steiermark - Online Katalog der Geologischen Bundesanstalt

GEOLOGIE DER ÖSTERREICHISCHEN BUNDESLÄNDER
IN KURZGEFASSTEN EINZELDARSTELLUNGEN
STEIERMARK
Erläuterungen zur Geologischen Karte der Steiermark
1: 200.000
Mit 28 Abbildungen und 5 Tabellen
H. W. FLÜGEL und F. NEUBAUER
Wien 1984
ISBN 3-900312-12-5
Alle Rechte für In- und Ausland vorbehalten.
Medieninhaber, Herausgeber und Verleger: Geologische Bundesanstalt, A- 1 03 1 Wien, Rasumofskygasse 23.
Für die Redaktion verantwortlich: Dr. Albert Daurer.
Verlagsort: Wien.
Herstel l u ngsort: Horn, N . Ö .
Satz: Geologische Bu ndesanstalt.
Druck: Ferdinand Berger & Söhne Ges. m. b. H . , 3580 Horn.
In Memoriam
Felix Ronner
Inhalt
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Vorwort
1 . Bau und Entwicklung der Alpen ( H . FLÜGEL)
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2. Quartär ( H . FLÜGEL)
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2. 1 . Erläuterungen zur Legende . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3 . Tertiär ( H . FLÜGEL)
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3 . 1 . Außer- und l n neralpine Becken . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3 . 1 . 1 . Erläuterungen zur Legende . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3 . 2 . Das Steirische Tertiärbecken . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3.2 . 1 . Erläuterungen zur Legende
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4. Der ostalpine Deckenstapel ( H . FLÜGEL)
4. 1 . Oberostalpines Deckenstockwerk (H. FLÜGEL)
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4 . 1 . 1 . Nördliche Kalkalpen und G rauwackenzone (H. FLÜGEL)
4. 1 . 1 . 1 . Paläozoikum der G rauwackenzone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4.1 . 1 . 1 . 1 . Erläuterungen zur Legende . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4. 1 . 1 .2. Trias . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 . 1 . 1 .2. 1 . Erläuterungen zur Legende . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 . 1 . 1 .3 . Jura bis Cenoman . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 . 1 . 1 .3 . 1 . Erläuterungen zur Legende . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 . 1 .1 .4. Oberkreide bis Eozän . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4. 1 . 1 .4. 1 . Erläuterungen zur Legende . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 . 1 .2. Das Grazer Paläozoikum ( H . FLÜGEL)
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4. 1 .2. 1 . Passailer Gruppe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 . 1 .2.1 . 1 . Erläuterungen zur Legende
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4 . 1 .2.2. Schöckelgruppe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 . 1 .2.2. 1 . Erläuterungen zur Legende
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4 . 1 .2.3. Laufnitzdorfer G ruppe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 . 1 .2.3. 1 . Erläuterungen zur Legende
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4 . 1 .2.4. Rannach-, Heuberg-, Hochlantsch-Decke . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 . 1 .2.4. 1 . Erläuterungen zur Legende
4 . 1 .2.5. Hochschlaggruppe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 . 1 .2.5. 1 . Erläuterungen zur Legende . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 . 1 .3. Das Paläozoikum und Mesozoikum des Remschnigg, Sausal, von St Anna am Aigen
und des Steirischen Tertiärbeckens (H. FLÜGEL)
4 . 1 .3. 1 . Erläuterungen zur Legende . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 . 1 .4. Das Murauer Paläozoikum (F. NEUBAUER)
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4 . 1 .4. 1 . Erläuterungen zur Legende . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 . 1 .5. Höhermetamorphe Schollen ( F . NEUBAUER)
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4.1 .5. 1 . Kaintaleckschollen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 . 1 . 5 . 1 . 1 . Erläuterungen zur Legende . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 . 1 .5.2. Ackerlkristallin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 . 1 .5.2. 1 . Erläuterungen zur Legende . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4. 1 .5.3. „Angerkristallin"
4. 1 .5.3 . 1 . Erläuterungen zur Legende . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4.2. Mittelostalpines Deckenstockwerk ( H . FLÜGEL)
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4.2. 1 . Zentralalpine Sedimente (Perm bis Trias; H. FLÜGEL)
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4.2. 1 . 1 . Erläuterungen zur Legende
4.2.2. Polymetamorphes G rundgebirge (F. NEUBAUER)
4.2.2. 1 . Muralpenkristallin (Muriden)
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4.2.2.1 . 1 . Erläuterungen z u r Legende
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4.2.2.2. Koralmkristallin (Koriden)
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4.2.2.2. 1 . Erläuterungen z u r Legende
4.2.2.3. Entwicklungsgeschichte d e s mittelostalpinen Kristallins
.
4.3. Unterostalpines Deckenstockwerk ( H . FLÜGEL)
4.3. 1 . Zentralalpine Sedimente (Perm bis Trias; H. FLÜGEL)
4.3. 1 . 1 . Erläuterungen zur Legende
. .
4.3.2. Polymetamorphes G rundgebirge (F. NEUBAUER)
4.3.2. 1 . G robgneisdecken
4.3.2. 1 . 1 . Erläuterungen zur Legende
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4.3.2.2. Schwach- bis polymetamorphes G rundgebirge (Wechseleinheit, Waldbacher Kristallin)
4.3.2.2. 1 . Wechselgneisserie
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4.3.2.2. 1 . 1 . Erläuterungen zur Legende
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4.3.2.2.2. liegende Wechselschiefer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4.3.2.2. 1 . 1 . Erläuterungen zur Legende
4.3.2.2.3. Waldbacher Kristallin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4.3.2.2.3. 1 . Erläuterungen zur Legende
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5
5. Berg baue ( H . FLÜGEL)
Magnesit ( Mg)
5.1
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5.2
Eisen (Fe)
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5.3
Blei-Zink (Pb)
.
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5.4
Schwefelkies (S)
.
. .
Kupfer (Cu)
5.5
5.6
Talk (T)
.
5.7
Kohle (K)
. .
. .
5.8
G raphit (Gr)
. .
5.9
Salz, Anhydrit (E)
.
5. 1 0. Gips ( G )
.
. .
.
6. Literatur ( H . FLÜGEL & F. NEUBAUER)
6 . 1 . Veröffentlichungen
. .
6.2. Verwendete geologische Kartenblätter,
7 . Register
7. 1 . Ortsregister
. .
7. 2 . Register stratigraphischer Namen . . . .
7 .3. Kartenlegende . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
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soweit sie nicht unter Kapitel 6. 1 . aufscheinen
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Vorwort
1 8 1 5 veröffentlichte der „ I ngenieur und Mineraloge"
WILLIAM SMITH "A map of the Strata of England and Wa
les with a part of Scotland". Die Notwendigkeit derarti
ger, auf stratigraphischen und nicht mehr allein auf li
thologischen Grundlagen beru henden geologischen
Karten ergab sich aus seiner Erkenntnis der „ u ngeheu
ren, auf sinnlese Weise verschwendeten Gelder bei der
Suche nach Kohle und anderen M i neralstoffen ohne
Berücksichtigung der regelmäßigen Ord n u n g jener
Schichten, die uns solche Erzeugnisse liefern " .
I m selben Jahr erkannte Erzherzog Johann bei einem
Besuch i n England d i e enorme Rückständi g keit Öster
reichs gegenüber d iesem m itten in der ersten industriel
len Revolution steckenden Land . Dabei wurde e r mit
der Karte von SMITH und ihrem geistigen H i ntergrund
vertraut. In der Folge beauftragte e r MATHIAS ANKER, für
die Steiermark eine derartige Karte zu erstellen. Nach
zehnjähriger Arbeit erschien diese 1 829. Mit neun litho
logisch-stratigraphischen Ausscheidungen war d iese
Karte im Maßstab 1 : 576.000 die erste i h rer Art für
einen größeren Bereich der Monarchi e (WE1ss, 1 982 a).
Aber bereits bald zeigte sich, daß sie für d i e vorgese
henen praktischen Ziele einer Darstel l u ng des „ Geopo
tentials" zu g rob gehalten war, und so begann der 1 846
gegründete „Geog nostisch-montanistische Verein von
l n nerösterreich und dem Land ob der Enns" seine Ar
beit mit dem Ziel einer neuen geologischen Karte im
Maßstab 1 : 1 44.000 (WEISS, 1 974, 1 982 b) . 1 865 wur
de diese von D . STU R fertiggestellt. Sie enth i elt bereits
73 Ausscheidungen. Die Erläuterungen hierzu ( 1 871 ) ,
d i e „ Geologie der Steiermark" , hatte einen Umfang von
über 650 Seiten.
Erst über 55 Jahre später erschien 1 92 1 von F . H E
RITSCH, diesmal herausgebracht vom Naturwissen
schaftlichen Verein für Steiermark, eine neue Karte m it
55 Ausscheidungen zusammen mit einer „ Geologie von
Stei ermark" im Maßstab 1 : 200.000. Diese geri ngere
Zahl von Ausscheidungen geht einerseits auf das inzwi
schen kleiner gewordene Bundesland und den damit
eingetretenen Verlust verschiedener geologischer Ein
heiten, andererseits auf die Schwierigkeiten der Nach
kriegszeit zurück.
Die nächste Karte der Steiermark war die i m Rahmen
des „ Steiermark-Atlas" 1 957 du rch K. METZ herausge
brachte, zu der kurze Erläuterungen in den Mitteilungen
des Naturwissenschaftlichen Vereins für Steiermark
1 959 erschienen. Während diese Karte 83 Ausschei
d u ngen enthielt, umfaßte die 1 968 als Bei lage zu „Stei
ermark, Land, Leute und Leistu ng" von K. METZ und A.
THURNER i m gleichen Maßstab 1 : 300.000 herausge
brachte Karte nur 33 Ausscheidungen und stellt d amit
eine Verei nfachung der „ ersten Auflage" dar.
Neben diesen geolog ischen Karten existieren eine
Reihe von Blättern , die Spezialthemen gewidmet sind,
wie d i e über „ Hydrogeologie und Verkarstung der Stei
ermark" von MAURIN & ZöTL (1 973) oder d i e „Tektoni-
sehe Karte" von p. BECK-MANNAG ETTA (1 969, 1 973).
Beide sind im Rahmen des Steiermark-Atlas ersch ie
nen.
I n den_ mehr als 1 50 Jahren seit der Karte von SMITH
ist der an i h rer Wiege gestandene wirtschaftspolitische
G ed an ke sehr stark in den H i ntergrund getreten, und
an seiner Stel le waren es vor allem „wissenschaftsbe
zogene" Überlegungen, die zur Herausgabe geologi
scher Karten führten . Erst i m letzten Jahrzehnt bahnt
sich ein Meinungsumschwung an, i n dem auch von
Kreisen, die der G eologie ferne stehen, die wi rtschafts
politische Bedeutung dieser Wissenschaft und d amit
derartiger Karten in zunehmendem Maße erkannt und
damit der Ruf nach ihnen laut wird. Dies war letzten
Endes Anstoß zur Herausgabe der neuen Karte, über
deren Entstehung bereits an anderer Stelle berichtet
wurde ( H . w. FLÜGEL, 1 982) .
Es war ursprünglich vorgesehen, die Erläuterungen
zu dieser Karte relativ kurz zu h alten. Andererseits soll
te sich die übe r eine rein wissenschaftliche Zielsetzung
hi nausgehende Darstel l u ng nicht allein an den Fachkol
legen, sondern auch an den Fachfremden wenden, der,
sei es als interessierter Laie, sei es aus berufl ichen
Gründen, mit geologischen Fragen konfrontiert wird.
Bei i h rer Abfassu n g m u ßten wir daher versuchen, bei
den Leserkreisen eine Hilfestel l u ng zu biete n . Für den
Fachkollegen haben wir d aher den einzelnen Abschnit
ten H i nweise auf weiterführende Literatur ab 1 960 h i n
tangesetzt, von der Vorstel l u ng ausgehend, daß ältere
Literatur unschwer aus dem jüngeren Schrifttum er
sichtlich ist. Gleichzeitig haben wir aus Platzgründen i m
Text soweit a l s mögl ich e i n e Nennung v o n Autoren ver
mieden, was uns in einer derartigen Erläuterung ver
tretbar ersche i nt und keine Schmälerung der Verdienste
des Einzelnen ist.
Im laufe der Arbeit zeigte es sich, daß der vorgese
hen U mfang stark überschritten werden m u ßte, sol lte
der Zweck erfü l lt werden. Wir haben daher vorgeschla
g e n , diese Erläuteru ngen im Rahmen der von der G eo
logischen Bundesanstalt herausgebrachten „ Bu ndes
länderserie" zu veröffentl ichen. Dadurch war die Mög
l ichkeit gegeben , die seit 1 960 ersch ienene g eowissen
schaftliche Literatu r auf breitere Basis, wenn auch nicht
vol lständ ig, darzustellen und i n einigen Profi len und
schematischen Zeichnungen auf d i e geologische Ent
wickl ung und den tektonischen Bau etwas näher e i nzu
gehen.
Entsprechend dem Aufbau des Buches werden z. T.
i n der Karte in einer Ausscheidung zusammengefaßte
stratig raphische oder l ithologische Gesteinskörper an
verschiedenen Stellen besprochen. Die Reihung erfolgt
hierbei nicht entsprechend der Legendennummer, son
dern nach der zeitlichen Entwicklung bzw. der G l iede
rung der jeweil igen E i nheiten. Wir möchten an dieser
Stelle Herrn em. o. U niv.-Prof. Dr. H . H ERITSCH d anken,
7
d e r i n entgegenkomender Weise d i e Abschnitte ü ber
d i e tertiären Vu lkanite verfaßte.
Querhinweise im Text beziehen sich auf Kapitel- bzw.
Legendennummer [ ]. Mit Apostroph versehen wurden
stratigraphische Begriffe, die in der Legende nicht auf
scheinen.
N icht vergessen möchten wir, allen zu danken, die
zum Gelingen von Karte und Erläuterungen beigetragen
h aben. H ierzu gehören die Geologische B u ndesanstalt
u n d i h r leider zu früh verstorbener Direktor, Herr Hofrat
Professor Dr. FELIX RONNER, ohne dessen Einsatz die
Karte kaum e rsch ienen wäre. Ebenso danken wir i h rem
derzeitigen Di rektor, H errn Hofrat Professor Dr. T. GAT
TINGER für die Bereitwilligkeit, die erweiterten Erläute
rungen in i h rer jetzigen Form zu drucken. Danken
möchten wir aber auch der Steiermärkischen Landesre
gierung, die in dankenswerter Weise finanziell d urch
die Bezahlung einer Assistentenstel le zur Arbeit an sich
und nicht zuletzt zum Druck der Karte selbst beitrug .
H ierzu gehören ferner d i e zah l reichen Kollegen, d i e uns
durch zur Verfüg u ngsteilen unpubl izierter Karten unter
stützten, wobei H err. Doz. Dr. F. BucHROITHNER d u rch
seine Luftbildinterpretation zu Ausscheidung der quar
tären Ablagerungen beitru g . Eine Reihe von Fachkolle
gen haben sich in dankenswerter Weise der Mühe ei ner
kritischen Sichtung der Karte bzw. Lesu ng des ersten
Entwurfes der Erläuterungen oder Teile derselben un
terzogen. Insbesondere seien die H erren Hofrat Dr.
BECK-MANNAGETTA, ao. Prof. Dr. HADITSCH, Dr. FABIANI,
0. Prof. Dr. MAURIN, Hofrat Dr. RUTTNER und Doz. Dr.
ScHöNLAUB genannt. Danken möchten wir d arüber hin
G raz, im Jänner 1 984
8
aus Herrn Prof. Dr. W. G RAF für seine stete U nterstüt
zung beim Zustandekom men von Karte und Erläuteru n
gen und n icht zu letzt für die H i lfe bei der Abfassung
des Literaturverzeichn isses d u rch zur Verfügu ngstel
lung einer Literaturkartei für die Jahre 1 970 - 1 980 der
Abtei l u ng für Geolog ie, Paläontologie und Bergbau am
Landesm useum Joanneum.
N icht zuletzt möchten wir der Zeichenabtei l u ng der
G eologischen B u ndesanstalt mit i h rem Leiter, H errn
BINDER, für i h re g roße Mühe danke n , die d azu führte,
daß die Karte auch vom ästethischen Standpunkt her
ein schönes Bild bietet . Das vorliegende Manuskript
und d i e i h m vorangegangenen Entwürfe schrieb in be
währter, nimmermüder Weise Frau ZIRKL, während Herr
KOBER die Entwürfe für die Zeich n u ngen anfertigte.
N icht vergessen möchten wir an dieser Stelle auch,
Frau A. GOTTSCHALD und Frau 1. ZACK für i h re m i n utiö
se, anstrengende Zeichenarbeit zu danke n .
An dieser Stel le möchten wir aber auch H errn Dr. A .
DAURER f ü r seinen steten Rat und s e i n e H i lfe b e i der
Drucklegung herzlich danke n .
G laubend, d a ß die Erforschung d e r Verg angenheit
u nserer Erde ein Beitrag für die Zukunft der Menschheit
ist, übergeben wir Karte und Band i h ren Benützern .
Literatur: ANKER ( 1 829 ) ; BECK-MANNAG ETTA ( 1 969, 1 973 b) ; H .
FLÜGEL ( 1 982 ) ; F. HERITSCH ( 1 923) ; M AURIN & ZöTL
( 1 964, 1 969, 1 973); M ETZ ( 1 957, 1 969, 1 971 a);
M ETZ & THURNER ( 1 968) ; STUR ( 1 865, 1 87 1 ) ; WEISS
( 1 974, 1 982 a, 1 982 b) .
H. W. FLÜGEL
F. N EUBAUER
1. Bau und Entwicklung der Alpen
(H. FLÜGEL)
Mit der Verschweißung mehrerer bis dahin getrennter
Platten der Erdkruste zu dem Superkontinent „ Pan
gaea" endete vor etwa 250 Mil lionen Jahren die „varis
zische" Gebirgsbi ldung. Dieser Konti nent begann vor
ca. 1 70 Mi llionen Jahren mit der Entwickl ung des atl an
tischen Ozeans zu zerbrechen . Dabei kam es zu einer
Annäherung und letztlich zu einer Kollision seines afri
kanischen und seines mitteleuropäischen Teiles, die bis
dahin d u rch eine breite Ozeanbucht getrennt ware n .
D a s Ergebnis d ieses sich in mehreren Phasen abspie
lenden und heute noch nicht beendeten Vorg anges war
die Entstehung der alpin-mediterranen Kettengebirge.
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Ä ltere, bereits am Ende des Paläozoikums d u rch die
variszische Orognese entstandene Bruchstücke von
Afrika und Europa, Reste mesozoisch gebildeter neuer
Ozeanböden, sowie d i e Ablagerungen mesozoischer
Sehelfmeere sind in diesen Gebirgen in Decken und
Schuppen übereinandergestapelt.
Die Mächtig keit d ieses Deckenstapels d ü rfte nach
seism ischen U ntersuch ungen in den Ostalpen und
Westkarpaten etwa acht bis zwölf Kilometer betrage n .
Ü ber sein liegendes b i s zur „ Moho-Diskonti n u ität " ,
d . h . der G renze zwischen „ Kruste" und „ E rdmantel'',
wissen wir wenig. Diese liegt südlich der Hohen Tauern
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ACr
Oberostalpine Decke
M i t t elostalpine
Decke
Decke
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Kristallin des Böhmischen Massivs
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Nordalpines Permomesozoikum
Außeralpines paläo-/mesozoisches Basement
Gr
Tertiär der Molassezone
Periadriatische lntrusiva
Helvetische Klippenzone und deren Basement (Hb)
Südalpines Paläo-/Mesozoikum
P = Periadriatische Linie
Flyschzone
Unterostalpine Decken
Permomesozoikum des Penninikums
Mittelostalpine Decken
Zentralalpines Permomesozoikum
ACr
PCr
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G rauwackenzone; Gu
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Gurktaler Decke
Ostalpines kristallines Basement
Penninisches kristallines Basement
bb. 1 : Die unterschiedlichen Vorstellungen des Alpenbaues spiegeln sich in den beiden Modellen nach CLAR ( 1 975, A) und
OLLMANN ( 1 980, B) wider. Während letzteres von der Idee einer Gliederung des Ostalpins in drei Decken ausgeht (Unter-, Mit
ei-, Oberostalpin) versuchte CLAR eine Lösung durch die Annahme ei ner einzigen „ austroalpinen" G roßdecke im liegenden des
, Hoch-Oberostalpin". Hierbei wird das Unterostalpin zu einem vom „ M ittelostalpin" sensu TOLLMANN ( „Tiel-Oberostalpin" bei
LAR) überfahrenen Stirnteil desselben. Ein weiterer Unterschied liegt in der primären Position des oberostalpinen Paläo- und
esozoikum ( Hoch-Oberostalpin). Während dieses von TOLLMANN aus einem Raum südlich des M ittelostalpins abgeleitet wird,
ahm CLAR an, daß es sich um abgescherte Sedimentdecken des letzteren handelt. Der zunehmende Nachweis eines sehr kom
lexen mehrphasigen, teilweise bereits voralpidischen tektonischen Geschehens im mittel- bzw. unterostalpinen Kristallin zeigt
edoch, daß keines der derzeitigen Modelle als eine endgültige Lösung des Problemes des Alpenbaues angesehen werden kann .
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9
in etwa 50 km, auf der Höhe des G razer Beckens in ca.
37 km, i m B u rgenland bei etwa 27 km und im u ng ari
schen Raum nur mehr in 24 km Tiefe. Dieser Anstieg
gegen Osten zeigt sich u. a. d u rch eine entsprechende
Ä nderung der geothermischen Tiefenstufe, d . h . der
Temperaturvertei lung der E rdkruste . Dadurch wird auch
der südoststei rische Raum für die eventuelle G ewin
nung geothermaler Energie interessant. D i e Tiefenlage
der Moho-Diskontinu ität zeigt, daß u nter dem alpinen
Deckenstapel noch tiefere Krustentei le l iegen müssen .
Es könnte sich d abei u m die autochthone, von den Al
pen überschobene, südliche Fortsetzung der Böhmi
schen Masse bzw. im Stei rischen Becken um einen
Ausläufer des Pannon ischen Massivs handeln. Dieses
Böhmische Kristallin mit seiner mesozoischen und ter
tiären Sedimenthaut liegt im Raum von Mariazell in et
wa 5 km Tiefe u nter kalkalpinen Decken . Bei einem
g leichbleibenden Absinken der Ü berschiebu ngsfläche
gegen Süden würde dies eine Tiefe von rund 8 km am
Kalkalpensüdrand ergeben, was der vermuteten Mäch
tigkeit des Deckenstapels entsprechen könnte. Diese
Tiefe entspricht örtlich einer seismischen l nversionszo
ne (vg l . Kap. 3 . 1 . 1 . , [27] ) . Die g roßräu mige Aufschie
bung der Kalkalpen auf die Böhmische Masse endete
vor etwa 30 Millionen Jahren im Eger (Oligozän). In Zu
sammenhang mit i h r kam es im Südteil der Alpen zum
Aufstieg großer plutonischer Körper (G ranite usw . ) , die
obertag im steirischen Raum jedoch fehlen. H inweise
auf d erartige Plutone i m U nterg rund sind möglicherwei
se die Tonalitauswürfl inge in den neogenen vulkani
schen Tuffen (vg l . Kap. 3.2 . 1 . , [1 3]). Zuordenbar die
sem jungalpidischen Geschehen war ein allgemeiner
Temperatu ranstieg i n der alpinen Kruste, der i n den
Hohen Tauern Werte bis über 600°C erreichte. Für d i e
se „Temperaturmetamorphose" gibt es auch im ste i ri
schen Kristallin erste H inweise.
Diesen Ereignissen g i ng eine altal pidische, intrakre
tazische G ebirgsbildungsphase vor etwa 80 bis 1 00 Mil
lionen Jahren voraus. Sie führte zur Entstehung und
Stapelung der alpinen Decken und wurde hervorgerufen
d u rch allmähliche „ S u bd uktion" e ines n ach Art des
Golfs von Kalifornien gebildeten Ozeans gegen Süden
u nter die sich entwickelnden Decken . Seine Reste sind
i m „ Penninikum" der Hohen Tauern und des Burgenlan
des eingebaut. Auch d i eser Vorgang war mit einer Tem-
10
peraturerhöhung i n der Kruste verbunden. H inweise auf
eine solche ältere Metamorphose finden sich weit ver
breitet im „ostalpinen" stei rischen „Altkristalli n " . Wie
paläomagnetische U ntersuchungen zeigten, erfolgten
i m Gegensatz zum jung alpidischen Geschehen diese
altalpidische Subduktion sowie Deckenbildung und Met
morphose weitab von der heutigen Position der Alpen.
Zwischen diesen beiden Phasen g esteigerter Oroge
nese erfolgte d as allmäh liche Einwandern und Eindre
hen der altalpidischen „Alpen" in i h re jungalpidische
bzw. heutige Lage als Folge der genannten Anpressung
der afrikanischen Platte an Mitteleuropa.
Durch d as erwähnte ju ngalpidische G eschehen wur
den d i e Alpen zu einem I nselbogen, der einen nördli
chen Meeresarm, die „ Paratethys" , die sich von der
Rhone im Westen über das Wiener Becken bis in die
Karpaten erstreckte, von dem südlich gelegenen Te
thys-Mittel meer zeitweise trennte. Erst vor etwa 22 Mil
lionen Jahren, in der karpatischen Stufe, wurde über
das stei rische Tertiärbecken die Verbindung dieser bei
den Meere kurzfristig wieder hergestel lt. Etwa g leich
zeitig fanden im nörd lichen Alpenvorland die letzten
tangentialen Beweg ungen statt. Wenig später kam es,
vermutlich als Folge von Aufsch melzungsprozessen i n
Zusammenhang m i t dieser jungalpidischen S ubdu ktion,
i m Rückland des Alpen- Karpaten-Orogens zu umfang
reichen vul kanischen Eruptionen, von denen auch das
Steirische Becken nicht verschont blieb (vg l . Kap.
3.2 . 1 . , [21 , 1 2] ) .
M it d e m Ende d ieser Bewegungen, die zu einer ge
waltigen Anhäufung von l eichtem Krustenmaterial in
einem schmalen Streifen geführt h atten , setzten isosta
tisch bedingte Ausgleichsbeweg ungen, d. h. d i e H e
bung dieser orogenen Zone e i n . Daß dieser Vorgang
heute noch nicht beendet ist, zeigen in den Hohen Tau
ern nachgewiesene Hebungen. Das Ergebnis dieses
Aufstieges war die Entwicklung der heutigen Hochge
birgsmorpholog ie.
Literatur: ARIC ( 1 982) ; BöGEL & SCHMIDT ( 1 976); CLAR ( 1 973) ;
FRISCH ( 1 979) ; G IESE & REUTTER ( 1 977) ; JANOSCHEK
& SCHARBERT H. G. ( 1 977) ; MATURA ( 1 980 ) ; METZ
( 1 963 c, 1 97 1 a, 1 966 a) ; MILLER ( 1 976) ; ÜBERHAU
SER ( 1 978, 1 980) ; PASCHINGER (1 974) ; PREY ( 1 978,
1 980 a,b,c) ; RONNER ( 1 980 ) ; TOLLMANN ( 1 977) ; TRIM
MEL ( 1 980); WEBER et al. ( 1 981 ) ; ZOJER ( 1 977) .
2. Quartär
(H. FLÜGEL)
Das Quartär umfaßt d i e letzten etwa 1 ,8 M i l lionen
J ah re der Erdgeschichte, wobei der längere Zeitraum
auf d as Pleistozän und nur die letzten 1 0 . 000 Jahre auf
das Holozän entfallen. Das Pleistozän ist charakterisiert
d u rch einen mehrmaligen, zu Eiszeiten füh renden Kli
mawechsel, der auch die G rundlage für seine zeitliche
G liederung ist. Hierbei wird im alpinen Bereich der etwa
eine M i l l ion Jahre währende Zeitabschnitt vor dem
„ G ünz"-Glazial als „ Präg lazia l " bezeichnet, da aus ihm
keine glazialen Reste überliefert sind. Während d i eses
Präg lazials kam es i m Stei rischen Becken zu einer im
wesentl ichen kli matologisch bed ingten schrittweisen
Tieferlegung des Talnetzes von Mur, Raab und Fei
stritz. Dies führte zu Ausbildung der über der heutigen
Talsohle gelegenen „Oberen Terrassengruppe " . D as
Alter der Oststeirischen Basalte (vg l . Kap. 3.2. 1 . , [ 1 1 ])
macht es wahrscheinlich, daß auch das „Zah rerberg-Ni
veau " , welches diese Basalte kappt und durch eine tief
g ründige Verwitterung mit Bildung von Rotlehm charak
terisiert ist, erst im Präg lazial entstand. Im allgemeinen
bestehen diese häufig d urch die junge Erosion zu Rie
deln aufgelösten h öheren Terrassen aus mächtigeren
Kiesdecken, wobei in i hren tieferen N iveaus über der
Kiesbasis mächtigere Lößlehme l iegen. Längs des M u r
tales lassen sich d iese Terrassen bis in den Raum des
Knittelfelder Beckens nachweisen, wobei die Abtra
g ungsflu ren allmählich ansteigend weit in das Bergland
- das zu d ieser Zeit noch Mittelgebirg scharakter h atte
- verfolgt werden können.
Auch aus den beiden ältesten G lazialzeiten des alpi
nen Raumes, dem „ G ünz" und dem „ Mind e l " kennen
wir nur wenige H inweise auf Verg l etscherungen. Wahr
scheinlich gehören h ierher Moränenreste unterhalb des
Gesäuses zwischen Wei ßenbach und der Laussa sowie
die Rest hochgelegener, teilweise konglomeri erter Dek
kenschotter, von denen d as Vorkommen am G röbmin
ger M itterberg d as bedeutendste ist. Bei diesen Kies
und Sandfolgen d ü rfte es sich um Schmelzwassersedi
mente aus dem Rückzugsstadium des m indelzeitlichen
Ennsg letscher handeln. Sie ü berlag ern einen ebenen
prämindelzeitlichen Talboden, der sich bis in das untere
Ennstal verfolgen läßt und stellenweise bis zu 1 50 m
über dem heutigen Talboden l iegt. Ähnlich hohe, ver
mutlich gleich alte Reste sind auch aus dem oberen
M u rtal bekannt.
Im nichtverg letscherten Bereich entwickelte sich wäh
rend d i eses Zeitabschnittes die „ Mittlere Terrassengup
pe", die in die höher „ Rosenberg-" und die tiefere
„ Schweinsbachwald-Terrasse" gegliedert wird. Bei bei
den folgen über einem basalen Kieshorizont bis etwa
1 O m mächtige Staublehme, die d u rch fossile Bodenho
rizonte gegliedert werden können. Die Sohle der obe
ren, älteren Flur l iegt 30 bis 40 m, d i e der jüngeren 20
bis 30 m ü ber den heutigen Talböden. Reste d i eser
Terrasse lassen sich vom Knittelfelder Becken bis in
d as untere M u rgebiet sowie längs der Raab, zwischen
Feistritz und Lafnitz, im Pinkatal usw. nachweisen.
Über die Entwicklung der pleistozänen Terrassen
herrscht keine einheitliche Ansicht. Meist wird ange
nommen, daß es d u rch d i e Temperaturerniedrigung
während der Kaltzeiten zu einem verstärkten Schuttan
fall zufolge Frostsprengung kam, wobei wäh rend des
glazialen Hochstandes, infolge der niedrigeren Wasser
füh rung der Flüsse und geringem Wasserangebot, d as
anfallende Material nicht bewältigt wurde und es daher,
ausgehend von den Endmoränen, zu einer Aufschotte
rung in den Tälern in Form g roßer Schwemmfächer mit
talabwärts abnehmender Korngröße und Mächtig keit
kam. Gleichzeitig entwickelten sich auf den höher gele
genen Teilen des perig lazialen Vorlandes durch Ausbla
sung der vegetationslosen Tal böden Stau blehmdecken.
Bei Rückzug der Gletscher wurden in u mgekehrter
Richtung d u rch den vermehrten Wasseranfall die
Schotterfelder teilweise ausgeräumt, wodu rch es zu ih
rer Terrassierung kam. Akkumulation, Dammbildung
d urch
Seitenbäche,
Entwicklung von Ausanden,
Schwem mfächern, Schleppenbild ung an den Terrassen
rändern, aber auch Bodenbi ldung bei geändertem Klima
prägte das folgende G eschehen bis zum nächsten
Temperaturrückgang.
Während des g roßen M indel/Riß-lnterglazials dürfte
eine stärkere tektonische Heraushebung der Alpen eine
kräftige Tiefenerosion eingeleitet haben, die z. T. bis in
das N iveau der heutigen Talböden fü hrte. Durch sie
wurden u . a. i m Ennstal d i e früher genannten hohen
Deckenschotter teilweise wieder ausgeräu mt. Anderer
seits kam es verbreitet zur Bildung von Gehängebrek
zien (z. B . Südseite des G ri m m ing , Gesäuse, i m oberen
Mü rztal usw. ) d u rch starke Schuttentwicklung über dem
neu entstandenen Relief.
Die neuerliche Vergletscherung i m R i ß fü hrte zur Ent
wickl ung eines Eisstromnetzes, dessen Talgletscher i m
Bereich d e r Traun, i n d e r Steiermark die Moränen bei
Bad Aussee, der Enns, solche zwischen der Kaiserau
oberhalb und Altenmarkt unterhalb des Gesäuses, so
wie d i e Moränen von M aria Buch bei Judenburg i m
M u rtal zuzurechnen sind. Von letztgenanntem Morä
nenrest lassen sich die zugehörigen terrassierten flu
vioglazialen Schotterfelder bis in das G razer Feld ver
folgen. Sie bestehen fast ausschließlich aus sandunter
mengtem Kies bei teilweisem Fehlen einer Lehmdecke.
Sie liegen bei Bruck an der Mur etwa 50 bis 70 m , bei
Frohnleiten etwa 50 m über der Mur. Im G razer Feld
entspricht diesem N iveau die „ Helfbrunner Terrasse " ,
d i e s i c h auch i n zah l reichen Tälern d e s stei rischen Bek
kens nachweisen läßt. In anderen Tälern, wie i m Mü rz
tal, finden sich zeitg leiche, teilweise konglomerierte Re
ste von Rißterrassen. S i e lassen sich auf Lokalglet
scher beziehen. In der Hochschwabg ruppe führten der11
artige Gletscher zur Entwicklung gut ausgebi ldeter riß
zeitlicher Moränenbögen.
Wie weit die Übertiefung zahlreicher alpiner Täler be
reits in d iesen Zeitabsch nitt fäl lt, ist umstritten. Sie
führte d azu , daß beispielsweise im En nstal bei Wör
schach die Felssohle bei ca. 1 90 m, im Tragößtal sogar
erst unter 200 m nachgewiesen wurde. Diese Ü bertief
ungen sind besonders gut ausgeprägt, wo d u rch die Tä
ler weniger widerstandsfähige Gestei nsfolgen wie z. B .
Werfener Schiefer und Haselgebirge angeschnitten
werden.
Schuttverhü l l ungen, wie die Konglomerate des Adel
berges bei Neu markt, Schwemmkegel und tei lweise
mächtige Seetonablagerungen (z. B. H ieflau) zeigen
eine starke Aufschüttungstendenz während des folgen
den Riß/Wü rm-I nterg lazials. In diese Zeit, vor etwa
80.000 Jahren , fällt auch d i e e rste Besiedlung des stei
rischen Raumes, wie Funde in der Repolusthöhle bei
Peggau und der Salzofenhöhle i m Toten Gebirge zei
gen.
Die umfangreichsten I nformationen ü b e r die pleisto
zäne Entwicklung besitzen wir aus dem Würm, obgleich
uns aus dem Frühwürm keine gesicherten Ablagerun
gen bekannt sind. Der Hau ptvorstoß der G l etscher, der
zur Ausbildung hochglazialer Talgletscher fü hrte , ent
wickelte sich erst vor etwa 30.000 Jahren , wobei der
Höhepunkt der Vereisung vor etwa 20.000 Jahren l iegt.
Ihm gehören u. a. neben den g lazialen Ablagerungen
der Neu markter Paßlandschaft die beiden Endmoränen
wälle bei Judenburg an, die durch eine Rückzugsphase
vonei nander g etrennt sind. Im Ennstal reichte der G let
scher bis zum Gesäuseei ngang im Osten bzw . in das
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Paltental bei Furth im Süden, während der Trau nglet
scher erst um den Traunsee seine Endmoräne hatte.
D i esem Maximalstand folgte im Spätg lazial bei Zu rück
weichen der Gletscher deren rascher Zerfall mit Bildung
von Toteiskuchen und Stauseen sowie der Entwicklung
verschiedener Gletscherstände mit zugehörigen Morä
nen (vg l . Tab. 1 , Abb. 2). In diesen Zeitabsch nitt fällt
auch die Verfüllung der alten Talri nnen, die hier zur
Ausbildung sehr unei nheitlich aufgebauter hydrogeolo
g i sch wichtiger, mächtiger Ablagerungen mit teilweise
artesisch gespan ntem Wasser (z. B . Enns- und Palten
tal ) , welches örtlich mit Karstwasser der umgebenden
Berge bzw . älteren eingeschalteten Schwemmfächern
der Nebentäler in Verbindung stehen kan n , fü hrte.
Außerhalb der Talgletscher hinterließen Lokalglet
scher in den Schlad minger Tauern, den Niederen Tau
ern, dem Toten Gebirge, Dachstein, im G esäuse, der
Koralpe usw. Kare und Moränenreste, in deren Höhen
lage sich die versch iedenen Gletschervorstoßphasen
der spätg l azialen Zeit widerspiegeln.
Ausgehend von den genannten Moränenwällen bei
Judenburg entwickelten sich in diesem Zeitraum im flu
vioglazialen Bereich des Murtales bis zu 30 m mächtige
und im G razer und Leibnitzer Feld in zwei Terrassen
gegliederte Schotterfelder, die bis in den Raum Rad
kersburg verfolgbar sind. Ähnlich gegliederte N iederter
rassen finden sich auch an der Enns unterhalb des G e
säuses. I h re teilweise Verzahnung mit Bergsturzmate
rial in dem das G ru ndgebirge durchbrechende Tal der
Mur (z. B. Raach, N Graz), sowie i h rer N ebengerinne
(z. B . Göstingg raben) ist, ebenso wie die z. T. mächti
gen, teilweise verkitteten Hangschuttbi ldungen, klima
tisch bedingt.
Würmgletscher
G ru ndgebirge
Neogen
Abb. 2 : Verbreitung der Würm-Vergletscherung in der Steiermark nach FINK & NAGL ( 1 980).
12
Tab. 1 : Stratigraphie des Steirischen Quartärs .
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Kaiserau u.
Moräne v.
Maria Buch
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Helfbrunner
Terrasse
Kl.Raming
Tief in d i e pleistozänen Schotterfelder eingesen kt
fließen heute Mur und Enns über bis Zehnermeter
mächtige, spätglaziale bis holozäne Aufschotteru ngen.
Im Gegensatz zum M u rtal ist die Entwicklung der
jungpleistozänen „ N iederterrassen" i n den n icht mit den
Tal- bzw. Lokalgletschern in Verbindung stehenden G e
rinnen naturgegebenermaßen relativ gering.
Literatur: BECKER ( 1 98 1 a) ; DRAXLER ( 1 980 a,b) ; DRAXLER &
VAN HUSEN ( 1 977, 1 978) ; EICHER ( 1 977 a) ; EISENHUT
( 1 961 , 1 962, 1 963, 1 965) ; EISENHUT et al. ( 1 979);
FABIANI ( 1 969, 1 973, 1 978, 1 980 a - c) ; FABIANI et al.
( 1 978 ) ; FESSLER ( 1 971 , 1 978) ; FINK ( 1 96 1 ); FINK &
NAGL ( 1 979) ; FLÜGEL, H . ( 1 975 a, 1 983 c) ; GAREIS
( 1 98 1 ) ; MODRIJAN ( 1 972), MORAWETZ 1 957, 1 96 1 b,
1 962, 1 964, 1 968) ; NAGL ( 1 97 1 a, 1 976); PASCHIN·
GER ( 1 963, 1 974) ; RIEDL ( 1 96 1 ) ; SPAUN ( 1 964 ) ; VAN
HUSEN ( 1 968 a,b, 1 974, 1 975, 1 977, 1 979, 1 980,
1 981 );
WAKONIGG
( 1 97 1 );
WINKLER-HERMADEN
( 1 957 ) ; WINKLER-HERMADEN & SCHOCKLITSCH ( 1 963).
2.1.
Erläuterungen zur Legende
Anthropogene Ablagerung (Halde, Depon ie) (1)
Als Produkt und Abfall der Tätigkeit des M enschen
nehmen Halden und Mülldeponien nicht nur i m U mkreis
von Siedlungsgebieten häufig stark zu u nd können d a
mit einen potentiellen G efahrenherd für Gegenwart und
Zuku nft bilden . Dazu kommen alte, häufig bereits ver
wachsene aber auch rezente Bergwerkshalden wie bei
Fohnsdorf, am Erzberg oder bei Köflach. In der Karte
konnten nur einige Vorkommen eingetragen werden . I h 
r e Erfassung in Form von Risikokarten wäre ein d rin
gendes Gebot.
Literatur: ERHARD ( 1 967); FABIANI ( 1 973 ) ; KOPETZKY ( 1 965,
1 966, 1 977); TRONKO ( 1 964, 1 966).
Torf, Moor, Versumpfung (2)
Über 90 % der Moore verteilen sich auf die jungquar
tären Tallandschaften von Bad Aussee - Liezen Trieben, die Paßlandschaft von Neu markt, den Raum
Mariazell sowie das Naßköh r bei Mürzsteg. Dazu kom
men zahlreiche, oft n u r schlecht bekannte kleinere Vor
kommen, wie z. B. das Katzelbachmoor bei G raz, Moo
re in den Schladminger Tauern, in der Koralpe, in den
Fischbacher Alpen u sw. Einige d ieser Moore, wie die
des En nstales, können bis ü ber 1 O m Mächtigkeit, die
des Paltentales bis 24 m erreichen, wobei sie ältere
Schl uffhorizonte mit Einschaltungen gering mächtigerer
Torflagen überdecke n . Modernere palynolog ische Bear
beitu ngen dieser Vorkommen finden sich in der Stei er
mark leider nur vereinzelt. Sie zeigen, daß die Moore
meist dem Spät- bis Postg lazial angehören. Von den
zahlre ichen Torfstechereien der Verg angenheit ist heu
te nur mehr d as Vorkommen G arenaß bei St. Anna in
der Koralpe i n Betrieb, dessen Material für balneologi
sche Zwecke abgebaut wird.
Literatur: ORAXLER ( 1 977 a,b, 1 980b) ; GOBIET & GORIUPP
( 1 978); KRAL ( 1 971 ) ; KRAL & ZUKRIEGL ( 1 975 ) ;
SCHLATE ( 1 975) ; SCHULZE ( 1 974, 1 976, 1 980); SE·
NARCLENS-GRANCY ( 1 962 ) ; WOLKINGER ( 1 964, 1 965)
ZUKRIEGL ( 1 970) .
13
A l l uv ialer Talboden (3)
Die alluvialen Talböden der „autochthonen" Gerinne
des stei rischen Beckens stellen spätpleistozän- holozä
ne Bildungen dar. Sie sind meist breit und häufig asym
metrisch mit ei nseitig gelegenen, rißzeitlichen Terras
sen, die in der Karte als „ N iederterrassen" ausgeschie
den wurden. Das Problem der Talasym metrie ist unge
klärt. Während WINKLER-HERMADEN tektonische U rsa
chen annahm, wurde sie von anderen kli mamorpholo
g isch gedeutet.
Die H erausbi ldung der holozänen Talböden erfolgte
nach einer Tiefenerosion mit nachfolgender kaltzeitli
chen Verfüllung mit Kies und Sand . Diese basalen Se
dimente werden von zeitlich und genetisch unein heitli
chen holozänen, häufig feinklastischen Sedi menten
überlagert. Zu diesen gehören die meist schwach leh
mig/sch luffigen bis sandigen, grauen und brau nen Sedi
mente der Aue, rand liche Schwemmfächer und jüngere
Sedimente der Seitenbäche, die d i e ältere n , kaltzeitli
chen, oft vergleyten und i n den M u lden angeschnitte
nen Ablagerungen überdecken.
Ein ige Datierungen von Holz- bzw . Kultu rresten zei
g e n , daß i n relativ kurzer Zeit meh rere Meter mächtige
Sedimente abgelagert wurde n . Dies veranlaßte W1NK
LER-HERMADEN den vorangegangenen Tiefensch urf als
Spätg lazial bis Früh holozän zu deuten und die gesamte
Aufl andung in das Holozän zu verlegen. Das Grund
wasser dieser Bereiche wird nur wenig überdeckt, wo
d u rch die Gefahr einer Verunreinigung groß ist.
Für das aus den vergletscherten Bereichen kommen
de Murtal wissen wir, daß sich h i er die holozäne Flur
tatsächlich erst nach einer spätg lazialen erosiven Tie
ferleg ung entwickelte, d i e mit dem Rückgang der G let
scher zusammen hängt. Diese Erosionsrinne wurde zu
mindest in den j ü ngeren Horizonten erst holozän mit
teilweise mächtigen Schottern verfü llt, über denen ge
netisch ungleiche, örtl ich auch mächtig ere Fei nsed i 
mente folgen.
Die Bedeutung der geolog ischen Entwicklung der jun
gen Talfü l l u ngen, die heute verbreitet Siedlungsboden
sind, l iegt auch dari n , daß i h re Ablagerungen vielfach
G rundwasserspeicher sind, mit all den Gefah ren , die
sich für diese aus der Besiedlung ergeben. Anderer
seits - und dies erhöht d i e Gefah ren - sind i h re Abla
gerungen Massenrohstoffe, deren Entnah mestellen
nach dem Abbau oft in Form offener Baggerseen vo rlie
gen oder als wilde Mül ldeponien verfü llt werden. So
zeigte bereits 1 966 eine Studie, daß i m G razer Feld
und im Murtal zwischen U nzmarkt und Bruck an der
Mur über 60 % der aufgelassenen Schotterg ruben von
den Gemeinden und der Bevölkerung zur Lagerung des
Abfalles herangezogen wurden. Der negative Einfl u ß
d ieses Verhaltens auf d e n Chemismus d e s Grundwas
sers ist schon vielfach spürbar geworden.
Literatur: ANDERLE ( 1 969 ) ; EISENHUT ( 1 965, 1 97 1 , 1 973,
1 978 b) ; HONIG ( 1 978, 1 980 a , b ) ; JANSCHEK ( 1 969 ) ;
MORAWETZ ( 1 957); ÜRNIG ( 1 961 ) ; RI EDL ( 1 96 1 ) ,
ROSSLER ( 1 960, 1 963) ; SOLAR ( 1 963, 1 965) ; SCHARF
( 1 965) ; THURNER ( 1 965 a) ; TRONKO ( 1 966 ) ; WINKLER
& SCHOCKLITSCH ( 1 963; ZETINIGG ( 1 966, 1 973 b,
1 976, 1 978 a,b, 1 979) ; ZETINIGG et al. ( 1 980 ) ; ZOTL
( 1 968 a ) ; ZWITTNIGG ( 1 964) .
Schwemmkegel (4)
In der Karte wurden Schwemmkegel n u r dort, wo es
sich um größere Bildungen handelt, verzeichnet. I h r Al
ter ist in den meisten Fäl len spätg lazial bis holozän,
wobei sie d u rch die jüngere Erosion häufig an- und un14
terschn itten wurden. G röße, Zusammensetzung und
Aufbau hängt stark vom Material und Einzugsgebiet ab.
I h r z. T. g roßer Anteil an der Gestaltung der Täler zeigt
sich z. B. im Palten- und Liesingtal, wo streckenweise
bis zu 37 % der Talböden von Schwemm kege l n einge
nommen werden. I h re Ablagerungen wechseln in i hrer
Mächtigkeit stark und zeigen meistens eine sehr inho
mogene Zusammensetzung aus Blockwerk, Kies, Sand
und Schl uff. Das Wasserrückhaltevermögen derartiger
Ablagerungen ist groß, wobei sie oft zur Speisu ng des
Talgrundwasserkörpers wesentl ich beitrage n . Da aber
eine schützende feinsandige Leh mdecke meist fehlt,
s i nd sie gegen Veru nreinigungen anfäl l i g .
Literatur: FABIANI ( 1 973 ) ; MORAWETZ ( 1 957); ZETINIGG ( 1 976).
Hangschutt, Bergsturzmasse (5)
Hangschuttbildungen sind weit verbreitet und können
Mächtigkeiten bis zu mehreren Zehnermetern errei
chen. Durch Sol ifluktion wurde d as Material häufig dem
anstehenden Hangfuß vorgelagert, wobei sich G ehän
geknicke bilden. Derartige Anhäufungen können zu Ge
schiebeherden führe n . Neben rezenten Schuttbildun
g e n , wie sie vor allem in den Kalkalpen weit verbreitet
sind, handelt es sich vor allem um pleistozäne Frost
schuttentwickl ungen, d. h. um Schuttmaterial, welches
während G lazialzeiten in Dauerfrostböden entstand und
welches später in Form von Block- und Sch uttströmen
transportiert wurde. Aufgrund i h re r Zusammensetzung
haben derartige Bildungen oft ein g rößeres Speicher
vermögen. Hierher zu stellen sind auch teilweise be
reits während des Tertiärs gebildete oft g leichfal ls meh
rere Meter mächtige Verwitterungsdecken , wie sie etwa
in der Koralpe weit verbreitet sind.
E i n in seiner G röße erst i n den letzten J ahren e r
kan ntes Phänomen stellen größere M assenbewegungen
wie Bergstürze (z. B . Wildalpen, Tragöß, Teufenbach
etc.), Sackungen und Talzuschübe d ar. In den ehemals
verg letscherten Gebieten h andelt es sich vor allem um
e i n G eschehen des Spät- und Postg lazials in Zusam
men hang mit Ausgleichbeweg ungen beim Rückzug der
Gletscher. Daß derartige, oft mit Bergzerrei ßungen zu
sammenhängende Massenbewegungen auch in den
nicht vergletscherten Bereichen auftreten können, zei
gen Beispiele i m Paläozoi kum von G raz. Folgewirkun
gen solcher Bergstürze können die Bildung von Seen
und Mooren sein, wie z . B . die G egebenheiten am G e
säuseeing ang zeigen.
I n der Karte konnten nur die g rößeren derartiger Vor
kommen aufgenom men werden.
Literatur: ALKER et a l . ( 1 969) ; CORNELIUS ( 1 952); FABIANI
( 1 980 a,b) ; HADITSCH ( 1 964, 1 970, 1 97 1 ) ; HAUS
WIRTH et al. ( 1 982); VAN HUSEN ( 1 980); KOPETZKY
( 1 97 1 ) ; PASCHINGER ( 1 982); SENARCLENS-GRANCY
( 1 962 ) ; THURNER ( 1 965 b) ; ZETINIGG ( 1 975).
Gehängebrekzie (6)
Die Verkittung von Gehängeschutt führte örtlich zur
Entwickl u ng von G ehängebrekzie n . I h r Bindem ittel ist
vorwiegend karbonatisch, wobei die Verkittung u ngleich
stark sein kan n . Ein g roßer Teil derartiger Brekzien
d ü rfte pleistozän-interglazi ales Alter haben, wenng leich
jüngere , ebenso wie ältere Gehängebrekzien nicht un
bekannt sind.
Niederterrasse (7)
U nter diesem Begriff wurden in der Karte d i e tiefsten,
d as heutige Talbodenniveau überragenden Terrrassen
zusammengefaßt, d. h. außerhalb des Murtales z. T.
weh rißzeitliche Bild ungen wie die Helfbrunner Terras
;e. G roßteils h andelt es sich jedoch um würmzeitl iche
3ildungen. Zu ihnen gehört vor allem die „ Untere Ter
assengruppe" des M u rtales, die in die bis zu 20 m
nächtige, höhere „ Steinfeld-Stufe" und in die in sie ein1eschnittene „ Stadtboden-Stufe" gegliedert wird, wobei
jie Mächtigkeit flußabwärts deutlich zunimmt. Zwischen
>eiden verm itteln einige Erosionsleisten.
Beide Stufen bestehen aus teilweise mächtigeren
<iesablagerungen m it eingeschalteten Sandlinsen, wo
>ei die überlagernden Feinsedimente meist nur gering
n ächtig sind . Die meist reinen und frischen Kalk- und
<ristall ingerölle dieser Terrassen stel len einen wertvol
en M assenrohstoff dar. Ö rtl ich führt eine karbonatische
i/erkittung der G erölle zu nagelfluhartigen Bild ungen.
Der hohe Porengehalt d ieser Ablagerungen und i h re
lll ä chtig keit macht sie zu einem wichtigen G rundwas
>erträger, auf den sich heute zah l reiche Siedlungsräu
ne i m Bereich des Murtales stützen.
_iteratur: FABIANI ( 1 971 , 1 973) ; H . FLÜGEL ( 1 960 a, 1 983 c) ;
HANSELMAYER ( 1 962 a, 1 963 a, 1 964 a,b,c, 1 974,
1 975); HANSELMAYER & KORSIS ( 1 974) ; HöNIG ( 1 978,
1 980 a,b) ; MORAWETZ ( 1 96 1 b); 0RNIG ( 1 96 1 ) ; VAN
HUSEN ( 1 980, 1 98 1 ) ; F. WEBER ( 1 966, 1 969, 1 973,
1 976 a,b) ; WORSCH ( 1 983, 1 972); ZETINIGG ( 1 973 a,
1 976).
töhere Terrasse (8)
Alle über der „ N iederterrasse" liegenden Terrassen
;ysteme wurden zur „ Höheren Terrasse" vereinigt. Hie1er gehören im Murtal die ri ßzeitliche Helfbrunner Ter
asse, die mindelzeitl iche Schweinsbachwald- bzw. Kai
;erwaldterrasse und die g ünzzeitliche Rosenbergterras;e.
Die Helfbrunner Terrasse g l iedert sich in eine basale
:a. 2 bis 5 Meter mächtige Folge von kristal l ingeröllfüh
enden Kiesen und Sanden, wobei die Feinanteile kaum
tusgewaschen sind und eine örtliche 2 bis 1 O Meter
nächtig werdende Leh mdecke. Diese besteht aus
dnem tieferen Komplex warmzeitlich gebildeter und
l u rch Fe-Mn-Verkittungen charakterisierter G rundwas
;ergleye und einem höheren aus bräunlichen, entkalk
en Lößlehmen. Einige d ieser Lehme wurden als Ziegel
ohstoff verwendet. Die G rundwassermächtigkeit inner1alb der Terrasse ist meist gering .
Die Schweinsbachwald- bzw. Kaiserwaldterrasse be
;itzt eine teilweise sehr mächtige Kiesbasis aus häufig
;tark verwitternden Kristallingeröl len bestehend, d i e
·on b i s zu 1 2 Meter mächtig werdenden vergleyten
.ehmen überlagert wird.
Die Terrassenoberfläche wird häufig d u rch G räben
ind Tobel in Restflächen aufgelöst. Die G rundwasser
üh rung ist gering, wobei jedoch d as Speichervermögen
d ieser altpleistozänen Terrassen besser als das der un
terlagernden tertiären Feinsedimente ist.
Die g ünzzeitliche Rosenbergterrasse ist nur mehr in
Resten e rhalten. Dementsprechend fehlt ein ausge
dehnter G rundwasserkörper.
Die aus Schluffen bis sandig schluffigen Lehmen be
stehende Staublehmdecke d ieser höheren Terrassen
wird meist d u rch fossile Bodenhorizonte gegliedert.
Dies zeigt, daß es sich u m verschiedenzeitliche, groß
teils äolische Sedi mente handelt. Das Material wird in
mehreren Ziegeleien genützt.
Außerhalb des Steirischen Beckens spielen präriß
zeitliche Terrassenreste nur eine untergeodnete Rolle.
Es h andelt sich hierbei vorwiegend u m teilweise kon
g lomerierte Schotterkörper. Speziell zu erwähnen ist
das verm utlich mindelzeitl iche „ Hi eflauer Konglomerat " ,
welches i m vergangenen Jahrhundert a l s M ü h l - und
Baustein abgebaut wurde.
Literatur: BECKER ( 1 980 a) ; H . FLÜGEL ( 1 975 a) ; H IRSCHBERG
( 1 965 ) ; LEDITZKY & ZOJER ( 1 978); VAN HUSEN ( 1 98 1 ) ;
WINKLER-HERMADEN ( 1 927) ; ZIRKL ( 1 98 1 ) .
Löß, Staublehm (9)
Es wurde schon d arauf hingewiesen, daß in den ehe
mals nicht vergletscherten Bereichen die Lehmdecken
über den basalen Kieshorizonten der älteren Terrassen
weitgehend aus Staublehmen aufgebaut werden. Teil
weise bedecken derartige Lößlehme auch in g rößerer
Mächtig keit und weiterer Ausdehnung die Hänge des
Stei rischen Randgebirges. Es dü rfte sich größtenteils
um kalteiszeitliche Ausblasungen aus den quartären,
vielleicht auch tertiären Schotterfeldern handeln.
Literatur: HöLLER & KOLMER ( 1 965 ) ; KOLMER ( 1 968 a).
Moräne ( 1 0)
Wie bereits erwähnt stammen die meisten Moränen
ablagerungen, soweit sie in der Karte verzeichnet wer
den konnten, aus dem Würm. Sie zeigen einen starken
Wechsel von sandig-tonigem und sch luffigem Material
mit Kiesl insen. Verd i chtungen des Materials bei G rund
moränen können d azu führen, daß sie weitgehend was
serund urchlässig sind und d amit zur Bild ung von Moo
ren und Versumpfungen Anlaß geben. Andererseits
kann es bei stärkerer Durchnässung zu Gleitungen des
Materials kommen. D i e Zusammensetzung der Moränen
wechselt entsprechend der Herkunft. So bestehen die
wü rmzeitlichen Moränenwälle des Buchauer Sattels
vorwiegend aus kalkalpinem M aterial, während die des
Murgletschers überwiegend aus Geschieben aus den
N iederen Taue rn aufgebaut sind.
Literatur: EICHER ( 1 977 a) ; EISENHUT ( 1 96 1 , 1 962) ; NAGL
( 1 971 a, 1 976) ; PASCHINGER ( 1 963); SENARCLENS
GRANCY ( 1 962) ; SPAUN ( 1 964); SPREITZER ( 1 966) .
15
3 . Tertiär
(H. FLÜGEL)
3.1.
Außer- u nd lnnera l pi ne Becken
Entsprechend dem geotektonischen Werdegang kann
das Tertiär in einen älteren, mit der mesozoischen Ent
wicklung verknüpften und i m Eozän endenden und in
einen jüngeren - Oligozän u nd Neogen umfassenden
- Zeitabschnitt gegliedert werden. Letzterer ist du rch
die B i ldung der Außer- und l nne ral pinen Becken ge
kennzeichnet. I h re Ablagerungen g l iedern sich in d i e
oligozänen Sedi mente d e s „ Ennstaler Tertiärs„ , das
„ l nneralpine Ju ngtertiär" der „ Norischen Senke" und
einiger anderer Becken und die Schichten des „Steiri
schen Becken s " .
Literatur: H. FLÜGEL ( 1 975 a) ; FUCHS ( 1 980 a - c) ; TOLLMANN
( 1 977 )
.
3 . 1 . 1 . Erläuterungen z u r Legende
Tertiär des Ennstales (28)
In mehreren P hasen wurden zwischen dem Ende des
Obereozän und dem tieferen M iozän die ei nstens nörd
lich der kalkalpinen Decken abgelagerten autochthonen
mesozoischen und jüngeren Ablagerungen unter die sie
übersch iebenden Kalkalpen subduziert (vg l . Kap. 1 . ) .
Dieser Vorgang führte d az u , daß mit dem Obereozän
die marine Sedi mentation in den Alpen endete und die
se vollständig landfest wurd e n . Dabei entwickelte sich
ein nordwärts gerichtetes Entwässerungssystem, wel
ches über dem kalkalpinen Bereich Material aus den
Zentralalpen und der G rauwackenzone in den nördlich
der Alpen gelegenen ol igozänen Molassetrog transpor
tierte. Die fluviatilen Sedimente dieser oligozänen „Au
gensteinlandschaft" sind nur mehr vere i nzelt und umge
lagert auf sekundärer Lagerstätte z . T. in Karsthöhlen
zusammen mit „ Bohnerzen " , bei denen es sich z. T. um
Limonitpseudomorphosen nach Pyrit handelt, wie z . B .
i m G esäuse oder a u f d e m Dachste i nplateau erhalten
geblieben.
Hierher gehören auch d i e isol ierten Vorkommen des
„ Ennstaler Tertiärs" auf dem Stoderzinken, bei G röb
ming, St. Martin , Stai nach und Wörschach, sowie das
Tertiär von Hieflau. Es h andelt sich um eingefaltete und
zum Tei l in den vorol igozänen Untergrund eingeklemm
te und m it ihm verschuppte Konglomerate, Sandsteine,
Mergelschiefer und Tone. Basal kön nen mehre re Meter
mächtige Bauxitlagen entwickelt sein. In den höheren
Anteilen finden sich am Stoderzinken, bei G röbming
u n d Hieflau klei nere Braunkohlenvorkommen, die teil
weise abgebaut wurden. Die Konglomerate bei n halten
vor allem G erölle aus der G rauwackenzone und dem
Krista l l i n , aber auch eozäne Lithothamnienkalke. Das
Fehlen von G esteinen aus dem Tauernkristallin ist ein
Beweise, daß d i eses zu d ieser Zeit noch nicht frei lag .
Diese Entwicklung endete im Obereger, am Ende des
16
Ol igozäns, mit der „jungsavischen" Subduktion und der
damit eingeleiteten Zerstörung der Augensteinland
schaft.
Literatur: G RAF ( 1 972 a); w. JANOSCHEK ( 1 967, 1 968 b) ; KOL
MER & GAMERITH (1 966) ; TOLLMANN & KRISTAN-TOLL
MANN ( 1 963 ) ; WINKLER-HERMADEN ( 1 957).
lnneralpines Ju ngtertiär (27)
Mit Ende der jungsavischen Übersch iebung entstand
ab dem Ottnangien in Zusammenhang mit der sich all
mählich anbahnenden Meeresverbindung zwischen der
med iterranen Tethys und der Paratethys i m Norden
südlich der heutigen Alpen über paläozoischem und kri
stal linem Untergrund ein neues Senkungsfeld, während
sich über den späteren Kalkalpen ein neues Relief zu
entwickeln begann ( Raxlandschaft), dessen Reste je
doch zeitlich noch nicht klar datie r- und d amit korrel ier
bar sind. Im Baden wurden Reste d ieser Senku ngszone
tekton isch von der Entwicklung im Steirischen Becken
getrennt, eingemuldet und der weiteren Sedi mentation
entzoge n . Reste dieses alttertiären Randbereiches fin
den sich i n der M u r-/Mürzfurche in den zahlreichen
Miozänvorkommen der „ Norischen Senke" zwischen
dem Lungau und dem l nneral pinen Wiener Becke n . Ein
zweiter, etwas südlicher gelegener Streifen wird durch
die Vorkommen Obdach, Semriach, Passai l , Birkfeld
und Ratten markiert. Einen Überblick über die stratigra
phische Entwicklung dieser Becken gibt Tab. 2. D i e
d a r i n zum Ausdruck kommende Verschiedenartigkeit ist
d u rch die Abhängigkeit fluviati l-limnischer Fazies von
örtlichen Gegebenheiten begründet.
Viele dieser Tertiärbecken sind d u rch das Auftreten
ei nstens abgebauter Kohlenflöze charakterisiert. Wäh
rend d i e meisten d ieser Vorkommen Weich- bis M att
koh l e führen, handelt es sich bei der Lagerstätte
Fohnsdorf um eine Glanzkohle mit einem Heizwert bis
23.000 kJ/kg . Dieser l n kohlu ngsg rad wurde mit einer
zeitweise stark e rniedrigten geotherm ischen Tiefenstufe
von 1 7 bis 20 m/°C in Zusammenhang gebracht. Da
diese heute 28 m/°C beträgt, kön nte es sich um einen
lokalen m iozänen Wärmeaufstieg längs der g roßen Stö
rungen dieses Raumes aus dem u nterlagernden Penni
n i kum handeln , wofü r auch d as (?)miozäne Kalksi nter
vorkommen von Maria Buch sprechen könnte.
Ein g roßer Teil der teilweise extrem tiefen Becken
( Fohnsdorf ca. 2 1 00 m , Seckau ca. 1 000 m) zeigt einen
asymmetrischen Bau mit flachem Südfal len und steilem
bis überki pptem südl ichem Störungsrand .
Andere, weit verbreitete Ablagerungen s i n d Bentonit
und Gl astuffhorizonte, die eine Beziehung zu den mio
zänen Vulkaniten des Stei rischen Beckens herstellen,
bzw. Diatomite, wie beispielsweise im Becken von
Aflenz. Beide Gesteine wären als Rohstoffe von I nter
esse.
Paläogeographisch von Bedeutung sind Kong lomera-
Tab. 2: Die neogene Schichtfolge der l nneralpinen M u r-Mürz-Becken.
Schöder
Fahnsdorf
Tamsweg ,
Cben.ölz,
}(nittelfelder
Leoben
Trofaiach
Kapfenberg
Parschlug
Bruck/l-tlr
Becken
Blockk ies mit Krista.llin
konp::Jnenten ilber 10:0 m
Folge vai. Apfell:erg SO m
mit TUffhorizoot (Sinter
vm Maria Buch)
Sc:hiefertale und
Sandstein , Kohle
E
��=. §
Sandstein, Schiefer
-�
..c
Hangendkonglarerat mit
Kristalli..nkcrnp:n
l enten
Hangendschotter mit
Kristallinkanpalenten
Hangendsandstein
40
m
Hauptkanglarerat
60
m mit
Göriadi.
Kin:lberg
M.lrz:zusdtl.ag
� und I>Ergel
Diatanlte
Kohleflaz.e
GrwlCikcnglomerat ilber
100 m
Hangendschotter mit
Kristalllnkanp:inenten
Grotkies mit rreso-
mesozoischen und pa.l.äogenen ranp::menten
zoi.sdiB'l K�ten
Sandsteine und Kalglarerat
mit 2 Bentaiitlagen bis
500 m
20-50 m congerienb:lnk.
Sar.dsteine und 'I'clll!Ergel
bis 170 m
Mergel un::l.
Fohnsdorfer FlBz mit
Bentonithorizcrit
Brands::hiefer und TUffe
Grw'ldflöz mit Tufflaqen
Kohleflöz
Lieqnisanclsteine und
Grurdkongla!Erat mit
-kiese 120-440 m
rote Grundbrecx:ie 20-SOn
LiegendflBz bis
sandstein
Hangendtcne und
Sandsteine
Kohleflöze mit
Bentonit
Basissandstein,
Konglarerat
Grundk<riglrnerat
Schiefertaie und Sand
Basisbreccie
SO
m
te und Block- und G robschotter mit einer reichlichen
Fü hrung mesozoischer, aber auch eozäner Gerölle (vg l .
Kap. 3 . 2. 1 . , [27, 1 8] ) .
Wäh rend es sich b e i m überwiegenden Teil der Abla
gerungen u m terrestrische, l i mnisch-fluviatile Sedimen
te handelt, gibt es vereinzelt Hinweise d afür, daß zeit
weise bis in den Raum der Norischen Senke marine ln
g ressionen aus dem Steirischen Becken stattfanden.
Die Alterseinstufung der Schichten erg i bt sich vor allem
aus den in den verschiedenen Vorkommen bekannt ge
wordenen Vertebratenfaunen sowie von Floren.
Vor allem im Fohnsdorfer Becken zeigen sich an sei
nem Südrand im Tertiär Hinweise auf starke
Einengungstektonik mit Verfaltung der Schichten. Wie
weit diese mit der Aufschiebung des südlichen Anteiles
zusam menhängt, wissen wir nicht. Heute stellt die M u r
Mü rz-Zone einen Abschnitt einer E rdbebenlinie d ar, d i e
von d e n Karpaten bis nach Oberitalien reicht und d i e
z. T. a l s Fortsetzung d e s Peripienninischen Lineamen
tes und als Trennl inie zwischen Al pen und Pannoni
scher Masse i m Untergrund angesehen wird. Mehr als
50 % aller Starkbeben Österreichs liegen an dieser Li
ne mit Tiefen der Hypozentren zwischen 8 und 1 2 km.
Es fällt dies zusammen mit einer Zone verringerter Wel
lengeschwindigkeit (lnversionszone) , d . h, einem Gebiet
geringerer Scherfestigkeit oder abnormalen Tempera
turverhaltens. Es entspricht dies in der Tiefenlage der
Untergrenze der Alpenü berschiebung (vg l . Kap. 1 . ) .
Literatur: ALKER (1 972 d,e) ; AAi<; ( 1 982 ) ; BECKER ( 1 980 a,c);
EBNER ( 1 981 a) ; FISCHER ( 1 968 a) ; H . FLÜGEL
( 1 975 a); G EUTEBRÜCK ( 1 982 ) ; GRÄF ( 1 977); G RÄF &
METZ ( 1 969), HAJOS & HOLZER ( 1 970 ) ; HEINRICH
( 1 980), HUSSAIN et al. ( 1 981 ) ; H USSAIN & WALACH
( 1 980); KIRCHMAYER ( 1 962 a); KOHLBECK ( 1 980) ;
KOHLBECK et al. ( 1 980) ; MAURITSCH (1 970) ; MAU
RITSCH et al. ( 1 977); M ETZ ( 1 962 a, 1 966, 1 973);
M ETZ et al. ( 1 980) ; METZ, SCHMID & WEBER ( 1 978);
PFEFFER, W., WEBER, F., HOLZER H., GOULD L., EM
LER , K., GEUTEBRÜCK, E., SCHARFE, G., STEINER,
H . J . in: VALL ( 1 983 ) ; POLESNY, 1 970, SCHMID et al.
( 1 981 ) ; SCHMÖLLER (1 977) ; TEICHMÜLLER ( 1 978);
TRIMMEL ( 1 980) ; WALACH ( 1 976) ; WEBER, F. ( 1 976 b,
1 977 a, 1 980, 1 982) ; WEBER et al. ( 1 976 ) ; WORSCH
( 1 972) .
3.2.
Das Stei rische Tertiärbecken
Entsprechend den lnneralpinen Becken begann m it
dem Ottnang im Süden und Osten des heutigen Steiri-
stein
rote Kal.kkcnglarerate
un::l.
Schiefertrne
sehen Randgebirges die Herausbildung des Stei rischen
Tertiärbeckens. Seine Gliederung in d u rch um Nordsüd
verlaufende Schwel len getrennte Teilbecken, läßt ver
muten, daß diese ungleiche Absenkung im M iozän auf
entsprechend streichende Bruchsysteme als Folge
einer Dehnungstektonik im tieferen Untergrund zurück
zuführen ist. Dies führte zur Herausbildung der „ M ittel
steirischen Schwe l l e " , die vom Plabutsch bei G raz über
den Sausal nach Süden ziehend, das etwa 800 m tiefe
„ Weststeirische " von dem bis über 3000 m tiefen „ Ost
steirischen Becken" trennt, welches seinerseits d u rch
die „Südburgenländische Schwelle" vom „Westpanno
nischen Becken " , dessen Hauptabsenkung e rst im Plio
zän begann, getrennt wird. Im stei rischen Raum kommt
letztgenannte Schwel le im Paläozoiku maufbruch von
St. Anna am Aigen zutage. Das Oststeirische Becken
selbst wird d u rch die „Auersbachschwel le" als südliche
Fortsetzung des Kristall insporns des Kulm in d as über
3000 m tiefe „ Gnaser Becken" und das ebenso tiefe
„ Feh ring-Fü rstenfelder Becken", welches i m Norden in
d i e Friedberg-Pinkafelder Bucht übergeht, gegliedert
(Abb. 3, 4) .
Wäh rend die neogene Sedimentation anfangs faziell
noch stark d urch d iese sich synsedimentär entwickeln
de G liederung geprägt wurde, läßt d as allmähliche Er
löschen dieses Einflusses und des, seit dem Karpat
existenten Latit-Vulkanismus wäh rend der Badener Stu
fe, den Überg ang zu einer sich verlangsamenden
bruch losen Absenkung im höheren Miozän erkennen.
Gleichzeitig damit verschwand zunehmend der marine
Einfl u ß . An seine Stelle trat, verknüpft mit der Heraus
hebung der Alpen eine limnisch-fl uviatile Sedimentation
am Ende des Neogens, wobei es an der Schwelle zum
Pleistozän nochmals zu vulkanischen Äußerungen,
diesmal basaltischer Natur, kam (vgl . Kap. 1 . ) .
D e r Untergrund des „ Oststei rischen Tertiärbeckens"
wurde d urch meh rere Tiefbohrungen etwas näher be
kannt. (Wir d anken in d i esem Zusammenhang der Ö MV
Wien für d i e entgegenkommende Überlassung von An
g aben, der von i h r in der Steiermark d u rchgefü h rten
Bohrungen. Ebenso danken wir Herrn Univ.-Prof. Dr.
W. G RÄF für d i e Vermittlung des Bohrprofiles Radkers
burg 2). Trotzdem ist es bisher noch nicht möglich, sich
ein einigermaßen gesichertes Bild des Aufbaues des
prätertiären Untergrundes zu machen. Älteres Mesozoi
kum wurde nur südlich der Burgenländischen Schwelle
in der Bohrung Radkersburg 2 angetroffen, wo Äq uiva17
<XI
I
E SW
w
S TE I R I SCHES
BE CKEN
( Osts teirisches Becken }
1
WESTPANNONISCHES BECKEN
Südburgenlönd1sche Schwelle
Sausal Schwelle
Kor alpe
ESE
NE I WNW
Ölfeld Nogylengyel
UP
@
0
1000
2000
3000
w
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0
5
Buchkogel
Paldau
Mitterfobil
B
Zafa/övö
GleichenbergP.r Kogeln
p
P
S
Stodelberg
B
"-"\
10 k m
D
D
D
D
(Ober- Unter)Pannon
Sarmat
Baden
Karpat/Ottnang
(kf = limnisch/fluviatil)
S
�
[I]
0
V
Nogylengyel
B
��
Paläozoisches Basement
Kristallines Basement
Plio-/pleistozäner Vulkanismus
Miozäner Vulkanismus
Abb. 3: Zwei Profile durch das Tertiär des Steirischen Beckens nach R. JANOSCHEK ( 1 969, A) und K. KOLLMANN ( 1 980, B) .
�
�
00
2000
3000
+
G ru n d g e b i rge n i cht e r re • c h t
+
P hy l l i t 1 s c h e s P a l ciozo1 k u m
�
K a rb o n a t i s c h e s
+
-9--
-°"-_
V
M e soz o i k u m
nach gewiesen
Höher m e t a m o r p h e s
g ebi r g e
kum
n a c h gewiesen
Grund -
u . k a r b . Pa l öozo i -
n a c h gewiesen
/
/
0
L u dersdorf
+
1
r-;: 2000
r300 \\
Gn a s e r 1 o
B e c keh
I
: V
M i tterlabi I 1
Paldau 1
+
Abb. 4: Das Oststeirische Tertiärbecken - Gliederung, U ntergrund und Tiefbohrungen. Die Eintragung der Tiefenlinien unter NN
erfolgte unter Verwendung der tektonischen Karte der Steiermark von P. BECK-MANNAGETTA sowie der Arbeit von RoNNER ( 1 980) .
19
Tabelle 3: Tiefbohrungen im oststeirischen Tertiärbecken.
Lokation
1 . Puntigam 1
Puntigam 2
G rundgebirge
Tiefe
Schöckelkalk
Schöckelkalk
ab 202 m
ab 251 m
2. Pirka 1
Kalkschutt
ab 255 m
3. Ludersdorf 1
Grüngestein, Marmmorbrekzien und
Grünschiefer
775 bis 1 1 48 m
4. Mitterlabill 1
N icht erreicht
bis 1 783 m
5. St. N i kolai 1
Phyll ite, z.T. pegma- 1 222 bis 1 278,8 m
titisch
6. Perberdorf 1
Phyllite
1 470 bis 1 477 m
7. Pichla 1
Phyllite, Granatglimmerschiefer und
Amphibolit
1 698 bis 1 795 m
8. Mureck 1
Nicht erreicht
bis 1 088 m
9. St Peter 1
Graphitphyllit bis
-quarzit, Dolomit
833 bis 992 m
1 0 . Wiersdorf 1
G ranatglimmerschie- 1 792 bis 1 941 , 9 m
fer, Plagioklasgneis
1 1 . Paldau 1
Nicht erreicht
bis 1 440 m
1 2. Radochen 1
Dunkle Tonschiefer
1 71 bis 997,4
1 3. Radkersburg 2 Helle Kalke und Do- 1 778 bis 1 853 m
lomite mit sandigen
Lagen
Rote Sandsteine und 1 853 bis 1 885 m
Konglomerate
Pyritführende
2885 bis 1 930 m
Schwarz- und Tonschiefer
1 4. Gleichenberg 1 N i cht erreicht
1 5. Bi nderberg 1
900 m
Phyllite
1 645,4 bis 1 728, 7 m
Bänderkalk
2646 bis 2694 m
1 7. Walkersdorf 1
Dolomite
2098 bis 2 1 43 m
1 8. Blumau 1
B l umau 1 A
Phyllite
Dolomite
1 7 1 6 bis 1 907 m
2664 bis 3045 m
1 9. Waltersdorf 1
Dolomit
Phyllite und Kalkphyll ite
Marmor, Albit-Epidot-Amphibolit
1 094 bis 1 239 m
1 239 bis 1 51 4,5 m
1 6. Ü bersbach 1
1 5 1 4,5 bis 1 553 m
lente der G riffener bzw. Werfener Schichten und des
tieferen Anis pyritfü h rende Schwarz- und Tonsch iefer
überlagern. In anscheinend ähnlicher Ausbi ldung wur
den letztgenannte Sch iefer auch in der Bohrung Rado
chen 1 in einer Mächtigkeit von übe r 700 m angetroffen.
Die Möglichkeit, daß es sich h ierbei um Karbon h andelt,
ist nicht von der Hand zu weisen, umsomehr als ähnli
che G esteine aus dem Poßruck- Remschnigg im Han
genden des dortigen Altpaläozoikums bekannt wurden
(vg l . Kap. 4 . 1 . 3 . ) .
I m südlichen G n aser Becken scheint d a s Altpaläozoi
kum, welches hier G ranatg limmerschiefer und Amphi
bolite (Wi rsdorf 1 , Pichla 2) überlagert, vorwiegend aus
verschieden Phylliten aufgebaut zu sein. Es dürfte sich
um die Fortsetzung des Paläozoikums der Mittelsteiri
schen Schwelle hande l n . Karbonatgesteine wurden in
d iesem Bereich westl ich der Auersbachschwelle nicht
angetroffen. Im Gegensatz d azu wurden westl ich der
genannten Schwelle im Untergrund des Fürstenfelder
Fehringer Beckens in fast sämtlichen Bohrungen neben
Phyll iten auch Bänderkalke und Dolomite angefahren,
wobei letztere teilweise i n g rößerer Mächtigkeit (Blum20
au 1 A) vorherrschen und das Hangende der Phyl lite bis
Kalkphyllite bilden (Waltersdorf 1 ) . I h re Ei nstufung in
das Unterdevon entspricht den G egebenheiten im G ra
zer Paläozoi kum und im Paläozoikum von Hannersdorf
im Burgenland . Wie die Verbindungen im einzelnen
sind, läßt sich jedoch n i cht sagen. Nach den Gegeben
heiten i n den Boh rungen B u rgau müssen g rößere, intra
neogene Störungen eventuell in Zusammenhang mit
der Beckenbildung angenommen werden. Dafür spricht
auch die teilweise sehr große Tiefenlage der u nterdevo
nen Karbonatgesteine östl ich der Auersbachschwel l e im
Verg leich zur bedeutend höheren Position westl ich da
von . Derartige Störungen könnten möglicherweise auch
d i e in der Bohrung „ Ludersdorf 1 " angetroffenen Grün
gesteine erklären. I nsbesondere d i e in i h rem Hangend
teil mit relativ steiler Lagerung ang etroffenen G rü nge
stei n/Marmor-Brekzien finden kein Äquivalent i m Grazer
Paläozoikum. Die Position di eser Gesteinsfolge zeigt
darüber hinaus, daß eine di rekte Verknü pfu ng der Dolo
mite und Phyll ite der Bohrung Waltersdorf 1 mit dem
G razer Paläozoikum schwierig ist.
Literatur: H . FLÜGEL ( 1 972 b) ; FLÜGEL & HERITSCH ( 1 968 ) ;
FUCHS ( 1 980 b) ; R . JANOSCHEK (1 960, 1 963) ; JANO
SCHEK & GöTZINGER ( 1 969) ; K. KOLLMANN ( 1 960 b,
1 965, 1 980) ; MORAWETZ ( 1 976) ; PASCHINGER ( 1 965) ;
UNTERSWEG ( 1 982); WINKLER-HERMADEN ( 1 957).
3.2. 1 . E rläuteru ngen zur Legende
Radlschotter, Blockschotter von HI. Geist,
Schotter von St. Anton (26)
Die bis über 2000 m mächtigen, meist steil aufgerich
teten Radlschotter bilden südlich von Eibiswald die Ba
sis des Miozän. Sie begi n n en häufig mit Rotlehm u n d
fein klastischen Sch ichten m it Kies, Sand- und Tonla
g e n . Darüber folgen g robe, kantengerundete Block
schotter und Brekzien, wobei Geröllgrößen von einem
Meter und mehr keine Seltenheit sind. Es h andelt sich
vorwiegend um Material der Koralpe, welches durch
Wildbäche und M u ren verfrachtete wurde.
Als Rinnenfü l l u ngen treten bei HI. Geist am Posruck
Blockschotter, vorwiegend aus Kristall i n material beste
hend, auf. Die Gerölle erreichen meist weit über Kopf
g röße und teilweise sogar bis zwei Meter Durchmesser.
Bei den Schottern von St. Anton handelt es sich u m
Schuttbrekzien über Rotsed imenten mit sandigen und
tonigen Zwischenlagen.
Sämtliche Ablagerungen s i nd fossilleer und d ü rften
zufolge ihrer Position u nter den Ei biswalder Sch ichten
dem Ottnang zuzurechnen sein.
Eggenberger Brekzie, Rotlehm,
Schichten von Naas (25)
Im G razer Bergland treten an zahlreichen Stellen G e
hängebrekzien auf, die d u rch eine rötlich-gelbe Fär
bung i h res kalkigen Bindemittels charakterisiert sind.
Dieses verkittet vor allem eckigen Kalkschutt, auffallen
derweise auch dort, wo d i e Brekzien Dolomite überla
gern. Die G röße der Komponenten schwankt zwischen
Block- und Sandkörnung. Es handelt sich um Hang
schuttbildungen bzw. um Füllu ngen älterer Rinnen. Das
Alter d ieser Eggenberger Brekzie ist nicht völlig gesi
chert, wenngleich eine Ei nstufu ng in d as Karpat bis un
tere Baden am wahrschei nl ichsten sein d ü rfte. Alters
gleich sind z. T. sehr mächtige Roterde und -lehme, d i e
s i c h mit der Brekzie verzahnen können. I h re Bildung
ürfte mit einer tiefgreifenden i ntramiozänen Verwitteung und Verkarstung des paläozoischen Grundgebir
es zusammenhängen. S i e bilden ebenso wie z. T. die
rekzien wasserstauende Schürzen über dem U nter
ru nd.
Nördlich von Weiz bilden Roterden und rote hämati
isch gebundene Konglomerate sowie G robschotter
ine Rinnenfüllung. Sie werden von gelbbraunen Leh
en und Sanden mit Lign itlagen überlagert. Fossilfunde
tuten d iese Schichten von Naas i n das Karpat ein.
Die primär weite Verbreitung derartiger miozäner Ver
itteru ngsbildungen zeigen örtliche Vorkommen auch
u ßerhalb des G razer Berglandes.
iteratur: BERTOLDI ( 1 976) ; H . FLÜGEL ( 1 975 a) ; HöLLER
( 1 966 b ) ; PASCHINGER ( 1 965) ; UNTERSWEG ( 1 962).
i nnersdorfer Konglomerat, Friedberger Block
chotter, Konglomerat von Stiwoll (24)
Nördlich von Pin kafeld bildet d as Sinnersdorfer Kon
lomerat eine limn isch-fluviatile über 1 500 m mächtige
Folge, die sich in die tiefere „ Zöbener Brekzie" u nd die
Si nnersdorfer Blockschotter i. e . S. gliedert. Erstere
teilt einen d u rch roten Zement verkitteten Schutt dar.
Letztere bestehen überwiegend aus z. T. stark verwit
terten G ranit-, Gneis-, Glimmerschiefer- und Quarzge
röllen , wobei Blockg rößen bis zu einem Meter nicht sel
ten sind.
Dieser Folge gehören auch die Friedberger Block
chotter an, die zwischen Friedberg und Weiz am
rundgebirgsrand verknüpft mit Bentonit- und G l astuff
orizonten sowie feinklastischen Einschaltungen auftreen . Die stark verwitterten Blockschotter greifen teilwei
e i n bis gegen 1 00 m tiefen z. T. Störungen folgenden
R i n nen in das Grundgebirge ein, wobei einzelne Vor
kommen infolge jüngerer Ausräumung keinen Zusam
menhang mehr mit dem Steirischen Becken aufweisen
(z. B. Bi rkfeld}. Die Einschaltungen saurer Vulkanite
stufen die Schichten in d as Karpat bzw. u ntere Baden
ein.
Möglicherweise gleiches Alter haben die Kong lomera
te von Stiwoll im Weststei rischen Becken. I h re meist
gut gerundeten bis faustgroßen Gerölle bestehen fast
ausschließlich aus paläozoischem M aterial. Sie werden
von einem hellgrauen Karbonatzement gebu nden. Ver
ei nzelt finden sich zwischen den g robbankigen Konglo
meratlagen d ü nne, mergelige Sandsteinbänke.
Literatur: BRANDL ( 1 977), EBNER & GRÄF ( 1 977 a, 1 962) ; GRÄF
( 1 979) ; H. FLÜGEL ( 1 975 a) ; HöLLER & WIRSCHING
( 1 976 ) ; NEBERT ( 1 962, 1 963 a).
Arnfelser Konglomerat, Leutschacher Sand,
Gaml itzer Schlier (23)
Das rund 250 bis 300 m mächtige Arnfelser Konglo
merat ist eine zyklische Sch ichtfolge von Konglomera
ten, tonigen Sandsteinen und Mergel n . Erstere beste
hen vorwiegend aus m ittelkörn igen, nuß- bis kindsfaust
großen, oft gut verkitteten Geröllen paläozoischer aber
auch mesozoischer und eozäner Kalke sowie Vulkanite.
Die Ablagerungen werden als Sch utt- und Deltakegel,
d i e sich während des Karpat vom Paläozoikum von
G raz oder vom Remschnigg in d as Meer vorbauten , ge
deutet. Die g ute Verkittung erlau bte die Gewinnung von
Mühlstei nen.
Die Leutschache r Sande sind eine Folge von bis zu
1 50 m mächtigen, grau e n , grobkörnigen Sanden mit
Einschaltungen von Kieslagen sowie G lanzkohlenflö
zen. Die spärliche Fauna stuft die Schichten in das Kar
pat ein.
Der hochmarine, einige 1 00 m mächtige Gaml itzer
Schlier ( „ Steirischer Schlier") besteht überwiegend aus
gelbbrau nen bis g rau brau nen Tonmergeln und -schie
fern, deren Kalkgehalt gegen Westen abni mmt, wobei
d i e Folge zusehends sand iger wird. Die Fauna ist spär
lich. G egen Osten sinken d i e Sch ichten bei Mächtig
keitsabnahme rasch in die Tiefe, wobei in sie, wie Boh
rungen zeigten , zahlreiche Lagen saurer Vulkanite ein
geschaltet sind. Die Tone wurden in der Ziegelei Wa
gna abgebaut.
Literatur: H . FLÜGEL ( 1 972 b ) ; H. FLÜGEL & H. HERITSCH
( 1 966).
Schichten von Köflach, Eibiswalder Schichten (22)
Die l i m nisch-fluviatile über 2300 m mächtigen E i bis
walder Schichten können in drei Abschn itte geglied ert
werden . Die 300 bis 400 m mächtigen „ Unteren Eibis
walder Schichten " stellen eine Wechsellagerung glim
merreicher Sande und Kiese, meist nuß- bis faustg ro
ßer, oft konglomeratisch verkitteter, gut gerundeter Ge
rölle aus dem Koralpenkristal l i n d ar. Besonders basal
findet sich eckiger M u renschutt in g rößerer Ausdeh
nung. Tonige Gesteine und Kohleflöze („Stammeregger
Flöz") sind selte n . Die weitestgehend fossil leere Folge
gehört dem höheren Ottnang an.
D i e etwa 400 m mächtigen „ Mittleren Ei biswalder
Schichten" sind eine fei nkörnige, sandig-tonige Sch icht
folge, in der m it Ausnahme des „ Pitschgau-Kalkkonglo
merates" g robklastische Sedi mente fast fehlen. I h re
Basis bildet das „ E i biswalder Hauptflöz". Es folgt das
H angendflöz, den Absch l u ß bildet d as „Wieser Flöz " .
A u s diesen Horizonten sind reiche Vertebratenfaunen
bekannt. Von I nteresse ist das Auftreten zahlre icher g e
ringmächtiger Tuffhorizonte. Das Alter der Folge ist un
teres Karpat.
Bei den gleichfalls ca. 400 m mächtigen „ Oberen Ei
biswalder Schichten" des oberen Karpat h andelt es
sich u m eine Wechsel lagerung mächtigerer pflanzen
führender („ Flora von Schönegg ") Ton- und Sandlagen,
sowi e Feinkonglomeraten .
Ein zeitliches Äquivalent d e r Mittleren u n d Oberen Ei
biswalder Schichten sind die Schichten von Köflach.
Die feinsandigen Tone, Feinsande und Feinkiese füllen
mehrere bis zu 300 m tiefe Gebirgswannen, die vonein
ander du rch Schwellen getrennt werden . I n den einzel
nen Mulden sind, bis zu 70 m mächtig, ein bis d rei
Flözhorizonte eingelagert, wobei i h re Korrelation zeigt,
daß insgesamt vier Kohlen horizonte ausgebildet sind.
D i e Schichtfolge gliedert sich i n eine liegende bis zu
1 00 m mächtige G ruppe von G l i mmersanden und G rob
sanden mit einzelnen Kieslagen und eine h angende
flözfü hrende G ruppe. Der Heizwert der Koh l e schwankt
zwischen 1 3 .000 und 1 5 . 1 00 kJ/kg . Rund 59 % der
österreichischen Kohlenförderung stammt aus diesem
Raum (vg l . Kap. 5 . 7 . ) .
Literatur: EBNER ( 1 976 c) ; EBNER e t a l . ( 1 976) ; H. FLÜGEL
( 1 975 a) ; HEINRICH ( 1 960) ; HOLZER & STUMPFL
( 1 960 ) ; HOSCHEK ( 1 964); NEBERT ( 1 963 b ) ; POHL
( 1 970, 1 976); WEBER & WEISS ( 1 963) .
Trachyandesit, Trachyt, Rhyolith, Shoshonit
und Tuffe (H. HERITSCH) (21 )
Der Vulkanismus im Steirischen Becken steht im g rö
ßeren Rahmen einer vulkanischen Tätigkeit, die sich
von den D aziten und Andesiten zwischen Save und
D rau i n Jugoslawien über die südliche Steiermark und
d as Burgenland bis zum Plattensee in Ungarn erstreckt.
Im steirischen Teil d ieses Vulkanbogens wird der älte21
re, miozäne, Kalium-betonte Vulkanismus im wesentli
chen d u rch Latite (Trachyandesite, Trachyte) repräsen
tiert. D ieser Vulkanismus zeigt sich in Schildvu lkanen,
von denen aber nur e i n e r übertag in den Gleichen ber
ger Kogeln aufragt. Der Du rchmesser d i eses Vu lkans,
der somit fast völ lig u nter Sedimenten l iegt, beträgt im
merhin 20 km. Die geförderten Gesteine sind Latite mit
Einsprenglingen von Plagioklas, Biotit und/oder Pyro
xen in einer fei nstkörnigen Grund masse aus Plagio klas
und Sanidin (Trachyandesit) . Es kann bei den Ein
sprengl i ngen noch Sanidin h i nzukommen (Trachyt).
E i n e Tiefbohrung i m Kurpark von Gleichen berg zeigt
eine geschlossene Eruptivgesteinsmasse von rund
800 m Mächtigkeit, in der keine Oberflächen merkmale
(z. B . Sed imentlagen) zu beobachten waren. Allerdings
ist eine G l iederu ng der Lavaströme, die offenbar von
Norden n ach Süden geflossen sind, du rch wechselnde
Führung von Sanidineinsprenglingen bzw. Biotit- und
Pyroxen-Ei nsprenglingen sowie d u rch Eruptivbreccien
gegeben. Massive spät- bis postvulkanische Beeinflus
sung dieser G esteine führte zur Bildung von Opal ,
Chalcedon, Qu arz, Karbonaten, Montmori llonit, Kaolinit,
Zeolith. Von solchen seku ndären Veränderungen völlig
frei e Latite gi bt es nicht.
I m Steinbruch an der Ostflanke der Klause nörd lich
Gleichenberg stehen Latite mit wechselnden, oft auch
geringen seku ndären Veränderungen an. Bei normalem
Paläomagnetismus hat d as G estein ein absolutes Alter
von etwa 1 6 M i l lionen Jahren (unteres Baden) . Das Ma
terial wird zur Schottergewi nnung abgebaut. (Nach FLÜ
GEL stützt sich eine von KOLMER 1 980 wiedergegebene
Rb/Sr-Isochrone, die ein Alter von 23 M i l lionen Jahren
ergab, auf petrog raph isch, räu mlich und vermutlich al
tersmäßig sehr verschiedene Gesteine und läßt sich
aus geologischen Gründen nicht als wah res Alter des
Vu lkanismus i nterpretieren) .
A m Nordrand der Gleichenberger Kogeln bei Gossen
dorf werden extrem stark postvul kanisch zersetzte Lati
te, nun aus Alunit und SiOrPhasen (besonders Cristo
balit, aber auch Opal, Quarz, Chalcedon, Tridym it) be
stehende G esteine als „ österreichischer Trass" abge
baut. I m g leichen Gebiet wurde auch vor Jahren ein
klei nes Bentonitvorkommen genützt. östlich der G lei
chenberger Kogeln l iegt ein klei nes Vorkommen von
Quarztrachyt.
Die nicht ganz so großen Schildvulkane von Kalsdorf
bei Ilz und Mitterlabil ostwärts Leibn itz sind gänzlich
von Sediment bedeckt. I n i h ren Gesteinen sind sie mit
den Gleichenbe rger Latiten verg l eich bar, wenn auch
klei nere Variationen auftreten.
Das Vulkangebiet Weitendorf - Wundschuh ist mit
2x4 km sehr klein und am Südrand d u rch den Stein
bruch Weitendorf (Straßenschotter) erschlossen . Das
Gestein sel bst (Hauptbestandteile: Plagioklas mit Sani
d i n rändern , Klinopyroxen u n d Olivin) ist ein Kali-beton
tes, basaltisches Gestein und kann als basaltischer
Trachyandesit oder Shoshonit bezeichnet werd e n . E i ne
petrographische Beziehung zu den Gleichenberger Lati
ten ist offensichtlich, besonders zu ähnlichen Gesteinen
in der Bohrung Paldau westlich Feldbach. Das nördl ich
vom Ste i nbruch Weitendorf l iegende und nur in gerin
ger Mächtigkeit von wenigen Metern von Sedimenten
bedeckte Vulkangebiet von Wundschuh hat in Bohrun
gen nur sehr stark postvulkanisch veränderte G esteine
geliefert. Eine absolute Altersdatierung der Shoshon ite,
die g l e ichfalls normalen Paläomagnetismus aufweise n ,
22
zeigt e i n geringfügig höheres Alter als d i e Gesteine der
Klause bei G leichenberg .
D i e m i t dem m iozänene Vulkanismus verbundenen
G l astuffe enthalten als wesentlichen Bestandteil in
Montmori llonit umgewandelte löchrige G laskugeln u n d
sind Bentonite. Relikte v o n Biotit, Plagioklas und Quarz
ermöglichen neben der Altersei nstufu ng die Zuord n u n g
zum miozänen Vu lkanismus. Die zahlreichen kleinen
Vorkommen, die meist kaum eine technische Auswer
tung zu lassen d ü rften , l iegen vorwiegend am Gebirgs
rand von Eibiswald bis Friedberg, zum Teil in Koh lela
gern wie i n Eibiswald, Ratten und jenseits des Gebirgs
kammes in Fohnsdorf und Seeg raben . Die Ausblasstel
len sind un bekannt und müssen nicht in der Steiermark
liegen.
Zur Erklärung des stark Kalium-betonten Chemismus
der Latite (und verwandter Gesteine) sind wohl Assimi
lationsvorgänge von Krustenmaterial anzunehmen, wo
mit auch der H i atus in den chem ischen Eigenschaften
des miozänen und des pl io-/pleistozänen Vulkanismus
verständlich wird. I n gleicher Weise wird auch eine sol
che Assi milation von sialischem Material z. B. zur Klä
rung von tertiärem Monzonit (und G raniten) der Hebri
den aufgrund neuer, auch experi mentel ler U ntersuchun
gen gefordert (THOMPSON, 1 983) .
Literatur: ALKER ( 1 972 i , I , 1 975 f) ; EBNER & G RÄF ( 1 977,
1 982); H. FLÜGEL (1 975 c) ; FRIEDRICH ( 1 967) ; H. HE
RITSCH ( 1 963 d, 1 964 a,e, 1 965 c,g, 1 966 a,b,c,
1 967 b,c,d ,f, 1 975 a,b,d, 1 976 c, 1 979 b, 1 982 a); H.
HERITSCH & H . FLÜGEL ( 1 964); H . HERITSCH & H.
HOLLER ( 1 970 ) ; H. HERITSCH et al. ( 1 965 ) ; HOLLER
( 1 967 a,b, 1 968, 1 970) ; HOLLER & WIRSCHING
( 1 974) ; HOLLER et al. ( 1 976 ) ; JANIK V. ( 1 97 1 ) ; KOL
MER ( 1 969, 1 97 1 , 1 975, 1 980 a,b) ; KRAJICEK ( 1 964) ;
KüCHMEISTER ( 1 965) ; LIPPOLT et al. ( 1 975) MAU
RITSCH ( 1 975), PASSAGLIA ( 1 978); POSTL ( 1 98 1 a)
PRODINGER & SCHARBERT ( 1 968, 1 969) ; SCHARBERT
et al. ( 1 981 ) ; SCHROLL & G ROHMANN ( 1 966) ; STEININ
GER & BAGDASARJAN ( 1 977) ; WALACH ( 1 976) ; WALTER
& POSTL ( 1 982); WENINGER ( 1 971 , 1 976) ; WIRSCHING
( 1 975) ; ZIRKL ( 1 974). (Sowie: THOMPSON R. N . : Ther
mal aspects of the origin of Hebridean Tertiary acid
magmas . I I . Experimental melting behaviour of the
granites at 1 kbar PH20. - Mineralog. Mag. 47,
1 1 1 - 1 2 1 , 1 983).
Leithakalk und -schotter (20)
Obertag vor allem im Bereich der M ittelsteirischen
Schwel le aufgeschlossen finden sich i m u nteren und
mittleren Baden bis 1 50 m mächtige Leithakalke. I h re
Basis bilden über dem paläozoi schen G rundgebirge
Brekzien paläozoischer Sch i efer, die in die marinen,
teilweise fossilfü h renden „ Leithakonglomerate " und
-schotter übergehen. Beckenwärts verzahnen sich die
se mit den vorwiegend organogen gebildeten, meist
l ichtweißgelben bis hellbraunen Leithakalken, die auch
ihr Hangendes bilden. Es handelt sich u m mehre re , ört
l ich bis über 50 m mächtige Kalkhorizonte, die d urch
Tonmergel, sand ige Mergel, Sandsteine, Fei nkonglome
rate und dgl. mehr getren nt werd e n . An Organismen
finden sich in erster Linie Rotalgen (Corallinaceae ) ,
während rei ne Korallenkalke selten s i n d . Relativ arten
reich sind in der Fauna Bryozoen und Foram in iferen
vertreten .
D i e festen Leithakalke ( „ Aframer Ste i n " ) können ört
lich in Kalksandstei n e („Aflenzer Sandste i n " ) ü berge
h e n , die als Werk- und Bausteine vielfach Verwendung
fanden (z. B. Wiederaufbau Stefansdom) und zum Teil
in u nterirdischen, noch teilweise römerzeitlichen Brü
chen gewonnen wurden.
Kleinere Vorkommen finden sich auch auf der Süd
burgenländ ischen Schwelle bei St. Anna am Aigen. I h re
Verbreitung im U ntergrund des Oststei rischen Beckens,
insbesondere auf der Auersbachschwelle, zeigen Boh
rungen . Nach Erdgasfunden in d iesen Schichten bei
G leisdorf gewi nnen sie auch in dieser Hinsicht Bedeu
tung.
Literatur: DULLO ( 1 983 ) ; FLÜGEL H. ( 1 972 b, 1 977 a); KüCHMEl
STER ( 1 965 ) ; SIEBER ( 1 97 1 ) ; VAVRA ( 1 979 a,b, 1 980).
Florianer Schichten, Pölser Mergel,
Kreuzbergschotter, U rler Schotter (1 9)
Im Weststei rischen Becken entwickelten sich im Ba
den als Folge einer marinen I n g ression westlich der
Mittelstei rischen Schwelle mehrere Buchten, deren fein
klastische Sedimente als Florianer Schichten bzw. Pöl
ser Mergel bezeichnet werden. G egen das G ru ndgebir
ge verzahnen sich diese vorwiegend sandig-ton igen
Ablagerungen mit oft diagonal geschichteten , teilweise
grünlichen, fluviatilen Sanden. Ei nschaltungen saurer
vulkanischer G l astuffe sind weit verbreitet. Die Fauna
besteht vorwiegend aus Gastropoden und Pelecypod e n .
In der Gamlitzer Bucht entsprechen d iesen Ablage
rungen der Florianer Bucht die Urler Schotter, die aus
kong lomeratisch verkitteten Kristallingeröl len, deren
G röße bis zu Meter erreichen kan n , besteh e n . Das
H angende dieser Blockschotter bilden die bis über
300 m mächtigen Kong lomerate, Kiese, Sande, Sand
steine und Tonsteine der Kreuzbergschotter. N eben kri
stallinen Komponenten fi nden sich mesozoische und
paläozoische Kalke. Die Korngröße der G erölle zeigt
eine deutliche Zunahme gegen Norden , während gegen
Osten d ie Folge in Sande und Ton mergel übergeht. Die
marine Fauna ist spärl ich. Sie stuft die Kreuzbergschot
ter in d as u ntere Baden e i n .
Literatur: EBNER & GRÄF ( 1 977 b) ; FENNINGER & WASSERMANN
( 1 982 ) ; KOLLMANN & RÖGL ( 1 978); KüCHMEISTER
( 1 965).
Eckwirtschotter, Schichten von Rein (1 8)
Nörd l ich der Kainach verzahnen sich die marinen Ab
l agerungen des Baden mit fluviatil-limnischen Sedimen
ten . Sie g liedern sich faziell in die Schichten von Rein
und d i e Eckwirtschotter. Bei ersteren handelt es sich
um S ü ßwassermergel und -kalke, blaue und helle Tone,
Sande, Sü ßwasserkal kbrekzien sowie u nregelmäßig
eingeschaltete Kohl eflöze. Lokal finden sich Bentonitla
gen.
I nteressant sind Hornsteinknollen und lagige Harn
steine, die i n Zusam menhang mit den Benton iten auf
treten . Wieweit in dieser Folge Äqu ivalente der Schich
ten von Köflach vertreten sind, ist noch ungeklärt.
Bei den mit den Sch ichten von Rein sich verzahnen
den und sie überlagernden Eckwirtschottern handelt es
sich um meist stark verwitterte Kristallin- und Quarz
schotter m it eingeschalteten Sandhorizonte n . Von I nter
esse ist das Auftreten von Mesozoikum- und Obereo
zängeröl len, vor allem in den tieferen Anteilen . Sie ver
binden diese Ablagerungen mit entsprechenden der No
rischen Senke und zeigen, daß zu dieser Zeit die heute
trennenden Gebirgsschwellen noch nicht existierten
(vg l . Kap. 3 . 1 . 1 . , [27] ) . (Die Herkunft der Eozängerölle
ist un bekannt. Es könnte sich um eine zu d ieser Zeit
noch existierende Ü berdeckung des G razer Paläozo
ikums handel n , was vor allem auch i h r Auftreten in den
Arnfelser Konglomeraten erklären würd e . ) .
Literatur: ALKER ( 1 979); EBNER & GRÄF ( 1 979 a ) ; H . FLÜGEL
( 1 975 a).
Schwanberger Blockschutt ( 1 7)
östlich Schwan berg findet sich als Rinnenfü l l u ng in
nerhalb des Koralpenkristal l i ns fluviatiler Blockschutt
mit über m 3-großem Kristallinmaterial. Er kann als Er
gebnis starker Sch uttlieferung in d as Weststei rische
Becken i m Zusammenhang mit einer kräftigeren Relief
bildung aufgefaßt werden. Es l i egt nahe, d i ese Entwick
lung mit dem Beg inn der Heraushebung des Randgebir
ges im Baden zu sehe n .
G leisdorfer Schichten, Carinth ischer Schotter,
Ervil ienschichten, Mühldorfer Schotter,
Sarmat von Thal (1 6)
Nach kurzzeitiger Regression des Meeres im oberen
Baden aus weiten Bereichen des Stei rischen Beckens
kam es im Sarmat zu einer neuerlichen I n g ression , d i e
jedoch weitgehend a u f d a s Oststei rische Becken be
schränkt blieb.
Das bis 200 m mächtige Sarmat von Thal beg innt m it
grünen bis g rauen fossi lreichen Ton mergeln und sandi
gen Tonen mit Ei nschaltungen metermächtiger Lign itho
rizonte. Ü ber diesen z. T. als Farberde abgebauten un
tersarmatischen „ Sch ichten von Waldhof" folgen bis in
d as Obersamrat reichende z. T. tonige Silt-, Sand- und
Kieshorizonte. Die Abgrenzung d i eses Sarmats gegen
die Eckwirtschotter, wie sie auf der Karte vorgenommen ·
wurde, ist nicht gesichert, umsomehr als neue Auf
schlüsse zeigten, daß das Sarmat weiter nach Süden
reicht als in der Karte verzeichnet und zwar bis in die
Mantscha.
Äqu ivalente des Sarmats von Thal finden sich nörd
lich von G raz zwischen And ritz und G ratkorn.
I m Osten des Stei rischen Beckens treten den Schich
ten von Waldhof zeitlich entsprechende Äquivalente ört
lich z. B. im Bereich der Südburgenländischen Schwel le
i n Form kalkgeröllführender Kiese und Bryozoenkalke
(„Sch ichten von Klapping") bzw. bei Rohrbach an der
Lafnitz bzw. n ach KRAINER (unpubl . ) östlich von Weiz
auf.
Die bis 1 30 m mächtigen mittelsarmatischen Ervilien
schichten bestehen überwiegend aus g rauen, ei nförm i
g e n , pflanzenfü hrenden Ton mergeln. Sie werden örtlich
als Ziegeltone gen utzt. Bereits dem Obersarmat gehö
ren südlich von Gleichenberg d i e bis 30 m mächtigen,
teilweise verfestigten Carinth ischen Schotter an, die an
einigen Orten abgebaut wurden. Die bis faustg roßen
Gerölle bestehen neben Krista l l i n vor allem aus meso
zoischen und paläogenen Kalken . I h r Herku nftsgebiet
d ü rfte im Westen zu suchen sein. I h r Hangendes bilden
Sande mit Ei nschaltu ngen bis zu 1 0 m mächtiger Kies
l i nsen. Sie werden von einer fossi l reichen Wechsel lage
rung von Tonen , Tonmergeln, Kies, Sand, Mergelsand
ste i nen, Kalksandsteinen und oolithischen Kal ken über
lagert. Die Schichten können zwischen dem Gnasbach
und der Südburgenländischen Schwelle d u rch Sande
m it Einschaltungen von Kies und Konglomeraten (Mühl
dorfer Schotter) , gering mächtigen Kohleflözen ( „ Lignit
von Feldbac h " ) sowie einzelnen Kal ken und oolithi
schen Kalksandsteinen vertreten werden. Letztere wur
den teilweise zu Fliesen verarbeitet ( „ Gossendorfer
Ste i n " ) . Den Abschl u ß des im Oststeirischen Becken
über 800 m mächtigen Sarmat b i lden - lückenhaft aus
gebi ldet - Sand- und Kieslagen.
Gegen Norden geht d iese obersarmatische Entwick
lung in fossilarme, pflanzenführende, teilweise sandige
Tone, oolithische Kalke und Kalksandsteine im liegen
den von fossi larmen bis zu 1 50 m mächtigen, oft g ut
23
geschichteten feinsandigen Tonen mit Kies und G rob
sandlagen (Gleisdorfer Schichten) über. Letztere ver
mitteln gegen das G rundgebirge zu der „ U nteren kohle
führenden Serie von Wei z " , die eine vorwiegend tonige
Entwicklung mit Einschaltung einzelner Kohleflöze dar
stellt. Vor allem im Oststei rischen Becken stützen sich
zah l reiche artesische Brunnen auf verschiedene Was
serhorizonte im Sarmat.
Literatur: BRANDL ( 1 978 , 1 979, 1 980 a,b); D ULLO ( 1 983) ; H.
FLÜGEL ( 1 975 a,d); HADITSCH & YAMAC ( 1 977 c) ;
HANSELMAYER ( 1 967 a,b, 1 969 a,b, 1 973) ; HERMANN
( 1 979, 1 98 1 ) ; RONNER & SCHMIED ( 1 968 ) ; RöGL
( 1 975) ; SKALA ( 1 967) ; ZETINIGG ( 1 982) .
Stegersbacher Schichten, Karnerbergschotter,
Schemmerlschotter, Kapfensteiner Schotter,
Congerienschichten (1 5)
D i e im Sarmat e i nsetzende Aussü ßung des Meeres
führte d az u , daß am Beg i n n des Pannon die Salinität
der g roßen Restseen n u r mehr 1 2 %0 betrug. D i e ca.
40 m mächtigen, meist gelblichbrau n e n , feinkörnigen
Sande und fossilreichen, z. T. in Ziegeleien abgebauten
Tonmergel und sandige Lehme (Congerienschichten)
d ieses u nterpannonen Sees (Pannon B) enden vielfach
mit lignitfü hrenden, fossilarmen Tonmergeln mit Ein
schaltungen von oberflächennah häufig rostig anwit
ternden und zum Teil lehmig verunrein igten Sand- und
Kieslinsen ( „ Obere kohlefü h rende Serie von Weiz"). Sie
leiten über zu einer deutlich zyklischen, fluviatilen Sedi
mentation mit Ausbi ldung sich gegen Norden zusam
mensch l ießender, ausgebre iteter Kieshorizonte, die in
den südlichen Anteilen des Oststeirischen Beckens
d u rch z. T. pflanzenführende bzw. kohlefü hrende („ Li
g n it von I lz " ) Tone und Sande voneinander getrennt
werden. Mögl icherweise hängt diese Zykl iziät mit Kli
maschwankungen zusam men.
Die versch iedenen Kieshorizonte werden von u nten
nach oben als Kapfensteiner Schotter, „ Kirchberger
Schotter" , Karnerbergschotter und Schemmerlschotter
bezeichnet. Letztgenannter ist d u rch seinen Reichtum
an Kalkgeröllen sowie Vertebratenfaunen charakteri
siert. Es h andelt sich bei diesen Horizonten um fluviati
le Bildungen mit vorwiegend südöstlicher Sch üttungs
richtung .
Der Wechsel von Lehm und Sand führt bei hoher
Wassersättigung infolge Stauwi rkung in den tonig
schl uffigen pannon ischen Ablageru ngen des oststeieri
schen Rau mes zu erhöhter Rutschneigung auch flache
rer Hänge.
Das Hangende d ieser ca. 1 00 m mächtigen Wechsel
lagerung bilden fossilarme Sande und Tone mit unter
geordneten Kieslagen. Sie gehören dem Pan non D und
E an (Stegersbacher Schichten).
Literatu r: G RÄF ( 1 982) ; HADITSCH & YAMAC ( 1 977 a,b) ; HANSEL
MAYER ( 1 960 a,b, 1 96 1 b,c, 1 963 b,c, 1 966 d, 1 968,
1 97 1 , 1 978, 1 979); HANSELMAYER & KORSIS ( 1 976,
1 977) ; K. KOLLMANN ( 1 960 a,b, 1 965); NEBERT
( 1 983 a); SKALA ( 1 968, 1 975) ; WALACH ( 1 978).
Jennersdorfer Sch ichten, Taborer Schotter,
Si lberberg Schotter ( 1 4)
Südöstlich Fehring folgen, d urch eine Sch ichtlücke
vom Mittelpannon getrennt, die Taborer Schotter. Es
handelt sich ü berwiegend um hase l n u ß- bis nußgroße
Quarzgeröl le. Kristall i n fehlt weitgehend. Diesen Schot
tern werden auch die Quarzkonglomerate am Südabfall
des Bscheidkogels bei Gleichenberg zugezählt, die hier
eine mittelpannonische Abrasionsplatte des Gleichen24
berger M assives überlagern. Die Taborer Schotter ge
hören ebenso wie d i e i n i h rem Hangenden folgenden
Jennersdorfer Sch ichten verm utlich in das Oberpannon
G. Bei Letztgenannten handelt es sich um blaugrüne
Tone und Feinsande, die bis 1 50 m mächtig werden. I h 
r e Hauptverbreitung l i egt vorwiegend a u f burgenländi
schem G ebiet.
Diskordant und d u rch eine Erosionslücke von den
tieferen Ablagerungen getrennt folgen u nter den Basal
ten des Strad ner Kogels und von Klöch Reste einer
Kiesdecke, d i e verm utlich in das oberste Pliozän ge
hört. S i e besteht aus bis zu faustgroßen Quarzgeröllen
und erreicht am S i l berberg im Burgenland eine Mäch
tigkeit bis zu 80 m.
Literatur: WINKLER-HERMADEN ( 1 957).
Nephel inbasanit, Hauyn- und Olivinnephel init
{H. HERITSCH) ( 1 2)
Der jüngere plio/pleistozäne Vulkanismus ist basal
tisch und Natrium-betont (Nephelinbasanite, Nephelin
ite ) . I h m gehören folgende g rößere Lavavorkommen an:
1 . Das Klöcher Massiv, gedeutet als Caldera i m südli
chen und als Aufschüttu ngskegel im nörd l ichen Tei l .
Neben Tuff u n d Schlackenlava treten feste Nephe
l i nbasanite auf, die nur eine geri nge Variation
zeigen.
2. D i e zum Teil als Intrusion aufgefaßte Lavamasse
des Steinbergs bei Feldbach, die ebenfalls neben
Tuffen u nd Lavaschlacken aus festen Olivi n nephel
i n iten, Nephe l i n basaniten (selten mit basaltischen
Gläsern) und sehr selten Doleriten besteht.
3. Die Lavadecke des Hochstraden, die von Hauyn-Ne
phelinit gebildet wird.
I m G egensatz zu diesen wi rtschaftlich bedeutenden
Vorkommen, die seit Jahrzehnten in großen Ste i nbrü
chen Hartschotter lieferten, sind die Basaltvorkommen
von Stein bei Fürstenfeld und Neuhaus i m Burgenland
klein und zur Zeit nicht in Betrieb.
Unpublizierte Altersdaten zeigen, daß der Vulkanis
mus jünger ist als bisher angenommen wurde und in
den G renzbereich Pl io/Pleistozän fällt. Das Auftreten
sowohl normal- als auch revers-magnetischer Laven
zeigt, daß verschieden alte Erg üsse vorliegen.
Zur Deutung wird allgemein angenommen, daß die
Basalte d u rch Aufsch melzung i m Mantel entstanden
und mit Temperaturen von 900° - 1 050°C an die Ober
fläche kamen, wobei die schmale Variationsbreite von
Olivi nnephelinit und Nephelin basanit d u rch geringe Kri
stal lisationsdifferentiation zu erklären ist. Der Hauynne
phelinit kann schon wegen des Gehaltes an Cl und S03
nicht du rch Differentiation von Olivin (und Pyroxen) ge
deutet werden. Auch ein geringer Aufschmelzungsg rad
i m M antel ist als Erklärung unmöglich, d a basaltische
G läser {als Rest der Hauptkristallisation) einen gänzlich
anderen Chemismus zeigen, als der Hauynnephelinit.
Eine mögliche Erklärung ist dagegen d i e Assim i l ation
kalkigen oder dolom itischen Materials mit Zufuhr von Cl
und S03 .
Literatur: ÄGIORGITIS ( 1 968, 1 978) ; AGIORGITIS et a l . ( 1 970) ;
ALKER ( 1 972 i) ; ALKER et al. ( 1 978); H. HERITSCH
( 1 963 d,g, 1 964 b, 1 965 c,f, 1 968 a,b, 1 974 b,
1 975 C, 1 976 b , d ) ; HERITSCH & HOLLER ( 1 970) ; HE
RITSCH & HOLLER ( 1 973; 1 975) ; HERITSCH et al.
( 1 964) ; MAURITSCH ( 1 975 ) ; 0FFENBACHER ( 1 979) ;
PAULITSCH ( 1 973) ; POULTIDES ( 1 981 ) ; SCHARBERT et
al. ( 1 98 1 ) ; SCHROLL & GROHMANN ( 1 966) .
uff „basaltischer" Zusammensetzung
H. HERITSCH) ( 1 3)
Die m it den Lavaergüssen verbundene Tufftäti g keit
ommt in etwa 3 0 - 40 selbständigen Durch bruch röhren
pi pes) zum Ausdruck, die sich vom Raum Klöch , Gnas,
eldbach, Fü rstenfeld bis in das südliche B u rgenland
rstrecken . Die Tuffschlote enthalten reich lich sedimen
äres Material (z. B. Schotter und tertiäre Gesteine) aus
em U ntergrund sowie Latite, soweit sie einen m iozä
en Vulkan d u rchschlag e n ; weiterhin kommen aus g rö
erer Tiefe vor: Aplite, G ranite, Hypersthengranite, To
alite, Saussu ritgabbros und G ranatglimmerschiefer,
uch teilweise aufgeschmolzen und pyrometamorph be
infl u ßt (vg l . Kap. 1 . ) . Von besonderem Interesse sind
asaltische Lapi l l i , d i e den in Lavaergüssen geförderten
asalten entspreche n , aber sekundär d u rch Aufnahme
on Quarzkörnern, Umsetzung i n Montmorin m ineralien
nd Zeolithe stark gegen einen pazifischen Chemismus
erändert sind. Feinkörnige, leicht bearbeitbare Varietä
en der Tuffite wurden in früherer Zeit als Bausteine
erwendet, sind aber jetzt gänzlich du rch Beton und an
ere Baumaterialien verdrängt.
Die seinerzeit unter dem Sammelnamen Ol ivinbom
en bezeichneten ultramafitischen Auswürfl inge werden
eute meist nach i h rer m i neralogischen Zusammenset
ung klassifiziert als: Spinell-Lherzolithe bis Harzburgi
e ; selten sind Du nite, Amphibolherzolithe und einige
andere Gestei nstypen. Daneben kommen häufig noch
mphibole ( Magnesio-Hastingsit bis Ferropargasit) und
selten Augit und Olivin als Auswürfl inge vor.
Für d iese aus dem Mantel stammenden ultramafiti
schen Xenolithe der Spinel l-Lherzolith bis Harzbu rg it
Serie
werden
Gleichgewichtstemperatu ren
von
940° - 1 000°C bei Drucken von 1 5 - 27 Kb angenom
men. Der Mantel unterhalb der Tuffschlote von Kapfen
stei n l iegt heute bei etwa 30 km Tiefe und ist relativ ho
mogen . Die ausgeworfenen Amphibole können aus
einer H20-Metasomatose ± K-hältige fluide Phase ab
geleitet werden.
Literatur: H. HERITSCH ( 1 969 ) ; H . HERITSCH & ROHANI ( 1 973) ;
H. HERITSCH et al. ( 1 960); HERMANN ( 1 974) ; KURAT
( 1 97 1 ) ; KURAT et al. ( 1 976, 1 977, 1 978) ; SCHARBERT
et al. ( 1 98 1 ) ; SCHOKLITSCH ( 1 966 ) ; VETTERS ( 1 977) ;
VOGELHUBER & WEIGEL ( 1 961 ) .
Postbasaltischer Schotter und Lehm ( 1 1 )
D i e ältesten Landformen reste des Steirischen Bek
kens stellen eine ausgeprägte Höhenfl u r dar, die sich
vom Koralpensaum i m Westen bis nach U ng arn verfol
gen läßt. Es h andelt sich um eine klimamorphologisch
bedi ngte Fußfläche , entstanden u nter subtropischen
Bed i ng u ngen. Ö rtlich, insbesonders über den oststeiri
schen Basalten ist d iese Fläche verknüpft mit ti efg rei
fenden Verwitterungsdecke n , Staublehmen und Klein
kiesstreu ungen. Dazu kommen örtlich mehrere Dezime
ter bis Meter mächtige ausgedehntere Basalteisenstein
decken. Die Verwitteru ngsschwarte kann eine Mächtig
keit bis zu sechs Meter erreiche n . Kryoturbate Stau
chungen dieser Ablagerungen sind vor allem i m Klöcher
Massiv verbreitet. Hier gliedert sich diese Flur in ein
höheres „ Stadelberg N iveau" und das etwas tiefere
„Zah rerberg N ivea u " .
Kiesdecke n , w i e sie f ü r d i e jüngeren Terrassen cha
rakteristisch sind, fehlen d ieser Flur, die die verschie
densten neogenen Schichten überspannt und d as mor
phologische Ausgangsniveau für die Formung der heu
tigen Landschaft darstellt. Da d i eses N iveau bereits in
die pl io/pleistozänen Basaltdecken e i nschneidet, dürfte
es ein frühquartäres-präg laziales Alter haben (vg l . Kap.
2.).
Bei Fehring werden feinkörnige Kraterseeablagerun
gen zur Herstellung von B lähton (LECA) abgebaut.
Ä hn liches M aterial findet sich u. a. auch bei Gnas.
Literatur: HOLLER ( 1 982); WINKLER-HERMADEN ( 1 957).
25
4. Der ostalpine Deckenstapel
(H. FLÜGEL)
Der ostalpine Deckenstapel im Hangenden des Pen
ni nikums wird aufg rund des unterschiedl ichen Aufbaues
seiner Ei nheiten meist in ein unter- , ein mittel- und e i n
oberostalpi nes Stockwerk gegliedert (Abb. 1 ) . In d e r
Steiermark, w o a l l e E i nheiten aufgeschlossen s i n d ,
fehlt obertag sicheres Penniniku m , welches westl ich
des Katschberg unter das U nterostalpin abtaucht und
e rst im Burgenland, im Fenster von Rechnitz, wieder
zutage tritt.
4.1 .
Oberostalp i nes
Deckenstockwerk
( H . FLÜGEL)
Das oberostalpine Deckenstockwerk besteht aus
mehreren , du rch die Erosion voneinander getrennten
Vorkommen . Neben den Nördl ichen Kalkalpen und der
Steirischen G rauwackenzone gehören ihm das M u rau
er und das G razer Paläozoikum mit seiner südlichen
Fortsetzung i m Sausal und im Posruck sowie der kleine
Paläozoikumsaufbruch von St. Anna am Aigen an . Wie
d i e Grundgebirgsvorkommen um das Stei rische Becken
zu verbinden sind, läßt sich trotz Ti efbohru ngen und
g eophysikalischer U ntersuchungen noch schwer sagen
(vg l . Abb. 4).
Literatur: CLAR ( 1 973, 1 976) ; EBNER ( 1 978 c) ; H . FLÜGEL
( 1 963 a,b, 1 964, 1 977 b, 1 979 b); FRISCH et al.
( 1 984); GRILL & W. JANOSCHEK ( 1 980 ) ; K. KOLLMANN
( 1 980) ; SCHARBERT & SCHÖNLAUB ( 1 980 ) ; SCHÖNLAUB
& SCHARBERT ( 1 978); TOLLMANN (1 976 C , 1 977 C,
1 980).
4 . 1 . 1 . Nörd l iche Kal ka l pen
und G rauwackenzone
( H . FLÜGEL)
Die Nördlichen Kalkalpen und d i e Steirische G rau
wackenzone bilden einen von i h rer primären Unterlage
weitestgehend abgescherten Deckenstapel. Ü ber Posi
tion und Natur di eser Basis gi bt es versch i edene An
sichten. Sicher ist, daß die Deckenstapelung altalpi
disch vor der Sedi mentation der Gosau angelegt wurde,
wenngleich es auch nachgosauisch in Zusammenhang
mit der U ntersch i ebung der Nörd lichen Kalkalpen d u rch
Flysch und Molasse (vg l . Kap. 1 . ) , in nerhalb der Kalkal
pen vor allem an ihrem Südrand zu jüngeren Schup
pungen und Deckenbewegungen kam .
Bei der Ausbildung dieses Deckenstapels spielte d i e
primäre fazielle Zonierung der überwiegend a u s Flach
wassersedimenten bestehenden Ablageru ngen der
Trias innerhalb des ursprü n g l ich sehr breiten Sedi men
tationsraums eine wichtige Rol le. I n diesem bildeten die
heute nördl ichsten, d . h . tiefsten Decken des „ Baj uvari26
kums" („Tiefere voralpine Decke " ) , ursprünglich den in
nersten, land nächsten kal kalpinen Saum, d i e darüber
folgenden „ Höheren voralpinen" oder „tirolischen Dek
ken" den mittleren Streife n , und die heute höchsten
Decken des „Juvavi kums" den äu ßersten, der mesozoi
schen Tethys nächsten Ablagerungsstreife n , bestehend
aus karbonatischen Seichtwasserablagerungen und Rif
fen , aber auch aus tieferen Sedi mentationsräu men
ei nes intratriassisch stärker absinkenden Plattformran
des und seiner Bösch ung. Es muß j edoch betont wer
d e n , daß i m ei nzelnen noch sehr diverg ie rende Ansich
ten über die Paläogeog raphie der Ablagerungsräume
der Nördl ichen Kalkalpen herrschen (Abb. 5) .
I n der Steiermark fi ndet sich Bajuvarikum n u r bei
G roßreifling - Altenmarkt i n Form der Frankenfelser
Decke, der i nvers l iegenden Su lzbach-Teildecke und
der sie unterlagernden Oppon itzer Teildecke der Lunzer
Decke. Südl ich Palfau - Landl folgt in deren Hangen
dem d as Tirolikum mit der in die tiefere U nterberg- und
die höhere Göllerdecke gegliederten Ötscherdecke. Die
Einklemmung der Gosau von Gams an der G renze bei
der zeigt, daß bei Ei nschub der Göllerdecke auch post
gosauische Beweg ungen eine große Rolle spielten
(Abb. 6, 7).
Den größten Teil der Kalkalpen n i mmt in diesem Pro
fil das Juvavikum der Mürzalpendecke ein . Sie trägt ört
lich oberju rassische Gleitschuppen und -decke n , die
tei lweise (Prolesdecke) aus dem Hallstätter Trog stam
men (vg l . Abb. 6). Im Süden wird d i e M ü rzalpendecke
von dem tektonisch tieferen, d. h. tirolischen „ Südrand
element" unterlagert. Dieses, transgressiv mit der
G rauwackenzone verbundene El ement, besteht fast
ausschließlich aus u ntertri assischen bzw. spätpermi
schen Ablagerungen .
Diese tekton ische G l iederung läßt sich jedoch nicht
nach Westen verfolgen . Hier tritt als tiefstes, nördlich
stes Element die tirolische Totengebi rgsdecke zwischen
Mai ereck (bzw. Sengsengebirge) und Salzkammergut
auf . Sie wird von der g l eichfalls dem Tiro l i kum zuge
rech neten Warscheneckdecke, die der Göllerdecke ent
spricht, überlagert. An i h rer Südseite liegt die „Admon
ter Schuppenzone" als autochthon H angendes der
G rauwackenzone. Auch sie zeigt, ebenso wie Teile der
Südrandelemente, postgosau i sche Schuppung.
Die Äqu ivalente der Mürzalpendecke bilden i m We
sten die Dachstei ndecke bzw. die Hal lstätter Deck
schollen. Die l nterntekton i k dieses juvavischen Berei
ches wird - ebenso wie in der M ü rzalpendecke - stark
d u rch eine bereits oberju rassische G l eittekto n i k ge
prägt. Sie ist Ausdruck einer schon vor dem altalpidi
schen Geschehen ei nsetzenden Reliefunruhe in den te
thysnahen Bereichen des Ablagerungsraumes, die all
mählich - tektonisch gesteigert - auf die inneren Zo
nen vorgriff und zum Deckenbau führte.
Ha upt dolomitfa z i e s
D a c h s te i n k a l k =
fazies
/
/
@
Abb. 5: Die beiden Modelle der Paläogeographie der kalkalpinen Obertrias nach den Arbeiten von TOLLMANN ( 1 98 1 , A) und LEIN
( 1 981 , 1 982, B) zeigen, daß unsere Vorstellungen über die obertriassische Entwicklung derzeit noch stark problembelastet ist.
Vor allem geht es um die Stellung und Deutung der „Hallstätter Fazies". H ier tendiert LEIN dazu, nur einen einzigen südlich der
Dachsteinkalkplattform gelegenen Hallstätter „Trog" anzunehmen, während er den „ Miohallstätter Nord- und Mittelkanal" von
TOLLMANN als eine l ntraplattformentwicklung anspricht. Eine derartige südlich Position der Hallstätter Fazies nähert sich den Vor
stellungen von PREY ( 1 980) bzw KovAcs (Geol. Rdsch., 1 982, S. 6 1 7) , nach denen die Hallstätter Fazies eine Position zwischen
der Dachsteinkalkplattform und dem offenen Meer (Tethys) einnah m .
Auch d i e Steirische G rauwackenzone im liegenden
der Kalkalpen wird d u rch eine alpidische Deckenbahn,
d i e „ Norische Überschiebung" in zwei Einheiten geglie
dert. Sie u nterscheiden sich g ru ndlegend voneinander.
Während die tiefere Veitscher Decke, im Hangenden
des m ittelostalpinen Mesozoikums gelegen, nur (?) kar
bone Sch ichtg lieder umfaßt, besteht d i e hangende Nori
sche Decke überwiegend aus altpaläozoischen Forma
tionen . Da sie sedimentär mit dem Tirolikum verknüpft
ist, kann sie als e i n Tei l von d iesem betrachtet werden.
I h re l nterntektonik wird jedoch von einem variszischen
Deckenbau beherrscht, der von der Transgression der
höherpermischen Präbichlschichten diskordant überg rif
fen wird. Im Raum Eisenerz h andelt es sich um die Zei
ritzkampel-, die Wildfeld- und die hangende Reitingdek
ke (Abb. 8 ) . Wieweit auch andere Teile der Grauwak
kenzone einen variszischen Decken- und Schuppenbau
zeige n , ist in U ntersuchung.
U nklar ist, wieweit die zwischen beiden Hauptdecken
gelegentlich auftretenden höhermetamorphen Schollen
27
Abb. 6: Tektonische Karte der Nördlichen Kalkalpen unter Verwendu ng der Arbeiten von BECK-MANNAGETTA ( 1 973), TOLLMANN
( 1 976), PLöCHINGER ( 1 980) und LEIN ( 1 981 , 1 982, 1 983). Die letztgenannten Arbeiten zeigen, daß nach neuen stratigraphischen
Bearbeitungen und unter Zugrundelegung neuerer Vorstellungen, wie die der jurassischen Gleittektonik, mit teilweise größeren
Veränderungen dieser tektonischen Karte gerechnet werden muß. A, B, C : Lage der Profile in Abb. 7).
Tab. 4 : Stratig raphie des Paläozoikums der G rauwackenzone und des Mesozoikums/Paleogens der Nördlichen Kalkalpen.
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Kössener Schichten
Hauptdolanit (36)
Dachsteinkalk (34)
(37)
Lunzer Schichten , Reingrabener Schiefer, Opponitzer Schichten , Tisoveckalk
Reiflinger Schichten (39) , Wettersteinkalk, Wetterstein- und Ramsaudolanit (38)
G..itensteiner Kalk, Gutensteiner- und Ramsaudolomit , Rei.chenhaller Schichten
Werfener Schichten (42)
Haselgebirge (43)
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Schreyeralmkalk ,
Pötschen schichten
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Tressensteinkalk , Plassenkalk , Steinmühlkalk, Oberalmer Schichten
(33)
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I.Dsensteiner Schichten , Roßfeldschichten
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der
Altalpidische Gebirgsbildung
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Nierentaler Schichten
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Eisenerzer Schichten
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Radschiefer ( 63 )
Erzführender Kalk
Wildfeld Kalk
Polsterkalk
Sauberoer Kalk
Silurkalk i . A .
Polsterquarzit
(61)
Gerichtsgrabengruppe ,
Kalkwanger GneiskonglCI!EI:at (66)
Reitingkalk (59)
(57)
(58)
Cystoidenkalk ( 58)
B l a s seneckpore
o id ( 6 5 )
. 51 rbergschichten (66)
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(40)
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pri märe Basis der Norischen Decke d arstellen oder tek
tonische Schürflinge sind. Zumindest bei Frauenberg
östlich Bruck ist der transgressive Kontakt des Altpa
läozoikums auf voroberordovizischem Kristallin gesi
chert (vg l . Kap. 4. 1 . 5 . 1 . ) .
In nerhalb d e s altalpidischen Geschehens entwickelte
sich die G rauwackenzone zu einer Decol lement-Zone
zwischen i h rer kristallinen Basis und dem kalkalpinen
Deckengebirge mit starker Längung gegen NW entspre
chend dem Deckenschub.
Literatur: EBNER e t al. ( 1 980 a); H. FLÜGEL ( 1 977 b) ; FLÜGEL &
SCHÖNLAUB ( 1 972 a) ; FRISCH ( 1 977, 1 979) ; KRISTAN
TOLLMANN & TOLLMANN ( 1 962 ) ; KRÖLL et al. ( 1 981 ) ;
LEIN ( 1 976, 1 98 1 , 1 982 a,b, 1 983) ; MAURITSCH
( 1 981 a) ; METZ ( 1 938, 1 940, 1 97 1 b, 1 978); 0BER
HAUSER
( 1 980 ) ;
PLÖCHINGER
( 1 980 ) ;
PREY
( 1 980 a,b); RATSCHBACHER ( 1 983 a); SENARCLENS
GRANCY ( 1 968 ) ; SCHÄFER ( 1 98 1 ) ; SCHÖNLAUB ( 1 982);
SCHÖNLAUB et al. ( 1 977) ; TOLLMANN ( 1 960 a, 1 967,
1 969, 1 972 a,c, 1 976 b,c, 1 977 c, 1 980, 1 98 1 a,b,
1 982).
4.1 . 1 .1 . Paläozoikum der G rauwackenzone
4.1 .1 . 1 . 1 . Eläuteru ngen zur Legende
Silbersbergschichten, Gerichtsgrabengruppe,
Kalwanger Gneiskonglomerat (66)
Die Sil bersbergschichten bilden im östlichen Teil der
G rauwackenzone d i e älteste Formation des Paläozoi
kums. Es handelt sich um eine mindestens 300 m
mächtige Folge meist grauer, dünnblättriger, oft feld
spatreicher Karbonat-, Serizit- und Quarzphyllite mit
Einschaltungen von Sandsteinen bis Quarziten, Meta
quarzkonglomerate n , Grünschiefe m , Lyditen und Por
phyroiden. D as Alter dieser klastischen Abfolge ergibt
sich aus i h rer Ü berlagerung d u rch den Blasseneckpor-
10
20
30 k m
phyroid (Caradoc/Ashgi l l ) , wobei diese G renze jedoch,
wie d i e Einklemmung von Sch ü rflingen von Magnesit,
Dolomit und Altkristallin zeigt, zumindest örtlich tekto
nisch sein d ü rfte. D i e Frage der pri mären Mächtig keit
ist ungeklärt (Nach N I EVOLL [im Druck] könnten Teile
der Silbersbergschichten als Alpiner Verrucano aufge
faßt werden . ) .
Zeitlich d ü rfte i h r im Eisenerzer Raum z . T . d i e etwa
400 bis 500 m mächtige Gerichtsgrabengruppe entspre
chen. Sie besteht aus g rauen phyllitischen Schiefe m ,
die z . T. a l s „ Feinschichtige G rauwackensch iefer" be
zeich net wu rden , streuglimmerfü hrenden Sandstei n en
bis sandigen Schiefem, Serizitquarziten, G rauwacken
und Arkoseschiefem. In den höheren Anteilen finden
sich Einschaltungen heller Kieselsch iefer u n d bis zu
30 m mächtige bräunliche, teilweise gebänderte Kalke,
die dem G renzbereich Caradoc/Ashg ill angehören.
Westlich von Eisenerz finden sich u nter dem Porphy
roid bis zu 1 000 m mächtige epizonale Serizitschiefer,
Metagrauwacken, sandige Schiefer, Quarzite, Grün
schiefer und G l i m mermarmore. Die Basis bildet e i n et
wa 1 5 m mächtiges Orthog neiskonglomerat, bei dem es
sich um einen geröllführenden Metatuffit handelt (Kal
wanger Gneiskonglomerat) .
Literatur: CORNELIUS ( 1 952) ; DAURER & SCHÖNLAUB ( 1 978 ) ;
JAEGER ( 1 969 ) ; NIEVOLL ( 1 983 ) ; SCHÖNLAUB ( 1 979,
1 982).
Blasseneckporphyroid (65)
Der Blasseneckporphyroid ist d as Produkt e i nes kurz
d auemden sauren Vulkanismus i m tieferen Ashgill
(Amorphognathus ordovicicus-Zon e ) . Die Mächtigkeit der vul
kanischen Folge und i h r Aufbau schwankt stark. Sie
kann i m Typusbereich des Blasseneck eine Mächtigkeit
von über 1 000 m erreichen, während es sich in den
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Abb. 7: Die drei tektonischen Querprofile durch die Nördlichen Kalkalpen (Zahlen entsprechen der Kartenlegende) zeigen die Auffassung
von TOLLMANN ( 1 976) mit kleinen Veränderungen in Profil B und C durch Einfügung der Prolesdecke von LEIN ( 1 982) . Andere Veränderun
gen, die seit 1 976 eingetreten sind, wie die Auffassung von Gleitdecken im Bereich der Mitterndorfer Senke (Kap. 4. 1 . 1 .3.) wurden dagegen
in den wiedergegebenen Profilen nicht berücksichtigt. Geologische Profile stellen immer Momentaufnahmen unseres Wissens dar und sind
damit nichts Endgültiges.
30 = Gosau, 3 1 = Gault- Cenoman, 32 = Dogger- Neokom, 33
Lias, 34 = Dachsteinkalk, 35
Kössener Schichten, 36
Hauptdolomit,
Reiflinger Schichten etc . , 40
Hallstätter Entwicklung, 41
G utensteiner Kalk
37
Lunzer Schichten etc. , 38 = Wettersteinkalk etc . , 39
etc., 42
Werfener Schichten, 43
Perm.
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rofilen Lange Teichen - Wildfeld nur um mehrere,
i nige Zehnermetermächtige, du rch Metapel ite getrenn
Lagen h andelt. Neben versch iedenen lgnimbrittypen
it wechsel nden Anteilen von Lapi l l i , finden sich
sehen- und G l astuffe sowie Tuffite. Dem Chemismus
ach handelt es sich vorwiegend um Rhyolithe und
hyodazite bis Dazite. Daneben finden sich Alkalirhyo1 te sowie gelegentlich Andesite. Es handelt sich um
as Ergebnis mehrerer Förderperiode n , wobei Einschal
ungen von bis zu 80 m mächtigen grünl ichen Schiefem
eitgehend sedimentärer Natur sein d ü rften .
D e r Chemismus d e r G esteine ( H E I N ISCH, 1 980,
981 a,b) zeigt deutliche H inweise auf sekundäre Ver
.
nderungen und beträchtlichen Stoffaustausch , der
icht allein auf metamorphe Veränderungen zurückge
en dürfte .
Die Porphyroide stellen g rößtenteils Produkte subae
scher explosiver Fördermechanismen d ar, wobei ört1 eh marine U m l agerungen gegeben sein dürfte n . Die
eutige Vertei l u ng der Porphyroidkörper spricht für eine
1 neare Anord n u ng der e i nzelnen Eruptionszentren in
orm vulkanischer I nseln in einem epikontinentalen
andmeer.
Die Frage der geotektonischen Position dieses Vulka
ismus ist trotz eingehender U ntersuchungen nicht ge
lärt. U nter Ei nbeziehung des altpaläozoischen basichen Vu lkanismus (vg l . Kap. 4 . 1 . 2 . 5. 1 . , [68]) zeigt sich
in typisch bi modaler Chemismus, wobei die sauren
u l kan ite jedoch einem kalkalkalischen Trend gehor
hen. Die große Verbreitung des Porphyroidvu l kanis
us und d i e zeitliche Ü bereinstimmung mit der kaledo
ischen Orogenese läßt an eine Beziehung zu d ieser
enke n . Die ungeklärte räumliche Position der G rau
ackenzone während des Ordoviziums in H i n blick auf
esoeuropa erschwert d iesbezügliche Ü berleg ungen.
Hydrogeologisch stellen die Porphyroide einen was
erstauenden Horizont dar.
iteratur: ANGEL et al. ( 1 966) ; FLAJS ( 1 964, 1 967 a); HAJEK
( 1 966) ; HANSELMAYEA ( 1 962 C, 1 965 b, 1 966 b) ; HElNISCH ( 1 980, 1 98 1 a , b ) ; SCHÖNLAUB ( 1 982).
olsterquarzit, Lichteckarkose (61 )
I m Hangenden der Porphyroide finden sich vor allem
i
Raum Eisenerz bis maxi mal 60 bis 80 m mächtige,
raue , kompakte und meist nur u ndeutlich gebankte
andsteine bis Qu arzite. Sie stellen eine Transg res
ions-Sequenz des Ashgill dar, die mit basalen Quarz
ren iten als Strandsand beginnt. I h r H angendes bilden
f i n körnige, flachmari ne Quarzwacken , abgelagert nahe
em Gezeitenbereich, während die absch l i eßenden
al ksandsteine Barrieresande darstellen d ü rfte n . Das
aterial stammt vorwiegend aus der Aufarbeitung älte
r r, niedrigmetamorpher Klastite und nur u ntergeord net
us dem Blasseneckporphyroid. Sch lecht erhaltene
rachiopoden, Bryozoen und Korallen finden sich verinzelt. Die fein- bis grobkörnigen, z. T. auch massigen,
äufig serizitführenden G esteine zeigen eine leichte
etamorphose.
Möglicherweise genetisch äh n l iche Abfolgen finden
ich zwischen Lichteck und Radmerhals in Form heller,
lattiger Arkosen m it einem Fe ldspatg e halt bis zu 40 %
nd einer Mächtigkeit zwischen 70 und 1 00 m. I h re
tratig raph ische Position i st ungeklärt.
MAGER ( 1 979) ; NIEVOLL ( 1 983 b) ; SCHÖNLAUB ( 1 982 ) ;
STATTEGGER ( 1 980, 1 982).
Cystoideenkalk, Silurkalk i . a. (55)
D i e Transgression der Polsterquarzite leitete e i ne
Entwicklung e i n , d i e durch eine deutliche Faziesdiffe
renzierung mit ungleichen Absenkungen im Silur und
Devon charakterisiert wird. Das weitgehende Fehlen
von Seichtwasserkarbonat-Ablagerungen spricht für d i e
B i l d u n g ei nes d urch einzelne Hochzonen - d i e d e m
terrigenen Einfl u ß entzogen wurden - gegli ederten Tro
ges. Auffallen derweise spie lte in i h m d i e vulkanische
Tätigkeit eine nur u ntergeordnete Rolle. Im einzelnen
dürfte d i e Evolution d i eses Troges stark von Blocktekto
n i k kontrolliert gewesen sei n.
E i n e d ieser Zonen stel lt der Raum Radmer - E ise
nerz - Mautern d ar, wobei man jedoch bei einer paläo
geographischen Deutung bedenken muß, daß die hier
massierten Karbonate sich auf drei variszische Decken
verteilen , deren primäre Beziehung zueinander unbe
kannt ist.
Die Cystoideen kalke des jüngeren Ashg i l l bilden eine
etwa 1 5 m mächtige Folge hellgrauer bis rosafärbiger,
u ndeutlich gebankter Echinodermenschuttkalke. Sie tre
ten nur lokal teilweise über den Polsterquarziten, teil
weise di rekt über dem Porphyroid auf.
Die Ordovizium/Silurgrenze scheint örtlich d u rch eine
Schichtlücke markiert zu sein. Bereits dem tieferen Si
l u r gehören geringmächtige, über den Cystoideenkalken
folgende Kalksandsteine an, die das liegende von etwa
25 bis 50 m mächtigen, rötlichen Orthocerenkalken des
Wenlock bis Ludlow bilden.
Literatur: FLAJS & SCHöNLAUB ( 1 976) ; ScHöNLAUB ( 1 977 a,
1 979, 1 980, 1 982) .
Sauberger Kalk partim, Polsterkalk,
Wildfeldkalk, Reitingkalk, Erzfü hrender Kalk partim,
Altpaläozoischer Bänderkalk i. a. (57, 59)
Der Kenntnisstand der Karbonatentwickl ung des De
von ist sehr unterschied l i c h . Modern bearbeitet sind
derzeit nur die Räume von Eisenerz und der Veitsch.
D i es zwang d azu, d i e Karbonatablagerungen in der
Karte in d rei Ausscheidungen zusammenzufassen , de
ren Abgrenzung bisweilen schwierig war. Es handelt
sich vorwiegend um größtenteils u nterdevone Flaser
bis Bänderkalke, d i e vermutlich überwiegend Ablage
rungen ei nes tieferen Sehelfbereiches darstellen.
Bei den Erzführenden Kalken handelt es sich um
einen Sammelbegriff von zumeist gebankten bis d ü n n
schichtigen oder massigen, oft g raublauen bis schwarz
g rauen Kalken, die d u rch eine örtliche Siderit/Ankerit
Vererzung („ Rohwand " ) charakterisiert sind. Diese Ver
erzung hat zu zahlreichen Abbauen geführt, von denen
heute jedoch nur mehr der Erzberg in Betrieb ist.
Das abgebaute Erz enthält bis 30 bis 33 % Fe. Die
Jahresproduktion beträgt etwa 3,8 Mio Tonnen. D i e si
cheren Reserven liegen bei rund 30 Mio Tonnen , die
wahrscheinlichen bei 1 75 Mio Tonnen (vg l . Kap. 5 . 2 . ) .
Die primäre Vererzung wird heute a l s e i n e vu lkano
gen-sedimentäre Bildung in l eicht reduzierenden Mee
resbecken unter neutralen bis schwach alkalischen Be
dingungen g edeutet, wobei d u rch eine spätere Aufwär
mung bei 2 bis 3 Kbar und 400°C bis 450°C eine m eta
somatische Mobilisation in kleineren Bereichen mit Re
kristal lisation und Bildung von spätigem Siderit u n d An
kerit ei ntrat. Dieser Vorgang wurde von JUNG der varis
zischen Orogenese zugeord net, da die Temperatur der
altalpidischen Metamorphose hiefür nicht ausreichend
hoch war. Die primäre Erzbildung dürfte entsprechend
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E Eisenerzer Schichten (Karbon)
� Kalk des Devon,ungegliedert
m Bunter Kalk,Eisenkalk(Obersilur)
Grauwackenschiefer (Ordoviz-Silur)
Abb. 8: Profile und tektonische Karte der G rauwackenzone bei Eisenerz (SCHÖNLAUB, 1 982).
dem Alter der Erzfü h renden Kalke dem höheren U nter
bis Mitteldevon entsprechen, wobei eine Schwi erigkeit
bei der genetischen Deutung das Fehlen (?) ei nes
gleichalten Vulkanismus ist. Dementsprechend kam
SCHöNLAUB ( 1 982) zur Vorstel l u ng einer jüngeren unter
bis oberkarbonen Mineralisation, wobei BERAN (1 977)
die Remobilisierung in die alpidische Zeit verlegte.
Neben den Erzfüh renden Kalken finden sich helle,
z . T massige Bänderkalke, Flaserbänderkal ke, g rau
schwarze Kalke, marmorisierte, helle und rötliche Kalke
sowie Dolomite. Diese Reitingkalke werden bis zu
300 m mächtig und d ü rften überwiegend dem U nterde
von zuzurechnen sein.
Dazu kommen bunte, hellgraue bis rotgeflammte,
z. T. rosa-violette Flaser- und Bänderkalke, aus denen
neben Tentakuliten und Conodonten, Tri lobiten , Bra
ch iopoden und Cephalopoden besch rieben wu rden . Sie
stufen die zwischen 70 und 1 50 m mächtigen Sauber
ger Kalke i n d as Pragi u m bis höchste U nterdevon e i n .
Lithologisch ähnl ich sind die Polsterkalke, d i e zeitlich
vermutlich höheres S i l u r bis Prag i u m vertreten . I n diese
32
bis über 400 m mächtige Folge schalten sich im Unter
devon bis zu 40 m mächtige graue Stromatoporen-Cri
noidenkalke e i n , die Schuttströmen aus seichteren Ab
lagerungsräumen in tiefere Becken i h re Herku nft ver
danke n . Lokal finden sich innerhalb der U nterdevonkal
ke wenige Meter mächtige z . T. sandige, bisweilen vio
l ette Sch iefer bis Feinsandsteine.
M ittel- sowie Oberdevon konnte bisher n u r in den
Wildfeldkalken i m Hangenden g rauer und roter Flaser
kalke bzw. als Aufarbeitu ng in jüngeren Brekzien nach
gewiesen werd e n . Nörd l ich Veitsch bilden die Erzfüh
renden Kalke linsenförmige Züge und Schuppen i n den
Radschiefern . Es handelt sich um graue, braune bis
violette, teilweise kieselige mi kritische und meist dünn
plattig brechende Gesteine, in denen sich tiefes U nter
devon bis mittleres Famenne nachweisen ließ.
I nteressant ist d as Auftreten von M ischfaunen zeitlich
verschiedener oberdevoner Elemente. Auffal lend ist
das häufige zusammengehen dieser Kalke mit Kiesel
schiefern. Soweit eine derartige Trennung infolge man
gelndem Kenntnisstand nicht mög lich war, wurden d i e
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Veitscher Decke
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Schwarzschiefer,Lydit darin (Silur )
Diabas.Tuff, Grünschiefer darin
Cystoideenkalk (Oberordoviz)
Polsterquarzit (Oberordoviz )
� Kalk in der Veitscher Decke (Karbon)
[Z:J Graphitschiefer,Sandstein in derV.D. (Karbon)
� Phyllonite,Quarzit im Fenster von Mautern (Perm)
� Vererzung
_
Blasseneck-Porphyroid
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Störung
Klastika unter dem Porphyroid
Kalk darin (Oberordoviz)
ß esteine als Bänderkalke
L iteratur: BERAN ( 1 974, 1 975,
i . a. ausgeschieden .
1 977, 1 979); BERAN & THALMANN
( 1 977, 1 978); EBNER ( 1 973 b, 1 974 a) ; FLAJS
( 1 966 a , b, 1 967, 1 974) ; FLAJS & SCHÖNLAUB ( 1 973,
1 976); FLAJS et al. ( 1 963 ) ; FRITSCH ( 1 960) ; JUNG
( 1 980 ) ; JUVANCIC & KIRNBAUER ( 1 97 1 ); NIEVOLL
( 1 983 b) ; PETRASCHECK ( 1 978 ) ; SCHÖNLAUB. ( 1 973,
1 974, 1 977 a,b,c, 1 979, 1 980, 1 982) ; ScHöNLAUB &
FLAJS ( 1 975 a,b,c,d, 1 976, 1 979) ; SCHÖNLAUB et al.
( 1 977, 1 980) ; THALMANN ( 1 979).
adschiefer (63)
Bei Fehlen einer mächtigen Karbonatfolge treten öst
ich und westl ich von Eisenerz z. T. mehrere 1 00 bis
1 000 m mächtige, einförmige, graue bis grünl ichgraue,
i ltig bis feinsandige, häufig feinschiefrige bis fein
chichtige Si lt- bis Tonschiefer bzw. Phyl lite auf. Örtlich
e rbreitet sind Einschaltungen g rauer Feinsandsteine.
bgesehen von Hinweisen auf Verwühlung konnten bis
er nur wenige u n bestimmbare Makrofossilien g efun
en werd e n . ö rtlich zeigen die Gesteine Rutschgefüge.
Verschiedentlich finden sich lokale gering mächtige
Lagen saurer Vulkanite, wobei Pyroklastika dominieren.
Hinweise auf einen basischen Vulkanismus fehlen da
gegen.
Die stratigraphische Ei nstufung der Radschiefer er
gibt sich einerseits aus dem liegenden Blasseneckpor
phyroid, andererseits d urch die Einschaltung von Erz
führendem Kalk, vorwiegend in den Hangendanteilen
der Schichtfolge. Dementsprechend d ü rfte der g rößte
Teil in das hohe Ordovizium und Silur zu stellen sein.
Westlich von Eisenerz u n d dem Reiting dürften die
sen Radschiefern ein Teil der bis über 1 000 m mächtig
werdenden klastischen Gesteinsfolge entsprechen, die
d u rch i h re Vergesellschaftung mit basischen Vulkani
ten, Schwarzschiefern , selten sauren Tuffen und Kalken
charakterisiert ist. Wenige biostratigraphische Fixp u n k
te zeigen, daß e i n g roßer Teil d ieser Folge dem Silur
angehören d ü rfte.
Literatur: CORNELIUS ( 1 952) ; EBNER ( 1 974 a,b); NIEVOLL
( 1 983 b ) ;
RATSCHBACHER
( 1 983 a);
SCHÖNLAUB
( 1 979, 1 982) ; ScHöNLAUB et al. ( 1 980).
33
Altpaläozoischer Phyllit i. a., Feinschichtige G rau
wackenschi efer i . a., Altpaläozoikum i. a. (69)
Bei unklarer Position in H i nblick auf das Blasseneck
porphyroid ist die Einstufung der klastischen Gesteins
folgen schwierig , da biostratigraphische Anhaltspunkte
fehlen. Bei diesen G rauwackenschiefern i. a. handelt es
sich um verschiedene, z. T. phyl l itische Tonschi efe r,
Si ltsch i efer,
Schwarzsch iefer, Chloritsch iefer usw.
Großteils d ü rften sie altersmäßig dem Silur bis Devon
zuzuordnen sein.
I n der Karte wurden auch d i e „ E n nstaler Phyllite" den
G rauwacke nschiefern i . a. zu gerechnet, wenngleich sie
tektonisch nicht mit den entsprechenden Schiefem der
Norischen Decke vergleichbar sind. Sie überlagern an
einer schwer faßbaren tektonischen Grenzzone die
Wölzer G l i m merschiefer. Es handelt sich um eine ein
förm ige Folge meist grauer Phyllite, d i e von quarzar
men Typen bis zu quarzitischen Schiefem reichen. E i n
schaltungen grüner chloritischer Schiefer bis Ch lorit
schiefer und Grünsch iefer bis Metadiabase sind vor al
lem in den westlichen Teilen häufi g . Ei nschaltu ngen
von Karbonatgesteinen sind relativ selten . Trotz der
n i edriggrad igen Metamorphose in G rünschieferfazies
ergaben Frag mente von Ch iti nozoa i h re Ei nstufung in
das S i l u r. Die Phyl lite zeigen eine starke postkristal l i ne
Verfaltung und Zerscherung.
Literatu r : METZ ( 1 980) ; PRIEWALDER ( 1 975, 1 976) ; PRIEWALDER
& SCHUMACHER ( 1 976 ) .
Eisenerzer Sch ichten (48)
Transgressiv über einem Rel ief der Devon kalke fol
gen im Raum Eisenerz bis maxi mal 1 O m mächtige
Kal kbrekzien mit Elementen aus dem U nterdevon bis
Vise. S i e zeigen eine Schichtl ücke an der Wende De
von/Karbon, gleichzeitig aber auch eine ursprü ngl ich
kontinuierliche Sedimentation des U nterbaues bis in
d as tiefere U nterkarbon an.
I h r Hangendes bilden d u nkelgraugrüne, z. T. schmut
zig violette, g l i m merfü h rende Tonschiefer, grobkörnige,
polym i kte, braune oder g raue Sandste i n e , schwarze
brekziöse Sch i efer, Schwarzschiefer sowie Lyd ite und
Kieselschi efer. Das Auftreten von Porphyroiden in d i e
sen Schichten ist ungeklärt.
Bei dieser bis maximal 1 50 m mächtigen Folge könn
te es sich aufgrund ihrer Position um Oberkarbon (Na
m u r?) handel n .
Literatur: SCHÖNLAUB ( 1 982 ) ; SCHÖNLAUB et a l . ( 1 980 ) ; STAT
TEGGER ( 1 982).
G raph itkarbon/Triebensteinkalk (46, 47)
In der Karte wu rde innerhalb der Veitscher Decke nur
zwischen Tri ebensteinkalk und G raphitkarbon unter
schieden, wobei letztgenannter Beg riff keine stratigra
phische Einheit umfaßt.
Im Westabschnitt (Trieben , Sunk) kann die Veitscher
Decke l ithostratigraphisch in eine karbonatisch-klasti
sche Hang endentwickl u n g , eine m ittlere karbonatdomi
nierte und eine l iegende klastisch-karbonatische Abfol
ge gegliedert werden. Die erstgenannte, vorwiegend
aus Peliten, Si ltsteinen, Sandsteinen und Konglomera
ten aber auch Kalken bestehende Folge ist du rch das
Auftreten von G raph it- bzw. Anth razitvorkommen cha
rakterisiert. Sie lieferten auf der Wurmalpe bei St. Mi
chae l , bei Kaisersberg und im Regeng raben Floren des
ti eferen Westfal (A/B oder C). Die g enerell gegen das
Hangende g röber werdende, maximal 1 50 m mächtige
34
Sequenz wird als De lta und assoziierte Küstenentwick
lung gedeutet.
D i e mittlere, maximal 300 m mächtige Folge läßt sich
als subtidale karbonatbetonte (Triebensteinkalk)-Schelf
entwickl ung mit e i nzelnen Biohermen und beg leitenden
hypersal inen Lagunen besch reiben. Sie dürfte i n das
Vise/Namur ei nzustufen sein.
Die maximal 230 m mächtige basale Folge ist d u rch
das Auftreten der Spatmagnesitlagerstätte Hohentauern
geken nzeichnet. Die red uzi erende Entwicklung wird lo
kal d u rch klastische, maximal 1 00 m mächtig werdende
Sedi mente vertreten . Sie gehört dem Tournai (?)/Vise
an.
I m Profilstreifen Bruck/M ur und Lassi ng finden sich i n
letzterer Folge konkordante Ei nschaltungen basischer
Vulkanite.
I m Ostteil der Grauwackenzone besteht das Karbon
aus grauen bis schwarzen Phyll iten, Schiefe m , Meta
sandsteinen bzw. -quarzkonglomeraten, g rauen Dolomi
ten, Magnesiten und d u nkelblaug rauen Kal ken. Fau nen
stufen d i e Gesteine i n das Vise ein. Eine Parallelisie
rung mit der lithostratigraphischen G l iederung des Kar
bons von Trieben ist nicht möglich. Dementsprechend
unsicher ist die Ei nstufung wenige Dezimeter mächtiger
Grünschieferbänder in nerhalb d ieser Folge, die als ba
sische Metatuffe gedeutet werden.
Bei Frauenberg südlich Kapfenberg wird das Karbon
von rötl ichen Schiefem mit Quarzporphyrdetritus über
lag ert. Möglicherweise handelt es sich um e i n Ä qu iva
lent der Werchzirmschichte n .
Die primäre Basis d e s Karbons der Veitscher Decke
ist weitgehend u nbekannt. Die Geröllführung und d i e
Zusam mensetzung d e s Detritus der klastischen Gestei
ne weisen für weite Teile auf ein d u rch saure Plutonite
d o m i n i e rtes H i nterland (Basement).
Literatur: ALKER ( 1 972 a) ; ANGEL ( 1 962); BRIEGLEB ( 1 971 ) ;
FELSER ( 1 975, 1 976, 1 977); FELSER & FLÜGEL
( 1 976) ; FELSER & SIEGL ( 1 977) ; G. HAHN & R. HAHN
( 1 977) ; LESKO ( 1 960 ) ; MAURITSCH ( 1 974) ; NEUBAUER
( 1 983 c) ; NIEVOLL (1 983 a) ; PETRASCHECK ( 1 978 ) ;
RATSCHBACHER ( 1 983 b) ; SIEGL & FELSER ( 1 973) ;
STATTEGGER
( 1 982) ;
WENINGER
( 1 960,
1 965,
1 966 a,b,c, 1 967) .
Kong lomerat von Radmer (45)
Im Raum von Radmer fi ndet sich in der Norischen
Decke ein 200 bis 300 m mächtiger klastischer Kom
plex aus Konglomeraten, Sandsteinen und Qu arziten
mit lokalen Ei nschaltu ngen vererzter Karbonatlinse n .
Neben Quarzgeröllen treten als Komponenten sandige
Schiefer, Quarzite, vereinzelt d u nkle Lydite sowie Ei
sendolom ite auf. Die stratigraphische Ste l l u ng dieser
klastischen Folge ist un bekannt. Mögl icherweise h an
delt es sich um Oberkarbon.
Literatur: FLAJS & SCHÖNLAUB ( 1 973).
Präbichlschichten (44)
Das transgressiv und diskordant über versch iedene
Schichten und tektonische Ein heiten der G rauwacken
zone hi nweggreifende Perm wurde in der Karte in Prä
bichlschichten und Haselgebirge gegliedert. Erstere
umfassen auch die „ P hyll it- bzw. Sandstei n-Serie" von
E RKAN 1 977.
Die i m Raum von Eisenerz bis über 1 00 m mächtig
werdenden Konglomerate wechsel lagern örtlich mit vio
letten bis g rauen Sandsteinen und Schiefem. Als Kom
ponenten der teilweise als Brekzien entwickelten Ge
steine finden sich vor allem Quarz, Kieselsch iefer, tei l-
eise vererzte Karbonate, sowie Quarzporphyr. Das
ehlen von Fossilien erschwert eine Ei nstufung der Fol
e . Das Auftreten von Quarzporphyrgeröllen läßt an
ine postsaalische Sedimentation des Ober-Rotliegen
en denken.
I m Dachstei ngebiet begi n nt d i e über 400 m erreichen
e Entwicklung mit 20 bis 30 m mächtigen Quarzkon
lomeraten ( „ Fi lzmooser Konglomerat") im liegenden
on g rünen bis blaugrauen, quarzitischen Phylliten bis
erizitq uarzite n . Das Hangende bilden graue , grüne
der violettrote Sandsteine bis Quarzite mit lokalen Ein
chaltungen von Tonschiefern bis Phylliten sowie, als
bsch l u ß , geringmächtigen Quarzitbrekzien.
Ob, wie in der Karte dargestellt, d i e „ Kalkkonglome
ate des D ürnschöberl" bei Selzthal ein Ä qu ivalent der
räbich lsch ichten sind, ist u nsicher.
Während die quarzititsch-phyllitische Folge des Enns
ales vermutlich seicht-marine Bildungen (Küstensan
e?) d arstellen, dü rfte es sich bei den Präbich l kong lo
e raten lokal um Pedi mentbildungen hande l n . ö rtl ich
ritt in der „ Phyl lit-Serie " eine U ran- und Kupferminera
isation auf. Verschiedentlich fi ndet sich eine sedimen
är gedeutete Siderit-Vererzung.
Das Auftreten von Paragonit, Pyrophyllit, Chloritoid
owie der G rad der l l l it-Kristallinität zeigen , daß die
räbichlschichten noch von der alpidischen Metamor
hose betroffen wurden.
iteratur: BARNICK ( 1 962 ) ; BUCHROITHNER ( 1 978); BÜCHNER
( 1 970, 1 974, 1 977) ; CLAR ( 1 972) , ERKAN ( 1 976,
1 977 a c) ; HADITSCH & MOSTLER ( 1 982) ; HORKEL
( 1 975, 1 977) ; SCHÖNLAUB ( 1 982); SCHRAMM ( 1 977,
1 980); SOMMER ( 1 968, 1 972, 1 977) .
-
Haselgebi rge (43)
Als Haselgebirge wurden auf der Karte alle meist
berpermischen Evaporitfolgen zusammengefaßt, wobei
nicht auszuschl ießen ist, daß einige derselben ein ober
kyth isches Alter haben. Hierher gehören vor allem die
in der Literatur als „stin kdolomitsches G rausalzgebirge"
bezeichneten Ablagerungen.
Unter Haselgebirge i m engeren Sinn werden Misch
esteine von Evaporiten und Peliten verstanden, wobei
er Gehalt an Evaporiten bis auf dreißig Prozent si nken
kan n. Genetisch entstehen derartige Gesteine d u rch
primäre Eingleitungen von Sediment in Salzlag unen
u nd/oder Fluidaltektonik.
Entsprechend der Zusammensetzung können vorwiegend Halit (Steinsalz) führende Vorkommen von sei
hen m it dominierendem Anteil an S ulfatgehalt getrennt
erden.
Erstere lassen folgende Gliederung zu:
- Bu ntes Haselgebirge, bestehend aus 50 bis 65 %
Halit m it Ei nschlüssen von bunten Salztonen sowie
Schollen von Polyhalit und An hydrit sowie Vulkani
ten.
- G rüntongebirge mit einem Tongehalt von 50 bis
75 % und nur örtlicher Ei nschaltung von Halitlagen.
- Rotsalzgebirge mit bis zu 75 % rötlichem H alit,
schwarzen und roten Salztonen sowie sulfatischen
Nebensalzen wie Polyhal it, Glauberit, Astrakanit
usw.
- G rausalzgebirge, bestehend aus massigem, g rauen
Halit (75 bis 90 %) Anhydrit, bitumi nösem Dolomit
und grauen bis roten Tonbrocken.
D i e genannten Gebirge treten u nterschiedl ich i n den
verschiedenen Salzfaziestypen auf. Die Ausseer Salz
fazies ist h ierbei charakterisiert d urch den bis 83 % er-
reichenden Antei l an Rotsalzgebirge, bei weitgehendem
Zurücktreten bis völligem Fehlen der übrigen Typen.
S i e entwickelte sich d u rch relativ ruhige, zeitweise un
terbrochene Salzsed imentation in tieferen, wenig d u rch
lichteten küstenfernen Lag unenbezi rke n . Wie der nur
vereinzelt über 1 7 %0 hinausgehende Bromgehalt zeigt,
erklärt sich d as Fehlen von Kalisalzen d ad u rch, daß der
E i ndunstungsg rad im wesentlichen nicht über den der
oberen Anhydritreg ion hi nausgekommen ist u n d daß i m
Verlaufe e i n e r hydrothermalen Metamorphose vorhan
dene Absätze der Polyhalit- bzw. Kieserit- Region wie
der aufgelöst und zum Teil als seku ndäre Mineralbil
dungen neu abgesetzt wurden.
Bei den i m bunten Haselgebirge auftretenden Vulka
niten h andelt es sich um teilweise als Kisse n l aven aus
gebildete tholeiitische Basalte , die häufig eine metaso
matische Veränderung u n d eine schwache altalpidische
Metamorphose zeigen (Analyse n : KIRCHNER, 1 980).
Genetisch von I nteresse ist das Auftreten verschiede
ner Erze wie Pyrit, Kupferkies, Fahlerz, Zinkblende,
Bleiglanz, Hämatit sowie U ranmineralien. Sie werden
als syngenetische Bildungen gedeutet. Zum Teil als Kri
stalle in Gips, zum Teil fein- bis kryptokristallin findet
sich Magnesit, welcher als diagenetische Bildung in hy
persalinem Milieu gedeutet wird.
I n der Steiermark wird von den rund zehn Vorkom
men nur das von Altaussee abgebaut (vg l . Kap. 5 . 9 . ) .
D i e Gipsvorkommen können zu meist in e i n l iegendes
Lager, eine Zwischensch icht aus Tonschi efern und
Sandsteinen und ein hangendes Lager gegliedert wer
den, wobei die Lager bis zu 80 m mächtig werden kön
nen. Die G ipse wechsel lagern m it roten bis schwarzen
Tonlagen , dunklen Dolom iten und Kalken sowie Sand
steinen. Einige dieser Vorkommen sind d u rch das Auf
treten von Vulkaniten charakterisiert, wodurch eine Be
ziehung zu den Salzlagerstätten gegeben ist.
Von den rund 60 stei rischen G i psvorkommen werden
heute nur wenige als Rohstoffgrundlage für die Herstel
lung von Gipsplatten abgebaut (vg l . Kap. 5. 1 0. ) .
D e n Abschluß der permischen Sch ichtfolge bilden zu
meist schwarze, gesch ichtete z. T. sandige Dolomite,
dolomitische Kalke und reine Kalke, die den oberpermi
schen Bellerophondolomiten der Südalpen entsprechen.
Sie wurden in der Karte nicht eigens ausgeschieden,
sondern mit dem Haselbgebirge verei nigt.
Literatur: ERKAN ( 1 976, 1 977 a,b,c); HADITSCH ( 1 965, 1 968 c,
1 973 b, 1 975 b) ; KIRCHNER ( 1 974, 1 977 a,b, 1 979,
1 980 a,b) ; KLAUS ( 1 965) ; KLAUS & PAK (1 974) ; MEIX
NER ( 1 973, 1 974 b ) ; NIEDERMAYR et al. ( 1 981 ) ; PAK
( 1 975, 1 978, 1 98 1 ) ; PAK & SCHAUBERGER ( 1 98 1 ) ; PE
TRASCHECK et al. ( 1 977 a); PISTULKA ( 1 968 ) ; SCHAU
BERGER ( 1 979); STEINHAUSER ( 1 982) ; TOLLMANN
( 1 964) .
4.1 . 1 .2. Trias
4.1 . 1 .2. 1 . Erläuterungen zur Legende
Werfener Schichten (42)
Die Werfener Schichten u mfassen einen stellenweise
bis zu 1 500 m mächtigen Schichtstoß. Sein tieferer An
teil entspricht örtlich möglicherweise den Präbichl
schichten . Zeitlich reichen sie bis in das Oberskyth
(m ittleres Spathium).
Lithologisch gliedern sie sich in „Werfener Quarzite"
( „ Bu ntsandstein" partim), „ Werfener Schiefer" und
„ Werfener Kalke". Bei ersteren handelt es sich um
g raue, g rüne oder rosafärbige, meist gebankte und zum
Teil feldspatreiche Quarzite, G l immerquarzite und Fein35
sandsteine. Sie sind oft stark geklüftet. Fossi lfunde feh
len in der lokal bis zu 800 m mächtigen Folge.
Die sie überlagernden bis 400 m mächtigen Werfener
Sch iefer bestehen aus roten , violetten , grünen, grauen
oder bräu n l ichen, g l i mmerführenden Tonstei nen bis
Tonsch iefern bzw. Si ltsteinen, die mit sandigen Schie
fem oder schiefrigen Sandsteinen wechsel lagern . Fla
ser- und Rippelschichtung sind häufig. Rauhwacken
und Brekzien können örtl ich ausgebildet sei n . Vor allem
Bivalven stufen d i e Folge in das U nterskyth e i n .
Die örtl ich maxi mal b i s zu 3 0 0 m mächtigen, d ü n n 
schichtigen Werfener Kalke bestehen a u s blaug raue n ,
rötlichen o d e r gelblichen, mikritische n , u n reinen Kalk
mergeln, sandigen, dunkelfleckigen Bankkalken, Sand
steinen, glimmerführenden Tonsch iefern aber auch
Evaporiten . Echi nodermatenschutt und Oolithfü hrung
zeigen i h re Entwicklung i n einem flache n , subtidalen
Bewegtwasser. Schlecht erhaltene Bivalven, Gastropo
d e n , vere i nzelt auch Ammoniten sowie eine arme M i 
krofau n a stufen sie in d as obere Skyth e i n , wobei je
doch die An isgrenze nicht e rreicht wird.
Ö rtl ich wu rde eine schwache Metamorphose festge
stellt.
Die Werfener Schichten kön nen als transgressiver
Ablageru ngszyklus ei nes Litoral- bis Flachwasserrau
mes am in neren Schelf des Tethysrandes aufgefaßt
werden. Hyd rogeolog isch sind sie als wasserstauendes
Element i m liegenden der Triaskarbonate von Bedeu
tung. Häufige Wasseraustritte, z. T. als Riesenquellen
und Vernässungen sind charakteristisch. Die Gesteine
bilden meist flache und sanftgeböschte, bewaldete oder
durch Siedlungen und Almen charakterisierte Land
schaftsformen. Die Verwitterung der klastischen Gestei
ne läßt selten g rößere Aufschlüsse zu.
Literatu r: E. FLÜGEL ( 1 972) ; HORKEL ( 1 975, 1 977); KRYSTYN
( 1 974 a ) ; SCHRAMM ( 1 982 a,b).
G utensteiner Kalk und Dolom it,
Reichen haller Rauhwacke (41 )
Wechsel lagernd m it den örtl ich über den Werfener
Schichten folgenden bräu n l ichgelben Reichenhaller
Rauhwacken, finden sich d ü nnschichtige, fossilführen
de, d u n kle Kalke und Dolomite sowie geringmächtige
Sandsteinhorizonte . Die Entwicklung gehört dem
G renzbereich Skyth/Anis an.
Die mit einer auffal lenden Stei lstufe teilweise d i rekt
die Werfener Schichten überlagernden d u nkelg rauen
bis schwarzen G utensteiner Kalke und Dolomite sind
d urch eine m it weißem Kalzit verhei lte Kl üftung charak
terisiert. Die bitu m inösen, massigen bis u ngeschichte
ten Dolomite bzw. feinschichtigen bis dickbankigen Kal
ke schwanken in i h rer Mächtigkeit zwischen 1 O und
1 50 m. Mi krofaziell handelt es sich zumeist um Mi krite
bis Biomikrite, die vermutlich in flachem, sauerstoffar
men Wasser abgelagert wurd e n . Neben Gastropoden,
C ri noiden und Brach iopoden finden sich teilweise rei
che Ammon itenfau nen des tieferen Anis.
N icht n u r von m i neralogischem l mteresse ist d as Auf
treten von Fluorit im Gutensteiner Kal k.
Die meist stark zerbrochenen Dolom ite neigen zu
g rusigem Zerfa l l .
Literatur: ASSERETTO ( 1 97 1 ) : E. FLÜGEL ( 1 972); GöTZINGER et
al. ( 1 980, 1 98 1 ) ; HADITSCH & LASKOVIC ( 1 975 ) ; SUM
MESBERGER & WAGNER ( 1 97 1 )
.
Reiflinger Schichten (39)
Während bis in d as tiefere Anis e i n großteils einheitli
cher Sedimentationsraum vorlag, änderte sich dies im
36
höheren Anis mit der „ Reifl inger Wende". Es entstan
den nun mehr oder m i nder schelfrandparallel seichte
Karbonatplattformen bzw. Riffkomplexe, die d u rch lang
gestreckte Becken mit Tiefen bis zu 500 und mehr Me
ter voneinander getrennt ware n . Es zeigt dies den Be
g i n n ungleicher streifenartiger Krustenverbieg ungen im
Bereich des Sehelfrandes, wobei sich gleichzeitig die
Verbi ndung zum offenen Ozean verstärkte, wod u rch in
den beckentrennenden Hochzonen mächtige R iffkom
plexe entstehen konnte n . U rsache dieser blocktekto n i 
schen Auflösung d e s Schelfes w a r der Beg i n n einer
Krustenverd ü n n u ng i m gesamten Alpenrau m .
D i esem Entwicklungsbild wurde in d e r Karte durch
d i e Vere i n igung der Beckenablageru ngen einerseits,
der karbonatischen Flachwasserbildungen andererseits
Rech n u ng getragen .
D i e Reiflinger Schichten gl iedern sich i n d i e u nteren
oberanisischen und die oberen ladin isch bis tiefkarn i
schen Reifl inger Kalke. Bei ersteren handelt es sich
vorwiegend um hell- bis dunkelgraue, d ü nnbankige
Hornstei nkalke, mit meist wulstiger Schichtoberseite,
wobei dünne Tonbestege die ei nzelnen Lagen trennen.
Mi krofaziell stellen sie Biopelmi krite bzw. -sparite d ar.
I h re Mächtigkeit liegt meist unter 30 m . Neben Brachio
poden finden sich vor allem Ammon iten sowie Forami
niferen, Conodonten, Rad iolarien, Schwam mspiculae
und Ostracode n . D iese Fau na spricht fü r einen hemipe
lag i schen epi bathyalen, vielleicht zum Tei l subeuxini
schen Ablagerungsra u m , d. h . für ein ti eferes Ablage
rungsbecke n .
D i e meist unter 50 m mächtigen oberen Reiflinger
Kalke bestehen überwiegend aus hellgrauen hornstein
führenden Kal ken bis Bankkal ken , die mit tonigen Mer
geln wechsel lagern kön nen. Die Gesteine sind meist
gut gekl üftet und neigen zur Verkarstu ng. Wie in den
unteren Reifl inger Kal ken finden sich lokal intermediäre
und basische Tuff- und Tuffithorizonte. Ammoniten, Co
nodonten, Holoth urien und Schwebecri noiden sind cha
rakteristische Elemente. Sie zeigen eine Ei nstufung bis
in die aonoides-Subzone des ti eferen Karn.
Die Gesteine fanden zum Teil als Platten i m Hoch
und Wasserbau Verwendung. Untergeordnet können
die Kalke durch Dolomite vertreten werden (Mürzta
ler Kalkalpen). Als hangendstes Schichtglied treten
äußerst selten wenige m-mächtige bitu m i nöse, ebenflä
chige, schwarze Bankkalke mit m m - Rhyth mik ( „ Göst
l i nger Kalke " ) bzw . schwarze Mergel auf, d i e den Part
nachschichten entsprechen u nd du rch ein reiches Vor
kommen von Bivalven charakterisiert sind. Sie gehören
zur Gänze dem tiefem Karn an.
Literatur: E. FLÜGEL ( 1 972) ; GESSNER (1 963, 1 966); HOLLER
( 1 963 ) ; LOBITZER ( 1 97 1 , 1 972 a); SUMMESBERGER &
WAGNER ( 1 972 ) ; ZAPFE ( 1 971 ) .
Wettersteinkalk,
Wetterstein- und Ramsaudolomit (38)
Bei den weißen bis hellgrauen, häufig wandbildenden
oft stark gekl üfteten anisisch bis tiefkarn ischen Wetter
stei nkalken handelt es sich um bis über 1 000 m mächti
ge „ Riff- Komplexe" mit einer deutlichen Faziesdifferen
zierung in Vorriff, Riffkern und Backriffbereich. Als Riff
bildner treten vor allem Calcispongien, Koral len, Algen,
Spongiomorphida usw. i n Erscheinung. Ö rtlich werden
die anisischen Anteile, bei denen es sich vorwiegend
um grobgebankte helle Algenkalke handelt, als „ Stein
almkalke" von den jüngeren Wetterstei n kalken abge
trennt.
D i e Kalke zeigen eine gute Verkarstu ngsfähigkeit und
ind zufolge i h rer meist intensiven Klüftung in hohem
rad wasserd urchlässig.
Die den Wettersteinkalk vertretenden weißen Dolom i 
e werden teils a l s Wetterstein-, teils a l s Ramsaudolo
it bezeichnet. Während es sich bei ersteren um dolo
itisierte Kalke mit im allgemeinen g uter Bankung han
elt, stellen letztere teils hellgraue bis weiße, „zucker
örnige" massige, u ngesch ichtete, gut gekl üftete und
eist klei nstückig brechende, fossil leere Gesteine d ar.
ie Trennung beider Typen ist teilweise schwierig. Die
ächtig keit d ieser stark zur Sch uttbildung neigenden
esteine l iegt zwischen 500 und 1 000 m . Sie neigen
eniger zur Verkarstung als der Wettersteinkalk. De
entsprechend ist auch i h re Wasserwegigkeit geringer.
Von I nteresse ist das Auftreten von Blei-Zinkverer
ungen im oberen Westtersteinkalk und -dolomit, d i e
ls eine synsedimentäre B i l d u n g i n hypersalinem sta
nierendem Wasser gedeutet wird . Im Verg leich zu
estösterreich sind derartige Vorkommen in der Steier
ark jedoch selten.
iteratur: BECHSTÄDT e t al. ( 1 978) ; LOBITZER ( 1 971 , 1 972 a) ;
SCHLAGER & SCHÖLLNBERGER ( 1 974) ; SCHNEIDER
( 1 964) .
unzer Schichten, Reingrabener Schiefer,
isoveckalk, Opponitzer Sch ichten (37)
An der G renze Cordevol/J u l kam es mit der „ Reingra
ener Wende" erneut zu einem plötzlichen Sedimenta
ionsbruch. Er ist charakterisiert d u rch einen weit ver
reiteten Faziesausg leich mit der Entwicklung feinkörni
er, tei lweise bitumi nöser Sedi mente. Die Folge beg innt
it den meist nur wenige Meter mächtigen „Trachyce
asschiefern" und den sie überlagernden wasserstauen
en Reingrabener Schiefem ( „ H alobienschiefe r " ) . Bei
rsteren handelt es sich um d u nkle, bitu m i nöse, harte,
illimeterd ü n n spaltende Kalke sowie Kalk- und Tonchiefer. Sie sind reich an Ammoniten und gehen im
angenden in dunkle Ton- bis Mergelschiefer mit häufi
er Einschaltung von Sph aerosideritknol len über. I h re
ächtigkeit beträgt einige Zehnermeter. Die Fauna wird
u rch Bivalve n , Ammoniten, Foram i n iferen, Ostracoden
nd Schwebecri noiden charakterisiert. Im Gelände zeigt
ich dieser Horizont häufig i n der Ausbildung quellen
eichen Almgeländes.
Während z. T. der auffallende U mbruch in der Ent
icklung mit einer kurzzeitigen H eraushebung des Se
imentationsraumes in Zusammenhang gebracht wird,
ehen andere Forscher in der ei nheitlichen Fazies das
rgebnis einer ku rzfristigen Vertiefung des Meeres.
ierbei werden die über den Reingrabener Schiefem
olgenden Lunzer Schichten z. T. als terrigene Ein
chüttungen gedeutet, d i e d urch Suspensionsströmun
en schelfrandparallel in langgestreckten Becken zur
blagerung gelangten. Dagegen läßt sich n ach RUTT
ER e i nwenden, daß im Hangenden der Flöze gut erhal
en und massenhaft Blattabdrücke sowie ein reicher
ehalt an Sporen festzustellen ist und im liegenden
echt typische Wurzelböden auftreten können. Au ßer
alb der Steiermark lassen sich diese Schichten teilwei
e in den basalen Lunzer Hauptsandstei n , in die Lunzer
chiefertone mit bis zu 20 Steinkohleflözen und den
u nzer Hangendsandstein mit den kalkigen „Cardita
chichte n " gliedern. Die Gasflammkohlen wurden zeit
eise auch auf stei rischem Boden bei Eschau südl ich
alfau besch ürft, wo die Lu nzer Schichten etwa 500 m
ächtig keit erreichen. U nter Berücksichtigung der
Ü berlagerung und des tektonischen Geschehens ist der
l n kohlu ngsg rad auffal lend gering.
( D i e Schwierig keiten i n der angenommenen Herlei
tung der Sedimente aus einem nördlichen, m itteleuro
päischen Kontinentalraum verschwi nden, wenn man be
rücksichtigt, daß zur Zeit der Ablagerung die Position
der Kalkalpen eine völlig andere war. So würden bei
spielsweise i m paläogeographischen Modell von FRISCH
die Lunzer Schichten in d irekter Fortsetzung des
Schilfsandsteindeltas zu l iegen kommen) .
D ieser d u n klen, tonig-sandigen Beckenfazies vorge
lagert entwickelten sich am Sehelfrand in Form der hel
len, teilweise dolomitischen Tisoveckalke Sehwarnm
und Koral lenriffe bzw. lagu näre Algenkalke mit einge
schalteten Patch-Riffarealen. Sie sind vor allem i m Be
reich der Mürztaler Alpen und des Hochschwab für d as
mittlere und höhere Karn charakteristisch . Sie kön nen
örtlich die „ Leckkogelschichte n " ( „ Cidarisschichte n " ) ,
b e i d e n e n e s sich um Schwam maufbauten d e s u nmittel
baren Stirnbereiches der Karbonatplattform handelt,
überbauen. Derartige Kalke finden sich vor allem in den
M ü rztaler Alpen, i m Gesäuse, bei Tauplitz usw.
Im oberen Karn beg in nt m it den Opponitzer Schichten
die Umgestaltung des kalkalpinen Schelfs zu einer ge
g l i ederten Seichtwasserplattform . Diese, i m stei rischen
Raum kaum entwickelte Formation zeigt im allgemeinen
eine G liederung in einen tiefere n , vorwiegend kalkigen
Abschnitt und einen höheren, aus Dolomiten und Rauh
wacken. Das Auftreten von Gips und An hydrit weist
d arauf h i n , daß es sich zumindest teilweise um Ablage
rungen in hypersalinen Becken handelt.
Literatur: BEHRENS ( 1 973) ; DULLO ( 1 980 a) ; DULLO & LEIN
( 1 982 ) ; E. FLÜGEL ( 1 972); E. FLÜGEL et al. ( 1 978);
GROTTENTHALER ( 1 978); PLÖCHINGER & PREY ( 1 968);
M . & R. TEICHMÜLLER ( 1 978) .
Hauptdolomit (36)
Zwei Hau ptfaziestypen charakterisieren die mit Ende
des terrigenen Einflu ßes neu entstandene Seichtwas
serplattform. Es sind d i es im Nor d i e Dachsteinkalkfa
zies mit i h rem Riffgü rtel längs des äußeren Plattform
randes, in der es lokal zur Entwicklung von l ntraplatt
formbecken kam, und d i e Hauptdolomitfazies im I n ne
ren der Plattform (Abb. 5 ) .
Der b i s ü b e r 2000 m mächtig werdende bräunliche
oder rötli c he bis grauweiße, oft g rusig zerfallende,
meist dichte oder feinkristalline und g ut geschichtete
bis gebankte Hauptdolomit ist zumeist fossilarm. Die
U rsache dürfte in einem hypersal inen Bild ungsraum
einer seichten weiten Lag une mit zeitweisem Trocken
fallen zu suchen sei n . N u r in e i nzelnen tieferen Prielen
und Rinnen war eine Besiedlung mit Mollusken möglich.
D i e Dolomitisierung erfolgte synsed imentär bis spätdia
genetisch.
Die enge Klüftung des Gesteines führt zu einer stär
keren Zerfu rchu n g in der Morpholog ie u n d zur Schutt
bildung. Gegenübe r den Dachsteinkalken sind sie m i n
der wasserdu rchlässig und neigen kaum z u r Verkar
stun g .
A u f der Karte wurden vielfach m it dem Hauptdolomit
die „ Dachstei ndolomite" verei nigt. Es handelt sich um
meist sch lecht gebankte bis massige, hell- bis du nkel
g raue, bräunlich anwitternde Gesteine, die, wie im G e
säuse oder i n der Hochschwabgruppe, häufig das lie
gende der Dachstein- bzw. Aflenzer Kalke bilden. Die
Dolomitisierung erfolgte meist spätdiagenetisch. I m Ge
säuse werden d i ese Dolomite bis zu 350 m mächtig.
Literatur: BÜCHNER ( 1 970, 1 974) ; FRUTH & SCHERREIKS ( 1 984) .
37
Kössener Schichten (35)
In der obersten Trias, i m Rhät, wu rde d i e flache
Hauptdolomitplattform du rch die Entwicklung von Bek
ken mit stark terrigen beeinflußter Sedi mentation in
Form der Kössener Schichten und einzelner kleiner
zwischengelagerter Riffareale, wie sie sich auch i m Be
reich der Dachstei n kalkfazies finden, aufgelöst. Ent
sprechend d ieser Vertei lung treten i m stei rischen Raum
Kössener Schichten nur lokal auf. Es handelt sich zu
meist um dunkelgraue, gesch ichtete, u n reine Spatkalke
und graue, gelblich anwitternde, z. T. dolomitische Mer
gel, wobei eine oft reiche Brach iopoden- und Bivalven
Fauna charakteristisch ist. Oberrhätische Riffkalke die
ses Faziesbereiches scheinen im stei rischen Raum vö
lig zu fehlen.
Literatur: E . FLÜGEL (1 981 ) ; STEINER ( 1 968) .
Dachsteinkalk (34)
Die norisch/rhätischen Dachstei nkalke stellen faziell
stark differenzierte Riffkomplexe des Plattformrandes
dar, wobei die „gesch ichteten Dachsteinkalke" vor al
lem Bildungen der Sehelflag u ne und des Backriffberei
ches, die massigen, hellgrauen „ D achstein riffkalke" Ab
lagerungen des Riffkernes darstellen (Abb. 9). Die
Mächtigkeit beider kann 1 000 und mehr Meter betra
gen. Die weißen bis hellgrauen, gesch ichteten bis d ick
bankigen Dachsteinkalke des Lagunen- bzw . Riffberei
ches stellen häufig Ablagerungszyklen dar, die nach
einer Diskontinu itätsfläche mit geringmächtigen roten,
grünen oder grauen, tonigen Horizonten beginnen. Dar-
über folgen bis zu 50 cm mächtige, kalkig-dolomitische
M i l l i meterrhythmen (Loferite), die Bildungen von Algen
matten und -krusten sind. Den Haupttei l der Zyklen
stellen teilweise mehrere Meter mächtige Megalodon
ten-Kalkbänke dar, die du rch eine reiche Fauna charak
terisiert sind.
Die Dachstein riffkalke bestehen größtenteils aus Riff
schutt zwischen Riffknospen. Die Fau na wird durch
Kal kschwämme, Koral len, Hyd rozoen, Foraminiferen,
M i kroproblematika und Algen charakterisiert. Längs der
ehemaligen Plattformränder können auch oolithische
Kalke bzw. Aggregatkornkalke entwickelt sei n . Beson
ders bei letzteren handelt es sich häufig um reine bis
hochreine Kalke, die u. U. als Füllstoff, basischer Zu
schlagsstoff oder in der chemischen Industrie Verwen
d u ng finden könnten.
Die meist wandbildenden Gestei n e entwickeln z. T.
ausgedehnte Block- und Sch utthalden. Die g ute Verkar
stungsfähigkeit und Wasserd urchlässigkeit wird insbe
sondere in den gebankten Dachsteinkalken d urch klaf
fende Klüfte und z. T. auch Banku ngsfugen e rleichtert.
Auf der anderen Seite zeigt der Dachsteinkalk auch bei
g rößeren Hohlräumen große Standfestigkeit. Zufolge
seiner Wetterbeständigkeit fi ndet er als Bruch- und
Werkstein für verschiedene Zwecke Verwendung.
Literatur: DULLO ( 1 979, 1 980 b ) ; DULLO & FLÜGEL, E. i n VALL
( 1 983) ; E. FLÜGEL ( 1 963 a,b, 1 972, 1 977, 1 98 1 ) ; E.
FLÜGEL & FLÜGEL-KAHLER ( 1 963 ) ; HOHENEGGER & LO 
BITZER ( 1 97 1 ) ; LOBITZER ( 1 971 , 1 972 a,b, 1 975,
1 980) ; MAURIN & ZöTL ( 1 973) ; 8CHÖLLNBERGER
1 973 a,b) ; SENOWBARIDARYAN & DULLO
( 1 972,
( 1 980); SI EVERTS- DORECK ( 1 961 ) .
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FILAME NTOUS ALGAE
SOLENOPORACEAE
DASYCLADACEAE
FORA M I N I F E RA
CALCISPONGES
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BRACHIOPODS
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Abb. 9 : Faziesschema der Dachsteinkalkfazies im Bereich Gesäuse und die Organismenverteilung nach E. FLÜGEL ( 1 982 ) ;
Mikrofaziestypen.
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38
Zlambachmergel, Pedatakalk, Hallstätter Schichten,
Sch reyeralmkalk, Pötschenschichten,
Aflenzer Kalk (40)
Der meist flachen Sehelfentwicklung in der Trias
steht ab dem mittleren Anis eine völlig andere Ausbil
dung, d i e Hal lstätter Fazies, gegenüber. Über i h re pa
läogeographische Position herrschen d iverg ierende An
schauungen. Manches spricht dafür, daß es sich um d i e
pelagische Schelfrandfazies der Kontinentalböschung
gegen eine ozeanische Tethys handelt, welche örtl ich
in Zungen und Trögen in den gegl iederten Sehelfrand
mit seiner R iffentwicklung eingriff (Abb. 5).
Dieses Einschneiden in die Flachwasserentwicklung
könnte d u rch die Ausbildung mehr oder minder schelf
randparalleler Störungen, wie sie auch heute für den
Ü bergangsbereich Kontinent/Ozean charakteristisch
sind, bedingt gewesen sein.
Das Charakteristikum dieser Fazies ist ihre auffallend
geringe Mächtigkeit von nur einigen 1 00 m i m Verg leich
zu den weit über 1 000 m mächtigen Ablagerungen der
Karbonatplattform, das Auftreten oft tiefreichender syn
sedimentärer Spaltenbildungen als Zeichen einer Deh
n u ngstekton i k und die örtlich oft reiche Führung zusam
mengeschwem mter Am monitenfaunen.
I n der klassischen Entwicklung des Salzkammerg utes
steht in nerhalb der Hal lstätter Fazies einer extremen
Mangelsedimentation, gebildet auf Schwellenbereichen
u nd Seamounts, eine etwas mächtigere Beckensedi 
mentation gegenüber. I n d ieser beg innt d i e Entwicklung
im oberen Anis und i m Ladi n mit den maximal bis 30 m
mächtigen Sch reyeralmkalke n . Es handelt sich um rote,
dickbankige Mi krite mit einer reichen Ammon iten- , Co
nodonten- und Holothu rienfauna. Auf den Schwellenzo
nen können diese Kalke d u rch Kondensation und Sub
solution in i h rer Mächtigkeit stark reduziert sein.
Das tiefere Karn wird zumi ndest örtlich auch in der
Hal lstätter Fazies du rch geringmächtige „ Halobien
schichten" vertreten . Als wasserstauender Horizont
sind sie d u rch Quellaustritte und Seen charakterisiert
(z. B. Tau plitzer Seeplateau) .
I h r Hangendes bilden d i e eigentlichen Hal lstätter Kal
ke, die von KRYSTYN ( 1 974) geglied ert wurden und eine
Mächtigkeit von etwa 1 60 m erreichen. D i e meist an
eng umgrenzte Linsen oder an die Füllung synsedimen
tärer Spalten gebundene Fossilfü h rung mit Ammoniten ,
Bivalven , Foraminiferen, Conodonten , Schwebecri noi
den und Holothurien, erlaubt i h re zeitliche Einstufung
vom Karn bis in d as tiefere Rhät.
Dieser Entwicklung stehen in den tieferen Becken die
Pötschenschichten und Pedatakalke gegenüber. Zum
U nterschied von den bunten, oft roten Hal lstätter Kal
ken handelt es sich bei ersteren um meist helle, wei ß
l ichgraue bis grünliche Hornstei nkalke, deren Bänke
d u rch dünne Tonmergellagen getrennt werden. Teilwei
se sind sie dolomitisch entwickelt. N eben Bivalven fin
den sich vor allem Forami niferen und Conodonten in
der bis 200 m mächtigen Entwickl u ng . Sie stufen d i e
Kalke i n d as mittlere b i s höhere Nor ein. D i e ihnen zeit
lich teilweise entsprechenden Pedatakalke vari ieren in
i h rer Ausbildung stark. Meist braun bis grau gefärbt,
können auch d iese dünn- bis dickbankigen Kalke örtlich
Hornstei nlagen führen. Dolomitische Partien sind sel
ten . Sie können bis 80 und mehr Meter mächtig werden
(Abb. 1 0) .
Diese Trennung in Schwellen- und Beckenentwick
lung in nerhalb der Hallstätter Fazies erl ischt i m Rhät
mit den Zlam bachmergeln. Es handelt sich um eine
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002 -
39
Wechsellagerung brau ner bis g rauer Mergel und Mer
gelschiefer mit basalen Einschaltungen roter bis weiß
lichgrauer Knollenkalke. Die Mächtig keit dieses wasser
stauenden Horizontes l iegt meist zwischen 40 und
1 00 m. Örtlich treten in ihnen reiche Fau nen, teilweise
auf seku ndärer Lagerstätte, auf.
Die Hallstätter Kalke des Rau mes Aussee wurden zu
Beginn unseres Jahrhunderts als „ Raschbergmarmor"
verarbeitet. I m Gegensatz zu dieser Hallstätter Entwick
lung im enge ren Sinn stellen die Aflenzer Kalke ober
triassische Sedi mente ei nes l ntraplattform-Beckens dar.
Es handelt sich um etwa 500 bis 600 m mächtige, du nk
le, gut geschichtete und zum Teil hornsteinführende
Kalke mit Brachiopoden und Foramin iferen sowie ein
geschwemmten Detritus von Flachwasserorganismen.
Lokal finden sich kleine Riffknospen , d i e die untiefe Na
tur des Beckens anzeige n . Sie verzahnen sich mit
Dachstei n riffkal ken .
Literatur: BOLZ ( 1 97 1 , 1 974) ; E. FLÜGEL & PETAK ( 1 964) ; Ho
HENEGGER & LOBITZER ( 1 97 1 ) ; JELETZKY & ZAPFE
( 1 967 ) ; KRISTAN-TOLLMANN ( 1 964); KRYSTYN ( 1 970,
1 973 a,b, 1 974 b, 1 975) ; KRYSTYN & SCHLAGER
( 1 97 1 ) ; KRYSTYN et al. ( 1 968, 1 971 a,b, 1 980) ; KRY
STYN & SCHÖLLNBERGER ( 1 972 ) ; LEIN ( 1 972, 1 976,
1 981 , 1 982 b ) ; LOBITZER ( 1 971 , 1 972 a, 1 975, 1 980) ;
U. PISTOTNI K (1 972 , 1 975); SCHLAGER ( 1 970)
SCHÖLLNBERGER ( 1 971 , 1 972 b, 1 973 a,b); TOLLMANN
( 1 960 a, 1 970) ; WENDT ( 1 969 ) ; ZAPFE ( 1 964) .
4.1 . 1 .3. Ju ra bis Cenoman
Mit der „ Ad neter Wende", am Begi n n des J u ra, er
folgte ein rascher U m bau des Sed i m entationsraumes,
wobei weite Bereiche der ehemaligen Plattform zu
d u rch Schwellen gegliederte Tiefwasserareale wurden.
Diese Absenkung war m it einer Zerbrechung und Aus
bildung oft tiefreichender Spalten i m triassischen U nter
grund d urch Dehnungstektonik verknüpft. Diese bis in
den tieferen Malm dauernde Entwickl ung wurde im obe
ren Malm nach der „ R uhpoldinger Wende" d u rch die
Entwicklung ausgedehnter Radiolarien- und Coccoli
thenschlam mablageru ngen, wie sie heute für d i e Tief
see charakteristisch sind, ersetzt. Dazu traten aber n u n
wieder typische Flachwassersedimente, die an tektoni
sche Hochzonen, vor allem am ei nstigen Außenrand
des ehemaligen triassischen Ablagerungsraumes ge
knüpft ware n . Diese Differenzierung zeigt eine gestei
gerte starke Mobilität des tieferen Unterg rundes, die
d azu führte, daß von den Hochzonen triassische Schol
len und G leitdecken intramalmisch in die tieferen Bek
ken eing litten, was erst in letzter Zeit erkannt wu rde
(Abb. 1 1 ). Im zeitlichen G renzbereich zur U nterkreide
verschwinden d iese Flachwasserbereiche, und i m ge
samten Raum finden sich nur mehr Tiefwasserablage
rungen, die ohne Bruch aus den entsprechenden ju ras
sischen Schichten hervorgehen. Gleichgzeitig beg innt
bei Subduktion im Untergrund von Süden nach Norden
fortschreitend d i e tektonische Ü bereinanderstapelung
der kalkalpinen Decken .
Literatur: OBERHAUSER ( 1 980 ) ; PLÖCHINGER ( 1 980 ) ; PREY
( 1 980 a b , c) ; SCHLAGER & SCHÖLLNBERGER ( 1 974) ;
TOLLMANN ( 1 976 b, 1 98 1 a,b, 1 982).
,
4.1 . 1 .3.1 . Erläuterungen zur Legende
Allgäusch ichten, Klauskalk, Hierlatzkalk,
Adneter Kalk (33)
Im großen gesehen läßt sich die paläogeographische
Vertei lung der höheren Trias noch im Lias erkennen,
40
wo über den Fl achwasserkarbonaten der Obertrias häu
fig der Hierlatzkalk folgt, während i m stei rischen Raum
die Beckenentwicklung der Hal lstätter Fazies von All
gäuschichten, die Seamou nts von Fleckenkalken oder
Adneter Kalken überlagert werden.
Bei den Allgäuschichten { Fleckenmergel) des Lias
und Dogger handelt es sich vorwiegend um blaue g ut
geschichtete fleckige Kalke und Mergel , die d urch d as
Auftreten von Cephalopoden, Foramin iferen und Ostra
coden charakterisiert sind. Vor allem in den oberliassi
schen Anteilen ist eine Anreicherung von Mangan und
Bitumen charakteristisch. Radiolarite sind örtlich ver
breitet und zeigen ein Absi nken bis u nter die Kompen
sationstiefe. Besonders in den höheren Anteilen der
Folge finden sich verbreitet Brekzien und Gleitschollen
bis -decken aus Dachsteinkalk bzw. Hal lstätter Kalk
komponenten. Sie sind ein Zeichen beg i n nender Bode
n u n ruhe und verstärkter Rel iefbildung.
Hydrologische gesehen stellen die Allgäuschichten
einen wasserstauenden Horizont dar.
Die oft nur wenige Meter mächtigen l iassischen Ad
neter Kalke sind rote, meist cephalopodenfü hrende G e
steine mit häufig knolliger Ausbildung. Dies wird als
H i nweis auf Subsolution gedeutet. Von I nteresse ist d as
Auftreten von M angan/Eisenoxyd knollen, wie sie bei
Mangelsedi mentation entstehe n , wofü r auch Kondensa
tionshorizonte sprechen, wobei gering mächtige Sch icht
pakete mehrere Ammonitenzonen umfassen können.
Die Kalke sind als Dekorationsstein weit verbreitet,
wobei jedoch das in der Stei ermark verwendete Mate
rial zumeist aus Brüchen i m Raume Salzburg stammt.
Je reiner die Kalke sind, umso wetterbeständiger sind
sie. Tonige Zwischenlagen können zu einem Aufblät
tern der G esteine führen.
Die dickban kigen bis massigen, meist rote n , seltener
auch grauen H ierlatzkalke stellen Echinodermatenspat
kalke dar. Sie sind Bildungen des seichten Bewegtwas
sers, wobei i h rer Ablagerung im Lias häufig ein Trok
kenfallen und die Bildung von Abrasionsflächen voran
g i n g . Ö rtlich kön nen die Kalke als Füllungen der früher
erwähnten tief in den U nterg rund reichenden Spalten ,
d i e in Zusammenhang m i t einer starken Dehnungstek
ton i k am Ende der Trias entstanden, auftreten .
Verschiedentlich ( z . B . Altaussee) wurden d i e Kalke
als Dekorationsstein abgebaut.
Ein dem Adneter Kal k äh n l iches rotes bis brau nrotes
Gestein ist der ammon itenfü hrende Klauskalk des Dog
ger. Auch er verdankt sein knolliges Aussehen Subso
lutionsvorgäng e n . Mangan- und Eisenoxydhäute sind
charakteristisch. Das meist sehr gering mächtige G e
stein ist du rch seine Ammon itenfaunen bekannt gewor
den.
Literatur: KIESLINGER ( 1 964);
( 1 960 a, 1 976 b).
STEIGER
( 1 980 ) ;
TOLLMANN
Schrambachsch ichten, Tressenstei nkalk, Plassen
kalk, Steinmüh lkalk, Ruhpoldi nger Radiolarit, Ober
almer Schichten (32)
Die Ruhpoldinger Radiolarite des unteren Malm stel
len einen Teil einer in den gesamten Kalkalpen weit
verbreiteten, relativ einheitlichen Fazies dar. Es h andelt
sich um schwarze, grüne oder rote Kieselgesteine, die
örtlich mit Tonschiefern wechsel lagern . I h re Mächtigkeit
ist geri ng. Außer Radiolarien finden sich kaum Fossi
l i e n . Es h andelt sich um Tiefwassersedi mente, die eine
starke Vertiefung des Sedimentationstroges nach der
„ Ru hpoldinger Wende" anzeigen.
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Abb. 1 1 : Der von TOLLMANN ( 1 98 1 ) in der
Abbildung gezeigte Wechsel der Vorstellun
gen über die Entwicklung der Hallstätter Re
gion zwischen 1 903 und 1 98 1 spiegelt nicht
nur die zunehmende Kenntnis der Fakten
wider, sondern auch ihre Deutung durch die
sich ändernden Grundkonzepte in der Geo
logie. War es 1 903 noch die Idee eines
autochthonen Geschehens, welches sich in
der Annahme von „Hal lstätter Kanälen" zwi
schen Dachsteinriffkalken zeigte, so war es
ab 1 906 die Erkenntnis eines Schubdecken
baues, die je nach angenommener paläo
geographischer Ausgangsposition zu ver
schiedenen „Synthesen" führte. Mit der Er
kenntnis der Möglichkeit von gravitativen
Gesteinseingleitungen auch g rößeren Um
fanges während der Sedimentation in ein
vorgelagertes Becken trat ab 1 964 die Fra
ge auf, welche Phänomene auf eine derarti
ge synsedimentäre Tektonik rückführbar
sind. Die Ausdehnung dieses oberjurassi
schen Gleitphänomens auch auf die M ü rzta
ler Region läßt die Frage nach der Ursache
dieser Gleittektonik aus dem Hallstätter
Trog, der bis zu diesem Zeitpunkt im Ver
gleich zur Dachsteinkalkplattform eine tiefe
re Position als diese hatte (vgl . Abb. 5) ak
tuell werden, da sich darin eine deutliche
Umkehr der ältermesozoischen Senkungs
tendenzen zeigt.
D
Dachstein ; G
G rundlsee; H
Höl
lengebirge; 1
Isch l ; K
Katergebirge;
L = Lawinenste i n ; M = Mitterndorf; MA
Mandling; P
Plassen; R
Rettenstein ;
S
Sandli n g ; W
Wandkogel; Z
Zlam
bach.
1 , z ,s
z5
H
G
p
'W
M ,...!Ji:I
R
P
R
�„�
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'-l.�
l \::::/=\=/�\�/�
'.::
.JL,,Q LR,?1
L
MA
G
, , , , ,�
MA
D ZS M W P R
S:sssssssi
Auch die i n i h rem Hangenden folgenden Oberalmer
ch ichten stellen bathyale Coccolithenkalke der Tiefsee
ar. Sie können bis 800 m mächtig werden, sind meist
ut geschichtet bis gebankt, g rau bis hellbräu n lich und
eist Hornsteinknollen bis -lagen führend. Aptychen
nd Calpionellida erlau ben i h re zeitlich Ei nstufung in
en Malm.
I m G egensatz zu diesen Tiefwasserablagerungen
ind die z. T. di rekt über Dachstei nkalken transg redie
enden Plassenkalke und die m it i h nen eng verbunde
en Tressensteinkalke Flachwasserbi ldungen. Bei er
teren handelt es sich um weiße oder hellgelbliche,
assige, meist fossilarme Kalke. Neben mi kritischen
til lwasserablagerungen finden sich biosparitische
oid- und Onkoidkalke des bewegten Seichtwassers
owie subtidale Sch uttkalke, d i e kleine l i nsenförm ige
R iffknospen u mgeben. Die Mächtigkeit dieser Kalke,
deren Fau nen vor allem aus Bivalve n , Algen, Hydrozo
en (El/ipsactinia etc. ) und Foram i n iferen bestehen, kann
mehrere 1 00 m betrage n .
Chemismus und Rückstandsgehalt der Plassenkalke
zeigen, daß es sich um sehr homogene, hochreine bis
reine Kalke von hoher Qualität handelt, die u. U . indu
strielle Nutzung finden könnte n . Eine meist ähnliche Ei
genschaft besitzen die massigen oder d ickban kigen,
häufig hellbräu n l ichen Tressensteinkalke, die als
Schuttkalke an den Flanken der P lassenkalke aufgefaßt
werden können. Mi krofaziell tritt in i h n en der Zement
teilweise weitestgehend gegenüber dem Karbonatschutt
und den Biogenen zurück. Bei letzteren h andelt es sich
vorwiegend um Hydrozoen, Algen und Foram i n ifere n .
Neben diesen Tief- bzw . Flachwasserablagerungen
41
stellen die Steinmühlkalke meist rotgefärbte oder bunte,
knollige Cephalopodenkalke von geringer Mächtigkeit
dar. Nach Alter und Fazies kön nen h i erbei verschiede
ne Typen ausei nandergehalten werden. Die pelagische
Fauna d ieser Kalke mit dem reichen Auftreten von Am
mon iten neben Schwebecrinoiden zeigt, daß es sich um
Ablagerungen auf Seamounts innerhalb bathyaler Bek
ken gehandelt haben dürfte.
D i e Oberalmer Schichten setzen sich lokal konkor
d ant in die neokomen Schrambachschichten fort. Es
h andelt sich um gut geschichtete , helle, graue bis brau
ne, zum Teil fleckige und hornsteinführende Mergelkal
ke bis Kalkmergel des Ti efwasserbereiches. Neben Ap
tychen und Ammoniten sind Calpionellen und Nanno
plankton für d i e Altersei nstufung von Bedeutung . I n der
Steiermark treten derartige Ablagerungen nur im Raum
von Altenmarkt auf.
4.1 . 1 .4. Oberkreide bis Eozän
D i e u nterkretazische, vorgosau ische Subduktion des
südpenni nischen Ozeans und die d adu rch hervorgeru
fene Deckenstapelung des Ostalpins kam nach Elimi
ni erung dieses ozeanischen Streifens i m Turon am
Süd rand der mittelpenninischen kontinentalen Platt
form , charakterisiert d urch den Tauernzentralgneis,
zum Erliegen. Damit wurden kurzfristig während des
Turon weite Bereiche der Kalkalpen Festland und konn
ten damit tief erodiert werd e n , während nörd lich des
mittelpennin ischen Streifens die bereits in der U nter
kreide einsetzende Sed i mentation im alpin-karpatischen
Flyschtrog weiterl i ef (Abb. 1 2) .
A b dem Con iac wurden d i e Kalkalpen neuerlich mit
der Entwicklung der Gosausch ichten Ablageru ngsrau m ,
wobei s i c h vorerst Flachwassersedimente über d e n
kal kal pinen Decken entwickelten. Zunehmende Vertie
fung des Sedimentationsraumes führte jedoch bereits
i m Campan zur Ablagerung von Tiefwassersedimenten,
wobei die kal kalpine Flyschgosau und der nordpennini
sche Flyschtrog in unmittel barer Verbindung miteinan
der standen. D i ese Entwicklung hielt bis in d as Paläo
gen an und wurde erst beendet, als sich aus der nord
pennin ischen Zone heraus eine neue Subduktion zu
entwickeln begann (vg l . Kap. 1 ).
Dieses Entwicklu ngsbild des kal kalpinen Raumes läßt
sich derzeit nur schwer mit der gleichzeitigen oberkre
tazischen Entwicklung südlich der Kalkalpen in der Kai
nacher Gosau bzw. der Gosau von Gams/Bärenschütz
bei Froh nleiten in Beziehung setzen , obgleich heute d i e
nächsten Vorkommen kaum 50 km voneinander ge
trennt sind. Während die Gosausedi mente am Südsaum
der Kalkalpen in i h rer Geröllführung deutlich H inweise
auf Sch üttung aus dem im Süden gelegenen Kristallin
Literatur: BAUSCH & POLL ( 1 984); FENNINGER (1 966, 1 970,
1 978); FENNINGER et al. (1 963, 1 97 1 ); FENNINGER &
HöTZL ( 1 965, 1 967) ; FENNINGER & HOLZER (1 972) ; E .
FLÜGEL & HADITSCH ( 1 975 ) ; E . FLÜGEL, HADITSCH, J . ,
LECHNER & DEMMER i n : VALL (1 983 ) ; H . FLÜGEL &
WEDEPOHL ( 1 967 a , b ) ; HOLLER & WALITZI ( 1 965) ;
H. L. HOLZER (1 978) ; HöTZL (1 966) ; W. JANOSCHEK
( 1 971 ) ; STEIGER ( 1 977, 1 980) ; STEIGER & WURM
( 1 980 ) ; TOLLMANN ( 1 965 ) ; WURM ( 1 977) .
Losensteiner Schichten, Roßfeldschichten (3 1 )
Den Abschluß der prägosauischen Schichtfolge bil
den in der Lunzer Decke ca. 1 00 m mächtige, dolomiti
sche Brekz i e n , graue Sandsteine bis sandige Mergel,
bitumi nöse Kalke sowie polygene Konglomerate. Die
Schichten gehören dem oberen Cenoman bis U nterturon an.
Literatur: H. KOLLMANN ( 1 968 ) ; PLOCHINGER ( 1 980) ; PLÖCHIN
GER & PREY ( 1 968 ) ; STEINER ( 1 968 ) .
Tab. 5 : Stratigraphie d e r Gosauablagerungen d e r Steiermark.
�lL
L:Tahre
1
ST. GALLEN
KarbonatOlisthostran
53
MURZTALER
Kainach
1 975)
'lbnmergel
Karbonat-Olisthostran von Mooshuben
65
Flyschoide Gosau
Nierentaler
Schichten
Brunnbachschichten
rn
0
"'
.s:
C'.ampan
[il
><
....
r...
"- 1 60 m
Spitzenbachschichten
"- 240 m
Weißwasserschichten
Santon
H
ra
8
:J
86
w
e!
w
...
w
.....
E-<
Coniac
Mergel:i Sandsteinra Konglanerat
Folge
Krampener Gosau
@,
ii
:s
�
@,
Cll
><
....
r... Nierentaler Sch.
Konglaneratfolge
Unterer Mergel
Grundkonglanerat
83
w
Mergelfolge
Mergel und
Sandsteine
"- 70 m
- 25 m
88
Hauptbeckenfolge
1CXX> - 1 200 m
konglomerat
KalksandSteine
Grundkonglanerat
Zementmergel van
Bartholanä 250 m
_,:;fil�><
....
r...
300 m
Basisfolge
Grundkonglomerat
"""' 1 0 m
..:
42
( GRÄF
Kalkalpen (LEIN 1 982 ,etc . )
( H . KOLIMANN 1 963)
Zwieselalmschichten
Pale·:izän
72
<>:
Gams
Eozän
M>astricht
Cl
w::lRSCllACll
(POBER 1 982)
(FAUPL 1 982)
1
mergelfolge
/AF1'tJ.IJt/:/ oA
MPe
PrFI
H
___ x
NPe
SPe
__
H e sse u . B u t t
1 9 76
Su
""'
RFI
H
NPe
H/UH
MPe ...___
Tl/l
/ OA
�
·
:
� X---
�
e
TrrlTr--
-..;=;; -��
�:/:/.ff OA
Bo
. .ge1
1 9 76
X-
Su
FI
N Pe
B u t t u . H e r rn
1 9 78
SPe
H / UH
R FI
=
MPe
N Pe
1 978
H/UH
H/UH
O b e rh a u s e r
R FI
�--=N Pe
�
�
o oA
SP
ZA
�
Fa u p l
1 97 8
1 9 78
Su
Fri s c h
1979
H
1980
Abb. 1 2 : Schema des Alpenbaues zur Zeit der Oberkreide nach verschiedenen derzeit diskutierten Modellen. Den schematisch
wiedergegebenen Vorstell u ngen gemeinsam ist die I dee einer altalpidischen Subduktion im Bereich des penn i nischen Ablage
rungsraumes, wodurch Teile desselben den ostalpinen Bereich unterschoben. Während jedoch beispielsweise PREY ( 1 978) an
nahm, daß dabei der südpenninische Raum bei Bildung eines Stauwulstes vorwiegend ozeanischer Gesteine erst teilweise über
schoben worden ist, nahm FAUPL ( 1 978) an, daß im Campan die oberostalpinen Kalkalpen bereits den nordpenninischen Flysch
trog erreicht hätten , d . h. Mittel- und Südpenn inikum bereits subduziert waren. Andere Autoren, wie FRISCH ( 1 979) oder TOLLMANN
( 1 980) vertraten dagegen die Ansicht, daß zu dieser Zeit das Ostalp i n zumindest Teile des Mittelpenn i n i kums überschoben hatte.
Der Cartoon zeigt deutlich, daß wir derzeit noch mit zahlreichen ungelösten Problemen des altalpidischen Baues zu kämpfen ha
ben .
H
Helvetiku m ; UH
Ultrahelvetiku m ; NPe
Nordpennini kum ; MPe
Mittelpenninikum; SPe
Südpenninikum; OA
Ostal
pin; UOA = Unterostalpin; MOA = Mittelostalpin; OOA
Oberostalpin; UP
U ltrapienidische Schwelle; Prfl
Prätigauflysch;
Rfl
Rhenodanubischer Flysch; FI
Flysch i . a., ZA
Zentralalpen; Su
Subduktion ; 0
Obduktion.
=
=
=
=
=
=
=
=
=
=
=
=
=
=
43
der Zentralalpen zeige n , fehlen in der Gosau im Han
genden des Paläozoikums von G raz jegliche derartige
Komponenten. Dafür treten u. a. solche auf, die nur aus
einem südalpinen Raum stammen können. Dieser Wi
derspruch w i rd dadurch vergrößert, daß die Sch üttungs
richtu ngen in der Kainacher Gosau auf eine Herku nft
der Sedimente aus dem Osten und Nordosten deuten.
Es muß daher d amit gerechnet werden, daß das G razer
Paläozoikum (inkl usive seiner Fortsetzung gegen
Osten) als Träger der Kain acher Gosau seine heutige
Position erst im Paläogen i n Zusammenhang mit jungal
pid ischen Bewegungen erhielt.
Literatur: H . FLÜGEL (1 983 ) ; OBERHAUSER (1 963, 1 968, 1 973,
1 980) ; TOLLMANN ( 1 960 b, 1 976 b) .
4.1 . 1 .4. 1 . Erläuterungen zur Legende
Konglomerate der kalkal pinen Gosau,
Basiskonglomeratfolge (Kai nacher Gosau),
Gams/Bärensch ützkonglomerat (30)
Einen Überblick über die Entwicklung in den Gosau
becken der Steiermark gi bt Tab. 5 . Die Sedimentation
beg i n nt zumeist mit Bauxiten oder d u rch roten Zement
verbundenen G rundkonglomerate n . Sie führen teilweise
exotische Gerölle, die nicht der un mittelbaren Umge
bung entstammen, wohi ngegen die unmittelbaren Ba
sisbrekzien lokales Material führen. Eine Schwierig keit
in der Frage der Herku nft der Exotika l iegt dari n , daß
bisher i n den kalkalpinen Vorkommen die Karbonatge
rölle meist ohne nähere Prüfung als aus der unmittel ba
ren Umgebung stammend aufgefaßt und nur Porphyr-,
Kristallin- oder Paläozoi kumgerölle als Exotika betrach
tet wurde n .
Weitere Konglomerate f i n d e n s i c h inn erhalb der kalk
alpinen Gosauabfolge im oder knapp unter dem Ober
santon ( „ N eue Weltkonglomerat" ) im Obersanton bis
Untercampan ( „ E ich bergkonglomerat " ) , im Obercampan
( „ Li l i enfelder Konglomerat " ) sowie im u nteren Maa
stricht ( „ Krampener Kong lomerat " ) . Die Schüttu ng die
ser Konglomerate , die teils von Norden, größtenteils je
doch von Süden erfo lgte, wird mit orogenen Bewegu n
gen während der Ablagerungen in Zusammenhang ge
bracht.
Entsprechend den Gegeben heiten in den Nörd l ichen
Kalkalpen beginnen auch die Gosauablagerungen über
dem Grazer Paläozoikum mit ei nem z. T. mächtigen,
d u rch Rotzement verbundenen G rundkonglo merat, wel
ches du rch seine Führung mesozoischer Kal kgerölle,
Sideritgerö l le sowie Geröllen aus einem der G razer Pa
läozoikum fremden Altpaläozoikum neben u ntergeord
neten Geröllen aus dem G razer Paläozoikum selbst
charakterisiert wird . Auf das Auftreten südalpiner, z. T.
permischer Kalke wu rde bereits verwiese n . Kristal l i n e
Komponenten fehlen völ l i g . D i es trifft nicht nur f ü r das
G ru ndkong lomerat der Kainacher Gosau , sondern auch
für das Gams/Bärenschützkonglomerat nördlich von
Froh nleiten zu. In diesem domin ieren die teilweise mJ
groß werdenden mesozoischen Komponenten, wobei
auffallenderweise im Gegensatz zum Grundkonglome
rat der Kainacher Gosau keine Gerölle aus dem Grazer
Paläozoikum nachgewiesen werden konnten. Dagegen
treten in diesen Konglomeraten gleichfalls südalpine
Kalkgerölle vereinzelt auf.
Literatur: ALKER ( 1 962); ERKAN ( 1 973); FLAJS & GRÄF ( 1 966) ;
H. FLÜGEL ( 1 966) ; GOLLNER et al. ( 1 983 ) ; GRÄF
( 1 965 a,b, 1 966, 1 967, 1 972 a,b, 1 975) ; KAHLER
( 1 973 ) ; POBER ( 1 982, 1 983) ; RIEHL-HERWIRSCH
( 1 973) ; SIEBER ( 1 972 ) ; TSCHELAUT ( 1 984).
44
Gosau i. a., Nierentaler Schichten,
Zwieselalmsch ichten ; Hauptbeckenfolge
und Zementmergelfolge (Kä inacher Gosau) (29)
Ü ber den G rundkonglomeraten folgen in den meisten
Gosau becken ebenso wie in der Kainacher Gosau häu
fig koh leführende oder bitum inöse Mergel und Sand
bis Si ltsteine. Im Becken von Gams bei H ieflau finden
sich als Einschaltungen in dieser Flachwasserfolge bis
200 m mächtig werdende Hippu ritenkalke.
Mit den im Hangenden d ieser Entwicklung folgenden
N ierentaler Schichten beginnt allem Anschei n n ach in
den verschiedenen Becken zeitlich ungleich eine pela
gische, bu nte Mergelentwicklung. Die kal kreichen Mer
gel wechsellagern häufig mit gradierten, laminierten
Fei nsandstei nen, wobei auch gröbere Horizonte auftre
ten können. D i eser intragosauische Faziesumschlag
geht mit einer Ä nderung des Schwerem ineralspektrums
von Chromspi nell zu G ranat Hand in Hand .
I n der Kainacher Gosau entspricht dieser Flyschgo
sau die Hauptbeckenfolge, in der jedoch i m Gegensatz
zur kal kalpinen Gosau mergelige Horizonte völlig feh
len. Es handelt sich vielmehr um eine Wechsel lagerung
von Sandsteinen und Tonsteinen.
Den Absch l u ß der kalkal pinen Gosau bilden die Zwie
selalmschichten, d i e einen an Sandsteinen und Brek
zien reichen Komplex darstellen und bereits dem Pa
leozän zuzurechnen sind. Sie erreichen i m Becken von
Gams eine Mächtigkeit von nahezu 470 m. Auffallend
ist das Auftreten g l eichfalls paleozäner Seichtwasser
kalk-Ol isthostrome in d iesen Vorkommen. Vermutlich
handelt es sich um Eingleitungen aus einem paleozä
nen Fl achwasserg ürtel am Südsaum der heutigen Kalk
alpen.
I n der Kainacher Gosau bilden d i e Zementmergel von
St. Bartholomä den Absch luß der Schichtfolge.
Während d i e Sandsteine der Gosau ei nstens vor al
lem als Mühlsteine abgebaut wurden, fanden die Ze
mentmergel örtl ich in der Zementind ustrie Verwertung.
Literatur: FAUPL ( 1 978 , 1 982) ; FAUPL & POBER ( 1 981 ) ; GRÄF
( 1 972 , 1 973, 1 975); GRÄF et al. ( 1 980); HINTE
( 1 965 ) ; W. JANOSCHEK ( 1 964, 1 965, 1 968 a,b); KAU
MANNS ( 1 960, 1 962) ; H. KOLLMANN ( 1 963, 1 964 a,b,
1 965, 1 967) ; KRÖLL & HELLER ( 1 978) ; LEIN ( 1 982 a) ;
MAURITSCH & BECKE ( 1 981 ) ; ÜBERHAUSER & FAUPL
( 1 982) ; PAMOUKTCHIEV ( 1 970) ; POBER ( 1 982, 1 983) ;
SLADIC-TRIFUNOVIC ( 1 978 ) ; WOLETZ ( 1 960, 1 964,
1 967, 1 975).
4 . 1 .2. Das G razer Paläozoikum
( H . FLÜGEL)
Das G razer Paläozoikum besteht aus mehreren Fa
zies- bzw. Mehrfaziesdecken . I h re ursprünglichen Be
z i e h u ngen zuei nander sind ebensowenig geklärt, wie
teilweise i h re Schichtg lieder und deren Alter. Abb. 1 3,
1 4 , 1 5 zeigen den derzeitigen Kenntn isstand, wobei die
Anordn u ng in Abb. 1 4 kein paläogeographisches Bild
geben möchte.
Literatur: CHLUPAC ( 1 971 ) ; EBNER & GRÄF ( 1 978) ; EBNER &
WEBER ( 1 978) ; EBNER et al. ( 1 980 a,b,c, 1 98 1 ) ; H .
FLÜGEL ( 1 960 b, 1 96 1 , 1 963 a , b , 1 972 a, 1 975 a,
1 977 b, 1 981 a) ; H. FLÜGEL et al. ( 1 980) ; H. FLÜGEL
& H. HERITSCH ( 1 964) ; H. FLÜGEL & MAURIN ( 1 957) ;
GOLLNER ( 1 983) ; HAFNER ( 1 983 ) ; MAURITSCH ( 1 977 ) ;
SCHÖNLAUB ( 1 979) ; SCHÖNLAUB & ÜBERHAUSER
( 1 980 ) ; SENARCLENS-GRANCY ( 1 963) ; THALHAMMER
( 1 982); TOLLMANN (1 977 b), ZIER ( 1 982) .
N
H . - o.
R e n n f e l d - Krista l l i n
�
�
FfTIT:Tl
1:1..:.tl.UJ
R a d e gund e r Kristolli11
Vulkanitfolgen
G raphitschiefer, Kalke, Quarzite
der Schöckelkalkdecke
1:. · : : 3·1
Laufnitzdorfer Folge
Abb. 1 3 : Tektonisches Profil des G razer Paläozoi kums. Das G razer P aläozoikum ist derzeit i n Neubearbeitung. Dementspre
chend schwierig ist es heute, ein gü ltiges tektonisches Schema des Baues zu geben. Verschiedene Hi nweise sprechen dafür,
daß das G razer Paläozoikum i n seiner heutigen Form eine relativ junge Ü berschiebungsmasse mit älterem l nternbau, der jedoch
im Zusammenhang mit der genannten Ü berschiebung teilweise umgestaltet und gestört wurde, ist. I n nerhalb des Paläozoikums
läßt sich deutlich ein tektonischer Oberbau, bestehend aus Hochlantschdecke ( H . D . ) , Heubergdecke (He. D . ) und Rannachdecke
( R . D . ) , von einem tieferen Komplex, charakterisiert durch die Schöckelkalkdecke (Sk. D . ) , basal begi nnend mit der Raasbergfolge
( R F) , die als verfalteter Komplex diskordant ihre Unterlage überschiebt, unterscheiden. Diese Unterlage besteht aus tekton isch
leichfalls i n mehrere Einheiten zerglittenen „ Kalkschiefern" (KS; teilweise durch Schwarzschiefer ersetzt), der diese im Norden
ektonisch überlagernden Laufnitzdorfer Decke (L) mit der Laufnitzdorfer Folge (3) sowie i n ihrer stratigraphischen und tektoni
chen Bedeutung noch nicht klar erfaßten Vulkanitfolgen ( 1 ), die, soweit sie über den Graphitschiefern, Kalken und Quarziten (2)
er Schöckelkalkdecke liegen, auch als „ U ntere Schichten von Kher" bezeichnet werden.
�
4.1 .2.1 . Passailer G ruppe
Die Passailer G ruppe ist eine epizonale, vulkanogen
edimentäre Entwicklung von Silt- und Tonschiefern mit
inschaltungen von Sandsteinen und basaltischen Effu
iva. Sie bi ldet eine tiefe tektonische Schuppe im G ra
er Paläozoikum, mit dessen Normalausbildung sie sich
icht verg leichen läßt. Dies und das Fehlen von Fossil
unden lassen Vermutungen übe r i h r Alter n icht zu,
eshalb auf i h re Aufnahme in der Abb. 14 verzichtet
urde.
( D i e Passailer G ruppe von EBNER & WEBER [ 1 978]
nterscheidet sich in i h rem Umfang d u rch zusätzliche
esteinsfolgen wie die Arzberger Sch ichten oder Vulka
ite vom Typus der „Taschenschiefer").
. 1 .2 . 1 . 1 . Erläuteru ngen zur Legende
assai ler Phyll it, Heil brunner Phyllit (69)
Die Passailer Phyl lite sind graue, violette oder grünli
he Serizit- bis Quarzphyll ite mit allen Ü bergängen zu
erizitquarziten (Hundsbergquarzit). Die epizonalen
esteine zeigen H i nweise auf die Wi rksa it.fl<.eit von zwei
etamorphosen. Charakteristisch ist eine starke Fein
ältelung und Schieferu ng als Ausdruck mehraktiger De
ormation.
I n nerhalb der Passai ler G ruppe treten d i e Phyllite
eist zusammen mit Metavulkan ithorizonten, vor allem
n i h rem höheren Antei l , auf. Die primäre Mächtigkeit
ieses Komplexes ist u nbekannt, d ü rfte jedoch mehrere
00 m betrage n .
Tektonisch v o n der Passailer G ruppe getrennt finden
ich am Ostrand des G razer Paläozoikums i m Liegen
en des Kalkzuges der B randl ucke silbergraue Quarz
hyl l ite, G ranat-Biotit- Phyl l ite, Epidot-Ch lorit-Schiefer,
uarzite bis Serizitschiefer sowie amphibol itische Grün
esteine. Sie werden als Heilbrunner Phyllite zusamengefaßt. Die G renze zu den l iegenden höher meta-
morphen G esteinsfolgen ist schwer zieh bar. Dement
sprechend umstritten ist i h re Position und Verg leich bar
keit mit der Passailer Gruppe.
Literatur: NEUBAUER & STATTEGGER ( 1 980, 1 98 1 ) ; STATTEGGER
( 1 982, 1 983).
Hundsbergquarzit (61 )
.
Südlich von Passail und nordöstlich St. Kathrein
a. Offenegg treten als Ei nschaltu ngen in den Phylliten
grobkörnige, hellgraue, z. T. gelblich anwitternde Quar
zit- bis Serizitquarzitzüge in g rößerer Häufigkeit auf.
Die Mächtigkeit dieser basalen Folge der Passailer
G ruppe beträgt anscheinend mehrere 1 00 bis 1 000 m,
wobei jedoch isokl inale Verfaltung eine größere Mäch
tigkeit vortäuschen dürfte.
Literatur: H. FLÜGEL ( 1 975 a) .
Metavulkanit der Passailer G ruppe (67)
I nnerhalb der Passailer G ruppe finden sich insbeson
dere in i h ren höheren Anteilen zahlreiche Züge von
G rü ngesteinen. Neben Metadiabasen handelt es sich
vor allem um versch iedenste Grünschi efer bis Chlorit
phyl l ite. I h re Ableitung von Tuffiten bzw. Tuffen sowie
Basaltdecken ist z. T. nachweisbar. I h re kartenmäßige
Ausscheidung war zufolge der oft nur geringen Mäch
tigkeit aber nur teilweise mög l ic h .
Literatur: EBNER & WEBER ( 1 978) ; KOLMER ( 1 978 ) ; NEUBAUER
( 1 98 1 , 1 982); STATTEGGER ( 1 982) ; L. WEBER ( 1 977).
4.1 .2.2. Schöckelgruppe
Die Schöckelg ruppe stellt die problem reichste Folge
des G razer Paläozoikums dar. Der Grund l iegt in einer
starken tekton ischen Ü berarbeitung des pri mären Ge
stei nsverbandes und dem Fehlen biostratigraphischer
Fixpunkte. Die Zusammenfassung der drei zur Schök
kelgruppe vereinigten Sch ichtg lieder Raasbergfolge,
45
Mixni tzer
�
Ol
J
Karbon
1
1
1
1
!";=-
1
CU
I O OO m
do
Abb. 1 4 : Stratigraphie des Grazer Paläozoikums.
S = Schöckelgruppe; L 1 .2
Laufnitzdorfer Gruppe;
R = Rannachgruppe; H = Hochlantschgruppe; HO·
Hochschlaggruppe. Die Anordnung der Profile
entspricht vermutlich nicht oder nur zum Teil der
primären paläogeographischen Position.
=
=
7
500
dmz
0
/
/
. i '. i ! i !
/'
Fo r m a t i o n
......_
�/
.......
Tyr n a u e r
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Schöckelkalk und Arzberger Schichten stützt sich vor
allem auf zwei Indizien :
1 . Die basale Raasbergfolge tritt konstant und aus
schließlich im liegenden des Schöckelkalkes auf.
Die für sie charakteristischen, teilweise gebänderten
Dolom ite und quarzitischen Gesteine gleichen im
G rad i h rer Durchbewegung und schwachen Meta
morphose vol l kommen dem Schöckelkalk. Sie über
lagert tektonisch versch iedenste G estei nsgru ppen
des basale n , ungleichwertigen Kristallins.
2. I m Hangenden und i m liegenden ist der Schöckel
kalk verkn üpft mit einer Folge, die der von L. WEBER
( 1 977) als Arzberger Schi chten bzw. von E. CLAR
( 1 933) als Ü berg angssch ichten bezeichneten ent
spricht. I m Weizer Bergland läßt sich die pri märe se
dimentäre Verbindung beider im Hangenden, in der
Feistritzer Felsenwand die im liegenden des Schök
kelkal kes nachweisen . Es wird h i er angenom men,
daß erstere tektonisch du rch Ü berfaltung bedingt ist,
ohne daß hierfür derzeit ein sicherer Beweis mögl ich
wäre.
4.1 .2.2. 1 . Erläuterungen zur Legende
Raasbergfolge (60)
Nördlich Weiz, bei Radeg und und bei Köflach- Voits
berg treten an der Basis des Schöckelkal kes gelbe,
g raue oder blaßrötliche Dolomite bis Bänderdolom ite,
Kalke und Schieferkal ke, dolom itische Kalke, gelbe
Kal kschiefer, Sandsteine bis z. T. dolomitische Quarzi
te, Serizitsch iefer sowie d u nkle Tonschiefer auf. Ö rtlich
finden sich gelbliche, sandige Rau hwacken und Dolo
mittaschen . Die Gesteine zeigen eine geringgrad i g e
Metamorphose. Sie stellen e i n e n diskordanten R e i 
bu ngsteppich ü b e r versch i edenen kristallinen Gesteins
folgen d ar. I h re Mächtigkeit schwankt du rch tektonische
Anschoppu ng, bzw . Ausd ü n n u n g .
FLÜGEL & MAURIN ( 1 956) h ielten e i n triassisches Alter
der Folge für möglich. H ierbei spielte i h re Position zwi
schen dem Mittelostalpinen Kristal l i n und dem G razer
Paläozoikum sowie die Ä h n l ich keit mit Gesteinstypen
des Zentralalpinen Mesozoikums eine Rolle. Beweise
für ein derartiges Alter fehlen bis heute. Auf der ande
ren Seit,fl. Spricht die auch i m G rad der Du rchbeweg ung
und Metamorphose enge Verknüpfung mit dem Schök
kelkalk gegen diese Ansicht und für die von E. CLAR
( 1 933) geäußerte Parallel isierung mit der Dolomitsand
steinfolge des U nterdevons.
Literatur: E . CLAR ( 1 933 ) ; FLÜGEL & MAURIN ( 1 956 ) ; NEUBAUER
( 1 981 ) .
Schöckelkalk (59)
Die meist gut gebankten, graublauen bis rein we i ßen,
oft gut gebänderte n , dichten bis feinkristal l i n e n ,
schwach metamorphen, reinen Kalke d ü rften primär e i n e
Mächtigkeit v o n e i n i g e n 1 0 0 Metern aufweisen. Die
häufig plattig entwickelten Kalke sind meist normal zur
Schichtung gut gekl üftet, wobei lehmige Verwitterungs
prod ukte die Fugen verunreinigen können. Die Kal ke
neigen extrem zu Verkarstung (Lu rgrotte etc . ) . Die da
mit angezeigte Wasserweg igkeit führt in den betroffe
nen Gebieten zu Wasserarm ut auf den Hochflächen
und zum Austreten z. T. sehr großer Quellen in den Tä
lern (z. B. And ritzurspru ng). Der Kalk wird in zahlrei
chen Brüchen i m Raum Weiz, des Schöckels, Peggau
u nd Köflach vor allem als Schotter, Brandkalk u nd als
Zementrohstoff, wie auch als Bruchstein abgebaut.
48
Außer in den g rößeren Vorkommen finden sich
Schöckelkal kreste als tei lweise nur mehr wenige m2 g roße Vorkommen an zah l reichen Stellen diskordant
den Passailer Phylliten aufgeschoben, wobei es sich
zumeist um an Störungen ei ngesenkte Schollen han
delt. Falls die Vermutung einer pri mären Ü berlagerung
der Raasbergfolge stimmt, kön nte der Schöckelkalk ein
den Barrandeikalken verg leich bares Alter haben, je
doch ist ein höheres Alter nicht auszuschließen.
Literatur: FLÜGEL ( 1 975 a); HOLLER ( 1 966) ; KOLMER ( 1 972);
KOLMER & GOLOB ( 1 975 ) .
Arzberger Schi chten (64)
Es handelt sich um eine Folge d u nkler graphitischer
Kalke
bis
Karbonatschiefer,
wechsel lagernd
mit
Schwarz- bis Serizitschiefern. Die pyritreichen Gesteine
zeigen lokale Ei nschaltungen sandiger Lagen. I nsbe
sondere an der Grenze zum Schöckelkalk kön nen
mächtigere Qu arzite ( Lammkoge lq uarzit") sowie graue
Dolom ite auftrete n . (In der Karte wurden diese Gestei
ne z. T . als Dolom itsandstei nfolge [52] au sgesch ied e n ) .
Vul kanogene Gesteine s i n d verhältnismäßig selten. li
thostratigraphisch läßt sich i m Weizer Bergland, am
Trötschstock sowie in den Bohrungen von Peggau eine
G liederung i n ei nen stratigraphisch höheren, stärker
karbonatisch betonten Komplex u nd einen stratigra
phish tieferen, überwiegend aus Schwarzschiefern be
stehenden , vornehmen. Die primäre Mächtigkeit dürfte
200 bis 300 m betrage n , wenngleich eine Abschätzung
zufolge tektonischer Versch uppung schwierig ist. Dazu
kommt die Unsicherheit der tektonischen G renze der
Arzberger Schichten im liegenden u nd Hangenden des
Schöckelkalkes gegen die sie unter- respektive überla
gernden vulkanogenen Schichten von Kher.
I nsbesondere i m Raum Arzberg - H aufenreith, Rech
berg , im liegenden des Schöckelkalkes der Tanneben
und zwischen Rabenstein und Ü bel bach treten in den
Arzberger Schichten syngenetische schichtgebundene
s i l berhältige Blei-, Zink-, Barytvererzungen auf. Als Erz
bringer d i eser vermutlich an red uzierende Bildungsräu
me gebundenen Vererzungen können die i m U nter- und
Mitteldevon weit verbreiteten basischen Vulkan ite ange
nommen werden . Die prätektonische Vererzung wurde
d u rch die altalpidische Metamorphose teilweise mobi li
siert und in Fugen und Klüften neu abgesetzt. Sie wur
de seit dem Mittelalter in zahlreichen kleinen und g rö
ßeren Abbauten genutzt (vg l . Kap. 5 . 3 . ) .
„
Literatur: PAK e t a l . ( 1 980 ) ; SCHROLL & PAK ( 1 977); TUFAR
( 1 965 b, 1 972 c, 1 975, 1 978 b) ; L. WEBER ( 1 975,
1 977, 1 981 , 1 982, 1 983).
4.1 .2.3. Laufnitzdorfer Gruppe
4.1 .2.3. 1 . Erläuterungen zur Legende
Laufn itzdorfer Folge (63)
Die im Nord- und Nordwestbereich des G razer Paläo
zoikums auftretende Laufnitzdorfer Gruppe wird in die
Laufn itzdorfer Folge mit „ Hackensteiner", „ Schattleit
ner" u nd Harrberger Formation und die Dornerkogelfol
ge gegliedert. Sie stellen eine teilweise stark terrigen
beeinflußte pelagische, i m Vergleich zur Normalausbil
d u ng relativ gering mächtige Entwicklung des Grazer
Paläozoikums dar.
Die basale Hackensteiner Formation beg innt mit etwa
30 m mächtigen basischen Vulkaniten und fossilführen
den Kalklagen des höheren Wen lock bis tiefen Ludlow.
Darüber folgen schwarze bis d u nkelgraue Ton- und Si lt-
st
c
ni
1
is
ine mit Ei nschaltu ngen schwarzer Lydite, feldspatrei
e r Sandsteine, Dolomite und rote Kalke sowie Vulka
e. D i e Mächtigkeit dieses Abschn ittes beträgt 70 bis
O m . Er gehört dem Mittelludlow an. An die Vulkan ite
örtlich eine Hämatitvererzung gebunden.
en oberen Teil der Hackensteiner Formation bilden
ü er 55 m mächtige rötlich- bis d u n kelgraue, gebankte
0 thocerenkalke und Eisendolomite sowie Knollenkalke
u d braune Tonschiefer des hohen Ludlow bis höheren
ZI chov. Dem obersilurischen Anteil dieser Folge gehört
a eh die Mag nesitlagerstätte Breitenau (vg l . Kap. 5. 1 . )
a , während d i e in diesem Rau m auftretenden sedi
ntären Toneisensteinhorizonte verm utlich teilweise
U nterdevon zu stellen sind.
ie nördlich der Breitenau auftretende 80 bis 1 00 m
m chtige Schattleitner Formation beginnt mit einem ge
ri gmächtigen, an der Basis tektonisch beg renzten Kar
b natband, über dem eine klastische Folge, bestehend
a s dunklen Tonschi efern, g rü ng rauen bis blaugrünen
S ndsteinen und Siltschiefern folgt. Ihr Hangendes bil
d n Kalke bis Kalkmarmore, Dolomite und Vulkanite,
w bei die Karbonate Conodonten des tieferen Eifel und
d s G ivet lieferten. Fazies und Fauna sprechen für
ei en pelag ischen, tiefer marinen Ablagerungsbereich.
Lit ratur: GOLLNER ( 1 983 ) ; GOLLNER et al. ( 1 982); HOLLER
( 1 960 a,b) ; TSCHELAUT ( 1 984) .
rrberger Formation (55)
iese am Nordabfall des Hochlantsch auftretende
rmation bildet eine eigene tektonische Ei n heit
( b. 1 5) . Sie stel lt eine bis zu 90 m mächtige Wech
s l lageru ng von Tonschiefern, Kalken , Dolomite n , g rün
gr uen feldspatreichen Sandsteinen, schwarzen Lyditen
u d Metatuffiten dar. Conodonten stufen sie in das Zli
v (gronbergi-Zone) bis obere Frasne e i n . Mi krofazies
u d Fauna (Tentaku liten, Conodonten, Radiolarien)
rechen für einen pelag ischen Ablagerungsraum , wo
i die Sandsteine viell eicht auf kurzfristige Eing leitun
g n zurückgefüh rt werden können. Dieses Environment
m cht es wahrscheinlich, daß die Harrberger Formation
al der über der Hackensteiner Formation bzw. dem u n
te en Teil der oberen Schattleitner Formation folgende
A schnitt der Laufnitzdorfer Gruppe aufgefaßt werden
k nn. Dies würde eine G esamtmächtig ke it der Laufnitz
d rfer G ru ppe von rund 300 m oder darüber ergeben .
L i ratur: GOLLNER ( 1 98 1 , 1 983) .
Dornerkogelfolge (62)
Nörd l ich der Breitenau bi ldet die vorwiegend klasti
sche Dornerkogelfolge, tektonisch von der Schattleitner
Formation getrennt, möglicherweise deren primär Han
gendes. Sie beg i nnt mit ca. 80 m mächtigen d u nkelgrü
nen bis g raublauen Sandsteinen, d u nklen Tonsch iefern,
g robkörnigen Aschentuffen bis Tuffiten und vu l kanoge
nen, polymikten Konglomeraten . Als Komponenten letz
teter finden sich Lydite, Quarzite, Sandsteine, Dolomi
te, Diabase usw. Sie können bis 20 Zentimeter Durch
messer erreiche n . Es dü rfte sich um Ablagerungen von
Debrisflows handeln.
I h r Hangendes bilden über 1 20 m mächtige, d unkel
blaue bis g raue Ton- und Siltsteine bzw. -schiefer. Bei
den meisten feinlaminierten Sandsteinen h andelt es
sich um Arkosewacken bis feldspatführende und feld
spatreiche Sandsteine. Die Gesteine lassen sich un
schwer mit Pel iten bzw. Psamm iten der Laufnitzdorfer
Folge vergleichen. Bei den Schweremineralien domi
niert Zirkon, Rutil und Turmal i n , d azu kommt Staurolith,
G ranat, Epidot usw. Das Fehlen von Fossilfunden er
schwert eine stratig raphische Zuord n u n g . Die räu mliche
Verknüpfung mit der Laufnitzdorfer Folge und i h re Posi
tion macht es denkbar, daß die Dornerkogelfolge zeit
lich jünger als jene ist. Bei Einbeziehung der Harrber
ger Formation in die Laufnitzdorfer G ruppe würde dies
bedeuten, daß die Dornerkogelfolge höheres Devon bis
Karbon vertreten könnte, jedoch w i rd auch ein früheres
Alter diskutiert.
Literatur: GOLLNER et a l . ( 1 982); THALHAMMER ( 1 982); ZIER
( 1 982) .
4.1 .2.4. Rannach-, Heuberg-, Hochlantsch-Decke
Die Schichtfolgen der höchsten Decken des G razer
Paläozoi kums zeigen neben vielen Gemeinsamkeite n ,
wie dem weit verbreiteten Bruch in der Entwicklung i m
u nteren G ivet, auch viele fazielle Verschieden heite n ,
d i e s i c h in zahlreichen lithostratigraphischen Namen
niederg eschlagen h aben.
Literatur: EBNER et al. ( 1 980 a,c); GOLLNER & ZIER ( 1 982) .
4.1 .2.4.1 . Erläuterungen zur Legende
Untere Schichten von Kher (67)
Die U nteren Schichten von Kher stellen eine vermut
l ich mehrere 1 00 m mächtige, vorwiegend vulkanische
s
Hochla n t s c h
Röth e l stein
{
A
K
B
K
s!
x
b . 1 5 : Geologische Profile durch die Hochlantschgruppe (Grazer Paläozoikum) nach GOLLNER ( 1 983) und ZIER ( 1 982) .
= Mixnitzer Karbon ; St = Steinbergkalk; HK = Hochlantschkal k; ZA = Zachenspitzkalk; Ty. Fm. = Tyrnauer-Alm-Formatio n ;
= Barrandeischichten; DSF = Dolomitsandsteinfolge; HA = Harrberger Formation (Laufnitzdorfer Gruppe) ; B = Bänderkalk
lkschiefer-Komplex; H b . D .
Heubergdecke; GFK = Größkogelflaserkalke; GK = Größkogelkalk; D = Dolomite; H = Hacken
iner Formation (Laufnitzdorfer Gruppe) ; K = Kalkschieferkomplex: G D = Gschwendtdecke; 1 - V = Deckensysteme;
x = Kristallin.
=
49
Gesteinsgruppe dar. Neben Metadiabasen u n d Spiliten
finden sich vor allem verschiedenst ausgebildete Tuffe
u n d Tuffite mit leichter Metamorphose. Sie wechsella
gern oft i m Zenti meter- bis Dezimeter-Bereich m it gelb
l ichg rünen, mergel ig-tonigen aber auch dunklen siltig
tonigen Ch loritschiefern, Chlorit-Epidotschiefern bis
karbonatreichen Schiefe m . Bei g rößerem Pyritre ichtum
entwickeln sich aus ihnen du rch limonitische Verwitte
rung „ Falbenschiefer" . Verknüpft mit den Vulkaniten
{ „ Waldsteinit") treten Hämatit- und Magnetitvererzun
gen auf, die versch iedentlich abgebaut wurden {Stiwo l l ,
T h a l , Platte b e i Graz, Weinitzen b e i Andritz). Sie wer
den als sedi mentäre, syngenetische Bildungen, in Zu
sammenhang m it dem Vulkanismus entstande n , gedeu
tet. Fossi lfunde fehlen. I m Raum von Thal bilden bis
über 20 m mächtig werdende, rote höhersi l u rische Or
thocerenkalke den Abschl u ß der Folge. Dies spricht da
für, daß die Schichten größtenteils dem Silur zuzurech
nen sind und zeitgleichen z. T. analogen Gesteinen der
Laufnitzdorfer Gruppe entsprech e n . Ein Verg leich mit
der ordovizischen Metad iabasg ruppe des M u rauer Pa
läozoikums ist dagegen nicht mög lich. Sie entsprechen
z. T. den Taschenschiefern der älteren Literatur.
Literatur: DEMMER & Nowv ( 1 979) ; FRIEDRICH ( 1 975 a), H. HERITSCH ( 1 980 d); HöNIG ( 1 983 ) ; WEISS ( 1 973).
Crinoidensch ichten, Obere Sch ichten von Kher (54)
Die Oberen Schichten von Kher stellen eine wech
selnd mächtige, vorwiegend sandig-tonige Folge dar, in
der Vulkanite zu rücktreten. I h re Abgrenzung gegen die
U nteren Schichten von Kher ist dzt. ungeklärt. Beson
ders i n i h ren höheren Teilen fi nden sich linsenförm ige,
örtl ich auch mächtigere Einschaltungen brau ner, platti
ger, oft ton iger Kalke und dunkler Dolom ite. Sie umfas
sen den Zeitbereich Ludlow (si/uricus-Zone) bis Lochkov
(woschmidli-Zone). Bei Eggenfeld im M u rtal ist diese Fol
ge knapp 1 6 m mächti g . Die Ei nstufung der sie hier un
terlagernden Di abase ist jedoch un bekannt.
Ein stratigrapisch noch nicht klar erfaßbares Schicht
paket in nerhalb dieser Schichten sind d i e „Sandsteine
von Stiwo l l " , die eine Brach iopoden-, Trilobiten- u nd
Koral lenfau na lieferten , d i e vermutlich dem U nterdevon
zuzurechnen ist.
Das Hangende dieser Schichten bilden, soweit sie
nicht d i rekt von der Dolom itsandstei nfolge ü berlagert
werden, etwa 50 bis 1 00 m mächtige Crinoidensch ich
ten. Sie bestehen vorwiegend aus hel lgrauen bis hell
bräu nl ichen Crinoidenkalken, blauen, oft ton igen, eben
flächig brechenden Kalksch iefern sowie Mergelschie
fern , die reich an Scalarituba sind. Mögl icherweise han
delt es sich um eine fazielle Vertretung der basalen Do
lomitsandsteinfolge. Sie kön nten ein tieferes Prag ium
Alter haben. Der Heuberg- und der Hochlantschdecke
fehlen i nfolge basaler tektonischer Amputation die ge
nannten Schichten .
Literatur: EBNER ( 1 976 b, 1 980 a); EBNER et al. ( 1 980 c) ; H .
FLÜGEL & SCHÖNLAUB ( 1 972 b ) ; PLODOWSKI ( 1 976 ) ;
Z I E R ( 1 982) .
Dolomitsandstei nfolge (53)
Die zwischen 500 und über 1 000 m mächtige Dolo
mitsandsteinfolge der Rann ach Decke läßt sich z. T.
d u rch die Zwischenschaltung eines Vulkanithorizonts in
e i n l i egendes Member, vorwiegend aus Dolom itsand
steinen bestehend , und ein hangendes aus hellen und
du nklen Dolomiten g l iedern .
Bei ersteren handelt es sich um Barriersande aus la
teral und vertikal wechselnden Dolomitsandsteinen bis
50
Dolom itschiefern sowie Biogenschuttdolomiten. Die
Schweremineralfü hrung deutet auf ein tei lweise meta
morphes Liefergebiet.
Das Dolomitmember läßt sich örtl ich z. T. in einen
tieferen Komplex heller und einen höheren d u nkler Do
lomite gl iedern. Bei ersteren handelt es sich um teils
massige, teils gebankte u nd zufolge der engständigen
Kl üftung häufig g rusig verwitternde Gesteine. Ä ltere
Kluftgenerationen sind d u rch Kalzit verhei lt. Stromatoli
thenfü hrung, Trocken risse, Fenstergefüge usw. zeigen,
daß es sich um Ablagerungen eines su pra- bis subtida
len Bereiches handelt. Die du nklen Dolomite stellen
eine Wechselfolge häufig massiger bis lamini erter, bi
tuminöser Gesteine dar, i n denen Amphiporenreste teil
weise häufig sind. Vermutlich handelt es sich um Abla
gerungen in d u rch Barrieren gesch ützte Lagunen.
Einen eigenen Typus stellen graue bis hell braune Do
lomitmergel und -sch i efer mit Linsen echinodermaten
fü hrender Dolom ite dar. Ihr Gefüge ist d urch Flaser
und Li nsenschichtung charakterisiert. Es d ü rfte sich um
Sedimente einer Gezeitenebene handel n. Die seltenen
Korallen- und Conodontenfunde stammen durchwegs
aus dem Emsi um.
Bei dem Diabastuffhorizont handelt es sich um eine
etwa 50 m mächtige Wechsellagerung cm- bis dm-dik
ker Di abastufflagen und Dolomiten, die in flachen eva
poritischen Pfan nen abgelagert wurden, was zu einer
tei lweisen Veränderung des Chemismus führte {vg l .
Kap. 4. 1 .2.5. 1 . ) .
D i e Wasserdu rchlässigkeit d e r Dolom itsandsteinfolge
ist zumeist geri n g .
I n der Karte wurden mit i h r die vor a l l e m am Buchko
gel bei Graz bis zu 1 00 m mächtigen grauen und brau
nen Rauhwacken, gelben und brau nen, oft mylon iti
schen Kalke, Tonsch iefer und braunen Dolomite der
„ Braungesteine" vereinigt. I h re G enese ist ungeklärt.
In der Heubergdecke wird die Dolom itsandstei nfolge
von etwa 350 m mächtigen g rauen und teilweise sandi
gen Dolom iten vertreten , i n deren höherem Teil zwei
geringmächtige Kalkbänke eingeschaltet sind. Gegen
Osten zu verzahnt sich diese Folge m it Flaser- und
Knol l enkalken.
I n der Hochlantschdecke besteht die über 500 m
mächtige Folge überwiegend aus hellen feinkörnigen,
dezimetergebankten und laminierten bzw. dunklen,
grobbankigen bis massigen, teilweise amphiporenfüh
renden und oft brekziösen Dolomiten. E i ngeschaltet fin
den sich bis zu 1 5 m mächtige graublaue meist dolo
mitische und durch versch i edene Sedim entstrukturen
charakterisi erte Sandsteinlagen sowie, insbesonders im
höheren Abschn itt, Einschaltungen d u nkelgrauer bis
schwarzer bitumi nöser z. T. mergeliger und gebankter
foss i l reicher Kalke des höheren Ems. Die Gesteine stel
len Ablagerungen des subtidalen bis su pratidalen Be
reiches dar. Im östl ichen Hochlantschgebiet d ü rften die
ser Folge die mächtigen gelb anwitternden, oft stark
zerbrochenen Sandsteine des Schwarzkogels zuzu
rechnen sein, in denen gelegentlich graue Dolom ite ein
geschaltet s i n d .
Literatur: BROSCH ( 1 983) ; EBNER e t al. ( 1 980 ) ; FENNINGER
( 1 975) ; FENNINGER & HOLZER ( 1 978 ) ; HANSELMAYER
( 1 960 c) ; KOLMER ( 1 973) ; POLTNIG ( 1 983 ) ; ZIER
( 1 982) .
Kanzelkalk, Barrandeikalk (52)
Die Barrandeikalke der Rannachdecke bilden einen
etwa 80 bis 1 00 m mächtigen Komplex blaugrauer, bio
mi kritischer Kalke bis Biogensch uttkal ke. Sie sind meist
eich an Koral len, Stromatoporen , Brachiopoden und
rinoiden, wobei erstere teilweise rasen- oder bioherm
ildend auftreten. ö rtl ich finden sich schillbildend Bra
hiopoden der Gattu ng Zdimir. Häufig sind Einschaltun
en schwarzer, teilweise g raphitischer, roter, toniger,
rinoidenführender Kalkmergel bis -schiefer, spätdiage
etisch dolomitisierter Kalke sowie g raue bis schwarze
on- und G raph itschiefer, die aufgrund i h res hohen
raphitgehaltes zeitweise abgebaut wurden. Dazu kom
en z. B . am Gaisberg bei G raz geringmächtige Lagen
on „Choneten- bzw. l l l itschieferton " . Die Kalke selbst
anden als Bau- und Werksteine im vergangenene Jahr
undert im Raum von G raz zah l reiche Verwendung, die
l littone wurden u . a. zu Pfeifenköpfen verarbeitet.
Trotz der reichen Fossi lführung, die eine Einstufu ng
i die Eifelstufe ermöglicht, ist die ch ronostratig raph iche Fixierung der G renzen bisher nicht gelungen. Ö rt1 eh dürften d i e Kalke bereits im Ober-Ems beg innen.
ie Folge kann als Bildung des sublitoralen Bewegt
assers aufgefaßt werd e n .
I n der Hochlantschdecke bilden d i e etwa 25 bis 45 m
ächtigen Barrandeikalke massige bis schlecht ge
ch ichtete d u nkelgraue, feinkörnige Biostrome, bzw.
ine sehr heterogene Folge verschiedener Sch uttkalke,
oniger Kalke, Dolomite, Sandsteine, Mergel und Mer
elkalke sowie Tonschiefer. Erstere sind Bildungen in
inem ru higen, gut durchl ichteten Flachwasser, wäh
end die zweitgenannte G ruppe sich unter hochenerge
ischen Bedingungen in einem flachen subtidalen offe
en Plattformbereich entwickelte.
Das Ä quivalent der Barrandeikalke in der Heuberg
ecke sind die etwa 250 m mächtigen „ Heubergkalke".
s handelt sich um eine Folge verschieden gesch ichte
e r g rauer bis brauner Flaser- und Knollenkalke, dolo
itischer Mergel und schiefriger Feinsandsteine, die im
enti meter- bis Dezi meterbereich m iteinander wechsel
gern kön n e n . Sie verzahnen sich örtlich mit den Han
endanteilen der Dolom itsandsteinfolge. Es dürfte sich
m Ablagerungen eines subtidalen Raumes mit periodicher Einschüttung terrigenen M aterials handeln. Die
osition über der Dolomitsandsteinfolge und wenige
onodontenfunde sprechen zumi ndest für ein teilweise
leiches Alter, wie es die Barrandei kalke haben.
I m Hangenden der Barrandeikalke der Rannachdecke
olgen häufig meist nicht mehr als 20 m mächtige und
icht überall ausgebildete dunkle, oft schwarze, diage
etisch gebildete Dolomite, die biswei len reichlich Am
hiporen führen. Sie dü rften dem tieferen G ivet zuzu
echnen sein.
I m Hangenden d i eser Dolomite oder d i rekt übe r den
arrandei kal ken folgen die bis etwa 1 00 m mächtigen,
assigen bis dickbankigen hellgrauen Kanzelkalke. M i 
rofaziell h andelt e s s i c h meist um stark verwü hlte Mi
rite bis Biomi krite. Auffallend ist das häufig starke Zu
ücktreten an Fossilien, wobei fast ausschließl ich arte
arme Korallenassoziationen auftreten . Lokal kön nen
ffitische Ei nstreuungen eingeschaltet sei n . Faziell
ü rfte es sich großteils um Ablagerungen eines leicht
ingeschnürten, etwas tieferen Sti ll- und Flachwasser
aumes des m ittleren und höheren G ivet handel n .
E i n e vermutl ich zeitgleiche, fazielle etwas andersartie Entwicklung stellen die „ Kalke des Platzlkogel" dar.
s handelt sich um d ickbankige bis massige, graue
andbildende Kalke, die d u rch rötlichbraune Spaltenfül1 ngen charakterisiert sind und örtlich Tabulata und Crioidenschutt führen. Östlich St. Pankrazen treten in
iesen Kalken rotviolette Tuffl agen auf. Die Gesteine
werden als Sedimente eines offenen marinen , energie
reichen Flachwasserraumes gedeutet.
Sowohl die Kanzelkalke als auch die Kalke des
Platzlkogel führen eine zeitweise besch ürfte Zinnober
vererzung.
I n der Heubergdecke (?) bilden die um 1 00 m mächti
gen „ G rößkogelkalke" das Ä qu ivalent der Kanzelkalke.
I m u nteren Teil überwiegend massig ausgebildet, sind
sie i m höheren Absch n itt dezi meter- bis meter-gebankt.
Conodontenfunde zeigen, daß neben G ivet auch basa
les Oberdevon in d i esen Fl achwasserbi ldungen vertre
ten ist.
Ö rtl ich können die Barrandeikalke der Hochlantschfa
zies auch als dünnschichtige, tonige und sandige z. T.
metergebankte Plattenkalke und Kalksch iefer entwickelt
sein, die z. T. m it Sandsteinen und Siltstei nen wechsel
lagern . Die Mächtigkeit dieser Ausbi ldung schwankt
zwischen etwa 50 und 1 00 m .
Literatur: BOUCOT & SIEHL ( 1 962 ) ; EBNER e t a l . ( 1 980 a,c); EB
NER & l. WEBER ( 1 982) ; GOLLNER ( 1 983) ; ZIER
( 1 982).
Tyrnauer-Alm-Formation (51 )
I n der Hoch lantschdecke entspricht den genannten
Schichten des G ivetiums z. T. die Tyrnauer-Alm-Forma
tion ( „Calceola Schichte n " ) . Die im Profi l Breitalm
kreuz nur etwa 1 40 m mächtige Formation erreicht im
Typusprofil 400 bis 500 m , wobei jedoch zufolge der
wenigen biostratigraphischen Fixpunkte eine genaue
Parallelisierung derzeit noch n icht möglich ist. Litholo
g isch läßt sich die Tyrnauer-Alm- Formation in ein u nte
res Member von Dolomiten, Sandsteinen bis Dolomit
sandsteinen, Kalken, Tonsch iefern und Rauhwacke n ,
ein m ittleres, vorwiegend vu l kanogenes Member und i n
e i n e obere kalkige Abtei lung gliedern. Besonders letz
tere ist reich an Koral len und Stromatoporen, die örtlich
Biostrome bilden, Biogensch uttkal ken, Crinoiden kalken
usw. U nter den Vulkaniten sind neben Spiliten bis zu
30 m mächtige, pyroklastische Brekzien von I nteresse
(Chemismus vgl . VARGA, 1 98 1 ) .
Conodonten- u n d Korallenfaunen zeigen, d a ß diese
Gesteine dem (tieferen?) G ivet zuzurech nen sind, ohne
daß die G renzen biostratigraphisch genauer fixiert wä
ren.
Während es sich bei dem ti eferen Abschnitt um Bil
d u ngen des G ezeitenbereiches handeln d ü rfte, stellen
die höheren Anteile Ablageru ngen des subl itoralen, hö
herenergetischen Flachwasserbereiches dar.
=
Literatur: H. FLÜGEL ( 1 971 , 1 972 a, 1 980 d ) ; GOLLNER ( 1 983 ) ;
GOLLNER & ZIER ( 1 982) ; VARGA ( 1 98 1 ) ; ZIER ( 1 982).
Hoch lantschkalk, Zachenspitzkal k (50)
Nördlich des Mixnitzbaches bilden das stratigraphisch
Hangende der Tyrnauer-Alm-Formation die ca. 350 m
mächtigen Zachenspitzkalke (GOLLNER, 1 983) . Sie ent
sprechen den „Quadrigem i u mkalke n " der älteren Litera
tur. Es handelt sich meist um graue, d ü nnplattige bis
massige, untergeord net dolomitische Kalke. Vor allem
basal finden sich Hexagonarien- und Stromatoporenbio
herme, Amphi poren rasenbildungen sowie R iffschutt
und Crinoidenkalke. Diabase konnten in dieser Folge
nur an einer Stel l e nachgewiesen werden.
Ö rtl ich findet sich im basalen Bereich dieser Abfolge
eine nur wenige 10 m mächtige Serie von Tuffen, Tuffi
ten , geflaserten und geschichteten Kalken sowie Ton
schiefern.
M ikrofazies und Fauna zeigen, daß die Ablag erungen
Bildu ngen eines sehr flachen, subtidalen Ruhigwasser51
bereiches mit örtlicher Bildung von Riffknospen des hö
heren G ivets waren.
Den Absch l u ß der Folge bilden ca. 1 5 m mächtige ,
geschichtete b i s geflaserte, hellgraue dichte Tentakuli
tenkalke, die lithofaziell den Steinbergkalken gleichen.
D u rch Conodonten werden diese vermutlich dem tiefe
ren subtidalen Stillwasserbereich angehörenden Kal ke
in das tiefere Oberdevon (do 1/1 1) eingestuft.
Das zeitliche Äqu ivalent der Zachenspitzkalke bilden
die bis über 800 m mächtig werdenden, meist massigen
hellgrau bis wei ßen, seltener dunklen u nd rötlichen rei
nen und überwiegend fossil leeren Hochlantschkalke.
Conodonten und Makrofau nen zeigen, daß in i h nen so
wohl G ivet als auch tieferes Oberdevon (do 1 - 1 1/ 1 1 1 ) ver
treten ist, ohne daß es möglich wäre, im Gelände d i e
beiden Ante i l e voneinander zu trennen. D a s genaue Al
ter der vereinzelt i m Hochl antschkalke auftretenden
Vulkan ite ist u nbekannt.
Lithologie u nd Fauna deuten darauf h i n , daß die
Hochlantschkalke großteils Ablagerungen ei nes d u rch
lichtete n , sublitoralen Stil lwasserbereiches waren, wo
bei die auftretenden Amph iporenrasen ein Charakteri
sti kum sehr flacher, kaum bewegter, mögl icherweise
hypersaliner " Back reef facies" s i n d . Von Bedeutung
ist, daß auch die oberdevon ischen, Stockkoral len füh
renden Anteile keine H i nweise auf größere Wassertie
fen zeigen.
Die sehr reinen Kalke neigen zu Verkarstung (z. B.
Drachenhöhle).
Literatur: GOLLNER ( 1 983) ; GOLLNER & ZIER ( 1 982); TSCHELAUT
( 1 984 ) ; ZIER ( 1 98 1 , 1 982) .
Steinbergkalk, Sanzen kogelschichten,
Kalk des Höllerer Kogel , Mixnitzer Karbon (49)
Bereits im hohen M itteldevon zeigen sich in der Ran
nachdecke i m Auftreten pelagischer Faunenelemente
und der Entwicklung g rauer, rötlicher und gelbl icher, to
niger Flaserkalke deutliche H i nweise auf eine Vertie
fung des Ablageru ngsraumes. Die teilweise crinoiden
führenden Gesteine umfassen den Zeitbereich der hö
heren varcus Zone bis in die hermanni-cristatus-Zo n e . Sie
wurden z. T. unter eigenen Namen ( „ Gon iatiten kal k " ,
„ Flaserkalke d e s Höl lerer Kog e l " ) a l s Ü bergangsmem
ber von den Kanzelkalken zu den Steinbergkalken auf
gefaßt (Nach den jüngsten Vorschlägen zur dm/do
G renze m ü ßten die Schichten noch dem dm zugeordnet
werden).
Die meist grauen bis rötlichbraunen oder gelben
Steinbergkalke stellen eine in i h rer Mächtigkeit zwi
schen 20 und 70 m schwankende Folge dar. Die sich
auch in den e i nzelnen Zonen zeigenden starken Mäch
tig keitsschwankungen gehen z. T. auf Schichtlücken
zurück. Während in den westlichen Vorkommen sämtl i 
c h e Zonen d e s Oberdevon a b der asymmetricus-Zone ent
wickelt sind, fehlen gegen Osten in zunehmendem Maß
die höheren Zonen des Oberdevon. Gleichzeitig zeigen
sich deutliche H i nweise auf eine präunterkarbone Ver
karstung.
Während die stratigraphisch älteren Horizonte d u rch
einen bis zu 1 4 % ansteigenden Gehalt an tonigem
Rückstand charakterisiert sind und häufig stark gefla
serte, knolligen Kalke mit teilweiser schlechter Bankung
auftreten, finden sich ab der marginifera-Zone meist g ut
gebankte, rückstandsarme G esteine.
M ikrofazies, Geochemie und Fauna (Cephalopoden,
Tentaku l iten, Conodonten, Ostracoden) sprechen für
eine Bildungstiefe zwischen 60 und 300 m . Diese Ge52
steine wurden ebenso wie die Sanzenkogelschichten
als Bauste i n verwendet, wenngleich die tonigen Lagen
die Wetterbeständig keit des Gestei nes verm indern.
Im Raum des Platzlkogel NE Geisthal werden die
tieferen Stei nbergkalke (Frasne) durch eine Wechse lfol
ge, von Kalken und Tonschiefern vertreten , bei denen
es sich vermutlich um Ablagerungen des offenen Platt
formbereiches handelt. Zeitlich dürften i h n en , in der
Heubergdecke die etwa 40 m mächtigen „ G röß�ogelfla�.
'
serkalke" entsprechen, bei denen es sich u m gelbbraun
verwitternde, graublaue, fei n körnige, dichte Flaser-- bis
Knollen kalke des pelagischen Bereiches handelt.
Die im Hangenden der Stein bergkalke fo lgenden
Sanzenkogelschichten umfassen g raue bis gelbbraune,
gebankte oder massige Kalke, in deren tieferem Ab
schn itt Ei nschaltungen brauner Lydite und sandiger
Sch iefer auftreten können. I n ihnen finden sich z . T.
Phosphoritlagen. Die Mächtigkeit d ieser, den Zeitraum
Tournai bis Namur A umfassende Folge beträgt etwa 30
bis 35 m , wobei die u nteren Sanzen kogelschichten, d i e
bis i n d a s h o h e Tournai reichen, mehr a l s 3 m mächtig
s i n d . Sie können häufig , entsprechend den oberen
Stei nbergkal ken , fehlen. Neben Cephalopoden finden
sich vor allem Conodonten, wobei Mischfaunen mit Ele
menten des Oberdevon häufig sind.
Der Ablagerungsraum dürfte denen der Stein bergkal
ke entsprechen, wobei die H i nweise auf das Trocken
fallen zwischen Devon und Karbon als Ausdruck von I n 
selbi ldung in Zusammenhang mit block-faulting aufge
faßt werden kan n.
I n der Hoch lantsch Decke werden d i e tiefoberdevo
nen Hochlantsch kalke am Nordfuß der Roten Wand m it
Erosionsdiskordanz von einer Dezimeter mächtigen
Transgressionsbrekzie aus oberdevonen und unterkar
bonen Kalken überlagert. I h r Hangendes bilden die
massigen rötl ichen , teilweise cephalopodenfü hrenden
Kalke des Mixn itzer Karbon . Sie umfassen den Zeitbe
reich oberes Tournai bis Namur B und werden über
1 oo m mächtig. Eingeschaltet finden sich Zenti meter
mächtige Hornsteinlagen. Faz i es und Fauna ordnen d i e
Gesteine e i n e m pelagischen Ablagerungsbereich zu.
· ·
Literatur: BUCHROITHNER ( 1 978, 1 979); BUCHROITHNER e t a l .
( 1 979 ) ; EBNER ( 1 976 a , c , 1 977, 1 978 a,b, 1 980 a , b ) ;
EBNER et a l . ( 1 979 ) ; FLAJS ( 1 966) ; H . FLÜGEL
( 1 980 c) ; HAFNER ( 1 983 ) ; KODSI ( 1 967); NöSSING
( 1 975 a,b) ; Nöss1NG et al. ( 1 977); SAID ( 1 962 ) ; su.
RENIAN ( 1 977, 1 978); ZIER ( 1 981 , 1 982).
Du ltsch ichten (48)
In der Rannachdecke folgen im Hangenden der San
zenkogelschichten die Du ltsch ichten . Sie begi nnen mit
1 O bis 1 5 m mächtigen, teilweise brekziöse n , d unklen
Basiskalken und Dolomiten . Sie gehören dem Namur B
an und liegen über einem Erosionsrel ief. Dies und
Mischfaunen aus u nterkarbonen bzw. oberdevonen Ele
menten sowie i h r ü bergreifen über verschieden hohe
N iveaus der Sanzenkogelschichten zeigen, daß zwi
schen d iesen und den Schichten der Dult eine Ero
sionsphase angenommen werden muß. Faziell stellen
die Basiskalke Fl achwasserablagerungen dar.
Die „ Kalke der Dult" werden von den i m Hangenden
folgenden schwarzen, ebenflächig brechenden „Schie
fern der D u lt" d u rch ein Erosionsrelief getrennt. Auf die
Ausbi ldung dieses Reliefs geht das örtlich völlige Feh
len der Du ltkalke zu rück. Hämatitkrusten an der Basis
der Schiefer werden mit dieser Trockenlegungsphase in
Zusammenhang gebracht. Lokal finden sich in den ba-
s len Teilen der Sch iefer der Dult Einschaltungen kalk
re eher Sch iefer und Kal klagen , die Namur C bis ?West
fa A beleg e n . Dies ist ein H i nweis d afür, daß die bis
7 m mächtigen Schiefer der D u lt g rößtenteils dem
stfal angehören dürften .
ratur: EBNER ( 1 976 a,e, 1 977 a , b 1 978 a,b, 1 980 a,b)
4.1 .2.5. Hochschlaggruppe
Nördlich und östlich der Breitenau bildet d i e in i h rem
z itlichen Umfang erst unvollkommen bekannte Hoch
s hlaggruppe d i e vermutlich tiefste tektonische Einheit
d s G razer Paläozoikums. I nterne Verfaltung und Ver
s h uppung erschweren trotz einzelner stratigraphischer
Fi punkte i h re Gliederung. lithologisch lassen sich d rei
F rmationen u nterschieden :
1
El
$
„ Häuslerkreuzformatio n " : Es handelt sich um eine
Folge gelber bis g rauer z. T. karbonatreicher Seri
zitquarzite bis Metapsammite, karbonatführender
Quarzphyllite bis Serizitphyllite, hellgrauer Dolom ite
bis Dolom itmarmore, u ntergeordnet auftretende
d u nkelblaue, z. T. plattige Kalke sowie Metatuffite.
Die G esteinsfolge erinnert in i h rer Zusam menset
zung - bei höherer Metamorphose - z. T. an d i e
Dolom itsandstein- bzw. die Raasbergfolge. K/Ar
U ntersuchungen vo'n Heilg l i m me r aus den Quarzi
ten ergaben Werte von 98 ± 5 bzw. 1 2 1 ± 6 Mio. J.
Ohne daß d amit eine Altersklärung gegeben wäre,
zeigen diese Werte die Wi rksamkeit einer altalpidi
schen Metamorphose. Einen vermutlich u nteren
H inweis auf das Alter der Folge geben obersiluri
sche Orthocerenkalke, d i e H . GSELLMANN (unpubli
ziert) nördl ich der Sommeralm i n diesem Zug finden
konnte.
„ Hochsch lagformation " : Das vermutlich tektonisch
oder/und invers liegende der Häuslerkreuzforma
tion bilden hellblaue bis weißliche oder d u nkle, oft
pyritführende Kalksch iefer bis Plattenkalke, d[e mit
Schwarzschiefern und G raphitqu arziten wechsel la
gern kön nen. Ö rtl ich finden sich Ei nschaltungen ge
bankter Dolomite bis dolom itischer Kalke. Biogen
schuttkalke treten u ntergeordnet auf. G rü nschiefer
bänder, Chloritoidschiefer und Spil ite und andere
Metavulkanite stellen örtliche Einschaltu ngen dar.
I m Raume des U l richgraben und Aibel l ieferten die
Kalke Conodonten der Eifel- und G ivetstufe. I nterne
Verfaltung und Verschuppung erschweren Mächtig
keitsangabe n , j edoch muß mit einer pri mären
Mächtigkeit von über 300 m gerechnet werd e n .
„Ai belformation i . e . S . " : U nter dieser Bezeichnung
w i rd hier nur der höhere ton- und siltschieferreiche
Anteil der Aibelformation sensu 0 . THALHAMMER
( 1 982) verstanden.
Neben d u nkelblauen bis
schwarzen, meist feinblättrigen Schiefem finden
sich als geri ngmächtige Einschaltungen d ü nn banki
ge Kalke, Lydite sowie verei nzelt Sandsteine.
Dazu kommen Metabasite, d i e vor allem südl ich
des Aibel größere Mächtigkeit erlangen kön nen. I h r
Chemismus entspricht d e m tholeiitischer Basalte.
Das Alter d ieser vu lkanogen-pelitischen Folge dürf
te zufolge i h rer Lagerung im Hangenden der Hoch
schlagformation höheres Mitteldevon sei n.
litholog isch entspricht der Aibelformation i . e . S .
d i e „ Waitzbauerformation" i m (tektonisch invers?)
liegenden der Hochschlagformation östlich des
Hochschlag . Es handelt sich u m mehr oder minder
g rauschwarze, pyritreiche Ton- bis Schwarzschie
fer, d i e teilweise chloritoidfü hrend sind. I n i h rem
höheren Anteil wechsel lagern sie mit serizitischen,
blauen Kalkschiefern. U ntergeordnet treten Chlori
toidschiefer auf. Ein H i nweis auf i h re zeitliche Ein
ordnung lieferte der Fund einer Mitteldevonkoral le.
I n d e r Karte wurden sie nicht getren nt ausgeschie
den, sondern mit den Heilbrunner Phylliten verei
nigt, von denen sie sich i nfolge i h rer leichten Meta
morphose i m Gelände z. T. schwer trennen lassen.
Literatur: FLÜGEL et al. ( 1 980 ) ; THALHAMMER ( 1 982).
4.1 .2.5. 1 . Erläuterungen zur Legende
„ Kalkschiefer" i. a. (56)
In der Karte wurden u nter d ieser Bezeichnung neben
der Hochschlag- und Aibelformation (partim) auch an
dere Folgen zusammengefaßt, die jedoch teilweise eine
andere tektonische Position haben. Es ist noch u nklar,
wieweit sie einem ei nheitlichen Sedimentationsraum
entstammen.
In der Rannachdecke verzahnt sich im Raum des
Plesch-M ü hlbacherkogel die Dolomitsandsteinfolge m it
der „ Haiggerfolge " , die nach Conodonten in das Gedin
ne bis Ems eingestuft werden kan n . Es handelt sich um
plattige bis d ü nnsch iefrige z. T. massige, m eist hell
g raue, gelbliche, rötliche oder bräunliche bis d unkel
g raue Kalke, die mit Schiefem mit verschiedenem
Karbonatgehalt wechsel lagern. Zum Teil finden sich
Einschaltungen
von
Ech inodermatenschuttkalken.
Schwammspicula, pyritisierte Styl iolinen und Ostraco
den finden sich neben Conodonten. Verm utlich h andelt
es sich um Ablagerungen eines Stillwasserbereiches
des subtidalen Raumes. Auf das Auftreten ähnl icher
G esteinsentwicklungen in der Heu berg- und Hoch
lantschdecke wurde bereits hi ngewiesen.
Sehr verbreitet ist diese Kalksch ieferentwicklung am
gesamten Westrand des Paläozo i kums, wo sie eine tie
fe tektonische Position einni mmt. Moderne U ntersu
chungen d i eses Komplexes l iegen nur aus dem nördli
chen Bereich um Fro hnleiten vor. Hier handelt es sich
um eine Wechselfolge verschiedener, häufig d unkel
grauer, dünnschichtiger oder auch g robgebankter
Schlamm- und Biogenschuttkalke mit Sandsteinen,
schiefrigen Sandsteinen und kalkigen Schiefem. Die
sandigen Horizonte können mehrere Zeh nermeter
Mächtigkeit erreiche n . Die Mächtigkeit dieser Folge be
trägt verm utl ich mehrere 1 00 m . Wenige stratigraphi
sche Fixpunkte zeigen, daß i n ihr U nter- (Zl ichov) und
Mitteldevon (Givet) vertreten ist („Gschwendforma
tion " ) .
Einen weiteren d e n Kalkschi efern i . a . zugeschlage
nen Komplex stellen d i e am Nord abfall des Hoch lantsch
als eigene tektonische Einheit mit einer Mächtigkeit von
über 800 m auftretenden Bänderkalke und Kalkschiefer
dar. Ob diese g roße Mächtigkeit tektonisch bedi ngt ist,
ist u nbekannt. Es handelt sich vorwiegend um g ut ge
bankte,
teilweise Quarzsand- bzw. -siltfü hrende
Schlammkalke. Tonschieferlagen sind selte n . Eine Do
lomitisierung der Kalke tritt gelegentlich auf. I n nerhalb
des Komplexes finden sich wenige, gering mächtige und
nur lokal beobachtbare Tuffhorizonte. Stratigraphisch
konnte Mitteldevon ( Eifel?) und Obersil u r/Unterdevon
53
nachgewiesen werden. Gegen über den Kalksch iefern
bei Froh nleiten treten Sandsteine stark zurück.
Literatur: BUCHROITHNER ( 1 978) ; GOLLNER ( 1 982, 1 983) ;
SCHÖNLAUB ( 1 979) ; THALHAMMER ( 1 982 ) ; ZIER
( 1 982).
Spilit, Diabas, G rünsch iefer (68)
In stratigraphisch verschiedener Position treten i m
Altpaläozoikum basische Metavul kanite auf. Eine mo
derne petrologische und geochemische Untersuchung
fehlt.
Im G razer Paläozoikum konzentriert sich - bei Aus
klammerung der Passailer Gruppe - die vul kanische
Tätigkeit auf drei Zeitabschn itte:
1 . Höheres Silur: Hierher gehören die D i abase und Tuf
fe der Laufnitzdorfer Gruppe und der Unteren
Schichten von Kher. Vermutlich ebenfalls h i erher zu
rechnen sind die Schiefer, Brockentuffe usw. inn er
halb der „Oberen Schi efer" (Taschenschiefer) bzw .
der „ u nteren Schi efer" westlich der Mur sowie die
um Rechberg bei Frohn leiten weit verbreiteten Tuffe
und Tuffite.
2. Ems: Hierher zu stellen sind d i e Diabastuffe der Do
lom itsandsteinfolge. Auffallend ist ihr hoher K20-Ge
halt gegenüber Na2 0. Ä hnliche Gesteine wurden i n
d e r Literatur als „ Poenite" besch riebe n .
3. G ivet: Die Hauptmasse der Vulkan ite fi ndet s i c h im
G ivet der Hochlantschdecke bzw. der Ai belforma
tion. Es handelt sich um Lavadecken bildende Met
akalibasalte, d i e als Within-plate-Basalte aufgefaßt
werden, sowie Rhyolithtuffe. Auch in anderen Abfol
gen und tektonischen Einheiten des Grazer Paläo
zoikums finden sich Zeugen dieses mitteldevonen
Vulkanismus, der im Hoch lantsch bis i n das Oberde
von zu reichen scheint.
I n der Stei rischen G rauwackenzone fällt zeitlich der
basische Vulkanismus mit Metabasalten und Hornblen
deporphyriten vorwiegend in den Zeitabschnitt zwi
schen höherem Ordovizi um (Blasseneckporphyroid)
u nd Devon, wobei über mehrere Kilometer anhaltende
bis zu 300 m mächtig werdende G rüngesteinszüge zur
Entwicklung gelangten.
Im M u rauer Paläozoikum gehören hierher mehr oder
weniger massige Grüngesteine, die als Abkömmlinge
basaltische r Laven und keratophyrische l ntrusiva in der
tuffreichen Metadiabasgruppe der Stolzalpendecke so
wie als vereinzelte Metadiabase, Mandelsteine und Por
phyrite in den Eisenhutsch i efern auftreten . Wenige un
publizierte chemische Analysen deuten auf Alkal iolivi n
basalte bzw . Hawai ite als Ausgangsgesteine, Spurene
lementuntersuchungen auf ein anorogenes Entste
h u ngsmilieu.
Zeitlich dürfte die g roße M asse der basischen Vulka
nite der Stolzalpendecke in das Oberordovizium bis tie
fe S i l u r ei nzustufen sein.
I n der Mu rauer Decke treten g robkörn ige Uralitd i aba
se in Form diskordanter Gänge bzw . Stöcke innerhalb
der M u rauer Kalke auf und sind damit vermutlich jünger
als Silur. Heterogen ausgebildete Grünsch iefer und
Kal k-Albit-Chloritschiefer des Gebietes um Neumarkt,
die vertikal und lateral im Dezi meter- bis Meterbereich
vari iere n , stellen Metatuffe bzw. -tuffite d ar.
Literatur: H . FLÜGEL ( 1 975 a) ; GOLLNER ( 1 983); H. HERITSCH
( 1 980); HOLL ( 1 980 ) ; KOLMER ( 1 978) ; NEUBAUER
( 1 980 d); SCHÖNLAUB ( 1 982 ) ; THALHAMMER ( 1 982 ) ;
THURNER (1 970 a); THURNER & VAN HUSEN ( 1 978) ;
VARGA ( 1 98 1 ) ; ZIER ( 1 982) .
54
4 . 1 .3. Das Paläozoi kum u nd Mesozo i kum des
Remsc h n ig g , Sausa l , von St. Anna am Aigen
und des Ste i rischen Tertiärbeckens
(H. FLÜGEL)
Tekton isch u nter Zwischenschaltung eines Pseudota
chylithorizontes d as Mittelostal pine Kristallin übe � la
gernd, fi ndet sich am Remschn igg u n Posruck e i n e
_ strat1graph1sch
_
altpaläozoische Schichtfolge. Die
t1_ �f
.
sten G l i eder scheinen vul kanische Tuffe, Fleckengrun
schiefer und Diabase (z. B . Steinbruch Hofstatt südlich
Oberhaag) zu sein. Sie werden von z . T. rötlichen und
grünlichen Tonschi efern mit Einschaltu ngen von gra � en
bis rötlichen Kalkschiefern, Flaserkalken und Echino
dermatenkalken überlagert. Conodonten belegen i n ih
nen den Grenzbereich Llandovery/Wenlock, das höhere
Silur, das Ems sowie das Oberdevon, ohne daß eine
Klärung des Alters der an d as Paläozoi kum Mittelkärn
tens erinnernden Sch ichtfolge derzeit gegeben ist.
Das Hangende dieses Altpaläozoikums bilden d u n kle,
_
streugli mmerfü hrende Tonschi efer und Sandsteine.
�
Wieweit es sich hierbei um J u ngpaläozoi kum handelt,
ist offen. Dem höheren Perm bzw. Skyth dürften einige
klei nere Vorkommen roter und bunter Sandsteine bis
Konglomerate mit Kristallin-, Quarz- und Porp hyrgeröl
_
len sowie hel lgraue n , quarzitischen Sandsteinen
und
Werfener Schiefer" zuzurechnen sein. Als nächstes
chichtg lied werden Tonschiefer, Mergelsch iefer, Plat
ten- und Cidariskalke angegeben, die dem Raibler Ni
veau zugerechnet werden. I h r Hangendes, bis zu 1 00 m
mächtig, bilden brekziöse Dolomite, Rau hwacken und
Zellendolomite, d i e das Hauptdolomitniveau vertreten.
Brekziöse Rud isten kalke und rote bis g raue Coccoli
thenmergel der Oberkreide folgen transgressiv über
dieser verschu ppten Schichtfolge. I h re östliche Fortset
zung wu rde vermutlich in der Bohru � g Radkersburg , ie
im Hangenden paläozoischer Phyll ite rote Sandsteine
u nd Dolomite durch bohrte, angetroffen (vg l . Kap. 3 . 2 . ) .
D a s Altpaläozoikum d e s Sausal besteht g roßteils aus
in wechselndem G rad niedrig metamorphen, sandig-toni
gen Sch iefem mit gelegentlichen Ei nschaltungen von
G rünsch iefern und Diabasen. Auch für d iesen Rau m
fehlt eine moderne Bearbeitung. Auffallend ist das deut
liche Zu rücktreten von Karbonatgesteinen. Von diesen
lieferten die bis 200 m mächtigen, stark verfalteten und
gestörten , stei nbruchsmäßig abgebauten d u n klen, plat
tigen Kalke des Burgstal l kogel Conodonten des Zl ichov,
während die koral lenführenden Biogenschuttkalke des
Grillkogel vermutlich ein etwas höheres u nterdevo � es
Alter haben. ö rtlich sind die Kalke mit d u nklen Lyd1ten
verbunden. Ob die „ Porphyroide" des Mandlkogel mit
denen der G rauwackenzone zeitlich vergleichbar sind,
ist n icht bekannt.
I m Bereich der Südbu rgenländ ischen Schwelle treten
bei St. Anna am Aigen kleine Vorkommen von Bänder
kal ken und Kieselschiefern und teilweise phyll itischen
Schiefem auf. Es wird vermutet, daß es sich um Altpa
läozoikum handelt.
S
?
Literatur: BAUER ( 1 965) ; BENESCH ( 1 9 1 4) ; BUGGISCH et al.
( 1 975) EBNER ( 1 975 b, 1 978 c) ; A. WINKLER-HERMA
DEN ( 1 927) .
4.1 .3.1 . Erläuterungen zur Legende
Mandel kogelporphyroid (65)
Die meist zartg rünen, plattigen bis d ü nnsch iefrigen
G esteine sind makroskopisch z . T. als Serizitschiefer
an uspreche n . Chemismus und Petrographie lassen
ve muten, daß es sich um Porphyroide handelt. Die
Vo kommen am Mandlkogel dürften nicht die e i nzigen
i m Bereich des Sausal sein.
L i t ratur: HANSELMAYER ( 1 961 ) .
fe gering mächtiger Einschaltu ngen bunter Kalkmarmore
und tuffitischer An keritlagen .
Literatur: V .
GOSEN
( 1 982 ) ;
HÖLL
( 1 970) ;
NEUBAUER
( 1 980 b,c,d) ; NEUBAUER & PISTOTNIK ( 1 984 ) ; THUR
NER ( 1 970 a,b).
w
N
E
4 . . 4. Das M u rauer u nd G u rktaler Paläozoikum
( F . NEUBAUER)
urauer und G u rktaler Paläozoi kum sind Teile der
rktaler Decke, die über tei lweise zwischengeschalte
te
Mesozoikum (Stangalm Mesozoikum s. str.) dem
Mi telostalpinen Kristall i n auflagert. Sie wird in die Mu
ra er-, die Stolzalpen- (mit losgelösten Karbonschup
pe ) und d i e Ackerldecke geg l iedert, d i e örtl ich d u rch
P motriassch ürflinge getren nt sind.
ie beiden tieferen, aus Altpaläozoi kum bestehenden
D ken zeigen U nterschiede in i h rer Fazies, Metamor
ph se und Deformationsentwickl u n g , wobei die M u rau
er Decke i m wesentlichen eine höhe rtemperi erte, varis
zi ehe, die Stolzalpendecke eine schwächertemperie rte
G r nschieferfazies zeigen (Abb. 1 6 , 1 7) .
·
Lit ratur: V . GOSEN ( 1 982) ; V . GOSEN et al. (im Druck) ; V . GO
SEN & THIEDIG ( 1 982) ; NEUBAUER ( 1 980 a,b,c,d) ;
STOWASSER (1 956) ; THURNER ( 1 960 a, 1 961 b,
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4.1 .4.1 . Erläuterungen zur Legende
Al paläozoischer Phyllit i. a. (69)
n beiden altpaläozoischen Decken treten einförmige,
g r ue Phyl l ite und Qu arzphyllite auf. Möglicherweise
bil en sie auch eigene tekton ische Schuppen zwischen
b iden.
m M u rauer Raum sind sie häufig an die Basis der
S hichtfolge gebunden. I m Westen sind sie meist mit
m tarhyol ithischen Tuffen und gering mächtigen Dolomi
te verknüpft, die ein ordovizisches bis sil urisches Alter
w h rschei n l ich mache n . Weiter i m Osten werden sie
v r allem um die Grebenze von sandigen Folgen (ver
m tlich Ä qu ivalente der Pranker Metapsammite) und
rö l iehen G l i mmermarmoren beg leitet. Sie könnten e i n
o ersilu risches bis unterdevones Alter haben.
ratur: V. GOSEN ( 1 982); N EUBAUER ( 1 979 a, 1 980 b,c,d) ;
THURNER ( 1 970 a,b, 1 971 a) ; THURNER & VAN HUSEN
( 1 980).
i lit, Diabas, G rünschiefer (68) (vg l . Kap. 4 . 1 .2.5. 1 .)
tadiabasgruppe, Eisenh utschiefer partim (67)
Die basale Schichtgruppe der Stolzalpendecke ist
d rch einen Reichtum an vulkanogenen Gesteinen ge
k n nzeichnet. Sie bestehen vorwiegend aus grünen
d violetten , dü nngeschichteten Aschentuffen-, -tuffi
' lokal auch Lappil ituffen, die in u ntersch ied lichem
M Be mit grauen bis hellen, phyl l itischen Tonsch iefern
u d Phylliten wechsel lagern . Selten finden sich massi 
Grüngesteine und M andelsteine. Keratophyre u n d
nalitporphyrite wurden v o n wenigen Lokalitäten be
k n nt. Im Nockgebiet wurden die Tuffe in das Oberor
d vizi um und basale Silur eingestuft, um Mu rau ist die
h i r mehrere 1 00 m mächtige Metadiabasgruppe auf
d s Ordovizium beschränkt. Daneben gibt es gering..
chtige devonische Metatuffe bei R i nnegg am West
a fall der Stolzalpe, die auf der Karte nicht eigens ab
g trennt wurden. Die Korrelation zwischen den Tuffen
d s Nockgebietes und denen von M urau erfolgt m it Hil-
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Kalkmarmor
Dolomitmarmor
Quarzitische Lagen
Phyllit
Kalkphyllit
Schwarzschiefer
Graphitquarzit
Prasinite, Epidotamphibolite,
Kalk-Albit-Chlorit-Schiefer
Abb. 1 6 : Stratigraphisches Schema der altpaläozoischen
Schichtglieder der M u rauer Decke (nach NEUBAUER & PISTOT
NIK, 1 984, verändert). die Profile sind von W (links) nach E
(rechts) angeordnet.
55
Nockgebiet
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Fra u e n a lpe
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Kalk(-marmor)
Dolomit(-marmor)
Metapsammite
Qu o rzphyl l i t
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Phyllit
Saure Tuffe, Metarhyolithe
vorwiegend basische Pyroklastika
Abb. 1 7: Stratigraphisches Schema des Altpaläozoikums der Stolzalpendecke (nach Unterlagen von NEUBAUER & PISTOTNIK,
1 984). Die Profile sind von W (links) nach E (rechts) angeordnet.
Pranker Metapsammit, Golzeckschiefer (61 )
Verbreitet treten i n der Stolzal pendecke über der Me
tadiabasgruppe mächtige sand ige Schichten auf, die
THURNER als „Arkosesch i efer" zusammenfaßte . Im
westl ichen M urauer G ebiet wurden sie in zwei Forma
tionen u nterteilt: Die unmittelbar auf d i e Metadiabas
g ruppe folgenden Golzeckschi efer, bestehend aus
Schiefem, Metaarkosewacken und fei n körnigen Quarz
konglomeraten mit Ei nschaltungen von Kieselschi efern ,
g raphitischen Kalken und oberordovizischen Dolomiten,
u n d die Pranker Metapsammite. Letztere bestehen aus
Quarz- und Arkosewacken , d i e von Phylliten, Quarz
feinkonglomeraten, Kalkphylliten u n d Dolomitlinsen be
g leitet werden und stratigraphisch Obersilur und U nter
devon umfassen.
Beide Formationen beinhalten Abtrag ungsprod ukte
vorwiegend saurer Vulkan ite und metamorpher Gebiete.
Auengruppe (57)
Die Auengruppe vertritt das karbonatische Oberordo
viz, Silur und Devon der Stolzalpendecke und steht als
eigener Faziesraum den Pranker Metapsammiten ge
genüber. Die G ruppe umfaßt echi nodermatenreiche
oberordovizische und silurische Dolomite, u nterdevone,
bu nte Flaserkalke und -dolomite, unter- und m itteldevo
ne Dolomite, in die lokal basische Metatuffe eingeschal
tet sind, sowie mitteldevone du nkle Kalke und tiefober
devone Dolomite. Die 60 - 80 m mächtige Entwicklung
w i rd als Schwellenfazies auf vulkanischem U ntergrund
interpretiert.
Hierher wurden auch die u nter- bis m itteldevonen
bunten Flaserdolomite und g rauen massigen Dolomite
( „ Kaindorfer- U rscher Dolomite " ) gestellt, die den Pran
ker Metapsamm iten auflagern und maximal wenige
Zeh nermeter mächtig werden .
In den östlichen Teilen des Paläozoikums konnte d i e
se Trennung noch nicht konsequent d u rchgefü hrt wer
d e n . Die Bereiche östlich der G rebenze sind vermutlich
der jüngeren, die westlich vorwiegend der älteren For
mation zuzuordne n .
Literatur: EBNER et al. ( 1 977) ; NEUBAUER ( 1 979 a, 1 980 b,c,d) ;
NEUBAUER & PISTOTNIK ( 1 984) .
Literatur: NEUBAUER ( 1 979 a, 1 980 b,c,d) ; THURNER ( 1 963 b ,
1 970 a , ) ; THURNER & VAN HUSEN ( 1 980) .
56
M u rauer G ruppe (64)
Die Mu rauer Gru ppe ist die klastische Schichtfolge
der M u rauer Decke. G ranat- u nd/oder biotitfüh rende
P hyl lite bilden d as stratigraphisch liegende. Gegen das
Hangende sind Schwarzschi efer m it Konglomerathori-
z
g
n
u
nten mit Kalkmarmor-, Phyl l it- und Quarzgeröl len ein
schaltet. Der Hangendanteil ist d u rch eine stetige Zu
hme des Karbonatgehaltes gekennzeichnet (dunkle
d helle Karbonatphyll ite, vereinzelt Kal kmarmor- und
olom itbän ke) . Charakteristische Einschaltungen bilden
raphitquarzite, Kieselsch iefer, wenige Meter mächtige
rünschiefer-, Prasi nit- sowie Metakeratophyrhorizonte
u d teilweise geröllführende Quarzite. Aus Kieselschie
f rn wurden G raptolithen beschrieben, die jedoch nicht
ü erprüfbar sind. Wenige Conodontenfunde aus dem
angendanteil belegen ein Obersilur- bis/oder Unterde
v nalter dieses Absch nittes. Als Ablagerungsraum wird
e n euxin isches Becken mit Ei nschüttung von Kalkturbi
d ten angenommen.
Zur M u rauer G ruppe wurden auch die tektonisch ex
t m d u rchbewegten d u nklen Phyll ite im Hangenden
d s Stangalmmesoz oi kums s. str. (im Gebiet um Tur
r eh) gestellt ( Phyllonithorizon t nach TOLLMANN , 1 975) .
L eratur: V. GOSEN ( 1 982) ; V. GOSEN & THIEDIG ( 1 982); NEUBAUER ( 1 979 a,b, 1 980 b,c,d) ; NEUBAUER & PISTOTNIK
( 1 984) ; NIEDERL (1 980) ; PISTOTNIK ( 1 980 ) ; SCHÖN
LAUB ( 1 979) ; THURNER ( 1 970 a); THURNER & VAN Hu
SEN ( 1 980); TOLLMANN ( 1 975).
üh lener Folge (60)
Die von THURNER als „gelbe Serie" bezeichnete Ge
s insvergesel lschaftung SE Neumarkt bzw. um Mühlen
b steht, lateral wechselnd, aus gelbstreifigen Kalk-, Do1 m itmarmorwechsellageru ngen, gelben, grobkristal li
n Kal kmarmoren und versch iedenen Typen g robkör
er, karbonatischer Quarzite ( Porenquarzit, Karbonatarzit) .
Für diese Sch ichtfolge wu rde ein tri assisches Alter
kutiert, jedoch ist sie d u rch Ü bergänge mit G raph it
s hiefern der M u rauer Gru ppe verbunden. In einer ver
g ichbaren Schichtfolge des Adelsberges NW Neuarkt, d i e ein tektonisch höheres N iveau repräsentiert,
k nnte ein u nterdevones Alter belegt werden.
Li eratur:
V.
GOSEN ( 1 98 1 ) ; N EUBAUER ( 1 979 b, 1 980 b,c) ;
THURNER 1 963 b, 1 964, 1 970 a) ; THURNER & VAN Hu
SEN (1 980).
A tpaläozoischer Bänderkalk i. a., Murauer Kalk (59)
In der ti eferen Murauer Decke geht d i e klastische
u rauer G ruppe in vollkommen rekristallisierte Bänder
k lke und Kalkmarmore über, wobei im östl ichen Teil
d Müh lener Folge eine vermittelnde Stellung innehat.
D ese Mu rauer Kalke treten in zwei tektonischen Posi
ti nen auf. Es handelt sich um g raublaue und weiße ge
b nderte Kalkmarmore, selten um u n reine g l i mmerrei
c e Kalkmarmore, dunkle bis schwarze Lagen sowie
r tfleckige Kalkmarmore. Bei Althofen wurden auch
K l kphyll ite den Kalkmarmoren zugerechnet. Zeitlich
w rden die Gesteine in das Devon gestellt.
Li eratur: V. GOSEN ( 1 982) ; NEUBAUER ( 1 980 b,c,d) ; N IEDERL
( 1 980); THURNER ( 1 970 a) ; THURNER & VAN HUSEN
( 1 980).
0
erwölzer Dolomit (54)
Bei Oberwölz treten über den M u rauer Kalken spl ittri
g , graue, feinkörnige Dolomite und Dolomitmarmore
a f, die in das hohe U nterdevon eingestuft werden
k n nten.
Li eratur: V. GOSEN ( 1 982) ; N I EDERL ( 1 980, 1 98 1 ) .
G rebenzenkalk (52)
Den M urauer Kalken stehen als eigene tekton isch hö
here Schuppe innerhalb der M urauer Decke mehrere
1 00 m mächtige, teilweise rekristallisierte Kalke und
Kalkmarmore gegenüber, die den G rebenzenstock und
den Pleschaitzgipfel aufbauen. Sie zeigen eine D iffe
renzierung in liegende graue, lamin ierte Kalke, cri noi
denführende Kalkmarmore und höhere, helle und rosa
gefärbte Kalkmarmore, die wolkig dolomitisiert sind.
Stratigraphisch wurde höheres U nter- bzw. Mitteldevon
nachgewiesen.
Literatur: BUCHROITHNER ( 1 978) ; EBNER ( 1 975); V. GOSEN
( 1 982); SCHÖNLAUB ( 1 979) ; THURNER ( 1 970 a).
Königstuhlkonglomerat, Paalkonglomerat (45)
Am Nordostrand der G u rktaler Decke reihen sich
mehrere Schollen jungpaläozoischer terrestrischer Kla
stika auf (Königstu hlkonglomerat, „Tu rracher Kong lo
merat", Paalkonglomerat) . I h re etwa 200 m mächtigen
älteren Abschnitte bestehen aus Quarz- sowie u nterge
ordnet polymikten Konglomeraten (Kristal lingeröl le), in
die u. a. in den westlichen Gebieten Sandsteine, Schie
fer und un bedeutende, aber verschiedentlich abgebaute
Anth razitflöze (Turracherhöhe) eingelagert sind. In Zu
sammen hang mit diesen gefundene Floren belegen ein
Westtal D- bis Stefan A-Alter.
Im westlichen Nockgebiet (außerhalb der Steiermark)
ist eine trangressive Verkn üpfung der Oberkarbonkon
glomerate mit dem Altpaläozoikum der Stolzalpendecke
bekannt. Daraus kann abgeleitet werd e n , daß diese
nach der variszischen Faltung, eventuell einer schwa
chen Metamorphose und einer ausgedehnten Abtra
gungsphase, zur Ablagerung kamen . Im stei rischen An
teil sind die jungpaläozoischen Sch ichtfolgen vollstän
dig vom Altpaläozoikum abgeschert.
Die oberkarbonischen Konglomerate werden als intra
montane, postvariszische Molassebildungen interpre
tiert.
Literatur: H. FLÜGEL ( 1 978) ; V. GOSEN & THIEDIG ( 1 982 ) ; N EU
BAUER ( 1 980 b,c,d) ; PISTOTNIK ( 1 974, 1 980) ; SCHWIN
NER (1 931 ) ; STOWASSER ( 1 956) ; TENCHOV ( 1 978,
1 980) ; THEYER ( 1 970).
Werchzi rmschichten (44)
Die Oberkarbonkonglomerate werden in einigen klei
nen Vorkommen von bis mehrere Zeh nermeter mächti
gen Rotschichten überlagert, wobei eine schwach aus
geprägte Winkeldiskordanz aufg rund verschiedener, die
Werchzirmschichten
u nterlagernder Sedimenttypen,
nicht auszuschl ießen ist. Die Werchzirmschichten be
stehen aus Schiefern, dünnen, mitunter gradierten
Sandsteinbänkchen und fanglomeratartig e n , g robklasti
schen Bänken. Die G eröllvergesellschaftung ist gegen
über dem Oberkarbon du rch bevorzugt altpaläozoische
Gerölle, die dem u nterlagernden Altpaläozoikum der
Stolzalpendecke entstammen, geken nzeich net, wäh
rend Kristallinkomponenten zurücktreten. l ntraformatio
nelle Komponenten deuten auf häufige U m l ageru ng.
Auffal lend sind helle, conodontenfü hrende Kalke. Rhyo
l ithtuffgerölle werden als H inweise auf den Rotliegend
vulkanismus gewertet und machen d as permische Alter
der Werchzi rmschichten wah rschei nlich.
Literatur: H . FLÜGEL ( 1 978) ; NEUBAUER ( 1 980 b,c,d) ; PISTOTNIK
( 1 974, 1 980) ; SCHWINNER (1 931 ) ; STOWASSER
( 1 956 ) .
57
01
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Abb. 1 6: Profile zum generellen Bau des Nordrandes der Gurktaler Decke (oberostalpines Decken
stockwerk). Es werden d rei Einheiten unterschieden:
1) M u rauer Decke des M u rauer Paläozoikums in mehrere Schuppen zerlegt (VAN GOSEN, 1 962). Der
M urauer Decke entspricht tektonisch und teilweise lithologisch die Phyllonitzone in der westlichen
Gurktaler Decke ( Profil 1 ) .
2 ) Stolzalpendecke einschließlich teilweise abgelöster Schuppen (z. B . Paaler Schuppe).
3) Ackerldecke.
Profil a nach STOWASSER ( 1 956), Profil b nach NEUBAUER ( 1 960 a), Profil c nach NEUBAUER ( 1 960 d ) ,
Profil d nach VON GOSEN ( 1 962) .
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Murauer Decke
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Stolzalpendecke
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Phyllit
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Ackerlkristallin
Alpiner Verrucano,
Permoskythquarzit
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4 . 1 .5. Höhermetamorphe Schollen
( F . NEUBAUER)
I n nerhalb des Oberostalpins treten G esteinszüge mit
st rkerer voralpidischer Metamorphose (teilweise in
A phibol itfazies) auf:
1 . An der Basis der Norischen Decke die Kaintaleck
scholle und i h re Äqu ivalente,
2. d as Ackerlkristal lin der Gu rktaler Decke,
3. nach N EUBAUER ( 1 98 1 ) am Ostrand des Grazer Pa
läozoikums, wo d asselbe mit dem stärker metamor
phen „Angerkristallin" verknüpft zu sein scheint.
·
4.1 .5.1 . Kaintaleckschollen
Derartige Schollen treten westlich von Leoben (Trai
d rsbergfolge), am Kaintaleck östlich Trofaiach, am R it
ti g - Frauenberg östlich Bruck, im Stübminggraben
b i Turnau bis zum Arzbachgraben bei Neuberg an der
M rz auf. G rößtenteils dürften sie als d as oberordovi
zi eh geprägte Basement des Altpaläozoi kums der No
ri chen Decke anzusehen sei n . I h re transgressive Ver
k üpfung mit dem auflagernden Kalwanger G neiskon
g l merat des Altpaläozoikums ist am Frauenberg öst
li h Bruck a. d. Mur nachweisbar.
·
Li eratur: CORNELIUS ( 1 952); DAURER & SCHÖNLAUB ( 1 978);
HOMANN ( 1 983 c) ; SCHÖNLAUB ( 1 979).
. 5.1 . 1 . Erläuteru ngen zur Legende
G immerschiefer
u d phyl l itische G l i m merschiefer (70)
H ierher gehören teilweise granatfü hrende G l i mmer
s hieferdiaphthorite, Chlorit-M uskowit-Albitschiefer und
g bkörn ige plagioklasreiche G neise (Ch lorit-M uskowit
P rphyrg neis) östlich Bruck a. d. M u r , granat- und bio
tit ü h rende G l i m merschiefer und G ranatmuskowitgneise
( aintaleck - Oberdorf/Laming), granatfüh rende G l i m
m rschiefer, d i e versch iedentlich auch Biotit, Ch loritoid
u d Hornblende beinhalten könn e n , injizierte G neise,
g ring mächtige Linsen teilweise g ranatfü hrender Am
P i bolite (Traidersbergfolge NE Leoben) sowie gering
m chtige d u nkle Quarzite (rekristallisierte Lydite) (Trai
d rsberg folge, Kaintaleck). Vor allem an den G l i mmer
s h i efern ist - entsprechend der Lage an der Nori
s hen Ü berschiebung - der Einfl uß einer grünschiefer
f iellen, altalpidischen Metamorphose nachweisbar.
··
Li eratur: AUFERBAUER ( 1 977) ; HOMANN ( 1 955) ; LESKO ( 1 960);
METZ ( 1 938).
M rmor (72)
In der Umgebung von Leoben werden die karbonen
K l ke von stärker kristal linen Marmoren u n d Bänderkal
k n, die aufgrund i h res Habitus als Altpaläozoikum an
g sehen werden , sowi e P hylliten und G rü nschiefern be
gl itet. Sie d ü rften von der Veitscher Decke mitge
s h leppte Schürflinge eines altpaläozoischen, karbona
ti chen U nterg ru ndes darstellen.
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ratur: BÄK ( 1 979 ) ; H . FLÜGEL ( 1 975 a) ; METZ ( 1 938).
phibolit (73)
erschieden ausgebildete Amphibolite stellen die
itgesteine der Schollen dar. U nter ihnen nehmen
anatamphibolite vom „ Rittinger Typus" eine Sonder
l l u ng ein. Sie werden als Eklogitabkömmlinge be
chtet, wofür d as Auftreten von Karinth in und pyrop
chen G ranat sprechen . Neuere U ntersuchungen feh
.
Daneben finden sich Epidotamphibolite, Zoisitamphi
bolite, Hornblende-Epidot-Chloritschiefer und Plagio
klasamphibolite. Gebänderte Am phibolite, die als apl it
d u rchäderte bzw. Pegmatitg neislagen führende Amph i 
bol ite und Migmatite beschrieben wurden , deuten auf
enge lithologische Beziehungen zum Vulkanogenen
Komplex bzw. zur Speikserie und zum Troiseck-Flo
ni ngzug des m ittelostalpinen G ru ndgebirges.
Die Plagioklasamph i bolite könnten von gabbroiden
Gesteinen abzuleiten sein. Die Amphibolite zeigen zwei
Metamorphosestad ien, wobei das ältere d u rch eine
g rünschieferfazielle Überpräg u ng sehr stark verwischt
wird. Das ältere Metamorphosestadi u m , insbesondere
im G ranatamphibolit vom „ Ritti nger Typus" ist vermut
l ich voroberordovizisc h .
Literatur: CORNELIUS ( 1 952); HOMANN ( 1 955).
Serpentinit (74)
Als kleine Linsen in Begleitung von teilweise granat
führenden Amphiboliten finden sich Serpentinite. Hier
her gehört der Serpenti nit bei der Elisenruhe nördlich
des Bahnhofes Bruck, der vol l kommen i n Antigoritser
pentinit umgewandelt ist. Bis 1 50 m lange Linsen von
Antigoritserpentinit, Tremol it-Tal k-Serpentinit, teilweise
talkführende Smaragditschiefer und Ophikalzite sind am
Kaintaleck bekan nt, sowie in nerhalb der Traidersberg
folge ein kleineres Vorkommen.
Literatur: HOMANN ( 1 955) ; METZ ( 1 938) .
Apl itgneis (75)
Darunter wurden seltener vorkommende aplitisch i nji
zierte G neise zusammengefaßt, d i e vor allem in der
U mgebung des Lassingtales u . a. metapelitische G e
stein beg leiten, bei denen es sich vor allem um apli
tisch injizierte Quarzite und Grüngesteine handelt.
Literatur: METZ ( 1 938).
4.1 .5.2. Ackerlkristallin
4.1 .5.2. 1 . Erläuterungen zur Legende
Paragneis (71 )
Die Paragneise der Ackerldecke bestehen aus ei ntö
nigen, stark deformierten Biotit- Plagioklasgneisen mit
metablastisch gesproßtem Plagioklas, Staurolith-Plagio
klasg neisen, aplitischen G neisen und Pegmatiten. I n er
steren weisen Primärstrukturen (Banku ng, G radierung)
und l ithologische Zusammensetzung auf g rauwackenar
tige Ausg angsgesteine. Mit Staurolith und Oligoklas
wurde eine voralpidische Amphi bol itfazies erreicht, wo
gegen eine schwache Rekristallisation kataklastischer
Gefüge und die Chloritisierung von G ranat und Biotit
auf eine schwache altalpidische Beeinflussung deuten.
Literatur: NEUBAUER ( 1 978, 1 980 a).
G l immerschiefer (70)
Das g emei nsame Merkmal der Glimmerschiefer sind
diffus verteilte Albit-Porphyroblasten und eine starke
tektonische Durchbeweg ung ( Phyllonitisierung). Es
handelt sich um G ranat- und Biotit- Plag ioklasgl i mmer
schiefer bis Phyl lite u n d Phyllonite bzw. Quarzite. Dün
ne, langanhaltende G neislagen werden als saure Meta
vulkanite gedeutet. Daneben sind Epidotamphibolit- und
G ranatamphibolitlinsen bekannt. Der Schichtbestand ist
wah rscheinl ich in d as Altpaläozoikum (Ordovizium?)
e i nzuordnen.
Literatur: NEUBAUER ( 1 978, 1 980 a).
59
4.1 .5.3. Angerkristal lin
4.1 .5.3 . 1 . Erläuterungen zur Legende
G l i mmersch iefer, phyll itische G l i m merschiefer (70)
Ohne scharfe G renze entwickeln sich aus den Phylli
ten des G razer Paläozoikums im Nordwestabschnitt des
„Angerkristallins" helle phyl litische G l i m merschiefer mit
G ranat und/oder Biotit (teilweise G l i m merschiefer mit
Biotitporphyroblasten ) , im Südosten G ranatg l i m mer
sch iefer. Lokal werden Chloritoidglimmersch iefer be
schrieben. Von einigen Lokalitäten sind Staurolith-Ch lo
ritoid-Paragenesen bekannt. I nsgesamt scheint, ausge
hend vom G razer Paläozoikum, eine variszische Zonen
folge metamorpher Minerale zwischen Grü nsch i efer
und beg i n nender Amphibol itfazies gegeben zu sei n .
Deutlich sind Anzeichen einer altalpid ischen Erwär
mung mit Temperatu ren von über 300° vorhanden. An
bemerkenswerten E i nschaltungen sind plattige helle
Quarzite und feinkörnige Gneise zu nennen. Auf merge
lige Ei nschaltungen deuten dünne Lagen von Hornblen
de-Karbonatschiefer und Hornblendeg arbensch i efer.
Die G l i m merschiefer s i nd im südlichen „Angerkristal l i n "
m i t G raphitschiefer u n d -qu arziten verbunden die als
Äqu ivalente der Arzberg er Schichten betrachte werden
und in der Karte mit d i esen vereint wurden (vg l . Kap.
4 . 1 .2.2. 1 „ [64] ) .
t
Literatur: ESTERLUS ( 1 983) ; H . FLÜGEL ( 1 975 a) ; H. FLÜGEL &
MAURIN (1 957) ; F. HERITSCH ( 1 927); KUNTSCHNIG
(1 927); NEUBAUER ( 1 98 1 ) .
Marmor (72)
Das stratig raphisch Hangende der G raphitsch iefer
bilden variabel ausgebildete Marmore („ Kog el hofer
Marmor"). In den l iegenden Partien domin ieren dolo
mitische Kalkmarmore bzw. grobkörn ige Dolomite. Ver
einzelt kommen rötliche Kal kmarmore vor. Das Hangen
de wird von g raublauen gebänderten bis weißen Kalk
marmoren aufgebaut. I n d u nkel pigmentierten Lagen
finden sich vereinzelt Crinoiden . I n den Marmoren tre
ten insbesond ere in Scheitelzonen von lsokl inalfalten
klei nere Peg matitl insen auf.
Literatur: ESTERLUS ( 1 983 ) ; H . FLÜGEL (1 975 a) ; KOLLER &
WIESENEDER ( 1 98 1 ) ; KUNTSCHNIG ( 1 927); NEUBAUER
( 1 981 , 1 982) .
Amphibolit (73)
Im Nordteil des „Angerkristal lins" treten verbreitet i n 
nerhalb der G l i mmersch i efer verschiedene Amphibol it
„
typen auf. Uber i h re petrographische Zusammenset
zung ist wenig bekannt. Es handelt sich um mächtigere
Züge stark karbonatischer Amphibol ite bis Kalksilikat
sch iefer, um Plagioklasamphibolite, Hornblendefels und
granatfü hrende Amphibolite.
Literatur: H . FLÜGEL ( 1 975 a) ; F . HERITSCH ( 1 927) ; SCHWINNER
( 1 935).
4.2.
M ittel osta l p i nes Deckenstockwerk
(H. FLÜGEL)
Das Mittelostalpine Deckenstockwerk besteht aus
einem variszisch metamorphen Socke l , der transgressiv
von zentralalpinem Mesozoi kum ü berlagert wird. In der
Steiermark gehören i h m der Koral m-Rennfeldzug, der
Zi rbitzkogel, die Seetaler Alpen , d i e Bösensteingru ppe,
die Seckauer-, die Schlad m i nger- und die Wölzer Tau
ern sowie der Troiseck-Floni ng-Zug an.
60
Die Aufschiebung des Oberostalpins auf dieses
Stockwerk soll während der altalpidischen Subduktion
des Pennins erfolgt sein. Zeitlich reichen die zentralal
pinen mesozoischen Ablagerungen i m stei rischen
Raum nur bis in die karnische Stufe, während die ent
sprechenden unterostalpinen Folgen e rst in der u nteren
Kreide mit Karbonat-Kristallin-Ol istolithen und submari
nen Sch uttströmen enden. Das Fehlen zeitgle icher Ab
lagerungen im Mittelostalpin wäre erklärbar, wenn man
eine etwas frühere Überschiebung du rch das Oberost
alpin annimmt.
4.2.1 . Zentra l a l p i n e Sed i mente ( Perm bis Trias)
(H. FLÜGEL)
Die Permotrias überlagert, soweit nicht tektonische
Grenzen den primären Kontakt verschleiern, transgres
siv i h re metamorphe Basis. Sie bildet in einem Zug, der
sich mit U nterbrechungen von der steirisch-niederöster
reichischen G renze ü ber die Nordabfäl le des Troiseck,
des Ren nfeld, der Mugel und dem Westrand des Sek
kauer Kristallins bis in den Nordrahmen des Bösenstein
und Hochgrössen verfolgen läßt, die tektonische Basis
der Veitscher Decke der G rauwackenzone. Eine analo
ge Position hat das „ Stangalm Mesozoikum" an der Ba
sis des Murauer-G urktaler Paläozoikums. Dazu kom
men viel leicht Einschuppungen in das Kristallin der N i e
deren Tauern bzw. solche an der Basis der Stolzalpen
decke des Mu rauer Paläozoikums (vg l . Kap. 4 . 1 . 4 . ) . Die
Gesteine zeigen eine altalpidische Deformation und
Prägung in G rünsch i eferfazies.
4.2.1 . 1 . Erläuterungen zur Legende
Semmeringq uarzit, Plattlquarzit, Alpiner Verrucano,
Tattermannsch iefer, Rannachformation (77)
Zufolge tektonischer Amputation besteht d i e zentra
lalpine Folge vorwiegend aus Sedimenten des Permo
skyth. I h re Basisanteile bi ldet der Alpine Verri.Jcano
(Tattermannschiefer, „ Rannachkonglomerat " ) . Es han
delt sich um wechselnd mächtige feinblättrige, g raue
bis grüne oder violette, oft feingefältelte Serizitphyllite
bis Serizitquarzitschiefer mit lokalen Ei nschaltungen
von Porphyroidli nsen, die etwa i m Troiseckzug, zufolge
geringer Mächtigkeit, nicht i m mer ausgeschieden wer
den konnten. Kong lomerathorizonte können insbeson
dere im Hangenden des Seckauer- und Bösenstein-Kri
stal l i ns große Mächtigkeit erlangen. U ntergeordnet fin
den sich auch E inschaltu ngen von Marmorlagen („ Seit
nerbergmarmor" ) .
Das Hangende bilden weißliche bis lichtapfelgrüne,
häufig feinkörn ige, plattige bis dünngeschichtete Seri
zitquarzite (Semmering-, Plattl- , „ Ran nachqu arzit" ) . Sie
zeigen alle Ü bergänge zu Arkosen und können u ranfüh
rende Lagen, die u . a. Kupferkies, Pyrit und Hämatit
enthalten , führe n .
An der Basis d e s M u rauer Paläozoikums (Murauer
Decke) treten lokal teilweise metamorphe, skythische
Qu arzite auf. Es handelt sich um z. T. gut gesch ichtete,
z. T. massige, hellgrüne G estei ne, mit vereinzelter
Quarzgeröl lfü h rung. I m Hangenden des Ackerlkristallins
südöstl ich von M u rau besteht die entsprechende Folge
aus bis zu 30 m mächtige m , violettem Alpinem Verruca
no, ü berlagert von m i ndestens 60 m mächtigen Semme
ringquarziten , Sandkalken und gering mächtigen Dolo-
iten. Eine ähnliche Schichtfolge tritt auch auf der Stol
alpe im liegenden der Stolzalpen Decke auf.
Literatur: ERKAN ( 1 977 a,b,c,): NEUBAUER ( 1 980 a); RATSCHBACHER ( 1 983 b) ; TOLLMANN ( 1 964, 1 972 b).
Bänder,kalk und -dolomit, „Gutensteiner Basisfol
ge", Stangalm Mesozoikum s.str., Hansen nockdolo
m it, Thörler Kalk, Reichenhaller Rau hwacke (76)
Im Troiseck-Floningzug folgen über der permoskythi
schen Basis d i e etwa 60 m mächtigen Reichenhaller
Rau hwacken . Sie werden von den blaug rauen, schwar
zen, rosafärbigen oder weißen, hornsteinführenden
Thörler Ka�en sowie schwarzgrauen Anisdolomiten
überlagert. Dem Lad i n werden etwa 20 m mächtige,
helle Dolomite zugerechnet. In d as Karn gehören mög
licherweise geringmächtige Gipslagen am Mitterberg
bei Thörl.
I n den Wölzer Tauern wurden Teile der „ G u m peneck
marmore" aufgrund des Fu ndes mesozoischer Crinoi
den i n grauen Glimmermarmoren, die Hornstei nkalke
des Steinwandkogels sowie d i e „ H i rnkogel marmore"
dem Zentralalpinen Mesozoikum zugerechnet. Die Ge
steine sind z . T. stark dolomitisch. In der Karte wurden
sie zufolge der U nsicherheit ihrer Zuord n u ng m it den
M armoren des Kristallins vereinigt.
I m Stangalm Mesozoikum folgen übe r Rau hwacken
und Dolom iten des oberen Skyth d unkelgraue, dünn
bankige, teilweise schiefrige Dolomite, Kalkphyllite,
Bänderkalke und Dolomit- und Hornsteinschlierenkalke
des Anis. Das Hangende bilden helle, graue, mächtige
Wettersteindolomite. Ungeklärt ist die Zuord nung von
teilweise rötlichen oder hellgrünen bis hellgrauen ge
streiften , radiolarienfüh renden Kieselkalkschiefern , wie
sie am Leckenschober auftreten und teilweise dem J u ra
zugeordnet wurde n .
Litholog isch dem Hauptdolomit verg leichbar ist d e r
d u n k l e Sch iefer überlagernde H ansennockdolomit.
·
Literatur: HAUSER & BRANDL ( 1 956 ) ; METZ ( 1 980); PISTOTNIK
( 1 980); STOWASSER ( 1 956) ; TOLLMANN ( 1 963, 1 975).
4.2.2. Polymetamorphes Gru ndgebi rge
(F. NEUBAU ER)
Das mittelostalpine Kristall i n läßt sich nach der l itho
logischen Zusammensetzung, der tektonisch-metamor
phen Entwicklung und dem voralpidisch erreichten Me
tamorphoseg rad in drei G roßeinheiten aufg l iedern . Die
se sind wiederum in Komplexe mit u nterschiedlichem
Alter
und
Zusam mensetzung
zu
u nterg liedern
(Abb. 1 9) :
1 . Muriden ( M uralpenkristallin) mit voralpiner Amphibo
litfazies und möglicherweise lokal beg renzter Anate
xis.
2. Koriden (Koralmkristallin) mit komplexer, mehrphasi
ger, voralpiner Metamorp hose mit eklog itisierten M a
fiten. Sie lagern den M u riden auf. Eine ähnliche tek
tonische Position über dem M uralpenkristal l i n neh
men u nter dem NW-Rand der Gu rktaler Decke d i e li
thologisch m it den nörd l ichen Koriden vergleichba
ren Einach- bzw. Bundschuhgneise ein.
3. Gli mmerschieferstockwerk im Hangenden der Kori
den. Im stei rischen Anteil ist praktisch nur die Plan
kogelserie vorhanden. Sie ist d urch eine voralpine
Metamorphose in Amphi bolitfazies ausgezeichnet.
Die Grenze zwischen d iesen d rei G roßeinheiten wer
den als tektonische G renzen vermutlich variszischen
Alters betrachtet, wenn auch innerhalb der Koriden alpi
dische Bewegu ngszonen in Diskussion stehen. I n allen
G roßeinheiten sind die Auswi rkungen der altalpidischen
Metamorphose bekannt, die an I ntensität von N nach S
zuni mmt und an der Basis der Koralpe bzw. i n den süd
l ichen Muriden möglicherweise Amphibolitfazies er
reicht.
Aus petrologisch-struktu rellen G ründen wu rde zuletzt
eine gemeinsame variszische Entwicklung des höch
sten M u ralpenkristallins (Glimmerschiefer- und M armor
Komplex, s. u . ) . und des Koralpen kristallins gefordert.
In alpidischer Zeit wäre es i m Zuge der Plattengneistek
tonik zur Bildung einer Stirnfalte am Nordrand des Ko
ralpen kristallins gekommen (s. Abb. 1 9) . Dabei l iegt d i e
G renze zwischen Kristallinkörpern u nterschiedlicher
Geschichte an der Basis des G l i m merschiefer-Komple
xes und über dem Speik-Komplex.
Literatur: BECKER ( 1 977) ; H. FLÜGEL ( 1 960, 1 964) ; FRANK
( 1 983) ; FRANK et a l . ( 1 983 ) ; FRISCH et a l . ( 1 984) ; HO
BEL (1 971 ); TOLLMANN ( 1 977 b).
4.2.2. 1 . Muralpenkristallin (Muriden)
BECKER ( 1 98 1 ) hat ausgehend vom Glein-, Stubalm
gebiet eine G l i ederung für die gesamten M u riden der
Steiermark vorgeschlagen und versucht, die einzelnen
Komplexe zeitlich einzuordnen (Abb. 20). Die räum l iche
Vertei lung der Komplexe ist in Abb. 21 dargestellt.
Das l ithostratig raphisch tiefste Stockwerk des M u ral
penkristal l i ns w i rd vom „ Am meringkomplex„ ( Plagio
klasg neiskomplex) gebildet, der lateral in einen vul
kanogenen Komplex mit wechsel lagernden Plagioklas
gneisen und Amphiboliten übergehen kan n . Das Han
gende beider Ein heiten bi ldet ein weithin zu verfolgen
der Augengneiszug. Darüber l iegen i m „Speikkomplex"
Amphi bolite, an deren Basis zahlreiche Serpentinite
bzw. U ltramafite auftreten können, die möglicherweise
Reste einer Sutur d arstellen. In i hrem H angenden fol
gen mächtige Glimmerschiefer („ Rappoltglim merschie
fer" , „ Wölzer G l immerschiefer") als Basis mächtiger
Marmore ( „ Salla"-, „Alm haus"-, „ B retstein"-, „ Eppen
steiner"-, „Sölker Marmore " ) .
Literatur: BECKER ( 1 98 1 b) ; H . HERITSCH ( 1 965 b).
4.2.2. 1 . 1 . Erläuterungen zur Legende
Orthogneis, Migmatit, G ranitgneis (96)
D i e Masse der g ranitoiden Gesteine ist an den Am
meringkomplex gebunden, wo sie sowohl in den
Sch lad m i nger Tauern, der Bösenstei n-G ruppe, den
Seckauer Tauern, der Gleinalpe-Stubalpe und i m Trois
eck-Floning-Zug auftreten. Ü ber i h re Zusammenset
zung, l ntrusionsfolge und Alter ist relativ wenig be
kannt, weshalb auch auf eine kartenmäßige U nterschei
d u ng verzichtet werden mu ßte.
I nnerhalb der Seckauer Tauern kön nen zwei G ran i 
toidtypen u nterschieden werd e n :
1 . Orthogneise, d i e mit 432 ± 1 6 Mio Jahren datiert wur
den (Sr- l n itialwert: 0 . 7 1 1 58 ± 0 . 00235) . Dies ent
spricht etwa dem Oberordoviz.
2. Weniger verschi eferte G ranite und G ranodiorite, d i e
mit z. T. diskordantem Kontakt in ein metamorphes
Dach eindrangen. Sie umfassen Augengneise, flase
rige Biotitg neise, Zweiglimmermetag ranite bis por
phyrische G ranite. Die Ränder einiger dieser gran i 
toiden Gestei ne s i n d migmatisch ausgebildet. Bis
weilen besitzen sie ein Ganggefolge mit G ranitgneis61
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Abb. 1 9: Der Intern bau des mittelostalpinen polymetamorphen Grundgebirges (nach FRANK et al . , 1 983 , verändert) im Bereich der Stub- und
Koralpe ( P rofi l stark überhöht) .
Grundsätzlich werden drei Einheiten unterschiede n :
a ) Muralpenkristallin
b) Koralpenkristallin
c) Glimmerschieferstockwerk im Hangenden des Koralpenkristallins (hier nur d u rch die Plankogelserie vertreten).
Als wesentliche tektonische Trennflächen werden diskutiert:
1 ) Ophiolithische Sutur an der Basis des Speik-Komplexes: Alter variszisch oder kaledonisch (FRISCH et al . , 1 984) .
2) G renze zwischen Speik- und Glimmerschiefer-Komplex: Nach BECKER ( 1 980) ein lokaler Abscherungshorizont, der sich gegen Osten ver
liert; nach FRANK et a l . ( 1 983) großtektonische Trennung zwischen Kristallinkörpern mit unterschiedlicher Geschichte.
3) G renze zwischen Muralpenkristallin (Marmor- und Glimmerschieferkomplex) zu G neisen des Koralpenkristallins: Wird einerseits als varis
zische Deckengrenze interpretiert, andererseits zeigen nach FRANK et al. ( 1 983) die G l i mmerschiefer des Muralpenkristal lins und die
basalen Gesteine des Koralenkristallins eine ähnliche Kristallisationsgeschichte.
4) Die Plattengneise stellen eine N-vergente Scherzone dar. die „ Plattengneistektonik" wird herkömmlicherweise als variszisch angesehen
(zuletzt von FRISCH et al . , 1 984, als permisch) , während FRANK et al. ( 1 983) auf G rund petrologisch-geochronologischer Ü berlegungen
die Plattengneise als kretazischen Bewegungshorizont ansehen.
5) Die Plankogelserie zeigt eine teilweise ophiolithische Zusammensetzung (einschließlich vermutlich zugehöriger Eklogite) und wird als
Subd u ktionshorizont ( KLEINSCHMIDT & RITTER, 1 976) variszischen Alters i nterpretiert (FRISCH et a l . , 1 984) .
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G N E I S - KO M P L E X
( Am m e r i n g s e r i e , G l e i n a l m - K e r n ,
S e c k a u e r - Ke r n )
Glimmermarmor
G limmerschiefer
Schwarzer G l i mmerschiefer, G raphitquarzit
Quarzit
vorwiegend Dolomitmarmor
Kalkmarmor
Abb. 20: Schema der lithologischen Einheiten und tektonischen G roßbaueinheiten des M u ralpenkristallins. Es lassen sich zwei tektonische
Großeinheiten unterscheide n :
1 ) Eine tiefere E inheit mit vorwiegend Metavulkaniten, die über e i n e r Subduktionszone gebildet wurden, und
2) eine höhere E i nheit mit basalen . Ophiolithen, welche eine kaledonische oder variszische Sutur nachzeichnen. Ungeklärt ist der für das
Alter der Sutur wesentliche Zusammenhang zwischen Speikkomplex und G l i mmerschieferkomplex (sedimentär oder tektonisch ) .
Nach BECKER ( 1 98 1 ) , verändert nach den Vorstellungen von EL AGEED ( 1 979).
gängen, Aplit und selten Pegmatit. Sie werden ver
schiedentl ich als anatektische Schmelzprodu kte der
paragenen Sch iefer betrachtet. Von dieser G ruppe
ist nur das Alter ei nes Zweiglimmer-Metagranit (Zi n
keng ranit) mit 354 ± 1 6 Mio. Jahren bekannt (Sr- l n
itialwert : 0 . 7047 ± 0 . 0007) . Es entspricht dies einem
Alter an der Wende Devon/Karbon. Rb/Sr-Daten der
M uskowite mit 330 Mio. Jahren datieren die Abküh
lung auf ca. 500°. Alterswerte an Biotiten liefern H i n 
weise a u f eine altal pidische Vergneisung u nter Be
d i ng u ngen der G rü nsch ieferfazies.
Wieweit auch in der Glein- und Stubalpe bzw . im
Troiseck-Floning-Zug altersverschiedene g ranitoide Ge
stei ne auftreten , ist un bekannt. Für lagige Orthogneise
wurde aus geologischen Erwäg ungen auch ein kambri
sches Alter für denkbar gehalten, die G ranitgneise des
Hum pelg raben lieferten dagegen einen Alterswert bei
300 Mio. Jahren, der jedoch i n seiner Bedeutung unklar
ist.
Die i n den Schladminger Tauern in verschiedener
Mächtigkeit auftetenden Granitgneise und Migmatite, an
deren Ränder teilweise klei nere Körper von G ranod io
ritgneis, Quarzdioritgneis und Dioritg neisen gebunden
sind, zeigen i n nerhalb des Plagioklasgneiskomplexes
d u rch i h re kon kordante Gefügeentwicklung mit dem Ne
bengeste i n , daß es sich um prä- bis syntektonische In
trusionen handelt. Ob mehrere Generationen gran itoi
der Gesteine vorl iegen , ist nicht bekannt.
Die Gesteine finden heute nur mehr lokal Nutzung.
Min eralogische und chem ische Beschreibungen der Ge
steine finden sich u. a. i n den Arbeiten von SCHARBERT,
SCHEDL (cum lit.) und METZ (cum lit.).
Literatur: BECKER ( 1 971 , 1 973 a, 1 974 a, 1 980 a ) ; FORMANEK
( 1 963, 1 964) ; FORMANEK et al. ( 1 962) ; FRANK et a l .
( 1 976 ) ; H . HERITSCH ( 1 963 a ) ; KANTOR ( 1 96 1 ) ; METZ
( 1 976 a , b ) ; Nowv ( 1 977) ; SCHARBERT ( 1 98 1 ) ; SCHAR
BERT & SCHÖNLAUB ( 1 980 ) ; SCHEDL ( 1 98 1 ) ; SCHMIED
( 1 963 ) ; THURNER ( 1 976).
Pegmatit (95)
I n nerhalb des M uralpenkristal lins sind die Pegmatite
auffällig an Marmore gebunden. Sie bilden schichtparal
lele, oft langgestreckte Züge und Linsen , seltener dis
kordante Stöcke und Gänge .
Eine Altersangabe eines Muskowits a u s e i n e m Peg
matit der N i ederen Tauern zeigt einen Wert von
256 ± 30 Mio. Jahre n , d. h. ein höherpermisches Alter,
wobei es sich u m eine posttektonische Intrusion han
delt. E i ne Verknüpfung zu lntrusivkörpern ist ni cht be
kannt.
Die Pegm atite sind im Vergleich zu denen des Kor
al mkristal l i ns relativ m i neralarm . Eine tech nische N ut
zung der Gesteine fand bisher nicht statt.
Literatur: ESTERLUS ( 1 983 ) ; H. HERITSCH ( 1 963 a ) ; HOLLER
( 1 964) ; JÄGER & METZ ( 1 97 1 ) ; KOLLER et al. ( 1 983 ) ;
SCHARBERT & FRIEDRICHSEN ( 1 983) .
Paragneis i. a., Plagioklasgneis (94)
H ierunter wurden alle Gneise mit Ausnahme der gra
nitoiden G esteine zusammengefaßt.
In der Glein- und Stubalpe handelt es sich vor allem
u m lagig entwickelte Plagioklasg neise, d i e z. T. g l i m 
merreich entwickelt sind. Bis m-dicke Amphibolit- und
Quarzitlagen können auftreten . I m N und N E verzahnt
sich d iese Folge mit feinkörnigen quarzitischen Gnei
sen, Biotitschi efergneisen und Biotitqu arziten , d i e ty64
pisch für das Rennfeld-Mugel- und das Seckauer Kri
stal l i n sind.
Die Plagioklasgneise der G leinalm wurden als me"ta
morphe Dazite bis Quarzandesite mit lokaler terrigener
Beimengung gedeutet. Eine Rb/Sr-I sochrone ergab ein
Alter von 5 1 8 ± 45 Mio. Jahre n , wobei der nied rige Sr
l n itialwert (0. 7044 ± 0 . 001 2) auf eine Herku nft des Aus
gangsmaterials der Gesteine aus der u nteren Kruste
bzw . dem oberen Mantel hi nweist. Litholog isch und in
i h rem Gesteinsverband mit Amphi bol iten vergeichbare
Plagioklasgneise in den Schlad m inger Tauern wurden
aufgrund i h res Chemismus als Metarhyolithe bis Meta
rhyodazite i nterpretiert, wobei die Verknü pfung mit Am
phiboliten als Hi nweis auf einen kalkalkalischen Vul
kan ismus, wie er für ein I nsel bogensystem bzw. einen
aktiven Konti nentalrand charakteristisch ist, gedeutet
wurde.
Mi neralogische Beschreibungen und chem ische Ana
lysen finden sich vor allem in den Arbeiten von SCHEDL,
BECKER (cum l it . ) , FRANK et al. und SCH UMACHER.
Literatur: BECKER ( 1 973 , 1 980 a ) ; BECKER & SCHUMACHER
( 1 972 ) ; CORNELIUS ( 1 952 ) ; H . FLÜGEL ( 1 975 a ) ;
FRANK et al. ( 1 976) ; METZ ( 1 976) ; Nowv ( 1 977 ) ;
SCHEDL (1 981 ) ; SCHUMACHER ( 1 972, 1 974) .
Hornblendegneis (93)
H ieru nter wurden Hornblendegneise, Hornblende-Bio
titapl itg neise sowie massige „ m etablastische" Amphibo
lite (aug ige Hornblendegneise, Diorit, Granodioritgneise
älterer Autoren) zusammengefaßt. Letztere treten in
ch arakteristischer Weise an der G renze zwischen Pla
gioklasgneis und vulkanogenem Komplex auf. Sie sind
d u rch bis cm - g roße Pl agioklasaugen gekennzeichnet.
Sie lassen sich von hig h-K-Andesiten bzw. deren pluto
nischen Äq uivalenten ableiten. Andere Hornblendegnei
se zeigen normale andesitische bzw. dioritische Zusam
mensetzung. Die in der Nähe des Hochg rössenserpen
ti nits auftretenden Hornblendegneise werden mit Pla
g i ograniten ophiol itischer Abfolgen vergl ichen .
Literatur: BECKER ( 1 980 a) ; BECKER & SCHUMACHER ( 1 973 ) ;
SCHEDL ( 1 98 1 ) ; STUMPFL & EL AGEED ( 1 981 ) .
Amphibolit i . a . (92)
D i e charakteristischen Typen des Gleinalmgebietes,
der Sch ladminger Tauern und des Troiseck-Floning-Zu
ges sind gebänderte Amphibolite, wobei helle quarzpla
gioklasreiche Lagen mit amphibol itreichen Lagen eben
so wie i h re Dicke und das Verhältn is der e i nzelnen La
gen zuei nander wechseln. Bei den Amphi boliten han
delt es sich teils um Metatuffe, teils um Laven bzw. La
gergänge, deren Zusam mensetzung von Alkali basalten,
Ol ivi nbasalten und Tholei iten bis zu Andesiten reicht.
N eben d i esen extrusiven Magmatiten finden sich si
chere l ntrusiva (Gabbroabkö m m l i nge i m Utschgraben
südwestl ich Bruck und im Troiseck-Floning-Zug), die
noch primäre Relikte zeigen.
Die enge Verknüpfung dieser Gestei ne mit höherkam
brischen Plagioklasg neisen g i bt einen H i nweis auf das
Alter dieses Amphi bolitkom plexes.
Davon zu trennen sind Amphi bolitzüge, die als Linsen
in nerhalb der G l i m merschiefer und seltener in den Mar
moren auftreten. Sie werden g leichfalls g rößtenteils von
Vulkan iten abgeleitet, neben Plagioklas- und G ranatam
phibolit finden sich Biotitamphibolite (floitisierte Amphi
bolite) , Chloritamphibolite und Hornblende-Diopsidgnei
se.
Mi neralogische und chemische U ntersuchu ngsergeb
isse finden sich vor allem in den Arbeiten von BECKER
( um lit.), PROSSNIGG, HERMANN, SCHEDL und NOWY.
teratur: ALKER ( 1 975) ; BECKER ( 1 980 a) ; BECKER & SCHUMA
CHER ( 1 973); CORNELIUS ( 1 952 ) ; FRANK et al. ( 1 976);
HERMANN ( 1 972) ; JANDA et a l . ( 1 965) ; METZ ( 1 976) ;
PROSSNIG ( 1 969 ) ; SCHEDL ( 1 98 1 ) ; VOGELTANZ ( 1 964).
ugengneis (91 )
Die Augeng neise sind meist gut gesch ieferte helle
esteine mit bis 1 , 5 cm g roßen Alkalifeldspatporphyro
lasten . Neben l i nsenartigen und lagigen Vorkommen
i nerhalb der Plagioklasgneise findet sich am Südost
bfall der G l einalpe und des Rennfeldes ein u n u nter
roch ener Zug vom Eiweggsattel über 70 km bis zum
stabfall des Ammeri ng. Ein weiterer Augengneiszug
i t von der Nordumrahmung des Kraubather Serpentiits bekannt. Er läßt sich mit U nterbrechungen bis zum
ölstal n achweisen . Am Südwestabfall der Wölzer Tau
rn scheinen Augengneise eine ähnliche Position wie in
e r Gleinalpe einzunehmen.
Aufg rund des horizontgebundenen Vorkommens und
er lateralen Erstreckung wurden sie i n der Gleinalpe
ls metamorphe Quarzporphyre g edeutet. G eochemi
che U ntersuchungen belegen einen sehr ein heitlichen
ranitischen bzw. rhyol ithischen Chemismus m it ana
ektischer E ntstehung des Magmas. R b/Sr-Untersuhungen ergaben ein Alter von 261 ± 88 bzw. eine Erorchrone von 331 ± 25 Mio. Jahren , wobei ein Maximal
lter von 400 Mio. Jahren e rrechnet wurde. Gleichzeitig
okumentiert das Alter der Muskowite eine altalpidische
ufwärmu n g .
Trotz der angeführten Alterswerte ist d a s Alter d e r
ugerig neise u mstritten . Während s i e z. T. m i t d e n
berordovizischen B lasseneckporphyroiden verglichen
u rden, wird auch ein höheres Alter n icht ausgeschlosen.
Mineralog ische und chemische Bearbeitungen stam
en vor allem von HERITSCH & TEICH bzw. TEICH.
BECKER ( 1 980 a, 1 98 1 b) ; FRANK et al. ( 1 976, 1 98 1 ) ;
SCHÖNLAUB ( 1 979) ; HEINISCH & SCHMID ( 1 982); HERITSCH & TEICH ( 1 975) ; TEICH ( 1 978, 1 979) .
erpenti nit, Ultramafit (90)
G rößere Ultramafitkörper bilden die Basis der Bän
e ramphibolite des Spei kkomplexes. Sie lassen sich in
ahlreichen Linsen vom Hochg rössen im NW über
raubath bis in die Breitenau verfolgen. Nach petrologichen und geochemischen U ntersuchungen h andelt es
sich beim Kraubather Serpentinit i . w. u m H arzburgite
u n d Bronzitite, die als Abkömmlinge „ m etamorpher Pe
ridotite" gedeutet werden , während die serpenti nisier
ten D unite des Hochgrössen als Kumulate ophiolithi
scher Abfolgen interpretiert werden. Sie sind g rößten
teils in Antigoritserpentinit umgewandelt, während von
Kraubath eine Chrysoti l-Lizardit-Serpentinitisierung an
gegeben wird . Die übrigen kleineren Ultramafitvorkom
men sind meist vollständig serpentinisiert bzw. in Talk
sch iefer u mgewandelt. Eine größere Variabil ität zeigt
der Trafößer Serpentinitkörper, dessen Zusammenset
zung von Serpentinit bis zu gebänderten Ultramafiten
(mit Ku mulattextu ren) reicht, die auch teilweise mit gab
broiden Amphiboliten verkn üpft sind.
Mi neralogische Beschreibungen u nd chemische Ana
lysen finden sich in den Arbeiten von ANGEL (cu m . lit.),
EL AGEED, HADITSCH U . a.
Die Gesteine werden heute n u r i m Bereich von Krau
bath steinbruchmäßig zur Schottergewinnung abgebaut
(vg l . Kap. 5 . 1 . ) . Versuche zur Gewinnung des in den
U ltramafiten von Kraubath vorkom menden N i scheiter
ten bisher an dem Problem der Aufbereitung bzw. der
Verwertung des anfal lenden Rückstands.
Literatur: ALKER ( 1 972 m) ; ANGEL ( 1 964) ; ANGEL & LASKOVIC
( 1 966 ) ; CLAR ( 1 929 ) ; EL AGEED ( 1 979) ; EL AGEED et
al. ( 1 979, 1 980) ; EL AGEED et al. in VALL ( 1 983); H .
FLÜGEL ( 1 975 a) ; HADITSCH (1 981 ) ; HADITSCH e t al.
( 1 982) ; HIESSLEITNER ( 1 953 ) ; KOLMER & POSTL
( 1 977) ; MEIXNER ( 1 967 a,b, 1 968 b, 1 969, 1 973,
1 975) ; NEUBAUER ( 1 983 c) ; PRIBITZER ( 1 966 ) ; ROST
( 1 967 ) ; ROST & GRIGEL ( 1 964); SCHANTL ( 1 975,
1 977) ; STUMPFL & EL AGEED ( 1 981 ) ; WEINKE & WIE
SENEDER ( 1 982) .
Eklogitamphibolit (84)
I n nerhalb des Mu ralpenkristallins sind gesicherte
Eklogitamphibolite bisher n u r vom Hochgrössen in Ver
bindung mit dem Serpentinit bekannt geword e n . Sie
sind meist vollständig in G ranatam phibolite umgewan
delt. I h re Genese ist umstritten . Teilweise werden sie
von mittelozeanischen Basalten abgeleitet. Für d i e
Eklog itbildung wurden Temperatu ren v o n 300 - 500°C
und Drucke von 4,5 - 8 kbar angegeben.
Literatur: EL AGEED ( 1 979); EL AGEED et a l . ( 1 979 ) ; RICHTER
( 1 973) ; STUMPFL & EL AGEED ( 1 98 1 ) ; WIESENEDER
( 1 969, 1 970).
(Bänder-)Amphibolit des Speikkomplexes (89)
Die Amphibolite des Spei kkomplexes wurden zufolge
i h rer tektonischen Position und i h re r Beg leitgesteine
auf der Karte getren nt zur Ausscheidung gebracht. Sie
zeigen g roßteils eine den Bänderamphiboliten des vul
kanischen Komplexes entsprechende Wechsellagerung
heller Plagioklasgneise und Quarzite mit d u n klen Am
phiboliten. Daneben treten gehäuft G ranatamphi bol ite
auf. Feingeschieferte, fei nkörn ige, feldspatarme Amphi
bolite treten als Zehnermeter mächtige Linsen in den
gebänderten Amph i boliten in Erschei n u n g . Auch geo
chemisch scheint gegenüber den Amphiboliten des
vul kanogenen Komplexes kein U nterschied feststellbar.
Es scheint sich primär um eine Wechsel lagerung daziti
scher und basaltischer Vulkanite zu handeln.
Literatur: BECKER ( 1 980 a) H. HERITSCH ( 1 963 a) ; PROSSNIGG
( 1 969).
„Schwarze Serie", Schwarzg l i mmerschiefer (86)
I nnerhalb nicht pigmentierter Glimmerschiefer tritt ca.
1 00 Profilmeter im liegenden der Marmore eine bunt
zusammengesetzte Assoziation feinkörniger Schwarz
g l i m m erschiefer, braun verwitternder karbonatischer
Glimmerschiefer, geringmächtiger u n reiner G l i m m er
marmore sowie karbonatischer Grüngesteine (karbona
tische Hornblendeg esteine mit Quarz , Albit, Ch lorit,
Biotit und Epidot) auf. Wichtig sind geringmächtige G ra
phitquarzite, d i e von Lyditen abgeleitet werden können.
Diese Entwicklung stellt ein l ithostratigraphisches Ni
veau innerhalb der Wölzer G ranatg limmersch iefer dar
und ist auch in der Gleinalpe n achweisbar.
Für die Folge wurde ein altpaläozoisches, vermutlich
silurisches Alter aufgrund lithologischer Verg leiche mit
dem oberostalpinen Stockwerk (z. B. M u rau-Gruppe,
Arzberg-Schichten) für mögl ich gehalten.
Literatur: METZ ( 1 967, 1 976 a, 1 977, 1 980);
( 1 979 ) ; THURNER ( 1 976, 1 980) .
SCHÖNLAUB
G l i mmersch iefer i. a.,
phyll itischer G l i mmerschiefer (87)
Darunter werden alle G l i mmerschiefer mit Ausnahme
der d u n klen Varianten (86) in nerhalb des M u ralpenkri65
stallins zusammengefaßt, die teilweise als Wölzer G ra
natg l i m m e rschiefer, Biotitg l i mmerschiefer, quarzitische
G l i m merschiefer, Glimmerschiefer vom „ Plannertypus",
phyl litische G l i mmersch iefer, Disthen-Staurol ithg lim
merschiefer, Zweiglimmerschiefer und -gneis (Rappolt
glim mersch iefer), Disthen-Granatglim merschiefer, Stau
rolith-Granatg lim merschi efer beschrieben wurden. Es
handelt sich um monotone dü nnlagige, graubraune Ge
steine, die in der Regel reichl ich Quarzknauern führen.
D i e u nterschiedl ichen Mi neralkom binationen lassen
sich teils auf primäre U nterschiede, vor allem der Feld
spatführung, tei l s auf u nterschiedlichen Metamorphose
g rad zu rückfü hren. So finden sich innerhalb der südli
chen Wölzer Tauern und i n der Glein- und Stubalpe va
riszisch gebildeter Staurolith und Disthen, während die
se in den phyllitischen G l i mmerschiefern der nördl ichen
Wölzer Tauern zu fehlen scheinen. Ein ähn liches Ab
klingen ist für die alpid ische Metamorphose wahr
scheinlich, was zu Konvergenzerscheinungen zwischen
beiden Mineralparag enesen gefü hrt haben dürfte.
Für die G ranat-Disthen- Paragon it- Muskowitg l i mmer
schiefer werden maximale D rucke von über ca. 5 kbar
bei einer oberen Temperaturg renze von ca. 600°C an
genommen.
G rößere Bereiche phyll itischer G l i m merschi efer, die
mit hellen Quarziten verbu nden sind, finden sich u n mit
telbar im liegenden der G u rktaler Decke nordöstl ich
Oberwölz bzw. südwestlich von Mühlen. Es ist wah r
scheinlich, daß Teile davon bereits die tiefste Einheit
der alpidischen Gu rktaler Decke darstellen.
Literatur: BECKER ( 1 980 a) ; BECKER & SCHUMACHER (1 972,
1 973); HADITSCH & LASKOVIC ( 1 973 ) ; H. HERITSCH
( 1 963 a, 1 982, 1 983) ; METZ ( 1 964 a,c, 1 967, 1 971 b,
1 976 a, 1 980) ; SCHUMACHER ( 1 974); THURNER
( 1 976) ; THURNER & VAN HUSEN ( 1 980); V. GOSEN
( 1 982).
Quarzit (88)
I n nerhalb der G l i m merschi efer bilden nahe der U nter
g renze der Marmore mächtigere Züge heller plattiger
Quarzite ein charakteristisches lithostratig raphische Ni
veau .
E s ist un klar, o b s i e von Quarzsandsteinen oder Lyd i
ten abzu leiten sind. Mächtigere Züge treten insbeson
dere am Südwestabfall der Wölzer Tauern und in der
Stubalpe auf.
Literatur: BECKER ( 1 980 a) ; THURNER & VAN HUSEN ( 1 980).
Marmor (85)
Neben verei nzelt in nerhalb der G l i m merschiefer auf
tretenden gering mächtigen Marmoren tritt hangend die
ser Sch iefer e i n etwa 50 - 400 m mächtiger Marmor
komplex auf ( „ Obere kalkreiche Sch i eferhülle" der
Glei nalpe, „Salla-, Alm haus-, Eppensteiner-, Bretstein-,
Sölk-, Gu mpeneck- H i rnkogelmarmor"). Die Abfolgen
sind teilweise gut g l i ederbar. So zeigt der „Almhaus
marmor" an der Basis gelbliche dolom itische Marmore,
denen mitu nter d ü n ne Amphibolit- und Biotitg neisbän
der ei ngeschaltet sind. Hangend finden sich g raue ge
bänderte Kalkmarmore, die in weiße reine Kalkmarmore
überleiten. Ä hnl iche Folgen fi ndet man in den Wölzer
Tauern ( „ H i rnkogel marmore" mit Dolom itmarmoren und
qu arzreichen Karbonaten nahe der Basis) und südlich
des Pölstales bzw. am Nordfuß der Seetaler Alpen. Ab
weichend sind die „ Sölk-Gu mpeneckmarmore" entwik
kelt, wobei hier häufig zart rosa gefärbte, etwas g l i m 
merfü hrende Kalkmarmore sowie hornste i nführende
Kal kmarmore auftreten.
66
Für die meisten M armore wird ein devones Alter für
wahrscheinl ich gehalten, wenn auch für einzelne Son
dertypen ein mesozoisches Alter nicht völ lig ausge
schlossen werden kann .
Literatur: BECKER ( 1 980 a) ; BECKER & SCHUMACHER ( 1 973) ;
HANSELMAYER ( 1 965) ; HAUSER & BRANDL ( 1 956) ; H .
HERITSCH ( 1 963 a, 1 965 e ) ; METZ ( 1 980 ) ; SKALA
( 1 964).
4.2.2.2. Koral mkristallin (Koriden)
Das Koralm kristal l i n wird in mehrere l itho- bzw. tekto
nofazielle Gestei nsg ruppen gegeli edert, d i e d u rch deut
lich ausgeprägte Beweg u ngshorizonte (Plattengneise)
zumindest teilweise tekton isch vonei n ander getrennt
sind.
Während am Ostrand der Koralpe Stau rolithgneise
und -g limmersch iefer die pegmatoidreichen Koralmgnei
se zu überlagern scheinen, bilden sie i m Nordteil deren
liegendes.
Diese pegmatoiden Gneise und G l i m m erschiefer in
hangender Position beinhalten i n i h rem Liegendab
schn itten die Masse der Eklogitvorkommen der Koralm.
Ü ber ihnen folgen d i e „ kataklastischen Gneisquarzite
der zentralen Seri e " mit versch iedenen Typen disthen
reicher Parag neise. Sie werden d u rch eine Zone von
Platteng neisen , die e i nen Scherhorizont bilden, von we
niger deform i e rten Disthenflasergneisen getrennt.
Literatur: BECKER ( 1 980 ) ; BECK-MANNAGETTA ( 1 967 b, 1 968 b,
1 969 a, 1 970 a, 1 974 b, 1 975 c, 1 976 a, 1 980); HAN
SELMAYER ( 1 970), H. HERITSCH ( 1 965 a, 1 980 a b) ;
HOMANN ( 1 962 ) ; KLEINSCHMIDT ( 1 977) ; MORAUF
( 1 981 , 1 982) ; TOLLMANN ( 1 977 b).
,
4.2.2.2.1 . Erläuterungen zur Legende
Orthogneis, Mig matit (96)
I n nerhalb des Koralmkristal l i ns i . e. S. fehlen Ortho
gneise, dagegen finden sich in den mit ihm verg leichba
ren „ Buntschuhparag neise" bzw . „ E i nachgneise" zwi
schen Paalgraben und Tu rrach mehrere diskordante
Körper von Muskowit-G ran itg neisen mit ausgeprägter li
nearer Struktur. Altersdatierungen l i eferten für analoge,
weiter westl ich l i egende Vorkommen einen Wert von
372 ± 29 Mio. Jah ren , wobei die G esteine aufgrund i h rer
Zusammensetzung und Sr-l sotopendaten als Auf
schmelzprod ukte von Sed imentgesteinen (S-Granite)
gedeutet werden kön n e n . Die Alterswerte (höheres De
von) sind jedoch für das ostal pine Kristallin u n üblich.
Hervorzuheben sind noch zwei kleinere G ranitgneis
körper, die bei St. Peter am Nordostabfall der Seetaler
Alpen zusammen mit Amph iboliten bzw . G ranatgl i m
merschiefern auftreten.
Literatur: HAWKESWORTH ( 1 976 ) : PISTOTNIK ( 1 982 ) : THURN ER
( 1 966 a).
Staurolithgneis, Stau rolithglimmerschiefer (78)
Es handelt sich um helle, z. T. plattige feinkörnige
G l i m merschiefer und Gneise, die wechselnd G ranat,
Staurolith, Disthen sowie Ch loritoid (z. T. nach Stauro
l ith) führen.
An der G renze zum G raze r Paläozoikum sind die G e
ste i n e phyllonitisiert, d i e Mi nerale geregelt u n d der G ra
nat z. T. in Biotit und Chlorit umgesetzt.
Zusammen mit diesen G esteinen finden sich cm- bis
dm-mächtige Qu arzitlagen, gering mächtige M armorlin
sen und Kalksilikatgesteine sowie Amphibolite. Wäh
rend sie am Ostabfall der Koralm die Koral mgneise
überlagern , nehmen sie i m Norden eine Position über
�
.
��
-
GRAZ
Glimmerschiefergruppe
1-=-- -.::_ �I
1 : = :1
Phyllitische Glimmerschiefer usw.
Plankogelserie
Koriden
I'. : � _:1
· .:. :
�
G neisgruppe, Einachgneis
-
Marmor-Komplex
�
�
Glimmerschiefer-Komplex
�
I'\
)( X
1
Speik-Komplex, Metaophiolithe
Augengneis (nur tw. ausgeschieden)
Plagioklasgneis-( =Amering-)Komplex,
Vulkanogener Komplex
Abb. 2 1 : Räumliche G liederung des mittelostalpinen Kristallins in der Steiermark.
e
GLEISDORF
den Marmoren des M u ralpenkristallins ein und werden
hier von den Koralmgneisen überlagert (vg l . Abb. 1 9) .
Das Alter dieser Metamorphose ist nicht völ lig gesi
chert. Die Angaben schwanken zwischen variszisch und
altalpidisch.
Literatur: BECKER (1 980 a) ; FRANK et al. ( 1 980) ; H . HERITSCH
( 1 978 b, 1 980 a ) ; H. HERITSCH & MöRTL ( 1 977); Ho
MANN ( 1 962 ) ; KIESLINGER ( 1 928); KLEINSCHMIDT
( 1 979) ; KLEINSCHMIDT & RITTER ( 1 976) ; PACHER &
RIEPL ( 1 978).
Disthenparamorphosensch iefer
(nach Andalusit) (80)
Im zentralen Koral penbereich sind nicht deform ierte
G neise mit zentimetergroßen Paramorphosen von Dist
hen nach Andal usit erhalte n . Sie können in bereits stär
ker deformierten G esteinen zu Disthenflasergneisen
umgeformt werd e n .
Die Paramorphosen s i n d entweder von e i n e r Musko
withaut oder von einer Albit- bzw. Albit-Quarz-Zone um
h ü l lt. Dies deutet auf eine Bildung bei Temperaturen
von über 600°C bei Drucken über 5 kbar, wobei diese
Reaktion an das Ende der Metamorphose zu stellen ist.
Ü berlegungen zur technischen Verwertung der Para
morphosen scheitern an Aufbereitungsschwierigkeite n .
Literatur: ANGEL ( 1 972 ) ; BECK-MANNAGETTA ( 1 967, 1 970) ; DAU
RER ( 1 982) ; FRANK et al. ( 1 983 ) ; H. HERITSCH
( 1 978 b, 1 980 a ) .
Plattengneise (81 )
Vor allem i n den höheren Anteilen des Koralmkristal
lins treten Blastomylon itgneise auf, die d u rch ein aus
gezeich netes neues Gefüge (Schieferung) und eine
straffe Li neation gekennzeich net sind. I n ihnen wech
seln helle peg matoide Lagen, bestehend aus Kalifeld
spat oder Plag ioklas mit wenig Qu arz und M uskowit
und gelegentlich etwas B i otit und G ranat mit du nklen
muskowit- , biotit-, g ranat- und disthen- sowie etwas
quarz- und plagioklasführenden Lag en. Ä ltere Ansich
ten, nach denen die hellen Lagen von partieller Anate
xis herrü hren, konnten d u rch experi mentelle U ntersu
chungen nicht bestätigt werden. Eine feinschichtige se
dimentäre Anlage verschiedenen Ausgangsmaterials
wird daher zur Diskussion gestellt.
Postkristal l i n in Bezug auf Stau rolith, Disthen und
G ranat ist d i e Präg ung der Lineationen, die sich im
Quarzgefüge in einer Sch räg lage des c-Achsen-Gürtels
zeigen und als nordvergente "Simple shear" - Bewegung
interpretiert werden.
Rb/Sr-Datierungen ergaben Klei nbereichs-Errorchro
nen von 249 ± 6 Mio. bzw. 256 ± 35 Mio. Jahre n . Trotz
Ä hnl ichkeit der beiden Daten werden sie als Mischalter
zwischen einer altvariszischen und einer altalp idischen
Metamorphose interpretiert, wobei das Sr-lsotopensy
stem mangels fluider Phase nicht vollständig verjüngte.
Die Daten werden als H i nweise auf ein altalpidisches
Alter der Plattengneistektonik gedeutet. Gestützt wird
diese I nterpretation ei nerseits d u rch deutliche Mischal
terwerte an Plattengneisen bzw. Disthenflaserg neisen
der Saualpe sowie d u rch zahlreiche G l i m mer-Werte der
Koral mgesteine mit altalpid ischem Alter.
Petrographische und chemische Daten finden sich
vor allem in den Arbeiten von H . H ERITSCH (cu m . lit.).
Zufolge seiner Textur wurde und wird der Platten
gneis in zahlreichen Brüchen gewonnen, wobei d i e
Haltbarkeit beachtlich ist. Ein Nachteil für die Verwen
dung i m Freien ist der wechselnde Pyritgehalt, der bei
68
der Verwitterung zu einer braunen Fleckigkeit des Ge
steines fü hrt.
Literatur: BECKER ( 1 976 c) ; BECK-MANNAGETTA ( 1 970 a ) ; FRANK
et al. ( 1 980, 1 98 1 , 1 983) ; H. HERITSCH ( 1 963 C,
1 964 d, 1 978 b, 1 980 a,b,c, 1 983) ; H. HERITSCH &
HöLLER (1 963 ) ; A. HERMANN et al. ( 1 979) ; KANTOR &
FLÜGEL ( 1 964) ; MORAUF ( 1 98 1 , 1 982) ; PLATEN &
HöLLER ( 1 966) .
Pegmatoider G neis
und pegmatoider G l immerschiefer (82) ;
pegmatoider Gneis
(nur tei lweise ausgeschieden) (83);
Pegmatit (95)
D i e variablen Gesteine sind du rch das Auftreten peg
matoider Lagen und Linsen charakterisiert und gegen
über den Plattengneisen du rch eine schwächer oder
fehlende Deformation (Streckung parallel a) abge
grenzt. Bei den pegmatoiden Typen können mehre re
du rch Übergänge m iteinander verbundene G esteine un
terschieden werd e n . Extremtypen stellen nicht defor
mierte augige Gneise ( „ B u ntscheckgneis", Biotitplagio
klasgneis)
und
deform i erte
Disthenflaserg neise
( „ H i rschegger Gneis " , „Gösnitzg neis", Disthengneis)
mit Disthen (gestreckte Paramorphosen von Disthen
nach Andalusit) dar.
Die pegmatoiden Lagen der Plattengneise wurden zu
letzt von HERITSCH als sed i mentär angelegt betrachtet.
S i e dienen als Ansatzpunkt für d as Feldspatwachstum,
das sich zu Pegmatitbildungen steigern kan n . Zu letzt
wurden besonders in der Koralpe bezüglich des Verhal
tens zur Metamorphose zwei Pegmatitgenerationen un
terschieden: Eine ältere Pegmatitgeneration (s-parallel),
die sich in i h rem chem ischen Bestand relativ wenig
vom Nebengestei n unterscheidet, und eine jüngere,
posttektonisch-diskordante Generation, die auch typi
sche, seltene Pegmatitmi nerale führt.
Neben dem üblichen Mi neralbestand von Pegmatiten
fi ndet man auch typische Pegmatitm inerale wie z. B.
Turmalin (Schörl , Drawit), Beryll, Spod u me n , Apatit,
Zinnstein, l l menoruti l , Colu mbit, Zirkon, Xenoti m und
Uranmi nerale.
Ü ber das Alter herrscht noch keine völlige Klarheit.
Die Pegmatite des Radegunder Kristall i n s lieferten eine
Rb/S r-Gesamtgesteinsisochrone von 3 1 3 ± 68 , 309± 1 6
Mio. J . Von Pegmatitm uskowiten der Niederen Tauern
bzw. der Koralpe werden Alter zwischen 240 - 265 Mio.
J . berichtet. Die Bedeutung dieser in das Perm fal len
den Alterswerte ist noch nicht klar.
Die Pegmatite sind zum größten Tei l u nter erhöhten
Drucken und Temperaturen der altalp idischen Metamor
phose verschiefert, wobei es z u r Bildung einer zweiten
G limmergeneration kam (Alterswerte zwischen 1 22 - 7 1
Mio. J.).
Petrog raphische u n d chemische H i nweise finden sich
vor allem in den Arbeiten von FLÜGE L ( 1 975, cum. lit. ) .
Literatur: ALKER ( 1 967, 1 972 k ) ; BECKER ( 1 976 c) ; BECK-MAN
NAGETTA ( 1 967, 1 970 a ) ; H. FLÜGEL ( 1 975 a ) ; H. HE
RITSCH ( 1 980 a ) ; HÖNIG & TIEDTKE ( 1 981 ) ; HOMANN
( 1 972); JÄGER & METZ ( 1 971 ) ; KOLLER et al. ( 1 983 ) ;
MORAUF ( 1 98 1 ) ; NEUBAUER & STATTEGGER ( 1 98 1 ) ;
POSTL & GOLOB ( 1 979) ; WEISS ( 1 968 a,b ) .
Parag neis i. a. (94)
U nter d i eser Bezeichnung wurden i nnerhalb des Ko
ralmkri stal l i ns Gneise ausgeschieden, die sich n icht
den übrigen Typen zuordnen lassen. Es handelt sich
or allem um fei nkörnige Biotitgneise mit Oligoklas- und
alifeldspatporphyroblasten ( „ Schwanberger Gneis" ) .
I n d e r U m rahmung d e r G u rktaler Decke werden die
ür das M u ralpenkristal l i n typischen Glimmerschiefer
on mehreren 1 00 m mächtigen Paragneisen („ Ein
chgneis " , „ B u ndschu hparagneis", „ P riedröfquarzit")
berlagert. Es ist un bekannt, ob diese Gneise pri mär
it G l i m m merschiefern in Verband stehen. Vom Nord
and werden tektonische G renzen ( Mylonite) berichtet.
ie Gestei ne bestehen aus Biotit- und Schieferg neisen,
n deren Hangendem sich dezi meterdicke Quarzitbänke
inschalten . Die Zusammensetzung, M i neral bestand
nd Metamorphoseablauf der Einachgneise entspricht
benso wie die tektonische Position den Bu ntscheck
neisen des nördlichen Koralpenkristal lins.
Die Parag neise werden von Ost- West-streichenden
rthog neiszügen (Bundschuhorthogneis) du rchbroche n .
·
iteratur: STOWASSER ( 1 956) ; THURNER & VAN HUSEN ( 1 980).
ranatg lim mersch iefer der Plan kogelserie (79)
Das Leitgestein der Plan kogelserie sind typisch aus
ebi ldete g robknotige G ranatglimmerschiefer (Typ Jan
itzkoge l ) , die Staurolith, Disthen und Chloritoid führen
önnen. I n dieser Glimmerschiefermatrix kommen zahl
eiche kleine, teilweise horizontgebundene Linsen von
ltramafiten, Amphiboliten, Kalks i l i katgestei nen, M an
anq uarziten und manganvererzten Marmoren vor. Die
anganquarzite werden auf Radiolarite zu rückgeführt,
eren Mangangehalt d urch hydrothermal-sed imentäre
anganfäl lung eingebracht wurde. Für die Disthen
hloritoid-Staurolith-Al mand inglimmerschiefer m it we
entlichem Paragonitgehalt werden Bildungsbeding un
en von mindestens 5-6 kbar mit etwa 560°C angegeHERITSCH & HAYDARI ( 1 980); HERITSCH & MöRTL
( 1 978) ; KLEINSCHMIDT ( 1 975, 1 976) ; KLEINSCHMIDT &
RITTER ( 1 976).
erpentin it, U ltramafit (90)
Am Südabfall der Koralpe kommen einige wenige
erpenti nitkörper als typische Leitgesteine der Plan ko
elserie vor. Olivin und Orthopyroxen werden noch als
el ikte des pri mären , magmatischen Mineralbestandes
edeutet. N ähere U ntersuchungen d i eser Serpentinite
ehlen.
iteratur: KLEINSCHMIDT & RITTER ( 1 976).
armore (85)
Größere Marmorkörper finden sich in der Plankogel
erie nur bei Dürnstein südlich Neumarkt. Sie sind Trä
er einer d u rch seltene Minerale ausgezeichneten
anganvererzung.
iteratur: KLEINSCHMIDT ( 1 975).
klogitamph ibolit, Metagabbro (84)
Eklogitamphi bol ite und Metagabbros bilden vor allem
n der zentralen Koralpe weit verbreitete Leitgesteine.
i n isol iertes Vorkommen ist von der Wenzlalpe (Seeta
er Alpen) bekannt. Sie bilden Stöcke und Linsen, las
en sich aber auch bisweilen als dünne Lagen weit in
ie Gneise verfolgen. Neben metamorphen basalti
chen Laven und Tuffen handelt es sich um intrusive
usgangsgesteine. Die Haupttypen stellen körn ige
ornblende- und zoisitführende Eklogite mit Übergän
en zu Am phibol iten dar, die von g abbroiden bis pyro
engabbroiden Magmen abgeleitet werden können.
Als Bildungsbed i ng ungen wurden Drucke von 6 - 8
bar u n d Temperaturen von 500 - 600°C, bzw.
5 - 8 , 5 kbar und 460- 640°C angegeben, wobei die Ent
wicklung von Metagabbro aus Gabbro bei Fehlen einer
fluiden P hase, d i e von Eklogitamphibol iten bei reichlich
Wasser verfolgte. Jünger ist die verschiedentlich beob
achtbare Diablastik der Eklogitamphibol ite.
Tektonisch handelt es sich bei den Eklog iten um B
normal B ' -Tektonite.
Petrog raphische und chemische U ntersuchu ngser
gebnisse bringen vor allem die Arbeiten von H . HE
RITSCH (cum lit.) und RICHTER.
Literatur: BECK-MANNAGETTA ( 1 961 , 1 977 a) ; H. H ERITSCH
( 1 965 h, 1 966 d,e,f, 1 970, 1 973 a, 1 974 a, 1 978 d,
1 980 a,b) ; H. HERITSCH & BOSSERT ( 1 969 ) ; H . HE
RITSCH & WITTMANN ( 1 969 ) ; HERMANN et al. ( 1 979) ;
HöLLER & KOLMER ( 1 975 ) ; MILLER ( 1 982); M I LLER &
FRANK ( 1 983 ) ; POSTL ( 1 976); RICHTER ( 1 973) ; TRO
JER & WALITZI ( 1 965 ) ; WALITZI & WALTER ( 1 980); A.
WINKLER ( 1 966) .
Amph i bolit i. a. (92)
Im Nordteil der Koralpe und in den Seetaler Alpen
fehlen Eklogitampibolite m it wenigen Ausnahmen. Sie
werden hier d u rch d ü n ne Lagen von G ranatam phiboli
ten, untergeordnet auch von Plagioklasamphiboliten
vertreten.
Literatur: H . H ERITSCH ( 1 980 a,b); HOMANN ( 1 962) ; THURNER &
VAN HUSEN ( 1 980).
Marmor (85)
M armore kommen nur als geri ngmächtige, relativ sel
tene linsenartige Züge innerhalb des Koralm kristallins
vor. Sie sind gegenüber den Marmoren des M u ralpen
kristallins sehr mi neralreich. So werden Kalzitmarmore
mit Olivin, Klinohumit, Diopsi d , Ch lorit, Ph logopit,
Quarz-Dolomitmarmore, Tremolit- und Diopsidmarmore
sowie Kalksilikatschiefer besch rieben. Die Metamorpho
se erfolgte bei kleinem Parti aldruck Xc02 bei etwa
500 - 600°C und Drucken von mehr als 4 kbar.
I m Radegunder Kristallin sowie bei St. Lorenzen am
Remschn igg sind geröllführende Marmore bekannt, de
ren Komponenten tei ls von kristal linen G estei nen, teils
von Sedimenten abgeleitet werd e n .
U ntersuchungen zur Petrograph i e und Mi neralog ie
der M armore finden sich vor allem in den Arbeiten von
H . HERITSCH (cum lit.).
Literatur: H. HERITSCH (1 963 C , 1 964 c, 1 978 a, 1 980 a , b ,
1 98 1 ) ; KLEINSCHMIDT & RITTER ( 1 976) ; NEUBAUER &
STATTEGGER ( 1 98 1 a).
4.2.2.3. Entwicklungsgeschichte des mittelostal pi
nen Kristall ins
Die Entwicklung des m ittelostalpinen Kristallins be
g in nt mit dem Kambri u m ; präkambrische Gestei ne wur
den bisher nicht sicher n achgewiese n , jedoch deuten
jung präkambrische Sedimentationsalter (ab ca. 800 Ma)
auf einen alten Schichtbestand in nerhalb des Koralpen
kristallins hin. Die Gesteine des Plagioklasgneis- und
Vul kanogenen Komplexes der M u riden werden im we
sentl ichen von kalkalkalischen und auch alkalischen
vulkanischen Ausgangsgesteinen und deren sedimentä
ren Abkömmli ngen abgeleitet, die sich im Kambrium
über einer Subduktionszone in einem I nselbogen oder
aktivem Kontinentalrand gebi ldet habe n . Gleichzeitig
oder später bildete sich eine ozeanische Kruste, die in
den tieferen Teilen des Spei kkomplexes rel i ktisch er
halten ist und mögl icherweise eine kaledonische Sutur
darstellt. Ob i m stei rischen Kristallin die Auswi rkungen
einer kaledon ischen Orogenese (Metamorphose, Tekto69
nik) vorhanden sind, ist bisher nicht definitiv bewiesen.
I m Silur kam es jedenfalls zur Ablagerung von klasti
schen Sedimenten (Glim mersch ieferareale der Muri
den), d i e große Ä hnlichkeiten mit den Gesteinsabfolgen
i n den tieferen Einheiten der schwachmetamorphen
oberostal pinen Paläozoikums habe n . I m Devon bildete
sich eine Karbonatplattform (M armorkomplexe der Muri
den).
Die variszische Orogenese wurde d u rch die Subduk
tion eines ozeanischen Beckens südlich der Muriden
eingeleitet. Zeuge d ieser Subduktionstätigkeit ist die
Plankogelserie, wobei mögl icherweise Tei l e der Koriden
und der äqu ivalenten Bundschuh- und E i nachgneise
ebenfalls aus einem Anwachskeil über einer Subduk
tionszone stam men. Sichere Auswirkung der variszi
schen Orogenese ist jedenfal ls eine temperaturbetonte
Metamorphose mit beg leitender Durchströmung mit flui
der Phase und dad u rch bedingter weitverbreiteter Peg
matitbi ldung. Diese Metamorphose d ü rfte du rch eine
Hochlage des warmen E rdmantels bed ingt gewesen
sei n . I m heute südlichen Bereich führte die rasche Ver
senkung der paläozoischen Serien und des tieferen Kri
stal l i ns zu einem zweiten Metamorphosestadium mit
m ittleren bis hohen Druckgrad ienten , Deckenbau und
starker Deformation. Auch die Bildung der Eklogite der
Koralpe wird teilweise in d i esem Zusammenhang gese
hen, während andere Autoren eher an einen „ paarigen"
Metamorphoseg ürtel denken. Die zweite Metamorphose
wird du rch die Bildung diskordant-i ntrusiver Peg matite
abgesch lossen . Im nörd lichen Bereich ( u . a. Seckauer
Tauern) denkt man an e i ne amphibolitfazielle, von straf
fer Deformation beg leitete Metamorphose im laufe des
tieferen Karbons. Sie ist nach vorl iegenden Altersdaten
vorwiegend in den tieferen Kristalli narealen bekannt
während in den höheren Kristall inanteilen zah lreich
permische Altersdaten insbesondere aus Pegmatiten
bekannt sind. Diese sprechen für ein eigenständiges
tektonisch-metamorphes Ereignis (ev. Bildung der Plat
tengneise in einem Scherhorizont).
Auffallenderweise kamen i m Permoskyth zumindest
im stei rischen Raum Sedi mente n u r auf Gneisarealen
zur Ablagerung, die i h re Metamorphose präoberkarbo
nisch erlebte n .
I m Z u g e der altalpidischen Orogenese wurde d a s Kri
stal l i n in weiten Teilen erwärmt, wobei u. a. in den süd
l ichen M u riden und in tieferen Koriden Amphibol itfazies
erreicht wird. Diese Metamorphose wird möglicherweise
von einer ausgeprägten Deformation u . a. i n den Kori
den beg leitet, die in der Aktivierung des Plattengneis
scherhorizontes besteht.
In dem zuletzt geäußerten Modell wäre die Stirnfal
tenbildung am Nord rand der Koriden einschließlich Ein
wickelung des „bunten " Altpaläozoikums (in M u rauer
Fazies) zu dieser Zeit erfolgt. Die j u ngalpidische Oro
genese führte zu einer bruchtektonischen Zerlegung
des Krista l l i ns (Abb. 1 9) .
�
Literatu r: BACHMANN ( 1 964 a,b) ; BECKER ( 1 97 1 , 1 973 a,b,
1 975 b, 1 977 a, 1 980 a,c, 1 98 1 b); BECKER & KLEIN
SCHMIDT ( 1 982 ) ; BECKER & SCHUMACHER ( 1 973);
BECK-MANNAGETTA ( 1 969 a, 1 974 b, 1 975 c, 1 976 a,
1 980); H . FLÜGEL ( 1 980 ) ; FORMANEK et a l . ( 1 962) ;
FRANK ( 1 983) ; FRANK et a l . ( 1 976) ; FRISCH et al.
( 1 984); FRITSCH ( 1 964) ; GAMERITH ( 1 964) ; HEJL &
SLAPANSKY ( 1 983 ) ; H. HERITSCH ( 1 965 b, 1 980 a) ;
HOMANN ( 1 960) ; MATURA ( 1 979) ; METZ ( 1 962, 1 964,
1 965, 1 966, 1 976, 1 978) ; MORAUF ( 1 98 1 , 1 982) ; NIE
DERMAYR ( 1 980); NIGGLI ( 1 978 ) ; Nowv ( 1 977) ;
RATSCHBACHER ( 1 983 a,b); SCHARBERT ( 1 980 a,b,
70
1 98 1 ) ; SCHARBERT & SCHÖN LAUB ( 1 980 ) ; SCHEDL
( 1 98 1 ) ; STUMPFL & EL AGEED ( 1 98 1 ) ; TOLLMANN
( 1 977 b).
4.3.
U nterosta l p i nes Deckenstockwerk
(H. FLÜGEL)
Das U nterostalpine Deckenstockwerk zwischen Pen
ninikum und Mittelostalpin wird von gegen Norden vor
getri ebenen Ü berfaltu ngsdecken mit einem polymeta
morphen Kern und permomesozoischen Hü llen geprägt.
In der Steiermark tritt dieses Stockwerk in den Rad
städter Decken unter dem Schladminger Kristallin und
im oststeirischen Kristallin mit dem tieferen Wechsel
und dem höheren Semmeringsystem auf. Letzteres
g l i edert sich in die Stu hleck-Kirchberg-, d i e M ü rz-Ta
chenberg- und die Roßkogeldecke (vg l. Abb. 22) , die
d u rch mesozoische Mulden getrennt sind. Diesem alpi
dischen Bau zugeordnet ist eine auch in den mesozoi
schen Mu lden nachweisbare Metamorphose in Grün
schi eferfazies. Sie überprägte eine variszische bis in
die Amphibolitfazies reichende Metamorphose, die ört
lich bis zu anatektischen Aufschmelzungen fü hrte. Die
se Metamorphose erfaßte eine vermutlich weitgehende
altpaläozoische, tonig-sandige Folge mit lokalen Ein
schaltu ngen basaltischer Vulkanite (Abb. 23) .
Literatur: TOLLMANN ( 1 976 a, 1 977 b, 1 978); WALACH ( 1 977).
4.3. 1 . Zentra l a l pine Sed i mente ( Perm b i s Trias)
(H. FLÜGEL)
4.3.1 . 1 . Erläuterungen zur Legende
Semmeringquarzit, Lantschfeldquarzit,
Alpi ner Verrucano (98)
Die Semmeringquarzite („ Fischbacher Quarzite") des
Semmeri ng-Wechselsystems sind hellgrüne bis weiße,
teilweise gebänderte, feinkörnige Serizitquarzite, mittel
bis g robkörnige Metaarkosen bis Arkosequarzite sowie
Quarzkonglomerate
mit
rosafarbigen
bis
meist
0 , 5 - 5 cm großen Quarzgeröl len. Sie sind meist gut ge
bankt, jedoch zufolge tektonischer Zerrüttung häufig
stark vergrust. Rippelmarken beweisen i h ren aquati
schen Ablageru ngsrau m. Die primäre Mächtig keit dürfte
etwa 200 m betragen. Sie dürften skythisches Alter ha
ben. D i e in i h rem liegenden auftretenden etwa 1 50 m
mächtigen Arkose-, Serizit- bis Phengitsch iefer und me
termächtige Lagen fanglomeratischer Brekzien mit
Komponenten bis zu 5 cm Du rchmesser des Alpinen
Verrucano werden dem höheren Perm zugerechnet. Sie
zeigen teilweise eine rötliche Färbung. Ö rtl ich sind Por
phyroidlinsen und -lagen eingeschaltet. I m Wechselsy
stem entspricht dieser Folge die „Arkose-Brekzien-Por
phyroid-Serie" (ABP-Serie).
Die Quarzite sind du rch einen örtlichen Gehalt an
Uran , Blei, Zink, Kupfer, Mangan und Schwerspat von
wirtschaftlichem (?) I nteresse. Lokal werden sie zur
Schottergewi n n u ng abgebaut. U nter Umständen wäre
örtl ich i h re Verwendung als Schamottesteine denkbar.
In den Radstädter Tauern beginnt die permo-meso
zoische Folge mit inverser Lagerung unter dem Schlad
minger Kristal l i n , mit teilweise geröllführenden Quarz
phylliten und Serizitqu arzitsch i efern. In Diskussion
steht auch eine pri mär transgressive Verknüpfung die
ser Folge mit dem Schlad m i nger Kristallin. Sie werden
s
N
Troiseck Krist a l l i n
�
'\j'I O
\ ö'O
�
'/.
"
x
--
R e c h n i tz e r e i n h e i t
bb. 22: Das unterostalpine Deckenstockwerk des oststeirischen Kristall i n besteht, wie schematisch dargestellt, aus der hangen
en Grobgneisdecke und der Wechseleinheit. Wie sich i m Nordabschnitt zeigt, besteht erstere aus mehreren Faltendecken mit
ufrechten und i nversen mesozoischen Hü llen der kristallinen Kerne. Diese G liederung i n der Stirnposition des Unterostalpins
ehlt dagegen dem südlichen Abschnitt, i n dem nur das tektonisch tiefste Element der G robgneisdecke, die Stuhleck-Kirchberg
ecke auftritt. MOREAU ( 1 98 1 ) konnte jedoch zeigen, daß auch hier diese Decke i n mehrere Einheiten zerglitten ist (vgl. Abb. 24) .
ie im liegenden der G robgneisdecke im „Wechselfenster des Hochwechsel" auftauchende Wechseleinheit wurde früher verchiedentlich dem Penninikum zugerechnet. Magnetische Untersuchungen lassen vermuten, daß dieses im Raum von Waldbach
rst i n etwa 2.500 m Tiefe zu erwarten ist.
em Alpinen Verrucano zugerechnet. U ran, Thori u m ,
anad i u m , Kupfer, B l e i und Z i n k treten verschiedentlich
n d ieser Folge auf. Die Abgrenzung di eser Folge ge
enüber eventuell altpaläozoischen P hylliten südlich
on Schladming ist umstritten .
Das Hangende bilden hellgraue bis hellgrüngraue
e ist g ut geschichtete plattige „ Lantschfeldquarzite"
it seltenen Gerölleinstreu ungen. Sie werden dem
kyth zugeord net.
iteratur: ERKAN ( 1 977 a,b,c); ERKAN & CERWENKA E. in: VALL
( 1 983 ) ; FAUPL ( 1 970 b, 1 972 b) ; FORMANEK ( 1 964 ) ;
GRÄF ( 1 964) ; KIRCHMAYER ( 1 960, 1 96 1 ) ; MATURA
( 1 976, 1 977); PAHR ( 1 980 ) ; PETRASCHECK ( 1 975,
1 977, 1 979); PETRASCHEK et al. ( 1 974, 1 977 b) ;
SCHEDL ( 1 98 1 ) ; SLAPANSKY ( 1 98 1 ) ; TOLLMANN &
FAUPL ( 1 972); TUFAR ( 1 963 ) ; VOLL ( 1 977).
Roßkogel-Porphyroid (99)
Westlich Mürzzuschlag finden sich i nnerhalb des Al
pinen Verrucano weiße, hellgrüne oder du nkelgraue,
gut geschieferte Porpyhroide mit größerer Mächtigkeit.
Dazu kommen zahlreiche kleinere, meist nur einige me
termächtige und in der Karte nicht ausscheidbare La
gen innerhalb der genannten Folge. Eng verkn üpft mit
den Porphyroiden finden sich Biotituralitschiefer, die
möglicherweise U mwandlu ngsprod ukte andesitischer
Vu lkanite sind.
Literatur: CORNELIUS ( 1 952); GAAL ( 1 963, 1 966) ; H. HERITSCH
( 1 965 d).
Kapel lener Sch iefer, Kalk und Dolomit, „Gutenstei
ner Basisserie", Reichenhaller Rauhwacke (97)
Im Semmering-Wechselsystem folgen über den Quar
ziten bzw. grauen Schiefern des obersten Skyth z. T.
mächtigere Reichenhaller Rauhwacke n , d i e von anisi
schen Ton-Kalk- und Dolomit-Sch iefern bzw. -brekzien
als Basis der meist hellen z. T. rosafärbigen Aniskalke,
Dolom ite und Rau hwacken überlagert werden. Den Ab-
sch l u ß der Folge bilden die diploporenfü hrenden Dolo
m ite des Lad i n .
E i n e Lokalbildung stellen d i e etwa 2 0 m mächtigen
Kapellener Schiefer des u nteren Karn d ar. Es handelt
sich um schwarze Schiefer, Sandsteine und Arkosen.
Gleichfalls dem Karn zuzurechnen sind teilweise bunte
Sch iefer sowie rand lich in Gips umgewandelte, bis über
70 m mächtig werdende Anhydritvorkommen (z. B.
Edelsdorf bei Stanz). Ein g roßer Teil dieser roten , vio
letten , grünen aber auch schwarzen Schiefer bis Quar
zite d ü rfte bereits dem Nor angehören. Den Abschluß
bilden i m Bereich des Semmeringsattels Schiefer und
d ü nnplattige Rhätkalke.
Im Radstädter System ist d i e karbonatische Entwick
lung in der Steiermark nur im Bereich der Stei rischen
Kal kspitze in der Pleisli ngdecke entwickelt. Sie besteht
aus gering mächtigen anisischen Rau hwacken, Dolomit
schlierenkalken und Dolomiten und als Abschl u ß Anis
kalken bis Kalkmarmoren.
Literatur: BARNICK ( 1 967) ; BAUER ( 1 968 a) ; CORNELIUS ( 1 952 ) ;
FAUPL ( 1 972 ) ; SCHEDL ( 1 98 1 ) ; VETTERS ( 1 972).
4.3.2. Polymetamorphes Gru ndgebirge
(F. N EU BAUER)
4.3.2. 1 . G robg neisdecken
Das Kristal l i n der G robg neisdecken ist vom mittelost
alpinen Kristal l i n d u rch seinen Reichtum an g ranitoiden
G esteinen und d urch die einförmige Zusammensetzung
der Paragesteine (im wesentlichen metapelitische und
metapsammitische G esteine, extreme Karbonatarmut)
untersch ied e n .
E i n e n Überblick ü b e r die relativen Lageru ngsbezie
hungen geben die Abb. 23 und 24. Das Sedi menta
tionsalter der Paragesteine ist nicht bekannt. Man ver71
s
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Metagranit
M ü rztaler, Bi rkfelder Quarzphy l l it
Tommerschiefer
Treibachschiefer, Strallegger Gneis
Disthenquarzit, Riltiser Quarzit
-
-
-
-
-
§
IV V VI
1-r-�-,L-1
1° 0 1
�
-
- To m m e r s c h i e f e r
-
-
-
-
-
-
Eckbergfolge, Bi rkfelder Gabbro
Amphibo l it
Orthogneis
Augengneis
Metadiorit, Metatonalit
Abb. 23: Schematisches Korrelationsschema der Ausscheidungen des polymetamorphen G rundgebirges der G robgneisdecken
(ohne Berücksichtigung tektonischer Versch uppungen) nach Unterlagen von CORNELIUs, MoREAU, NEUBAUER, PAHR, WIE5ENEDER.
I n der Frage der Entwicklung und l ithostratigraphischen G liederung des Kristallins der Grobgneisdecken herrschen derzeit unter
schiedliche Anschau ungen. Während von den meisten Autoren die Paragestei nsentwickl ung dem Altpaläozoikum zugeordnet wird
u nd die Grobgneise als frühvariszische, die Metagranite bis Granitgneise als spätvariszische I ntrusionen aufgefaßt werden, deu
tet MOREAU 1 98 1 die Birkfelder Quarzphyllite als ein Ä quivalent des bunten Keuper, die darüber folgenden Grobgneise als prä
kambrisches Basement und die übrige Paragesteinsfolge als transgressive vordevone kontinental-marine Sedimentfolge. Dieser
Komplex wäre nach MOREAU variszisch metamorphisiert worden , wobei sich aus den präkambrischen Graniten die G robgneise
entwickelten. Altalpidisch erfolgte die Ü berschiebung der metamorphen Folgen auf das Permomesozoikum von Fischbach und
Birkfeld, welches das primär Hangende des Wechselsystems bi ldet. Gleichzeitig wurde die Hangendeinheit i n mehrere tektoni
sche Schuppen zerlegt (vg l . Abb. 24) und durch eine Metamorphose i n G rü nschieferfazies überprägt. Die jungalpidische Phase
setzte nach dieser Vorstellung, wenngleich im geringeren Ausmaß, diese tektonische Verformung weiter fort.
Das Auffallende in dieser Entwicklung ist das fast völlige Zurücktreten von Karbonatgesteinen sowie das deutliche Zurücktreten
von Amphiboliten im Vergleich zum mittelostalpi nen Kristallin, i nsbesondere dem M u ralpenkristal l i n .
mutet in i hnen hauptsächlich Altpaläozoikum, für d i e
talk- und karbonatfü h rende Assozi ation a m Rabenwald
wurde aufgrund petrologischer Überleg u ngen auch ein
mesozoisches Alter in Diskussion gebracht. I m U nter
karbon fand die Platznahme des ausgedehnten, lakko
lithartigen G robgneiskörpers statt. Der Platznahme
dürfte eine Metamorphose in den Paragesteinen vor
ausgegangen sein, die in den Liegendanteilen die Ana
texis erreichte. Andererseits wird aber auch in den
G robgneisen Präkam bri u m verm utet, über dem d i e pa
läozoische Paragesteinsfolge abgelagert worden wäre.
Die an der Hangendgrenze des G robgneises zu Para
gesteinen auftretenden Hornblende-Biotit-Metagabbros
werden teils als Restite einer Anatexis, teils als echte
G abbros betrachtet, die möglicherweise mit der Bildung
der G robgneise im Zusam menhang stehen. Eine jünge
re Generation von G raniten bildet im Südteil der G rob
gneisdecken diskordante Stöcke. Sie sind posttekto
nisch vermutlich spätvariszisch intrudiert. Als Auswir72
kungen der alpidischen Orogenese werden retrograde
U mwand lungen der voralpidischen Mineralbestände i n
G rünschieferfazies u n d d i e s i e beg leitende Deformation
angeseh e n .
Literatur: BAWOOD ( 1 968 ) ; CORNELIUS ( 1 952); H . FLÜGEL
( 1 979 b); FRIEDRICH ( 1 947 ) ; H. HERITSCH ( 1 967 a);
H . HOLZER ( 1 960, 1 961 ); KOLLER & WIESENEDER
( 1 981 ) ; MOREAU (1 981 ) ; PAHR ( 1 980); SCHWINNER
( 1 935); WIESENEDER ( 1 962, 1 965, 1 967, 1 968,
1 971 ) ; WIESENEDER & RICHTER ( 1 98 1 ).
4.3.2. 1 . 1 . Erläuterungen zur Legende
Treibachsch iefer, Tom mersch iefer,
Stral legger Gneis (1 00)
U nter dieser Ausscheidung wurden die Gesteine zu
sammengefaßt, d i e sich du rch i h ren G limmerreichtum
von den Paragneisen ( 1 02), d u rch das Auftreten von
Relikten höherer Metamorphose von den Quarzphyl liten
( 1 0 1 ) u nterscheiden lasse n .
Die als Züge i nnerhalb des Mürztaler Quarzphyll ites
1uftretenden Treibachschiefer des Gebietes zwischen
'retul und M ürztal sind Schiefer mit G ranat oder bis cm
angen Andalusiten bzw. Pseudomorphosen nach Anda
usit. Nach CORNELIUS wäre eine Bildung dieser Schie
er in einem n u n mehr tektonisch versch leppten Kontakt1of mög lich. Typisch sind auch diskordant zur Sch iefe
ung auftretende Peg matite, die sonst in diesem Gebiet
iehr selten sind.
Unter Tommerschiefer werden granatfü hrende Glim
nerschiefer verstanden, die Staurolith, Ch loritoid oder
'seudomorphosen nach Staurolith enthalten kön n e n .
I n den hangenden Teilen der Tom merschiefer können
lünne Linsen von Paraamphiboliten, Epidosite n , Tre
nolit- und Phengitmarmoren als Abkömmlinge mergeli1er Gesteine auftreten. Ein vul kanogener E i nfluß wird
m Titanitreichtum mancher Gesteinspartien beg ründet.
nsgesamt werden i n den Tommersch iefern tonige, ma
·ine Sedimente verm utet. Die Stral legger Gneise sind
nigmatisierte Blotit-Paragneise, die Sillimanit und sei
en Andalusit führen. Charakteristisch sind auch dü nne,
;treifenförm ige Lagen g ranitoider Zusammensetzung.
lor allem in diesem Bereich treten Disthenquarzite auf,
lie als metamorphe Kaoli nsande aufgefaßt werde n .
)iese Serie i s t auch Träge r der Talklagerstätte Raben
ivald, die an Kalksili katgesteine bzw. „ Kornsteine" ge
lUnden ist. Letztere g leichen den oben erwäh nten Dis
henqu arziten . Beg leitend treten auch Mag nesit und Do
omit auf. N ach heutiger Ansicht ist die Lagerstätte me
asomatischer Entstehung, das Magnesium wurde ent
ang tektonischer Bahnen zugefü h rt. Zuletzt wurde aber
rnch eine sedimentäre Anlage von Dolomitmergeln und
lll a gnesit postuliert, in denen sich Talk im Zuge meta
norpher Reaktionen bei ca. 450 - 550°C und ca. 2 kbar
1ebi ldet hat. Die Strallegger Gneise nehmen nach W1E
>ENEDER eine höhere tekton ische Position ein und lie1en stets über den Quarzphyl liten bzw. Grobgneisen.
::s wird in ih nen auch eine eigene tektonische Ein heit
1erm utet (siehe jedoch Abb. 23, 24) .
.iteratur: CORNELIUS ( 1 952) ; FLÜGEL ( 1 979 b) ; FRIEDRICH
( 1 947) ; H . H ERITSCH ( 1 965 e , 1 967 a, 1 971 ) ; KIESL
et al. ( 1 983 ) ; KOLLER & WIESENEDER ( 1 981 ) ; MODJTA
HEDI & WIESENEDER ( 1 974) ; MOREAU ( 1 981 ) ; SCHWIN
NER ( 1 935) .
fükfelder Quarzphyl lit, Mürztaler Quarzphyllit (1 01 )
Es handelt sich um mächtige monotone Paragesteine
nit phyll itischem Habitus, d i e sich mit fließenden G ren
'.en aus den südlich bzw. hangend anschl ießenden
lommerschiefern und Stral legger G neisen entwicklen.
)ie kön nen gelegentlich G ranat, Chloritoid und Al bit
moten führe n . An bemerkenswerten Ei nschaltungen
cönnen sie selten Amphibolitlagen und Turmali nfelse
ü h ren. Es wird meist angenommen, daß sich d iese Ge
;teine d u rch Phyllonitisierung aus stärker metamorphen
3esteinen entwickelt habe n . I m G egensatz dazu wur
len von MOREAU ( 1 98 1 ) die Bi rkfelder Quarzphyllite al
ersmäßig dem Nor zugeord net und als stratig raphisch
-langendes der triassischen Quarzite i m Fischbacher
=enster gedeutet.
.iteratur: CORNELIUS ( 1 952); HANSELMAYER ( 1 966 a) ; MOREAU
( 1 981 ) ; SCHWINNER ( 1 932, 1 935).
=>arag neis i . a. (1 02)
I m Gebiet des Rabenwaldes treten innerhalb ei nes
ektonischen Schuppenbereiches vermehrt Gestei ne mit
1 neisigem Habitus auf, die sich dadurch von den han1end folgenden G l i m merschiefern (Tommerschiefer) un-
terscheiden lassen. Es werden darunter teils disthen
führende G neise verstand e n , die den Stral legger Gnei
sen nahestehen, teils relativ mächtige Lagen von feld
spatreichen Parag neisen u . a . am Ostabfal l und West
abfall des Rabenwaldes. Die Vergesel lschaftung mit
Disthenquarziten und die Zusam mensetzung der Gnei
se werden als H i nweise auf terrestrische Sedimente,
insbesondere Arkosen i m Ausgangsgestein gewertet.
Literatur: FRIEDRICH ( 1 947) ; MOREAU
( 1 983 d) ; WIESENEDER ( 1 961 ) .
( 1 98 1 );
NEUBAUER
Rittiser Quarzit (1 04)
An den Rändern des G robgneises gegen den M ü rzta
ler Quarzphyl l it treten nördlich des Mürztales helle,
fei nkörnige und dünnschichtige Quarzite mit unscharfen
G renzen gegen die Nebengestei ne auf. Ä hnl iche ge
ring mächtige Quarzite schalten sich auch südlich Vorau
nahe der Obergrenze der G robgneise e i n . Diese Qu ar
zite wurden bei Rittis nahe Krieglach zwecks Herstel
l u ng feuerfester Stei ne abgebaut.
Literatur:
CORNELIUS ( 1 952) ; ERKAN E. in: VALL ( 1 983); NEU
BAUER ( 1 983 d).
Eckbergfolge, Bi rkfelder Gabbro (1 03)
Die G robgneise werden an der Hangendg renze ge
gen d i e Mürztaler Quarzphyllite zwischen dem Feistritz
tal südlich Bi rkfeld und Rettenegg von bis ca. 80 m
mächtigen Linsen von Hornblende-Biotit-Metagabbros
beg leitet. Reliktische Paragenesen mit anorth itreichem
Plagioklas, gemeiner Hornblende, Biotit, selten Diallag
bzw. d iopsidischem Pyroxen , Korund und Spinell wer
den einem älteren metamorphen Stad i u m zugerechnet,
für das Bildu ngsbedingungen von ?00°C und mehr als 7
kbar angenommen wurden. Einer jüngeren Metamor
phose (altalpidisch?} werden Umwandlu ngen von Spi
nell zu Chloritoid, d i e Chloritisi erung der Biotite und die
Serizltisierung der Plagioklase zugerechnet.
Die gabbroiden Gesteine werden von prasinitähnli
chen Gesteinen, Chloritoidfelsen , Korund- bzw. Spinell
felsen beg leitet. Die gesamte Folge wu rde als frag licher
Restit einer Anatexis aufgefaßt bzw. als metamorphi
sierte aluminiu mreiche G esteine. Gegen eine Entste
hung aus Schmelzen wu rde auch d i e Zusammenset
zung der Erzparagenesen angeführt. Zuletzt wurde eine
mag matische Platznahme des Birkfelder Gabbros
postuliert. Dabei muß die Platznahme älter sein als d i e
variszische (?) Anatexis der Nebengesteine.
Literatur: JANDA e t a l . ( 1 965 ) ; KOLLER & WIESENEDER ( 1 981 ) ;
MOREAU ( 1 98 1 ) ; TUFAR ( 1 965 ) ; WIESENEDER ( 1 961 ,
1 967).
Augengneis i . a., G robgneis, Weißstein,
Weißschiefer (1 05)
Der unter verschiedenem Namen bekannte G robgneis
( M ürztaler, Wenigzeller Grobgneis, Birkfelder G ranit) i st
e i n ei nförmiger Augengneis mit großer Ausdehnung. Er
l iegt als zusammenhängender, lakkolithartiger Körper
anscheinend konkordant i n den Nebengesteinen. Nach
der Primärzusammensetzung sind d rei Typen bekannt:
Augeng neise mit granitischer Zusam mensetzung mit bis
acht Zentimeter langen Alkalifeldspatporphyroblasten ,
fei n körnige Orthog neise g ran itischer Zusam mensetzung
i m I n neren mancher Augengneise, und weit zu verfol
gende, aber dünne Horizonte von Metadiorit und Me
tatonalit. Letztere sind nur aus dem Gebiet südlich Vor
au und südöstl ich Schäffern bekannt. In den G robgnei
sen kommen selten Schollen von Biotitschiefern vor.
73
Ein Ganggefolge mit Peg matiten, Apliten und d u nklen
Gängen ist nur von wenigen Lokalitäten bekannt.
Nach WIESENEDER sind die G robgneise in bereits me
tamorphe Gesteine i ntrudiert.
Als Bildu ngsalter kann eine von SCHARBERT bekannt
gegebene Isochrone mit 340 ± 1 0 Mio. J. ( U nterkarbon)
interpretiert werden. Die G robgneise wurden wahr
schei nlich variszisch zu Orthogneisen verschiefert. Der
altalpidischen Orogenese wird die Bildung von Scherzo
nen mit Weißschiefern, Wei ßste i n und Leukophyl l iten
zugeordnet. D i ese setzen sich hauptsäch lich aus M us
kowit und Quarz zusammen, zu denen noch Leuchten
bergit, M i krokl i n und albitreiche Plagioklase treten kön
nen. Soweit bekannt, zeigen die Weißschiefer eine ca.
N - S verlaufende, ausg eprägte Lineation.
Literatur: CORNELIUS ( 1 952); KANTOR & FLÜGEL ( 1 964) ; KOLLER
& WIESENEDER ( 1 981 ) ; MOREAU ( 1 98 1 ); NEUBAUER
( 1 983 d); PAHR ( 1 972); SCHARBERT (in SCHÖNLAUB,
1 979); SCHWINNER ( 1 935) ; VENDEL ( 1 972 ) ; WIESENE
DER ( 1 961 , 1 968, 1 971 a).
G ran itgneis, Metagranit, Orthogneis (1 06)
In dieser heterogenen G ruppe wurden nichtporphyri
sche gran itoide G esteine zusammengefaßt, die außer
halb des G robgneises lieg e n . Es lassen sich folgende
Typen u nterscheiden:
1 . Orthogneise, d i e sich konkordant in die Paragestei
ne hangend zum G robgneiszug einschalten. Sie be
sitzen gran itische, seltener g ranodioritische Zusam
mensetzu ng, sind verschiefert und werden an den
Rändern häufig von dünnen Amphibolitlagen beglei
tet. Die Deformation erlitten d i e Orthogneise ge
mei nsam mit den Nebengesteinen. G rößere Ortho
gneiskörper kommen am Buchkogel, im Feistritztal
und im Gebiet nörd lich des Ringkogels vor. Sie wer
den als anatektische Bildungen der basalen Parage
stei ne (Stral legger Gneis, Parag neis) aufgefaßt.
2. I n nerhalb der Strallegger Gneise sind migmatische
Bereiche bekannt, in denen Nester kaum versch i e
ferter G ranite vorkom men. Die G renzen zum N ebenSE
NW
E i n h e i t von
Kru g hof - S t u b e n b er g
-
E inheit
<...
von
Rabenwald Strallegg
Grob g nei s 
Einheit
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Kalkmarmor (Trias)
Semmeringquarzit
Alpiner Verrucano
Weißschiefer, Weißstein,
Kornstein an tektonischen Grenzen
Birkfelder Quarzphyllit
D.
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l0 a l
0
K
Tommerschiefer mit Paraamphiboliten,
Hornblendeglimmerschiefer
Strallegger Gneis
Paragneis, Arkosegneis, Leukokrater G neis
Orthogneis, Metagranit
G robgneis
Tommerschiefer
Abb. 24: Geologisch-tektonisches Bauschema des unterostalpinen, polymetamorphen G rundgebirges (nach MOREAU, 1 98 1 , S.
299, verändert) im Bereich Rabenwald - Fischbacher Fenster. MOREAU ( 1 98 1 ) unterschied im Unterostalpin zwischen Rabenwald
und dem Fenster von Fischbach, dem er auch die Phyll ite von Birkfeld zuordnete, innerhalb der „ G robgneisserie" eine liegende
G robgneiseinheit, bestehend aus Grobgneis und Leukophyllit, sowie die Einheiten des Rabenwaldes, bestehend aus der liegen
den Rabenwald-Stral legg-Einheit der Mauerhof-Lebing-Ei nheit und der Krughof-Stubenberg-Einheit. Nach ihm besteht jede dieser
durch Talk und Kornsteinhorizonte getrennte Einheiten aus einem granitischen Kern, der vom Strallegger Gneis bzw. Tommer
schiefer überlagert wird . (Die Abbildung gibt dieses Schema nach MOREAU, 1 981 , Abbildung 87 in Veränderung nach den Vorstel
lungen von F. NEUBAUER wieder.)
74
gestein sind wegen der Aufnahme e i nzelner N eben
gesteinsmi nerale wie Biotit und Plagioklas sehr un
scharf. Das Alter der Migmatisierung ist nicht be
kannt, wird aber dem variszischen Zyklus zugeord
net.
Am S üd rand des u nterostalpinen G rundgebirges tre
ten kleine diskordante Stöcke (Stubenberggranit,
G ran itstöcke SW Ringkegel) von relativ wenig ver
schieferten g ranophyrischen Metagran iten bis G ra
nitgneisen auf. Diese G ranite sind in Bezug auf die
Durchbewegung des N ebengesteins posttektonisch
eingedrungen und werden teilweise von Beryll-füh
renden Pegmatiten d urchschlagen . Das Bildu ngsal
ter der Metagranite und Pegmatite ist nicht bekannt,
M uskowite der Pegmatite zeigen Mischalter zwi
schen dem variszischen und alpidischen Zyklus.
Dem selben lntrusionszyklus sind vermutlich meter
icke, stei lstehende Granitgneisgänge zuzuord nen, d i e
m Ostabfall d e s Buchkegels d i e Paragestei n e diskor
ant und posttektonisch d urchsch lagen . Die Metag rani
e werden bei Stubenberg steinbruchmäßig gewonnen.
iteratur: CORNELIUS ( 1 952); FRIEDRICH ( 1 947) ; HAOITSCH
( 1 970 , 1 97 1 a); KOLLER & WIESENEDER ( 1 981 ) ; Mo
REAU ( 1 98 1 ) ; NEUBAUER ( 1 983 d); PURKERT ( 1 927);
WIESENEDER ( 1 961 , 1 968, 1 97 1 )
.
mphibolit (1 07)
Es werden einige Gabbroamphibolite beschrieben,
ie den Zusam menhang mit der Eckberg Folge herstel
e n . Häufiger sind Chloritschiefer u n d Prasi nitzüg e , die
on tuffogenem Ausgangsmaterial abgeleitet werden.
as Fischbacher Fenster umrah men G ranathornblenegneise und Hornblendezoisitschiefer. Amphibolite mit
yroxe n rel i kten sind aus dem Ringkegelgebiet bekannt.
iteratur: CORNELIUS ( 1 952) ; F. HERITSCH ( 1 927) ; PURKERT
( 1 927) .
. 3.2.2. Schwach- bzw. polymetamorphes Gru ndgebi rge (Wechseleinheit, Waldbacher Kristallin)
Das G rundgebirge des Wechselfensters läßt sich in
ehrere Einheiten trennen : Die tiefste Einheit bildet die
echselgneisserie. Sie besteht aus einem nördlichen
onotonen Anteil mit Paragneisen und einem südlichen
unten Anteil mit Amphiboliten, Schwarzsch iefern ,
uarziten, Orthogneisen. Daran schließt südlich das
aldbacher Kristall i n (mit Vorauer Serie) mit sei nen
eich entwickelten Amph iboliten an. Es ist von der
echselgneisserie zumi ndest teilweise durch permo
esozoische Sedimente getrennt, was eine reg ionale
ektonische Zweiteilung der alpidischen Wechseleinheit
enkbar erscheinen läßt.
Die Wechselg neisserie (voralpid ische Amphi bol itfa
ies) wird mit voralpidischem (vorvariszischen?) Meta
morphosehabitus von den l iegenden und hangenden
echselschi efern überlagert, wobei l ithologische Ü ber
änge bekannt sind. Die l ithologische Zusammenset
ung der Wechselgneisserie zeigt gegenüber dem m it
elostal pinen Kristallin mit dem Fehlen von Karbonaten
u nd den Metapeliten, Schwarzschiefern und den zumin
est teilweise von Spiliten abzuleitenden Amphiboliten
eine gewisse Eigenständig keit. Die l iegenden und h an
genden Wechselsch iefer zeigen Anklänge an oberordo
izische bis u nterdevonische Sch ichtfolgen in der G u rk
aler Decke.
Das Waldbacher Kristallin (einschließlich „ Vorauer
Serie") besitzt g roße l ithologische Überei nstim m u ng mit
dem M ittelostalpinen Kristallin, z. B . der G lei nalpe bzw.
der Schladmi nger Tau ern . Für diese Ü bereinsti m m u ng
sprechen vor allem Bänderamphibolite, Augengneise,
wenige Ultramafitlinsen. Ä h n lich den Schladminger
Tauern ist eine schichtgebundene Vererzung weit ver
breitet. Dem variszischen orogenetischen Zyklus ist d i e
Metamorphose in Amphibolitfazies zuzurechnen.
Literatur: FAUPL ( 1 967, 1 970 a,b, 1 972 a); HUSKA ( 1 970), PAHR
( 1 977, 1 980) ; TOLLMANN ( 1 976 a, 1 977 b, 1 978) ; Tu
FAR ( 1 98 1 ) ; VETTERS ( 1 968, 1 970).
4.3.2.2. 1 . Wechselgneisserie
4 . 3 . 2 . 2 . 1 . 1 . E r l ä u te r u n g e n z u r L e g e n d e
Wechselgneis (1 21 )
Die Wechselgneise zeigen eine beinahe vol lständ ig
durchgreifende Albitisierung mit Al bitporphyroblasten i n
einem in Gefüge u n d Mi neralbestand wechselhaft aus
gebildeten G rundgewebe (Albitchloritphyl l it bis Al bit
chloritgneis) . Kennzeichnend ist ein alpidisch geprägter
g rünschieferfazieller Mineralbestand, in dem u. a. im
Südteil Relikte einer ältere n , voralpid ischen Metamor
phose erhalten sind. Die G neise können dünne Grün
schieferlagen und nahezu albitfreie Chloritserizitquarzit
schieferbereiche beinhalte n .
Ü ber die Genese der Wechselgneise bestehen ver
schiedene Ansichten: Diskutiert werden eine Natri um
metasomatose während der alpidischen Metamorphose
bzw. eine Herku nft des Natri u mgehalts aus basischen
Vulkaniten. N icht erklärbar ist dabei der niedrige Cal
ziumgehalt.
Die Wechselgneise sind über g raphitische Serizit
ch loritgneise mit den liegenden Wechselschiefern ver
bunden.
Literatur: FAUPL ( 1 970 a,b, 1 972 a) ; VETTERS ( 1 970); WIESENE
DER ( 1 968) .
G ranatplag ioklasg l i mmerschiefer,
G ranatplag ioklasgneis (1 1 5)
Im Südteil des Wechselkristallins treten Glim mer
schiefer und Gneise auf ( Nordteil des Waldbacher Kri
sta l l i ns sensu FAUPL, 1 972) , die von den Wechselgnei
sen d urch gesteinsbildend vorhandenen G ranat und
Biotit sowie du rch eine mit M ikrolithen gefüllte ältere
Plagioklasgeneration (auch Oligoklase) und d u rch eine
stets vorhandene schwache Pig mentierung u nterschie
den sind. Die Gesteine sind in charakteristischer Weise
an die südliche, bunte „ Serie der Wechselgneise" ge
bunden.
Literatur: FAUPL ( 1 972 a,b); NEUBAUER ( 1 983 d).
G l i m merschiefer i. a. (1 1 4)
Neben den feldspatreichen G ranatplag ioklasglim
merschiefern treten i m südlichen Wechselgebiet Zonen
mit feldspatarmen und feldspatreichen, granatfü hrenden
G l i m m m ersch iefern auf. Sie sind gleichfalls an die süd
liche „bunte Serie der Wechselg neise" gebunden und
bilden m it einem Horizont auch die G renze zwischen
diesen und der nörd l ichen, l iegenden „ monotonen Serie
der Wechselgneise".
Literatur: NEUBAUER ( 1 983 d ) .
Schwarzglimmerschiefer (1 1 3)
Eine Zone mit Schwarzglimmerschiefern, dunklen pig
mentierten Gneisen und G raphitquarziten bi ldet eine
charakteristische Einschaltung in der südlichen Wech
seleinheit. Sie werden häufig von einem d ü nnen Band
heller Orthogneise beg leitet. Die Zusammensetzung
75
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
Grobgneisdecke
0
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.
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WEC H S E L K R I S TAL L I N
WAL D B A C H K R I S TA L L I N S . S T R .
ITIIIJ]
IIIJ]]]
Pe r m o t r i a s
Quarz i t
I+ +\
1 �..,,.1.,
Ort hogneis
S c h w a rz s c h iefer
Abb. 25: Schematische Skizze zum Bau und zur Gliederung des südl ichen Wechselgebietes (NEUBAUER, i n Vorbereitu n g ; unter
Benützung von Unterlagen von FAUPL, 1 972, HUSKA, 1 970, VETTERS, 1 970) . Das Waldbachkristallin s . str. wird als vom Wechsel
kristallin unabhängige antiklinale Struktur interpretiert.
deutet auf lang anhaltende anoxische Bedingungen i n
einem ti efen Sedimentationsbecken.
Literatur: FAUPL ( 1 972 a ) ; HOLZER ( 1 96 1 ) ; NEUBAUER ( 1 983 d ) .
Quarzit (1 1 6)
E i n e charakteristische, bis mehrere Zehne rmeter
mächtige Ei nschaltung in der „ Serie der bunten Wech
selgneise" bilden Qu arzite. Sie sind randlich manchmal
mit G raphitqu arziten verknüpft und können dünne G rü n
schiefer- u nd Gneiseinschaltu ngen führe n . Sie sind
wahrschei n l ich von Lyditen abzuleiten.
Wegen i h rer hochreinen Zusammensetzung wurden
diese Quarzite in zwei Steinbrüchen i m vorderen Wald
bachg raben gewonnen.
Literatur: FAUPL ( 1 972 a ) ; HOLZER ( 1 961 ) ; NEUBAUER ( 1 983 d).
Albitamphibolit (1 1 1 )
Zahlreiche Züge und Linsen diaphthoritischer Amphi
bolite u nd G rünsch iefer kennzeichnen den Südteil der
Wechselg neise. I n i hnen sind stets auffällige Al bitkno
ten wie in den Wechselgneisen neben gefül lten Plagio
klasen zu beobachten . Chemische Analysen belegen
einen g abbroiden bzw. basaltischen Chemismus trotz
gewisser seku ndärer Veränderungen (Spi litisierung?).
I m Nordtei l sind diese Grüngesteine stärker in Grün
schiefer umgewandelt, während i m Südteil gefül lte Pla
gioklase, die als primäre Rel ikte betrachtet werden, und
G ranat als Relikte einer älteren Metamorphose auftre
ten.
Literatur: FAUPL ( 1 972 a ) ; NEUBAUER ( 1 983 d ) .
Orthogneis (1 1 2)
NW Friedberg schaltet sich ein mächtiger Orthog neis
körper schieferungs- und stoffkon kordant ein. D i eser
Körper d ü nnt gegen NW rasch in Schwarzg limmersch ie
fern aus und bi ldet hier eine über mehrere Kilometer zu
verfolgende dünne Lage . D i ese G egebenheiten und
Ei nschaltungen von Biotitgl i mmersch iefern und Amphi
boliten lassen e i n e Deutung d i eses G neises als sau res
76
vulkanisches Gestein zu. An den Rändern sind sekun
däre Umsetzungen (Schach brettalbitisierung der Alkali
feldspäte) verbreitet, eine ausgeprägte Li neation deutet
auf e i ne kräftige tektonische Beanspruchung h i n .
D i e Orthog neise wurden in mehreren sti llgelegten
Steinbrüchen als Baustein gewonnen.
Literatur: FAUPL ( 1 972 a) ; NEUBAUER ( 1 983 d ) .
4.3.2.2.2. Wechselschieferserie
4.3.2.2.2 . 1 . Erläuteru ng en zur Legende
l iegende Wechselschiefer (1 1 0)
Die durchschnittlich etwa 200 m mächtigen liegenden
Wechselschiefer werden vorwiegend aus Chloritquarz
phyll iten und Chloritserizitphyl liten mit seltenen Ein
schaltungen von Albitschiefern und Ch loritoidschiefern
aufgebaut. Kennzeichnend für d i e Serie sind aber un
terschiedlich mächtige Einschaltungen von Serizitquar
ziten, G raphitpyhl l iten und G raphitquarziten, d i e u . a. in
einer Übergangszone von ca. 20 bis 30 m mit den
Wechselgneisen gebunden sind.
Literatur: FAUPL ( 1 970 a,b); VETTERS ( 1 970) .
Porphyroid (1 09)
In d i e hangenden Wechselschiefer schalten sich am
Herrenstein (SW-Abfall des Hochwechsels) bis mehrere
Zehnermeter d icke helle Porphyroide bzw . fei n körnige
verschieferte G neise ein, die mit den Schiefem d u rch
Ü bergänge verbunden sind (cm - d m-d icke Tufflagen
usw. ) . Die Beziehung zu nordwestlich anschließenden,
als G ranitgneise beschriebenen Gesteinen ist nicht völ
l i g geklärt.
Literatur: NEUBAUER ( 1 983 d); VETTERS ( 1 970).
Hangende Wechselsch iefer (1 08)
Die d u rchschn ittlich etwa 1 80 m mächtigen hangen
den Wechselsch iefer entwickeln sich über einen basa
len G raphitphyll ithorizont aus den liegenden Wechsel
schiefern. Sie bestehen vorwiegend aus Epidotchlorit-
uarzphyllit
und
Epidotserizitq uarzchloritschiefern.
Kennzeichnend sind vor allem i m Liegendanteil häufig
uftretende Ei nschaltungen von Quarziten und Arkosen
zw. G rauwackenphyllit. N icht selten sind gradierte
änke erkenn bar. Der klastische I n halt wird als vulka
nogener Detritus betrachtet. Diese hangenden Wech
elschiefer wurden mit den als Oberordovizium bis Unerdevon e i n gestuften Arkoseschiefern der nörd lichen
G u rktaler Decke verg l ichen. Diese Alterseinstufung wird
u rch den genannten Porphyroid u nterstrichen, der in
den südöstl ichen Ausläufern i nnerhalb der hangenden
Wechselschiefer auftritt ( Ä qu ivalent des oberordovizi
lschen Blasseneckporphyroides?) .
!Literatur: FAUPL
1(1 970).
( 1 972 a) ;
NEUBAUER
( 1 983 d ) ;
VETTERS
4.3.2.2.3. Waldbacher Kristallin
4.3.2.2.3. 1 . Erläuteru ngen zur Lege n d e
G l i m mersch iefer i . a., Waldbacher Phyllit (1 1 4)
Das Waldbacher Kristall i n beinhaltet in mehreren Ni
veaus G l i m merschiefer. Die Waldbacher Phyll ite (phylli
tische G l i m merschiefer) bilden als l ithostratigraphisch
tiefster Horizont den Kern einer überki ppten Antiklinal
struktur. Die phyllitischen Glimmerschiefer können be
reichsweise kleine Albitporphyroblasten führe n , sind
manchmal sulfidisch pig mentiert und beinhalten einen
d ü n nen Schwarzschieferhorizont.
I nnerhalb der lithostratigraphisch höheren „ Vorau er
Serie" kommen g robschuppige bzw. g robknotige G ra
n at-Biotit-M uskowitplag ioklasglimmerschiefer bis -gnei
se als markante Leitgesteine vor. Phengit-Plagioklas
Qu arzschiefer und aus Metapeliten abzuleitende Phyllo
nite stellen sich im Kern der östl ichen Waldbacher Anti
klinalstruktur ein. Die G l i m merschiefer können rel i kti
schen Staurolith und Ch loritoid führen.
Literatur: FAUPL ( 1 972 a); H. HOLZER ( 1 960 ) ; HUSKA ( 1 968,
1 970) ;
NEUBAUER
( 1 983 d);
TUFAR
( 1 963,
1 968 a,b,c).
Schwarzg l i mmersch iefer (1 1 3)
Schwarzschiefer, gering mächtige G raphitquarzite so
wie sulfidfüh rende d u nkle Sch iefer bilden innerhalb der
Vorauer Serie bzw. der Waldbacher Phyll ite auffällige
Leithorizonte. Sie sind i n i h rer Verbreitung wenig be
kannt und wurden deshalb nur teilweise ausgeschie
den.
Literatur: H. HOLZER ( 1 960); NEUBAUER ( 1 983 d ) .
Hornblendegneis ( Vorauer Serie i . w. S. ) (1 1 9)
Die „ Vorauer Serie i . w. S . " ist d urch i h re fast d u rch
wegs vorhandene Amphibolführung charakterisiert. Tei l
weise muskowitführende Hornblendegneise, Hornblen
dequarzite und amphibolführende Plagioklasgneise bil
den die Masse der Gesteine. Letztere sind vermutlich
von i ntermediären Metatuffen und Laven abzuleiten.
Die Hornblendegesteine zeigen häufig Vererzungsspu
ren (Zinkblende, Kupferkies, Arsenkies, Molybdäng lanz,
G raphit). Zehne rmeter mächtige Horizonte von Bänder
bzw.
Lagenamphibol iten
zeigen
einen
Wechsel
m m - d m dicker melanokrater Amphibolitlagen und leu
kokrater, mitu nter granatfü hrender Plagioklasgneisla
gen. Linsenzüge von verschiedenen Plagioklasam phi
boliten , gabbroiden Am phibol iten sind ebenso wie auf
lagernde quarzitische Schiefer mit Sulfiden vererzt, wo„
"
bei diese Erzhorizonte über ca. 1 O km zu verfolgen
sind. Wenige Linsen von Plagioklasamphibolite beg lei
tenden Metaultramafiten sind als g ravitative Differentia
tionsprodukte erklärbar. Die G esteine der Vorauer Serie
sind insgesamt als vermutlich kalkalkalische Vulkanitse
rie deutbar.
Zur Vorauer Serie wurden auf der Karte auch die Ge
steine der Ostfortsetzung des Wechselfensters östl ich
der tertiären Friedberger Bucht südlich und westlich
von Hattmannsdorf gestellt. Die hier auftretenden Pla
gioklasgneise, Orthogneise und Plagioklasamphibol ite
werden ebenfalls als i ntermediäre, saure und basische
Effusiva gedeutet. Sie werden von Kalkphyl l iten und
G raphitquarziten beg leitet und werden ähnlich wie die
Vorauer Serie von pegmatitischen Gängen durchbro
chen. Kleine Serpenti nitkörper bei Elsenau werden vom
Penninikum des Rechn itzer Fensters abgeleitet, passen
aber auch g ut in den Rahmen der Vorauer Serie. Auch
hier sind kleine Vererzungen bekannt.
Literatur: FAUPL ( 1 972 a); H . HOLZER ( 1 960 ) ; NEUBAUER
( 1 983 d) ; PAHR ( 1 972); TUFAR ( 1 963, 1 968 b, 1 970).
Amphibol it, Bänderamphibolit (1 1 7)
I m westl ichen Waldbacher Kristallin wird die Vorauer
Serie d urch relativ mächtige , u ntersch iedl ich ausgebil
dete Amphibol ite vertreten, in nerhalb der Vorauer Serie
wurden mächtigere Horizonte ausgesch ied e n . Die Mas
se stellen aplitisch gebänderte Amphibolite (z. B. Bän
deramphibolit vom Typus Ofenbach) , in die, wie bereits
erwähnt, g ranatreiche Plagioklasgneise e ingeschaltet
sind. Mächtige gabbroide Amphibolite sind u. a. vom
Wetzelberg bei Waldbach bekannt. Die Amphibol ite
können durch die alpidische Metamorphose und Diaph
thorese in Grünschiefer rückumgewandelt sein.
Literatur: HUSKA ( 1 968, 1 979) ; NEUBAUER ( 1 983 d ) ; TUFAR
( 1 963, 1 968 b).
Augengneis (1 1 8)
I n der U m rahmung der Waldbacher Phyll ite bzw. in
nerhalb von Amphiboliten fi ndet sich ein horizontbe
ständiger, stark verschieferter M i krokl inaugengneis
(auch G ranit- und Orthogneis) . I n diesen sind mitunter
Biotitg limmerschiefer und Hornblendegarbenschiefer
ei ngeschaltet. Wenige Meter dicke boudinierte Linsen
finden sich auch in der östlichen Vorauer Serie. Diese
Augengneise wurden mit den G robgneisen verglichen.
Eine naheliegende Verg leichsmögl ichkeit ist aufgrund
des gesamten Profi ls ei nschließlich der Amphibolite
zum Gleinalmaugengneis gegeben.
Literatur: FAUPL ( 1 972 a); H. HOLZER ( 1 960 ) ; HUSKA ( 1 968,
1 970); TUFAR ( 1 963) .
Pegmatoider
Alkal ifeldspat-Plagioklas-Quarz-Gang (1 20)
I nnerhalb der Vorauer Serie bei Vorau, aber auch
südlich Schäffern nordwestlich Reitbüchl treten zahlrei
che Meter- bis Zeh nermeter d icke, schi eferungskonkor
d ante wie diskordante pegmatoide Körper auf, die sich
bis zu mehreren 1 00 m verfolgen lasse n . Sie zeigen
eine ausgedehnte Schachbrettal bitisierung der Alkali
feldspäte , weshalb FAUPL den Namen „ peg matoider Al
vorgeschlagen
kal ifeldspat-Plagioklas-Quarz-Gang"
hat. I m Löffelgraben bei Vorau wurde eine an einen sol
chen Gang gebundene goldhältige Arsenkiesvererzung
kurzzeitig besch ü rft.
Literatur: FAUPL ( 1 972 a) ; PAHR ( 1 972 ) ; TUFAR ( 1 968 b) .
77
5 . Berg baue
(H. FLÜGEL)
I n der Karte wurden neben den heute du rch Berg
baue ersch lossenen Lagerstätten auch einige wichtiger
erscheinende frühere Abbaue aufgenommen . Eine de
tai l l i ertere Ü bersicht fi ndet sich in den Karten von
FRI EDRICH ( 1 953) und HADITSCH (1 979) . Von letzterem
w i rd derzeit aufgrund vorliegender geologischer Karte
eine neue Bergbau karte vorbereitet .
Literatur: FRIEDRICH ( 1 953, 1 968 a,b) ; HADITSCH ( 1 979 ) ; H .
HOLZER & STUMPFL ( 1 980); KOSTELKA ( 1 973 ) ; KRAJl
CEK ( 1 974) ; MODRIJAN ( 1 968) ; SCHROLL ( 1 958 ) ; TU
FAR ( 1 98 1 ) .
5.1 .
Magnesit (Mg)
Von d e n Spatmagnesitvorkommen des Typus Veitsch
werden heute in der Steiermark nur mehr die Lagerstät
ten Hohentauern bei Triebe n , Wiesergut-Oberdorf
a. d. L. und St. Jakob in der Breitenau abgebaut. D i e
beiden erstgenannten s i n d an d a s Unterkarbon d e r
Veitscher Decke gebunden, in dem a u c h zah lreiche an
dere Mg-Vorkommen wie Sattlerkogel-Veitsch, Hi nter
g raben- Flaming, St. Dionysen, Lassing usw. bekannt
sind, die teilweise abgebaut wurden (vg l . Kap.
4. 1 . 1 . 1 . 1 . , [47] ) . Demgegenüber geht der Bergbau Brei
tenau sowie einige klei nere einstige Ei nbaue nördl ich
von St. Jakob in der Breitenau in den obersilurischen
( ? u nterdevonen) Ante i l e n der Laufnitzdorfer Folge des
G razer Paläozoikums um (vg l . Kap. 4 . 1 . 2 . 3 . 1 . , (63]).
Die Genese dieser Vorkommen wird entweder hydro
thermal-metasomatisch oder pri mär-sedi mentär bis
frü hdiagenetisch angenommen. Die Förderung aus den
genan nten Bergbauen betrug 1 98 1 etwa 573 . 900 Ton
n e n , das sind etwa 49 ,5 % der gesamtösterreich ischen
Förderung.
N icht beschü rft werden heute die Vorkommen von
kryptokristal linem Magnesit vom Typus Kraubath (Fei
stritz, G u lsen , Sommergraben usw . ) , die an den U ltra
mafitstock von Kraubath gebunden sind (vg l . Kap.
4 . 2 . 2 . 1 . 1 . , (90] ) .
Literatu r: ALKER ( 1 972 a,c); ANGEL ( 1 962); BRIEGLEB ( 1 971 ) ;
FELSER ( 1 975, 1 977) ; FELSER & SIEGL ( 1 977); FRIED
RICH (1 968 C, 1 969 b) ; HADITSCH ( 1 968 b) ; HADITSCH
& MOSTLER ( 1 982) ; LEOPOLD ( 1 967) ; LESKO
( 1 960 a,b, 1 972) ; MOSTLER ( 1 973 ) ; PETRASCHECK
( 1 978) ; POSTL ( 1 975) ; SCHULZ ( 1 974); SIEGL & FEL
SER (1 973) ; VORYZKA ( 1 960); WENINGER ( 1 960,
1 967).
5.2.
Eisen (Fe)
Von den zah l reichen Eisenerzvorkommen in der Stei
ermark ist heute nur mehr der Bergbau am Steirischen
Erzberg in Betrieb. Er förderte 1 98 1 mit 3,05 Mio. Ton
nen fast 1 00 % der gesamtösterreichischen Produktion.
Als Hauptmi nerale treten Siderit, An kerit und Fe-Dolo
mit auf. Der durchschnittl iche G ehalt der Erze beträgt
ESE
•OOm
WNW
Präbichl-und
Werfener Schiefer
�
l%'+$$?J
CJ
l+/++I
Präbichl- und Werfener Schichten ( Permoskyth)
Zwischenschiefer( Karbon)
Erz
Rohwand (Silur- Unterkarbon)
Porphyroid (Oberordoviz)
Abb. 26: Profil durch den Erzberg von Eisenerz (nach ScHöNLAUB, 1 982, Abb. 9).
78
2 % Fe und 2 % M n . Die Vererzung wird heute als de
on ische vulkanogen-sedimentäre Bildung mit variszi
cher metasomatischer Mobilisation gedeutet (vg l . Kap.
. 1 . 1 . 1 . 1 " [57] ) .
Neben d i esem Typus finden sich zahlreiche Eisenerz
orkommen von anderer Genese, wie die liquidmagma
sche Mag netitlagerstätte der Platte bei G raz , die sub
arin-hydrotherma l-sedimentären
Roteisenstei nvor
ommen von Thal westlich Graz oder des Heuberggra
en bei Froh nleiten, die schwach metamorphen sedi
entären Erzqu arzite des Pl ankogel und von Pöllau bei
eu markt sowie die Verwitterungslagerstätten und
arsteisenerze des Lichtensteinberges bei Kraubath
nd des Buchkogels bei G raz, um n u r einige zu nen
en.
ALKER ( 1 972 a,b ) ; BAUMGARTNER ( 1 974, 1 976) ; BE
RAN ( 1 974, 1 975, 1 977, 1 979); BERAN & THALMANN
( 1 977, 1 978); DOLEZAL ( 1 977); DOLEZAL & SCHROLL
( 1 972, 1 979) ; FRITSCH ( 1 960) ; GRAF & HADITSCH
( 1 984) ; HADITSCH ( 1 975) ; HADITSCH & LASKOVIC
( 1 975) ; HORKEL ( 1 977); JUVANCIC & KIRNBAUER
( 1 97 1 ) ; MEIXNER ( 1 970) ; POHL et al. (1 981 ) ; SCHA
RAFFI ( 1 977 ) ; SCHARAFFI & BERAN ( 1 977) ; SCHÖNLAUB
( 1 982 ) ; SCHÜSSLER ( 1 98 1 ) ; SCHÜSSLER et al. i n : VALL
( 1 983) ; SEEMANN ( 1 979) ; THALMANN ( 1 974); TUFAR
( 1 962, 1 963, 1 967, 1 968 a, 1 972 b ) ; L. WEBER
( 1 973 ) ; WEISS ( 1 973 a, 1 984) .
5.3.
Blei-Zink (Pb)
Derzeit werden in d e r Steiermark keine Blei-Zinkvor
ommen abgebaut. N euerliches Hoffnu ngsgebiet sind
i e zahlreichen silberführenden
Blei-Zink-,
z. T.
chwerspat-Lagerstätten des G razer Paläozoikums, d i e
m m e r wieder seit dem M ittelalter in zahlreichen Abbau
n beschürft wurden ( Rechberg , Schrems, Rabenstein
rzwaldgraben-Übelbach,
Deutschfeistritz, Arzberg
urgstall usw . ) . Es handelt sich um schichtgebundene,
yngenetische , mitteldevonische Vererzungen vom Ty
us Meggen. Flüssigkeitseinschl üsse im Baryt zeigen
ine metamorphe Überprägung bei Homogenisations
emperatu ren bis 250°C (vg l . Kap. 4 . 1 .2.2. 1 „ [64]) .
Gleichfalls ältere Blei-Zi nk-Vererzungen sind d i e sil
erfü hrenden polymetallischen Eisenspatlagerstätten
om Typus Oberzeiring sowie Vorkommen in den
ch ladminger Tauern.
iteratur: BURGSTALLER ( 1 968) ; CEIPEK ( 1 975); DZULINSKY &
SASS-SUSTKIEWIEL ( 1 977); H. FLÜGEL ( 1 974) ; FRIED
RICH ( 1 964, 1 975 a, 1 979) ; HADITSCH ( 1 967) ; HEJE
MANN ( 1 960) ; PETRASCHECK ( 1 960 a ) ; PUNZENGRUBER
( 1 975); SCHNEIDER ( 1 964) ; SCHROLL & PAK ( 1 977);
SCHULZ ( 1 974) ; SIEGL (1 974) ; TUFAR ( 1 972 C , 1 975,
1 978) ; L. WEBER ( 1 977, 1 98 1 , 1 982, 1 983) ; L. WE
BER ( in VALL, 1 983).
5.4.
Schwefel kies (S)
Derzeit wird Schwefelkies in der Steiermark nicht ab
ebaut. Unter den älteren Bergbauen ist die Lagerstätte
roßstübing im Paläozoikum von G raz u nd Walchen bei
blarn zu nennen. Wie bei den Kupferlagerstätten h an
elt es sich um altpaläozoische, i m Falle G roßstübing
e rmutlich devonische, synsedimentäre Vererzungen.
iteratur: STEINER ( 1 977) ; UNGER ( 1 968 a ) .
5.5.
Kupfer (Cu)
Kupfer wird derzeit i n d e r Steiermark nicht abgebaut.
Die wichtigste Lagerstätte war Walchen bei Ö blarn, d i e
neben Kupferkies Pyrit, Bleiglanz, Zinkblende, Fah lerz
führt, wobei der Cu-Gehalt über 1 ,5 % liegt. Es handelt
sich um eine vermutlich altpaläozoische, synsed imentä
re Vererzung vom Typus der „Alpinen Kieslager", d i e in
Zusammenhang mit dem basischen Vulkanismus i nner
halb einer phyll itischen Serie entstande n .
Literatur: HADITSCH ( 1 966 a , c , 1 967) ; JARLOWSKI ( 1 964) ; PIENN
( 1 975) ; SCHULZ ( 1 974) ; UNGER ( 1 968 a,b, 1 969,
1 97 1 , 1 972) ; WENINGER ( 1 968).
5.6.
Talk (T)
Talk und Leukophyll it wird in der Steiermark in den
Vorkommen Lassing, Weißki rchen bei Judenburg und
am Rabenwald abgebaut. 1 98 1 betrug die Förderung
rund 1 1 6 . 400 Tonnen, d. h. 1 00 % der Gesamtförde
rung Österreichs. Zu diesen Lagerstätten kommen eini
ge Vorkommen, die heute nicht mehr abgebaut werden.
Hierher gehören die an die Überschiebungsbahn der
Veitscher Decke über m ittelostalpinem Mesozoikum ge
bundene Talklagerstätte Mautern, sowie die Vorkom
men Rannach und Jassing, in denen der Talk - so wie
in der Lagerstätte Lassing - zusammen mit Magnesit
auftritt. Bei den Vorkommen im ostalpinen Kristallin
h andelt es sich um metamorphe U mwand lungsprodu kte
von Dolomit bzw. bei den Leu kophylliten (Leuchten ber
git-Sch iefer) von kristallinen Schiefem (Gneis), wobei
Bildu ngstemperatu ren von 450° bis 550°C bei 2 kb Ge
samtdruck angenommen werden. Der Vorgang erfolgte
verm utlich im Rahmen der altalpidischen Metamorpho
se (vg l . Kap. 4.3.2. 1 . 1 . , [ 1 00] ) .
Literatur: ANGEL ( 1 962) ; BOROVICZENY & ALKER ( 1 961 ) ; FRIED·
AICH ( 1 947) ; FRITZ ( 1 972 a,b ) ; HADITSCH ( 1 966 b ) ; H.
HERITSCH ( 1 967, 1 972); METZ ( 1 98 1 ) ; METZ et a l . ( i n
VALL , 1 983) ; MODJTAHEDI & WIESENEDER ( 1 974) ;
MOREAU ( 1 981 ) ; V. PAAR ( 1 964 a,b ) ; STRÖBL & WE
BER ( 1 983) ; TUFAR ( 1 979 b ) ; VENDEL ( 1 972) ; WEISS
( 1 969, 1 972, 1 973) ; WENINGER ( 1 969).
5.7.
Kohle ( K)
I n der Steiermark wird Brau nkohle nur mehr aus dem
Köflach-Voitsberger Revier gefördert (vg l . 3.2./22), wel
ches 1 98 1 über 1 , 9 Mio. Tonnen, das sind 63 % der
Gesamtförderung Österreichs lieferte (vg l . Kap. 3.2 . 1 „
[22] ).
Eine sehr g roße Zahl weiterer größerer und kleinerer
Lagerstätten, die zeitweise abgebaut wu rden , finden
sich an verschiedenen Orten des Tertiärs des Stei ri
schen Beckens, sowoh l i m Bereich der G rundgebirgs
buchten als auch im Beckenin neren, sowie in den l n 
neral pinen Tertiärbecken der Norischen Senke und der
Becken von Passail und Ratten (vg l . Kap. 3 . 1 . 1 „ [27]) .
A l s Beispiel f ü r quartäre Kohlenvorkommen seien die
Lignitflöze bei Schladming genannt. Ehemalige kleine
Abbaue oberkarboner Anthrazitvorkom men finden sich
auf der Turracher Höhe.
Literatur: H . FLÜGEL ( 1 975 a) ; HEINRICH ( 1 980) ; KöTTNER
( 1 975) ; KOPETZKY (1 965); KORNBERGER ( 1 976) ; MAU
RITSCH et al. ( 1 977) ; METZ ( 1 972); NEBEAT ( 1 982);
POHL ( 1 970, 1 976) ; WEBER (1 980) ; WEISS ( 1 973 b,
1 976 a,b,c, 1 978).
79
Steinbruch u. x x
Kalkwk. Gradenberg
X
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1 km
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X
X
X
Abb. 27: Lageskizze des Köflach-Voitsberger Kohlenrevieres (nach WEBER & WEISS, 1 984, Abb. 1 2) .
Westmu lde
+ 600
+
500
+
400
Ost mulde
1-=:::. .
. . ·· · ·.• .
+
300
'.:;;;:;�\:;: :�:\�{'.·
, ::::
.
· · · .·. .
.
„
F l ciz m cichtigke i t
36m
Oberdorfer Kohlenmulde
0
100
::
t:.;. ,'. :;·:·.j
�
C=:J
Fi'\\tfül
200
300
400
SOO m
Schotter
1
Lehm
2
- ·
Tegel
Kohle
G r undgebirge ( Dolomit u. Gosau
1
0
SOO m
Abb. 28: Profil d u rch die im Abbau befindliche Oberdorfer Kohlenmulde bei Köflach-Voitsberg
(nach GöSSLER, 1 981 , aus WEBER & WEISS, 1 984, Abb. 1 8) .
5.8.
G raph it (Gr)
Von den zahlreichen G raphitvorkommen der Veit
scher Decke werden n u r zwei, und zwar Kaisersberg
und Sunk bei Trieben abgebaut. Mit etwa 1 5 .690 Ton
nen förderten sie 1 98 1 fast 66 % der gesamtöster
reichischen Produktion. Weitere ei nstige Baue in diese
Zone sind u. a. Klei nveitsch, Al lerheiligen, Raastal bei
St. Kath rei n , Jass i n g , Kalwang, Wald usw. Der Kohlen80
stoffgehalt schwankt in den einzelnen Vorkommen und
kann bis 90 % erreichen (vg l . Kap. 4 . 1 . 1 . 1 . 1 . , [46]) .
Neben diesen Lagerstätten i n d e r G rauwackenzone
wurden kleinere, meist an tektonische Zonen gebu nde
ne Vorkommen i m G razer Paläozoikum (St. Gotthardt),
im Sausal , Fresing bei Leibnitz sowie im U nterostal pin
abgebaut.
Literatur: KLAR ( 1 964) ; MAURITSCH ( 1 98 1 a); SCHARFE ( 1 98 1 ) ;
SCHARFE & PEER (in VALL, 1 983); WEISS ( 1 976 d ) ;
WENINGER ( 1 965).
5.9.
Salz, An hydrit ( E)
Von den zahlreichen Vorkommen an permischem
tei nsalz wird in der Steiermark nur das von Altaussee
bgebaut, welches 1 981 mit annähernd 979.390 m3 So
l über 40 % der gesamtösterreichischen Produktion
1 eferte. Anhydrit wurde nur i m Bergbau G ru nd lsee zu
ammen mit G ips gewonnen, wobei in ihm 1 98 1 44.885
onnen, d as sind fast 33 % der G esamtprodu ktion
sterreichs abgebaut wurden (vg l . Kap. 4 . 1 . 1 . 1 . 1 , [43] ) .
iteratur: ALKER ( 1 975 e); GROSS ( 1 973 ) ; PISTULKA ( 1 968);
SCHAUBERGER ( 1 979 ) ; STEINHAUSER ( 1 982).
5. 1 0.
G i ps (G)
V o n den gleichfal ls s e h r zahlreichen Vorkommen a n
i ps (vg l . Kap. 4 . 1 . 1 . 1 . 1 . , [43]) wurden nur die Lager
tätten Grundlsee, Admont und Tragöß abgebaut, wo
ei 1 981 die Gesamtförderung 208. 382 Tonnen betrug ,
a s sind übe r 3 1 % d e r Gesamtproduktion Österreichs.
ahlreiche z . T. auch sehr g roße Vorkommen werden
eute nicht gewältigt.
BAUER ( 1 968 a) ; ERKAN (1 977 a,b ) ; HADITSCH ( 1 965 ) ;
PETRASCHECK e t al. ( 1 977 a ) .
Zu den genannten Mineralrohstoffen kommen eine
Vielzahl anderer meist kleinerer Vorkommen verschie
denster Vererzungen, die immer wieder zu Bergbauen
oder zur Prospektion Anlaß boten . Als Beispiel seien
die bekan nten Vorkommen von Kobalt-, N ickel-, Wis
mutlagerstätten der Zinkwand-Vöttern in den N i ederen
Tauern , die Quecksilbervorkommen des Dallakberges
bei Rein, versch i edene U ran- bzw. Scheelitvorkommen
oder die Arsen kiesabbaue am Straßeck oder bei St.
Blasen bei Neumarkt genannt. Als weitere Beispiele sei
auf d i e Gewinnung von Traß bei Gossendorf bei Glei
chenberg und von l l l ittonen bei Fehring hingewiesen.
Literatur: BERTOLDI e t a l . (1 983) ; EBNER & WEBER ( 1 982) ; ERKAN ( 1 977 a); ERKAN, SCHÜSSLER, PFEFFER & RAD
WEIN (in VALL, 1 983) ; FRIEDRICH ( 1 967 a, 1 968 b,
1 975); G RILL & JANOSCHEK ( 1 980 ) ; HADITSCH
( 1 968 a, 1 98 1 ) ; HADITSCH et al. ( 1 982); HOLL ( 1 970) ;
HOLLER ( 1 982) ; KIRNBAUEA ( 1 97 1 ) ; MALEKGASEMI
( 1 979) ; PETRASCHECK ( 1 960 b, 1 975, 1 977, 1 979) ;
PETRASCHECK et al. ( 1 974, 1 977 b ) ; PFEFFER &
SCHÜSSLER ( 1 977); PFEFFER, METZ, SAYILTI &
SCHÜSSLER (in VALL, 1 983); POLEGEGG & CEIPEK
( 1 977) ; POSTL ( 1 977 b ) ; PROCHASKA (in VALL, 1 983);
SCHROLL & AZER IBRAHIM ( 1 96 1 ) ; SCHULZ ( 1 974) ;
SEEMANN & KALBSKOPF ( 1 977); SOMMER ( 1 977) ;
STUMPFL & PARTIAN ( 1 979).
6. Literatur
(H. FLÜGEL & F. NEUBAUER)
6.1 .
Veröffent l i c h u ngen
Der d urch d i e " New G lobal Tectonic" eingetretene
Paradigmawechsel in den Geowissenschaften hat
ebenso wie der Einsatz zahlreicher neuer Methoden
von der Mi krofazies und M i kropaläontologie bis zur
G eochem ie, Geochronologie, Petrologie usw. usw. da
zu geführt, daß auch in u nserem Land in den letzten
zwanzig J ahren der Wissensstand in u nserem Fach
enorm gewachsen ist. Erläuterunge n , wie d i e vorl iegen
den, können nur einen Bruchtei l dieser Erkenntn isse wi
derspiegeln und oft m u ßten wen ige Worte und Sätze
oder ein kurzer Literaturhi nweis wichtige umfangreiche
Arbeiten ersetze n . Andererseits ist diese Literatur in in
und ausländischen Zeitschriften weit verstreut, sodaß
nur zu oft die Gefahr besteht, daß bereits Erworbenes
und Bekanntes infolge „ N ichtkenntnis" in mü hevoller
Forschung neu erarbeitet wird und wissenschaftliches
Sch rifttum zu einer u nsicheren Flaschen post wird, die
nur allzu häufig auf i h rem Weg verlorengeht. Es schien
daher angebracht, dem Leser einen Überblick der von
uns bei der Arbeit an der Karte und den Erläuterungen
in dieser oder jener Form verwendeten Literatur zu
bringen und d amit auch in dieser H insicht eine Be
standsaufnahme unseres Wissens vorzulegen, hoffend,
daß d ieses umfangreiche Verzeich nis dem Benützer in
seinen speziellen Fragen eine H i lfe bietet. Wir sind uns
bewußt, daß wir, wenn w i r auch Vol lständigkeit anstreb
ten, diese nicht erreicht habe n . Dies sei auch als Ent
schuldigung gegenüber Autoren gesagt, deren Publika
tion zu unserem Bedauern übersehen wurde.
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1 20
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6 . 2 . Geolog ische Karte n b l ätter,
soweit s ie n i cht
u nter Kapitel 6 . 1 . a ufsc h e i n e n
Geologische Karten der Repu b l i k Österreich 1 : 50.000:
BI. 96 Bad Ischl/ Bearbeitet v o n G . SCHAFFER ( 1 982).
BI. 1 29 Donnersbach/ Bearbeitet von K. METZ ( 1 979).
B I . 1 37 Oberwart/Bearbeitet von P. HERRMANN & A. PAHR
( 1 982).
BI. 1 30/1 3 1 Oberzeiring - Kalwang/ Bearbeitet von K. METZ
( 1 967) .
BI. 1 58/1 59 Stadl - Murau/ Bearbeitet von A. THURNER
( 1 958).
B. 1 60 Neumarkt in Steiermark/ Bearbeitet von A. THURNER &
D. VAN HUSEN.
BI. 1 62 Köflach/ Bearbeitet von L. P. BECKER (1 979).
BI. 1 88 Wolfsberg/ Bearbeitet von
P.
BECK-MANNAGETTA
( 1 980) .
B I . 209 Bad Radkersburg/ Bearbeitet von G. SUETTE & Th.
UNTERSWEG ( 1 982) .
Geologische Spezial karte 1
:
75.000:
BI. 5952 Liezen/ Bearbeitet von M . VACEK & G. GEYER ( 1 91 8).
BI. 4953 Admont und Hieflau / Bearbeitet von 0 . AMPFERER
( 1 933).
BI. 4954 Eisenerz, Wildalpe und Aflenz/ Bearbeitet von E .
SPENGLER & J . STINY ( 1 926).
BI. 4955 M ü rzzuschlag/ Bearbeitet von H . - P . CORNELIUS
( 1 936).
BI. 5054 Leoben und Bruck a. d . Mur/Bearbeitet von J . STINY
& F. CERMAK ( 1 932) .
BI. 5253 Hüttenberg und Eberstein/ Bearbeitet von H. BECK
( 1 931 ).
BI. 5256 Gleichenberg/ Bearbeitet von A. WINKLER ( 1 926).
BI. 5354 Unterdrauburg/ Bearbeitet von H. BECK, A. KIESLIN·
GER, F. TELLER & A. WINKLER ( 1 929).
BI. 5355 Marburg / Bearbeitet von A. WINKLER ( 1 924).
Geologische Gebietskarten :
Geologische Karte der Eisenerzer Alpen (Grauwackenzone)
1 : 25.000/ Bearbeitet von H. P. SCHÖNLAUB, Wien (GBA)
1 981 .
Geologische Karte der Gesäuseberge 1 : 25.000/ Bearbeitet
von 0. AMPFERER, Wien (GBA) 1 935.
Geologische Karte der Dachsteingruppe 1 : 25.000/ Bearbeitet
von 0. GANSS, F. KüMEL & G. NEUMANN, ÖAV 1 954.
Geologische Karte des Raxgebietes 1 : 25.000/ Bearbeitet von
H.-P. CORNELIUS, Wien (G BA) 1 935.
Geologische Karte des Weizer Berglandes 1 : 25.000 / Bearbei
tet von H. FLÜGEL & V. MAURIN, Wien (GBA) 1 958.
Geologische Wanderkarte des G razer Berglandes 1 : 1 00.000/
Bearbeitet von H. FLÜGEL, Wien (GBA) 1 960.
Naturraumpotentialkarten der Steiermark. Bezirk Radkersburg.
Geologische Karte 1 : 50.000/ Bearbeitet von G. SUETTE &
Th. UNTERSWEG, Graz (Forschungsgesellschaft Leoben)
1 983.
Geologische Karte des Mittleren Murtales (Bezirke G raz, Graz
Umgebung und Teile des Bezirkes Bruck/Mur) 1 : 50.000/
Bearbeitet von F. EBNER, Wien (Ges. Geo l . Bergbaustud.
Österr.) 1 983.
österreichische Satellitenkarte 1 : 200.000, Blatt 48/ 1 4 Linz. Wien (Österr. Akad. Wiss.) 1 983.
Karte der Landsat-Bildlineamente von Österreich 1 : 500 .000/
Bearbeitet von M. F. BUCHROITHNER, Wien ( G BA) 1 984.
1 21
7 . Register
7.1 .
A
Ackerlkristallin
(-decke)
Adelsberg/Neumarkt
Admont
(Schuppenzone)
Aflenz
Ai bei
Aichfeld
Altaussee
Altenmarkt
Althofen
Ammering
Andritz
Andritzursprung
Angerkristallin
Arzbachgraben
(Neuberg)
Arzberg
Arzwaldgraben (Graz)
Auersbachschwelle
Auen (Murau)
Auf der Stang
Aufgespreizte
B
Bad Aussee
Bärenbach
Bären schütz
(Frohnleiten) 42
Binderberg
Birkfeld
Blasenkogel
Blassenberg
Blasseneck
Blumau
Bösenstein
Brandlucke
Breitalmkreuz
Breitenau
Bruck a. d. Mur
Bscheidkogel
(Gleichenberg)
Buchau
Buchkogel bei G raz
Buchkogel
(Oststeiermark)
B u rgstall
Burgstallkogel
E
55, 58, 59, 60
1 2, 57
26,
1 6,
53
13
35,
11,
57
65
23
48
59,
27, 28, 81
29
40, 81
26, 42
60
59
48, 79
79
1 7, 1 9, 20, 23
56
32
30
1 1 , 1 3 , 28, 40, 41
80
1 8,
1 6,
58
30
29
1 9,
60,
45
51
48,
11'
1 9, 20
2 1 , 72
20
61
53, 65
1 4, 1 7 ' 34, 59
24
13, 15
1 8, 50, 79
74, 75
79
54
1 2, 27, 28, 30, 35,
41
81
Dallakberg
Deutschfeistritz
79
Drachenhöhle
13
13
Dürnberger Moos
Dürnstein (Neu markt) 69
Dürradmerdeckscholle
30
30
D u l lwitzbruch
1 22
Ebneralmdeckscholle
Eggenfeld
Eibiswald
Eisenerz
Eisenhut
Eiweggsattel
Eisau
Ennstal
Erzberg
Esch au
30
50
20,
27,
58
65
77
11,
1 3,
37
F
D
Dachstein (-decke)
Ortsregister
Fehring
24,
Fehring-Fürstenfelder
1 7,
Becken
Feistritz (Kraubath)
78
Feistritzer Felsen48
wand
11,
Feistritztal
25
Feldbach
Feuerkogel
27
33
Fi nzenkogel
Fischbach ( Fenster) 71 ,
Fischbacher Alpe
13
Floningzug
59,
Florianer Bucht
23
1 3,
Fohnsdorf
Frankenfelser Decke 26,
Frauenalpe
56
Frauenberg bei Bruck 29,
Fresing
80
1 7,
Friedberg
11,
Frohnleiten
58
Frojach
25
Fürstenfeld
Furth
1 2,
G
Gamlitzer Bucht
Gams bei Frohnleiten
Gams bei Hieflau
Garnaß bei St. Anna
Gesäuse (-störung)
Gleichenberg
Gleichenberger Kogel
(Massiv)
G l einalpe
G l eisdorf
Gnas
Gnasbach
Gnaser Becken
Göllerdecke
Göriach
Göstinggraben
Gaisberg bei G raz
Gosingeck
Gossendort
23
42
26,
13
11,
37,
1 9,
1 8,
61 ,
23,
25
23
1 7,
26,
17
12
51
33
22,
22
29, 3 1 , 33, 34
1 2, 1 3 , 1 6, 30
3 1 , 32, 78
25, 81
1 9, 20
74
72, 73, 74
60, 61 , 64
1 6, 1 7, 22
28
34, 59
2 1 , 22, 76
53, 54
13
44
33
23
20
1 1 , 1 2, 1 3
2 1 , 23, 26, 44, 54,
60, 66, 79, 80
55, 56, 57, 58
Grebenze (-einheit)
33
Grabenspitze
33
G raskogel
30
G rasten eck
Grillkogel
54
Grimming (Stirnfalte) 1 1 , 27, 30
G röbming
16
30
G röbmingbach
Gröbminger Mitterberg
11
Größenberg
32
26
Groß Reifling
79
Großstübing
13
G rünhübl
41 , 81
Grundelsee
Gschöderer Antiklinale
30
30
Gstatterstein
78
G u lsen
G urktaler Paläo9, 54, 55, 60, 69
zoikum (Decke)
Grabner Spitze
Gratkorn
G razer Bergland
Grazer Feld
G razer Paläozoikum
H
Hallstätter Decke
Hal lstätter Trog
Hannersdorf
Hattmannsdorf
Haufenreith
Herrenstein
Heubergdecke
Heuberggraben
Hieflau
H i ntererzberg
Hintergraben-Floning
H I . Geist am Poßruck
Hochknall
Hochlantsch (-decke)
1 9, 20
29, 30
Hochschlag
Hochschwab
Hochstraden
Hochwechsel
Hochgrössen
Höllengebirge
Hohe Lins 32
Hohentauern
Hühnerkogel
Hüpfinger Deckscholle
81
l lgner Hocheck
Ischl
1 2, 1 4, 27, 30,
38
20, 22, 23
22, 24
64, 65, 66, 75
24
26,
26,
20
77
48
76
45,
79
1 2,
32
78
20
30
45,
54
53
11,
24
76
60,
41
28, 30
27
59ff
16
47, 49ff, 53,
27, 30, 37
64, 65
34, 78
33
30
30
41
ankitzkogel
ainach
ainachtal
aiserau
aisersberg
aindorf
aintaleck (-schalle)
alsdorf bei Ilz
alwang
ampalpen Mulde
apellener Mulde
apfenberg
apfenstein
atergebirge
atschberg
atzelbachmoor
indberg
irchberg
lause
(Gleichenberg)
lein Raming
leinveitsch
löch
löcher Massiv
nittelfeld
öflach
önigsbergsynklinale
oralm (-kristallin)
69
80
12
42, 44
23
1 1 , 13
34, 80
56
59
22
80
71
71
17
25
41
26
13
17
70
22
13
80
24, 25
24, 25
1 1 , 17
1 3 , 48, 79, 80
30
1 2, 1 3, 1 4, 1 8, 20,
25, 60, 6 1 , 62,
6811, 70
80
65, 78, 79
58
33
Kowald
Kraubath
reischberg
Kreuzsattel
Krug hol-Stubenberg ,
74
Einheit von
56
Kuhalpe
17
Kulm
ackenberg
afnitz
andl
andler Schuppe
ange Teichen
ankowitz
assing
assingtal
aussa
awinenstein
(Stirnfalte)
eckenschober
eibnitzer Feld
eoben
erchkogel
Lichteck
Liesingtal
Liezen
Linsalm
Löffelgraben
Ludersdorf
Lungau
Lunzer Decke
M
Magdwiesengraben
Maiereck
Mandling (Zug)
Mantscha
Maria Buch
Mariazell
Mauerhof-Lebing,
Einheit von
Mautener Berg
30
11
26
30
31
80
34, 78, 79
59
11
30,
61
12
1 7,
30
31
1 4,
1 3,
32,
77
1 9,
16
28,
41
59
33
27
33
20
30
33
26
30, 41
23
1 1 , 1 3, 1 6, 1 7
1 0, 1 3 , 20
74
33
Mautern
31,
Messnerin Synklinale 30
Mittelsteirische
Schwelle
1 7,
Mitterberg bei Thörl 61
18,
Mitterlabil
28,
Mitterndorf
Mixnitzbach
51
53
M ühlbacher Kogel
Mühlen
57,
26,
Mürzalpendecke
M ürz-Tachenbergdecke
70,
11,
M ü rztal
M ürztaler Kalkalpen 36,
71
Mürzzuschlag
60,
Mugel
M u ralpenkristallin
61 ,
55,
M u rau
Murauer Paläozoikum 26,
60
( Decke)
1 9,
Mureck
11,
Murtal
1 6,
N
Naßköhr
Neuberg
Neuhaus
Neumarkt
Neumarktar Paßlandschalt
Niedere Tauern
Nock
Nördliche Kalkalpen
Norische Decke
Norische Senke
0
Obdach
Oberberg
Oberdorf a. d. L.
Oberdorf
Oberndorf
Oberhaag
Oberwölz
Oberzeiring
Ofenbach
Opponitzer Teildecke
Oststei risches
Becken
p
Paalgraben
Paaler Schuppenzone
Paldau
Palfau
Paltental
Parschlug
Passail (Mulde)
Peggau
Perbersdorf
Pfaffmulde
Piber
Piberstein
Pichla
Pichling
Pinkafeld
Pinkatal
Pirka
Plabutsch
Plankogel
Plassen
Platte (Graz)
Platzlkogel (Geisthal)
Plesch
Pleschaitz
Pöllau bei Neumarkt
33, 79
22, 23
1 9, 20, 22
30, 41
66
29, 30
71
1 6, 1 7, 73
37, 42
64
69, 70
60
50, 54, 5511,
20
1 2, 1 3, 1 4, 1 5,
58
13
29
24
54, 56, 57
1 2,
1 2,
55,
26,
27
1 6,
13
64, 68, 81
56, 57
3011, 43
1 7, 23, 79
16
58
78
80
32
54
1 7, 57, 65
79
77
26, 28, 77
1 7, 1 8, 2311
66
58
1 8, 1 9, 20, 22
26
1 2, 1 3 , 1 4
17
1 6, 45, 47, 79
48
1 9,20
71
80
80
1 9, 20
80
1 7, 2 1
11
1 9, 20
17
79
41
50, 79
52
53
57, 58
79
Pölstal
Pos ruck
Prankerhöhe
Predlitzgraben
Pretul
Prolesdecke
Puntigam
R
Raabtal
Raach bei G raz
Raastal
Rabenkogel
Rabenstein
Rabenwald
Rabenwald-Strallegg,
Einheit von
Radegund (Kristallin)
Radkersburg
Radmer (Schuppe)
Radmerhals
Radochen
Radstätter-Tauern
Ramsau bei Eisenerz
Ramsau bei Schladming
Rannach (-decke)
Ratschenkogel
Ratten
Rantenbach
Rechberg
Rechnitz (-einheit)
Regengraben
Reiflinger Scholle
Reifbachl
Reiting (-decke)
Remschnigg
Rennfeld
Repolusthöhle
Rettenegg
Rettenstein
Rinegg (Stolzalpe)
Ringkogel
Ritting
Rittis
Röthmauer Stirnschuppe
Roßkogel (-decke)
Rote Wand
(Hochlantsch)
Rothmoos
Rotofen
s
Salzkammergut
Salza
Salzofenhöhle
Sandling
Sattlerkogel
Sausal
Schäffern
Schladming
Schladminger Tauern
65,
20,
56,
58
73
29,
1 9,
66
26, 54
58
30
20
12
12
80
30
48, 79
72, 73, 74, 79
74
45,
1 2,
30,
31
1 9,
70
32
48, 68, 69
1 7, 1 9, 20, 54
3 1 , 34
20
13
45, 47, 4911, 79
33
1 6, 22, 79
58
48,54, 79
25, 71
34
30
77
27, 32, 33
20, 21 , 54
45, 60, 64, 65
12
73
41
55
74, 75
59
73
30
70, 71
52
30
30
26,
13,
12
41
78
1 7,
73,
1 3,
1 2,
70,
Schneebergdecke
29
Schöckel
48
Schöder
17
Schönegg
21
Schrems
79
Schweinberg
23
Schwarzenstein
32
Schwarzkogel
30
Seckau
16
Seckauer Tauern
60,
Seegraben
22
Seetaler Alpen
60,
Semmering (-system) 70,
Semriach
16
Sengsengebirge
26
39
30
1 8, 26, 54, 80
77
7 1 , 79
1 3 , 60, 61 , 64,
75
6 1 , 64, 70
66, 69
71
1 23
Silberberg
Soboth
Sommeralm
Sommergraben
Sonnwendstein Mulde
Speikogel/Eisenerz
St. Anton
St. Blasen
St. Dionysen
St. Gallen
St. Gotthard!
St. Jakob/Breitenau
St. Kathrein
a. Offenegg
St. Lorenzen
am Remschnigg
St. Martin
St. Nikolai
St. Pankrazen
St. Peter (Seetaler
Alpen)
St. Peter
Stadelberg
Stadelfeldschneid
Stadelstein
Stainach
Stein bei Fürstenfeld
Steinwandkogel
Steinberg
bei Feldbach
Steirisches Becken
Steirische Grauwackenzone
Steirische Kalkspitz
Stiwoll
Stoderzinken
Stolzalpe (-decke)
Stradner Kogel
Straßeck
Stubalpe
Stubenberg
Stübminggraben
Stuhleck
Stuhleck-Kirchberg
(-decke)
24
62
53
78
71
32
20
81
78
27, 42
80
78
Südburgenländische
Schwelle
1 7, 1 8 , 1 9 , 23
Sulzbachteildecke
26
Sulzkarsynkli nale
30
Sunk
34, 80
T
45
69
16
19
51
66
1 9, 20
18
30
32
16
24
61
24
1 1 , 1 4, 1 6, 1 7, 21 ,
25, 26
9, 26, 27, 29ff
54, 60
71
50
16
55, 56, 58, 60, 61
24
81
61 , 62, 64, 66
75
59
70
70, 71
7.2.
A
Adneter Kalk
Aflenzer Kalk
Aflenzer Sandstein
Aframer Stein
Aibelformation i. e. S.
Allgäuschichten
Almhaus-Marmor
Alpiner Verrucano
Altpaläozoischer
Bänderkalk i. a.
Altpaläozoische
Phyllite i. a.
Ammeringkomplex
Arkose-Brekzien-Porphyroid-Serie
Arkoseschiefer
Arnfelser Konglomerat
Arzberger Schichten
Augensteinlandschaft
Auendolomit
Auengruppe
Ausseer Konglomerat
1 24
40
37, 39
22
22
53
40
6 1 , 63, 66
60, 70
31
55
61 , 63, 67
70
56
2 1 , 23
48, 60, 65
16
56
56
13
Tachenberg
Tamsweg
Tanneben
Tauplitz
Tennengebirge
Ternberger Schürflinge
Thal
Todtenmann
Totes Gebirge
(-decke)
Tragöß
Tragößtal
Traunsee
Traupnerberg
Tregist
Trieben
Trofaiach
Troiseck
Trofeng
Trötsch
Tul leck
Turrach (Höhe)
Türnach
u
Übelbach
Übersbach
U lrichgraben
Untere Lagstatt
Untersberg (-decke)
Unzmarkt
Litschgraben
Ursch
V
Veitsch ( Decke)
Voitsberg
Vorau
70
17
48
37, 39
27
28
23, 50, 79
30
1 2,
1 4,
12
12
33
80
1 3,
17
59,
32
48
32
57,
30
28, 30
65, 8 1
34
60, 6 1 , 64
66, 79
48, 79
1 9, 20
53
32
27, 29
14
64
56
27, 3 1 , 32, 33, 59
79, 80
73, 77
w
Walchen
Walcherkogel
Wald
Waldbach (Kristallin)
Waldbachgraben
Walkersdorf
Wandlkogel
Waltersdorf
Warscheneckdecke
Wechsel (-einheit,
-system)
Weinberg
Weinitzen
Weißenbach
Weißkirchen
Weitendorf
Weiz
Weizer Bergland
Wenzlalpe
Westpannonisches
Becken
Weststeirisches
Becken
Wi ldfeld (-decke)
Wiersdorf
Wiesergut
Wölzerbach
Wölzer Tauern
Wörschach
Wundschuh
Wu rmalpe bei St.
Michael
z
Zangtal
Zeutschach
Zinkwand-Vöttern
Zinödl
Zirbitzkogel
Zlambach
Zünkitz
79
33
80
71 ,
76
1 9,
41
1 9,
28,
75, 77
20
20
30
70, 71
30
50
1 1 , 32
79
22
2 1 , 23, 48
48
69
1 7, 1 8
1 7,
27,
1 9,
78
58
60,
1 2,
22
2 1 , 23
3 1 , 32
20
6 1 , 65, 66
1 6, 42
34
80
56
81
30
60
41
30
Reg i ster strat i g raph i scher Namen
B
50
Barrandeikalk
Bellerophondolomit
35
73
Birkfelder Gabbro
73
Birkfelder Granit
Birkfelder Quarzphyllit
72,
Bitumenmergelfolge 42
Blasseneckporphyroid29,
66,
Blockschotter
von H I . Geist
20
Braungestein
50
Bretstein-Marmor
61 ,
Brunnbachschichten 42
Bundscheckgneis
68,
Bundschuhgneis
61 ,
Buntes Haselgebirge 35
Buntsandstein
35
c
Calceolaschichten
Carditaschichten
51
37
73
33, 34, 54, 65,
77
63, 66
69
66, 69, 70
Carinthischer
Schotter
Chonetenschiefer
Cidarisschichten
Congerienschichten
Crinoidenschichten
Cystoideenkalk
23
51
3 7 , 54
24
50
31
D
Dachsteindolomit
37
Dachstei n kalk
37, 38, 40
Dachsteinriffkalk
38
Dolomitmember
50
Dolomitsandsteinfolge48, 50, 53, 54
Dornerkogelfolge
48, 49
Dultschichten
52
E
Eckbergfolge
Eckwirtschotter
Eggenberger Brekzie
Eibiswalder Hauptflöz
Eibiswalder Schichten
73, 75
23
20
21
20, 21
ichbergkonglomerat
inachgneis
isenerzer Schichten
isenhutschiefer
nnstaler Phyllit
ppensteiner Marmor
rvilienschichten
rzführender Kal k
44
61 ,
34
54,
34
61 ,
23
31 ,
albenschiefer
einschichtige G rauwackenschiefer
ilzmooser Konglomerat
ischbacher Quarzit
laserkalk
des Höllerer Kogel
leckenmergel
lorianer Schichten
lyschgosau
ohnsdorfer Flöz
olge von Apfelwang
riedberger Blockschotter
50
55, 56
66
3 2 , 33
29, 34
35
70
21
24
62, 67
57
15
40
61 , 66
68
51
53
53
15
37, 39
45
l nneralpines Tertiär
16
Jennersdorfer
Schichten
K
Kaiserwaldterrasse
Kalk der Dult
Kalk des Höllerkogel
Kal k des Platzlkogel
Kalkkonglomerate
des Dürnschöberl
Kalkschiefer i. a.
Kalwanger G neiskonglomerat
Kanzelkalk
Kapellener Schiefer
Kapfensteiner Schotter
Karnerbergschotter
Kirchberger Schotter
Klauskalk
Koglhofmarmor
Königstuh lkonglomerat
Kössener Schichten
Konglomerat von
Radmer
Konglomerat von
Stiwoll
Krampener Gosau
Krampener Konglomerat
Kreuzbergschotter
L
66
71
48
53
56
53
39
39, 40
76
61
48,
1 2,
34,
44
13
45,
11,
51
Hieflauer Konglomerat (Schichten)
Hierlatzkalk
Hirnkogelmarmor
Hirschegger Gneis
Hochlantschkalk
Hochschlagformation
Hochschlaggruppe
Höhere Terrasse
Halobienschiefer
Hundsbergquarzit
J
51
40
23
42, 44
17
17
amlitzer Schlier
21
ams/Bärenschützkonglomerat
44
elbe Serie
57
erichtsgrabengruppe
29
leisdorfer Schichten 23,
limmerschieferkomplex
61,
limmerschiefer vom
Plankogeltypus
65
ösnitzgneis
69
östlinger Kalk
36
olzeckquarzporphyr 56
olzeckschiefer
56
oniatitenkalk
51
ossendorfer Stein 23
raphitkarbon
34
rausalzgebirge
35
rebenzenkalk
55,
riffener Schichten
20
rößkogelflaserkalk 52
rößkogelkalk
51
rüntongebirge
35
schwendformation 53
umpeneckmarmor 61 ,
utensteiner Basisfolge (Serie)
61,
utensteiner Kalk
u nd Dolomit
36
ackensteiner
Formation
äuserlkreuzformation
aider-Marmor
aiggerfolge
allstätter Fazies
allstätter Kalk
angender Wechselschiefer
ansennockdolomit
arrberger Formation
aselgebirge
auptdolomit
auptbeckenfolge
auptterrasse
eilbrunner Phyllit
elfbrunner Terrasse
eubergkalk
66, 67
49
34, 35
37, 61
Lantschfeldquarzit
Laufnitzdorfer Folge
Laufnitzdorfer Gruppe
Leckkogelschichten
Leithakalk
Leithakonglomerat
Leithaschotter
Lammkogelquarzit
Leutschacher Sand
Lichteckarkose
liegender Wechselschiefer
Lignit von Feldbach
Lignit von Weiz
Lilienfelder Konglomerat
Losensteiner Schichten
Lunzer Hangendsandstei n
Lunzer Hauptsandstein
Lunzer Schichten
Lunzer Schieferton
M
53
1 3, 1 5
24
15
52
52
51
35
53
29, 59
50, 51
71
24
24
24
40
60
57
38
34
21
42
44
23
70
45, 48, 78
48, 50, 54
37
22
22
22
48
21
31
76
23
24
44
42
37
37
37
37
61 , 62, 63, 67, 70
Marmorkomplex
Mandlkogelporphyroid 54
50, 56
Metadiabasgruppe
Mittlere Terrassengruppe
Mixnitzer Karbon
Mühldorfer Schotter
Mühlener Folge
M ü rztaler Grobgneis
M ü rztaler Quarzphyl lit
M u rauer G ruppe
M u rauer Kalk
11
52
23
55, 57
73
72, 73
55, 56, 65
54, 55, 57
N
Neue Weltkonglo44
merat
1 2, 1 3 , 1 4, 1 5
Niederterrasse
Nierentaler Schichten 44
0
Oberalmer Schichten
Obere Kalkreiche
Schieferhülle
Obere Kohleführende
Serie von Weiz
Obere Schichten
von Kher
Obere Schiefer
Obere Terrasseng ruppe
Oberwälzer Dolomit
Opponitzer Schichten
Orthocerenkalk
40, 42
66
24
50
54
11
55, 57
37
3 1 , 50, 53
p
57
Paalkonglomerat
Partnachschichten
36
45
Passailer Gruppe
45
Passailer Phyllit
39
Pedatakal k
Phyllit-Sandstein34,
Serie
57
Phyllonithorizont
Pitschgau Kalk21
konglomerat
Plagioklasgneiskomplex
61 ,
Plankogelserie
61 ,
Plassenkalk
40,
Plattlquarzit
60
23
Pölser Mergel
39
Pötschenschichten
Polsterkalk
31 ,
31
Polsterquarzit
Postbasaltischer
Schotter und Lehm 25
27,
Präbichlschichten
Pranker Metapsammit 55,
Priedröfquarzit
69
Q
Quadrigeminumkalk
R
Raasbergfolge
Radlschotter
Radschiefer
Ramsaudolomit
Rannachkonglomerat
Rannachquarzit
Rappoldgl immerschiefer
Raschbergmarmor
Raxlandschaft
Reichenhaller Rauhwacke
Reiflinger Schichten
Reingrabener Schiefer
Reitingkalk
Rittiser Quarzit
35
63, 67, 69
62, 67, 70
41
32
34, 35
56
51
45, 48, 53
20
33
36
60
60
6 1 , 63, 65
40
16
36, 61
36
37
31
72, 73
1 25
Rohwand
Rosenbergterrasse
Roßfeldschichten
Roßkogelporphyroid
Rotsalzgebirge
Ruhpoldinger Radiolarit
s
Salla-Marmor
Sandstein des
Schwarzkogel
Sandstein von Stiwo l l
Sanzenkogelschichten
Sarmat von Thal
Sauberger Kalk
Schattleitner
Formation
Schemmerlschotter
Schichten von Kher
Schichten von
Klapping
Schichten von
Köflach
Schichten von Naas
Schichten von Rein
Schichten von Waldhof
Schiefer der Dwlt
Schöckelgruppe
Schöckelkalk
Schotter von
St. Anton
Schrambachschichten
Schwanberger Blockschutt
Schwarze Serie
Schweinsbachwaldterrasse
Seitenbergmarmor
Semmeringquarzit
Serie der (bunten)
Wechselgneise
Silbersbergschichten
S i lberbergschotter
31
1 1 , 15
42
71
35
40
6 1 , 63, 66
50
50
52
23
31
48, 49
24
45, 48, 49, 50
23
2 1 , 23
20, 2 1
23
23
52
45
48
20
40
23
63
1 1 , 15
60
60, 70
75, 76
29
24
Silurkalk i. a.
Sinnersdorfer Block
schotter
Sinnersdorfer
Konglomerat
Sölker Marmor
Speikserie (Komplex)
Spitzenbachschichten
Stadelberg N iveau
Stadtboden Stufe
Stammeregger Flöz
Stangalm Meso
zoikum
Stegersbacher
Schichten
Steinalmkalk
Steinbergkalk
Steinfeldterrasse
(-stufe)
Steinmühlkalk
Steirischer Schlier
Strallegger Gneis
Stubenberggranit
T
Taborer Schotter
Taschenschiefer
Tattermannschiefer
Tertiär des Ennstales
Thörler Kalk
Tisoveckalk
Tommerschiefer
Trachycerasschiefer
Traibachschiefer
Traidersbergfolge
Tressensteinkalk
Triebensteinkalk
Turracher Konglomerat
Tyrnauer-Alm-Formation
15
16
17
18
1 26
21
21
61 , 66
59, 6 1 , 62, 65, 69
42
25
15
21
55, 57, 6 1
24
36
52
1 3, 1 5
40
21
72, 73, 74
75
24
45,
60
16
61
37
33,
37
72,
59
40,
34
50, 54
72
73
41
13
13
14
14
14
14
15
15
15
15
25
24
25
24
24
23
23
23
V
Vorauer Serie
Vulkanogener Komplex
w
Waitzbauerformation
Waldbacher Phyllit
Waldsteinit
Wechselgneis
Wechselschiefer
Weißwasserschichten
Wenigzeller Grobgneis
Werchzirmschichten
Werfener Kal k
Werfener Schichten
Werfener Schiefer
Werfener Quarzite
Wettersteindolomit
Wettersteinkalk
Wieser Flöz
Wildfeldkalk
Wälzer Glimmer
-schiefer
Zachenspitzkalk
Zahrerberg Niveau
Zementmergel von
St. Bartholomä
Zlambachmergel
Zöbener Brekzie
Zwieselalmschichten
51
u
Anthropogene Ablagerung (Halde, Deponie)
Torf, Moor, Versu mpfung
Alluvialer Talboden
Schwemmkegel
Hangschutt, Bergsturzmasse
Gehängebrekzie
Niederterrasse
Höhere Terrasse
Löß, Staublehm
Moräne
Postbasaltische Schotter u nd Lehme
Nephelinbasanit, Hauyn- und Olivin-Nephelinit
Tuff „basaltischer" Zusammensetzung
Jennersdorfer Schichten, Taborer Schotter,
Silberberg Schotter
Stegersbacher Schichten, Karnerbergschotter,
Schemmerlschotter, Kapfensteiner Schotter,
Congerienschichten
G leisdorfer Schichten, Carinthischer Schotter,
Ervilienschichten, Mühldorfer Schotter, Sarmat
von Thal
Schwanberger Blockschutt
Eckwirtschotter, Schichten von Rein
54
Untere Schiefer
U ntere Schichten
(Schiefer) von Kher 45, 49
Untere Terrassen15
gruppe
U rler Schotter
23
U rsch-Kaindorfer
Dolomit
56
z
57
Übergangsschichten 48
Untere Kohleführende
Serie von Weiz
24
7.3.
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
31
75, 77
63, 67, 69
53
76, 77
50
75
75
42
73
34,
35,
35,
1 2,
35
36
36
21
31 ,
57
36
36
20, 35, 36, 54
32
34, 6 1 , 63, 65
51
1 1 , 25
42
39
21
44
Karten legende
1 9 Florianer Schichten, Pölser Mergel, Kreuzbergschotter, Urler Schotter
20 Leithakalk u nd -Schotter
2 1 Trachyandesit, Trachyt, Rhyolith, Shoshonit
u nd Tuffe
22 Schichten von Köflach, Eibiswalder Schichten
23 Arnfelser Konglomerat, Leutschacher Sand,
Gaml itzer Schlier
24 Sinnersdorfer Konglomerat, Friedberger Blockschotter, Konglomerat von Stiwoll
25 Eggenberger Brekzie, Rotlehm, Schichten von
Naas
26 Radlschotter, Blockschotter von HI. Geist,
Schotter von St. Anton
27 lnneralpines J ungtertiär
28 Tertiär des Ennstales
29 Gosau i . a„ N ierentaler Schichten, Zwieselalmschichten, Hauptbeckenfolge u nd Zementmergelfolge (Kainacher Gosau)
30 Konglomerate der alpinen Gosau, Basiskonglomerat Folge (Kainacher Gosau) ,
Gams-Bärenschützkonglomerat
31 Losensteiner Schichten, Roßfeldschichten
23
22
21
21
21
21
20
20
16
16
44
44
42
2 Schrambachschichten, Tressensteinkalk,
Plassenkalk, Steinmühlkalk, Ruhpoldinger
Radiolarit, Oberalmer Schichten
3 Allgäuschichten, Klauskalk, Hierlatzkalk,
Adneter Kalk
4 Dachsteinkalk
5 Kössener Schichten
6 Hauptdolomit
7 Lunzer Schichten, Reingrabener Schiefer,
Tisoveckalk, Opponitzer Schichten
8 Wettersteinkalk, Wetterstein- und Ramsaudolomit
9 Reiflinger Schichten
0 Zlambachmergel, Pedatakalk, Hallstätter Kalk,
Schreyeralmkalk, Pötschenschichten, Aflenzer
Kalk
G utensteiner Kalk und Dolomit, Reichenhaller
Rauhwacke
2 Werfener Schichten
3 Haselgebirge
4 Präbichlschichten, Werchzirmschichten
5 Konglomerat von Radmer, Königstuh l konglomerat, Paalkonglomerat
6 G raphitkarbon
7 Triebensteinkalk
8 Eisenerzer Schichten, Dultschichten
9 Steinbergkalk, Sanzenkogelschichten, Kalke
des Höllerer Kogels, Mixnitzer Karbon
0 Hochlantschkalk, Zachenspitzkalk
1 Tyrnau er-Alm-Formation
2 Kanzelkalk, Barrandeikalk, G rebenzenkalk
3 Dolomitsandsteinfolge
4 Oberwölzer Dolomit, Crinoidenschichten,
Obere Schichten von Kher
5 Harrberger Formation
6 Kalkschiefer i. a.
7 Auengruppe, Sauberger Kalk partim, Polsterkalk, Wildfeldkalk
8 Cystoideenkalk, Silu rkalke i. a.
9 Altpaläozoischer Bänderkalk i. a., Reitingkalk,
Erzführender Kalk partim, Schöckelkalk,
M u rau Kalk
0 Mühlener Folge, Raasbergfolge
1 Altpaläozoische Quarzite i. a., Pranker Metapsammit, Golzeckschiefer, Hundsbergquarzit,
Polsterquarzit, Lichteckarkose
2 Dornerkogelfolge
3 Radschiefer, Laufnitzdorfer Folge
4 M u rauer G ruppe, Arzberger Schichten
5 Blasseneckporphyroid, Mandlkogelporphyroid
6 Silbersbergschichten, Gerichtsgrabengruppe,
Kalwanger Gneiskonglomerat
7 Altpaläozoische vulkanogene Folge i. a.,
Untere Schichten von Kher, Metavulkanitfolge
der Passailer Phyllite, Metadiabasgruppe,
Eisenhutschiefer partim
8 Spilit, Diabas, Grünschiefer
9 Altpaläozoischer Phyllit i. a., Feinschichtige
Grauwackenschiefer i. a., Passailer Phyllit,
Heilbrunner Phyllit
0 G l i m merschiefer, phyllitischer G l immerschiefer
1 Paragneis
2 Marmor
3 Amphibolit
40
40
38
38
37
37
36
36
39
36
35
35
34, 57
34, 57
34
34
34, 52
52
51
51
50, 57
50
50, 57
49
53
3 1 , 56
31
3 1 , 48, 57
48, 57
3 1 , 45, 56
49
33,48
48, 56
29, 54
29
45, 49, 55
54
34, 45, 55
59, 60
59
59, 60
59, 60
74 Serpentinit
75 Orthogneis, G ranitgneis, Aplitgneis
76 Bänderkalk und -dolomit, Gutensteiner
Basisfolge, Stangalm-Mesozoikum s. str.,
Hansennockdolomit, Thörler Kalk, Reichenhaller Rauhwacke
77 Semmeringquarzit, Plattlquarzit, Alpiner
Verrucano, Tattermannschiefer, Rannachformation
78 Staurolithgneis, Staurolithglimmerschiefer
79 G ranatglimmerschiefer der Plankogelserie
80 Disthenparamorphosenschiefer
8 1 Plattengneis
82 Pegmatoider Gneis und pegmatoider G limmerschiefer
83 Pegmatoider G neis
84 Eklogitamphibolit, Metagabbro
85 Marmor
86 „Schwarze Serie", Schwarzglimmerschiefer
87 Glimmerschiefer i. a., phyllitischer G limmerschiefer
88 Quarzit
89 (Bänder-)Amphibolit des Speik-Komplexes
90 Serpentinit, Ultrabasit
91 Augengneis
92 Amphibolit i. a.
93 Hornblendegneis
94 Paragneis i. a.
95 Pegmatit
96 Orthogneis, Migmatit
97 Kapellener Schiefer, Kalk und Dolomit,
„ G utensteiner Basisserie", Reichenhall er
Rauhwacke
98 Semmeringquarzit, Lantschfeldquarzit,
Alpiner Verrucano
99 Roßkogelporphyroid
1 00 Tommerschiefer, Strallegger G neis, Treibachschiefer
1 01 Birkfelder Quarzphyllit, M ü rztaler
Quarzphyllit
1 02 Paragneis i. a.
1 03 Eckbergfolge, B i rkfelder Gabbro
1 04 Rittiser Quarzit
1 05 Augengneis i. a . , G robgneis, Weißstein,
Weißschiefer
1 06 G ranitgneis, Metagranit
1 07 Amphibolit
1 08 Hangende Wechselschiefer
1 09 Porphyroid
1 1 0 liegende Wechselschiefer
1 1 1 Albitamphibolit
1 1 2 Orthogneis
1 1 3 Schwarzglimmerschiefer
1 1 4 G limmerschiefer i. a., Waldbacher Phyllit
1 1 5 G ranat-Plagioklasglimmerschiefer, G ranatPlagioklasgneis
1 1 6 Quarzit
1 1 7 Amphibolit, Bänderamphibolit
1 1 8 Augengneis
1 1 9 Hornblendegneis („Vorauer Serie", i . w. S . )
1 20 Pegmatoider Alkalifeldspat-PlagioklasQuarzgang
1 2 1 Wechselgneis
59
59
61
60
66
69
68
68
68
68
65, 69
66, 69
65
65
66
65
65,
65
64,
64
64,
64,
61 ,
71
69
69
68
69
66
70
71
72
73
73
73
73
73
74
75
76
76
76
76
76
75, 77
75, 77
75
76
77
77
77
77
75
1 27