiegeln. Die Nord-Süd orientierten
Achsen würden auf eine reine Kontraktion hinweisen, die NNW-SSE-Achsen auf rechtssinnige
einfache Scherung entlang faltenparalleler Strukturen. Diese Spannungsaufteilung könnte den
Transfer der Rechtsseitenverschiebung von der Save-Störung nach Osten zur Celje-Störung
darstellen.
Abbildung 10: Fodor [1998]; Maximale horizontale Stressachsen und tektonische Struktur und Stressdaten im
Smrekovec-Becken entlang der östlichen Save- und Celje-Störung und in der Tuhinj-Motnik-Synklinale.
Steroplots und Stress-Achsen wie in Abbildung 8, außer dass die durchgehenden Linien bei Aufschluss Sidraž
Aufschiebungen ohne Harnische darstellen.
36
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Zwischen der Šoštanj- und Save-Celje-Störung
Smrekovec-Becken
Das nordost streichende Smrekovec-Becken liegt zwischen den mesozoischen Zügen der Raduha- und
Golte-Hügel (Abbildung 10). Es hat zwei Äste nach Süden, das westliche Podvolovjek und das östliche
Gornji Grad-Becken. Das erstere verläuft subparallel zur NNE-streichenden Luče-Synklinale [Mini,
1983]. Das Becken wurde durch NW-SE bis NNW-SSE-Kompression deformiert (Abbildung 10), wobei
Verfaltung und Aufschiebungen in die Bewegung aufgenommen wurden. Die Verfaltung wurde
manchmal von achsenparalleler Dehnung begleitet (Abbildung 10). In der breiten Luče-Synklinale
fallen die permo-triassischen Dolomite auf beiden oben genannten Schenkeln gegen das Zentrum
des Beckens ein (Abbildung 11). Die paläogenen Schichten fallen in eine ähnliche Richtung ein, aber
mit einem kleineren Winkel. Die Neigung der Triasgesteine wurde zumindest teilweise vom
Überkippen der darüber liegenden oligozänen Gesteine begleitet. Die Dolomite bilden steile, von der
Muldenmitte weg gerichtete Klippen. Südöstlich der Golte-Klippe fällt das Oligozän unter die NW
einfallenden Mittel-Obertrias-Gesteine, so dass diese über das Oligozän überschoben sind [Mioč et
al., 1981].
Dieselben Verhältnisse sieht man im Nordosten in der Nähe von Laznik, wo die Trias auf subvertikale
bis überkippte Eozän-Oligozän-Schichten überschoben ist (Abbildung 11). Aufgrund dieser
Beobachtungen können wir annehmen, dass sowohl die paläogenen als auch die triassischen
Gesteine der Raduha- und Golte-Hügel in eine Synklinale gefaltet und nach Nordwesten bzw.
Südosten geschoben wurden (Abbildung 11).
Die Deformation der Gesteine ergibt ein post-oligozänes Alter der Überschiebung. Dennoch wurden
oligozäne Klastika über alle Triasformationen - inklusive der Unteren Trias - abgelagert. Daher muss
die Deformation des triassischen Grundgebirges vor dem Oligozän begonnen haben.
Die westliche und östliche Begrenzung des Podvolovjek-Astes streicht NNE-SSW. Die begrenzenden
Störungen schneiden die schräg verlaufenden oligozänen Schichten [Mioč et al., 1981]. Die mit
steilem Winkel erfolgte Kompression an den begrenzenden Störungen legt nahe, dass der Kontakt
des Prätertiärs und Oligozäns eine linkssinnige Rückwärtsüberschiebung ist (Abbildung 10). Am
nordwestlichen Rand des Gornji Grad-Astes liegen im Bereich des Šokotnica-Baches (Abbildung 10)
triassische Mergel und Dolomite schuppenförmig über senkrecht stehenden, oligozänen
vulkanoklastischen Turbiditen. Die Untersuchungen der Bewegungsrichtung der Störungen zeigen
eine NW-SE-Kompression und südöstlich gerichtete Aufschiebungen, die möglicherweise mit
linkssinniger Seitenverschiebung kombiniert waren.
Alle diese Daten weisen darauf hin, dass das Smrekovec-Becken eine abgetrennte Synklinale ist, die
durch eine - senkrecht aufs Streichen - Kompression und - parallel zum Streichen - Extension
charakterisiert ist. Der Podvolovjek- und Gornji Grad-Ast waren möglicherweise von Aufschiebungen
mit linkssinnigen Komponenten begrenzt.
Die Ablösungsfläche kann spekulativ unter die mächtigen Obertriaskarbonate oder innerhalb der
untertriassischen Schiefer gelegt werden. Die Faltenbildungen in der paläogenen Abfolge könnten
Störungsfortsetzungen der Antiklinalen in Abhängigkeit von tiefer liegenden blinden Falten sein. Wie
auch immer, Teile der begrenzenden Störungen sind heute vertikale Seitenverschiebungen mit
linkssinnigem Charakter. Die letzteren wurden im selben Spannungsfeld wie die Aufschiebungen,
aber möglicherweise später gebildet.
37
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 11: Fodor [1998]; (a) Idealisierter und (b) tasächlicher geologischer Schnitt durch das Smrekovec
Becken.
(c) Stereoplot des Aufschlusses S78 Laznik mit Aufschiebung und nachträglicher Neigungsveränderung
(durchgezogene Kurven) inkl. Schichtflächen (strichliert). Beachte, dass die nachträgliche
Neigungsveränderung der Seitenverschiebungen an dieser Lokalität auf dieselbe Kompressionsrichtung
hinweist.
Östlich des Smrekovec-Beckens
Dieses Gebiet wird durch NW-SE- bis N-S-Störungen, welche von der Šoštanj-Störung abzweigen und
sich teilweise mit der E-W verlaufenden Celje-Störung vereinen, gebildet (Abbildung 10). Die
Störungen sind Abschiebungen und bilden einige Horst- und Grabenstrukturen. Der größte Graben
liegt zwischen dem Dobroveljska-Plateau und den Gora Oljka-Hügeln (hier als Gorenjegraben
bezeichnet) und weist einen charakteristischen Knick auf, der auf eine schräge Öffnung hinweist. Das
ganze Gebiet an der Šoštanj-Störung scheint durch Transtension charakterisiert zu sein.
NNE-SSW bis E-W Kompression
An mehreren Lokalitäten zeigt sich eine E-W- bis NNE-SSW-Orientierung des maximalen horizontalen
Stresses. An den meisten Standorten weisen die anomalen Stressachsen eine Verkippung auf, das
zeigt, dass diese Störungsereignisse nicht die letzten Deformationsphasen waren. Paläomagnetische
Daten zeigen an mehreren dieser Standorte eine Uhrzeigersinnrotation (CW), während an anderen
Stellen die Beprobung nicht erfolgreich war oder nicht durchgeführt wurde.
Am Standort Lepena (Abbildung 7) weisen die älteren Störungen einen schrägen, rechtssinnigen
Bewegungssinn auf und sind durch NE-SW-orientiertes σ1 charakterisiert. Die Harnische sind
subparallel zu den Schichtflächen, so dass es augenscheinlich ist, dass sie ursprünglich reine
Seitenverschiebungen waren, als die Schichten noch subhorizontal gelagert waren. Bei Klanec
(Standort S30-P2) treten konjugierte Aufschiebungen auf, die symmetrisch zu den Schichtflächen
sind, aber die Stressachsen sind geneigt. Eine Begradigung ist daher notwendig, und dann zeigen die
Störungen ein typisches konjugiertes normales System mit N-S-Spannung. Aus den Pohorje-Bergen
berichtet Nemes [1996] von ENE-WSW-gerichteter Kompression im tertiären Tonalitzug (Abbildung
7). An jedem Aufschluss wurden neue Seitenverschiebungen durch N-S Kompression nach der
Verkippung festgestellt. Paläomagnetische Daten zeigen eine 88°, 110° und 56° CW Rotation bei
Lepena, bei Klanec und im Pohorje-Gebirge. Dieser Winkel kommt der Differenz zwischen älterer und
jüngerer Kompression sehr nahe. Daher kann man die Rotation zeitlich zwischen die beiden
38
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Kompressionsphasen legen. Die drei Lokalitäten sind in einer bedeutenden rechtssinnigen Scherzone
gelegen. Lepena liegt in der Nähe der nordwest streichenden rechtssinnigen Hochstuhl-Störung,
welche sogar die Periadriatische Naht selbst versetzt und in die Save-Störung übergeht [Brenčič et al.,
1995; Nemes, 1996]. Klanec liegt innerhalb der WNW-streichenden Südöstlichen Karawankenzone
(Abbildung 9). Der Pohorje-Tonalit hat ebenfalls eine bedeutende rechtssinnige Scherung erfahren
[Nemes, 1996].
Wenn man alle diese Beobachtungen zusammenfasst, kann man annehmen, dass die Rotation durch
einfache rechtssinnige Scherung in großen Störungszonen erfolgte. Die NE-SW-Kompression und die
dazugehörigen Störungen haben keine regionale Bedeutung, sie wurden nur passiv in einem stabilen
N-S Stressfeld rotiert.
Drei Gruppen von konjugierten Abschiebungen beeinflussten die vertikal gestellten eozänen
Schichten bei Vraček (Abbildung 9). Sie sind durch E-W-, NNE-SSW- und N-S-Kompression
gekennzeichnet. Die Winkeldifferenz zwischen den σ1 Achsen beträgt 80°, ein Wert, der sehr nahe
dem 1 km östlich bei Klanec beobachteten Rotationsbetrag kommt. Anzunehmen ist, dass auch hier
zwei Störungsgruppen in einer rechtssinnigen Scherzone rotiert wurden. Aufschlussbeobachtungen
brachten Licht in den Rotationsmechanismus. Die ältesten, linkssinnigen Störungen treten auf
Schichtflächen auf und bilden einen stumpfen Winkel zur umgebenden großräumigen rechtssinnigen
NW-SE-Störungszone. Diese Geometrie kann im Hinblick auf eine Domino-Rotation [z.B. Nur et al.,
1986] verstanden werden. Die ursprünglichen N-S-orientierten linkssinnigen Störungen (vertikale
Schichten) wurden rotiert, und nachdem ihre Lage zu σ1 unvorteilhaft für weitere Verschiebung
wurde, bildete sich eine zweite Störungsgeneration (nun NE-SW) aus. Diese Gruppe wurde
gleichzeitig blockiert und eine dritte bildete sich.
Nur an zwei Stellen scheint die E-W-Kompression nicht rotierte Stressachsen zu repräsentieren. Ein
Punkt liegt bei Aufschluss S44, wo die Rotation nur 20° (CW) beträgt. Die zweite Stelle liegt bei Klanec
(Aufschluss S30), wo die Rotation zwar groß ist, die Harnische der konjugierten strike-slip-Störungen
aber horizontal sind. Die E-W-Kompression beeinflusste möglicherweise die bereits stark geneigten
(und rotierten) Schichten.
2.4.2 Beobachtungen zur zeitlichen Entwicklung der Störungszonen
Vor-Karpatische (>17.5 Ma) Deformation
Die zeitliche Einstufung der ältesten vor-karpatischen Deformationen entlang der Periadriatischen
Naht beruht auf zwei Arten von Beobachtungen: Strukturen im Kartenmaßstab nahe dem Ende des
Karawanken-Tonalits und detaillierte Beobachtungen in der Südostliche Karawanken-Scherzone. Die
östliche Fortsetzung der der Zentralen Karawanken-Scherzone wird von karpatischen Gesteinen
überlagert, die eine vor-karpatische Versetzung begründen (Abbildung 8). Die nachfolgende
Verfaltung und Störung der karpatischen Sedimente fand in einem N-S-orientierten KompressionsStressfeld statt, was auf eine weitere Deformation während des Mittelmiozäns hinweist. Dieses
Stressfeld ermöglichte etwas rechtssinnige Seitenverschiebung entlang der PN, aber das
durchgehende Auftreten karpatischer Sedimente über stark abgeschwächten Duplexes zeigt deutlich
die vor-karpatische rechtssinnige Scherung. Nordöstlich von Dobrna kann eine WNW-streichende
Störungszone identifiziert werden. Innerhalb dieser Zone werden die subvertikalen Eozänmergel von
flach einfallenden karpatischen Kiesen, kalkigen Konglomeraten und Mergeln überlagert. Die
Eozänablagerungen wurden vor dem Karpatium verkippt und erodiert (möglicherweise während des
frühen Miozäns vor 24-17,5 Ma). Zwischen dieser Störungszone und der Donat-Zone zeigten sich bei
detaillierter Kartierung in der Nähe von Dobrna andere vor-karpatische Strukturen. Die Triasdolomite
und Eozänkalke sind über einen oststreichenden subvertikalen Kontakt nebeneinander angeordnet.
Der Eozänkalk ist entlang ostwärts oder nordwärts streichender Klüfte stark verkarstet und die
resultierenden Dolinen sind mit oligozäner (?) Roterde gefüllt. Alle diese Störungen sind von
karpatischer Kalkbrekzie oder karpatischen Mergeln überdeckt.
39
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Karpatische (17,5-16,5 Ma) Störungen: E-W Spannung
Das Studium des stratigraphischen und tektonischen Kontaktes zwischen den karpatischen und
älteren Gesteinen bietet Informationen über die karpatische Deformationsphase. Nördlich von
Dobrna ist eine 100 m lange subvertikale Kontaktzone zwischen Triasgesteinen und karpatischen
Kalken und Mergeln aufgeschlossen. Innerhalb der Nordwand besteht generell eine Diskordanz
zwischen triassischen Dolomiten und karpatischer Brekzie. Der Dolomit und in einem Fall sogar der
karpatische Kalk wird von 10-20 cm breiten Sedimentgängen eines karpatischen Mergels
durchdrungen. Die Wand eines Ganges ist doppelt durchbohrt, was auf eine Öffnung, kurz bevor das
Sediment den Gang füllte, hinweist. Die Störungszone selbst besteht aus 5-20 m langen,
gekrümmten, staffelförmigen Abschnitten. Kleine Mergeltaschen sind in die Unregelmäßigkeiten der
Störung eingebaut. Am Kontakt des Mergels mit dem Kalkstein sind die beiden Lithologien
miteinander verschweißt, die spröde gerade Störungsfläche kann nicht identifiziert werden. Das
Verschweiß-Verhalten der Störung ist charakteristisch für weiche sedimentäre (vor der Lithifizierung)
Störungen [z.B. Montanat et al., 1990]. Dieses Merkmal und die sedimentären Gänge und
Sedimenttaschen lassen vermuten, dass die Störung während der karpatischen Sedimentation
wirksam war. Die staffelförmige (en echelon) Geometrie der Störungssegmente und der
Sedimentgänge lassen eine linkssinnige Bewegung entlang der Störung vermuten.
Einen Kilometer nördlich bilden die basalen Kalke eine kleine Einbuchtung in vor-miozäne Gesteine
(Abbildung 9). Auf der Südseite weist eine 30 m hohe Eozänkalkklippe einen ostwärts streichenden
subvertikalen Kontakt zu karpatischen Kalken auf (Abbildung 9). Einige staffelförmige Klüfte sind von
Austernkalken bedeckt und weisen damit auf einen synsedimentären Beginn dieser Zone hin. Die
staffelförmige Geometrie der Klüfte zeigt auch hier sinistrale Bewegung. An beiden Lokalitäten wird
das Stressfeld als E-W Spannung und N-S gerichteter maximaler Stressachse angeschätzt (Abbildung
9).
Eine Kilometer weiter nordostwärts wurde bei Klanec der steil einfallende karpatische Mergel von
einem konjugierten Störungssystem mit 1-10 cm Versatzweiten betroffen. Die Störungsbahnen sind
gekrümmt oder bestehen aus sichelförmigen Segmenten, die Störungen sind gegabelt. Die Harnische
sind nicht rau, sondern glatt und abgerundet wie solche, die in feuchtem Ton entstehen. Die
Sedimente um die Störungen scheinen eine plastische Deformation erlitten zu haben. Diese
Beobachtungen weisen darauf hin, dass die Störungen vor der kompletten Verfestigung der Gesteine
möglicherweise während des Karpatiums wirksam waren. Die wiederhergestellten ursprünglichen
Stress-Achsen zeigen ein ENE-WSE-Spannungsfeld.
Mittelmiozäner bis quartärer Zeitablauf
Im Untersuchungsgebiet gibt es nur wenige Daten, die auf eine mittelmiozäne Verformung
hinweisen. Allerdings wurde im Westen die dextrale Transpression der Nördlichen Karawanken mit
der Bildung des Klagenfurter Beckens während des Sarmatiums (13-11 Ma) in Verbindung gebracht
[Polinski & Eisbacher, 1992; Nemes, 1997]. Auch ähnliche sarmatische Abkühlungsalter des Tonalits
an der PN [Nemes, 1996] deuten auf eine Fortsetzung der Rechtsseitenverschiebung während des
Mittelmiozäns hin. Verfaltete karpatische und mittelmiozäne Gesteine lassen vermuten, dass ein
beträchtlicher Teil der dextralen Transpression während des späten Miozäns oder frühen Pliozäns
stattfand. Dies ist besonders östlich der Lavanttal-Störung und der Save-Falten deutlich, wo die
Karten klar die Verfaltung (sogar von überkippten Anteilen) von mittelmiozänen Sedimenten zeigen
[Aničič und Juriša, 1984]. Die mittelpliozäne Abfolge des Velenje-Beckens wurde vermutlich später
gebildet als die Velenje-Donat-Störung, welche subvertikal oder stark geneigt an mesozoische und
badenische Gesteine grenzt. Allerdings wurde das Becken selbst während des Pliozäns bis frühen
Quartärs entlang der Šoštanj-Störung [Vrabec, 1996] gebildet und anschließend verformt. Die
Ausbildung des Oberflächenentwässerungssystems in der morphologischen Senke weist auch auf
40
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
rezente Aktivität an der Šoštanj-Hauptstörung hin (Abbildung 8). Der Fluss Paka bildet eine ererbte
sinusförmige Schlucht südlich der Störung mit Nebenflüssen nördlich der Störung, die zur Störung
fließen. Der Zusammenfluss des Paka-Flusses mit den Nebenflüssen erfolgt genau entlang der
Šoštanj-Störung und scheint allmählich in Bezug zum Schluchteingang verschoben zu werden.
2.4.3 Folgen für das Alpin-Karpatische Extrusionsmodell
Rechtsseitenverschiebung der PN vor dem Zeitpunkt von 17 Ma
Die Rechtsseitenverschiebung entlang der kombinierten PN-MHZ bildete SeitenverschiebungsDuplexe aus. Einige davon sind in der Südöstlichen Karawankenzone beschrieben (Abbildung 9) und
es kann gefolgert werden, dass die Oligozän- und Eozänvorkommen südlich des Plattensees
(Abbildung 5) strukturelle Äquivalente sind. Entlang des nördlichen Teils der Mittel-Ungarischen-Zone
(MHZ) wurde südlich des Plattensees Granit in Bohrungen angetroffen (Abbildung 5b) [Balla et al.,
1987; Korossy, 1990]. Diese isolierten, unterirdisch angetroffenen Vorkommen werden als Äquivalent
des ausgelängten Endes des Velence-Granitbatholits [Balla & Dudko, 1989] angesehen, welcher mit
dem Eisenkappler Granit korreliert wurde [Kazmér et al., 1996].
In unserer Interpretation sind die Granitlinsen in Ungarn die Fortsetzung der SeitenverschiebungsDuplexe der Zentralen Karawankenzone (Abbildung 8). Die Trennung der Granitkörper und
paläogenen Gesteine erfolgte im frühen Miozän, da karpatische und mittelmiozäne Sedimente die
Seitenverschiebungs-Duplexe und benachbarten Einheiten einheitlich überlagern. Ein ähnlicher
Zeitablauf kann in Slowenien sowohl für die Zentrale und Südöstliche Karawankenzone
angenommen werden (Abbildung 8). Aufgrund dieser Seitenverschiebungs-Duplexe liegt nahe, dass
bedeutende früh-miozäne (früher als 17 Ma) rechtsseitige Seitenverschiebungen entlang der PN und
MHZ-Scherzone stattfanden. Bei Berücksichtigung paläomagnetischer und sedimentologischer Daten
kann man vorläufig zwei Episoden innerhalb der vor-17 Ma-Phase trennen (Abbildung 12a und
Abbildung 12b). Erste Störungen des Nordungarischen-Slowenischen Paläogenbeckens zeigen sich in
einer geringfügig unterschiedlichen Stratigraphie. Während in Slowenien frühes Burdigalium
(Eggenburgium, 22-19 Ma) nicht nachgewiesen wurde, dauerte in Nordungarn die Sedimentation an.
Das Nordungarische Paläogenbecken wurde von großen Deltas aus Süden vor etwa 24 Ma bis 19 Ma
mit Sedimenten aufgefüllt [Sztano, 1994], welche nicht aus der slowenischen Hälfte des Beckens
stammen können (Abbildung 12). Der Zeitraum passt gut zur beginnenden Exhumierung und den
Ablösungsstörungen der penninischen Gesteine des Tauern- und Rechnitzer Fensters.
Entlang des westlichen Abschnittes der PN gingen der Rechtseitenverschiebung südvergente
Rücküberschiebungen im Gebiet Lepontine voran bzw. waren damit verbunden. Abkühlungsalter
einiger Einheiten schränken die Rechtsseitenverschiebung auch auf einen Altersbereich von 25-19
Ma ein [Schmid at al., 1996]. Die paläomagnetischen Daten legen nahe, dass der erste
Extrusionsvorgang vor der 50°-Gegenuhrzeigersinnrotation (CCW) des Karpatisch-Pannonischen Teils
des ALCAPA-Keils erfolgte. Das Alter dieser Rotation ist in Ungarn mit einem Zeitraum zwischen 18,5
und 17 Ma [Marton & Marton, 1996] gut eingeschränkt. Die Untersuchungen von Fodor et al. [1998]
und E. Marton & B. Jelen [1998] konnten diese Rotation in Nordslowenien nicht nachweisen, was den
Schluss nahe legt, dass die beiden Teile des Slowenischen und Nordungarischen Paläogenbeckens
eine unterschiedliche Rotation erfahren haben und bereits getrennt waren. Das Alter der Rotation
setzt eine obere zeitliche Begrenzung für den ersten Extrusionsvorgang.
In den Ostalpen wurden keine bedeutenden früh-miozänen Rotationen beobachtet. Sedimente des
Senonium und Karpatium (frühes Miozän) zeigen nur eine mäßige CCW-Rotation [Mauritsch & Becke,
1987]. Wegen dieser unterschiedlichen Rotation zerbrach der ehemals zusammenhängende ALCAPABlock in einen Ostalpinen und einen Pannonisch-Karpatischen Teil, der letztere erlitt eine große CCWRotation (Abbildung 12b).
41
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Die Grenze zwischen diesen beiden Blöcken ist nicht genau definierbar, könnte aber in einer breiten,
gebogenen Zone zwischen den Ostalpen und den Westlichen Karpaten liegen [Balla, 1985]. Diese
Grenzzone inkludiert das Rechnitzer Fenster, in dem die penninischen Einheiten auftauchen. Die
Exhumation der metamorphen Gesteine ging sehr rasch vor sich (zwischen 21 und 17 Ma), wie aus
fission-track-Daten von Zirkonen hervorgeht [Dunkl & Demény, 1997]. Reflexionsseismische Profile
zeigen, dass eine flache Abschiebung die Grenze zu diesem metamorphen Kernkomplex bildet [Tari
et al., 1992; Tari, 1994, 1996]. Diese flache Abschiebung könnte die Grenze zwischen nicht rotierten
und rotierten Teilen von ALCAPA im mittleren Krustenbereich darstellen. Im Hangenden dieser
Abschiebung führte die Extension der oberen Kruste zu einer raschen Absenkung zwischen 18,5 und
16,5 Ma. was zeitgleich mit dem mittleren Zirkon fission-track Alter (17,4 Ma) ist. Das reaktivierte
Wiener Becken und das neu gebildete Sopron und Steirische Becken enthalten die einzigen
mächtigen (über 1000 m) und gleichzeitig gebildeten Sedimentpakete innerhalb des Pannonischen
Beckens [Wessely, 1988; Stingl, 1994; Ebner & Sachsenhofer, 1995]. Die rasche Absenkung könnte
teilweise mit der unterschiedlichen Rotation des Alpinen und Karpatisch-Pannonischen Teils des
früher zusammenhängenden ALCAPA-Blocks zusammenhängen (Abbildung 12b). Das Ausmaß der
Krustenextension sollte ím südlichen Teil des rotierten Blocks größer gewesen sein und das könnte
die Ursache für das größere Sedimentationsgebiet und die größere Mächtigkeit im südöstlichsten
Bereich des Steirischen Beckens sein [Ebner & Sachsenhofer, 1995]. Der Zeitablauf der Hauptrotation
der Westlichen Karpaten-Nordpannonischen Einheit stimmt relativ gut mit Deformationen entlang
des westlichen Segments der PN überein. Die Daten von Schonbom [1992], Schmid et al. [1996] und
Laubscher [1996] legen nahe, dass die PN vor 19 bis 16 Ma linkssinnig an der Judicarien-Störung
versetzt wurde und weitere rechtssinnige Seitenverschiebungen entlang der westlichen PN gesperrt
waren. Infolgedessen wurde die Geometrie der extrudierenden Bereiche sowohl am westlichen als
auch am östlichen Abschnitt der PN vor etwa 17-16 Ma reorganisiert (Abbildung 12). Wir schlagen
vor, dass die vor-17 Ma Phase (in zwei Phasen) als die erste Phase der Extrusionstektonik des
gesamten Ostalpen-Westkarpaten-Nordpannonischen Raumes angesehen werden kann (Abbildung
12). Die Extrusion betraf jedoch nur die Nordpannonischischen-Westkarpatischen Bereiche und nicht
die Tisza-Östliche-Karpaten-Einheit [z.B. Ratschbacher et al., 1991].
Abbildung 12:. Fodor [1998]; Skizze der Beziehung der Hauptstrukturereignisse in der Nähe der slowenischen
PN und im Alpin-Karpatisch-Pannonischen Bereich (ALCAPA), teilweise umgezeichnet nach Balla [1985],
Ratschbacher et al. [1991], Tari [1994], Csontos [1995]. Beachte, dass die Extrusion nach Osten erst ab dem
frühen Miozän sowohl die ALCAPA als auch die Tisza Einheit betrifft.
42
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Post-17 Ma Phase
Die Rotation im frühen Miozän führte zu einem Umbiegen der PN und MHZ. Nach diesem Ereignis
ändert die MHZ ihre Kinematik auf linkssinnige Verschiebungen, worauf die mittel- bis spät-miozänen
pull-apart-Becken und schräg verlaufenden Gräben hinweisen [Balla, 1985; Rumpler & Horvath,
1988; Csontos et al., 1991]. Währenddessen kamen die Westliche Karpaten-Nördliche Pannonische
und die Tisza-Einheit entlang der MHZ nebeneinander zu liegen, und ihre gegenseitigen Positionen
blieben trotz lokaler interner Rotationen und Seitenverschiebungen relativ fix. Diese späte
Extrusions-Episode war mit der laufenden und weit verbreiteten Grabenbildung und Absenkung des
Pannonischen Beckens verbunden (spätes Karpatium – mittleres Miozän, 17-11,5 Ma; Tari, 1994). In
den Nördlichen Kalkalpen kam es zu entsprechenden E-W Dehnungen [Decker et al., 1994; Nemes et
al., 1995]. Auch leichte Extensions (Transtensions)-Spuren konnten im Untersuchungsgebiet
nachgewiesen werden. Die Extension dürfte im Pannonischen Raum [Tari, 1994] östlich der Wiener
Becken - Rechnitz Ablösungsfläche – Save-Graben-Linie viel größer gewesen sein. Die bedeutende
Erweiterung des Pannonischen Beckens verstärkte trotz des Zerbrechens der PN und MHZ die
Verschiebung der Ungarischen und Slowenischen Paläogenbeckenteile. Sowohl am nördlichen wie
am südlichen Rand der extrudierenden Pannonisch-Karpatischen Einheiten führten strike-slipStörungen zur Bildung des Wiener Beckens [Wessely, 1988; Fodor, 1995] und der Scherzonen
innerhalb der Südlichen Karpaten [Ratschbacher et al., 1993; Moser & Frisch, 1996]. Die nördliche
sinistrale Zone verläuft kontinuierlich von den Ostalpen bis zu den Karpaten. Jedoch kann die
rechtsseitige Verschiebung der Südlichen Karpaten nicht direkt an die PN angeschlossen werden. Die
Rechtsseitenverschiebung wurde von NW-SE-streichenden, sich schräg öffnenden Gräben in das
Pannonische Becken transferiert (Abbildung 12c). Die miteinander verschmolzene WestlicheKarpaten – Nord-Pannonische-Einheit und die Tisza-Dascide-Einheit bilden den mittel-miozänen
Extrusionskeil. Das ist auch die Geometrie, die frühere Extrusionsmodelle favorisierten, ungeachtet
der Tatsache, dass dies nur für den Zeitraum nach 17 Ma möglich ist [z.B. Ratschbacher et al., 1989,
1991; Decker & Peresson, 1996].
Spät-miozäne - pliozäne Ereignisse
Die Nordwestbewegung der Adria in Bezug auf Europa dauerte im späten Miozän – Pliozän an [z.B.
Dewey et al., 1989]. Die resultierende rechtsseitige Trennung wurde in der Fortsetzung der
rechtssinnigen Transpression entlang der PN, der Südöstlichen Karawankenzone und der starken
Verfaltung der Save-Falten-Region aufgenommen. Die rechtsseitige Verschiebung wurde nach und
nach zu weiter südlich liegenden Störungen übertragen; die Donat-Störung war bis zum Pliozän aktiv,
während die Šoštanj-Störung nach wie vor aktiv ist. Die Donat-Zone und die Zone der PN wurden
durch die rechtssinnige Lavanttal-Störung versetzt, verschmelzen aber mit der Šoštanj-Störung. Ein
weiterer Pfad für den Transfer der Verschiebungen könnte entlang von Extensionsstrukturen von der
Save-Störung durch das Laibacher Becken bis zur Idrija-Störungszone (Abbildung 13) zu finden sein.
Die Störungsaktivität im Laibacher Becken wird durch die Akkumulation von mächtigen
Quartärsedimenten angezeigt [Mencej, 1989]. Die dextrale Natur der Idrija-Störung ist aus
strukturgeologischen Untersuchungen und Messungen sowie aus Messungen der rezenten
Verschiebungen im Bergbau [Placer, 1982] und der Kartierung und Interpretation von Luft- und
Satellitenbildern gut bekannt [Čar & Gospodarič, 1984; Vrabec, 1994].
Südvergente Überschiebungen treten in den östlichen Südalpen westlich der Save-Falten auf
[Doglioni, 1937; Massari, 1990; Boccaletti et al., 1990]. Auf der anderen Seite des
Untersuchungsgebietes wurden aus Ost- und Südost-Slowenien spätest-miozäne – quartäre
Störungen berichtet, welche vor allem mit einer N-S- Kompression zusammenhängen [Premru, 1976;
Poljak, 1984]. Weiter östlich der Save-Falten haben Prelogovid et al. [1995] und Jamičid [1995] in
Nord-Kroatien spätest-miozäne bis frühest-pliozäne dextrale Transpression nachgewiesen. In SüdUngarn zählen die spätest-miozänen bis pliozänen Inversionen der mittel-miozänen Gräben [Rumpler
& Horvath, 1985; Horvath, 1995] und die Transpression im Mecsek und Villény Gebiet [Wein, 1967;
43
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Tari, 1992; Csontos & Bergerat, 1992; Benkovics, 1997] alle zur N-S bis NNW-SSE-Kontraktion. All
diese Fakten legen nahe, dass die rechtssinnige slowenische PN nur ein Teil eines großen, von Osten
nach Westen verlaufenden Gürtels ist, der die Nordwestbewegung der Adria aufnahm (Abbildung
12d). Die Deformation beeinflusste das Südalpine Vorland und invertierte das Südliche Pannonische
Becken [Tar, 1994]. Ältere Seitenverschiebungsbahnen wurden reaktiviert, was zu mehreren
rechtssinnigen Transpressionszonen führte.
Abbildung 13: Fodor [1998]; Vorläufiges Modell für den Rotationsmechanismus, Sh, P, D, R zeigen Rotationen
in der Scherzone, Rotation in Bezug auf einfache Scherung, Domino-Typ Rotation, bzw. regionale Rotation.
Die Rotationsarten entstammen Freund [1974], Ron et al. [1984], und Bur et al. [1986]. Pfeile zeigen die
ermittelte Deklination. Pfeile mit Quadrat zeigen Rotationen, die gleichermaßen durch rotierte Störungen
und Stressachsen beeinflusst sind. Quadrate zeigen Rotationen von Stressachsen, die möglicherweise durch
rotierte Gesteine verursacht wurden.
Schlussfolgerungen
In Nordslowenien gab es entlang der PN und der Save-Celje-Störung mehrere Phasen der dextralen
Transpression. Die erste rechtssinnige Bewegung führte zu einem Verkippen der eozänen und
oligozänen Schichten. Diskordant über deformierten paläogenen Gesteinen auflagernde Sedimente
des Karpatium und Badenium legen nahe, dass die Rechtsseitenverschiebung im frühen Miozän (2417 Ma) erfolgte. Diese Deformation führte zum ersten Zerreißen des Paläogen-Beckens in das NordUngarische und Slowenische Teilbecken.
Dieser Transpressionsphase folgte wahrscheinlich eine karpatische (17,5-16,5 Ma) Dehnung, welche
mit der Grabenbildung im Pannonischen Becken in Zusammenhang steht.
Die fortschreitende Versteilung der paläogenen und mittelmiozänen Sedimente führte zu Synklinalen
und der Bildung von schmalen strik-slip-Duplexes. Die Transpression begann während des mittleren
Miozäns, wurde aber später verstärkt und hatte ihren Höhepunkt im späten Miozän. Die dextrale
einfache Scherung führte innerhalb der Zonen der Periadriatischen Naht und Save-Störung zu
unterschiedlichen, aber bedeutenden Uhrzeigersinnrotationen (CW). Die damit verbundene mäßige
CW-Rotation der relativ starren Dominoblöcke zwischen den Störungszonengrenzen wurde von
lokalen Deformationseffekten überprägt.
Das Gebiet nördlich der PN wurde im Gegenuhrzeigersinn (CCW) rotiert, was die regionale Rotation
oder einfache Scherung der N-S-Verkürzung anzeigt. Die subhorizontal gelagerten pliozänen Abfolgen
44
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
des Velenje Beckens plombieren die Deformationen entlang einiger Äste der PN-Zone. Die
bedeutende Mächtigkeit und leichte Verformung des Velenje-Beckens weisen darauf hin, dass die
rechtssinnige Aktivität der südlichen Störungszonengrenze auch während des Pliozäns bis zum
Quartär anhält.
Die vor-karpatischen rechtssinnigen Störungen können mit der ersten und zweiten Phase der nach
Osten gerichteten Extrusion des ALCAPA-Blocks in Zusammenhang gebracht werden. Die erste Phase
(24-18,5 Ma) umfasst die einfache Rechtsseitenverschiebung des ALCAPA Blocks entlang der PN,
während die zweite Phase (18,5-17 Ma) durch bedeutende Rotation des Nord-PannonischWestlichen-Karapatenblocks gekennzeichnet ist. Die Unterscheidung dieser zwei Phasen ist im
Geoparkgebiet derzeit nicht klar. Doch zeigt die unterschiedliche Rotationsdeformation des
Slowenischen und Nord-Ungarischen Paläogen-Subbeckens, dass die große CCW-Rotation des NordPannonischen Bereiches erst nach der Trennung der zwei Subbecken und nach dem Beginn der
Extrusion erfolgte.
Die nachfolgende rechtssinnige Transpressionsphase entlang der PN korreliert mit einer dritten
karpatischen bis mittel-miozänen Extrusionsperiode. Diese Extrusion betraf sowohl die nördlichen als
auch die südlichen Pannonischen Einheiten.
2.5 Stratigraphische Entwicklung
2.5.1 Grundgebirge der Südalpen
Oberordovizische bis unterkarbone Kalke
In paläozoischen Klastiten des Seeberggebietes kommen kleinere Linsen und größere
Gesteinsmassen (mit einem Volumen von über 1km3) aus Kalkstein vor, die von dunkelgrauen bis
schwarzen, meist feinkörnigen Klastiten umgeben werden. Die Grenzen zwischen ihnen sind meist
tektonischer Natur. Daher kann nicht entschieden werden, ob diese Blöcke Olistolithe – wie von
vielen Forschern angenommen – oder nur tektonisch abgescherte Kalkblöcke sind.
Die Kalke werden in fünf Typen gegliedert. Meist enthalten sie Fossilien, weswegen das Alter
einzelner Linsen ins Oberordovizium-Silur, Unter-, Mittel- und Oberdevon oder Unterkarbon gesetzt
wurde.
Oberodovizium-Silur-Kalk ist schwarz, bräunlich und rosa gefärbt, dünnschichtig bis gebankt und,
einige 10er Meter mächtig.
Mitteldevon-Kalk bildet die größten Kalksteinmassen und baut im Seeberggebiet die Gipfel von
Fevča, Stegovnik und Virnikov Grintavec auf, seine Mächtigkeit wird auf 600 m geschätzt. Es ist ein
massiger Riffkalk mit reicher Korallen- und Hydrozoenfauna. Der Mitteldevon-Kalk wird ins Eifel und
Givet gestellt. Tessenson [1981] stellt diese Kalke in die Zeit von Devon – Unterkarbon .
Oberdevon-Kalk tritt zwischen Fevča und Stegovnik auf. Er ist schwarz, dunkelgrau, bräunlichgrau
und rosa mit stellenweise dünnen Schichten von Tonschiefer und Sandstein. Seine Mächtigkeit ist
einige 10er m, das Alter ist mit Conodonten bestimmt.
Unterkarbon-Kalk ist ein Teil der Hochwipfelschichten und kommt in bis zu 50 m dicken
dunkelgrauen Linsen vor.
45
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Hochwipfelschichten (Unterkarbon)
Sie sind auf der slowenischen Seite zwischen Zgornje Jezersko, Virnikov Grintovec und Stegovnik, in
der Nähe von Pečovnik und westlich von Solčava zu finden, während sie in Österreich zum größten
Teil zwischen Seeberg und Bad Vellach vorkommen. Kleinere Vorkommen dieser Schichten sind im
Bereich von Trögern anzutreffen. An der Periadriatischen Naht erscheinen sie in der Form eines
schmalen Einengungsbandes, das von Zell Pfarre bis zum Vellachtal bei Eisenkappel verläuft. Die
untere Grenze des slowenischen Teils der Schichtfolge ist erosionsdiskordant. An der Westseite von
Stegovnik sind Hochwipfelschichten von mitteldevonischem Crinoidenkalk unterlagert und werden
aus Sandstein (Grauwacke und Subgrauwacke), Siltstein, Tonschiefer und Mikritkalk gebildet.
Laminierter Mikritkalk bildet bis zu 50 m mächtige Schichten und Linsen. Es wird eine bis zu 12 Meter
mächtige Porphyroidschicht erwähnt. Im unmittelbaren Liegenden und Hangenden dieses Gesteins
findet man Conodontenkalke unterkarbonischen Alters als Beweis für unterkarbonischen
Vulkanismus, der einige Fluide für kleine lokale Pb-Zn-Cu-Gänge und metasomatische
Erzmineralisationen brachte. Die Schiefer und Siltsteine sind dunkelgrau bis schwarz. Die
Sedimentstrukturen sind typisch für flyschartige Sedimentation und belegen die syntektonische
Sedimentation zeitgleich zur Hebung während der variszischen Orogenese.
In Österreich erreichen die Hochwipfelschichten eine Mächtigkeit von bis zu 800 m. Einige Schichten,
die als „Seebergschiefer“ bezeichnet werden, sehen aus wie Hochwipfelschichten, jedoch fehlen die
typischen flyschartigen Sedimentstrukturen. Wegen Fossilmangels ist ihre Einordnung unsicher. Auf
der österreichischen geologischen Karte werden sie als klastische Serie bezeichnet und ins Vorsilur
gestellt.
Abbildung 14: Verbreitung des Grundgebirges der Südalpen im Gebiet des Geoparks; PAL= Periadriatisches
Lineament
46
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
2.5.2 Oberkarbone bis mesozoische Bedeckung der Südalpen
Nach der variszischen Orogenese kamen in den Südalpen oberkarbone bis unterpermische
Molassesedimente zur Ablagerung. Sie werden von Schiefern, Sandsteinen und groben
Quarzkonglomeraten
mit
eingelagerten,
meist
geringmächtigen
Lagen
von
Fusulinien/Pseudoschwagerinenkalken dominiert. Die Schichtfolge besteht aus fluviatilen und
transgressiven marinen Sedimenten. Im oberen Perm begann nach einer globalen Erwärmung die
marine Transgression, während der Trias- und Jurazeit wurden marine Sedimente in den
Südkarawanken abgelagert.
Auernigschichten und klastische Trogkofelschichten (Oberkarbon – Unterperm)
Diese Schichten finden sich auf beiden Seiten der Staatsgrenze entlang Ost-West streichender
Störungszonen. Im Gebiet des Seebergsattels/Jezersko haben sie eine weite Verbreitung. Nach Osten
findet man sie im Gebiet südlich der Uschowa/Olševa. Die lithologischen Einheiten innerhalb dieser
Schichten sind:

Dunkelgraue Schiefer und Siltsteine mit deutlichen Muskovitkörnern. Diese Gesteine sind
weicher und dunkler als die Hochwipfelschichten.

Hellgraue Quarzsandsteine mit über 80% Quarzkörnern.

Quarzkonglomerate.

Schwarze Kalke mit reichlich organogenem Material, manchmal finden sich Kalkbrekzien
innerhalb der klastischen Gesteine und sie beinhalten zahlreiche Mikro-und Makrofossilien.
Die Schichten sind reich an Flora und Fauna. Das Vorkommen von Fusulinen in den Kalklagen der
Auernigschichten ergeben ein Alter von Westfal-D (Karbon). Die eingeschalteten Kalklagen in den
klastischen Trogkofelschichten beinhalten Schwagerinen des Unterperm und wurden während
transgressiver Intervalle auf den vorher abgelagerten klastischen Sedimenten in einem Deltabereich
abgelagert.
Die Asturische tektonische Phase bildete tief greifende Störungen aus und es entstanden Horst- und
Grabenstrukturen. Entlang der Störungen kam es zu hydrothermaler Aktivität, welche einige Siderit-,
kleinere Galenit- und Sphalerit-Vererzungen (die besten Aufschlüsse liegen in der Erzprovinz Savske
jame oberhalb von Jesenice westlich des Geoparks) bewirkte.
Trogkofelkalk (Unterperm)
Er bildet bis zu einen Quadratkilometer große Linsen verschiedener Mächtigkeit, die den
Auernigschichten aufgelagert sind. In Slowenien treten die Linsen vorwiegend südlich der Koschuta,
im Seeberggebiet und nördlich von Matkov kot auf. Die größte Linse auf der österreichischen Seite
kommt östlich von Trögern vor. Der Kalkstein ist massig und hellgrau, weiß und rosa, in Österreich
auch dolomitisiert. Er enthält zahlreiche Mikro- und Makrofossilien.
Tarviser Brekzie (Mittelperm)
Die Tarviser Brekzie ist das Resultat der Saalischen Phase, welche zeitgleich mit der großen
Europäischen und Asiatischen Plattenkollision und dem Aufstieg des Uralgebirges ist.
Die Tarviser Brekzie tritt vorwiegend in Slowenien auf, kommt in kleineren Vorkommen aber auch in
Österreich vor.
Die Tarviser Brekzie ist dem Trogkofelkalk erosionsdiskordant aufgelagert. Sie setzt sich überwiegend
aus Trümmern von grauem, weißem, rosa und fleischrotem Kalkstein, aus Quarzkiesel und –splittern,
Rauhwacke, Quarzit und mikrokristallinen Silikatgesteinen zusammen, die ein klarer Hinweis darauf
47
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
sind, dass im Hinterland die Erosion bis in die Auernigschichten eingriff. Stellenweise sind dickere
Schichten roten Tonsteins und Sandsteins eingelagert. Die Mächtigkeit der Brekzie wird auf 150 m
geschätzt, oft ist sie aber nur wenige Meter mächtig oder fehlt im Liegenden der Grödener Schichten.
Grödener Schichten (Mittelperm)
Auf dem slowenischen Gebiet werden diese Schichten südlich der Koschuta und im Seeberggebiet
gefunden. In Österreich sind sie nördlich von Virnikov Grintovec und am Südrand der Periadriatischen
Naht anzutreffen.
Die untere Grenze der Schichten ist nicht überall gleich. Stellenweise ist sie eine Erosionsdiskordanz
auf dem Trogkofelkalk, andernorts besteht ein allmählicher Übergang aus der Tarviser Brekzie. Das
vorherrschende Gestein in den Schichten ist rotvioletter Tonstein mit einige Meter dickem Segment
eines grauen, bankigen Dolomits vom Sabhka-Typ (Salzseen) mit dünnen Tonstein- und
Sandsteinschichten. Stellenweise sind im Tonstein auch grüne Diabasgänge oder sogar Basaltergüsse
anzutreffen. Seltener ist Sandstein vorhanden, der kann rot oder grau gefärbt sein und gehört seiner
Zusammensetzung nach zur Subrauhwacke. Die Mächtigkeit der Formation schwankt zwischen 100
und 600 m.
Bellerophondolomit (Oberperm)
Bellerophondolomit tritt auf der slowenischen Seite vor allem westlich von Spodnje Jezersko auf. In
Österreich findet man nur kleinere Aufschlüsse östlich der Vellacher Kotschna und in der Nähe von
Vellach. Der Übergang aus den Grödener Schichten entwickelt sich allmählich. Der Großteil der
Schichtfolge besteht aus hellgrauem, bankigem Mikritdolomit, aber wegen des höheren
Bitumengehaltes sind die unteren Anteile des Dolomits dunkelgrau gefärbt. Die Bankung des
Dolomits erreicht üblicherweise 0,5 – 2 m und weist gelegentlich kalkige Lagen und
Toneinschaltungen auf. Auf der Jenkalm (Vellacher Kotschna), wo in den sechziger Jahren einige
Schürfstollen vorangetrieben wurden, enthält er Zinnober. Von dieser Vererzung wird angenommen,
dass sie zeitgleich mit der mittel – oberanisischen Hg-Mineralisation von Sankt Anna unterhalb des
Loiblpasses und mit der Idrija Hg-Mineralisation am Beginn der abgebrochenen Riftphase entstand,
welche sich aus dem Slowenischen tektonischen Trog ergab. Die Mächtigkeit auf der slowenischen
Seite beträgt 500 bis 800 m.
Werfener Schichten (Skyth, Untere Trias)
Die im Normalprofil über dem Bellerophondolomit folgenden Werfener Schichten erreichen nach
Bauer et al. [1983] eine Mächtigkeit von 150 - 200 m. Sie weisen im Nordteil der Koschuta und
südlich der Uschowa eine größere Verbreitung auf. Dies ist nach Amann [1987] auf
Schichtwiederholungen und Aufschiebungen innerhalb der Werfener Schichten zurückzuführen. Die
Werfener Schichten lassen eine Zweiteilung der Schichtfolge in eine karbonatreiche Liegendserie
(Seiser Schichten) und eine siliziklastische Hangendserie (Campiler Schichten) erkennen. Die
Liegendserie besteht aus dunkelgrauen, dünnplattigen bis mittelbankigen Kalken mit Ooidkalken. Die
Hangendserie besteht aus roten, sandig - tonigen Schichten. Im Bereich der Forststraße am
Westhang des Tolsti vrh fanden sich in den Werfener Schichten nicht determinierte Ammonitenreste.
Oolithische Kalke mit offensichtlich pelagischem Einfluss beinhalten eine Conodontenfauna.
Plattenkalke und gebankte Dolomite (Anis)
Über den Werfener Schichten setzt die anisische Schichtfolge ein, meist mit dunkelgrauen bis
schwarzen Plattenkalken mit einem Kluftsystem, das mit weißem Kalzit gefüllt ist (Mächtigkeit
ungefähr15 m). Diese Plattenkalke werden von gebankten Dolomiten überlagert (Mächtigkeit bis
50 m).
48
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Mergel, mergelige Plattenkalke, Bankkalke, Hornsteinknollenkalke (Oberanis, Ladin)
Diese sind mit dem vorliegenden Kartenmaterial nicht immer differenzierbar. Aus einigen
Detailprofilen nördlich der Staatsgrenze (z.B. Kraßniggraben, Schafhauser, 1988) ist jedoch bekannt,
dass die liegenden Anteile dieser Abfolge aus Mergeln und mergeligen Plattenkalken bestehen.
Darüber folgen Laven und Konglomerate. Das Hangende bilden Bankkalke und
Hornsteinknollenkalke, in die Tuffe eingeschaltet sind.
Laven, pyroklastische und tuffitische / athrogene Gesteine (Oberanis, Ladin)
In der oben genannten Abfolge finden sich die erwähnten Laven und Vulkanoklastika. Die Laven
(Andesite und Dazite nach Obenholzner & Pfeiffer, 1991) treten zumeist im Liegenden der
Klastischen Serie auf und werden bei stark schwankender Mächtigkeit bis zu mehreren 10er m
mächtig. In den hangenden Bankkalken und Hornsteinknollenkalken finden sich geringmächtige
Einschaltungen von Tuffen und Tuffiten.
Klastische Serie (Oberanis, Ladin)
Diese besteht aus einer mehrfachen Wechsellagerung grob- und feindetritischer, häufig tuffitisch
beeinflusster Abfolgen. Die Grobklastika bestehen aus Kalkbrekzien und Kalkkonglomeraten. In den
liegendsten Konglomeraten sind vor allem anisische Riffkalke und Dolomite vorherrschend, die
hangenden Anteile weisen Komponenten von Anis bis zu unterpermischen Fusulinenkalken auf. Die
Matrix ist meist rötlich und feinkörnig. Die Grobklastika sind mit roten Feinsandsteinen und
Siltsteinen, roten Kalksiltiten, siltig mergeligen Zwischenschichten und Tuffiten vergesellschaftet.
Abbildung 15: Lithologisches Säulenprofil der mesozoischen Gesteine in der Grenzregion von Österreich und
Slowenien (Košuta/ Koschuta).
49
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Riffkalk (Oberanis, Ladin)
Im Untersuchungsgebiet treten Riffalke im Hangenden der Bank- und Hornsteinknollenkalke im
Grenzkammbereich westlich der Loibler Baba auf. Es handelt sich um massige bis dolomitische Kalke
mit Rifforganismen (Kalkschwämme der Ordnung Inozoa sp. sowie Olangocoelia otti, Diplopora
hexaster, Physoporelle pauciforata, Tubiphytes obscurus; Amann, 1987; Schafhauser, 1988). Die
Mächtigkeit beträgt etwa 50 m.
Rot-Grau - Kalk (Oberanis, Ladin)
Es sind dies massige bis grob gebankte Kalke mit reichlich Cephalopoden. Die Einstufung ins obere
Anis - untere Ladin fußt auf den Funden von Monophyllites sp., Ptychites sp., Gymnites sp.,
Michelinoceras sp.?, Orthoceratidae, den Brachiopoden Pexidella marmorea, Aulacothyris angusta
und Mentzelia mentzeli [Schafhauser, 1988]. Das Gefüge der Rotkalke ist brekzienartig mit roten bis
rotgrauen biogenarmen Hauptkomponenten. Dazwischen liegen Fossilschutt, Lithoklasten,
Aggregatkörner, Peloide und terrigene Klastika. Die Mächtigkeit der Rot-Grau - Kalke ist stark
schwankend und kann mehrere 10er Meter erreichen. Dies ist ein pelagischer Sedimentationstyp,
der zeitgleich mit der Öffnung und Vertiefung des Slowenischen Troges im Süden entstand.
Schlerndolomit (Ladin, Cordevol)
Hellgraue Dolomite bis dolomitische Kalke. Im Bereich der Loibler Baba erreicht der Schlerndolomit
im Untersuchungsgebiet eine Mächtigkeit von etwa 270 m. Die liegenden Anteile sind undeutlich
gebankt, gegen das Hangende ist er massig ausgebildet und weist Karstspalten mit rötlicher Füllung
auf, welche deutlich die Regression nach der Sedimentation der Schichten erkennen lassen.
Hornsteinplattenkalke (Karn)
Karnische Gesteine treten nur an der Südseite der Koschuta im Bereich einer großen WSW – ENEstreichenden Störungszone auf. Es handelt sich hier um graue gebankte Kalke mit Hornsteinen.
Mächtigkeitsangaben sind aufgrund der schlechten Aufschlussverhältnisse und der tektonischen
Position nicht möglich. Nördlich der Koschuta können keine karnischen Schichten nachgewiesen
werden. Ob sie hier tektonisch amputiert sind oder in dolomitischer Fazies (Cassianer Dolomit)
vorliegen, kann derzeit nicht entschieden werden.
Dachsteinkalk, gebankt (Nor)
Dieser baut die Felswände der Koschuta und der Uschowa auf und erreicht eine Mächtigkeit von
etwa 1000 m. Es handelt sich um rhythmisch gebankte, hellgraue Kalke der Lofer-Fazies mit dem
Zyklothem A (Emersionsbrekzie), Zyklothem B (stromatolothische Kalke und Dolomite) und
Zyklothem C (mikritische Kalke der offenen Lagune). Stellenweise führen sie reichlich megalodontide
Muscheln mit einer Größe bis zu 30 cm.
Dachsteinriffkalk (Rhät)
Am Westende der Koschuta und im zentralen Anteil der Begunjščica treten über den gebankten
Dachsteinkalken etwa 200 m mächtige Riffkalke mit Korallen, Spongien und Hydrozoen auf.
Mergelige Kalke mit Hornsteinlagen, Brekzien (Lias)
Gesteine des Unteren Jura treten nur auf slowenischem Staatsgebiet im südlichen Anteil der
Begunjščica auf und streichen bis zum Westausläufer der Westlichen Koschuta. Sie liegen auf dem
rhätischen Riffkalk und werden aus mergeligen Kalken mit Hornsteinlagen und Brekzien aufgebaut.
Die Mächtigkeit erreicht 350 - 400 m.
50
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 16: Verbreitung der oberkarbonen bis mesozoischen Bedeckung der Südalpen im Gebiet des
Geoparks; PAL= Periadriatisches Lineament
2.5.2 Granitzug der Periadriatischen Störungszone
Die Zone der Karawanken-Magmatite (tektonische Einheit der Zentralen Karawanken nach Mioč,
1978; Mioč, 1983) liegt innerhalb der Störungszone der Periadriatischen Naht. Sie erstreckt sich über
etwa 46 km Länge vom Gebiet westlich von Bad Eisenkappel bis zu den Tertiärsedimenten des
Pannonischen Beckens in der Nähe von Plešivica im Osten. Sie besteht aus zwei parallelen und
schmalen, in W-E-Richtung langgestreckten Zügen: dem nördlichen Granitzug und dem südlichen
Tonalitzug. Die beiden Gesteinszüge sind durch einen schmalen Zug metamorpher Gesteine getrennt.
Die magmatischen Züge stehen mit zwei verschiedenen magmatischen Ereignissen in Zusammenhang
[Exner, 1972; Faninger, 1976; Faninger & Štrucl, 1978]. Die Gesteine der Karawanken-Magmatite
liegen im Geoparkgebiet hauptsächlich im nordöstlichen Teil Sloweniens und in seinen westlichen
Verbreitungsgebieten im Gebiet um Bad Eisenkappel, wo sie als Eisenkappler (Karawanken) Granit
und Karawanken-Tonalitgneis bezeichnet werden. Der südliche Tonalitzug wird ins Oligozän gestellt
[Scharbert, 1975].
Isailovid & Milidevid [1964] fanden innerhalb des Tonalits Blöcke von metamorphen Gesteinen, die
von Granit imprägniert waren, was darauf hinweist, dass der Granitzug älter als der Tonalitzug ist.
Der Granitzug ist nicht nur granitisch, sondern besteht aus Fragmenten von Gabbro, Monzonit, Granit
innerhalb von Syenit und syenogranitischer Matrix, was Vermischungsphänomene und ein
gegenseitiges Eindringen oder durchschneidende Gänge zeigen. Wir glauben daher, dass man das am
besten als „Intrusionsbrekziengürtel“ beschreiben kann. Dieser drang in altpaläozoische phyllitische
Schiefer mit Diabasgängen, Silliten und basaltischen Pillowlaven (Eisenkappler Diabaszug) sowie in
amphibolitfazielle Metamorphite (Altkristallin) im Süden ein [Exner, 1972; Faninger & Štrucl, 1978;
51
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Mioč & Žnidarčič, 1978; Mioč, 1983]. Kontaktmetamorphe Veränderungen von bisher regional
metamorphen Gesteinen bewirkten einen Einlagerungsdruck von ≤350 MPa [Exner, 1972, 1976] und
führten auch zu Kontaktmetamorphose in pelitischen und Quarz/Feldspat-führenden Gesteinen im
Norden [Exner, 1971; Hinterlechner-Ravnik, 1978]. Der Kontakt zu den Triasgesteinen im Norden ist
nur tektonisch.
Alle drei Gesteinszüge der Karawanken-Magmatit-Zone bilden auffallend schmale, steil stehende
tektonische Lamellen, die parallel zur E-W streichenden Periadriatische Naht (PN)-Störungszone
orientiert sind. Diese gelängten Formen resultierten aus der „Adaption“ während der großräumigen
Deformation der Lithosphäre und känozoischer transpressiver Seitenverschiebungen entlang der PN
[Nemes et al. 1997]. Dies könnte im Fall des oligozänen Karawanken-Tonalits synintrusiv erfolgt sein
wobei dabei eine duktile Deformation des heißen tonalitischen Magmas während der Platznahme in
der höheren Kruste erfolgte. Im Gegensatz dazu ist das bandartige Auftreten der permo-triassischen
Eisenkappler Intrusiva weitgehend ein Produkt der spröden Alpinen Verformung entlang einzelner EW-streichender transpressiver/strike-slip-Störungen [Exner, 1972; Nemes et al., 1997; Polinski &
Eisbacher, 1992; Wölfler et al., 2010].
Die magmatischen Intrusionsgesteine des Karawanken-Granitzuges sind heterogen und bestehen
volumenmäßig vorwiegend aus felsischen Gesteinen (Syenogranit und Syenit) mit Bruchstücken von
mafischen Gabbro-Einschlüssen von alkalischem Charakter, und aus intermediären Gesteinen
(Diorit), die etwa 30% des gesamten Karawanken-Granitzuges ausmachen [Exner, 1972; Visonà &
Zanferrari, 2000; Dobnikar et. al., 2000, 2001, 2002]. Die mafischen Einschlüsse sind abgerundet,
gelappt und in ihrer Größe variabel. Kleine mafische Einschlüsse sind mittel- bis feinkörnig und
weisen einen scharfen Kontakt zum Syenogranit auf. Häufig sind sie gezähnt und deuten damit auf
ihre Herkunft aus abgeschreckten Pölstern mafischer Magmen hin [Miller et al., 2011]. Ähnliche
Einschlusscharakteristiken sind von vielen Plutonen bekannt, sie weisen auf Vermischungen von
mafischen und felsischen Magmen hin [z.B. Blundy & Sparks, 1992; Didier & Barbarin, 1991].
Große Körper mafischer Gesteine werden manchmal von Gängen porphyrischer Syenite mit KFeldspäten, die einen Plagioklassaum haben (Rapakiwi-Textur) durchschlagen. Gabbro- und
Monzogabbro-Fragmente machen etwa 20% des gesamten Gesteins aus und haben Größen von
dezimetergroßen mikrogranularen Einschlüssen mit bis zu 10er m großen Körpern. Die Form der
großen mafischen Körper ist wegen der Verwitterungsschicht und der Bodenbedeckung nicht klar
erkennbar.
Sowohl die Bildung der Intermediärgesteine als auch die Bildung der Rapakiwi-Textur der
porphyroiden Syenite tritt in enger räumlicher Verbindung mit mafischen Einschlüssen auf und wird
als Beweis für die Wechselwirkung mafischer und felsischer Magmen angesehen [z.B. Dobnikar et.
al., 2001]. In der Nähe der Einschlüsse sind K-Feldspat-Großkristalle der Syenogranit-Muttergesteine
von Plagioklas ummantelt. In einigen Intermediärgesteinen können Quarzaugentexturen beobachtet
werden. Intrusionsbrekzien mit offensichtlicher Durchdringung von K-Feldspat-Großkristallen von
felsischen zu mafischen Magmen treten ebenfalls auf. Merkmale wie Quarzaugen, Plagioklasummantelter K-Feldspat und Intrusionsbrekzien weisen darauf hin, dass irgendeine Wechselwirkung
zwischen mafischen und felsischen Magmen passiert ist [Dobnikar et al., 2001; Miller et al., 2011].
Verschiedene Arten von Einschlüssen in Intrusionskörpern waren Gegenstand vieler Studien und
wurden in jüngerer Zeit von Didier und Barbarin [1991 cum lit.] überprüft. Die Einschlüsse wurden
unterschiedlich interpretiert: Als aufgearbeitete Xenolithe, Restite, Autolithe, zerstörte feinkörnige
Ränder der Magmenkammerwand oder als Tropfen von Magma aus dem Mantel, welches felsisches
Magma intrudierte. Unter diesen Typen von Einschlüssen werden die mafischen mikrogranularen
Einschlüsse (MME) in der Regel als Beweis für die Magmenmischung angesehen, da die
Modellvorstellung der Magmenmischung am besten zu den meisten Hauptmerkmalen der mafischen
mikrogranularen Einschlüsse passt [Bonin, 1991].
52
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 17: Geologische Übersichtsskizze der Karawanken-Magmatit-Zone und das slowenische
Untersuchungsgebiet (vereinfacht nach Mioč & Žnidarčič, 1978). 1 Granitzug, 2 paläozoische Grünschiefer mit
Diabaslinsen, 3 feinkörniger Gneis, 4 Tonalit, 5 Triasdolomit, 6 miozäne Konglomerate
Abbildung 18: Österreichischer Teil des Untersuchungsgebietes um Bad Eisenkappel. Aus: Miller et al. [2007],
stark verändert. (b) Lithostratigraphische tektonische Skizze des Untersuchungsgebietes um Bad Eisenkappel.
Aus: Bauer et al. [1981] verändert, Miller et al. [2011]
Bisherige Arbeiten: Über das stratigraphische Alter des Granitzuges wurde lange diskutiert. Isailovid
und Milidevid [1964] fanden innerhalb des Tonalits Blöcke von metamorphen Gesteinen, die von
Granit imprägniert waren, was darauf hinweist, dass der Granitzug älter als der Tonalitzug ist. Die
Abfolge von mafischen und felsischen Gesteinen des Granitzuges wurde von Exner [1971, 1976] und
Faninger [1974] als das Ergebnis der Evolution – Differentiation desselben Ausgangsmagmas
während der Kristallisation interpretiert. Der porphyrische Syenit mit der Rapakiwi-Textur, welcher in
Form von Gängen, die Granit und Syenit trennen, auftritt, wurde als Gestein unterschiedlicher
53
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Herkunft angesehen, das in der Reaktionszone entstanden ist [Exner, 1971]. Magmatische Brekzien
mit scharfkantigen Bruchstücken von ultramafischen Gesteinen innerhalb der porphyrischen Syenite
legen von Beginn an nahe, dass die mafischen Gesteine älter als der Granit sind, was auch im
Einklang mit der Differentiationsreihe steht. Štrucl [1970] und Faninger [1974] datieren den
Granitzug aus stratigraphischen Gründen als variszisch, da die Granitintrusion eine
Kontaktmetamorphose bei paläozoischen phyllitischen Schiefern verursachte. Nach Lippolt &
Pidgeon [1974] ergaben die Messungen an Biotiten (K/Ar) der Gesteine des Granitzuges ein Alter von
227 ± 7 Ma, an Hornblenden (K/Ar) 244 ± 8 Ma und an Titanit (U/Pb) 230 ± 5 Ma.
Der Tonalitzug ist alpidisch. Radiometrische Daten zeigen, dass der Granitzug ein mitteltriassisches
Alter hat. Scharbert [1975] erhielt bei der Datierung der Biotite des „Granodioritporphyrs“ mit Hilfe
der Biotit-Rb/Sr-Abkühlaltermethode etwa dasselbe Alter von 224 ± 9 Ma und 216 ± 9 Ma. Es ist
erwähnenswert, dass nach ihrer Beschreibung die analysierten „Granodioritporphyre“ dem
petrographischen Charakter der Gesteine entsprechen, die man heute als „porphyrische Syenite“
bezeichnet. Cliff et al. [1975] datierte von einem Hornblende führenden Pegmatit ein einzelnes
Hornblende K-Ar-Alter mit 244±9 Ma. An einem porphyrischen Syenit wurde ein initiales 87Sr/86Sr
Verhältnis (korrigiert für 200 Ma) von 0.71437 erhalten [Dolenz, 1994]. Der Wert deutet auf einen
krustalen Ursprung des felsischen Magmas hin. Aktuelle U/Pb LA-ICP-MS-Datierungen von Zirkonen
und Titanit aus granitischen Proben zeigen eine Variationsbreite der Daten entlang der „ConcordiaKurve“ mit einigen vorvariszischen Altern, aber vorwiegend Häufungen von Altersdaten zwischen
300–280 and 250–240 Ma [Genser & Liu, 2010]. An ganzen Gesteinen durchgeführte Sm-NdAnalysen von zwei Gabbros ergaben 249±8.4 Ma und 250±26 Ma (εNd: +3.6), Sm-Nd-Analysen aus
Granaten zweier silikatischer Proben ergaben gut eingeschränkte Alter von 238.4±1.9 Ma und
242.1±2.1 Ma (εNd: −2.6) [Miller et al. 2011]. Diese Unterschiede im Alter der Platznahme kφnnen
nach Miller et al. [2011] wie folgt interpretiert werden:
(1) Erhaltung eines ordovizischen magmatischen Ereignisses (U/Pb Zirkon Alter von 450 -500
Ma),
(2) Intrusion des Eisenkappler Granitoids zwischen 280 und 300 Ma und
(3) Abkühlung unter 500°C um etwa 245 Ma [Genser & Liu, 2010]
Die alkalische permo-triassische magmatische Aktivität mit Altern um 270 – 200 Ma des Brianconnais
und der Acceglio-Zone in den französischen und italienischen Westalpen sowie der MonzoniPredazzo-plutonisch-vulkanische Komplex in Italien [Ferrara & Innocenti. 1974: Bonin et al, 1987 cum
lit.] entspricht dem Zeitraum unmittelbar vor dem Zerfall und der Zersplitterung des PangäaKontinentalblockes. Bonin et al. [1987] schlagen vor, diese Sammlung alkalischer Massive der PermTrias-Zeit die „Westliche Mediterrane Provinz“ zu benennen.
Zusammenhänge von Geländebeobachtungen, Petrographie und Mineralchemie
Dobnikar et. al. [2000, 2001, 2002] machte nach den Vorschlägen von Belliene et al. [1995] folgende
Klassifikation: Mafische Gesteine reichen von Gabbro (oder Diorit) zum Monzogabbro (oder
Monzodiorit). Intermediäre Gesteine werden durch Monzonit repräsentiert, während felsische
Gesteine von Syenit (61 % < SiO2 < 69%) bis Syenogranit (SiO2 > 69%) reichen. Im De La Roche et al.
[1980] Klassifikationsdiagramm reichen die mafischen und intermediären Gesteine von Olivingabbro,
Syenogabbro, Syenodiorit bis zum Monzonit, während die felsischen Gesteine entlang der Linie
fallen, die Quarz-Monzonit von Syenit und Quarz-Syenit sowie Granit von alkalischem Granit trennen.
Die untersuchten Gesteine gehören zur alkalischen Serie. Das gegenüber Na2O häufigere Vorkommen
von K2O weist darauf hin, dass nach Zannetin [1986] diese Gesteine zu einer Kali-Serie gehören.
Es ist bemerkenswert, dass einige Autoren [Exner, 1971, 1976: Faninger 1974, 1976; Lippolt &
Pidgeon, 1974; Scharbert, 1975; Mioč, 1983] die Gesteine des Karawanken-Granitzuges früher als
Gabbro, Diorit, Granodiorit und Granit angesprochen haben und damit die wahre alkalische Natur
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Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
dieser Gesteine verborgen geblieben ist. Obwohl die Gesteine eine kontinuierliche Reihe darstellen,
können nur kleine Anteile der mafischen Gesteine auf der einen Seite und saure Gesteine auf der
anderen Seite vernünftigerweise als Produkt der Kristallfraktionierung angesehen werden. Die
geochemischen Eigenschaften deuten darauf hin, dass der Großteil der Gesteinstypen durch die
Interaktion von felsischem und mafischem Magma beeinflusst wurde.
Mafische und intermediäre magmatische Gesteine
Auf der Basis der Geländepetrographie und geochemischer Hinweise wurden die mafischen Gesteine
des Karawanken-Granitzuges in zwei Gruppen unterteilt:
(1) Gesteine ohne Anzeichen einer Hybridisierung (Gabbro).
(2) Hybride Gesteine (Monzograbbro, Monzonit und Monzodiorit).
Gabbro ist ein fein- bis mittelkörniges Gestein [Dobnikar et. al., 2001], welches normale bis alkaline
Amphibole (Mg-Hornblende und Edenit nach Leake et al., 1997), Plagioklas (An45-70), Orthopyroxen
(Fs22-31) und Olivin (Fo73-79) enthält. Manchmal ersetzt die Hornblende den Pyroxen oder bildet
wurmartige Überwachsungen mit grünem Pyroxen. In einigen Proben gibt es zwei Generationen von
Hornblende. Die erste Generation ist braun (Edenit-Zusammensetzung) und euhedral, während die
zweite Generation grüne (Mg-Hornblende) feinkörnige, polykristalline Aggregate bildet. Anhedrale
Pladioklaskörner zeigen deformierte Zwillingslamellen. Die Begleitminerale sind Apatit in langen
Nadeln, Zirkon, opake Minerale und sekundärer Epidot.
Einige ultramafische Fragmente der magmatischen Brekzie bestehen vorwiegend aus Olivin (60%),
teilweise amphibolisiertem Klinopyroxen, braunen Amphibolen und Phlogopit (alle drei Minerale
30%) sowie kleineren Anteilen von Calcium-Feldspat (5%), Magnetit, Ilmenit und Pyrit (5%). Sie
repräsentieren Mantelgesteine, die in der Unteren Kruste oder im Oberen Mantel kristallisiert sind
[Hinterlechner-Ravnik, 1988/89].
Gabbros, die von Miller et al. [2011] untersucht wurden, bestehen im Wesentlichen aus 40-45
modal% Olivin, 10-15 modal% Plagioklas, 5-10 modal% Klinopyroxen und 35-46 modal% braunen
Amphibolen und Phlogopiten. Nach den Haupt- und Spurenelementdaten sowie der Sr-NdIsotopenzusammensetzung sind die Gabbros alkalisch und zeigen eine IntraplattenGeochemiecharakteristik. Sie weisen damit auf einen anorogenen Magmatismus in einem
Dehnungsbereich und Abstammung von einem angereicherten Magma hin.
Kumulus-Gabbros sind mittelkörnig ohne erkennbare bevorzugte Orientierung der Kristalle. Die
Minerale, die als nach-kumulus interpretiert werden, überwachsen die Kumulusphasen und füllen
dabei die Interkumulus-Poren aus, was zu einer poikilitischen Textur führt. Die Kumuli bestehen aus
etwa 40-50 modal% Olivin, 10-15 modal% Plagioklas, 5-10 modal% Klinopyroxen, 35-46 modal%
braunen Amphibolen und Phlogopiten.
Orthopyroxene kommen üblicherweise als 0.1 mm Ränder auf Olivin oder als 0.1-0.3 mm
interstitielle Körner vor. Spätmagmatische braune Amphibole bilden poikilitische Körner und
überwachsen den umgebenden Klinopyroxen. Sie dominieren zusammen mit dem Phlogopit die
Interkumulus-Ansammlung. Fe-Ti Oxide machen 1-4% der Kumulus-Proben aus. Magnetit ist das
häufigste Oxid und bildet irreguläre interstitielle Körner oder Einschlüsse in braunen Amphibolen.
Auch der Illmenit bildet anhedrale interstitielle Körner oder Entmischungen im Magnetit. Pyrrhotit,
Pentlandit und Chalkopyrit sind unbedeutende akzessorische Minerale. Interstitielle Apatite sind
nadelförmig.
Isotropische Gabbros sind feinkörnig (0.5-2 mm), subhedral granular und bestehen aus Plagioklas
und Klinopyroxen, der von braunem Amphibol (Ti-Pargasit) ummantelt ist, der wiederum von grünem
Amphibol (Mg-Hastingsit) umgeben ist. Biotit bildet anhedrale, interstitelle Körner. Nadelförmiger
Apatit, anhedraler bis subhedraler Titanit und Illmenit sind akzessorische Minerale. Plagioklas ist zu
55
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Saussurit umgewandelt, später Actinolith ersetzt den Mg-Hastingsit und Biotit wird durch Chlorit
ersetzt. Der Klinopyroxen weist im Vergleich zum Kumulus-Klinopyroxen weniger Mg (0.72-0.78) und
weniger Cr2O3 (0.24 Gew.%) auf.
Amphibole: Ti-Pargasit mit Mg-Gehalten von 0.53-0.75 und 2.43.8 Gew.% bildet Ränder um den
Klinopyroxen oder trennt Körner, von denen einige Kerne mit Illmenit durchsetzt sind. Ti-Pargasit ist
von Mg-Hastingsit umrandet, welcher wiederum häufig von feinkörnigen Aggregaten von MgHornblende und/oder Actinolith umgeben ist. Der Plagioklas ist deutlich verändert. Der Phlogopit
weist einen Mg-Bereich von 0.71-0.74 auf, der TiO2-Gehalt ist 3.2-3.4 Gew.%, und der Na2O-Gehalt
0.74-0.76 Gew.%. Der Cr2O3- und F-Gehalt schwankt zwischen 0.07 und 0.18 Gew.% beziehungsweise
zwischen 0.14 und 0.16 Gew.%.
Mafische Einschlüsse in der Mischzone sind entweder sehr feinkörnige Plagioklas-Hornblende±BiotitIllmenit Ansammlungen oder porphyrische Gesteine, die Plagioklas (Ab40-48) und KlinopyroxenEinsprenglinge in einer feinkörnigen Matrix aus Mg-Hornblende, Plagioklas (Ab70-73) und verzweigte
nadelförmige Illmenitkörner aufweisen. Die Klinopyroxen-Einsprenglinge sind Al- und Ti-reich, aber
stets von Mg-Hornblende ummantelt und teilweise ersetzt.
Monzogabbro und Monzodiorit sind fein- bis mittelkörnige Gesteine, die normale bis alkalische
Amphibole (Mg-Hornblende und Edenit), Plagioklas, Biotit und diopsidischen Klinopyroxen
(Wo48En35Fs17) enthalten. Zwei Hornblendegenerationen wurden erkannt. Die ältere ist braun
(Edenit), während die jüngere grün ist (Mg-Hornblende). Im Monzodiorit enthält die grüne
Hornblende manchmal einen braunen Kern. Die Hornblende ist normalerweise zoniert (An47-28) mit
einem Kern, der zu Serizit umgewandelt ist. Der K-Feldspat kommt nur in einer Probe eines
Monzodiorits in wurmartiger Überwucherung mit Plagioklas vor. Unter den akzessorischen Mineralen
herrschen anhedraler Titanit und Apatit vor. Auch opake Minerale, sekundärer Epidot und Karbonat
treten auf.
Monzonit ist ein feinkörniges Gestein, welches aus Plagioklas (An50), K-Feldspat, Quarz aus zwei
Generationen, Mg-Hornblende und Biotit besteht. In einigen Proben wird die Hornblende durch
Biotit ersetzt. Quarz der ersten Generation bildet runde Körner, welche von Hornblende und Biotit,
manchmal zusammen mit Klinopyroxen oder Plagioklas, umgeben sind. Solche Strukturen wurden in
der Literatur als Quarz-Augen beschrieben [Bujndy & Sparks. 1992]. Die zweite Generation von Quarz
ist feinkörnig und korrodiert die Einsprenglinge der ersten Generation. Sie füllt die Gänge und Klüfte
im Plagioklas. Der Monzonit enthält ungefähr 1-2% von akzessorischem Apatit und Zirkon,
sekundären Epidot, Karbonat und auch opake Minerale. Die Hornblende und der Biotit sind häufig zu
Chlorit umgewandelt.
Die Herkunft des mafischen Magmas kann nach der mineralogischen und geochemischen
Charakteristik der mafischen Gesteine in dem teilweisen Schmelzen des Oberen Mantels
angenommen werden. Die relativ flachen REE (Morb-normalisierten)-Muster von Nb bis Yb der
mafischen Gesteine weisen auf eine gemeinsame Mantelherkunft hin und die LIL-Anreicherung ist
ein gemeinsames Merkmal von Intraplatten-Basalt-Provinzen [Bonin, 1990, 1997].
In Bezug auf die Spurenelemente konnten nur einige der mafischen Gesteine mit dem Prozess der
Kristallfraktionierung in Verbindung gebracht werden. Für die La-Anreicherung im mafischen Magma
von 20.8 (M2a, die mafischste, nicht kumulierte Probe) bis zu 61.8 (M19a, der höchste La-Gehalt)
bräuchte man etwa 72% Kristallisation, was eine Restflüssigkeit mit einem SiO2-Gehalt höher als
49.67 % ergeben würde. Die Berechnung wurde für einen Gabbro normativer modaler
Zusammensetzung und einem Mineral/Schmelze-Verteilungskoeffizienten aus der Literatur
durchgeführt [Rollinson, 1993]. Die La-Anreicherung kann bis zu einem La-Wert von 28.6 (M21a – D.I.
45) sinnvoll durch die Kristallfraktionierung erklärt werden. Alle anderen mafischen und
intermediären Gesteine erlebten wahrscheinlich eine Hybridisierung.
56
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Muttergesteine - felsische Gesteine
Felsische Gesteine bestehen hauptsächlich aus Syenogranit, beinhalten aber auch Syenogranit und
Syenit, welche Muskovit enthalten und porphyrischen Syenit. Felsische Gesteine bilden entweder
massive Aufschlüsse oder die felsische Matrix umgibt mafische Einschlüsse in Mischzonen.
Detaillierte petrographische Beschreibungen der verschiedenen granitischen Gesteine finden sich bei
Exner [1972], Faninger & Štrucl [1978], Visonà & Zanferrari [2000] und sehr detailliert bei Dobnikar et
al. [2001]. Von Miller et al. [2011] wurden seltene Granat führende Proben erstmals beschrieben.
Syenogranit ist ein fein- bis grobkörniges Gestein. Es beinhaltet Plagioklas (An < 3%), K-Feldspat und
Quarz von zwei Generationen sowie Biotit und Hornblende. Die Plagioklase der ersten Generation
bilden euhedrale Kristalle mit Einschlüssen von sehr kleinen, optisch nicht bestimmbaren Mineralen,
was auf Störungen während ihres Wachstums hinweist. Sie treten auch als Einschlüsse in KFeldspäten auf und sind meist zu Serizit umgewandelt. Die zweite Generation ist weniger
umgewandelt und wächst häufig auf Kristallen der ersten Generation mit derselben optischen
Orientierung und Zusammensetzung. Die erste Generation der K-Feldspäte wird durch euhedrale (bis
zu 30 mm in grobkörnigem Syenogranit) Kristalle von Perthit oder Mikroklin-Perthit, die Einschlüsse
von Plagioklas, Quarz und Biotit aufweisen, repräsentiert. Die zweite Generation ist feinkörniger
Mikroklin. Im Kontaktbereich von K-Feldspat und Plagioklas kann eine mikromyrmekitische Struktur
beobachtet werden. Quarz der ersten Generation bildet runde Körner und kleine Einschlüsse in KFeldspäten. Die zweite Generation ist feinkörnig und füllt den intergranularen Raum und die Klüfte
aus. Biotit (Annite 80-60%) und Hornblende sind euhedral. Die Hornblenderänder sind meist durch
spätere Phasen (meist Quarz) korrodiert. In den meisten Proben ist Hornblende zu Chlorit
umgewandelt. In allen felsischen Gesteinen sind die akzessorischen Minerale sehr selten (< 0.5%) und
bestehen aus Apatit, Zirkon, sekundärem Epidot, Allanit und Klinozoesit.
Syenogranit und Syenit, welche Muskovit enthalten unterscheiden sich vom Syenogranit, da der
Muskovit in Spaltrissen von Plagioklas wächst. Auch ist der Plagioklas Ca-reicher (An16). Der
Kornzwischenraum zwischen den Mineralen der ersten Generation wird durch wurmartige
Überwucherung von Plagioklas, K-Feldspat und Quarz der zweiten Generation ausgefüllt.
Porphyrischer Syenit hat eine feinkörnige Matrix aus anhedralem Plagioklas (An15-20), Hornblende,
Biotit, K-Feldspat und Quarz. Die Einsprenglinge bestehen aus Biotit (Annit 60-50%), Plagioklas
(An15-20), Quarz und euhedralen perthitischen K-Feldspäten (Or90), die meist von einer
wurmartigen Überwucherung aus Plagioklas (An20) und Quarz gesäumt sind. Euhedrale K-Feldspäte,
die von Plagioklas (Oligoklas) umsäumt sind, repräsentieren die Rapakiwi-Textur sensu stricto [Rämö
& Haapala, 1995]. Das zelluläre Wachstum der Plagioklase und die Verfüllung der Hohlräume mit
Quarz könnte eine Folge der Magmenmischung sein [Hibbard, 1981]. Auch Einsprenglinge von
eisenhältiger Hornblende kommen vor. Aber auch akzessorische Minerale wie nadelförmiger Apatit,
Zirkon, sekundärer Epidot, Allanit und Klinozoisit. Opake Minerale sind sehr häufig (etwa 3-4%). Im
porphyrischen Syenit mit weniger als 64% SiO2-Gehalt liegt der Klinopyroxen in der Matrix vor.
Die geochemischen Daten für fast alle Haupt- und einige Spurenelemente der Gesteine des
Karawanken-Granitzuges definieren einen anhaltenden Trend mit einem zunehmenden
Differentiations-Index (D.I.) [Thornton & Tuttle, 1960]. Variationsdiagramme der Hauptelemente vs.
D.I. zeigen, dass die Gesteine des Karawanken-Granitzuges einen gleichmäßigen negativen Trend für
MgO, CaO, MnO, TiO, FeOtot und einen positiven für SiO2, Na2O ergeben. P2O5 nimmt tendenziell bis
zu mittleren D.I. Werten zu und bei höheren D.I. Werten ab. Al2O3 bleibt bis D.I. <80 konstant und
nimmt bei höheren D.I. Werten ab. Man kann feststellen, dass vorwiegend felsische Gesteine und
Mischgesteine mit D.I. >60 Na2O, K2O und P2O5 eine große Variation von Werten mit einem ähnlichen
Differentiationsgrad aufweisen können. Solch eine Streuung der Werte zeigt sich vor allem im
Diagramm der Spurenelemente vs. D.I., wo der Gehalt von vielen Spurenelemente (Y, Zr, Nb, Nd, Ce
und La) der felsischen und mafischen Gesteine ähnlich ist. Dennoch zeigen Zr, Nd, Ce, La und Ba eine
57
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
insgesamt positive Korrelation für mafische und eine negative Korrelation zu felsischen Gesteinen,
während die intermediären Gesteine eine große Streuung der Werte dieser Elemente aufweisen.
Alle Gesteine zeigen eine starke Fraktionierung der leichten Seltenen-Erden-Elemente (LREE)
((La/Sm)N=2.38-8.48), welche von mafischen zu felsischen Gesteinsarten ansteigt. Die schweren
Seltenen-Erden-Elemente (HREE) zeigen eine leichte Fraktionierung ((Gd/Yb)N=0.75-2.81) in den
mafischen Gesteinen und sind in den felsischen Gesteinen beinahe unfraktioniert ((Gd/Yb)N=0.611.34). Alle Gesteine mit Ausnahme des Gabbro weisen eine mäßige bis starke negative Eu-Anomalie
(Eu/Eu*=0,24-0.99) auf, welche von mafischen zu felsischen Proben tendenziell zunimmt. Nur einige
wenige Proben von porphyrischem Syenit und Syenogranit weisen eine positive Eu-Anomalie auf
(Eu/Eu*=1.10-2.03).
Die felsischen Gesteine des Karawanken-Granitzuges – Syenogranit – sind meta- bis peraluminiumhältig (A/CNK 0.85-1.2), trannsolvus (mesoperthithischer Alkali-Feldspat + K-Feldspat +
Albit) [Bonin, 1991, Shand in Clarke, 1992]. Im Pearce et al. [1984] Rb/Y+Nd
Unterscheidungsdiagramm für die tektonische Interpretation granitischer Gesteine könnte der Pfad
der nicht-hybridischen mafischen Gesteine der fraktionierten Kristallisation eines dem Mantel
entstammenden Magmas zugeschrieben werden, was im WPG Feld für felsische Gesteine resultieren
würde. Aber die felsischen Gesteine des KGB plotten in der Nähe der WPG/VAG-Grenze und zwar
teilweise im WPG- und teilweise im VAG-Feld, was auf umfangreiche Krustenkontamination hinweist.
ORG normalisierte Spider Diagramme mit negativer Ba-Anomalie, Anreicherung von LIL,
Abreicherung der HFS-Elemente und Fe-reiche Glimmermineralchemie weisen auf einen frühen
anorogenen tektonischen Rahmen hin [Bonin, 1990, 1997; Bonin et al., 1998].
Die Variationsdiagramme der Hauptelemente vs. D.I. für die Syenogranit-Serien zeigen regelmäßige
Trends, die als „Liquid Lines of Descent“ interpretiert werden können. Dies spricht für die Hauptrolle
der fraktionierten Kristallisation mit einigen weniger bedeutenden Mischungsepisoden. Wegen des
Massenverhältnisses der felsischen zu den mafischen Magmen (die mafischen Gesteine machen etwa
20% des gesamten Zuges aus) muss der Wechselwirkungsprozess zwischen den beiden Magmen auch
das felsische Magma beeinflusst haben und hat damit einige hybride Syenogranite und Syenite
produziert.
Die Gelände- und petrographischen Daten der Hybridisierung sind in felsischen Gesteinen nicht so
ersichtlich wie in mafischen Gesteinen. Wenn daher das Verhalten der Spurenelemente in felsischen
Gesteinen betrachtet wird, kann man sehen, dass einige Syenogranite wichtige Unterschiede wie
höhere Sr- und geringere Rb-, Nb-, Y-Gehalte zeigen. Das könnte auf ihre hybride Natur hinweisen
und ist in guter Übereinstimmung mit dem selektiven Mechanismus der Kontamination bei hybriden
mafischen Gesteinen, die im Vergleich zu den nicht hybriden mafischen Einschlüssen geringere Srund höhere Rb-, Nb- und Y-Gehalte aufweisen.
Diese Interpretation wird auch durch die REE-Muster unterstützt, die ebenfalls Unterschiede
zwischen den hybriden und nicht hybriden Syenograniten aufweisen. Die Abreicherung der REEGehalte in hybriden Syenograniten im relativen Vergleich zu den nicht hybriden stimmt mit der
beobachteten Anreicherung in hybriden mafischen Gesteinen überein.
Diskussion: Mehrere Merkmale, die an einigen Gesteinstypen des Karawanken-Granitzuges
beobachtet wurden weisen darauf hin, dass sie durch die Wechselwirkung von felsischem und
mafischem Magma entstanden sind. Wie etwa die K-Feldspat-Großkristalle mit oder ohne RapakiwiSaum (porphyrischer Syenit), die Quarzaugen (Monzonit), die Störungen in der Plagioklaszonierung
(Syenit mit Muskovit), der hohe Hornblende- und Biotit (hoher PH2O) - Gehalt (Monzodiorit,
Monzogabbro) und die große Streuung der Werte für einige Haupt- und die meisten Spurenelemente
(intermediäre Gesteine) [Hibbard, 1981; Zorpi, 1988; Bussy, 1990; Didier & Barbarin, 1991 cum lit;
Rämö & Haapala, 1995].
58
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Alle petrographischen Analysen zeigen, dass in allen porphyrischen Gesteinen die Matrix mehr
mafisch und die Einsprenglinge mehr felsisch sind, als wären die felsischen Einsprenglinge in
mafische Magmen eingebracht worden. Die in den porphyrischen Gesteinen beobachtete RapakiwiTextur und die K-Feldspäte mit Oligoklas-Säumen, die eine wurmartige Überwucherung mit Quarz
bilden, weisen darauf hin, dass ein teilweise geschmolzenes granitisches Magma, welches KFeldspatgroßkristalle beinhaltete, in ein mafischeres Magma intrudierte [Hibbard, 1981; Bussy,
1990].
Im Monzonit sind die Quarzaugen von feinkörniger Hornblende, Pyroxen und Biotit umgeben. Nach
Vernon [1991] weist dies auf die hybride Natur des Magmas hin. Die Instabilität der Quarzkörner, die
dem mafischen Magma zugeführt wurden, verursacht das Schmelzen der xeno-kristallinen Ränder.
Dieses Schmelzen wurde durch die latente Kristallisationswärme von benachbarten Schmelzen
verursacht. Dies erhöhte lokal die Unterkühlung- und Keimbildungsrate, was die Bildung feinkörniger
Mineral-Aggregate, die im kristallisierenden Magma übersättigt sind, verursachte. Solche Strukturen
bilden sich während der raschen Abkühlung. Wenn die Abkühlungsrate geringer ist, fällt der Quarz
aus dem entwickelten und veränderten Magma aus und bildet die Überwachsung mit mafischen
Mineralen im xeno-kristallinen Saum [Vernon, 1991; Platevoet & Bonin, 1991].
In den meisten Hauptelemente vs. D.I. Diagrammen bilden die Gesteine des Karawanken-Granitzugs
eine durchgehende Serie. Die am meisten mafische Gesteinsprobe (D.I. < 25 – Olivin Gabro) ist im
Verhältnis zu den mafischen Serien mit MgO angereichert und mit CaO und Al2O3 abgereichert. Die
Abweichung kann durch gringfügige Olivin-Anreicherungen in der Probe erklärt werden. In den
Diagrammen Spurenelemente vs. D.I. aber auch P2O und TiO vs. D.I. kann eine starke Dispersion der
Werte für die Intermediärgesteine beobachtet werden. Andererseits verhält sich der Gehalt der
meisten Spurenelemente in mafischen und felsischen Gesteinen ähnlich (Y, Zr, Nb, Nd, Ce, La, Ba),
ansteigend in mafischen Serien Richtung Intermediärgesteine und abnehmend in feslsischen Serien.
Das Verhalten der Spurenelemente zeigt die bimodale Zusammensetzung des Komplexes mit
verschiedenen Magmenquellen für felsische und mafische Magmen. Die verteilten Werte der
Spurenelemente in den Intermediärgesteinen sind auf die verschiedenen Stadien der Interaktion der
felsischen und mafischen Magmen zurückzuführen. Die Anreicherung der Spurenelemente (Y, Zr, Nb,
Nd, Ce, La, Ba) in den Intermediärgesteinen zu höheren Werten als in den mafischen oder felsischen
Gesteinen kann durch die Tatsache erklärt werden, dass Kationen mit einer hohen Ladungsdichte
(high charge density - HCD) vorzugsweise in den mafischen Teil von koexistierenden mafischen und
felsischen Magmen aufgeteilt werden [Eby, 1983]. Die Probe mit D.I. von 54 ist besonders mit Cs, Zr,
Nb, Nd, Ce, La, Sr und P2O5 angereichert, was auf den hohen Gehalt der akzessorischen Minerale
Titanit und Apatit zurückgeführt werden kann.
Auch die REE-Muster unterstützen die Hypothese der Bildung hybrider Gesteinsformationen. Die
mafischen und intermediären Gesteine mit offensichtlichen Anzeichen von Hybridisierung sind im
Vergleich zu mafischen Gesteinen ohne Anzeichen von Hybridisierung mit REE angereichert. Die
Anreicherung ist für HREE höher und für LREE geringer. Mafische und intermediäre hybride Gesteine
zeigen auch eine leicht negative Eu-Anomalie (Eu/Eu* = 0.68 – 0.97), was in den nicht hybriden
mafischen Gesteinen nicht der Fall ist (Eu/Eu* = 0.99 – 1.12). Anderseits sind die felsischen hybriden
Gesteine im Vergleich zu nicht hybriden felsischen Gesteinen mit den LREE abgereichert und zeigen
eine kleine negative bis positive Eu-Anomalie (Eu/Eu* = 0.67 – 2.03). Eine Ausnahme bilden drei
Proben, welche eine den nicht hybriden felsischen Gesteinen ähnliche Eu-Anomalie aufweisen. In
den porphyrischen Gesteinen sind die REE-Werte ähnlich den nicht hybriden felsischen Gesteinen
aber im HREE-Teil weniger fraktioniert und sie zeigen im Vergleich zu den nicht hybriden felsischen
Gesteinen eine leichter negative bis leicht positive Eu-Anomalie (Eu/Eu* = 0.62 – 1.22).
Dobnikar et al. [2001] argumentiert, dass mafisches Magma die notwendige Hitze bereitstellt, um das
partielle Schmelzen der Kruste auszulösen. Im Gegensatz dazu schlagen Visonà and Zanferrari [2000]
- basierend auf der geochemischen Variation und der ursprünglichen Sr-Isotopenverhältnisse der
59
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
NKPB – ein teilweises Schmelzen einer Mantelquelle vor. Diese Mantelquelle ist sowohl mit LILE und
HFSE angereichert, mit mafischen Schmelzen, die sich durch AFC (assimilierte fraktionierte
Kristallisation) entwickelt haben, gefolgt von FC-Prozessen, als die verbliebenen Flüssigkeiten felsisch
wurden.
Geothermobarometrie und Platznahme des Plutons: Die Tatsache, dass das ursprüngliche Sr-NdIsotopenverhältnis deutlich verschiedene Quellen für die analysierten Gabbros und Granitoide
anzeigen, schließt eine direkte Eltern-Tochter-Beziehung aus und deutet darauf hin, dass diese
mafischen und felsischen Gesteine nicht durch Fraktionierung genetisch verwandt sind [Miller et al.
2011]. Mafische magmatische Einschlüsse, die im gesamten Karawanken-Plutonkomplex
vorkommen, dokumentieren, dass mafische und felsische Magmen während des Aufstiegs und der
Platznahme interagierten, einschließlich der Prozesse wie Umlagerung, Mitnahme von Kristallen aus
zuvor konsolidierten Magmenpartien und Magmenvermischung [Dobnikar et al., 2001; Exner, 1972;
Visonà & Zanferrari, 2000].
Die Verwandtschaft der vom Mantel stammenden Magmen und die entwickelten Vulkanite deuten
stark darauf hin, dass die Fraktionierung der mafischen Magmen die Hitzequelle für das teilweise
Schmelzen der Kruste und der Bildung von Granit lieferte [z.B. Hildreth, 1981].
Sm-Nd-Alter: Zeitpunkt der Kristallisation und Magma-Platznahme: Da das Diffusionsvermögen von
Nd in Klinopyroxen langsam ist [Davidson et al., 2007; Sneeringer et al., 1984] und die
Kristalldifferentiationen nur geringfügige post-magmatische Veränderung zeigen, wird das Sm-NdAlter der Gabbros als Alter für die magmatische Kristallisation aller Differentiationen interpretiert.
Das „whole rock“ Sm-Nd-Alter weist darauf hin, dass die Eisenkappler Gabbros im Zeitfenster von
260–240 Ma kristallisierten [Miller et al., 2011].
Schlussfolgerungen für die Entstehung des Granitzugs: Der Karawanken-Granitzug gehört zu einer
bimodalen magmatischen Gesellschaft, die aus alkalischen mafischen Gesteinsfragmenten (Gabbro,
Monzodiorit) und intermediären Gesteinstypen (Monzodiorit, Monzonit) innerhalb vorwiegend von
Syenogranit und Syenit besteht. Die Gesteine erreichen in ihrer Zusammensetzung lückenlos von
Olivin-Gabbro bis Syenogranit. Geländebeobachtungen, Petrographie und geochemische Hinweise
zeigen, dass dies Gesteine weder das Resultat eines Fraktionierungsprozesses während der
Kristallisierung noch eines einfachen Mischprozesses des Großteiles der Massen sind. Nur einige der
mafischeren und felsischeren Gesteine können Fraktionierungsprozessen während der Kristallisation
zugeordnet werden. Die Gesteine mit intermediärer Zusammensetzung sind das Ergebnis einer
verschieden starken Interaktion zwischen zwei Magma-Endgliedern (felsisch – mafisch) [Dobnikar et
al., 2000, 2001, 2002; Miller et al., 2011]. Auch die Rapakiwi-Textur von K-Feldspäten, die
Quarzaugen, Plagioklas, der von K-Feldspat ummantelt ist sowie die intrusiven Brekzien deuten auf
eine Interaktion zwischen felsischem und mafischem Magma hin [Dobnikar et al., 2001; Visonà &
Zanferrari, 2000]. Wir glauben, dass man dies am besten als „intrusiven Brekziengürtel“ beschreiben
könnte. Die chemische und mineralogische Zusammensetzung weist darauf hin, dass die mafischen
Gesteine ein dem Mantel entstammendes Magma repräsentieren. Der Aufstieg und die fraktionierte
Kristallisation des mafischen Magmas produzierte vermutlich die notwendige Hitze, um das
Schmelzen von Krustenmaterial auszulösen, was zur Bildung der felsischen Magmen führte. Dies ist
aus den ursprünglichen Sr-Isotopendaten abzulesen [Dolenec, 1994].
Die Studien von Miller et al. [2011] deuten darauf hin, dass diese mehrphasige plutonische Folge
durch eine Kombination von Kristallakkumulationen, fraktionierter Kristallisation und
Assimilierungsprozess sowie durch Magmenvermischung und Umlagerung entstand. Die mafischen
Gesteine sind alkalisch und haben eine Intraplatten-Geochemie-Charakteristik, was auf einen
anorogenen Magmatismus in einem Dehnungsbereich und Abstammung von einem angereicherten
Mantel hinweist. Die mafischen Magmen lösten das teilweise Schmelzen der Kruste und die Bildung
von Granit aus. Die grantischen Gesteine sind alkalisch meta-aluminiumhältig und haben eine hohe,
für Intraplatten-Putone typische Fe/Fe+Mg-Charakteristik [Miller et al., 2011]. Die Temperatur- und
60
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Druckbedingungen, die sich von Amphibol-Plagioklas- und verschiedenen AmphibolThermobarometern ableiten lassen, deuten auf eine Kristallisationstemperatur der analysierten
Gabbros um 1000±20 °C and 380–470 MPa, während die granitischen Gesteine bei einer Temperatur
von ≤800±20 °C und einem Druck von ≤350 MPa kristallisierten. Sm-Nd „whole rock“-Alter zweier
kumulierter Gabbros brachten 249±8.4 Ma und 250±26 Ma (εNd: +3.6), während Sm-Nd „whole
rock“-Alter von Granaten aus zwei kieseligen Proben ein Alter von 238.4±1.9 Ma und 242.1±2.1 Ma
(εNd: −2.6) erbrachten. Innerhalb der Fehlergrenzen sind diese Alter identisch, so dass das
Intrusionsalter mit etwa 250 Ma angenommen werden kann [Miller et al., 2011]. Das
Einlagerungsalter der Intrusionsbrekzie entspricht der Zeitspanne vom Beginn des späten Perms bis
zum Ende der frühen Trias.
Der Karawanken-Granitzug entstand innerhalb des Austroalpinen Krustensegments in der Nähe des
südlichen Randes des Meliata-Ozeans, welcher wegen der Ausbreitung der Neotethys nach Westen
im Perm eine große N-S-Ausdehnung erreicht hat [Schuster & Stüwe, 2008]. Derzeit bildet er einen
Teil des Drauzug-Gurktal-Deckensystems [Schmid et al., 2004; Schuster, 2004], das durch alpidische
gering- bis sehr gering temperierte Bedingungen charakterisiert ist. Die geochemische
Verwandtschaft der Eisenkappler Gabbros ist auf die gemeinsame Herkunft von einer OIB-artigen
Mantelschmelze, welche in einer Intraplatten-Dehnungsstruktur entstand, zurückzuführen. Die Daten
zeigen, dass diese Mantelschmelzen während des Aufstiegs mit kontinentaler Kruste interagiert und
ein teilweises Aufschmelzen der kontinentalen Kruste bewirkt haben. Das modellierte Alter des
abgereicherten Mantels der analysierten granitischen Gesteine zeigt klar die Herkunft einiger der
felsischen NKPB-Schmelzen von alten Krustenanteilen.
Das variszische Gebirge in Europa entstand durch die komplexe Interaktion zwischen
Mikrokontinenten, die von Laurasia und Gondwana stammen und endete mit der finalen Kollision
von Gondwana und Laurasia im späten Karbon [Stampfli & Borel, 2002]. Die Subduktion der
Paläotethys setzte mit einem „slab rollback“ fort, was – beginnend im frühen Perm - zu einem
postkollisionalen Kollaps und zur Öffnung des „back arc basin“ entlang des Europäischen Randes
führte [Stampfli & Borel, 2002]. Im Bereich der Adria-Mikroplatte führte das Ausdünnen der
permischen Lithosphäre zu einer Hochtemperatur-/Niedrigdruckmetamorphose und zur
magmatischen Aktivität in den von der Adria-Platte stammenden westlichen und östlichen
Austroalpinen Bereichen [z.B. Miller et al., 2011]. Diskrete permo-triassische Magmenstöße, die
durch ein transtensionales geodynamisches Regime gesteuert wurden, produzierten tholeitische bis
alkalische Mantelschmelzen neben einer Vielzahl von felsischen Intrusiva und Vulkaniten, die oft auf
die Mantel – Kruste-Interaktion hinweisen.
Spätpermische bis frühtriassische anorogene A-Typ-Pluton-Vulkanit-Komplexe bilden einen Teil der
Westlichen Mediterran Provinz. Die große alkalische Magmenaktivität der Westlichen Mediterran
Provinz steht sowohl in Verbindung zu der nach-orogenen kontinentalen Konsolidierung der
Europäischen Platte, die Fragmente von Gondwana an Laurasia angeschweißt beinhaltet,als auch zu
Vorläuferstadien der Bildung des Meso-Tethys-Ozeanbeckens, entstanden aus der Paläo-Tethys und
sich westwärts innerhalb Gondwanas fortsetzend [Bonin et al. 1987,1998; Bonin. 1997]. Die Trias
(245-200 Ma) ist durch den Beginn der Tethys Ozean Bildung mit der Entwicklung eines große RiftSystems und der Einlagerung von vulkanisch-plutonischen Komplexen, welche mit
Seitenverschiebungs-Störungszonen in Verbindung stehen, gekennzeichnet [Bonin et al., 1998].
Der anorogene bimodale alkalische Plutonit-Komplex des Karawanken-Granitzugs im Gebiet des
Geoparks bildet einen Teil des post-variazischen Magmatismus, der die Adriatische Mikroplatte
beeinflusste. Der geochemische Charakter und das Alter des Karawanken-Granitzugs deuten auf die
spät-permische bis früh-triassische Westliche Mediterran Provinz [Bonin et al., 1987] und auf das
Regime des beginnenden Riftings hin. Der Großteil dieser permischen-triassischen Magmatite liegt
entlang der Periadriatischen Naht (PN) [Exner, 1976], einem Störungssystem, welches eine
bedeutende und zumindest spät-paläozoische paläogeographische Grenze zwischen Nord- und
Südalpen darstellt. Die Tatsache, dass wichtige permische bis triassische magmatische Körper sowohl
61
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
nördlich als auch südlich dieses Lineaments vorliegen, weist auf die relative Nähe der Austroalpinen
und Südalpinen Einheiten seit dem späten Paläozoikum hin.
Klassifikation der Karawanken-Granit Gesteine nach demr TAS Vorschlag von Bellieni et al. [1995]. Alkalische
– subalkalische Grenze nach Miyashiro [1978]. Werte neu berechnet zu Sumox=100wt%.
●-mafische Gesteine, -hybride mafische Gesteine, -porphyrische Gesteine, Δ-hybride felsische Gesteine,
- felsische Gesteine.
Klassifikation der KGB Gesteinstypen [de la Roche, 1980].
●-mafische Gesteine, -hybride mafische Gesteine, -porphyrische Gesteine, Δ-hybride felsische Gesteine,
- felsische Gesteine.
62
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Intrusionsbrekzie. Breite des unteren Bildrandes ist 40 cm.
2.5.3 Altkristallin (Präkambrium)
Die Gesteine des Altkristallins bilden einen mehrere 10er Kilometer langen Streifen in der Nähe der
Periadriatischen Naht. Im Westen reichen sie auf der österreichischen Seite bis Zimpasser. Auf der
slowenischen Seite besteht diese Zone metamorpher Gesteine aus feinkörnigem Biotit-MuskovitGneis mit Übergängen zu Biotit-Glimmerschiefern. In manchen Stellen treten bis zu ein Meter
mächtige Amphibolitlinsen auf. Am Kontakt zum Eisenkappler-Granit sind die metamorphen Gesteine
zu Hornfels und Migmatit umgewandelt.
2.5.4 Tonalitzug der Periadriatischen Lineament-Zone
Der südliche Tonalitzug innerhalb der Periadriatischen Lineament-Störungszone ist von alpidischem
Alter und besteht hauptsächlich aus Tonalit. Kleinere mafische Einschlüsse treten gelängt in
Schieferungsrichtung auf. Selten durchschlagen saure Ganggesteine, Pegmatite und mafische Gänge
den Pluton. Südlich der PN treten entlang der Smrekovec-, Šoštanj- and Donačka gora-Störung die
oligozänen/miozänen vilkanitischen Suiten von basaltischen Andesiten – Andesiten – Daziten und
weit verbreitet vulkanoklastische Gesteine auf. Der Tonalitzug zog die Aufmerksamkeit vieler
Forscher auf sich: Graber [1929], Faninger [1964], Isailovid & Milidevid [1964], Faninger [1970], Štrucl
[1970], Exner [1971)], Faninger [1974], Scharbert [1975], Exner [1976], Faninger [1976], Štrucl &
Faninger [1978], Faninger [1983, 1988], Dolenec [1994], und schließlich auch Činč-Juhant [1999], von
welchem die meiste Information stammt.
Das stratigraphische Alter des Tonalitzugs wurde lange diskutiert. Die ersten Forscher glaubten, dass
der Tonalitzug älter als der Granitzug sei [Graber, 1929; Exner, 1971]. Isailovid & Milidevid [1964]
fanden jedoch innerhalb des Tonalits Blöcke von metamorphen Gesteinen, die mit Granit imprägniert
waren und bewiesen damit, dass der Granitzug älter als der Tonalitzug ist. Entsprechend der
stratigraphischen Position waren sich einige Jahre später die Forscher einig, dass der Granitzug
variszisch und der Tonalitzug alpidisch sei [Isailovid & Milidevid, 1964, Štrucl, 1970, Faninger, 1976,
Štrucl & Faninger, 1978].
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Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Die radiometrischen 87Rb/86Sr-Daten ergaben ein Biotitalter von 28±4 Ma und 29±6 Ma [Scharbert,
1975]. Faninger nahm an, dass dies das Intrusionsalter sei, aber Scharbert [1975] und Exner [1976]
widersprachen dem und meinten, dass es das Alter der Metamorphose wäre. Exner [1971] beschrieb
mafische Einschlüsse im Tonalit als Reste einer älteren Intrusion eines dioritischen Magmas, welches
während der mehr sauren magmatischen Phase resorbiert wurde. Die Parallel-Textur des Plutons ist
nach Exner das Resultat der alpidischen Dynamometamorphose, daher nannte er das Gestein
„Tonalitgneis“. Aber er war sich auch der Möglichkeit bewusst, dass die Parallelstruktur durch den
Wanddruck des aufsteigenden Magmas in höhere Bereiche herrühren könnte, wobei sich die
Orientierung der prismatischen Minerale senkrecht zum vorherrschenden Druck ausrichtet.
Die Herkunft des Tonalits wurde von Faninger [1976] als magmatische Differentiation von GabbroSchmelzen beschrieben und die mafischen Einschlüsse sollten Konzentrationen von mafischen
Mineralen und nicht Xenolithe repräsentieren. Die Schieferung wurde von Faninger [1976] als
Kristallisation unter Druck beschrieben, daher nannte er das Gestein „Gneis-Tonalit“. Dolenec [1994]
fand heraus, dass die magmatische Differentiation nicht die einzige Antwort auf die Frage nach der
Herkunft des Tonalits sein konnte, da das Sr-Isotopenverhältnis zu hoch ist (87Sr/86Sr = 0.708034), und
sprach daher der Rolle der Krustenassimiliation eine große Bedeutung zu.
Mehrere Autoren interessierten sich auch für die Smrekovec-Vulkanite: Isailovid & Milidevid [1964],
Faninger [1966], Hinterlechner-Ravnik & Pleničar [1967], Kovič & Krošl-Kuščer [1986], Kovič [1988],
Altherr et al. [1995] and Kralj [1996]. Von den Smrekovec-Vulkaniten gibt es in der Literatur keine
radiometrischen Daten. Das oligozäne-miozäne Alter wurde wegen der stratigraphischen Position
angenommen, einige Autoren halten die vulkanischen Produkte für mittleres Oligozän
[Hinterlechner-Ravnik & Pleničar, 1967 cum lit., Kralj, 1996], die anderen nehmen ein frühes MiozänAlter an [Altherr et al cum lit.]. Horizontale Seitenverschiebungen verschoben die SmrekovecVulkanite nördlich der Save-Störung um zumindest 25 km nach Südosten [Hinterlechner-Ravnik &
Pleničar, 1967].
Nach Altherr et al. [1995] entstanden basaltische Schmelzen mit variablem Chemismus durch
teilweises Schmelzen der Asthenosphäre und/oder des lithosphärischen Mantels als Antwort auf die
post-kollisionale Dekompression. Nach den Autoren änderte sich die Zusammensetzung des Magmas
während des Aufstiegs durch Interaktion mit kontinentalem Krustenmaterial. Die chemische Signatur
der basaltischen bis dazitischen Vulkanite kann durch Fraktionierung von Plagioklas, Klinopyroxen,
Olivin und Titanomagnetit während des AFC-Prozesses erklärt werden. Kralj [1996] nimmt an, dass
die Variationen des ursprünglich basaltischen Magmas zu andesitischen und schließlich
rhyodazitischen Magmen sehr wahrscheinlich auf die Fraktionierung bei der Kristallistion unter
geringem Druck zurückzuführen sind. Die Autoren haben den Smrekovec-Magmatismus nicht mit
dem Tonalit verglichen, mit einigen wenigen Ausnahmen, die sich nicht mit den Andesiten
beschäftigten. Exner [1976] war der erste der annahm, dass diese beiden magmatischen Ereignisse
(entsprechend ihrer zeitlichen Einstufung und ihrer Position) mit der PN zusammenhängen und
verwandt sein könnten. Drovenik ([1980] meinte ebenfalls, dass diese beiden magmatischen
Ereignisse miteinander verwandt sein könnten.
Aktualisierte Klassifikation, Petrographie und Mineralchemie
Nach der TAS-Klassifikation [Bellieni, 1995] lassen sich die Vulkanite von basaltischen Andesiten bis
Daziten einordnen. Die repräsentativen mafischen Einschlüsse im Tonalit sind Monzodiorit.
Intrusionsgesteine sind meist Tonalit und nur zwei sind Granodiorit. In der Winchester-FloydKlassifikation ([1977] liegen die Vulkanite im Feld der Andesite und Rhyodazite-Dazite. Im De La
Roche et al,. [1977] Klassifikationsdiagramm können die Vulkanite in andesitische Basalte, Andesit
und Dazit klassifiziert werden, wobei letztere vorherrschen. Die repräsentativen mafischen
Einschlüsse des Tonalits liegen zwischen den Felder Gabbro – Diorit und Olivin-Gabbro. Die
Intrusionsgesteine sind meist Tonalit mit nur einem Diorit. Die intrusiven und effusiven Gesteine
liegen im selben Diagrammfeld. Sowohl die intrusiven als auch die effusiven Gesteine sind
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Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
vorwiegend meta-aluminös mit einigen leicht per-aluminösen Tonalitproben [Maniar & Piccoli,
1989]. Die Vulkanite weisen eine höhere Häufigkeit von NaO > K2O auf [Chapell & White, 1974], was
nach Barbarin [1990] typisch für hybride Gesteine ist. Im Batchelor & Bowden [1985]-Diagramm
werden die Proben sowohl in die tholeitische als auch in die kalkalkalische und trondheimitische
Gruppe klassifiziert. Nach Irvine & Baragar [1971] war das Magma subalkalisch – kalkalkalisch. Die
Pyroxen in den Vulkaniten liegen oberhalb der Skaergaard-Linie und zwei Proben weisen sowohl
Ortho- als auch Klinopyroxen auf, was den kalkalkalischen und tholeitischen Trends entspricht.
Basaltischer Andesit, Andesit und Dazit
Die Textur ist porphyrisch (mit krypto- und mikrokristalliner Matrix) und fluidal (Trlično Dazit).
Plagioklase sind immer die dominanten Einsprenglinge. Sie unterscheiden sich in der Zonierung, den
Einschlüssen und der Änderung. In den meisten Proben gibt es sowohl Ortho- als auch Klinopyroxen,
die Ausnahme bildet der basaltische Andesit, in dem es keinen Orthopyroxen gibt und in dem der
Klinopyroxen als Diopsid ausgebildet ist. Sonst liegt der Klinopyroxen als Augit und der Orthopyroxen
als Enstatit vor. Im westlichen Teil des Gebietes dominiert der Klinopyroxen über den Orthopyroxen,
im östlichen Teil verhält es sich umgekehrt: Die Klinopyroxene sind sehr selten. Die akzessorischen
Minerale sind Apatit, Biotit, Zirkon, opake Minerale, Ilmenit und leicht zonierte Titanomagnetite (5855% Magnetit). Die Proben aus dem westlichen Anteil des Gebietes sind hydrothermal verändert
(Zeolithisierung, Prehnitisierung, Chloritisierung und Kalzitifizierung). Im zentralen Teil wurden
Xenolithe (An79-69), Enstatit (29.7% Ferrosilit) und Titanomagnetit (mit max. 47.8% Ulvöspinell)
entdeckt. In der Matrix kommen K-Feldspat und Quarz vor, wurden jedoch nicht untersucht.
Mafische Einschlüsse im Tonalit - Monzodiorit
Im Verglich zum Tonalit-Muttergestein sind die Minerale feinkörniger. Einige größere Amphibole und
Plagioklase geben dem Gestein manchmal ein porphyrisches Aussehen. Die restlichen Plagioklase
und Hornblenden sind kleiner und die häufigsten Minerale des Gesteins. Das Gestein besteht aus
Plagioklas (An54-32), Mg-Hornblende, Biotit (Annit 45%) und selten Quarz. Akzessorische Minerale
sind Apatit, Zirkon, Titanit und opake Minerale (Magnetit). Sekundärminerale sind Seizit und Chlorit.
Tonalit und seltene (zwei) Proben von Granodiorit
Das Gestein variiert in der Zusammensetzung und Struktur. Mittel- bis grobkörnige Gesteine haben
eine körnige Struktur. Einige größere Amphibole geben dem Gestein manchmal ein porphyrisches
Aussehen. Die Schieferung im Tonalit wird durch Biotit und Quarzkörner bekräftigt, manchmal auch
durch Amphibole. Die Proben im Nahebereich zur PN zeigen eine Mylonitisierung. Plagioklas (An6036) ist die häufigste Komponente, der Rest ist Quarz und Biotit (braun – rotbraun, Annit38-48%) mit
mehr oder weniger Amphibolen (Mg-Hornblende, selten Actinolith-Hornblende) und Orthoklas. Die
akzessorischen Minerale sind früher Apatit und Zirkon, später Allanit und Titanit, und opake Minerale
(Magnetit und Pyrit). Sekundärminerale sind Chlorit, Epidot, Serizit und Kaolinit. Gefunden wurden
auch Xenokristalle von Almandin-Granat sowie Xenolith mit granoblastischen hellgrünen
Amphibolen, opake Minerale und Apatit. Der Xenolith wird von Biotit umrahmt
Mafische Gänge im Tonalit
Mafische Gänge (20 cm breit) wurden in zerdrücktem und verwittertem Tonalit am südlichen Rand
des Tonalitkörpers in der Nähe von Pudgarsko gefunden. Der Kontakt zum tonalitischen
Muttergestein ist scharf begrenzt. Einige größere Amphibole und Plagioklase geben dem Gestein ein
porphyrisches Aussehen. Der Rest der Plagioklase und Amphibole ist kleiner und vorherrschend.
Etwas chloritisierter Biotit und Quarz konnte gefunden werden. Akzessorische Mineralphasen sind
Apatit, Titanit, opake Minerale, Zirkon und Orthoklas. Sekundärminerale sind Epidot und Chlorit.
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Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Klassifikation der Gesteine des Tonalitzugs nach modifizierter TAS [Bellieni et al., 1995]
Klassifikation der Gesteine des Tonalitzugs nach de la Roche [1980].
Saure Gänge im Tonalit
Saure Gänge (10 cm breit) treten im östlichen (Zavodnje) und zentralen Teil des Tonalitkörpers auf.
Der Kontakt zum Muttergestein ist scharf abgegrenzt. Frühere Forscher verwendeten den Ausdruck
Aplit für diese sauren Gänge (mit tonalitischer bis granodioritischer Zusammensetzung).
Eine leichte Schieferung wird duch mafische Minerale (Biotit, Chlorit) markiert. Die häufigsten
Minerale sind Plagioklase und Quarz, untergeordnet Chlorit (vom Biotit) und Orthoklas.
Akzessorische Minerale sind Apatit, Zirkon, Titanit, sekundärer Kalzit, Epidot und opake Minerale.
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Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Geochemische Zusammensetzung
In den Variationsdiagrammen der Hauptelemente vs. Differentiationsindex [Thorton & Tuttle, 1960]
zeigen die Andesit- und Tonalitproben ähnliche Werte der meisten Hauptelemente. Die
Andesitproben unterscheiden sich durch weniger Al2O3 und K2O und mehr Na2O. Die Gesteine des
Karawanken-Tonalitzugs lassen klare positive Trends für SiO2 und klare negative Trends für MgO und
CaO erkennen. Sonst zeigen sie Dispersion. Aber es sind noch einige Trends erkennbar. Die mafischen
Einschlüsse zeigen im Vergleich mit dem Muttergestein geringeren SiO2-Gehalt und mehr TiO2, Al2O3,
FeOtot, MnO, MgO, CaO und einen recht hohen K2O-Gehalt. Die mafischen Gänge haben eine
ähnliche Zusammensetzung der Hauptionen wie die mafischen Einschlüsse im Tonalit. Die sauren
Gänge zeigen die höchsten SiO2 und Na2O Werte, die anderen Oxide sind meist nur minimal
vertreten.
Das Variationsdiagramm der Spurenelemente zeigt im Tonalit und Andesit ähnliche Werte für die
meisten Spurenelemente. Der Andesit unterscheidet sich durch mehr Sc und Y und einen geringeren
durchschnittlichen Ba-Gehalt. Auch die Spurenelemente zeigen eine größere Streuung für die
meisten Spurenelemente. Nur für V und Co (die Co Werte sind in Andesiten etwas höher) können
klare negative Trends sowohl in Tonaliten als auch Andesiten gesehen werden, beim Sc-Gehalt trifft
dies nur für Tonalit zu. Einige andere Trends konnten auch beobachtet werden, aber mit einer
großen Streuung.
Die Andesitproben zeigen eine schöne positive Korrelation mit Hf, Ta, U, W, Rb, Y, Zr, Nb, Nd, Th, Ga
und eine negative Korrelation mit V, Co, und Zn. Bei den Tonalitproben kann eine positive Korrelation
mit Y, Ta, U, W, Rb, Pb und eine negative Korrelation mit Zn beobachtet werden. Die mafischen
Einschlüsse im Tonalit zeigen im Vergleich zum Tonalit die geringsten Gehalte bestimmter
Spurenelemente (Cr, Hf, Ta, U, W, Ba, Zr, Th, Pb) oder die höchsten Gehalte der anderen (V, Sc, Co, Y,
Zn). Ähnlich zum Tonalit sind in den mafischen Einschlüssen die Gehalte von Cs, Mo, Rb, Sr, Nb, Nd
und Ga.
Die mafischen Gänge im Tonalit zeigen im Vergleich zu den mafischen Einschlüssen bei den meisten
Spurenelementen ähnliche Werte. Sie unterscheiden sich durch einen höheren Ba-Gehalt (der Wert
unterscheidet sich bei allen anderen Proben) und geringeren Gehalt an Y (vergleichbare Werte wie
beim Tonalit). Der Gehalt an Y innerhalb der mafischen Gänge ist ähnlich wie im Tonalit.
Chondrit-normierte REE-Muster repräsentativer Tonalitproben und Andesitproben sind ähnlich. Sie
unterscheiden sich durch höhere HREE-Werte in Andesiten und eine stärkere Eu-Anomalie in den
Andesiten. Die Eu-Anomalie wird in Andesitproben mit höherem Differentiationsindex, die mit REE
positiv korrelieren, höher. Einige Tonalitproben haben unterschiedliche REE-Muster, was vom
kleineren Anteil der HREE und dem höheren LREE-Anteil abhängt.
Die Mineralogie der Proben unterscheidet sich bezüglich der femischen und akzessorischen Minerale.
Sie führen nur Biotit und akzessorischen Granat, oder der Amphibol ist actinolithische Hornblende.
Sie stammen vom südlichen Rand des Plutons.
Die mafischen Einschlüsse zeigen ein REE-Muster, das für natürliche basische Gesteine nicht normal
ist. Etwas Ähnliches wird bei Bellieni et al. [1996] beschrieben.
Die mafischen Gänge sind bezüglich der LREE angereichert. Die sauren Gänge weisen einen
geringeren LREE-Gehalt auf, nur Eu zeigt eine klare positive Anomalie, was für das
Ansammlungsmuster entsprechend der Plagioklas Anreicherung typisch ist [Hanson, 1980].
Das ursprüngliche 87Sr/86Sr-Verhältnis von Tonalitproben (korrigiert für 28.5 Ma, nach der Datierung
von Scharbert, 1975) variiert zwischen 0.707385 und 0.710066. Das ursprüngliche SrIsotopenverhältnis der Andesitproben (korrigiert für 28.5 Ma) beträgt 0.706674 und ist damit
geringer als die Tonalit-Sr-Isotopenverhältnisse.
67
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Genese der Andesitbildung
Die petrographischen Beobachtungen weisen auf eine unterschiedliche Magma-Zufuhr aus derselben
Magmakammer hin. Die Magma-Temperatur der Smrekovec-Vulkanite wurde mit zwei PyroxenGeothermometern nach Lindsley [1983] abgeschätzt, wobei die Mikrosonden-Analysedaten zweier
Pyroxene derselben Probe (Messung Hpxr2 und HPxrl) verwendet wurden. Die
Equilibriumtemperatur der Pyroxen-Kristallisation wurde bei geringem Druck mit nahe bei 700°C
angeschätzt.
Genese der Tonalitbildung
Wenn die Kristallfraktionierung der dominierende Prozess bei der Evolution des Magmas ist, sollten
die Variationsdiagramme der Haupt- und Spurenelemente einen deutlichen Trend mit dem D.I.
(Differentiationsindex) zeigen. Die Variationsdiagramme der Hauptelemente könnten daher durch
die Kristallfraktionierung erklärt werden. Die Variationsdiagramme der Spurenelemente zeigen meist
eine Streuung der Werte, einige Trends konnten aber trotzdem erkannt werden. Da die erkannten
Trends bei Tonalitproben noch weniger klar sind, als bei den Andesitproben, kann man sagen, dass
die Kristallfraktionierung nicht der wesentliche Prozess bei der Magmenentstehung war.
Die Tonalite weisen viele mafische Einschlüsse auf. Diese sind nach Didier und Barbarin [1991] in
mehreren orogenen Plutonkörpern häufig anzutreffen und es wird generell angenommen, dass sie
Klumpen von mafischen Flüssigkeiten waren, die in ein sich entwickelndes felsisches – intermediäres
Magma eindrangen. Die chemische Zusammensetzung dieser mafischen Magmenklumpen dürfte
stark verändert worden sein, so dass die ursprüngliche Charakteristik nicht erhalten geblieben ist
[Bloundy & Sparks, 1992, Bellieni et al., 1996].
Die beobachteten mineralchemischen (Plagioklase) und geochemischen Daten zeigen einen hohen Kund Rb-Gehalt und ein REE-Muster (mit abgreicherten LREE und negativer Eu-Anomalie), was auf ein
offenes System und und eine Interaktion mit einem felsischen Körper hinweist. Die bevorzugte
Diffusion von K und Rb in die Einschlüsse ermöglicht die Bildung von Biotit [Bellieni et al., 1996, cum
lit.]. Das Auftreten von Almandin-Granat im Tonalit wird als xenolithisch angenommen. In
magmatischen Gesteinen kann der Granat entweder als ein Spätphasen-Mineral (gefunden in
granitischen Apliten und Pegmatiten, meist Almandinspessartit), in einer frühen Mineralphase oder
als zufälliger Xenokristall auftreten. Entsprechend den chemischen Analysen und dem Vergleich mit
Granaten des Rieserferner Plutons [Bassani, Fiorett, Bellieni, 1997] ist der Granat xenolithisch. Nach
Deer et al. [1992] kann der Granat, der durch Hitzemetamorphose pelitischer Gesteine entstanden
ist, beträchtliche Mengen von Spessartin oder Pyrop-Anteilen aufweisen. Das Vorhandensein von
xenolithischen Granaten und Xenolithen deutet auf die Assimilation von Kruste hin, was auch durch
die höheren Sr-Isotopenverhältnisse gestützt wird.
Die Mikrosondendaten von Amphibolen im Tonalit und in mafischen Einschlüssen wurden für die
Berechnung des Drucks nach Hammarstrom & Zen [1986], Hollister et al. [1987], Johnson &
Rutherford [1989] und Schmidt [1992] herangezogen. Der berechnete Druck schwankt nach Schmidt
[1992] zwischen 3.5 – 5.0 kbar. Für die mafischen Einschlüsse ergeben sich nach demselben Autor
ähnliche Werte zwischen 4.6 – 5.3 kbar. Die Temperatur des Karawanken-Tonalit-Magmas wurde
entsprechend dem Hornblende – Plagioklas-Thermometer nach Holland in Blundy [1994] mit dem
Hb-Plag-Programm berechnet. Bei Berücksichtigung des berechneten Drucks [nach Schmidt, 1992]
für den Tonalit in der Größenordnung von 3.5 – 5 kbar gibt uns das Edenit-Tremolit-Thermometer
(TA) einen Temperaturbereich von 762-795 ± 40°C, das Edenit-Richerit-Thermometer (TB) einen
Temperaturbereich von 746-759 ± 40°C.
Der oligozäne Magmatismus, welcher entlang der PN beobachtbar ist, hängt mit dem
Subduktionsprozess der Afrikanischen Platte unter die Europäische und den dabei entstandenen
Dehnungsstörungen zusammen. Das Magma wurde während der Kompression gebildet. In Slowenien
68
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
ist der oligozäne Magmatismus durch den Karawanken-Tonalitzug (auch in Kärnten auftretend), die
Vulkanite der Smrekovec-Berge und durch die magmatischen Gesteine von Pohorje repräsentiert.
In vorliegender Arbeit wird vor allem die Verwandtschaft des Karawanken-Tonalitzugs mit den
Smrekovec-Vulkaniten untersucht. Die Kristallfraktionierungsprozesse allein können nicht die
Entwicklung des andesitischen Magmas erklären, obwohl es einer der Prozesse ist. Das andesitische
Magma kristallisierte bei geringem Druck und einer Gleichgewichtstemperatur von 700°C nach dem
Pyroxen-Thermometer. Auch beim Tonalit war die Kristallfraktionierung nicht der Hauptprozess bei
der Entwicklung des Magmas, es entstand höchstwahrscheinlich durch komplexe Prozesse. Die
höheren Sr-Isotopen-Daten und die Xenolithe weisen auf die Assimiliation von Krustenmaterial hin.
Die Schieferung ist auf die Kristallisierung unter Druck zurückzuführen. Das Tonalit-Magma
kristallisierte bei einem Druck von 3.5 – 5 kbar bei einer Temperatur von 762 - 795 ± 40°C (EdenitTremolit-Thermometer), bzw. 746 - 759 ± 40°C (Edenit-Richerit-Thermometer). Nach der
Kristallisation des Tonalits kam es zu Kluftfüllungen von seltenen sauren und mafischen Gängen. Die
gelängten mafischen Einschlüsse sind sehr wahrscheinlich Klumpen mafischer Flüssigkeiten, die in
das sich entwickelnde Tonalitmagma eindrangen. Die mafischen Flüssigkeiten traten in
Wechselwirkung mit dem sauren Ausgangsmagma.
Stammen der Karawanken-Tonalit und der Andesit von demselben Magma ab?
Nach Pitcher [1997] hängen die Granitintrusionen oft mit Hebung und Erosion zusammen. Daher
neigen die Scheitelanteile des Plutons dazu entfernt zu werden, so dass die oberen Anteile oft nicht
erhalten bleiben. Obwohl es nicht viele erhaltene Beispiele gibt, gibt es eine direkte (ein Pluton
liefert vulkanische Produkte) und indirekte Verbindung (Plutonismus und Vulkanismus hängen
generell in Zeit und Raum zusammen). Obwohl die Beweise die grundlegende Kontinuität von
Plutonismus und Vulkanismus unterstützen, gibt es einige Unterschiede, denn nach der Eruption
entwickelt sich das Restmagma gekoppelt mit Reaktionen unter der Erstarrungstemperatur, was
vermutlich die letzendlichen Unterschiede zwischen den sonst eng verwandten Intrusions- und
Extrusionsgesteinen bewirkt. Exner [1976] und Drovenik [1980] nahmen an, dass der KarawankenTonalit und die Smrekovec-Vulkanite auf Grund ihrer Position und ihres Alters verwandt sein
könnten. Aus chemischer Sicht spricht vieles dafür, dass wegen der ähnlichen Werte der Haupt- und
Spurenelemente der Karawanken-Tonalit und die Smrekovec-Vulkanite vom selben Ausgangsmaterial
abstammen.
Verschiedene Verhältnisse zwischen den Spurenelementen (Variationsdiagramme ausgewählter
Spurenelemente mit Rb) könnten bedeuten, dass der Karawanken-Tonalit und die SmrekovecVulkanite nicht demselben Magma entstammen. Das kleinere Sr-Isotopen Verhältnis im Andesit
verglichen mit dem höheren Sr-Isotopen-Verhältnis im Tonalit stimmt mit der Hypothese überein,
dass der Karawanken-Tonalit und der Andesit nicht vom selben Magma abstammen, auch wenn die
höhere Sr-Isotopenzusammensetzung im Tonalit auf einen stärkeren Kontaminationsprozess
(Krustenassimilation) zurückgeführt werden könnte. Die Sr-Isotopen-Verhältnisse variieren im Tonalit
von 0,707385 bis 0.710066, was nicht ungewöhnlich ist. Del Moro et al. [1983] beschreiben sehr
variable Sr-Isotopen Verhältnisse aus dem Adamello Granitoid.
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Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 19: Verbreitung der Oligozänablagerungen und des Karawanken-Tonalitzugs
2.5.5 Nordkarawanken – Drauzug – Gurktal-Deckensystem
Die metamorphen Gesteine des Drauzug – Gurktal-Deckensystems treten im Nordostteil des
Geoparkgebietes im Raum Bleiburg, Ravne und Dravograd im Norden der Karawanken, aber auch
entlang der PN innerhalb der Karawanken auf.
Diabaszug von Eisenkappel (Ordovicium)
Dieser Gesteinszug mit Diabasgängen und Pillow Laven innerhalb feinklastischer Sedimente ist ein
über 10 km langer Streifen entlang des Nordrandes der PN. Nach MIOČ werden diese Gesteine in
Slowenien in drei lithostratigraphische Einheiten unterteilt. Dunkler Phyllit wird von grünlichen und
violetten Schiefern und Diabasen überlagert. Der dunkle Phyllit besteht aus Serizittonschiefer und
mikrokristallinem Quarz mit Einschlüssen von sauren Tuffen und Tuffiten. Die grünen und violetten
Phyllite haben eine mikrokristalline Struktur. Das Material entstammt feinkörnigen basischen Tuffen
und Tuffiten. Im Kontakt zum Granit wurden sie zu Cordieritknotenschiefern umgewandelt. Diabase
treten im oberen Teil der Schichtfolge mit einer Mächtigkeit von mehreren Zehnermetern auf. Auch
Pillow-Laven – ihre detaillierte Beschreibung liegt aus dem österreichischen Anteil vor – treten im
oberen Anteil der Schichtfolge auf. Die besten Aufschlüsse finden sich in der Ebriachklamm. Die
Pillow-Laven sind polsterförmig im Meterbereich und bestehen aus grünen vulkanischen Ergüssen. In
der Erläuterung zur Geologischen Basiskarte von Slowenien (Blatt Ravne) werden diese Gesteine als
Äquivalent zur Magdalensbergserie Kärntens betrachtet. In letzterer fand Riehl-Herwisch Fossilien,
die ein ordovizisches bis devonische Alter anzeigen. In der Erläuterung zur Geologischen Gebietskarte
der Karawanken [Bauer et al., 1983] wird der östliche Anteil dieses Gesteinskomplexes als eigene
tektonische Einheit betrachtet.
70
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 20: Verbreitung des Drauzug- Gurktal-Deckensystems im Geoparkgebiet; PAL = Periadriatische
Naht
2.5.6 Mesozoische Bedeckung des Nordkarawanken – Drauzug – GurktalDeckensystems
Die mesozoische Bedeckung des Nordkarawanken – Drauzug – Gurktal-Deckensystems tritt nur
nördlich der PN auf und baut den Großteil der Nordkarawanken auf. Die Schichtfolge beginnt mit
terrestrischen Ablagerungen des Oberperm und der Untertrias, die marine Transgression beginnt in
der Untertrias.
Permoskythsandstein (Oberes Perm – Untere Trias)
Es gibt nur wenige, tektonisch reduzierte Vorkommen von rot gefärbten Sandsteinen des Oberperm
– Skyth, vor allem an der Basis der Nordkarawanken im Süden. Quarzgerölle und Sand sind die
Hauptkomponenten dieses Gesteins. An manchen Stellen kann man Einlagerungen von Ton- und
Siltlagen, aber auch Quarzporphyr-, Lydit- und Kristallingerölle finden. Die Fazies ist vergleichbar den
Grödener Schichten in den Südkarawanken.
Werfener Schichten (Skyth)
Vom Permoskythsandstein entwickeln sich die skythischen Werfener Schichten ohne Unterbrechung.
Sie bestehen aus roten, graugrünen und violetten Silt- und Sandsteinen, die von Kalken und
Dolomiten überlagert werden. Sie sind tektonisch reduziert und nur an wenigen Stellen mit geringer
Mächtigkeit aufgeschlossen.
71
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 21: Verbreitung der mesozoischen Bedeckung des Drauzug – Gurktal-Deckensystems im
Geoparkgebiet. PAL = Periadriatische Naht
Kalk, Dolomit, Mergel, dickgebankter Kalk (Anis)
Zwischen den Werfener Schichten und der Untergrenze des Wettersteinkalks treten mehrere
verschiedene lithologische Einheiten von Kalken, Dolomiten und Mergeln auf. Die Mächtigkeit der
gesamten Abfolge erreicht 480 m. Flachwassersedimente sind typisch für die Kalk- und
Dolomitformationen, sie wurden im Gezeitenbereich und teilweise im evaporitischen Milieu von
geschlossenen Lagunen abgelagert. Auch Beckensedimente treten in Form von dunkelgrauen bis
braungrauen bituminösen Kalken und Dolomiten auf. Vulkanische Ablagerungen in Form von Tuffen
gibt es nur in den hangendsten Anteilen der Schichtfolge. Der mittlere dolomitische Teil der
Schichtfolge beinhaltet in Topla drei Erzkörper (alter, östlicher und westlicher Erzkörper) mit einem
Zink-Blei-Verhältnis von 5:1. Es handelt sich dabei um eine frühdiagenetische Mineralisierung, die
zeitgleich mit der im Süden beginnenden Grabenbildung der Slowenischen Karbonatplattform
erfolgte. Nördlich des Javorski-Baches wurden etwa 100 Schichten mit schichtgebundenen
Dolomitkonglomeraten gefunden, die eine zeitgleiche tektonische Aktivität auf den
Karbonatplattformen belegen. Erzlösungen traten in die Paläokarstsenken auf den
Karbonatplattformen ein, der Zerfall von organischem Cyanobakterienmaterial lieferte die
notwendige reduzierende Umgebung für die Bildung und das Wachstum von Sulfidmineralen. Die
Erzmenge ist mit 250.000 t (verglichen mit der jüngeren Mežica Pb-Zn Mineralisation) sehr klein.
Wettersteinkalk und –dolomit (Ladin)
Das ist der Hauptgesteinsbildner in den Nordkarawanken, die Gipfel von Petzen/Peca, Oistra,
Hochobir und Ursulaberg/Uršlja gora werden daraus aufgebaut. Man unterscheidet drei Faziestypen,
die unterschiedliche morphologische Ausprägungen aufweisen. Die gut gebankten Lagunenkalke mit
Lofer-Zyklen bauen die Gipfel von Hochobir und Petzen auf, die südlichen Abhänge dieser Berge
werden aus massivem Riffkalk und Dolomit aufgebaut. Die Rifforganismen sind Schwämme
(Tubiphytes obscurus) und Korallen.
72
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Blei- und Zinkerze treten in den hangendsten Anteilen des Wettersteinkalks innerhalb von sub- bis
supratidalen Sedimenten auf. Wie in einem eigenen Kapitel noch erläutert wird, ist durch die
Kalkgänge-Stratigraphie und Kathodenluminiszenz-Mikroskopie nachgewiesen, dass die
Mineralisierung zeitgleich zum Rifting im Pliensbachium und der Öffnung des Penninisch/Alpinen
Tehtysozeans im Norden des mineralisierten Gebietes erfolgte.
Carditaschichten (Karn)
Die Flachwasserablagerungen der Carditaschichten der Nordkarawanken unterscheiden sich von den
südalpinen Raibler-Schichten, die in einem tieferen Ablagerungsbreich abgelagert wurden. Die
Carditaschichten weisen eine zyklische Sequenz von drei ungefähr 20 m mächtigen klastischen
Schiefern und drei kalkigen, etwa 60 – 80 m mächtigen Karbonathorizonten auf. Sie sind örtlich sehr
fossilreich.
Die Sequenz beginnt mit einer pyritisierten Onkolithlage und dem sandig-tonigen ersten
Schieferhorizont. Es folgen Kalke und Dolomite mit einer charakteristischen Lage mit fossilen
megalodontiden Muscheln. Der zweite Schieferhorizont weist mehr Karbonatanteil auf als der erste.
Im Liegenden und Hangenden dieses Schieferhorizontes treten gut gebankte oolothische Kalke auf,
die reich an Muscheln, Crinoiden, Brachiopoden (und Ammoniten) sind. Mergelige und dolomitische
Kalke überlagern diese Sequenz und gehören zum zweiten kalkigen Horizont. Der dritte Schiefer ist
ebenfalls karbonatreich und wird vom dritten Kalkhorizont überlagert.
Hauptdolomit (Nor, Rhät)
Der norische Hauptdolomit ist etwa 600 – 700 m mächtig und kann in drei Abschnitte gegliedert
werden. Der untere Abschnitt besteht aus bituminösen, braun gefärbten Dolomiten einer
supratidalen Fazies. Der mittlere Teil verliert den Bitumengehalt und die Dolomite haben eine graue
Farbe. Sie wurden in einem subtidalen, intratidalen und supratidalen Ablagerungsraum gebildet. Das
sind die Hauptgesteine innerhalb des Hauptdolomits. Im obersten Abschnitt sind gut gebankte Kalke
eingeschaltet. Diese gebankten Kalke weisen eine rhythmische Wechsellagerung von dunklen
bituminösen und Hornstein führenden Kalken mit dünnen Schieferlagen auf. Der Hauptdolomit wird
von den rhätischen Kössener-Schichten überlagert. Auf Grund der starken Tektonik und Verfaltung
des oberen Anteils des Hauptdolomits und der Kössener-Schichten, können die Kössener-Schichten
vom Hauptdolomit in der vorliegenden geologischen Karte nicht getrennt werden.
Dick gebankter Kalk, Radiolarit, Aptychenschichten, Hornstein führende Kalke (Lias –
Unterkreide)
Juragesteine treten in den Nordkarawanken nur am Nordfuß auf und sind von triassischen Gesteinen
überschoben. Die jurassische Schichtfolge beginnt mit grau bis gelb gefärbten Kalken mit einem
rhätischen bis unterliassischen Alter. Es folgen gelbliche bis rosa gefärbte Crinoidenkalke des Lias,
Hierlatzkalk genannt. Draüber folgen rote Kalke aus tiefen Ablagerungsbereichen aus Lias und
Dogger. Fossilreiche rot gefärbte Aptychenkalke repräsentieren den Oberjura (Malm). Sie werden
von grauen, Aptychen und Hornstein führenden Kalken überlagert, die in die Unterkreide gehören.
Faziesunterschiede in der Mesozoikumsentwicklung der Nord- und Südkarawanken
Die postvariszische Entwicklung zwischen Nord- und Südkarawanken unterscheidet sich grundlegend.
Während in den Südkarawanken die marine Transgression bereits im Oberen Perm
(Bellerophondolomit) beginnt, kommt es in den Nordkarawanken im Oberperm und in der Untertrias
zu einer kontinentalen Ablagerung über metamorphen Gesteinen.
Die marine Transgression begann in den Nordkarawanken in der Untertrias mit den Werfener
Schichten, die die untertriassischen Permoskythsandsteine überlagern. In der Mitteltrias kommt es in
beiden Ablagerungsräumen zu einer Faziesdifferenzierung in flache und tiefe Bereiche. In den
73
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Südkarawanken tritt Vulkanismus mit Laven auf, in den Nordkarawanken ist der Vulkanismus nicht
entwickelt. Karbonatplattformen bildeten sich im Ladin und Nor in beiden Ablagerungsräumen.
Lithologische Säulenprofile: Südkarawanken – links; Nordkarawanken - rechts
74
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Gebankte graugrüne und rötliche Kalke (Jura)
Am Nordfuß der Petzen, nordöstlich von Mežica und am Nordhang des Ursulaberges/Uršlja gora
bilden jurassische Gesteine einen durchgehenden Streifen. Die Gesteinsabfolge ist etwa 200 m
mächtig und gehört zum tektonischen Fragment zwischen den obertriassischen Kalken, welche die
Nordkarawanken-Decke bilden. Die Juragesteine wurden von Ramovš & Rebek [1970] beschrieben,
die Fossilien mit einem Liasalter bestimmten. Auf rhätischen Gesteinen wurden diskordant intraformationelle Kalkbrekzien abgelagert, die von plattigen, mergeligen, mikritischen Kalken überlagert
werden. Sie gehen vertikal und lateral in grünlichgraue, plattige, mikritische Kalke über.
Einlagerungen solcher Gesteinsvarietäten finden sich gegen das Hangende, wo von der Mitte bis zum
oberen Teil der Abfolge auch Hornsteinknollen in den Kalken auftreten. Die jurassischen Gesteine
sind lithologisch relativ eintönig. Die gesamte Abfolge der Juragesteine kann in keinem Profil
gefunden werden, da einige lithologische Members tektonisch an Überschiebungsflächen reduziert
sind. Mioč & Šribar [1975] entdeckten Mikrofossilien, die typisch für Unter- und Mittellias sind. Die
wichtigsten sind Neoangulodiscus leischneri, Involutina liassica, Trocholina turris etc.
In dem Abschnitt, in dem die grauen und graugrünen Kalke gegenüber den rötlichen vorherrschen,
fand man die Foraminifere Globigerina helveto jurassica, die auf ein gesichertes mittleres
Doggeralter (Bajoc) dieser Kalke hinweist. In den oberen Anteilen der Juraschichten wurden viele
Calpionelliden gefunden (Calpionella alpina, Calpionella elliptica, Tintinnopsella carpathica etc.). Die
Zonen mit den Calpionelliden haben ein Alter von oberem Tithon bis mittlerem Berrias (Unterkreide).
Die Mächtigkeit dieser Schichten beträgt etwa 150 – 200 m.
2.5.7 Tertiär
Während des Tertiärs wurden magmatische Plutonite - Tonalite eingebaut. Mehr oder weniger
zeitgleich ergossen sich in den oligozänen pyroklastischen Gesteinen Andesite. Die Dazitgänge sind
jünger. Von den Tertiärsedimenten sind die eozänen Kalke die ältesten. Sie sind ein wichtiger
paläogeographischer und paläoklikmatischer Indikator, obwohl sie nur in kleinen Vorkommen
aufgeschlossen sind.
Auf die verkarstete triassische Karbonatplattform wurden zuerst Okonina-Brekzie und Konglomerat
teilweise ins marine Milieu abgelagert. Danach folgte die Ablagerung der vollmarinen GornjegradSchichten. Mergel, mergelige Kalke und Kalke mit einer reichen mittel-oligozänen Fauna wurden von
turbiditischen, flyschartigen Sedimenten mit einem großen Anteil von aus den Smrekovec-Schichten
stammenden, resedimentierten pyroklastischen Sediment überdeckt. Im unteren Teil dieser
Schichtfolge gibt es tuffitischen Tonstein mit Einschaltungen von andesitischem Tuff, gefolgt von
Tuffen und Tuffiten, aber auch vulkanischen Brekzien. In der Nähe der Smrekovec-Störung finden sich
auch andesitische Lavaströme.
Die miozänen Sedimente bilden große Gebiete nördlich der Karawanken zwischen Mežica und Hom
im Westen und zwischen Leše und Kotlje im Osten.
Eozän
Eozäner Nummuliten- und Alveolinenkalk
Eozängesteine sind in zwei tektonischen Fragmenten unter dem Nordhang des Ursulaberges im
Grenzbereich der Nordkarawanken-Decke mit den unterlagernden klastischen Miozänablagerungen
aufgeschlossen.
Die sparitischen, intrasparitischen und ruditischen Kalke sind hellgrau und beinhalten eine reiche
Mikrofauna und –flora. Es treten charakteristische Arten des unteren Eozäns auf [Drobne 1977]:
75
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Amphistegina sp., Miliolidae, zahlreiche Algen und Bryozoen. Die Ablagerung der Kalke erfolgte
offensichtlich in einem warmen, marinen Flachwassermilieu.
Oligozän
Oligozäne Sedimente finden sich südlich der Smrekovec-Störung und östlich des Savinjske AlpenHauptkammes. Sie wurden transgressiv auf triassischen Kalken abgelagert. Die Basisschichten der
Oligozänablagerungen werden von der Okonina-Brekzie und Konglomerat gebildet. Es folgen die
marinen Gornjegrad-Schichten und über all dem wurden die vulkanoklastischen SmrekovecSchichten abgelagert.
Es scheint, als ob zwischen den Gornjegrad- und den Smrejovec-Schichten einen Schichtlücke
besteht, da die Gornjegrad-Schichten nicht überall an der Basis der Smrekovec-Schichten angetroffen
werden. Viele Kontakte zwischen den Smrekovec-Schichten und den triassischen Karbonatgesteinen
haben einen deutlich tektonischen Charakter.
Okonina-Brekzie und Konglomerat
Auf das triassische Grundgebirge wurden in der Nähe von Okonina und auf der Konščica oligozäne
Brekzien und Konglomerate abgelagert. Sie bestehen aus triassischen Kalk- und
Dolomitkomponenten mit Ton- und Bauxitmatrix. Nordwestlich von Ljubno sind die
Kalkkomponenten der Brekzie zu einem kompakten Fels verkittet, so dass die Brekzie manchmal
schwer von den Triasgesteinen unterschieden werden kann. Je nach Zement variiert die Farbe der
Brekzie von hellgrau bis rötlich und gelblich. Das Alter der Brekzie konnte aufgrund der Position
innerhalb der lithostratigraphischen Abfolge und nach seltenen Nummuliten- und Austernfunden in
den älteren Karbonatklasten bestimmt werden. Die Mächtigkeit der Brekzie beträgt 100 – 150 m.
Mergel, mergeliger Kalk, fossilführender Kalk – Gornjegrad-Schichten
Diese Sedimente wurden auf verkarsteten triassischen Karbonatgesteinen oder auf der mehr oder
weniger vorhandenen Bedeckung mit Okonina-Brekzie und Konglomerat abgelagert. Es handelt sich
um graue, hellgraue, dünngebankte bis plattige, oft bituminöse Kalke bis mergelige Kalke und gelbe
bis gelbgraue Mergel sowie sandige Mergel mit Einschaltungen von mergeligem Kalk. Laterale
Übergänge auf kurze Distanz sind häufig. An wenigen Stellen wurde über dem triassischen
Grundgebirge ein grauer, dichter, bituminöser Kalk abgelagert. Das Überlagernde bilden die
Smrekovec-Schichten. Die meisten Schichtgrenzen haben einen tektonischen Charakter, was die
sedimentären Zusammenhänge für eine Interpretation schwierig macht. In den Mergeln des Gebietes
von Konščica und nordöstlich von Luče konnten charakteristische Foraminiferen gefunden werden:
Clavulinoides szaboi, Vaginulinopsis gladius, Vaginulinopsis pseudodecorata, Almaena osnabrugeneis,
Nummulites sp., Operculina sp. und Uvigerina sp. Die Mächtigkeit der Schichten beträgt etwa 200 m.
Smrekovec-Schichten
Im tieferen Anteil weisen die Tonsteine einige Einschaltungen von Tuffen auf, in weiterer Folge
treten andesitische Tuffe, Tuffite, vulkanische Brekzien und andesitische Ergussgesteine auf. Das
Erscheinungsbild der Abfolge entspricht einer turbiditischen Sedimentation mit einer
charakteristischen Gradierung. Einzelne Rhythmen der sedimentären Abfolge folgen in regelmäßigen
Abschnitten. Sie beginnen jeweils grobkörnig und enden pelitisch. Dies tritt besonders im oberen Teil
der Schichtfolge auf, wo jeder Rhythmus mit einer Brekzie beginnt und von allen möglichen
Varianten bis zu den feinkörnigen – pelitischen reicht. Der Sedimentationstyp zeigt, dass die
vulkanischen Eruptionen entlang der Smrekovec-Störung eine Menge Material lieferten, welches
über Rutschungen und/oder turbiditische Schlammlawinen den Abhang zur Tiefsee hinunterglitt. Die
andesitischen Laven ergossen sich nur in unmittelbarer Nähe der Smrekovec-Störung. Über die
Ablagerungen der Sedimentbecken hinaus wurden vulkanische Brekzien sedimentiert. Noch weiter
76
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
von der Smrekovec–Störung Richtung Süden und Südwesten kamen feinkörnigere pyroklastische
Sedimente zur Ablagerung. Vereinzelte andesitische Gänge und vulkanische Plutone können in der
Nähe der Smrekovec-Störung unterhalb des Smrekovec-Gebietes erwartet werden. Die
Gesamtmächtigkeit der Smrekovec-Ablagerungen beträgt 800 – 1000 m.
Tonstein mit Einschaltungen von andesitischen Tuffen
Diese Tonsteine treten nordöstlich von Ljubno in Form von wenige cm bis wenige dm dicken Bänken
auf. Meist beträgt die Bankung 30 cm. Die Tonsteine sind graugrün und im verwitterten Zustand
gelblich braun. Die braune Färbung kommt von der Pyritimprägnation als Ergebnis der anaeroben
Bedingungen im Becken während der Sedimentation der Smrekovec-Abfolge. Gleichzeitig führte das
Fehlen von Sauerstoff zum Mangel an Fossilien. Die feinkörnige, tonige Matrix weist einige
Fragmente von resedimentierten Tuffen auf.
Andesittuff, Tuffit, vulkanische Brekzie
Das sind die häufigsten Ablagerungen der Smrekovec-Schichten. Unter den rhythmischen Abfolgen
gibt es mehr tuffdominierte Ablagerungen als vulkanische Brekzien und Tuffite. Der Tuff kommt in
drei Varietäten vor. Der lithoklastische Tuff besteht aus Lavafragmenten, Bimsstein und Andesit. Die
zweite Varietät ist ein vitroklastischer Tuff, der aus Fragmenten vulkanischen Glases besteht. Die
dritte Varietät des klastischen Tuffs weist Fragmente von Hochtemperatur-Plagioklasen (Andesin)
auf, die häufig kaolinitisiert sind. Femische Minerale sind Biotit, Hornblende und Augit.
Bänke aus vulkanischen Brekzien mit einer Mächtigkeit von einem bis mehreren Metern sind ein Teil
der Smrekovec-Abfolge. Ihre Kompaktheit schwankt mit dem Unterschied des Zementationsgrades.
Der Tuffit ist meist braun-grau gebändert mit Körnern von Plagioklas, lithischen Fragmenten, Quarz
und Glaukonitfragmenten und einer mikrokristallinen Matrix, die häufig chloritisiert ist. Häufig sind
Körner aus vulkanischem Glas, Bimsstein, Quarz und Kalzit.
Andesit
Andesit Ergüsse – Lavaströme sind ein Teil der Smrekovec-Schichten-Abfolge nahe am ursprünglichen
Vulkanherd an der Smrekovec-Störung. Der Andesit ist olivgrau, grünlichgrau oder graugrün. Einge
Varietäten, die reich an Biotit und schwarzer Hornblende sind, sind fast schwarz. Die Gesteinsstruktur
ist porphyrisch mit Einsprenglingen von Plagioklas, Augit, Hypersthen, Hornblende und Biotit. Der
Plagioklas ist of kaolinitisiert und serizitisiert. Biotit und Hornblende können chloritisiert sein.
Miozän
Dazit
Dazitintrusionen kommen in der Nordkarawankendecke vor, sie drangen in dolomitische Kataklasite
der Obertrias ein. Im Kontaktbereich kann keine Kontaktmetamorphose beobachtet werden.
Aufgrund der sehr hohen Fragmentierung der Dolomite scheint es, dass die Kontaktbereiche nach
dem Eindringen tektonisiert wurden oder dass das Magma bereits relativ kalt war und keine
Veränderung verursachte. In den regionalmetamorphen Gesteinen treten nordöstlich von Leše und
nördlich von Prevalje Dazite auf. Die wenige dm bis mehrere Meter mächtigen Dazitgänge
intrudierten phyllitische Gesteine. Im Kontaktbereich gibt es eine wenige mm dicke Kontakthülle,
welche an der Oberfläche verwittert ist. Die Aufschlüsse sind bis zu 50 Meter lang. Der Dazit ist
hellgrau bis gelblich oder bräunlich, wenn er verwittert ist. Die Struktur ist typisch porphyrisch. Die
Matrix des Gesteins ist mikrokristallin und wird aus Plagioklas, Quarz und Biotit aufgebaut. Große
Einsprenglinge sind Quarz, Plagioklas und Biotit. Die Plagioklaskörner sind häufig serizitisiert und der
Biotit chloritisiert. Der Dazit kann auch Granate enthalten, die oft umgewandelt sind.
77
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Neogene Sedimente intromontaner Becken
Im Miozän wurden feinkörnige und grobkörnige, Kohle führende kontinentale Sedimente abgelagert.
Heute findet man sie sowohl unter der Nordkarawankendecke (wo sie von mesozoischen Kalken
überschoben sind) als auch an einigen Stellen auf den Karawanken.
Im Sarmat wurden auf den Kristallingesteinen im nördlichen Vorland der Karawanken und auf den
Mesozoikumsablagerungen der Nordkarawanken Kohle führende Sande und Tone eines kristallinen
Liefergebietes abgelagert.
Bald nach der Ablagerung der feinkörnigen, Kohle führenden Sedimente muss es zu Bodenunruhen
mit ersten Hebungen gekommen sein. Das Sediment vergröbert sich, es treten gut gerundete
Quarzschotter auf, denen kalkige Komponenten der Karawanken beigemengt sind. Vorerst stammen
die Karawankenkomponenten noch aus dem südlichen Anteil der Karawanken. Bald vergröbert sich
das Sediment noch mehr und Komponenten aus dem Nordstamm der Karawanken zeigen, dass sich
dieser nun zu heben beginnt.
Mit der Hebung der Nordkarawanken endet die Sedimentation der Neogenschichten innerhalb der
Nordkarawanken, da dieser Ablagerungsraum nun hochgehoben und selbst zum Liefergebiet für den
Abtragungsschutt (Molasse) wird. Der einst zusammenhängende Ablagerungsraum der
Kohlebildungen wird damit zerrissen. Die auf den Mesozoikumsgesteinen abgelagerten Kohlen und
deren Begleitgesteine werden mit den Karawanken in die Höhe gehoben und finden sich heute als
hoch gelegene Kohlevorkommen auf der Südseite der Nordkarawanken.
Zeitgleich mit der Hebung der Nordkarawanken senkt sich der kristalline Untergrund des Vorlandes
ab und nimmt den Abtragungsschutt der Karawanken auf. Diese parallel zum Karawankenfuß
verlaufende Vorlandsenke ist stellenweise mit über 1000 m mächtigem, vorwiegend grobkörnigem
Abtragungsschutt der Karawanken aufgefüllt. Durch den anhaltenden Nordschub der
Nordkarawanken - verbunden mit weiterer Hebung - überfahren diese nun ihren eigenen Schutt, so
dass heute am Fuß der Nordkarawanken eine Überschiebungsbahn besteht, wo die
Mesozoikumsgesteine über sehr jungen Neogenablagerungen liegen. Wir sehen heute also die junge
sarmatische Kohle und die noch jüngeren Grobkornablagerungen im Norden unter den Karawanken
und auf der Südseite der Nordkarawanken die gleich alte Kohle - in große Höhe gehoben - auf den
Karawanken liegen.
78
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Box – Sedimentationsschema in den Nordkarawanken während des Sarmats und Pannons
aus: D. VAN HUSEN, 1976
79
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 22: Verbreitung der Neogensedimente im Gebiet des Geoparks
2.5.8 Quartär
Im Gebiet der östlichen Karawanken sind kaum Sedimente aus dem Präwürm erhalten. Dies ist durch
die junge Hebung der Karawanken - verbunden mit der starken Erosion - bedingt, welche die Spuren
älterer Vereisungen beseitigte. Quartärsedimente umfassen daher vor allem Sedimente aus der
Würmeiszeit und postglaziale Ablagerungen.
Abbildung 23: Quartärstratigraphie in den Alpen
80
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Der Großteil des Geoparks war immer eisfrei (siehe Abbildung 24). Am Nordfuß der Karawanken
reichte der Draugletscher bis knapp vor Bleiburg. Daher konnten die Karawankenbäche westlich von
Bleiburg nicht ungehindert nach Norden in das Becken des Vorlandes abfließen. Das führte zur
Aufschotterung in den Karawankentälern.
Innerhalb der Karawanken gab es Lokalgletscher in den Gipfelregionen der Koschuta, der Petzen und
der Steiner Alpen. Hier kam es zur Ausbildung von Karen und Trogtälern, welche mit postglazialem
Schutt aufgefüllt wurden. Die größten Lokalgletscher innerhalb des Geoparks lagen auf der Nordseite
der Koschuta. Sie füllten den Hainschgraben, den Bösen Graben und den oberen Teil des
Freibachtales aus. Nach dem Abschmelzen der Gletscher wurden die Zungenbecken mit Schutt
aufgefüllt. Im Hainschgraben reicht die Talfüllung bis auf eine Seehöhe von etwa 900 m.ü.A. hinab.
Dort entspringen die großen Hainschgrabenquellen.
Im östlich folgenden Freibachtal wurden dünnschichtige sandige und siltige Sedimente gefunden,
welche von der Grundmoräne des würmzeitlichen Freibachgletschers überlagert werden. Holzreste
und Pollen, welche innerhalb dieser Sedimente auftreten, zeigten bei der Datierung mit der 14CAnalyse ein Alter von etwa 31600 Jahren [van Husen, 1974]. Die damalige Vegetation mit Kiefern,
Tannen und Buchen weist auf ein ähnliches Klima hin wie wir es heute hier haben.
Die Ausdehnung des großen Freibachgletschers kann an den gut erhaltenen Moränen abgelesen
werden. Beim Maximalstand erreichte der Gletscher das Freibachtal zwischen Freiberg und Hochobir
in den Nordkarawanken.
Im Einzugsgebiet der Vellach gab es nur einen kleinen Gletscher am Ostende der Koschuta im oberen
Potokgraben und einen Gletscher in der Vellacher Kotschna. Der letztere hatte eine Länge von etwa
4 km mit einem Zungenbecken, welches heute mit Sand und Schottern aufgefüllt ist. In vielen
Bereichen des Vellachtales finden sich die Ablagerungen der Niederterrasse, welche gegen Norden
an Mächtigkeit zunehmen. Im Norden des Vellachtales lag nämlich der große Draugletscher und
blockierte den Sedimentabtransport durch die Vellach, was diese und auch andere Karawankenbäche
dazu zwang, ihr Bachbett höher zu legen und es mit Sediment aufzufüllen.
In den eisfreien Gebieten der Karawanken – vor allem im Vellachtal und seinen Seitentälern – kam es
zur Entwicklung von periglazialen Schuttströmen. Diese treten vor allem in den Gebieten mit
jungpaläozoischen, tonreichen Schiefern des Perm und Karbon auf. Viele Gräben wurden dabei mit
großen Schuttströmen aufgefüllt, die aus einer ungeschichteten feinkörnigen Masse aufgebaut sind,
in der bis zu 100m3 große Blöcke schwimmen. Heute weisen diese periglazialen Schuttströme keine
Bewegung mehr auf.
81
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 24: Vereisung im Geopark-Gebiet während der Würmeiszeit (maximale Eisausdehnung nach: Van
Husen D., 1987)
82
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Box – Glaziale Landformen
Trogtäler treten in den Gipfelregionen der Karawanken auf. Sie sind mit Hangschutt und Material
der umgebenden Gesteine gefüllt.
Trogtal im oberen Teil des Hainschgrabens im Gebiet der Koschuta (Foto: P. Petschnig & Ch.
Kucher)
83
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
2.6 Mineralien
Landschaft und Bewohner des Geoparks sind durch die lange Tradition von Erzprospektion, Bergbau
und Verhüttung stark geprägt. Die Lebensweise und zahlreiche Aktivitäten haben in dieser Tradition
ihre Wurzeln. Unter Mineralogen und Mineraliensammlern ist das Geoparkgebiet weltweit gut für
seine Blei- und Zinkerzlagerstätten bekannt, vor allem auch für die Mineralien Wulfenit und Dravit.
Wulfenit wurde das erste Mal durch Franz Xaver Freiherr von Wulfen in seinen Aufzeichnungen aus
dem Jahr 1785 erwähnt, die er in den unterirdischen Mineralienfundorten – unterirdischen Minen in
derselben tektonischen Einheit der Nordkarawanken in der Nähe von Bleiburg machte. Das Mineral
bekam seinen Namen und die wissenschaftliche Beschreibung erfolgte durch den Mineralogen
Heidinger im Jahr 1845.
Der Dravit ist ein brauner Mg-Turmalin, der seinen Namen vom Fluss Drau durch den kaiserlichköniglichen Mineralogen Tschermak im Jahr 1883 erhielt. Brauner Turmalin, welcher in Dobrava in
der Nähe von Oberdrauburg/Dravograd gefunden wurde, fand seine erste Erwähnung durch
Zepharowich im Minerallexikon des Jahres 1873.
Beide Mineralien haben ihre Typlokalität im Geopark. Wegen ihrer Schönheit und Seltenheit können
wir ausgestellte Mineralien, die im Geopark gefunden wurden, in zahlreichen öffentlichen und
privaten Mineraliensammlungen auf der ganzen Welt bewundern.
Unter der Erdoberfläche der Petzen und des Ursulaberges wurde über 340 Jahre lang Bergbau
betrieben. Zuerst suchte und gewann man nur das Bleierz, ab dem Jahr 1874 begann auch das
Zinkerz wirtschaftlich interessant zu werden. Während der gesamten Lebenszeit der Mine wurden
mehr als 20 Millionen Tonnen Erz gefördert und Stollen, Gesenke und Schächte von mehr als 1000
km Länge aufgeschlossen. Es wurden über eine Million Tonnen Bleimetall und 500 000 Tonnen
Zinkmetall produziert. Die Erzkörper liegen vorwiegend im Bereich der östlichen und nördlichen
Abhänge der Petzen linkksseitig des Meža-Flusses zwischen den Orten Mežica im Norden und Črna
na Koroškem im Süden. Ausnahmen bilden die Erzlagerstätten Graben und Mučevo und
Erzvorkommen am Ursulaberg, die rechtsseitig des Meža-Flusses gelegen sind. Der Meža-Fluss
entspringt unter der Uschowa (1929 m), fließt durch die drei wichtigen Bergbausiedlungen Črna na
Koroškem (573m), Žerjav (527m) und Mežica (475m), weiter nach Poljana, entlang des Meža-Tales
und mündet in die Drau. Der Fluss Meža ist der Namensgeber für das gesamte Meža-Tal.
Das Bergbaugebiet hatte eine Fläche von etwa 20 km2, das Prospektionsgebiet fast 100 km2. Das
höchstgelegene Mundloch liegt knapp unter dem Gipfel der Petzen auf einer Seehöhe von 2060 m,
der tiefstgelegene Stollen liegt auf 268 m Seehöhe. Die größten und auch wirtschaftlich
bedeutendsten Bergbaue waren Union, Moring, Graben, Helena, Barbara, Doroteja, Riška gora, Srce,
Igrčevo, Staro Igrčevo, Fridrih, Stari Fridrih, Luskačevo und Navršnik. Die geologischen Eigenheiten
des Mežica-Bergbaugebiets waren über drei Jahrhunderte im Blickpunkt zahlreicher Forscher.
Die erste Genehmigung für die Erkundung des Bleiglanzes (Galenit) in der Nähe von Črna na
Koroškem wurden schon vor langer Zeit im Jahr 1665 erteilt. Der Bergbau Mežica entwickelte sich ab
der Zeit des Bergbaubeginns unter der Herrschaft der Grafen und Feudalherren bis zur Zeit der
kleinen Bergbaubruderschaften, gefolgt von den Zeiten der größeren Bergbaubetriebe und wurde
schließlich zum größten Metallbergbau in der weiteren Umgebung, der offiziell im Jahr 2004
aufgrund geringer Weltmarktpreise für Metall geschlossen wurde.
Innerhalb des touristischen Schaubergwerks und Museums gibt es noch immer zugängliche
Abschnitte des Bergbaus im Erzdistrikt Moring, Teile des Bergbaus Helena und Teile des Bergbaus
Topla. Nach wie vor sind im aufgelassenen Bergbau zwei von vormals elf
Elektrizitätswasserkraftwerken in Betrieb.
84
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Alle Pb-Zn-Erzlagerstätten liegen in der geotektonischen Einheit Drauzug / Nordkarawanken, welche
zu den Ostalpen gehört. Die Deckenstruktur mit drei Decken – der Petzen-Decke, NordkarawankenDecke und Hum-Decke – weist schwere Nord-Süd-Störungen auf. Die mineralisierte
lithostratigraphische Abfolge umfasst anisische, ladinische, karnische, norische und rhätische
Schichten. Die Gesamtmächtigkeit liegt bei 2000 – 2500 m.
Aus mineralogischer und wirtschaftlicher Sicht liegt die bedeutendste Erzmineralisation mit den
größten Erzkörpern der Region in den ladinischen Schichten der Wetterstein-Formation. Die
wichtigsten Erzminerale sind Galenit (PbS) und Sphalerit (ZnS), gefolgt von untergeordnet Pyrit
(kubisches FeS2) und Markasit (rhombisches FeS2). Die Oxidation der primären sulfidischen
Mineralgesellschaften verursachte eine Remobilisation von Erzkomponenten und teilweise ihren
totalen Verlust, aber auch die Bildung sehr interessanter sekundärer Mineralparagenesen. Die
Veränderung der primären Mineralzusammensetzung der Erzkörper erfolgte in Folge der
tektonischen Hebung des Gebietes, verbunden mit dem Eindringen von sauerstoffreichem
Niederschlagswasser in den Erzkörper. Das sauerstoffreiche Niederschlagswasser löste den Großteil
des Sphalerits auf, falls dieser aufgrund der Klüftung oder Porosität erreichbar war, und das meiste
Zink wurde von den mineralisierten Gesteinen zu den Abflüssen/Quellen im Tal transportiert,
während sekundäres Blei an Ort und Stelle oder nahe der primären Erzkörper verblieb. Als Folge der
Oxidation haben sich mehrere Mineralgesellschaften aus einer relativ einfachen primären
Mineralgesellschaft von Sulfidmineralen gebildet.
Bleimetall wurde aus dem Mineral Galenit (PbS) gewonnen. Mit dem Sphalerit (ZnS), welcher der
Zinkträger ist, und mit mehreren Generationen von Dolomit [(Mg,Ca)2 (CO3)2] und Kalzit (CaCO3)Mineralen bildeten sich sehr verschiedenartige und spektakuläre krustenförmige, traubenartige
Erzstrukturen. Galenitkristalle sind selten. Wenn sie in hexaoktaedrischen Metakristallen gefunden
werden, ist ihre Oberfläche häufig korrodiert. Die rasche Ausfällung von Sphalerit innerhalb der
Gesteinsporen erlaubte keine Ausbildung von Kristallflächen. Innerhalb größerer Kluftzonen wurde
Sphalerit häufig als krustenförmiges, traubenförmiges Erz abgelagert. Variationen in der
Zusammensetzung der Spurenelemente zwischen den Wachstumsringen geben dem Erz ein sehr
schönes, buntes Aussehen.
Von den primären Sulfidmineralen sind Markasit und Pyrit seltener. Meist liegen sie fein verteilt im
Karbonat vor oder bilden kleine Gruppen ohne deutliche Kristalle, die meist völlig oxidiert und bis zu
3 mm lang sind. Hexaedrisch entwickelte, bis zu 5 mm große Pyritkristalle sind selten. Noch seltener
sind krustenartige Melnikovit-Pyrite.
Durch die Oxidationsprozesse bildeten sich auch Sekundärminerale von der Gruppe der Oxide und
Sulfate. Unter ihnen dominiert Eisenhydroxid als Limonit [FeO(OH).nH2O], welches mit Kalzit am
häufigsten vorkommt. Es bildete sich durch Oxidation von Pyrit, Markasit und durch etwas Eisen, das
in kleinen Mengen im Sphalerit gebunden war, von dem es die meteorischen Wässer herausgelöst
haben und dabei Zink und Schwefel beseitigten. Der Limonit kann Überzüge und Krusten auf allen
primären und sekundären Mineralen bilden. Gleichzeitig mit dem Limonit wurden auch Cerussit
(PbCO3), Hydrozinkit [Zn5(CO3)2 (OH)6] und Gips (CaSO4.2H2O) ausgefällt. Bei der Galenitoxidation
wird zuerst Anglesit (PbSO4) gebildet. Er ist sehr gut löslich und daher sehr selten nur in den
trockensten Abschnitten des Gesteins erhalten. In den weichen Tonen im Inneren mancher
„trockener“ Kluftzonen treten einzelne Anglesitkristalle - sogenannte floater - auf. Sie sind meist
farblos oder weiß und durchsichtig und haben ein tabular prismatisches Aussehen. Obwohl
Anglesitkristalle im Erzlagerstättenbereich der Petzen relativ selten sind und üblicherweise nicht
einmal einen cm Länge erreichen, wurden bis zu 5 cm große Proben gefunden, die mit einer dünnen
Eisenhydroxidhaut überzogen sind und daher rötlich aussehen. Nach der Anglesitbildung wächst das
wirtschaftlich bedeutende Mineral Cerussit (PbCO3), welches ebenfalls ein Nebenprodukt der
Oxidation von Galenit ist und diesen oft ersetzt. Normalerweise findet man ihn unter den tektonisch
indizierten Kristallflächen der Klüfte im Galenit, und häufig wachsen gut geformte Cerussitkristalle
auf den Galenit-Kristallflächen. Sie haben eine charakteristische prismatische oder pyramidale Form.
85
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Relativ häufig bildeten sich Cerussit-Zwillinge. Die Cerussitkristalle sind farblos, weiß, in Abhängigkeit
von Einschlüssen von Galenitkörnern können sie auch dunkelgrau sein. Sie haben einen ausgeprägten
Diamantglanz. Galenit, der mit kleinen Cerussitkristallen überwachsen ist, kann sehr schön sein.
Meist erreichen Cerussitkristalle eine Größe bis einen cm, größere Kristalle sind selten. Der größte im
Bereich der Petzen-Erzlagerstätte gefundene Cerussitkristall ist 5 cm lang.
Hydrozinkit [Zn5(CO3)2 (OH)6] wurde im gesamten Erzlagerstättenbereich der Petzen gefunden und
ist das häufigste aller sekundären Zinkminerale. Es bildet sich auf seinem Weg durch die
mineralisierten Karbonate bei der Ausfällung von Sickerwasser, welches ursprünglich mit Zink und
Karbonat angereichertes Regenwasser war. Es tritt gemeinsam mit anderen Oxidmineralen oder
allein in Form von dünnen, schneeweißen, krustenartigen stalaktitischen Strukturen auf Kalk oder
Dolomit auf. Überzüge können auf Galenit, Sphalerit, Smithonit oder Limonit gebildet werden. Auf
den Hydrozinkit-Überzügen können Cerussit, Hemimorphit, Wulfenit, Gips, Aragonit, Kalzit und/oder
Smithonit auftreten. Hydrozinkit bildet niemals Kristalle, die mit bloßen Auge erkannt werden
könnten. Unter dem Mikroskop zeigt er eine ziemlich zufällige Ansammlung von Kristallen in Form
dünner Blätter, die senkrecht zum Untergrund wachsen.
In den stärker oxidierten Teilen der Erzkörper, wo es viel Sphalerit gab, kommt relativ häufig das
Mineral Smithonit (ZnCO3) vor, das bei der Flotation vom Erz nicht abgetrennt werden konnte, so
dass es leider mit den Flotationsrückständen verloren ging. Es bildet sich auf den Kalzitoberflächen
durch die direkte Ausfällung aus zinkreichen Lösungen. Smithonit tritt entweder allein auf oder im
Verein mit Hemimorphit [Zn4SiO7(OH)2*H2O], Gips (CaSO2*2H2O), Cerussit (PbCO3) und selten mit
Flussspat (CaF2). Seine Farbe variiert von rötlich bis grau, grau und weiß, kann aber auch farblos sein.
Smithonit gibt es in Form krustenförmiger kolloidaler Texturen oder als idiomorphe Skalenoeder mit
Übergang zu speziellen Kristallbündeln. Die Kristalle sind selten größer als 1-2 mm. Von besonderem
Interesse sind die kleinen bündelförmigen Smithonitkristalle, die mit idiomorph geformten Kristallen
mit Fluorit in Verbindung stehen. Fluoritkristalle sind hexahedral - kubisch, dodekahedral und
rhombisch hexakisoktaedrisch. Die bisher gefundenen Kristalle sind nicht größer als 2 mm.
Zusammen mit Smithonit findet man auch Hemimorphit. Es ist ein relativ seltenes Mineral. Die
Kristalle des Hemimorphits sind meist farblos oder grau und grünlichgrau. Hemimorphit tritt auch
gemeinsam mit Hydrozinkit, Cerussit, Wulfenit oder Kalzit auf. Die Kristalle sind entlang der c-Achse
abgeflacht und in der Regel in dieser Richtung gebändert. Hemimorphismus - typisch für dieses
Mineral - ist nicht sehr ausgeprägt. Die größten Kristalle erreichen eine Länge von 3 mm.
Kalzit ist das häufigste Mineral der Erzminerallagerstätten der Petzen. Da es ein Gangmineral ist,
wurde ihm in der Vergangenheit kaum Aufmerksamkeit geschenkt. Erst in der letzten Zeit wurden
detaillierte morphologische und geochemische Untersuchungen durchgeführt. Eine Kalzitgeneration
wurde während der Erzmineralisierung gebildet. Die überwiegende Mehrheit der schönen Kristalle
bildete sich in offenen Klüften, wo sich das Grundwasser mit dem Regenwasser mischt. Die
Kalzitminerale von Mežica sind berühmt für ihre vielfältige Kristallmorphologie. Es gibt mehrere
spezielle Arten von Kristallen. Skalenoedrische Kalzitkristalle als Einzelkristalle oder in Gruppen,
welche die Größe von mehreren dm erreichen, treten überall im Erz auf. Die skalenoedrischen
Kalzitkristallformen wurden durch die aufeinander folgenden Stadien der nächsten Kalzitkristalle
überwachsen. Ihr Habitus änderte sich dadurch in eine fassförmige, prismatische oder
rhomboedrische Form. Während des letzten Stadiums wurden steile rhomboedrische bis steile
skalenoedrische Kalzitkristalle gebildet. Je nach Einschlüssen können die Kalzitkristalle verschieden
gefärbt sein. Einzelkristalle haben dunkelgraue Einschlüsse, von welchen man dachte, dass es sich um
Galeniteinschlüsse handelt, deshalb wurden sie früher Plumbo-Kalzit genannt. Zusätzlich zu den
Einzelkristallen sind Zwillingskristalle häufig. Normalerweise - nicht immer - sind sie größer als die
Einzelkristalle in der selben Probe. Relativ häufig sind die Kalzitkristalle durch einen dünnen
Eisenhydroxidüberzug gefärbt. Kristalle mit etwas Beimengung von Blei weisen einen besseren oder
schöneren Glanz auf. Kalzitkristalle der jüngsten Generation können über Wulfenit, Descloizit,
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Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Hemimorphit, Hydrozinkit und Gips wachsen oder sind auf der früheren Generation von Kalzit
gewachsen.
Das berühmteste Mineral der Petzen-Erzlagerstätten ist der Wulfenit (PbMoO4). Während des
zweiten Weltkrieges wurde er wegen des Molybdäns abgebaut, welches als strategische militärische
Komponente gesucht war. Viele Forscher untersuchten die Ursache der Wulfenitbildung in den
Erzlagerstätten der Nordkarawanken. Das größte Problem war dabei, die Herkunft des Molybdäns zu
erklären. Man dachte lange, dass es aus bituminösen karnischen Schichten, die das Hangende des
mineralisiserten Wettersteinkalks sind, ausgelaugt wurde. Das stellte sich jedoch als falsch heraus. S.
Grafenauer argumentierte, dass sich der Wulfenit aus hydrothermalen Lösungen bildet, während
andere Autoren einen genetischen Prozess mit dem Transport von Molybden mit dem amorphen
Jordisit (der aber bisher nicht gefunden wurde) mutmaßten. Das Ergebnis jüngster Untersuchungen
zeigt einen engen Zusammenhang zwischen Molybdän und seinem Gehalt in bestimmten
Sphaleritgenerationen. Der neueste Stand der Hypothese für die Bildung von Wulfenit hängt mit der
Tatsache zusammen, dass das meteorische Wasser den Sphalerit erfogreich auflöst. Das Zink des
aufgelösten Sphalerits wird mit dem Wasser von den Mineralablagerungen abgeführt, während das
restliche Molybdän im Wulfenit am Kontakt zum Galenit, der die Bleiquelle ist, gebunden wird.
Wulfenit tritt in fast allen oxidierten Erzkörpern der Petzen auf. Größere Wulfenitkonzentrationen
finden sich nur im Union-System und dies ungeachtet der Tatsache, dass die Oxidation mehr oder
weniger die gesamte Erzlagerstätte betrifft. Wulfenit tritt immer gemeinsam mit anderen
oxidierenden Mineralen auf, insbesonders mit Limonit, Cerussit, Hydrozinkit, Descloizit und Galenit,
der meist stark oxidiert ist.
Pyrit und Markasit sind in der Nähe der Wulfenitvorkommen meist oxidiert. Ungewöhnlich geformte
Wulfenitkristalle, der piezoelektrische Effekt und die Abhängigkeit der Kristallform von der Tiefe der
Kristallisation, davon handeln nur einige der wissenschaftlichen Originalarbeiten und Beiträge, die
von den Forschern der Petzen-Wulfenite beschrieben wurden.
Kurz gesagt können wir folgern, dass auf den unteren Ebenen des Bergbaus Mežica die
Wulfenitkristalle charakteristisch dünntafelig ausgebildet sind und mit 45° gegenüber den Kristallen
der oberen Ebenen rotiert sind. Die Oberfläche entwickelte sich dann zu prismatischen oder
dicktafeligen Kristallen, denen letztendlich pyramidenförmige Kristalle folgten.
Interessanterweise sind einzelne Wulfenitkristalle sehr selten. Die meisten Kristalle sind verzwillingt.
Die Kristalle können gelb, orange, braun, grüngelb, farblos oder sogar schwarz sein. Sie können sehr
klein sein oder Größen von bis zu 17 cm erreichen. Der Wulfenit wächst oft aus dem Bleiglanz
(Galenit), kann auf Kalk gefunden werden oder überlappt Kalzitkristalle. Auf den höchsten Ebenen
des Bergbaus Mežica ist der Wulfenit mit Kalzitkristallen der letzten Generation bedeckt, die rezent
wachsen.
Vanadium, das als Verunreinigung im Wulfenit vorliegt, wurde unter dem Einfluss oxidierender
Lösungen als Descloizit (Pb,Zn)2(OH)VO4 ausgefällt. Die kleinen Kristalle erreichen nicht mehr als
2 mm Länge. Sie sind meist dunkelbraun oder hellbraun und haben einen diamantenen Glanz. Sie
treten oft auf Karbonatgestein in der Nähe von Wulfenitkristallen auf, aber viel häufiger bilden sie die
Basis für die jüngsten Kalzitkristalle.
Das häufigere Mineral des Bergbaus Mežica ist Gips, welcher üblicherweise andere Minerale in Form
von dünnen Filmen oder kleinen Kristallen überdeckt. Die größeren und besser geformten
Gipskristalle sind selten. Gips wird direkt als Ergebnis der Oxidation von Sulfiden zu schwefeligen
Säuren ausgefällt, die dann auf Kalk oder Kalzit neutralisiert werden. Die Gipskristalle haben eine
charakteristische faserige Textur. Sie können als Resultat einer korrodierten Oberfläche ziemlich
unregelmäßig sein oder als perfekt geformte Schwalbenschwanz-Zwillingskristalle vorkommen.
Einzelne Kristalle können bis zu 20 cm lang werden, aber häufig sind sie stark korrodiert. Gips kommt
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Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
zusammen mit Limonit, Kalzit und anderen Mineralen vor. Da er sehr gut löslich ist, findet man
schöne Kristalle nur in den trockenen Anteilen des Bergbaus.
Auch Aragonit (rhombisches CaCO3) kommt in den Erzlagerstätten der Petzen vor. In heutiger Zeit
wird es unter dem Einfluss von Karstwasser gebildet und kann in Felsspalten der Oxidationszone der
Erzlagerstätte in nadelförmiger Form gefunden werden. Einzelne Kristallgruppen können eine Größe
von wenigen dm erreichen.
Melanterit (FeSO4*7H2O) ist wegen seiner guten Löslichkeit das Ergebnis von Mineralwachstum in
den trockensten Teilen der Erzlagerstätte, wann immer Eisensulfide vorhanden sind. Oft kommt er
auf Markasit vor. Faserige oder körnige Aggregate finden sich innerhalb des Erzes oder
Muttergesteins, vor allem in Klüften und Drusen in Tonsedimenten.
Ein häufiger Begleiter der Oxidation von sulfidischen Erzen und Dedolomitisierung des
Muttergesteins in trockenen Stollenabschnitten ist das Mineral Epsomit (MgSO4*7H2O), welches eine
Größe von mehreren cm erreichen kann.
Die mineralogische Besonderheit des Graben-Reviers ist das Bergleder oder die Beschichtung mit
dem Mineral Palygorskit [(Mg,Al)2 Si4O10(OH)*4(H2O)]. Die Erz- und Gangmineralparagenesen
innerhalb der Erzlagerstätten der Petzen weisen bemerkenswert unterschiedliche Formen und
verschiedene Morphologien von Kristallen auf.
Ohne Zweifel sind die gesamten Erzlagerstätten und besonders die verbliebenen, noch zugänglichen
Erzkörper ein sehr wichtiger Teil des kulturellen und technischen Erbes Sloweniens. Sie sind das
natürliche geologische Erbe, das für die historische, wirtschaftliche und ökonomische Entwicklung
des weiteren Gebietes und der außerordentlich wirtschaftlichen Bedeutung auch für beide Staaten,
Österreich und Slowenien, von großer Bedeutung.
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Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Kristallflächen von Wulfenit aus dem Graben-Revier
unterscheiden sich stark von den anderen Kristallen des
Bergbaus Mežica. Die Kristalle auf dem Foto sind etwas
Besonderes, auch für das Graben-Revier. Sie haben eine
pyramidenartige Skelettstruktur als Folge von durchdringender
Verzwilligung und Wachstum von der (001) Fläche, was zu
einem deutlichen hemimorphen Wachstum führt. Der untere
Teil wird von Kalzitkristallen bedeckt. Der größte Kristall misst
12 mm in der Höhe. Sammlung Mirjan Žorž, Foto Miha Jeršek.
Auf dem 455 m Horizont des Union Reviers
wachsen hellorange Wulfenitkristalle auf
feinkörnigem, bläulichem Kalizit. Die Kristalle
sind parallel zur Fläche (001) zoniert, so dass
die Flächen der Pyramiden n {011} gebändert
sind. Das hängt mit der häufigen Änderung
der
Kristallwachstums-bedingungen
zusammen. Typisch für das Wachstum ist die
Zähnung auf beiden Pedion-Flächen. Der
größte Kristall misst 8 mm entlang der Kante.
Sammlung und Foto: Mirjan Žorž.
Auf dem 4900 m Horizont des Union Reviers
weisen einige Wulfenitkritalle deutliche
Pyramidenformen auf, wobei die Flächen der
oberen Pyramide n {011} n und des unteren
Pedion c {011} vorherrschen. Der Kristall hat
eine Größe von 7 x 6 mm. Sammlung und
Foto: Mirjan Žorž.
Die verzwillingten Wulfenitkristalle haben
eine speziell zonierte gebänderte Strukur als
Resultat der Verzwilligung entlang positiver c
{011} Flächen als negative c {011} PedionFlächen. Die Primärkristalle sind fast völlig
überwachsen, so dass die Zwillingskristalle
auf dem Foto die Form eines Sandwiches
haben. Der größte Zwilling misst entlang der
Kante 12 mm. Union Revier, Horizont 390 m.
Sammlung und Foto: Mirjan Žorž.
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Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Descloizitkristalle sind immer klein. Meist
finden sie sich in Form von kristallinen
krustenförmigen Überwachsungen an Kalk,
viel seltener auf Wulfenit. In letzterem Fall
ist der Wulfenit immer korrodiert. Das Foto
zeigt eine Probe von der Ebene 395 m des
Union-Reviers. Sie zeigen sich schön auf der
korrodierten
Pedion-Fläche
von
Wulfenitkristallen, welche parallel zu {010}
a liegt. Der größte Wulfenitkristall misst 6
mm. Sammlung und Foto: Mirjan Žorž.
Detail von Descloizitkristallen in Kalzit mit
korrodiertem Wulfenit, 15 x 10 mm; Foto:
Miha Jeršek.
Wulfenit aus dem Erzrevier Dorothea, 45 x
35 mm. Sammlung: Marjetka Kardelj, Foto:
Miha Jeršek.
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Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Diamantförmiger Kalzit wurde durch Überwachsung einer
älteren skalenoedrischen Generation von Kalzit durch eine
jüngere Generation, die durch fassartigen Habitus charakterisiert
ist, gebildet; 52 x 30 mm. Sammlung des Slowenischen Museums
für Naturgeschichte. Foto: Ciril Mlinar.
Verzwillingte Kalzitkristalle des Erzreviers Igrčevo; 55 x 75 mm.
Sammlung des Slowenischen Museums für Naturgeschichte.
Foto: Ciril Mlinar.
Eines der bedeutendsten Beispiele von Kalzit (basaler
Zwilling) mit Wulfenit. Sammlung: Gregor Kobler;
Foto: Ciril Mlinar.
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Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Anglesitkristalle haben gewöhnlich einen starken Glanz; 28 x
15 mm. Sammlung: Marjetka Kardelj, Foto: Ciril Mlinar.
Gips kommt in trockeneren Teilen des
Bergbaus zusammen mit oxidischen
Mineralgesellschaften in den Gesteinen
der Decke häufig vor. Selten entwickelt
sind stark
faserige Kristalle mit
Seidenglanz, die man manchmal mit
bloßem
Auge
bewundern
kann.
Sammlung: Marjetka Kardelj, Foto: Miha
Jeršek.
Hemimorphit ist ein ziemlich seltenes
Mineral im Bergbau Mežica. Die Kristalle
treten immer gebündelt auf, wie im Foto
ersichtlich. Bis zu 2 mm große Kristalle
wachsen auf den Oberflächen von
großen Kalzitkristallen, eine besondere
Rarität.
Hemimorphitkristalle
verwachsen als Beschichtung mit der
Oberfläche von Kalzit, was es schwierig
macht ihre Form zu unterscheiden.
Sammlung: Mirjan Žorž, Foto: Miha
Jeršek.
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Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Kalzit
Skalenoedrische Kalzitkristalle, die Zwillinge mit Zwillingsflächen ausbilden (001), (012) und (021).
Zeichnungen: Miha Jeršek.
Ein typischer Kalzitkristall aus dem Bergbaugebiet von Mežica hat als
dominante Kristallfläche das Rhomboeder 101. Zeichnung: Miha Jeršek.
Kalzitkristalle mit den dominierenden Kristallflächen
012 sind relativ häufig. Seltener sind basale Zwillinge
dieses Kristalltyps, der in der Zeichnung dargestellt
ist. Zeichnung: Miha Jeršek.
Für die fassartigen Kalzitkristalle ist es typisch, dass keine Kristallfläche den
Habitus dominiert. Zeichnung: Miha Jeršek.
Relativ wenig Kristalle der Petzen sind als steile Rhomboeder
ausgebildet. Die charakteristischsten kommen im Graben-Revier
vor. Zeichnung: Miha Jeršek.
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Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Hemimorphit
Hemimorphitkristalle zeigen einen mehr oder weniger
ausgeprägten Hemimorphismus. Sie haben folgende
Kristallflächen entwickelt: b {010}, m {110}, kp {011}, kn
{01-1}, dp{101}, dn{10-1}, ep{103} und en {10-3}.
Zeichnung: Mirjan Žorž.
Descloizit
Einfache Descloizitkristalle (A) haben immer konvexe
Flächen (B). Flächen m{110}, Op{111} in On{1-11}.
Zeichnung: Mirjan Žorž.
Wulfenit
Dravit
94
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
In Črneče bei der Ortschaft Dobrova - nur wenige Kilometer von Dravograd entfernt - liegt der
weltberühmte Fundort des Dravit, ein brauner Magnesium-Turmalin. Der erste Fund dieses braunen
Turmalins stammt aus dem Jahr 1839, gefunden in Muskovit-Glimmerschiefern in Kärnten.
Ursprünglich wurden als Fundort Prevalje und Kappel genannt, aber spätere Autoren kamen überein,
dass der Ort Dobrova in der Nähe von Dravograd gemeint war. Die ungewöhnlichen Turmaline
weckten das Interesse zahlreicher Mineralogen. Im Jahr 1873 beschrieb Zepharovich die Morphologie
und Paragenese dieser Turmaline.
Nach den Resultaten der optischen und kristallchemischen Analysen fand Tschermak - der am
meisten anerkannte Mineraloge seiner Zeit – heraus, dass der Dravit einige völlig andere
Charakteristik aufweist als die bereits bekannten Turmaline. Im Jahr 1884 benannte er das neue
Mineral (sehr freundlich für uns) nach dem Fluss Drau, welcher nahe am Fundort fließt. Das Mineral
Dravit trägt damit zur Bekanntheit der Drau in der ganzen Welt bei. Es ist das erste neu beschriebene
Mineral Slowenins und der Ort Dobrova ist der erste Lokus typicus eines Minerals in Slowenien. Nach
Ende des 19. Jahrhunderts gerieten die Dravit-Kristalle irgendwie in Vergessenheit, die Kenntnis zum
genauen Fundort ging verloren. Er wurde in den frühen siebziger Jahren des vorigen Jahrhunderts
wiederentdeckt, als Anton Čevnik von Dobrova mit den Aushubarbeiten für das Fundament seines
Hauses begann. Nach seinen Angaben war der Hang, auf dem sein Haus heute steht, ein
wunderschöner Rasen und niemand konnte vermuten, was unter der Oberfläche lag. Sobald das Gras
und der Boden abgetragen waren, entdeckte er Spuren von Bohrungen in größeren Blöcken aus
verwittertem Muskovit-Glimmerschiefer, welche Dravitfragmenten enthielten. Bald war klar, dass
der alte historische Fundort des Dravits wiederentdeckt war. Die Wiederentdeckung des Fundortes
sprach sich schnell herum und es dauerte nicht lange, bis bei den Aushubarbeiten zum Fundament
des Čevnik-Hauses einige österreichische, deutsche und holländische Mineralogen „mithalfen“. Die
größten Kristalle fanden sich in grobkörnigen blassgrünen Muskovit-Glimmerschiefern, in denen die
einzelnen Glimmerkristalle mehrere cm2 groß waren. Die Dravitkristalle erreichten eine Länge von 4
cm, selten fanden sich größere Exemplare bis zu einer Länge von 10 cm. Die Aushubarbeiten des
Hauses entwickelten sich zu einer genauen und detaillierten Ausgrabung der Dravitkristalle. In die
Senke unter dem Haus wurden nur solide Glimmerschieferblöcke, die für die Suche nach größeren
Dravitkristallen nicht erfolgversprechend waren, transportiert. Um das Phänomen der Dravitbildung
an dieser Lokalität zu verstehen, muss man die regionalgeologischen Prozesse, die zu seiner
Entstehnung führten, kennen. Die Dravitkristalle treten nur in einem schmalen Band von MuskovitGlimmerschiefer auf, die von altpaläozoischen metamorphen Gesteinen der Dravograd-Decke
(vorwiegend Biotit-Muskovit-Gneis, Amphibolit und Marmor) umgeben sind. In SE-NW- bis E-WRichtung schlagen pegmatitische Gänge durch. Das Kristallwachstum entstand durch
metasomatischen Ersatz von magnesiumreichen sedimentären Muttergesteinen durch die
pegmatitischen Schmelzen. Die Färbung variiert mit dem Eisengehalt, welcher die Position des
Magnesiums in der Turmalinstruktur ersetzt, so dass sich der Dravit bei höherer Konzentration von
Eisen kontinuierlich zu Schorlit umwandelt. Im Dravit wurden bis zu 2 mm große, schwarze
Rutilkristalle als Einschlüsse gefunden, kleinere und dünnere Rutile sind klar und rot gefärbt. Bis zu 1
cm große Rutilkristalle fanden sich auch in den Muskovit-Glimmerschiefern.
Beim Aushub für die Garage beim Haus der Familie Čevnik wurden 10 Jahre später wiederum
Dravitkristalle entdeckt. Die letzten Funde von bis zu 3 cm großen, dunkelbraunen Dravitkristallen
wurden 2003 während Pflasterarbeiten vor dem Haus gemacht.
Die chemische Zusammensetzung von Dravit ist Natrium-Magnesium-Aluminium-Borosilikat:
NaMg3Al6 [(OH)4/(BO3)3 (Si6O18)]. Die Struktur wird durch die Verteilung der Silizium- und
Sauerstoffatome in der Sechserring-Silizium-Schwestergruppe bestimmt, was zu der Raumgruppe
R3m und zu einer trigonalen (ditrigonaler pyramidaler Symmetrietyp) Kristallform führt. Von anderen
Turmalintypen kann der Dravit leicht durch seine typische honigbraune bis dunkelbraune oder fast
schwarze Farbe unterschieden werden. Durchsichtige, hell gefärbte Turmaline sind wegen ihrer
Härte (von 7 – 7,5 auf der Mohs-Härteskala) beliebte Schmucksteine. Der hier gefundene Dravit ist
95
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
wegen seiner feinen tektonischen Risse und schlechten Durchsichtigkeit für das Schneiden und
Polieren von Schmucksteinen nicht geeignet. Seltene Kristalle ohne Einschlüsse sind durchsichtig,
andere nur durchscheinend, aber alle haben einen glasartigen oder wachsartigen Glanz an den
Rissen.
Die Dichte des Dravits beträgt 3.0 bis 3.15 g/cm3. Er hat eine undeutliche Schieferung und eine
conhoidale Form der Klüfte. Er tritt als säulenförmiger Kristall mit vorherrschendem dreiseitigen
Prisma und untergeordnetem sechseitigen Prisma, welches längliche Rillen aufweisen kann, auf. Die
Kristallspitzen müssen nicht geschlossen sein und haben an beiden Enden die selbe Kristallform.
Wenn der Kristall einer Druck- oder Temperaturänderung ausgesetzt wird, entlädt sich eine
elektrische Spannung als starker pyro- und piezoelektrischer Effekt. Daher können Turmaline für die
Messung von hohem Druck eingesetzt werden.
Im Gebiet der Strojna Berge kann man den Dravit in metamorphen Gesteinen, die aus glänzenden
(Muskovit) Glimmerschiefern bestehen, finden. Das glänzende Gestein ist sehr schön, weiß bis
blassgrün und fein- bis grobkörnig. Die Dravitbildung ist das Ergebnis sehr heißer hydrothermaler
Lösungen, welche Bor und Alkalien enthalten und in magnesiumreiche metamorphe
Sedimentgesteine (vielleicht Dolomit) eingedrungen sind. Es ist ein interessanter Zufall, dass die
bisher größten und am besten bekannten Dravitvorkommen im weit entfernten Westaustralien
(Yinniethara) von der aus Bled stammenden slowenischen Soklič-Famile gefunden und gewonnen
wurden. Die Dravitkristalle, die im Geoparkgebiet gefunden wurden, sind unter Mineraliensammlern
und in Mineraliensammlungen in der ganzen Welt wegen ihrer schönen Formen, ausgeprägten Farbe
und Farbkontraste mit dem umgebenden Gestein, aber auch wegen der weltberühmten
Typuslokalität, von der das Mineral zuerst beschrieben wurde, besonders beliebt. Die Dravitkristalle
und der Fundort Dobrova in der Nähe von Dravograd sind ein slowenisches geologisches Erbe und
stehen unter höchstem Schutz.
Zeichnung: Morphologie des Dravitkristalls
Trigonales Prisma a {100},
Ditrigonales Prisma b {110},
Obere trigonale Pyramide d {201},
Obere trigonale Pyramide c {011},
Untere trigonale Pyramide e {10 }.
96
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
2.7 Vererzungen
Blei- und Zinkablagerungen von Mežica – Herkunft und Charakteristik
Die Bergbaugeschiche der Karawanken ist über 340 Jahre alt. Bis zum Jahr 1874 wurde nur Bleiglanz
(Galenit) abgebaut, die Produktion von Zinkerzkonzentrat (Sphalerit) begann erst anschließend. In
der gesamten Abbaugeschichte wurden 19 Millionen Tonnen Erz aus über 1000 km Stollen und
Schächten gewonnen. Mehr als eine Million Tonnen Blei und 500.000 Tonnen Zinkmetall lieferte der
Bergbau von Mežica an die wichtigen europäischen Poduzenten. Während des 2. Weltkriegs wurden
wegen des Molybdänbedarfs Deutschlands über 3000 Tonnen Wulfenit (PbMO4)-Konzentrat
produziert. Leider wurden zu jener Zeit die meisten Wulfenitvorkommen ausgebeutet.
Wunderschöne Wulfenitstufen, von denen einige in zahlreichen öffentlichen und privaten
Sammlungen in der ganzen Welt ausgestellt waren, wurden zerstört und für die Produktion von
Kanonenstahl verwendet.
Wegen niedriger Weltmarktpreise wurde der Bergbau Mežica im Jahr 2004 eingestellt. Als Teil der
RSCM – Baumaterial Ltd., welche nach wie vor Gangerze in Teilen der ehemaligen Mine abbaut, gibt
es ein Schaubergwerk und ein Museum, das noch immer einen Teil der Mine für die Öffentlichkeit,
Studenten und Forscher zugänglich macht. Drei Bergbaureviere (Moring, Helene und Topla) sind
noch immer als Geopunkte und technisch kulturelles Erbe zugänglich und können dort besichtigt
werden.
Die Bergbauaktivitäten umfassten einen Bereich von fast 10 km2. Das gesamte Gebiet mit
Vererzungen und Prospektionen war 64 km2 groß. Etwa 350 Erzkörper wurden abgebaut. Der
höchstgelegene Stollen wurde knapp unter dem Gipfel der Petzen auf einer Seehöhe von 2060 m, der
tiefstgelegene im Grabenrevier auf einer Seehöhe von 268 m errrichtet.
Die meisten Blei- und Zinkablagerungen (99%) liegen innnerhalb der Nordkarawanken-Decke. Nur die
kleine, aber erzreiche Zink- und Bleilagerstätte von Topla mit drei Erzkörpern, die nur 1% der
gesamten Mežica-Bergbauproduktion ausmachten, ist ein Teil des Petzen-Überschiebungsblocks. Die
Lage der Erzkörper in der stratigraphischen Abfolge ist in Abbildung 26 dargestellt, ihre tektonische
Position in Abbildung 25. Die Topla-Vererzung in den anisischen Dolomiten der Koprein-Formation ist
syn- und frühdiagenetisch.
Abbildung 25: Tektonische Position der Erzkörper: Die Topla-Vererzung gehört zur oberen Petzendecke,
während die Mežica-Vererzungen zur Nordkarawankendecke gehören.
97
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 26: Position der Erzkörper in der stratigraphischen
Abfolge
Die epigenetischen Erzmineralisationen des zentralen
Berbauteiles von Mežica sind an die ladinische
Wettersteinformation - hauptsächlich an den Lagunenkalk
- gebunden. Die Erzkörper im Grabenrevier sind Teil des
vererzten äußeren Riffgürtels der Wetterstein-Formation.
Etwa ein Drittel der Vererzungen innerhalb der
Lagunenfazies sind schichtgebundene (subparallele) oder
konkordante Erzlagerstätten. Es hat sich herausgestellt,
dass die Mineralisierung durch die höhere Permeabilität
der zyklischen Emersionsbrekzien gesteuert ist. Diese
bildeten sich während der Emersion und seichten
Verkarstung bei Meerestiefständen (z.B. A-Horizont der
Lofer-Zyklen).
Diese Paläokarsthorizonte fand man in allen vererzten
Blöcken des Bergbaus im selben Horizont unter dem
ersten karnischen, undurchlässigen Schieferhorizont.
Mehrere
Erzkörper
dieses
Typs
haben
Sedimentstrukturen, die schichtgebunden aussehen, aber
neuerdings hat man herausgefunden, dass sie nur interne Karstsedimente ersetzt haben. Ungefähr
zwei Drittel der Erzkörper liegen diskordant zur Schichtung der Karbonatgesteine und hängen
genetisch mit der Mineralisierung in den Klüften zusammen, die subvertikal die Kalk- und
Dolomitbänke durchschlagen. Viele Erzkörper sind kombinierte Typen. Einige irregulär geformte
Erzkörper sind auch stark von der Durchlässigkeit des Gesteins beeinflusst.
Außer der 7 m mächtigen syngenetischen, anisischen Topla-Vererzung sind beinahe alle
epigenetischen Vererzungen auf die oberen 600 m der Wetterstein-Formation beschränkt. Die
gesamte anisische, ladinische und obertriassische Abfolge der Plattformkarbonate ist 2000 – 2400 m
mächtig.
Untersuchungen der stabilen Schwefel-, Sauerstoff- und Kohlenstoffisotope, Spurenelemente und
Seltene-Erden-Elemente widerlegten jegliche magmatische oder vulkanische Herkunft für beide
genetischen Lagerstättentypen.
Kürzlich wurde das erste Mineralisierungsereignis der Lagerstätte Topla der mittleren bis späten
anisischen Riftphase zugeordnet. Solelösungen wurden auf die Karbonatplattformen ausgetrieben.
Stickstoffreiche Cyanobakterienmatten, organisches Material und die reduzierte Umgebung auf dem
Solegrund ermöglichten dort die frühdiagenetische Ausfällung von Sphalerit (Zinkblende), Galenit
(Bleiglanz) und Eisensulfiden. Die Bleiisotopenuntersuchungen zeigten klar die unterschiedliche
Herkunft der Erzlösungen für die Topla- und Mežica-Erzkörper.
Detaillierte
Mikroskopstudien
der
Karbonatzement-Abfolgen
und
die
Kathodenluminiszenzmikroskopie der vorherrschenden epigenetischen Mineralbildungen ergaben,
dass der selbe Satteldolomitzement, der kurz vor der Fällung der Erzminerale gebildet wurde, in den
gesamten Nordkarawanken-Abfolgen bis zu den Unterjurasedimenten auftritt. Nachfolgende
Generationen von Erz- und Gangmineralen können ebenfalls bis zu den unterjurassischen
98
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Sedimenten
gefunden
werden.
Die
geochemische
Signatur
der
nachfolgenden
Zinkblendegenerationen ist in den gesamten Nordkarawanken die selbe. Dies erhärtet die Tatsache,
dass das Hauptmineralisierungsereignis im produktivsten Teil des Bergbaus Mežica eine
epigenetische Mineralisation ist. Diese wurde der spät- bis mitteljurassischen Extensionstektonik
(Öffnung der Alpinen Tethys oder des Penninischen Ozeans) zugeordnet, die zu niedrig temperierten
Blei- und Zinksolen führte, wie von Kuhlemann et al. [2001] auch schon für den Raibl und Bleiberg
Blei-Zink-Erzdistrikt der Ostalpen bewiesen wurde. Diese können als MVT (Mississippi Valley Type)
von Blei und Zinkerzbildungen in Karbonatgesteinen bezeichnet werden.
Irreguläre Erzkörper ohne klar erkennbaren genetischen Grund für die Erzmineralisierung und ohne
anerkannte Faktoren für die Mineralisierung und Zuordnung in eine der vorher definierten Typen
könnten das Ergebnis einer bereits vor der Vererzung vorliegenden Porosität und effektiven
Permeabilität sein. Diese könnte dann durch die Erzsolen in der ersten Mineralisierungsphase
vergrößert worden sein. Das ist eigentlich der selbe Prozess, der für die Erzmineralisierung in der
Rifffazies der Wetterstein-Formation beschrieben wurde, nur konnte die Ursache für die Porosität
bisher noch nicht erklärt werden.
Das Auftreten von säulenförmigen Erzkörperbrekzien, die mehrere hundert Meter hoch sind und
mehrere hundert bis tausend Quadratmeter Fläche einnehmen, aber genetisch nicht mit regionalen
oder lokalen Störungssystemen im Zusammenhang stehen, waren ein großes Rätsel. Es ist zwar klar,
dass sie auf Grund der gleichen Erzparagenese zeitgleich mit anderen Erztypen entstanden, aber der
Grund für die Bildung der Brekzien und ihre primäre Porosität, welche der wichtigste genetische
Faktor (wie auch für die anderen Erzkörper) ist, war nicht erkennbar.
Herlec [2009] fand heraus, dass die Brekzien und ihre Porosität, welche für die Fokussierung der
Erzsolen verantwortlich war und zur Erzablagerung als Zement der Gesteinsfragmente führte, durch
den Zusammenbruch von alten Karsthöhlendächern vor der Mineralisierung entstanden. Die
Karbonatplattformen waren zeitweilig trocken gefallen und verkarsteten mehrmals über einen
längeren Zeitraum. Zu jener Zeit bildeten sich in den Kalken der bereits lithifizierten
Karbonatplattform größere Karsthöhlen aus. Während der nachfolgenden marinen Transgression
wurden über den Karsthöhlen jüngere Sedimente abgelagert. Wegen der zunehmenden Mächtigkeit
und des zunehmenden Gewichts der neu abgelagerten Schichten über den vorher gebildeten
Karsthöhlen und wegen des zunehmenden lithostatischen Drucks wurde die Stabilität der
Höhlendecken überschritten. Mit der Zunahme des lithostatischen Drucks brach die Höhlendecke in
den darunter liegenden Hohlraum ein. Dadurch bildete sich aus den Gesteinsfragmenten die poröse
Brekzie. Aggressive Erzsolen konnten die Gesteinsklasten teilweise korridieren, wie man an einigen
gerundeten Klasten sehen kann. Die spätere Zementation mit nachfolgenden Generationen von Erzund Gangmineralen führte zur sogenannten „Erz-Auflösungsbrekzie“.
Derartige genetische Typen von porösen Karbonatgesteinsbrekzien wurden im Detail im Ölfeld von
Texas untersucht. Geophysikalische Untersuchungen und Bohrergebnisse zeigten, dass solche
säulenartigen Brekzien bis zu 700 m hoch werden können. Wegen ihrer hohen Porosität sind sie dort
ausgezeichnete Erdölfallen [Loucks, 2007].
99
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 27: Regionale Verteilung der Erzkörper und das Auftreten von Erz in den Bergbaurevieren Mežica
100
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
2.8 Paläontologie
Durch paläontologische Untersuchungen während der letzten zwei Jahrhunderte konnten zahlreiche
Fossilien in den Karawanken beschrieben werden. In Gesteinen aus nahezu allen Erdzeitaltern (außer
dem Vorsilur) wurden Makrofossilien gefunden. Untersuchungen der Mikrofossilien wurden vor
allem in den letzten Jahrzehnten durchgeführt und erlaubten eine bessere, in manchen Bereichen
detaillierte biostratigraphische Einstufung der Gesteine.
Makrofossilien aus dem Silur sind in den Karawanken selten, aber aus dem Oberlauf des
Trögernbaches bekannt. Devonische Korallen (genus Heliolites und Favosites) kommen in den
mitteldevonischen Riffkalken häufig vor und können beispielsweise im Hangschutt am östlichen Fuß
des Kärntner Storschitz gefunden werden.
Trilobiten und Pflanzen aus dem Karbon kennt man aus dem slowenischen Teil der Karawanken.
Die weit verbreiteten mesozoischen Gesteine sind stellenweise sehr fossilreich. Schnecken (Holopella
gracilior, Natiria costata), Muscheln (Claraia clarai und Costatoria costata) und Ammoniten der
Gattung Tyrolites sp. können in den südalpinen untertriassischen mergeligen Werfener Schichten der
Südkarawanken gefunden werden.
Die Gesteine der Mitteltrias wurden in verschiedenen Ablagerungsräumen sedimentiert und
bestehen aus Plattformkarbonaten sowie Mergeln und Schiefer tieferer Ablagerungsräume. In den
Kalken des Anis und Ladin findet man Ammoniten, Korallen, Kalkschwämme, Schnecken,
Brachiopoden, Echinodermaten und Muscheln. Die mitteltriassischen mergeligen Tonsteine und
Siltsteine sind manchmal sehr fossilreich. Im Potokgraben östlich der Koschuta wurden sogar
gelegentlich Fischreste gefunden.
Die bekanntesten und fossilreichsten Fundstellen liegen im oberen Teil des Wettersteinkalks und in
den Carditaschichten.
Die über 300 m mächtige Abfolge von karnischen Karbonatgesteinen in der Nähe von Mežica, die
auch drei mergelige bis schiefrige Tonsteinhorizonte beinhaltet, weist leider keine durchgehenden
aufgeschlossenen Profile auf. Das Aufsammeln von Fossilien wird nur durch die zeitweilige
Verfügbarkeit von makrofossilreichen verwitterten Schichten ermöglicht. Die erzführenden Kalke und
Dolomite der Wetterstein-Formation mit den oolithischen und/oder onkolithischen Schichten im
Liegenden des ersten Schiefers wurden im Naveršnik-Erzrevier des 7. Horizonts des Bergbaus Mežica
eingehend untersucht [Jurkovšek, 1978]. Beim Forststraßenbau nahe der Erzhalde Kolerca wurde auf
den Schichtflächen eine reiche Echinodermatenfauna gefunden. Makrofossilien des ersten
Schieferhorizonts konnten in der Mine wegen der ungünstigen geomechanischen
Gesteinscharakteristik nicht nicht gewonnen werden. Man konnte sie nur bei den Erzhalden von
Kolerca, Ida und Na Klinih aufsammeln. Fossilienfunde gab es auch in den oolithischen /
onkolithischen Schichten im Liegenden des zweiten Schieferhorizonts und im Hangenden des dritten
Horizonts in der Helenska grapa-Schlucht [Jurkovšek in Kolar-Jurkovšek, 1997].
Die Schichten beinhalten Brachiopoden der wichtigen Gruppe der Thecideida und verbreitet
Holothurien-Reste, Ostrakoden und selten Foraminiferen, die auf ihre genaue Bearbeitung warten.
Vom ersten Schieferhorizont gibt es Vertebratenreste mit bedeutenden Fischwirbelfunden und einen
großen Saurierwirbel, welcher in der paläontologischen Sammlung der Abteilung für
Naturwissenschaft und Technik in Laibach ausgestellt ist.
Der Untersuchungsgegenstand sind drei bis zu 20 m mächtige Horizonte von mergelig - tonigen
Schiefern mit mehreren Lagen oolithischer / onkolithischer Bänke an ihrer Basis. Teller [1896] hat sie
nach der Muschelgattung Cardita als „Carditaschichten“ beschrieben, und diese Bezeichnung hielt
sich bis in die Mitte des vorigen Jahrhunderts. Zorz [1955] unterschied nur den ersten und zweiten
101
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Schiefer (Arbeitsname für die klastischen Schichten im Gebiet von Mežica) und nannte sie in
Anlehnung an die ähnlichen Schichten in Raibl/Italien „Raibler Schichten“. Štrucl [1961, 1970a,
1970b, 1971] unterscheidet drei Cardita-Schiefer im Karn, welche innerhalb von Raibler Kalken
liegen. Er fand große Ähnlichkeiten mit der Entwicklung von gleich alten Schichten im Bleiberger
Erzrevier. Pungartnik et al. [1982] beschrieben aus Mežica Abfolgen von karnischen Schichten und
ihre sedimentologische und geochemische Charakteristik. Jelen und Kušej [1982] beschrieben
Sporen- und Pollenvergesellschaftungen aus dem palynologischen Inhalt aller drei klastischen
Horizonte. Aus der Menge der Sporen, Pollen und Acritarchen schlossen sie, dass der Einfluss des
Flussdeltas auf die sedimentologischen Bedingungen vom ersten zum zweiten klastischen Horizont
geringer und der marine Einfluss stärker wurde. Jurkovšek [1978] beschrieb Gastropoden,
Nautiloideen und Ammoniten aus dem Jul und Tuval aus allen drei klastischen Horizonten und deren
liegenden Oolithen/Onkolithen. Er erwähnte auch Crinoiden und Fischwirbel. Die Vergleiche der
Cephalopoden erbrachten mit dem Gebiet von Bleiberg einige gemeinsame Arten. Jurkovšek und
Kolar-Jurkovšek [1997] beschrieben im Detail eine karnische Crinoidenfauna aus
oolithisch/onkoidischen Schichten vom Liegenden der drei mergeligen Schieferhorizonte aus dem
Raum Mežica. Sie bestimmten sechs Crinoidenarten, die zu den Gattungen Laevigatocrinus und
Tyrolecrinus gehören. Im selben Artikel beschrieben sie auch die neue Crinoidenart Tyrolecrinus
pecae, die für das paläontologische Erbe des Geoparks von besonderer Bedeutung ist.
Für paläontologische Studien waren die drei klastischen Horizonte und die
oolithischen/onkolithischen Lagen, die gleich darunter lagen, von besonderer Bedeutung. Für das
Liegende des ersten klastischen Horizonts, welches auf dem erzführenden Wettersteinkalk liegt, ist
eine bis zu 65 cm mächtige Lage eines schwarzen onkolithischen und oolithischen Kalkes, der
reichlich Pyrit führt, charakteristisch. Die Onkolithe können einen Durchmesser von bis zu 8 mm
erreichen. Den Kern bilden häufig Crinoiden. Am häufigsten ist der Typ Tyrolecrinus hercuniae
(Bather). Er tritt gemeinsam mit Laevigatocrinus cf. subcrenatus (Münster), T. cf. scipio (Bather) and
T. tyrolensis (Laube) auf.
Etwa 9 m oberhalb des Ooliths folgen 15 – 20 m mächtige, dunkelgraue bis schwarze Schiefer mit
einer reichlichen Fossilführung, bei denen es sich um die Ammonitenart Carnites floridus (Wulfen)
handelt. Die Ammonitengehäuse wurden von der offenen See in das durch Flüsse beeinflusste Delta
eingeschwemmt, wie die palynologischen [Jelen & Kusej, 1982] und sedimentologischen
Untersuchungen (Pungartnik et al., 1982) gezeigt haben.
Über dem ersten Schiefer liegen 90 – 160 m mächtige, hellgraue und dickgebankte Kalke, welche den
unter dem ersten Schiefer liegenden erzführenden Kalken ähnlich sind. Daher wurden sie oft als
„Pseudowettersteinkalk“ bezeichnet. Sie beinhalten 10 bis 50 cm mächtige Lagen mit
stromatolithischer und onkolithischer Textur. An manchen Stellen ist Dolomit vorherrschend, in den
tieferen Anteilen treten zwischen dickeren Kalkbänken dünne Lagen von plattigen Kalken auf. Im
obersten Teil des „Pseudowettersteinkalkes“ treten eine 20 cm mächtige Lumachelle mit
oolithischem Bindemittel und einige dünne oolithische-onkolithische Kalklagen auf. Im oberen Teil
des Helenenbach-Grabens liegen über dem „Pseudowettersteinkalk“ etwa 2 m mächtige sparitische
und oolithische Kalke, darüber eine 40 cm mächtige, dunkelgraue oolithisch-onkolithische Kalklage,
die neben nicht bestimmbaren Muschel- und Schneckenresten mehrere Crinoidenelemente enthält.
Die Crinoidenreste bestehen aus Stielgliedern von L. subcrenatus (Münster), T. hercuniae (Bather), T.
sceptrum (Bather), T. scipio (Bather), T. tyrolensis (Laube) and T. pecae (Jurkovšek und KolarJurkovšek). Aus der selben Schicht im Helenenbach-Graben wurde die morphologisch und
phyllogenetisch bedeutende Brachiopodenart Thecospira haidingeri (Suess) bestimmt.
Über dem oolithischen Kalk liegt der zweite klastische Horizont mit einer Mächtigkeit von 14 m, der
in den oberen Anteilen zwei Lagen eines dunkelgrauen Kalkes sowie einige kleinere Kalklinsen
beinhaltet. Als Makrofossilien des zweiten klastischen Horizonts ist eine wenige cm mächtige Lage
mit der Art Hoernesia sturi (Wöhrmann) im oberen Anteil erwähnenswert.
102
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Die Kalke und Dolomite zwischen dem zweiten und dritten klastischen Horizont sind etwa 80 m
mächtig. Im oberen Teil findet man eine etwa 50 cm mächtige Kalklage mit vielen Steinkernen der
Muschel Cornucardia hornigii (Bittner). Gleich darüber liegen 6 bis 7 m mächtige oolithische und
onkolithische Kalke mit einigen wenigen Mergeleinschaltungen. Jurkovšek [1978] bestimmte daraus
die Muscheln Gervillia (Cultriopsis) angusta (Münster), Myophoria inaequicostata (Klipstein) und
Lopha sp.. Ramovš [1973] bestätigte das karnische Alter der Schichten mit den Foraminiferen
Trocholina biconvexa (Oberhauser), T. procera (Liebus) und Involutina pragsoides sinuosa
(Oberhauser). Aus den selben Schichten sind die Crinoiden von L. subcrenatus und T. hercuniae
nachgewiesen. Viele juvenile Stiele mit kleinen Platten und entsprechend längeren Stielgliedern
zeigen eine bemerkenswerte Ähnlichkeit mit T. candelabrum (Bather).
Laevigatocrinus subcrenatus (Münster), 10 x.
Tyrolecrinus pecae Jurkovšek & Kolar-Jurkovšek, 10 x.
Der dritte klastische Horizont über den oben beschriebenen Schichten ist 14 bis 16 m mächtig. Die
Schichtfolge wird von mehreren Zehnermetern gebanker Kalke, die sehr wahrscheinlich noch dem
Karn angehören, abgeschlossen. Die letzteren gehen im südlichen Teil des Helenenbach-Grabens in
die norischen Dolomite über.
Die reichen Fossilgesellschaften, insbesonders die Cephalopoden des ersten Schiefers (eigentlich
erster klastischer Horizont) weisen viele gemeinsame Arten au, wie sie aus den karnischen Schichten
der Karawanken, Karnischen Alpen und generell in den Ostalpen bekannt sind. Eine große Ähnlichkeit
des gesamten lithologischen und paläontologischen Inhalts der lithologischen Abfolge besteht zu den
Erzrevieren von Bleiberg in Österreich.
Die Cephalopodenfauna, die in den klastischen Sedimenten des ersten klastischen Horizonts
gefunden wurde, gehört mit Sicherheit nicht in diesen Ablagerungsraum. Es ist offensichtlich, dass sie
von der offenen See durch Sturmwellen in den deltaischen Ablagerungsraum verfrachtet wurde.
Die Untersuchungen der Crinoiden der Ordnung Isocrinida, welche in den liegenden oolithischenonkolithischen Schichten aller drei klastischen Horizonte auftreten haben gezeigt, dass die Arten L.
subcrenatus und T. tyrolensis auch in den karnischen Schichten Italiens und Ungarns auftreten und
ebenso aus den triassischen Schichten der früheren Sowjetunion gut bekannt sind. Beide Arten
kommen im südlichen Teil der Pazifischen Provinz vor.
Die Art T. tyrolensis ist typisch für die karnischen Schichten Italiens, Österreichs, Deutschlands,
Ungarns, Bulgariens und einiger Gebiete der früheren Sowietunion sowie Afghanistans und Chinas
103
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
[Klikushin, 1987] und sie wird auch aus den oberanisischen Schichten Chinas erwähnt [KristanTollmann & Tollmann, 1983]. Alle diese Crinoidenarten sind charakteristisch für einen tieferen und
ruhigeren marinen Ablagerungsraum, ihre Stielglieder treten in den untersuchten Schichten aber in
oolithischen-onkolithischen Flachwasserkalken an der Basis aller drei klastischen Horizonte auf.
Einer der jüngsten wichtigen paläontologischen Funde im Gebiet von Mežica ist die Bestimmung der
phyllogenetisch und morphologisch signifikanten ältesteten Vertreter von Thecideida Brachiopoden
mit der Art Thecospira haidingeri (Suess) aus den oolithisch-onkolithischen Liegendschichten des
zweiten klastischen Horizonts. Die Morphologie und die Mikrostruktur der Proben der Gattung
Thecospira sind sehr gut erhalten und beinhalten das Spiralium, Muskeleindrücke und vorher nicht
bekannte Merkmale der cardinal procesusa. Die Schale ist nicht verändert und daher für
Isotopenanalysen gut geeignet [Jaecks & Spiro, in Vorbereitung].
Haq et al. [1987] identifizierten zwei Transgressions/Regressions-Zyklen der dritten Ordnung im Karn,
die von Bechstädt und Schwizer [1991] mit der ersten und dritten klastischen Einschaltung der
„Raibler Gruppe“ verglichen wurden. Die geringere Mächtigkeit der zweiten wird als Ergebnis einer
kürzeren Transgressions-Regressions-Zeit interpretiert. Die lithologische Zyklizität der karnischen
Schichten im Gebiet von Mežica (drei klastische Horizonte) und die Art und Weise des Vorkommens
von Makrofossilien weist darauf hin, dass dies unzweifelhaft das selbe Ablagerungsmodell ist, das
Bechstädt und Schweizer [1991] für die klastischen karbonatischen Zyklen der Raibl-Gruppe in den
Ostalpen beschrieb.
Die Karbonatgesteine der Obertrias sind einerseits der fossilarme Hauptdolomit in den
Nordkarawanken und andererseits der Dachsteinkalk in den Südkarawanken, der örtlich reichlich
Fossilien führt. Charakteristisch für den Dachsteinkalk ist das Auftreten der großen Muschel
Megalodon.
Juragesteine sind in den Karawanken selten, weisen aber stellenweise eine reiche Fauna auf. Bekannt
ist die Jurascholle des Wildensteiner Wasserfalls, wo reichlich Fossilien führende Aptychenschichten
aufgeschlossen sind. Radialplatten von Saccocoma tenella (GOLDFUSS) wurden von hier zum ersten
Mal in den Ostalpen beschrieben [Holzer & Poltnig, 1980], aber auch Ammoniten, Aptychen
(Lamellaptychus, Laevaptychus), Seelilienstielglieder, Brachiopoden, Belemniten, Rhyncholiten,
Seeigelstacheln (Cidaris) und Seelilienkelche (Apsidocrinus, Phyllocrinus, Psalidocrinus) können hier
gefunden werden.
Carnites floridus (Wulfen), 1 x.
104
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Stratigraphisches Säulenprofil der karnischen Schichtfolge im Gebiet von Mežica
105
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Box – Carditaschichten am Hochobir (Karn)
Seeigelstacheln aus Oolithen/Onkolithen im Liegenden des zweiten klastischen Horizonts
Muscheln aus Oolithen/Onkolithen im Liegenden des zweiten klastischen Horizonts
(Foto: P. Petschnig & Ch. Kucher)
106
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Box – Mergel und Schiefer der Mitteltrias aus dem Potokgraben
Mitteltrias-Fisch aus dem Potokgraben
Muschelpflaster
(Foto: P. Petschnig & Ch. Kucher)
107
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Box – Oberjurassische Aptychenschichten beim Wildensteiner Wasserfall
Ammonit (Foto: P. Petschnig & Ch. Kucher)
Aptychen, Crinoidenstielglieder, Fischzahn (Foto: A. Poltnig)
108
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
2.9 Hydrogeologie
Ein großer Teil der Karawanken wird aus verkarsteten Kalk- und Dolomitgesteinen aufgebaut, die
teilweise von paläozoischen Schiefern unterlagert werden. Der größte Teil der verkarsteten Gesteine
liegt im Gebiet der Nordkarawanken, der Koschuta und der Steiner Alpen. Die Infiltration des
Niederschlags in den Klüften und Schichtflächen ist in den verkarsteten Gesteinen weit verbreitet.
Der Oberflächenabfluss ist darin vernachlässigbar. Das Grundwasser tritt oft in großen Quellen aus.
Abbildung 28: Verbreitung der Karbonatgesteine im Gebiet des Geoparks
Die Staatsgrenze ist in den Karawanken auch eine Wasserscheide: In den südlichen Anteilen der
Karawanken fließt das Wasser zur Save und teilweise auch in die Drau, in den nördlichen Anteilen
fließt das Wasser nordwärts zur Drau. Auf beiden Seiten der Staatsgrenze wurden in den Karawanken
im Zuge hydrogeologischer Untersuchungen im Zeitraum 1990 bis 2002 etwa 3600 Quellen
aufgenommen. Die meisten dieser Quellen weisen nur eine geringe Schüttung auf. Von einigen sehr
großen Quellen, die den Karstgrundwasserleiter entwässern wurde nachgewiesen, dass ihr
Einzugsgebiet über die Staatsgrenze hinwegreicht. Diese Quellen liegen im Gebiet der Petzen im
Osten und im Gebiet der Koschuta im zentralen Teil des Gebirgskammes. Die Schüttung einiger dieser
Quellen erreicht mehrere hundert Liter pro Sekunde.
Im östlichen Teil der Karawanken liegt der aufgelassene Blei- und Zink-Bergbau von Mežica, dessen
durchschnittlicher Ausfluss von Karstwasser noch immer bei 0,5 m3/s liegt. Eine sehr große Anzahl
kleiner Quellen tritt in Gebieten mit schlecht durchlässigen Gesteinen auf, wie zum Beispiel im
gesamten Gebiet von Seeberg und Bad Eisenkappel, wo paläozoische Schiefer den Untergrund
bilden. Das ist auch das Gebiet, wo Mineralwässer mit hoher CO2-Konzentration und
charakteristischem Chemismus austreten.
Mit der Öffnung der Grenzen durch den Beitritt Österreichs und Sloweniens zur Europäischen Union
wurde dieses Gebiet, welches vorher durch die Grenze streng geteilt war, vereinigt und damit offen
109
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
für die weitere Entwicklung. Die derzeitige Besiedlungsstruktur und das kaum ausgeprägte
Straßennetz sind für den Status des Grundwassers sehr nützlich. Dieses Grundwasser ist von sehr
guter Qualität und kommt in großer Menge vor. Zur Zeit werden größere Siedlungen auf beiden
Seiten der Staatsgrenze mit Trinkwasser aus dieser Region versorgt.
Box – Grenzüberschreitender Grundwasserkörper
Das Vorkommen von grenzüberschreitenden Grundwasserleitern, von großen Quellen, die für die
Trinkwasserversorgung genutzt werden und die großen Wasserreserven veranlassten die
Behörden beider Länder, die hydrogeologischen Untersuchungen in den Karawanken durch die
bilaterale Wassermanagementgruppe „Drau-Kommission“ zu unterstützen. Auf der Grundlage der
gewonnenen Ergebnisse legten die Republik Österreich und die Republik Slowenien im Jahr 2005
ihren gemeinsamen grenzüberschreitenden Grundwasserkörper fest. Sie begannen die Fragen im
Zusammenhang mit dem Grundwassermanagement gemeinsam und in Übereinstimmung zu
lösen. Innerhalb des Grundwasserkörpers gibt es fünf ausgeprägte grenzüberschreitende
Karstgrundwasserleiter mit nachgewiesenem, grenzüberschreitenden unterirdischen Abfluss.
Die Auswirkung der Verkarstung in den Nordkarawanken kann am besten im Gebiet des Hochobirs
und der Petzen gesehen werden. Der Hochobir besteht zu einem großen Teil aus verkarstetem
Wettersteinkalk und –dolomit. Er entwässert offensichtlich unterirdisch. Der größte Teil fließt dabei
nach Osten zur Vellach, wo das Karstwasser direkt in das Flussbett übertritt (Abbildung 29).
110
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 29: Schematische Skizze der unterirdischen Entwässerung des Hochobirs zur Vellach mit
Höhlenbildung
Die Petzen ist ein Karstmassiv an der slowenisch – österreichischen Grenze im östlichen Teil der
Karawanken und wird vorwiegend aus triassischen Karbonatgesteinen aufgebaut. Im Norden und
Osten sind diese Gesteine auf Tertiärsedimente und paläozoische metamorphe Schiefer
überschoben. Im Süden grenzen sie an paläozoische Grünschiefer und den Eisenkappler Granit. Der
Hauptteil der Petzen besteht aus Wettersteinkalk. Er baut die Gipfelregionen und die Hochplateaus
auf. Jüngere stratigraphische Einheiten findet man östlich von Črna, wo Cardita-Schichten und
Hauptdolomit weit verbreitet über dem Wettersteinkalk vorliegen.
Abbildung 30: Verkarsteter
triassischer Kalk der Petzen
(Foto: E. Strobl)
Der
Wettersteinkalk
ist
verkarstet und weist keinen
Oberflächenabfluss auf. Der
Niederschlag dringt tief in
den Berg ein und tritt am Fuß
der Petzen in großen
Karstquellen wieder aus. Die
größten Karstquellen auf der
österreichischen Seite liegen
zwischen Globasnitz und Bleiburg im Bereich der Überschiebungsfläche der triassischen
111
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Karbonatgesteine auf die Tertiärsedimente. In Slowenien tritt das Wasser aus dem ehemaligen BleiZink-Bergbau Mežica, in Topla und am Fuß der Gornja westlich von Mežica aus.
Ein Teil dieser Karstwässer wird sowohl in Österreich als auch in Slowenien für die
Trinkwasserversorgung genutzt.
Box 1 – Höhle Obir
Durch den Blei-Zink-Bergbau wurde eine der beeindruckendsten Tropfsteinhöhlen im
Wettersteinkalk des Hochobir angefahren und ist nun teilweise als Schauhöhle begehbar.
Foto: D. Zupanc
Foto: D. Zupanc
112
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Mineralwässer
Quellen sind sehr interessante und natürliche Phänomene, aber nicht nur deshalb von Interesse,
sondern weil sie für die Trinkwasserversorgung großer Bevölkerungsanteile sorgen. Da sie auch mit
Brauchtum verbunden sind, spielen sie eine wichtige Rolle als kulturelles Erbe.
Wie die Aufschlüsse der Gesteine für die Geologen Fenster in die geologische Vergangenheit und die
geologische Entwicklung sind, sind die Quellen für den Hydrogeologen Fenster in den
Grundwasserleiter und repräsentieren die Aufschlüsse des Grundwassers.
Unter den mehr als 3000 bekannten Quellen des Gebietes finden sich zahlreiche hoch mineralisierte
Wässer, kohlensäurehältige und interessante gering mineralisierte Quellen. Einige Säuerlinge davon
sind schon seit alters her bekannt. Sie gaben schon im 19. Jahrhundert Anlass zu Bade- und
Trinkkuren (Bad Vellach). Manche dieser Quellen wurden zu behördlich anerkannten Heilvorkommen
erklärt. Derzeit wird jedoch nur mehr die Carinthia-Lithion-Quelle in Bad Eisenkappel offiziell für
Kurzwecke verwendet.
Will man die Quellen des Gebietes grob charakterisieren, so kann man sie wie folgt gliedern: In




die hoch mineralisierten Säuerlinge
die gering mineralisierten Eisensäuerlinge
die Schwefelquellen
die gering mineralisierten Quellen (Akratopegen)
Im Vellach- und Ebriachtal sind sehr viele Quellen bekannt. Daher wird es auch manchmal „Tal der
tausend Quellen“ genannt. Die Verschiedenartigkeit des geologischen Untergrunds führt zu
unterschiedlichsten Quellwässern, sowohl ihre Schüttung als auch die chemische Zusammensetzung
betreffend.
Eine Besonderheit des Gebietes ist das Auftreten von CO2-Gas, welches einigen Quellen beigemengt
ist und damit zu den natürlichen Austritten der Kohlensäuerlinge führt.
113
Geologisch – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanken
Abbildung 31: Lage der größeren Karstquellen und der CO2-Säuerlinge
114
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Box – Muri-Quelle, Eisensäuerling
Säuerlinge können wegen ihres Geschmacks und des Vorhandenseins von Kohlensäure leicht
erkannt werden. Besonders die ausgeprägte Ockerfärbung in ihrer unmittelbaren Umgebung fällt
sofort auf.
Ockerfärbung eines Säuerlings (VE3_119) im Schulnikgraben (Foto: W. Poltnig)
VE3_119
K
Na
Ca
Mg
Fe
Cl SO4
HCO3
Verhältnis der gelösten Ionen der Quelle VE3_119 (26.5.1999) im Schulnikgraben in meq/l
115
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Box – Carinthia-Lithion-Quellen, Mineralwasser
Aus dem Granitzug, der das Vellachtal quert, entspringen die Carinthia-Lithion-Quellen von Bad
Eisenkappel. Entlang tief reichender, subvertikaler tektonischer Störungen steigt CO2-Gas aus
tieferen Teilen der Erdkruste auf und bringt kleinere Mengen von hoch mineralisiertem Wasser
mit.
Für dieses Wasser ist der äußerst hohe Gehalt an Natrium, Bikarbonat, Sulfat und Chlorid
charakteristisch. Darüber hinaus treten Spurenelemente in beträchtlichen Konzentrationen auf.
Eines dieser Elemente - das Lithium - war sogar für die Namensgebung verantwortlich.
Verhältnis der gelösten Ionen der Quelle 213-BL4/82 (26.5.1999)
116
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Box – Rosalienquelle am Hemmaberg
Der Hemmaberg mit seiner markanten Felswand ist ein 843 m hoher Vorberg der Karawanken. Er
ist weithin im Jauntal sichtbar. Archäologische Ausgrabungen belegen seine Bedeutung als eine
frühchristliche Pilgerstätte (5. und 6. Jhdt.). Die Menschen gingen früher auf die Wallfahrt dort
hin.
Dem Wasser der Rosalienquelle wird seit frühester Zeit Heilkraft für Augenkrankheiten
zugesprochen.
Hemmaberg mit Rosalienquelle (linkes Foto: Klaura; rechtes Foto: D. Zupanc)
117
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
118
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
3. LISTE UND BESCHREIBUNG DER GEOLOGISCHEN GEBIETE IM
GEPLANTEN GEOPARK
3.1 Geopunkte und Geopark-Lokalitäten
a) Geopunkte oder auch allgemein Geosites genannt, sind geologisch und geomorphologisch
interessante Punkte oder Gebiete in der Natur. Neben der geologischen und
geomorphologischen Bedeutung haben sie häufig auch archäologische, geschichtliche,
botanische, zoologische, kulturelle oder technische – als einstige Erz- und/oder
Kohlenbergwerke – Bedeutung. Alle diese Bedeutungen sind aber stets eng mit der Geologie
verbunden. Geopunkte umfassen auch Aussichtspunkte, von denen aus geologische
Erscheinungen und andere geologisch bedingte Landschaftsformen beobachtet werden
können.
b) Geopark-Lokalitäten oder auch allgemein Geopark localities genannt, sind Punkte oder
Gebiete, wo die Geopunkte auf eine interessante und bildhafte Weise dargestellt werden.
Die Darstellungsmethoden/-mittel sind sehr unterschiedlich. Punkte und/oder Gebiete
können entweder durch Schau- oder Interpretationstafeln, Vermarktungsfolder,
Informationsbroschüren, Filme oder anderes präsentiert werden. Sie sollen auf Karten
und/oder im Gelände markiert sein. Wichtig ist vor allem, dass die Geopark-Lokalitäten
naturliebende Besucher anziehen und fachlich richtig und interessant dargestellt sind.
Das geologische Erbe des Geoparks wurde in der Tabelle 3 gemäß seiner Kategorie (Geopunkt oder
Geopark-Lokalität) klassifiziert und dementsprechend markiert, vor allem die Geopunkte, die sich
entlang der bestehenden Wege bzw. Geo-Pfade befinden. Je nach Bedeutung sind sie als
lokale/regionale, nationale (entweder national bedeutende Lokalitäten in Slowenien oder in
Österreich) und internationale Geopunkte klassifiziert. Ihrem Zweck nach wurden sie als bildende
(Geo-Bildung), touristische (Geotourismus) und wissenschaftliche (Geo-Wissenschaft) Geopunkte
klassifiziert. Jedem Geopunkt wurde anschließend der entsprechende Schutzstatus zugeteilt (gemäß
dem Gesetz zur Erhaltung der Natur [Zakon o ohranjanju narave – ZON, Ur. l. RS št. 96/04-ZON-UPB2
], dem Regelwerk über die Bestimmung und den Schutz der Naturwerte [Pravilnik o določitvi in
varstvu naravnih vrednot, Ur. l. RS, št. 111/04 in 70/06] und dem Kärntner Naturschutzgesetz 2002 K-NSG 2002) und für jeden der Typ/die Gattung (geologisch, geomorphologisch, Bergwerk,
hydrogeologisch, geschichtlich, botanisch und/oder zoologisch) bestimmt.
Auf der slowenischen Seite des Geoparks sind als Geopunkte und Geopark-Lokalitäten Punkte
und/oder Gebiete bestimmt, die gemäß Gesetz zur Erhaltung der Natur [Zakon o ohranjanju narave –
ZON/Ur. l. RS št. 96/04-ZON-UPB2] und des Regelwerks über die Bestimmung und den Schutz der
Naturwerte [Pravilnik o določitvi in varstvu naravnih vrednot/Ur. l. RS, št. 111/04 in 70/06] den Status
eines Naturwertes besitzen. Einige dieser Punkte/Gebiete sind auch Teil eines Natur- bzw.
Landschaftsschutzgebietes. Auf der österreichischen Seite des Geoparks sind als Geopunkte und
Geopark-Lokalitäten Punkte und/oder Gebiete bestimmt, die gemäß Kärntner Naturschutzgesetz
[2002 - K-NSG 2002] den Status eines Naturschutzgebietes, eines Landschaftsschutzgebietes oder
eines Naturdenkmals besitzen.
3.2 Geopunkte und Geopark-Lokalitäten im Gebiet des geplanten Geoparks
Im Geoparkgebiet sind bisher 48 Geopunkte und 14 Geopark-Lokalitäten registriert worden. Etliche
Lokalitäten sind mit Informations- bzw. Interpretationstafeln ausgestattet, in verschiedenen
Publikationen dargestellt oder als Teile bestehender Geo-Pfade und anderer touristischer Wege
119
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
verwirklicht. Im Rahmen des Geoparks Karawanken werden ständige Weiterentwicklung von
bestehenden und Errichtung neuer Geopark-Lokalitäten geplant. Bis jetzt sind mehr als 35
Lokalitäten (z. B. das Bergwerk Mežica – Glančnik-Stollen, das Bergbauteilgebiet Moring, das
Bergwerk Topla, das Bergwerk Helena und Stari Fridrih, Frančiškov rov – das Kohlevorkommen in
Leše/Liescha, das Smrekovec-Gebirge, die Ebriachklamm/Obirska soteska, die Vellacher
Kotschna/Belska Kočna, die Trögerner Klamm/Korške peči, der Landschaftspark Topla, der
Wildensteiner Wasserfall/Podkanjski slap, der Geotrail Mela Koschuta, der Hemmaberg/Gora sv.
Heme, …) mit Präsentationstafeln, Informations- und Bildungsmaterialien ausgestattet. Sie werden
den Schulen und Touristen, der lokalen Bevölkerung und anderen zur Verfügung gestellt (die
Geopunkte und Geopark-Lokalitäten sind im Managementplan näher beschrieben).
Thema
Kategorie
Bedeutung
Zweck
Schutzstatus
Typ
Abkürzung
G
GL
GEOTR
INT
NAT
REG
EDU
TUR
SCI
PN
NP
GEOL
GEOM
MIN
HYD
HIS
BZ
Kategorie
Geopunkte
Geopark-Lokalitäten
geologischer Pfad
international
national
regional / lokal
bildend (Geo-Bildung)
touristisch (Geotourismus)
wissenschaftlich (Geo-Wissenschaft)
unter Naturschutz
nicht unter Naturschutz
geologisch
geomorphologisch
Bergwerk
hydrogeologisch
geschichtlich
botanisch und/oder zoologisch
Tabelle 3: Abkürzungserklärung zur Liste der Geopunkte und Geopark-Lokalitäten im Geopark Karawanken
120
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
3.3 Liste der Geopunkte und Geopark-Lokalitäten im Geopark Karawanken
Nr.
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
9.
10.
11.
12.
13.
14.
15.
Namen der Geopunkte und Geopark-Lokalitäten, Kurzbeschreibungen
Kategorien
Bad Eisenkappel, Eisenkappel‐Vellach
Granodioritporphyr mit großen zonar gebauten Feldspäten vom
Rapakiwi‐Typus.
Bogatčeve peči
Felsblöcke des Almandin-Glimmerschiefers mit bis zu 1 cm großen
Almandin-, Muskovit- und Quarzkristallen.
Božičev slap
Mehrstufiger Wasserfall; 25 m hoher Wasserfall im Gabbro.
Breg – Verfaltete Schichten
Trias-Falten in Breg bei Mežica.
Burjakova stena
Die Entstehung dieser Wand verdankt sie der tektonischen Tätigkeit
und einer kleinen Regionalstörung; die Störungsgleitfläche stellt eine
interessante Kletterwand dar.
Ciganska jama
Horizontale Höhle im Topla-Tal; Fledermaushabitat.
Dobrova – Vorkommen des Dravits
Das Vorkommen in Dobrova ist die Typuslokalität des Minerals Dravit
und eines der fünf wichtigsten Vorkommen auf der Welt
Bistra-Tal – Störungszone der Periadriatischen Naht
Breite Störungszone, als Periadriatische Naht benannt, die als eine der
wichtigsten tektonischen Grenzen zwischen der afrikanischen und der
eurasischen Lithosphärenplatte bekannt ist. Im Bistra-Tal
kommen Aufschlüsse von Kontaktgesteinen der Granitintrusion vor.
Ebriach, Eisenkappel‐Vellach
Granitaufschluss und Mineralwasserfassung
G, REG, GEOL,
EDU, NP, TUR,
GEOTR, EDU
G, GL, REG, TUR,
PN, GEOL, GEOM
Ebriachtal
Intrusivgesteine in der Nähe der Periadriatischen Naht
Hainschgraben –Grödener Schichten
Schöner Wanderweg zu den Hainschgrabenquellen
Hainschsattel
Eine durch Lokalgletscher und Hangschuttbildungen der Koschuta
geprägte Landschaft (als Wanderweg markiert).
Hamunov vrh – Eisenvorkommen in einem verlassenen Stollen
Das Erzvorkommen auf dem Gipfel Hamunov vrh stellt die einzige
Vererzung der magmatischen Entmischung in Slowenien dar; es ist
auch ein Vorkommen des Hämatits und Pegmatits.
Helenski potok / Helenenbach-Graben; Vorkommen von karnischen
Crinoiden
Der Helenenbach-Graben ist eines der drei wichtigsten Vorkommen
von karnischen-Crinoiden in Europa, In Slowenien stellt es eine
absolute Seltenheit dar. Die Stielglieder treten massenhaft auf und sind
sehr gut erhalten.
Hochobir, Eisenkappel‐Vellach
Der Hochobir ist mit einer Höhe von 2139 m der höchste Berg der
östlichen Nordkarawanken. Da die Gipfelregion über der Waldgrenze
G, NAT, PN, TUR,
GEOL, GEOM
G, REG, EDU, PN,
GEOL
G, GL, REG, TUR,
PN, GEOM, BZ
G, REG, EDU, PN,
GEOM, BZ
G, GL, INT, SCI,
PN, GEOL
G, INT, EDU, TUR,
SCI, PN, GEOL,
GEOM, BZ, HYD
G, GEOL, EDU, NP
GEOTR, HYD,
NAT, TUR
G, GEOL, EDU
G, EDU, GEOL,
TUR
G, EDU, GEOL,
TUR
G, NAT, SCI, EDU,
PN, GEOL, MIN
G, INT, EDU, SCI,
PN, GEOL, GEOM,
HYD, BZ, TUR
G, GEOL, EDU,
GEOTR, GEOM,
MIN, HIS, NAT,
121
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
liegt, sind hier die Wettersteinkalke gut aufgeschlossen. Der Gipfel
bietet eine sehr schöne Aussicht auf die Karawanken und ihr nördliches
Vorland (als Wanderweg markiert).
Grotte Korančevka
16.
Schräge, ungefähr 50 m lange, trockene Höhle im Topla-Tal
Jegartkogel, Sittersdorf
Die gut gebankten Plattenkalke und Kössener Schichten sind nur am
17.
Nordfuß der Karawanken aufgeschlossen und können am Nordhang
des Jegartkogels am besten studiert werden.
Kärntner Storschitz, Eisenkappel‐Vellach
Ein sehr schöner Aussichtsberg, auf einem devonischen Korallenriff
18.
stehend (als Wanderweg markiert).
19.
20.
21.
22.
23.
24.
25.
26.
27.
Kordeževa glava / Kordeschkopf
Unterhalb des Kordeschkopfs auf der Petzen befindet sich ein
natürliches Felsfenster, das an der Störungslinie des ladinischen (Trias)
Kalks entstand.
Mela Koschuta
Beeindruckende tektonische Störungszone am Ostende der Koschuta
(als Wanderweg markiert).
Muri Quelle, Eisenkappel‐Vellach
Im Bereich steil gestellter paläozoischer Schiefer tritt reichlich CO2‐Gas
aus, das hier zu einem Vorkommen von mehreren natürlichen
Eisensäuerlingen führt.
Najbržev plaz
Ein größerer Bergrutsch am östlichen Berghang der Petzen mit einer
erkennbaren Überschiebungsfläche, der Petzen-Überschiebung. Es ist
dies auch ein isolierter, am östlichsten bzw. niedrigsten liegender
Standort der seltenen Wulfenprimel.
Obir Tropfsteinhöhle, Eisenkappel‐Vellach
Die schönste Schauhöhle in den Karawanken
Podgora – Eozänkalk mit Fossilien
Bei Podgora findet sich ein seltenes Vorkommen des Nummuliten- und
Alveolinenkalks im Nordosten Sloweniens
Ravbarska luknja
Sloweniens einzige im Pegmatit entstandene Höhle. Unterschlupf von
Fledermäusen.
Potokgraben – Fossils and folds
Verfaltete und fossilreiche mitteltriassische Schichten.
Potokgraben, Trögerner Klamm, Eisenkappel‐Vellach
Eine geologisch und botanisch interessante Wanderung.
Leše/Liescha – Kohlevorkommen
Frančiškov rov - der Stollen ist seit Jahr 1849 außer Betrieb. Der Stollen
stellt die letzten Reste der Bergwerkstätigkeit in Leše/Liescha dar.
Rimski vrelec / Römerquelle
29. Mineralquelle in Kotlje
28.
30.
Remscheniggraben‐Kuratkogel, Eisenkappel‐Vellach
Die Andreas-Forststraße, welche vom Remscheniggraben zum
NP, TUR
G, REG, EDU, PN,
GEOM
G, GEOL, GEOM,
NAT, EDU, NP
G, GEOL, EDU,
TUR, NAT,
GEOTR, GEOM,
NP
G, REG, TUR, PN,
GEOM
G, GEOL, EDU,
TUR
G, GEOL, EDU,
HYDRO, NAT,
TUR, NP
G, NAT, EDU, SCI,
PN, GEOL, GEOM,
BZ
G, GL, GEOL, EDU,
MIN, HIS, PN,
NAT, TUR
G, REG, EDU, TUR,
PN, GEOL
G, NAT, EDU, SCI,
PN, GEOL, GEOM,
BZ
G, GEOL, EDU,
G, GEOL, EDU,
GEOTR, GEOM,
TUR, NP
G, GL, REG, EDU,
TUR, PN, GEOL,
MIN, HIS
G, GL, REG, EDU,
TUR, PN, GEOL,
HYD, HIS
G, GEOL, EDU,
GEOTR, NAT, SCI,
122
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
31.
32.
33.
34.
35.
36.
37.
38.
39.
40.
41.
42.
43.
Kuratkogel abzweigt, quert mehrmals die Periadriatische Naht und gibt
einen Einblick auf die tektonischen Gesteinslamellen, die hier an der
Naht auskeilen.
Remscheniggraben‐St. Margarethen, Eisenkappel‐Vellach
Der Remscheniggraben folgt der Periadriatischen Naht und quert
mehrmals das Eisenkappler Altkristallin und den Tonalitgneis. Im
Bereich St. Margarethen ist die Vielfalt der Gesteinsausbildungen als
Lesesteine im Bachbett zu entdecken.
Bergwerk Helena in Podpeca
Das Wulfenitvorkommen ist eines der wenigen Vorkommen in
Slowenien, das reichste in Europa und eines der bekanntesten auf der
Welt. Zudem kommen im Gebiet auch einzigartige Kalzitkristalle vor.
Bergwerk Mežica
Profil mit erzhaltigen ladinischen Schichten. Die typische Vererzung der
Mežica-Erzlagerstätten.
Bergwerk Topla
Die Erzlagerstätte ist nach ihrer Genese eine Blei-Zink-Vererzung mit
typischen Sphaleriterztexturen, auf einem Paleokarstrelief mit subsupratidaler Sedimentation. Weltweit stellt sie einen bedeutenden
Beweis für sedimentäre Entstehung derartiger Vererzung im
Gezeitenbereich.
Schenkalm
Von der Schenkalm stammen die Gerölle der Tarviser Brekzie, die im
Potokgraben und in der Trögerner Klamm aufzufinden sind.
Smrekovec - Vorkommen von magmatischen und pyroklastischen
Gesteinen
Das Smrekovec-Gebirge stellt einen größeren Komplex von
magmatischen und pyroklastischen Gesteinen dar. Diese beweisen die
Vulkantätigkeit im Tertiär. Es ist auch ein Standort seltener
Pflanzenarten und Verbreitungsgebiet gefährdeter Tierarten.
Mučevo Klamm
Eine malerische Felsklamm, Standort seltener und gefährdeter
Knabenkräuter mit der typischen Vegetation der trockenen
Wiesenlandschaften und Aufschlüsse von Blei-Zink-Erzen.
Stari Fridrih - Aufschlüsse des Blei-Zink-Erzes
Eines der ältesten Reviere des Bergwerks Mežica mit gut erhaltenen
Aufschlüssen und Bergwerkshalden
Steinbruch Ebriachklamm, Eisenkappel‐Vellach,
Der eindrucksvollste Aufschluss ordovizischer Pillowlaven in den
Karawanken
Topla - Fossilienvorkommen
Aufschlüsse von fossilen Schnecken in den am höchsten liegenden
Schichten des erzführenden Kalks gelten als Leitfossilien. Hier kommt
auch das Fossil Gradiella gradiata vor.
Trögerner Klamm, Eisenkappel‐Vellach
Eine landschaftlich reizvolle, geologisch und botanisch interessante,
etwa 3 km lange Schlucht im Schlerndolomit des Koschuta‐Zuges
Uschowa
Beeindruckende Felsentore auf dem Weg zum Uschowagipfel
(markierter Wanderweg)
Volinjek
TUR
G, GL, NAT,
GEOTR, TUR,
EDU, GEOL, NP
G, GL, INT, EDU,
TUR, SCI, PN,
GEOL, MIN, HIS
G, GL, INT, EDU,
TUR, SCI, PN,
GEOL, MIN
G, GL, INT, EDU,
TUR, SCI, PN,
GEOL, MIN, HIS
G, EDU, GEOL
G, GL, NAT, EDU,
TUR, SCI, PN,
GEOL, BZ
G, NAT, EDU, PN,
GEOL, GEOM, BZ
G, GL, REG, EDU,
TUR, PN, GEOL,
MIN, HIS
G, GEOL, EDU,
TUR, GEOTR,
NAT, TUR, NP
G, NAT, SCI, PN,
GEOL
G, GL, GEOL, EDU,
NAT, TUR, GEOM,
GEOTR
G, NAT, EDU,
TUR, GEOM, NP
G, GL, PN, EDU,
123
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
44.
45.
46.
47.
48.
Karstrelief (Hohlkarren, natürliches Felsfenster, Dolinen) im Triaskalk
Votla peč
Die Naturbrücke bildet eine hervorstechende geomorphologische Form
aus Pegmatit mit dem Mineral Schörl, daher ist dies auch ein
bedeutender geologischer Punkt.
Vellachtalklamm, Eisenkappel‐Vellach
Die obertriassischen (Karn) Carditaschichten sind nur an wenigen
Stellen gut aufgeschlossen, da sie als tektonische Bewegungshorizonte
dienen.
Zajčja peč
Auf dem Felsgipfel Zajčja peč sind die Merkmale der PetzenÜberschiebung sichtbar, diese stellt ein bedeutendes tektonisches
Element, das mit der Seitenverschiebung an der Periadriatischen Naht
verbunden ist, dar.
Zelenbreg - Vorkommen von Pegmatit mit Schörl und Muskovit
Im Gebiet von Zelenbreg kommen im Biotit-Muskovit-Glimmerschiefer
Pegmatitlinsen vor. Diese stellen ein reiches Vorkommen des
Muskovits und das einzige Vorkommen des Turmalins Schörl in
Slowenien dar.
Wildensteiner Wasserfall, Gallizien
Eine teilweise fossilreiche Schichtfolge von Gesteinen der Obertrias bis
Unterkreide, die von triassischen Gesteinen überschoben sind.
TUR, GEOM, REG
G, REG, EDU, PN,
GEOL, GEOM
G, NAT, SCI,
GEOL, NP
G, NAT, EDU, SCI,
PN, GEOL, GEOM
G, NAT, EDU, SCI,
PN, GEOL
G, NAT, TUR,
GEOL, GEOM, NP
Tabelle 4: Übersicht der Geopunkte und Geopark-Lokalitäten im Geopark Karawanken und deren
Kurzbeschreibung mit Kategorien.
124
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Karte 4: Geopunkte und Geopark-Lokalitäten im Geopark Karawanken
125
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Die geologischen Punkte und die Geopark-Lokalitäten aus der Tabelle 4 präsentieren die große
Geodiversität des Gebietes (die ältesten paläozoischen Gesteine, wichtige Mineral- und
Fossilvorkommen, Vorkommen von metallischen Mineralien, die in der Vergangenheit abgebaut
wurden, Karsthöhlen und andere Karsterscheinungen, Hinweise auf vulkanische Aktivität etc.), die
auf globaler Ebene außergewöhnlich und einzigartig ist:
 Das Helena-Tal als eines der drei reichsten Vorkommen an Crinoiden des Karniums (Trias) in
Europa;
 Das Bergwerk Mežica als eines der fünf Gebiete einer solchen Blei-Zink-Vererzung in
Europa;
 Das Wulfenitvorkommen in Mežica stellt das reichste Vorkommen in Europa und eines der
bekanntesten in der Welt dar;
 Die Erzstätte im Topla-Tal als ein weltweit bedeutender Beweis für sedimentäre Entstehung
derartiger Vererzung;
 Das Dravit-Vorkommen in Dobrova bei Dravograd als Typlokalität des Minerals Dravit und
eines der fünf wichtigsten Dravit-Fundorte in der Welt;
 Das Periadriatische Lineament (die Periadriatische Naht) als eine der wichtigsten
tektonischen Grenzen zwischen der afrikanischen und der eurasischen Lithosphärenplatte;
 Die Obir-Tropfsteinhöhlen als die schönsten Tropfsteinhöhle in Österreich, die durch Zufall
beim Abbau des Blei-Zink-Erzes entdeckt worden sind;
 Der Wildensteiner Wasserfall als einer der schönsten Wasserfälle im Geopark-Gebiet
durchbricht fossilreiche Gesteine;
 Der Diabas-Steinbruch in der Ebriachklamm mit den schönen Aufschlüssen von Kissenlava
als ein Beweis für vulkanische Aktivität;
 Die zahlreichen Mineralwasserquellen im Bereich von Störungszonen zwischen Jezersko
und Bad Eisenkappel;
 In Leše eines der größten und modernsten Bergwerke in Slowenien, das die wichtigsten
europäischen Stahlwerke mit Kohle versorgte;
 ...
126
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Abbildung 32: Geologische Schätze des Geoparks
Der Geopark bietet auch für Fachexperten viele Möglichkeiten. Geologen erforschen das Gebiet
schon lange, mehr als 200 Publikationen (siehe die Liste der Literatur) wurden veröffentlicht. Etliche
geologische Forschungen in der Region wurden angestellt, Diplom- und Doktorarbeiten geschrieben
und zahlreiche fachtechnische und wissenschaftliche Artikel veröffentlicht. Außerdem wurden
mehrere populärwissenschaftliche Artikel veröffentlicht und Fernsehsendungen mit Beiträgen über
den Geopark gesendet. Touristen kennen schon die reiche „Unterwelt der Petzen“ und die ObirTropfsteinhöhlen. Die Natur und das reiche kulturelle Erbe der Region bieten eine Reihe
verschiedener Möglichkeiten für aktive Freizeitbeschäftigung (Radfahren, Wandern,
Familienausflüge, Besuche von kulturellen Denkmälern etc.). Wir sind davon überzeugt, dass wir in
der Zukunft durch interessante Interpretationen des geologischen Erbes und mit guter
grenzüberschreitender Vernetzung der bestehenden Angebote die Aktivitäten weiter ausbauen und
erweitern können. Auf diese Weise werden wir das Interesse weiterer Besucher wecken, auch
derjenigen, die auf das Gebiet zwischen der Petzen und der Koschuta bisher nicht besonders
aufmerksam geworden sind. Im Geopark Karawanken möchten wir so viele Touristen und GeoTouristen wie möglich aus der ganzen Welt begrüßen.
Die Geologischen Punkte und die Geopark-Lokalitäten wurden in drei Kategorien nach ihrem Zweck
klassifiziert: bildende (Geo-Bildung), touristische (Geo-Tourismus) und wissenschaftliche (siehe
Tabelle 3).
127
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
 Bildende (Geo-Bildung) Kategorie
Von Anfang an ist uns bewusst, dass wir die Geologie unseren Jüngsten zuerst näher bringen
müssen, sie darüber unterrichten und für den Geotopschutz sensibilisieren müssen. Aus diesem
Grund werden unsere Aktivitäten vor allem auf Schulen und Jugendliche gerichtet; mit ihnen
möchten wir Partnerschaften aufbauen und den Wert der Erkenntnisgewinnung aus der Natur
zeigen. Sogenannte Klassenzimmer in der Natur ist eine der effektivsten Lehrmethoden. Schüler
und Studenten der Naturwissenschaftlichen Fakultäten besuchen schon regelmäßig den
Geopark, um die theoretischen Kenntnisse aus dem Klassenzimmer an praktischen Beispielen in
der Natur zu vertiefen. Wir sind uns auch bewusst, dass vor allem sachkundige Besucher zur
Erhaltung und Förderung des geologischen und anderen Erbes beitragen können.
 Wissenschaftliche (Geo-Wissenschaft) Kategorie
Das Gebiet des Geoparks wurde auch von Wissenschaftlern gut erforscht und ist sehr interessant
für die Fachöffentlichkeit. Seit Beginn der systematischen Forschung sind mehr als 200
Fachpublikationen auf nationaler und internationaler Ebene veröffentlicht worden. Die
Forschungen wurden aber noch längst nicht aufgegeben, neue Technologien und geologische
Methoden ermöglichen nämlich eine noch detailliertere Forschung. Geologische Punkte bzw.
Geotope, die zu dieser Kategorie gehören und meist von nationaler und internationaler
Bedeutung sind, bilden den Großteil des Geopunktverzeichnisses am Ende dieses Dokumentes.
Sie werden auch in zahlreichen Publikationen, Führern und Prospekten präsentiert, die an
verschiedenen Informationsstellen im Geopark zu finden sind.
 Touristische (Geotourismus) Kategorie
Die angeführten geologischen Punkte und Geopark-Lokalitäten sind besondere Schätze unserer
Natur, und ziehen schon seit jeher zahlreiche Besucher an. Besonders interessant für Touristen
sind die Bergwerke, in denen in der Vergangenheit verschiedene Erze gewonnen wurden, die
heute dem Tourismus angepasst worden sind (Bergwerk Mežica und Obir-Tropfsteinhöhlen).
Geologische Besonderheiten interessieren sowohl Spaziergänger wie auch aktive und
anspruchsvolle Besucher, die neues Wissen über die Natur gewinnen und die Geologie erleben
wollen. Der abwechslungsreiche geologische Aufbau des Untergrunds ist ideal für die
Entwicklung zahlreicher Lebensräume verschiedener Pflanzen- und Tierarten. Diese Lebensräume
mit ihren Lebensformen ziehen auch viele Besucher, die das Gebiet entweder erforschen, aktiv
erleben oder nur einfach genießen möchten, an. Durch die Erweiterung von Informations- und
Interpretationseinrichtungen und durch das Vernetzen des geologischen Erbes mit dem
natürlichen und kulturellen Erbe der Region möchten wir neue Touristen aus Nah und Fern sowie
Geotouristen aus der ganzen Welt begrüßen.
128
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
3.4 Kurze Beschreibung der Geopunkte und Geopark-Lokalitäten
Name des Geopunktes: Bad Kurzbeschreibung:
Id. Nr.:
Eisenkappel,
Granodioritporphyr mit großen, zonar gebauten
Eisenkappel‐Vellach
Feldspäten vom Rapakiwi‐Typus
1
Koordinate Y (UTM‐33N): 468858
Koordinate X (UTM‐33N): 5146790
Bewertung:
Das vermutlich schönste Gestein im Raum Bad Eisenkappel.
Beschreibung:
Die Intrusion des Karawanken-Granitplutons an der Periadriatischen Naht erfolgte vermutlich im
Perm. Der Nordteil intrudierte den Diabaszug von Eisenkappel, der Südteil das Eisenkappler
Altkristallin. Es ist eine Differentiationsreihe von Gabbro über Diorit und Granit zu Ganggesteinen
beobachtbar. Der Granodioritporphyr kommt in Gängen innerhalb des Granitplutons und als
Lesesteine im Bachbett des Leppenbaches vor. Man kann ein klein‐ bis mittelkörniges, dunkles bis
fleckig graues, biotitreiches Grundgewebe und große, annähernd idiomorphe, häufig zonar gebaute
Feldspäte und große Hornblendeprismen erkennen. Er wird als petroghraphisches Schauobjekt
gerne gesammelt.
Granodioritporphyr mit großen
zonar gebauten Feldspäten vom
Rapakiwi‐Typus.
Foto: Andreas Poltnig
129
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Bogatčeve peči
Kurzbeschreibung:
Felsblöcke des Almandin-Glimmerschiefers mit bis zu 1
cm großen Almandin-, Muskovit- und Quarzkristallen.
Koordinate GKX: 167236
X (UTM‐33N): 5166171
Id. Nr.:
2
Koordinate GKY: 503204
Y (UTM‐33N): 502834
Bewertung:
Bedeutende Felsblöcke aus Almandin-Glimmerschiefer mit bis zu 1 cm großen Almandin-,
Muskovit- und Quarzkristallen.
Beschreibung:
Bogatčeve peči auf Košenjak setzen sich aus größeren und kleineren Felsblöcken von AlmandinGlimmerschiefer zusammen. Das hellgraue Gestein wird aus Muskovit und Biotit aufgebaut. In
kleineren Mengen kommen noch Quarz, Plagioklase und Hornblende vor. In der Basis finden sich
viele Almandin-Granate. Sie sind bis zu 1 cm groß.
130
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Božičev slap
Kurzbeschreibung:
Mehrstufiger Wasserfall; 25 m hoher Wasserfall im
Gabbro.
Koordinate GKX: 146230
X (UTM‐33N): 5145172
Id. Nr.
3
Koordinate GKY: 488950
Y (UTM‐33N): 488584
Bewertung:
Božičev slap ist einer der seltenen und höchsten Wasserfälle in magmatischen Gesteinen und einer
der höchsten in Koroška.
Beschreibung:
Im Gebiet von Ludranski vrh befindet sich in der Nähe des Bauernhauses Božič der Wasserfall
Božičev slap. Die Entstehung beruht auf Tektonik- und Wassertätigkeit. Der Bach formte eine Rinne
am oberen Teil der Gabbro-Felswand, aus der das Wasser einen 25 m hohen mehrstufigen
Wasserfall bildet. Bis über die Hälfte der Wandhöhe ist das Gestein zerstückelt, zerstoßen und voll
mit Rinnen, was die tektonische Tätigkeit beweist.
Foto: Lenka Rojs
131
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Breg – Verfaltete Schichten
Kurzbeschreibung:
Trias-Falten in Breg bei Mežica.
Id. Nr.
4
Koordinate GKY: 490130
Koordinate GKX: 151580
Y (UTM‐33N): 489764
X (UTM‐33N): 5150520
Bewertung:
Herausragender Aufschluss von verfalteten Trias-Schichten.
Beschreibung:
Im Straßenabschnitt Mežica-Žerjav befindet sich an der rechten Straßenseite ein größerer
Aufschluss von Triasgesteinen. Diese werden durch dunkelgrauen Tonmergelschiefer, grauen
Mergel und Sandschiefer repräsentiert. Die Horizonte werden durch Einlagerungen eines hellen,
schichtförmigen Kalks getrennt. Die Schichten sind wegen der tektonischen Bewegungen stark
gefaltet und in eine subhorizontale Lage gestellt.
132
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Burjakova stena
Kurzbeschreibung:
Die Entstehung dieser Wand verdankt sie der
tektonischen Tätigkeit und einer kleinen
Regionalstörung; die Störungsgleitfläche stellt eine
interessante Kletterwand dar.
Koordinate GKX: 147479
X (UTM‐33N): 5146421
Id. Nr.
5
Koordinate GKY: 484208
Y (UTM‐33N): 483843
Bewertung:
Burjakova stena stellt eine repräsentative tektonische Gleitfläche mit Algen im Triaskalk dar.
Beschreibung:
Die Gleitfläche von Burjakova stena baut sich aus 235 Millionen alten ladinischen Kalksteinen auf.
Diese enthalten zahlreiche gesteinsbildende Algen. Die Entstehung dieser Wand verdankt sie der
tektonischen Tätigkeit und einer kleinen Regionalstörung; die Störungsgleitfläche stellt eine
interessante Kletterwand dar.
Foto: Lenka Rojs
133
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Ciganska jama
Kurzbeschreibung:
Horizontale Höhle im Topla-Tal; Fledermaushabitat.
Id. Nr.
6
Koordinate GKY: 484980
Koordinate GKX: 147261
Y (UTM‐33N): 484615
X (UTM‐33N): 5146203
Bewertung:
Ciganska jama stellt eintypisches Beispiel einer kleineren horizontalen Höhle, die als Folge einer
kleinen Regionalstörung entstanden ist, dar.
Beschreibung:
Ciganska jama befindet sich am Talanfang. Es handelt sich um eine kurze horizontale Höhle mit
einer Länge von 6 m. Sie entstand als Folge einer kleinen Regionalstörung im hellgrauen ladinischen
Kalk. Der Kalk ist an dieser Stelle stark mylonitisiert und zerbrochen, was die Bildung der Höhle
erleichterte. Der 8 m hohe Eingang wurde verschüttet.
Foto: Matjaž Bedjanič (links), Lenka Rojs (rechts)
134
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Dobrova – Vorkommen des
Dravits
Kurzbeschreibung:
Das Vorkommen in Dobrova ist die Typuslokalität des
Minerals Dravit und eines der fünf wichtigsten
Vorkommen auf der Welt
Koordinate GKX: 159616
X (UTM‐33N): 5158554
Id. Nr.
7
Koordinate GKY: 500747
Y (UTM‐33N): 500378
Bewertung:
Das Vorkommen in Dobrova stellt das einzige Vorkommen des Dravits in Slowenien dar. Der
Fundort in Dobrova ist die Typuslokalität des Minerals Dravit und eines der fünf wichtigsten
Vorkommen auf der Welt
Beschreibung:
Das Vorkommen befindet sich südwestlich von Dravograd. Dravit ist eine braune Art des Minerals
Turmalin. Den Namen bekam er nach dem Fluss Drau. Am häufigsten finden sich die Kristalle im
Muskovit-Glimmerschiefer. Dravit hat keinen Gebrauchswert, ist jedoch wegen seiner Seltenheit
sehr bekannt und in Mineraliensammlungen weltweit sehr gefragt.
Foto: Matjaž Bedjanič (links) uns Archiv RRA Koroška (rechts)
135
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Bistra-Tal – Störungszone
der Periadriatischen Naht
Kurzbeschreibung:
Breite Störungszone, als Periadriatische Naht benannt,
die als eine der wichtigsten tektonischen Grenzen
zwischen der afrikanischen und der eurasischen
Lithosphärenplatte bekannt ist. Im Bistra-Tal
Id. Nr.
8
kommen Aufschlüsse von Kontaktgesteinen der
Granitintrusion vor.
Koordinate GKY: 487350
Koordinate GKX: 145825
Y (UTM‐33N): 486984
X (UTM‐33N): 5144767
Bewertung:
Das Gebiet dieses Durchschlagtals stellt eine breite Störungszone dar, die als Periadriatische Naht
bezeichnet wird. Sie ist als eine der wichtigsten tektonischen Grenzen zwischen der adriatischen
Mikroplatte und der eurasischen Lithosphärenplatte bekannt.
Beschreibung:
Im Bistra-Tal von der Mündung ins Meža-Tal bis zum Bauernhof oberhalb des Zusammenflusses mit
dem Bach Vrtačnikov potok wird in geomorphologischen Strukturen die bedeutendste
Störungszone des ganzen Alpenbogens – die Periadriatische Naht – erkennbar. Sie stellt eine der
wichtigsten tektonischen Grenzen zwischen der afrikanischen (bzw. ihrem nördlichen Teil, der
adriatischen Platte) und der eurasischen Lithosphärenplatte und eines der wichtigsten
nachfolgenden Sekundärprozesses dar. Die Naht bzw. die Störungszone setzt sich aus drei
Gesteinszonen zusammen, aus dem Karawanken-Granitzug, der in metamorphe Gesteine intrudiert
ist, der südlichen Tonalitzone und der Zone aus Triassedimentgesteinen im Süden, die wegen der
erfolgten Seitenverschiebung im Nahebereich der Störung stark deformiert sind.
Foto: Lenka Rojs
136
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Ebriach/Obirsko
Kurzbeschreibung:
Id. Nr.:
Eisenkappler Granit, Granitaufschluss und
9
Mineralwasserfassung (Säuerling)
Koordinate Y (UTM‐33N): 463116
Koordinate X (UTM‐33N): 5146868
Bewertung:
Fassungsbauwerk und ehemalige Abfüllanlage des Ebriacher Säuerlings und Aufschluss des
Karawanken‐Granitplutons
Beschreibung:
Wegen der starken Erosion des Ebriachbaches reicht die Verwitterung nur sehr geringmächtig in
den hellen, grobkörnigen, stark geklüfteten Granit. Bei der Fassung des Säuerlings waren auch
kontaktmetamorphe Gesteine als grünliche und rötliche Cordiertitknotenschiefer aufgeschlossen.
Mehrere Säuerlingsaustritte und CO2‐Gasmofetten sind in diesem Bereich bekannt.
Granitaufschluss und
Mineralwasserfassung
Foto: Walter Poltnig
137
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Ebriachtal
Kurzbeschreibung:
Id. Nr.:
Intrusivgesteine in der Nähe der Periadriatischen
10
Naht
Koordinate Y (UTM‐33N): 466518
Koordinate X (UTM‐33N): 5147018
Bewertung:
Intrusion von granitischen Gesteinen in Tonschiefer/Diabase und altpaläozoische metamorphe
Gesteine .
Beschreibung:
Die Intrusion des Karawanken-Granits in Tonschiefer/Diabase und altpaläozische metamorphe
Gesteine geschah in permischer Zeit. Die Intrusionsgesteine bestehen hauptsächlich aus
grobkörnigem Granit und mittelkörnigem Diorit. Innerhalb des Diorits treten gelegentlich
Gabbroschollen auf. Pegmatitische und aplitische Gänge sind häufig.
Geologische Skizze des Gebietes westlich von Bad Eisenkappel (Ebriachtal) und nördlich des
Periadriatischen Lineaments.
Aufschluss von Gesteinen der Eisenkappler
Granitzone in der Nähe des Periadriatischen
Lineaments.
Foto: Paul Petschnig, Christopher Kucher
138
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Kurzbeschreibung:
Id. Nr.:
Hainschgraben – Grödener
Schöner Geotrail zu den Hainschgraben-Quellen
11
Schichten
Koordinate Y (UTM‐33N): 448989
Koordinate X (UTM‐33N): 5145340
Bewertung:
Leichter Wanderweg durch den Hainschgraben zu den Hainschgraben-Quellen.
Beschreibung:
Wenn man durch den Hainschgraben wandert, quert man unmittelbar südlich der Periadriatischen
Naht eine tektonische Lamelle aus devonischen Kalken. Es folgen dann permische Gesteine und der
damit verbundene Farbwechsel des Untergrundes zu rot ist deutlich erkennbar, wenn man die
Grödener Schichten erreicht. Diese bestehen aus roten Sandsteinen und Tonschiefern. Sie wurden
in einem kontinentalen Ablagerungsraum gebildet.
Grödener Schichten im Hainschgraben
Foto: Paul Petschnig, Christopher Kucher
139
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name Geopunktes:
Hainschsattel
Kurzbeschreibung:
Id. Nr.:
Eine durch Lokalgletscher und Hangschuttbildungen
12
der Koschuta geprägte Landschaft
Koordinate Y (UTM‐33N): 446606
Koordinate X (UTM‐33N): 5142552
Bewertung:
Wunderschöne Landschaft der Koschuta
Beschreibung:
Der obere Teil des Hainschgrabens ist ein durch den Lokalgletscher der letzten Eiszeit geformtes Tal
am Fuß der Koschuta. Das Tal folgt einer Störungszone, welche die gut gebankten, obertriassischen
Dachsteinkalke der Koschuta im Süden von mittel- und untertriassischen Gesteinen im Norden
trennt.
Die steilen Felswände der Koschuta lieferten eine große Schuttmenge, die das Tal auffüllt. Im
geklüfteten und verkarsteten Dachsteinkalk sowie in der Talfüllung ist sehr viel Grundwasser
gespeichert. Dieses tritt in Form großer Quellen im Kontaktbereich zu den unterriassischen
Werfener Schichten im mittleren Talabschnitt aus.
Glaziales Trogtal im obersten
Hainschgraben
Mit Hangschutt aufgefülltes
glaziales Trogtal im oberen
Hainschgraben
Foto: Paul Petschnig, Christopher Kucher
140
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Hamunov vrh –
Eisenvorkommen in einem
verlassenen Stollen
Kurzbeschreibung:
Das Erzvorkommen auf dem Gipfel Hamunov vrh stellt
die einzige Vererzung der magmatischen Entmischung
in Slowenien dar; es ist auch ein Vorkommen des
Hämatits und Pegmatits.
Koordinate GKX: 155265
X (UTM‐33N): 5154204
Id. Nr.
13
Koordinate GKY: 488363
Y (UTM‐33N): 487997
Bewertung:
Das Erzvorkommen auf dem Gipfel Hamunov vrh stellt die einzige Vererzung der magmatischen
Entmischung in Slowenien dar, als Erzmaterial ist neben dem Hämatit auch noch das Vorkommen
des Magnetits, der im Diabas vorkommt, wichtig.
Beschreibung:
Auf dem Hamunov vrh, nördlich von Mežica in der Nähe des Bauernhofes Adam, liegt ein
verlassenes Bergwerk mit Eisenerz. In der Umgebung des Bauernhofes befinden sich noch
Aufschlüsse des Diabases mit Hämatit. Die weitere Umgebung des Hamunov vrh bilden vorwiegend
metamorphe Gesteine der Magdalensberg-Serie, permotriassische Konglomerate und Sandsteine.
Metamorphe Gesteine werden durch dunkelgraue und graue Phyllite sowie grüne und violette
phyllitische Schiefer vertreten. Diabasgänge, die besonders mit Eisen-Vererzung verbunden
werden, drangen in ihre Struktur ein. Von 1920 bis 1936 wurde beim Bauernhaus Adam Eisenerz
(Hämatit) abgebaut.
Der Eingang in die verlassenen Stollen, in denen Hämatit abgebaut wurde, befindet sich am
Waldrand unterhalb des Bauernhauses Adam. Gleich nach dem Eingang teilt er sich in zwei Stollen
auf. Die Länge des kürzeren Stollens beträgt 17 m, während der längere 25 m unter die Erde führt
und nachher wieder in zwei Stollen aufspaltet. Der rechte Stollen ist 30 m und der Linke 11 m lang.
In den Stollen kommen die Erzmineralien Hämatit und Magnetit vor. Hier fand auch die
Zwergfledermaus Pipistrelus pipistrelus ihre Höhlenwohnung.
Foto: Matjaž Bedjanič
141
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Helenski potok /
Helenenbach-Graben;
Vorkommen von karnischen
Crinoiden
Kurzbeschreibung:
Der Helenenbach-Graben ist eines der drei wichtigsten
Vorkommen von karnischen-Crinoiden in Europa, In
Slowenien stellt es eine absolute Seltenheit dar. Die
Stielglieder treten massenhaft auf und sind sehr gut
erhalten.
Koordinate GKX: 148350
X (UTM‐33N): 5147291
Id. Nr.
14
Koordinate GKY: 486900
Y (UTM‐33N): 486535
Bewertung:
Der Helenebach-Graben ist eines der drei wichtigsten Vorkommen von karnischen Crinoiden in
Europa. Die anderen zwei Vorkommen liegen in Italien und Ungarn. In Slowenien stellt es eine
absolute Seltenheit dar. Die Stielglieder treten massenhaft auf und sind sehr gut erhalten.
Beschreibung:
Die Klamm des Helenenbaches, auch „Klini“ genannt, ist ein Kerbtal. Das Tal besteht aus 220
Millionen Jahre alten Triasgesteinen der karnischen Stufe. Sie weisen drei Horizonte von
Mergelschiefer auf. In diesen befinden sich einige Lagen von Ooid-und Onkoidkalken mit
zahlreichen Stachelhäuterresten - vorwiegend Stielgliedern von Crinoiden. Das reichste
Vorkommen der Fossilien liegt in den oolithischen / onkolithischen Schichten mit
zwischenliegenden, mergelig-tonigen Lagen im unmittelbaren Liegenden des zweiten klastischen
Horizonts an der Straße, am westlichen Hang des Helenenbach-Grabens. Die Schichten fallen steil
(30° bis 50°) nach Südwesten ein. Sie reichen bis an die Talsohle, wo sich im Jahr 1987 am
westlichen Berghang ein umfangreicher Erdrutsch ereignete. Er deckte fossilreiche oolithische
Kalkbänke auf. Neben Muscheln, Schnecken, Stacheln von Seeigeln, Foraminiferen und Ostrakoden,
ist vor allem die Crinoidenvergesellschaft mit Leavigatocrinus subcrenatus, Tyrolecrinus hercuniae,
Tyrolecrinus sceptrum, Tyrolecrinus scipio, Tyrolecrinus tyrolensis und die neue, nach der Petzen
benannte Art Tyrolecrinus pecae von Bedeutung.
Foto: Lenka Rojs
142
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name Geopunktes:
Hochobir
Kurzbeschreibung:
Wettersteinkalk des Hochobir
Id. Nr.:
15
Koordinate Y (UTM‐33N): 460644
Koordinate X (UTM‐33N): 5150081
Bewertung:
Der Hochobir ist mit einer Höhe von 2139 m der höchste Berg der östlichen Nordkarawanken. Da
die Gipfelregion über der Waldgrenze liegt, sind hier die Wettersteinkalke gut aufgeschlossen. Der
Gipfel bietet eine sehr schöne Aussicht auf die Karawanken und ihr nördliches Vorland.
Beschreibung:
Der mitteltriassische (Ladin) Wettersteinkalk ist der Hauptfelsbildner der Nordkarawanken. Er ist als
gebankter Kalk einer Lagunenfazies oder als massiger Kalk oder Dolomit einer Rifffazies ausgebildet.
In den hangenden Anteilen der gebankten Lagunenfazies treten im Bereich des Hochobirs Blei‐ZinkVererzungen auf. Auf der Wanderung zum Gipfel findet man zahlreiche Reste des ehemaligen
Bergbaues.
Blick vom Hochobir gegen Südwesten. Im Vordergrund die gebankten Wettersteinkalke des
Hochobirs. Im Hintergrund die Koschuta, der Grenzkamm zu Slowenien.
Foto: Daniel Zupanc
143
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Grotte Korančevka
Kurzbeschreibung:
Schräge, ungefähr 50 m lange, trockene Höhle im
Topla-Tal
Koordinate GKX: 148230
X (UTM‐33N): 5147171
Id. Nr.
16
Koordinate GKY: 483610
Y (UTM‐33N): 483246
Bewertung:
Sie ist eine der größeren Höhlen im Kalkstein in Koroška. In deren Nähe finden wir noch einige
kleine Halbhöhlen, die in der Gemeinde auch als eine selten vorkommende, geomorphologische
Erscheinung gelten.
Beschreibung:
Oberhalb des Bauernhauses Burjak im Topla-Tal befindet sich eine Karsthöhle mit dem Namen
Korančevka. Es ist eine schräge, trockene Höhle im Kalkstein. Sie ist ungefähr 54 Meter lang und 10
Meter tief. Sie ist mit Sinter überzogen und auch kleinere, bis 5 Zentimeter große Tropfsteine
kommen vor. Sie entstand im ladinischen (Trias) Kalk, der im Bereich der Petzen verbreitet ist. Der
Kalkstein ist klein- bis mittelkristallin und von hellgrauer bis weißer Farbe. Er setzt sich aus
zahlreichen fossilen Kalkalgen zusammen. In der Nähe der Grötte Korančevka finden wir noch
einige kleine Halbhöhlen, die größte befindet sich bei Vranica. Deren Länge beträgt 5 Meter.
144
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Jegartkogel
Kurzbeschreibung:
Plattenkalke, Kössener Schichten
Id. Nr.:
17
Koordinate Y (UTM‐33N): 470895
Koordinate X (UTM‐33N): 5152333
Bewertung:
Die gut gebankten Plattenkalke und Kössener Schichten sind nur am Nordfuß der Karawanken
aufgeschlossen und können am Nordhang des Jegartkogels am besten studiert werden.
Beschreibung:
In der Obertrias folgen auf den Hauptdolomit (Nor) Plattenkalke und die Kössener Schichten.
Zwischen den Plattenkalken und den rhätischen Kössener Schichten gibt es wegen intensiver
Verfaltung keine scharfe Grenze. Die Plattenkalke zeigen eine rhythmische Wechsellagerung von
dunklen, bituminösen und Hornstein führenden Bankkalken und 2 – 3 dm mächtigen Rhythmiten.
Die Kössener Schichten werden aus Mergeln, mergeligen Kalken und Kalken aufgebaut.
Gebankte Kalke des Jegartkogels
Foto: Walter Poltnig
145
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Kärntner Storschitz
Kurzbeschreibung:
Devonisches Korallenriff
Id. Nr.:
18
Koordinate Y (UTM‐33N): 463506
Koordinate X (UTM‐33N): 5141987
Bewertung:
Ein sehr schöner Aussichtsberg, auf einem devonischen Korallenriff stehend.
Beschreibung:
Der Riffkalk des Kärntner Storschitz besteht aus Korallen‐ und Stromatoporenkalken des
Mitteldevons, welche im Bereich der Ostwand gut aufgeschlossen sind. Es handelt sich um
biosparitische Kalke, die aus grobem Schutt und aufgewachsenen Stöcken von Stromatoporen und
tabulaten Korallen bestehen. Im Hangschutt unterhalb der östlichen Felswand finden sich
zahlreiche tabulate Korallen.
Storschitzgipfel
Foto: Daniel Zupanc
146
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Kordeževa glava /
Kordeschkopf
Kurzbeschreibung:
Id. Nr.
Unterhalb des Kordeschkopfs auf der Petzen befindet 19
sich ein natürliches Felsfenster, das an der
Störungslinie des ladinischen (Trias) Kalks entstand.
Koordinate GKX: 150610
X (UTM‐33N): 5149551
Koordinate GKY: 483640
Y(UTM‐33N): 483276
Wertung:
Das natürliche Felsfenster unterhalb des Kordeschkopfs ist eine beeindruckende
geomorphologische Form und die einzige derartige Form in der Gemeinde Črna na Koroškem.
Beschreibung:
Das natürliche Felsfenster unterhalb des Kordeschkopfs entstand an einer Störungslinie im
ladinischen (Trias) Kalk. Stark gestörter und zerriebener Kalk wurde durch Wasser aufgelöst. Die an
der Störungslinie entstandene Spalte wurde immer breiter, bis ein natürliches Felsfenster entstand.
Foto: Matjaž Bedjanič
147
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Mela Koschuta
Kurzbeschreibung:
Sehr schön aufgeschlossene Störungszone
Id. Nr.:
20
Koordinate Y (UTM‐33N): 456590
Koordinate X (UTM‐33N): 5143763
Bewertung:
Beeindruckende tektonische Störungszone am Ostende der Koschuta.
Beschreibung:
Gut gebankte mitteltriassische Kalke, Mergel und Tonschiefer sind am Ostende der Koschuta
aufgeschlossen. Die Gesteine sind intensiv verfaltet und trennen als Störungszone den massiven
Dachsteinkalk der Koschuta vom weißen Schlerndolomit. Die Störungszone ist eine der West-Oststreichenden Hauptstörungen innerhalb der Karawanken. Sie begrenzt die Koschutaeinheit
tektonisch im Süden.
Dachsteinkalk
Störungszone
Schlerndolomit
Ostende der Koschuta mit gut aufgeschlossener Störungszone.
Foto: Paul Petschnig, Christopher Kucher
Schlerndolomite (linkes Bild); verfaltete mitteltriassische Kalke und Mergel zwischen Dachsteinkalk
und Schlerndolomit (rechtes Bild)
Foto: Paul Petschnig, Christopher Kucher
148
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Muri-Quelle
Kurzbeschreibung:
Hochwipfelschichten, Auernigschichten,Eisensäuerling
Id. Nr.:
21
Koordinate Y (UTM‐33N): 465046
Koordinate X (UTM‐33N): 5140805
Bewertung:
Im Bereich steil gestellter paläozoischer Schiefer tritt reichlich CO2‐Gas aus, das hier zu einem
Vorkommen von mehreren natürlichen Eisensäuerlingen führt.
Beschreibung:
Im Bereich einer Störungszone, die unterkarbone Hochwipfelschichten von oberkarbonen
Auernigschichten trennt, treten mehrere Eisensäuerlinge auf. Die Eisengehalte betragen bis
40 mg/l. Bei Luftkontakt fällt das Eisen als Eisenhydroxid aus und erzeugt schöne Sinterbildungen.
Das Wasser gilt wegen des hohen Gehaltes von 2‐wertigem Eisen als Heilwasser. Es wird als
natürlich austretendes kohlensäurehältiges Mineralwasser von Besuchern gerne getrunken.
Ausfällung von Eisenhydroxid bei einer Quelle im Schulnikgraben
Foto: Walter Poltnig
149
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Najbržev plaz
Kurzbeschreibung:
Ein größerer Bergrutsch am östlichen Berghang der
Petzen mit einer erkennbaren Überschiebungsfläche,
der Petzen-Überschiebung. Es ist dies auch ein
isolierter, am östlichsten bzw. niedrigsten liegender
Standort der seltenen Wulfenprimel.
Koordinate GKX: 150734
X (UTM‐33N): 5149675
Id. Nr.
22
Koordinate GKY: 485628
Y (UTM‐33N): 485263
Bewertung:
Die Bergrutschfläche entstand als Folge der Überschiebung, die im Zuge der Seitenverschiebung an
der Periadriatischen Naht die Nordkarawanken nach Norden über ihr Vorland überschoben hat.
Beschreibung:
Durch den Bergrutsch von Najbržev plaz wurde eine breite Zone gestörter Trias-Karbonatgesteine
erkennbar. Der Bergrutsch ist wahrscheinlich mit der Seitenverschiebung an der Periadriatischen
Naht bzw. mit ihren kleinen subhorizontalen Überschiebungsflächen der Petzen-Überschiebung
verbunden. Die Verwitterungs- und Denudationsprozesse bildeten interessante geomorphologische
Formen (Felstürme, abgerundete Felsformen, ein kleines natürliches Felsfenster) auf der
Bergrutschfläche. Es ist dies auch ein isolierter, am östlichsten bzw. niedrigsten liegender Standort
der seltenen Wulfenprimel.
Foto: Lenka Rojs
150
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Obir-Tropfsteinhöhle
Kurzbeschreibung:
Obir-Tropfsteinhöhle
Id. Nr.:
23
Koordinate Y (UTM‐33N): 465376
Koordinate X (UTM‐33N): 5150757
Bewertung:
Die schönste Schauhöhle in den Karawanken!
Beschreibung:
Ab 1870 wurden im Revier Unterschäffler‐Alpe beim Vortrieb des Markusstollens die Obir‐
Tropfsteinhöhlen entdeckt, die keinen natürlichen Zugang von der Erdoberfläche her besaßen.
Die Höhle liegt in den verkarsteten Wettersteinkalken. Sie ist von Mai bis September mit dem
Höhlen‐Bus erreichbar.
Foto: Daniel Zupanc
151
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Podgora – Eozänkalk mit
Fossilien
Kurzbeschreibung:
Bei Podgora findet sich ein seltenes Vorkommen des
Nummuliten- und Alveolinenkalks im Nordosten
Sloweniens
Koordinate GKX: 151178
X (UTM‐33N): 5150118
Id. Nr.:
24
Koordinate GKY: 497961
Y (UTM‐33N): 497592
Bewertung:
Das Vorkommen von Eozängesteinen ist eines der seltenen ursprünglichen Vorkommen dieser
Gesteinsart im Nordosten Sloweniens.
Beschreibung:
In der Nähe des Bauernhauses Ivartnik in Kotlje befindet sich ein Aufschluss von Eozängesteinen.
Eozängesteine sind zwar eine repräsentative Gesteinsart der südlichen und südwestlichen Gebiete
Sloweniens, im Norden kommen sie aber eher selten vor. Reste des eozänen Nummuliten- und
Alveolinenkalks werden vorwiegend als Restschotter gefunden. Der Kalk erstreckt sich von Mežica
in Richtung Slovenj Gradec und Stranice bis Pirhova. Diese 55 Milionenen Jahre alten Gesteine sind
an ihrer ursprünglichen Stelle nördlich der Karawanken nur hier in Podgora und noch in Makole
entdeckt worden. Eozäne Sedimente lagerten sich im Tethys-Ozean und in seinen Randteilen ab.
Kalke, die aus diesen Ablagerungen entstanden sind, enthalten zahlreiche Fossilreste von
Nummuliten, Algen, Muschelschalen, Seelilien, Seeigeln, Hydrozoonen, Weichtieren, Moostierchen
(Bryozoen) und Würmern.
Foto: Mojca Bedjanič
152
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Ravbarska luknja
Kurzbeschreibung:
Sloweniens einzige im Pegmatit entstandene Höhle.
Unterschlupf von Fledermäusen.
Koordinate GKX: 156030
X (UTM‐33N): 5154969
Id. Nr.
25
Koordinate GKY: 498217
Y (UTM‐33N): 497848
Bewertung:
Ravbarska luknja ist die einzige slowenische Höhle, die im Pegmatit entstanden ist.
Beschreibung:
Mehr als 10 Kilometer lange Pegmatitzüge erstrecken sich vom Meža Fluss im Süden bis nach
Libeliče im Norden. Sie kommen im Gneis und im Glimmerschiefer vor. In einer der Pegmatitzüge
befindet sich am linken Ufer des Meža Flusses oberhalb der Stadt Ravne na Koroškem eine schräge
Sekundärhöhle – tektonische Höhle, die entweder als Folge eines großen Bergsturzes oder einer
kleinen Regionalstörung entstand und dann weiter durch chemische oder physikalische Prozesse
erweitert wurde. Gleich nach dem Höhleneingang teilt sie sich in zwei Höhlengänge auf. Der linke
Höhlengang führt nach 5 Metern in die Höhe und wird enger, der rechte ist weitere 5 Meter
durchgängig und geht dann als ein undurchgängiger Höhlengang weiter.
Foto: Lenka Rojs
153
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Kurzbeschreibung:
Id. Nr.:
Potokgraben – Fossilien und Verfaltete und fossilreiche mitteltriassische Schichten
26
Falten
Koordinate Y (UTM‐33N): 459746
Koordinate X (UTM‐33N): 5144290
Bewertung:
Sehr schöne Aufschlüsse für Strukturgeologen und Sedimentologen
Beschreibung:
In der Störungszone im Potokgraben sind - von Schlerndolomit umgeben - mitteltriassische Kalke
und Mergel gut aufgeschlossen. Die tektonischen Strukturen sind gut erkennbar. Im Bachbett kann
man alle Arten von jungpaläozoischen Sedimenten aus den oberen Teilen der Berge als Gerölle
finden. In den triassischen Kalken und Mergeln entdeckt man zahlreiche Fossilien (vorwiegend
Muscheln). Mit etwas Glück kann man sogar fossile Fischreste finden.
Synsedimentäre Falten in gut gebankten
Mergeln
Foto: Paul Petschnig, Christopher Kucher
Tektonische Falten
Foto: Paul Petschnig, Christopher Kucher
Fossiler Fisch (Fischgröße 9,5 cm)
Foto: Paul Petschnig, Christopher Kucher
154
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Kurzbeschreibung:
Id. Nr.:
Potokgraben, Trögerner
Schlerndolomit in der Trögerner Klamm
27
Klamm
Koordinate Y (UTM‐33N): 460757
Koordinate X (UTM‐33N): 5144490
Bewertung:
Eine geologisch und botanisch interessante Wanderstrecke
Beschreibung:
Am südwestlichen Ende der Trögerner Klamm schließen sich zwei Gräben an. Der gegen Westen
führende ist der Potokgraben mit seinem 114 Hektar große Naturwaldreservat Potok, das seit 1977
besteht und dessen Besonderheit der Bestand an Schwarzföhren und Manna‐Eschen ist.
Der Graben verläuft in einer Störungszone, in der Bankkalke und Hornsteinknollenkalke vermutlich
mitteltriassischen Alters innerhalb der Umrahmung aus Schlerndolomit aufgeschlossen sind. Der
den Graben durchfließende Bach bringt von einem Bergsturz im Grenzgebiet zu Slowenien die
auffallend gefärbte mittelpermische Tarviser Brekzie mit. Sie ist im Bachbett überall als exotisches
Geröll zu sehen.
Exotisches Geröll der
mittelpermischen Tarviser
Brekzie im Potokgraben
Foto: Walter Poltnig
155
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Leše/Liescha Kohlevorkommen
Kurzbeschreibung:
Frančiškov rov - der Stollen ist seit Jahr 1849 außer
Betrieb. Der Stollen stellt die letzten Reste der
Bergwerkstätigkeit in Leše/Liescha dar.
Koordinate GKX: 154464
X (UTM‐33N): 5153403
Id. Nr.
28
Koordinate GKY: 493433
Y (UTM‐33N): 493066
Bewertung:
Das aufgelassene Kohlebergwerk hat eine kulturhistorische Bedeutung, das Kohlevorkommen
dagegen eine geologische.
Beschreibung:
Der Stollen Frančiškov rov ist seit 1849 außer Betrieb und stellt die letzten Reste der
Bergwerkstätigkeit in Leše/Liescha dar. Das Braunkohlebergwerk war von 1819 bis 1939 in Betrieb.
In dieser Zeit galt es als das größte Bergwerk in Slowenien. Die Kohlelagerstätten entstanden in
miozänen Molassesedimenten, die im Gebiet von Leše/Liescha vorherrschend sind. Normalerweise
liegt die Kohle auf sandigem Ton, gefolgt von bitumenhaltigem, grau-schwarzem Ton und
linsenförmigem Kohlevorkommen. Mehrere Linsen, die einige Zentimeter dick sind, kommen vor.
Zwischen diesen entstanden noch Linsen des bitumenhaltigen Kohletons.
Foto: Archiv KPM , Mojca Bedjanič
156
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Rimski vrelec/Römerquelle
Kurzbeschreibung:
Mineralquelle in Kotlje
Id. Nr.
29
Koordinate GKY: 499281
Koordinate GKX: 152153
Y (UTM‐33N): 498912
X (UTM‐33N): 5151093
Bewertung:
Die Römerquelle (Rimski vrelec) entstand an der Störungslinie von Kotlje, die die Folge des
Kontaktes zwischen den Nordkarawanken und Metamorphiten des Karawankenvorlandes ist.
Neben der fachwissenschaftlichen Bedeutung stellt die Quelle auch ein wichtiges Kulturerbe dar.
Beschreibung:
Südlich von Kotlje befindet sich die Mineralquelle, die unter dem Namen Rimski vrelec
(Römerquelle) bekannt ist. Sie liegt am Kontakt zwischen Karbonatgesteinen (Nordkarawanken)
und metamorphen Gesteinen (Ostalpen). Das Wasser fließt durch die Störungsspalten des
metamorphen Untergrunds in die Tertiärablagerungen ein und reichert die sandig-kiesigen
Schichten, aus denen sie dann als Quelle entspringt, an. Die Quelle wurde mit einer Betonmauer
umbaut. Das Mineralwasser ist reich an Eisen und rühmt sich durch zahlreiche Heilwirkungen. Sie
wurde schon in der Antike als Trink- und Heilwasser verwendet.
Foto: Mojca Bedjanič
157
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Kurzbeschreibung:
Id. Nr.:
Remscheniggraben Tonalitgneis an der Periadriatischen Naht
30
Kuratkogel
Koordinate Y (UTM‐33N): 472326
Koordinate X (UTM‐33N): 5145557
Bewertung:
Die Andreas-Forststraße, welche vom Remscheniggraben zum Kuratkogel abzweigt, quert
mehrmals die Periadriatische Naht und gibt einen Einblick auf die tektonischen Gesteinslamellen,
die hier an der Naht auskeilen.
Beschreibung:
Die Störungszone, die hier einen Teil des Periadriatischen Lineaments darstellt, markiert die
Überschiebungsbahn der südalpinen Gesteine auf die Tonalitgneislamelle. Der Tonalit fällt hier steil
gegen Norden ein. Im Störungskontakt ist der Tonalitgneis stark mylonitisiert. Der Tonalitpluton
intrudierte im Oligozän in das Eisenkappler Altkristallin und weist eine intensive postkristalline
Deformation (Dynamometamorphose) auf.
Tonalitgneis
Foto: Paul Petschnig, Christopher Kucher
Name des Geopunktes:
Kurzbeschreibung:
Id. Nr.:
Remscheniggraben - St.
Altkristallin, Tonalitgneis
31
Margarethen
Koordinate Y (UTM‐33N): 474091
Koordinate X (UTM‐33N): 5145316
Bewertung:
Der Remscheniggraben folgt der Periadriatischen Naht und quert mehrmals das Eisenkappler
Altkristallin und den Tonalitgneis. Im Bereich St. Margarethen ist die Vielfalt der
Gesteinsausbildungen als Lesesteine im Bachbett zu entdecken.
Beschreibung:
Das Eisenkappler Altkristallin besteht überwiegend aus Biotit‐Plagioklas‐Paragneis mit
Einschaltungen von Amphibolit und Orthogneis. Durch die Intrusion des Karawanken‐Granitplutons
kam es zur Ausbildung kontaktmetamorpher Hüllgesteine (Hornfelse und Migmatite).
158
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Bergwerk Helena in
Podpeca
Kurzbeschreibung:
Das Wulfenitvorkommen ist eines der wenigen
Vorkommen in Slowenien, das reichste in Europa und
eines der bekanntesten auf der Welt. Zudem kommen
im Gebiet auch einzigartige Kalzitkristalle vor.
Id. Nr.
32
Koordinate GKY: 487141
Koordinate GKX: 149111
Y (UTM‐33N): 486776
X (UTM‐33N): 5148052
Bewertung:
Das Wulfenitvorkommen stellt ein seltenes Vorkommen in Slowenien, das reichste in Europa und
eines der bekanntesten auf der Welt dar. Zudem kommen im Gebiet auch einzigartige Kalzitkristalle
vor. Wulfenit ist eines der schönsten slowenischen Mineralien und ebenso ein erkennbarer Teil
vieler Mineraliensammlungen auf der ganzen Welt.
Beschreibung:
In den oberen Teilen der Helena-Erzlagerstätte befinden sich reichhaltige Kalzit- und
Wulfenitvorkommen. Die Mineralvorkommen auf den Sohlen von Dorothea und Barbara stehen
unter Naturschutz. Seinen Namen bekam das Mineral nach dem österreichischen Mineralogen F. X.
Wulfen. Nach seiner chemischen Zusammensetzung ist es ein Blei-Molybdän-Oxid und wird
sekundär in der Oxidationszone von Blei- und Molybdänerzen gebildet. Er kann orangegelb bis
rotbraun sein. Die Kristalle haben normalerweise eine quadratförmige Tafelform, obwohl der
Kristallhabitus des Mežica-Wulfenits von dünnen Täfelchen bis zu Würfeln und Prismen variiert. Er
zählt zu den schönsten Mineralien Sloweniens.
Wulfenit und Kalzit
Foto:Miha Jeršek
159
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Bergwerk Mežica
Kurzbeschreibung:
Profil mit erzhaltigen ladinischen Schichten. Die
typische Vererzung der Mežica-Erzlagerstätten.
Koordinate GKX: 152005
X (UTM‐33N): 5150945
Id. Nr.
33
Koordinate GKY: 489404
Y (UTM‐33N): 489038
Bewertung:
In der Mežica-Erzstätte wurden Wetterstein- und Partnachschichten der Mittel- und Obertrias
vererzt. Dieses Erzvorkommen ist eines der fünf Gebiete der Blei-Zink-Vererzung in Europa, das an
seltenen Mineralien besonders reich ist.
Beschreibung:
Der Stollen Glančnikov rov mit dem Bergbauteilgebiet Moring, der im Jahr 1886 gebaut wurde,
verbindet die vormals getrennten Erzlagerstätten untereinander und ist einer der längsten Stollen
des Bergwerks Mežica. Seine Errichtung bedeutete einen der wichtigsten Meilensteine in der
Bergwerksentwicklung. Das Bergbauteilgebiet Moring befindet sich im Zentrum der zentralen
Erzlagerstätte, wo alle technischen Objekte für die Erzproduktion gesammelt wurden. In diesem Teil
wurde das Aussehen der Bergwerksarbeitsstätte noch ganzheitlich erhalten und instand gehalten.
Bergwerksmaschinen, -werkzeug und -ausstattung werden auch in ihrer chronologischen
Reihenfolge vorgestellt. Im Bergbauteilgebiet Moring sind auch Profile der wichtigsten erzhaltigen
ladinischen Schichten und die typischen Vererzungen der Mežica-Erzlagerstätten gut erhalten
geblieben.
Foto: Mojca Bedjanič (Bild links),Tomo Jeseničnik (Bild rechts)
160
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Bergwerk Topla
Kurzbeschreibung:
Die Erzlagerstätte ist nach ihrer Genese eine Blei-ZinkVererzung mit typischen Sphaleriterztexturen, auf
einem Paleokarstrelief mit sub- supratidaler
Sedimentation. Weltweit stellt sie einen bedeutenden
Beweis für sedimentäre Entstehung derartiger
Vererzung im Gezeitenbereich.
Koordinate GKX: 149436
X (UTM‐33N): 5148377
Id. Nr.
34
Koordinate GKY: 482247
Y (UTM‐33N): 481883
Bewertung:
Auf globaler Ebene stellt sie einen bedeutenden Beweis für die synsedimentäre Entstehung
derartiger Vererzung im Gezeitenbereich dar.
Beschreibung:
Das geschützte Sedimentprofil des Bergwerks Topla liegt auf einer Höhenlage von 1145 Metern. Die
Erzlagerstätte ist nach ihrer Genese eine synsedimentäre, im Gezeitenbereich abgelagerte Blei-ZinkVererzung mit typischen Sphaleriterztexturen, Paleokarstrelief und sub- supratidaler
Sedimentation. Auf globaler Ebene stellt sie einen bedeutenden Beweis für die synsedimentäre
Entstehung derartiger Vererzung im Gezeitenbereich dar. Die Erzmineralien kommen in anisischen
Karbonatgesteinen vor, die liegende und die hangende Schicht bestehen aus Kalk, die mittlere aus
Dolomit. Im letzteren - II. Dolomit-Horizont - befinden sich reiche Erzkörper. Im unteren Teil
herrschen Blei, Zink und Eisen vor, im laminierten Dolomit und im feinkörnigen Dolosparit des
Mittelhorizontes hingegen Blei, Zink, Sedimenttexturen und -strukturen, Imprägnier-,
Flaserimprägnier- und Belastungstexturen, Erzrhythmite sowie die Mineralien Sphalerit, Galenit,
Pyrit und Markasit. Aus stratigraphischer Sicht ist der obere Horizont bedeutend. In ihm wurden
nämlich Fossilien, die die Gesteine in die illyrische Unterstufe des Anisiums (Trias) einstufen lassen,
gefunden.
Foto: Matjaž Bedjanič
161
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Schenkalm
Kurzbeschreibung:
Id. Nr.:
Erosionsdiskordante Füllung der Tarviser Brekzie im
35
Trogkofelkalk; Bergsturz
Koordinate Y (UTM‐33N): 456295
Koordinate X (UTM‐33N): 5142633
Bewertung:
Von der Schenkalm stammen die Gerölle der Tarviser Brekzie, die im Potokgraben und in der
Trögerner Klamm aufzufinden sind.
Beschreibung:
Hebungen im Mittelperm verursachten Erosion der unterpermischen und oberkarbonen Schichten.
Das erodierte Material wurde lokal auf dem Trogkofelkalk abgelagert. Es ist als Brekzie ausgebildet
und besteht vorwiegend aus Trogkofelkalkkomponenten und Quarzgeröllen, die aus oberkarbonen
und unterpermischen Molassesedimenten stammen. Der Zement der Brekzie ist wegen des
kontinentalen Ablagerungsraumes vorwiegend rot gefärbt. Der Übergang zu den darüber liegenden
rot gefärbten Grödener Schichten ist fließend.
Durch einen Bergsturz lagerte sich viel Brekzienmaterial auf der Schenkalm ab. Von dort wurde es in
weiterer Folge in den Potokgraben verfrachtet.
Tarviser Brekzie (links), Trogkofelkalk (rechts)
Foto: Paul Petschnig, Christopher Kucher
162
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Smrekovec - Vorkommen von
magmatischen und
pyroklastischen Gesteinen
Kurzbeschreibung:
Das Smrekovec-Gebirge stellt einen größeren
Komplex von magmatischen und pyroklastischen
Gesteinen dar. Diese beweisen die Vulkantätigkeit im
Tertiär. Es ist auch ein Standort seltener
Pflanzenarten und Verbreitungsgebiet gefährdeter
Tierarten
Koordinate GKX: 142520
X (UTM‐33N): 5141463
Id. Nr.
36
Koordinate GKY: 491480
Y (UTM‐33N): 491113
Bewertung:
Das Gebiet des Smrekovec-Gebirges stellt einen größeren Komplex von magmatischen (AugitAndesit und Andesit-Traß) und pyroklastischen Gesteinen dar, der die Vulkantätigkeit im Tertiär
beweist.
Beschreibung:
Das Smrekovec-Gebirge wird aus oberoligozänen Vulkaniten gebildet. Deren Entstehung geht auf
die Kollision der Afrikanischen und Europäischen Kontinentalplatte zurück. Das Vulkanmassiv setzt
sich aus einem oder mehreren Schichtenvulkanen, die im damaligen Meer tätig waren, zusammen.
Den Gesteinsuntergrund der Vulkanite bilden Karbonatgesteine des Mesozoikums und
spätoligozäne Mergel und Gerölle. Weil während der Vulkantätigkeit die Zusammensetzung des
Magmas verändert wurde, werden auf dem Gebiet verschiedene magmatische (Augit-Andesit und
Andesit-Traß) und pyroklastische (Tuff, Tuffit, vulkanische Brekzie) Gesteine gefunden.
Smrekovec - Kamen
Foto: Martin Vernik
163
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Mučevo Klamm
Kurzbeschreibung:
Eine malerische Felsklamm, Standort seltener und
gefährdeter Knabenkräuter mit der typischen
Vegetation der trockenen Wiesenlandschaften und
Aufschlüsse von Blei-Zink-Erzen.
Koordinate GKX:
149677
X (UTM‐33N): 5148618
Id. Nr.
37
Koordinate GKY: 490758
Y (UTM‐33N): 490391
Bewertung:
Eine schöne Felsklamm mit typischen Pflanzenarten und Aufschlüssen von Erzen. In seinem
westlichen Teil ist das Gebiet ein bedeutender Standort einiger seltener und gefährdeter
Knabenkrautarten (z.B. Gymnadenia odoratissima), und trockener (thermophiler)
Rasengesellschaften (Peucedanum oreoselinum, Anthericum ramosum, Cynanchum vincetoxicum u.
a. m.). Das Gebiet wird von einem thermophilen Wald der Gemeinen Weißbuche und der MannaEsche bewachsen. Die Klamm ist ein Gebiet der Höhenflora (Potentilla caulescens, Saxifraga
rotundifolia, Petasites paradoxus, Silene alpestris, Valeriana saxatilis u. a. m.) mit einigen seltenen
bzw. geschützten Pflanzenarten (Alpenaurikel Primula auricula). Die Klamm ist der Standort des
Kleinblütigen Einblatts Malaxis monophyllos – einer seltenen bzw. gefährdeten Art der
slowenischen Flora.
Beschreibung:
Die Mučevo Klamm, auch Hudi-Graben genannt ist eine Felsklamm in Triasgesteinen. Sie wird durch
massiven, hellgrauen Kristalldolomit charakterisiert. Der Dolomit geht in den Kristallkalk über.
Beide stammen aus dem Ladinium und werden durch eine Störung vom norischen Hauptdolomit
getrennt.
Am südlichen Berghang des Gipfels Krajnčev vrh liegt das Blei-Zink-Erzvorkommen Mučevo. Es ist
ein Teil des Blei-Zink-Bergwerks von Mežica. In der Klamm kann man noch immer Erzreste und
Reste der Bergwerkstätigkeit (stillgelegte, verlassene Stollen) finden.
Die Klamm des Hudi-Graben-Baches verläuft in Ost-West-Richtung. Der Hudi Graben ist ein
Seitenzubringer der Meža. Die Klamm öffnet sich vor der Mündung und setzt ihren Weg mit steilen
Hängen (stellenweise auch 45-80° Neigung) in Richtung Meža-Tal fort.
Mučevo Klamm
Foto: Matjaž Bedjanič
164
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Kurzbeschreibung:
Id. Nr.
Stari Fridrih - Aufschlüsse des Eines der ältesten Reviere des Bergwerks Mežica mit 38
Blei-Zink-Erzes
gut erhaltenen Aufschlüssen und Bergwerkshalden
Koordinate GKY: 489110
Koordinate GKX: 151260
Y (UTM‐33N): 488744
X (UTM‐33N): 5150200
Bewertung:
In der Mežica-Erzlagerstätte wurden Wetterstein- und Partnach-Schichten der Mittel- und Obertrias
vererzt. Somit ist diese Erzstätte eines der fünf Gebiete mit einer derartigen Blei-Zink-Vererzung in
Europa, die an seltenen Mineralien besonders reich ist.
Beschreibung:
Die Berghänge des Veliki vrh werden durch die Pikovo-Störung getrennt. Der Gipfel und die
Berghänge setzen sich aus karnischen Ton- und Mergelschiefern, Mergeln und Kalken zusammen.
Am Fuß befindet sich eines der ältesten Reviere des Mežica-Bergwerks: Stari Fridrih. Bis heute blieb
eine Bergwerkshalde erhalten und Aufschlüsse des Blei-Zink-Erzes sind auf der Oberfläche zu sehen.
Sphalerit (Zinksulfid) kommt in den Erzlagerstätten von Mežica in verschiedenen Formen und
Farben vor. Wir kennen es in Gelb, Braun und Grau. Am häufigsten kommt es zonar vor. Galenit
(Bleisulfid) ist ebenso ein Erzmineral und kommt zusammen mit Sphalerit vor.
Foto: Archiv der »Unterwelt der Petzen«
165
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Steinbruch Ebriachklamm
Kurzbeschreibung:
Ordovizische Pillowlaven in der Ebriachklamm
Id. Nr.:
39
Koordinate Y (UTM‐33N): 465973
Koordinate X (UTM‐33N): 5147288
Bewertung:
Der eindrucksvollste Aufschluss ordovizischer Pillowlaven in den Karawanken
Beschreibung:
Auf die mesozoischen Gesteinsfolgen der Nordkarawanken nordvergent aufgeschoben, findet sich
im Bereich des Ebriachtales und Leppengrabens eine paläozoische Schichtfolge vermutlich
ordovizischen Alters, welche sich aus Tonschiefern, Grauwacken, Tuffen und Diabasen aufbaut.
Pillowlaven werden im oberen Teil der Schichtfolge angetroffen. Die schönsten Aufschlüsse sind in
der Ebriachklamm zu finden. Sie sind polsterförmig in Meter‐Dimensionen und werden aus grünen
Ergussgesteinen gebildet.
Sehr schöner Aufschluss im Steinbruch und in der Ebriachklamm
Foto: Walter Poltnig
166
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Topla - Fossilienvorkommen
Kurzbeschreibung:
Aufschlüsse von fossilen Schnecken in den am
höchsten liegenden Schichten des erzführenden
Kalks gelten als Leitfossilien. Hier kommt auch das
Fossil Gradiella gradiata vor.
Koordinate GKX: 147780
X (UTM‐33N): 5146722
Id. Nr.
40
Koordinate GKY: 484130
Y (UTM‐33N): 483765
Bewertung:
Der Aufschluss von fossilen Schnecken der Arten Omphaloptycha rosthorni und Gradiella gradiata
stellt ein bedeutendes paläontologisches Naturerbe dar. Die Art Omphaloptycha rosthorni ist
besonders wichtig, weil sie leicht erkennbar ist und als Leitfossil verwendet werden kann.
Beschreibung:
Im Topla-Tal in der Nähe des Bauernhofes Burjakovo befindet sich ein Aufschluss des etwa 230
Millionen Jahre alten Kalks mit Fossilresten von Schnecken. Zwei wichtige Arten kommen vor:
Omphaloptycha rosthorni und Gradiella gradiata. Die Größe der Schneckengehäuse erreicht bis zu
10 cm, aber größtenteils liegen sie zerbrochen und verstreut vor. Damit wird bewiesen, dass sie
nach ihrem Tod umgelagert wurden, dabei zerbrachen und an diese Stelle verfrachtet wurden. Die
Art Omphaloptycha rosthorni hat der Paläontologe Moriz im Jahr 1856 als erster beschrieben.
Foto: Matjaž Bedjanič
167
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Trögerner Klamm
Kurzbeschreibung:
Schlerndolomit in der Trögerner Klamm
Id. Nr.:
41
Koordinate Y (UTM‐33N): 461623
Koordinate X (UTM‐33N): 5144984
Bewertung:
Eine landschaftlich reizvolle, geologisch und botanisch interessante, etwa 3 km lange Schlucht im
Schlerndolomit des Koschuta‐Zuges
Beschreibung:
Die unter Naturschutz stehende Klamm mit ihren bizarren Kalksteinfelsen ist eine wildromantische
Schluchtenlandschaft und wird vom „Trögernbach“ durchflossen. Die geologischen und botanischen
Besonderheiten werden durch mehrere Schautafeln ausführlich erläutert. In unmittelbarer Nähe
der Klamm im Potokgraben (Seitenteil der Trögerner Klamm) befindet sich das 114 Hektar große
Naturwaldreservat Potok, das seit 1977 besteht und dessen Besonderheit der Bestand an
Schwarzföhren und Manna‐Eschen ist. Die Klamm durchbricht den massigen Schlerndolomit, der
hier die Fortsetzung des Koschuta‐ Zuges nach Osten bildet.
Foto: Daniel Zupanc
168
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Uschowa Felsentore
Kurzbeschreibung:
Uschowa Felsentore
Id. Nr.:
42
Koordinate Y (UTM‐33N): 474197
Koordinate X (UTM‐33N): 5144404
Bewertung:
Beeindruckende Felsentore auf dem Weg zum Uschowagipfel
Beschreibung:
Der Wanderweg auf die Uschowa quert mehrere Felsentore, die im obertriassischen Dachsteinkalk
angelegt sind.
Tropfsteinhöhle mit Höhlenbärenresten
(Ursus speläus) auf der Uschowa.
Foto: Paul Petschnig, Christopher Kucher
Felsentor am Wanderweg auf die
Uschowa.
Foto: Paul Petschnig, Christopher Kucher
Felsentor am Wanderweg auf die
Uschowa.
Foto: Paul Petschnig, Christopher
Kucher
169
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Volinjek
Kurzbeschreibung:
Karstrelief (Hohlkarren, natürliches Felsfenster,
Dolinen) im Triaskalk
Koordinate GKX: 154195
X (UTM‐33N): 5153135
Id. Nr.
43
Koordinate GKY: 490806
Y (UTM‐33N): 490440
Bewertung:
Typischer Beispiel der Verkarstung und typischer Beispiel eines natürlichen Felsfensters bzw. einer
Naturbrücke.
Beschreibung:
Am nordwestlichen Teil des Volinjek entstand ein natürliches Felsfenster bzw. eine Naturbrücke.
Der Gipfel Volinjek stellt einen tektonischen Rest eines graubraunen Triaskalks dar, der auf
miozänen Ablagerungen der Leše-Kohlenmulde liegt. Der Gipfel des Volinjek weist ein Karstrelief
(Hohlkarren, natürliches Felsfenster, Dolinen) auf. Das natürliche Felsfenster (Naturbrücke) formte
sich an einer Störungsspalte aus, die durch Kalkauflösung zu einer Naturbrücke erweitert wurde. Es
könnte aber auch als Folge eines Felssturzes, bei dem sich ein großer Felsbrocken zwischen zwei
Felsblöcken einkeilte, entstanden sein. Der Kalkstein ist stark geklüftet und tektonisch zerrieben.
Am nördlichen Berghang kam es zu zahlreichen Felsstürzen.
Foto: Mojca Bedjanič
170
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Votla peč
Kurzbeschreibung:
Die Naturbrücke bildet eine hervorstechende
geomorphologische Form aus Pegmatit mit dem
Mineral Schörl, daher ist dies auch ein bedeutender
geologischer Punkt.
Koordinate GKX: 155950
X (UTM‐33N): 5154889
Id. Nr.:
44
Koordinate GKX: 498180
Y (UTM‐33N): 497811
Bewertung:
Die Naturbrücke bildet eine hervorstechende geomorphologische Form. Wegen des Turmalins
Schörl, der als eines der schönsten slowenischen Mineralien gilt, ist sie auch ein wichtiges
geologisches Naturerbe.
Beschreibung:
Östlich von Ravne na Koroškem liegt ein großer Block des Pegmatits im Meža-Flussbett. Der
Felsblock wurde von den höher liegenden Pegmatitzügen abgebrochen. Er stellt eine Art
Naturbrücke dar, deren geomorphologische Entstehungsweise sich aber von der anderer
Naturbrücken in Sedimentgesteinen (Lösungsverwitterung) unterscheidet. Die Pegmatitzüge
erstrecken sich vom Meža-Fluss im Süden bis nach Libeliče im Norden. Pegmatit ist ein grobkörniges
magmatisches Ganggestein. Als Leitmineralien kommen der Turmalin (Schörl) und der Hellglimmer
(Muskovit) vor.
Foto: Samo Jenčič
171
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Kurzbeschreibung:
Id. Nr.:
Vellachtalklamm N’ Bad
Klastischer Horizont der Carditaschichten
45
Eisenkappel
Koordinate Y (UTM‐33N): 467932
Koordinate X (UTM‐33N): 5149582
Bewertung:
Die obertriassischen (Karn) Carditaschichten sind nur an wenigen Stellen gut aufgeschlossen, da sie
als tektonische Bewegungshorizonte dienen. Einer der besten Aufschlüsse liegt im Vellachtal vor, wo
wegen der tektonischen Bewegung einer von drei Schieferhorizonten zwischen Hauptdolomit und
Wettersteinkalk erhalten ist.
Beschreibung:
Die Carditaschichten bestehen aus einer zyklischen Flachwasserabfolge von drei klastischen etwa 20
m mächtigen, und drei karbonatischen etwa 60‐80 m mächtigen Horizonten. Sie unterscheiden sich
faziell von den südalpinen Raibler-Schichten gleichen Alters. Die Carditaschichten sind örtlich sehr
fossilreich (Megalodonten, Brachiopoden, Echinodermaten, Cephalopoden).
Foto: Elmar Strobl
172
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Zajčja peč
Kurzbeschreibung:
Auf dem Felsgipfel Zajčja peč sind die Merkmale der
Petzen-Überschiebung sichtbar, diese stellt ein
bedeutendes tektonisches Element, das mit der
Seitenverschiebung an der Periadriatischen Naht
verbunden ist, dar.
Koordinate GKX: 149520
X (UTM‐33N): 5148461
Id. Nr.
46
Koordinate GKX: 482820
Y (UTM‐33N): 482456
Bewertung:
Die Petzen-Überschiebungsfläche ist ein bedeutendes tektonisches Element, das mit der
Seitenverschiebung an der Periadriatischen Naht verbunden ist.
Beschreibung:
Am Berghang der Petzen (Zajčja peč) und im Bergrutschgebiet Mihelji plazi wird die PetzenÜberschiebung sichtbar. Sie ist subhorizontal und fällt mit 5 °- 10 ° nach Westen oder Nordwesten
ein. Die Überschiebung ist wahrscheinlich mit der seitlichen Verschiebung an der Periadriatischen
Naht verbunden. Sie wurde in Richtung Osten bis Nordosten auf das Zentralgebiet der MežicaErzlagerstätten überschoben. Das löste ein Drehen der Strukturblöcke in den MežicaErzlagerstätten ostwärts aus und führte zu epigenetischen Prozessen und Oxydation von Blei- und
Zinkerzen.
Zajčja peč
Foto: Matjaž Bedjanič
173
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Zelenbreg - Vorkommen von
Pegmatit mit Schörl und
Muskovit
Kurzbeschreibung:
Im Gebiet von Zelenbreg kommen im BiotitMuskovit-Glimmerschiefer Pegmatitlinsen vor. Diese
stellen ein reiches Vorkommen des Muskovits und
das einzige Vorkommen des Turmalins Schörl in
Slowenien dar.
Koordinate GKX: 158153
X (UTM‐33N): 5157091
Id. Nr.:
47
Koordinate GKX: 496035
Y (UTM‐33N): 495667
Bewertung:
Die Umgebung von Zelenbreg und Tolsti vrh stellt das einzige Vorkommen des Turmalins Schörl in
Slowenien dar. Ein verlassener Steinbruch mit dem Aufschluss von Schörl in Pegmatit ist einer der
wenigen in Slowenien. Der Schörl hat keinen Nutzwert, ist jedoch eines der schönsten slowenischen
Mineralien.
Beschreibung:
In der Nähe des Bauernhauses Krivec befindet sich ein verlassener Steinbruch im Pegmatit.
Pegmatit ist ein magmatisches Ganggestein, das in Form von Linsen im Biotit-MuskovitGlimmerschiefer vorkommt. In seiner Mineralstruktur werden die Feldspäte Mikroklin, Albit und
Quarz vertreten. Wichtige Leitmineralien sind Turmalin (Schörl) und Hellglimmer (Muskovit). Der
Schörl ist eine schwarze Turmalinart. Seine dunkle Farbe bekommt er von dem hohen Gehalt an
Eisen. Die Größe der Kristalle beträgt bis zu 10 cm, sie sind von feinen Rissen durchzogen und mit
Quarz-Flaserchen durchwachsen. Sie sind stets prismenförmig entwickelt. Auch die als Pyramide
entwickelte Schlussflächen stellen eine Seltenheit dar.
Foto: Lenka Rojs
174
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
Name des Geopunktes:
Wildensteiner Wasserfall
Kurzbeschreibung:
Jurakalke der Karawanken
Id. Nr.:
48
Koordinate Y (UTM‐33N): 462350
Koordinate X (UTM‐33N): 5153510
Bewertung:
Juragesteine finden sich nur als kleine Schollen am Nordfuß der Karawanken, wo sie von
Triasgesteinen überschoben sind. Eine von Triasgesteinen überschobene Schichtfolge von der
obersten Trias bis zu Unterkreide liegt im Bereich des Wildensteiner Wasserfalls vor.
Beschreibung:
Die Jura- bis Unterkreide‐Schichtfolge ist geringmächtig ausgebildet und zeigt eine Verbindung zur
Entwicklung der Nördlichen Kalkalpen. Die Oberjuraentwicklung liegt im Bereich des Wildensteiner
Wasserfalls als Tiefschwellenfazies vor. Geringmächtige rote Aptychenkalke zeigen auf den
Schichtflächen teilweise reichlich Fossilien (Aptychen, Echinodermatenfragmente u.a.). Sie gehen in
graue, hornsteinführende Aptychenkalke über, die bis in die Unterkreide reichen.
Rhätoliaskalk beim Wildensteiner Wasserfall (linkes Bild). Darüber liegen rot gefärbte
Aptychenschichten (rechtes Bild)
Foto: Walter Poltnig (linkes Bild); Andreas Poltnig (rechtes Bild)
175
Geologische – naturschutzfachliche Grundlagen des Geoparks Karawanke
4. LITERATUR UND QUELLEN
AMANN, H. (1987): Geologie der Karawanken zwischen Loibltal und Scheriau-Graben (Österreich) mit
einer sedimentologischen Bearbeitung der Auernig-Kalke und der Campiler
Siltsandsteine. - unveröff. Diplomarbeit, Geol. Karte 1:10000, Berlin.
BÄK R., BUDKOVIČ T., DOMBERGER G., HRIBERNIK K., LIPIARSKI P., POLTNIG W., RAJVER D.
& RMAN N. (2008): Geothermal potential of the border region between Austria and
Slovenia – Evaluation of the geothermal potential based on a bilateral database and GIS
– maps for the regions of Carinthia, Styria and Northern Slovenia.- INTERREG IIIA
Austria – Slovenia, Bilateral Final Report (Austria / Slovenia), 89 p., 47 Figs., 6 Tab., 15
Supplements, Vienna – Graz – Klagenfurt – Ljubljana.
BAUER F.K. & SCHERMANN O. (1984): Das Periadriatische Lineament in den Karawanken.- Jb.
Geol. B.-A., 127 (3), 299-305, 2 Abb., Wien.
BAUER F.K. (1970): Zur Fazies und Tektonik des Nordstammes der Karawanken von der Petzen bis
zum Obir.- Jb. Geol. B.-A., 113, 189-246, Wien..
BAUER F.K., (1981): Geologische Gebietskarte der Karawanken, Ostteil 1 : 25.000. 3 Blätter, Geol.
B.-A., Wien.
BAUER, F.K, CERNY, I., EXNER, CH., HOLZER, H.-L., HUSEN, D.V., LÖSCHKE, J., SUETTE, G. &
TESSENSOHN, F. (1983): Erläuterungen zur Geologischen Karte der Karawanken 1:
25000, Ostteil.- 85 S., Geol. B.-A. Wien.
BECHSTÄDT, T., SCHWEIZER, T., 1991. The carbonate–clastic cycles of the East-Alpine Raibl
group: result of third-order sea-level fluctuations in the Carnian. Sediment. Geol. 70, 241–
270.
BENISCHKE, R., BRENČIČ, M., LEIS, A., POLTNIG, W., STROBL, E. (2003): Hydrogeologie der
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