jahrbuch der geologischen bundesanstalt
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©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at JAHRBUCH DER GEOLOGISCHEN BUNDESANSTALT Jb. Geol. B.-A. ISSN 0016–7800 Band 144 Heft 3+4 S. 373–397 Wien, Dezember 2004 Berichte über Tätigkeiten zur Erstellung der Geologischen Karte der Republik Österreich 1 : 50.000 im Jahr 2004 Blatt 32 Linz Bericht 2003 über geologische Aufnahmen im Kristallin der Böhmischen Masse auf Blatt 32 Linz FRIEDRICH FINGER (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Rahmen der dieses Jahr angelaufenen geologischen Neuaufnahme des Kartenblattes Linz (Kristallinanteil) wurden von den Bearbeitern zu Beginn einige gemeinsame Übersichtsbegehungen und Exkursionen durchgeführt, um die auftretenden Gesteine kennenzulernen und ein Konzept zur Neukartierung zu erarbeiten. Als Diskussionsgrundlage dienten die bestehenden geologischen Karten von SCHADLER (1964: Geologische Karte von Linz und Umgebung 1 : 50.000) bzw. die bekannte „Mühlviertelkarte“ 1 : 100.000 (FRASL et al., 1965) samt Erläuterungen (FUCHS & THIELE, 1968). Die weitestverbreitete kristalline Gesteinsart rund um Linz ist der so genannte „Perlgneis“, ein i.A. kleinkörniges, zum Teil Cordierit führendes, im Wesentlichen aus Biotit, Plagioklas und Quarz bestehendes Gestein mit meist nur schwach ausgeprägter Paralleltextur. Viele dieser Perlgneise weisen einen derartig massigen Habitus auf, dass sie einem Granit bereits sehr ähnlich sind. Solche Varianten wurden von FUCHS & THIELE (1968) als „weitgehend homogenisierte Perlgneise“ bezeichnet, und zuvor z.B. in der Gegend der Puchenau von SCHADLER (1964) zum Teil sogar als Granit (Schärdinger Granit) kartiert. Von FINGER (1984, 1986) wurde für diese Gesteine bei Kartierungsarbeiten am Nachbarblatt Eferding der Begriff „Diatexit“ verwendet und eine Entstehung durch In-situ-Aufschmelzung einer Paragneisserie postuliert. Im Donautal zwischen Linz und Puchenau, entlang der sogenannten „Urfahrwänd“, findet man große Aufschlüsse solcher Diatexite. Zwischen recht homogenen, granitoiden Partien liegen immer wieder stärker schiefrige, meist feinerkörnige Lagen und Schollen von Paläosomgneisen. Von SCHADLER wurde versucht, verschiedene Varianten von Perlgneis kartenmäßig abzugrenzen, z.B. Zonen mit auffälliger Cordieritführung oder (seltener) solche mit Hornblenden, was dann z.T. auch in die spätere Mühlviertelkarte übernommen wurde. Bei der jetzigen Neuaufnah- me des Kartenblattes wird allerdings kritisch zu prüfen sein, ob diese verschiedenen Varianten von Perlgneisen in dem über weite Strecken schlecht aufgeschlossenen Gebiet wirklich konsistent kartierbar sind. Beim Dürnbergtunnel in Ottensheim ist in Diatexiten als Besonderheit ein größerer, in seiner Gesamtausdehnung bisher nicht erfasster, mittelkörniger, anatektischer Granodiorit- bis Tonalitgneis eingeschaltet. Das orthogene Gestein wurde im Rahmen einer Salzburger Diplomarbeit (HARRAND, 1994) hinsichtlich seiner Zirkone bearbeitet, die in der Folge auch mit der U-Pb-Methode datiert wurden (Daten in FRIEDL et al. [2004]). Das granodioritische/tonalitische Ausgangsgestein bildete sich im Ordovizium bei 456±3 Ma, während die variszische Anatexis bei etwa 320 Ma stattfand (FINGER, unpublizierte Mikrosonden-MonazitAlter). Für den Perlgneiskomplex als Ganzes stellt sich die Frage, ob abgesehen von der gesicherten spätvariszischen Hochtemperatur-Niedrigdruck-Regionalmetamorphose (Anatexis) bereits eine ältere metamorphe Prägung z.B. frühvariszisch oder auch bereits im Ordovizium erfolgte und wie alt das sedimentäre Edukt der Serie letztlich ist. Bericht 2003 über geologische Aufnahmen im Kristallin der Böhmischen Masse auf Blatt 32 Linz ERICH KNOP (Auswärtiger Mitarbeiter) Auskartiert wurde, von der Blattgrenze zu BIatt 33 Steyregg) ausgehend, ein Gebiet von etwa 4 x 2 km mit Südgrenze auf Höhe Oberbairing und nördllch bis zum Breitlüsser Wald reichend; gegen Westen wurde bis an die Linie Kitzelsbach – Auedt herankartiert; hier beginnt der Abfall des Geländes in den Haselgraben. Das Gebiet ist unterschiedlich gut aufgeschlossen. Während besonders im Süden Äcker und Wiesen vorherrschen und die Aufschlussverhältnisse dementsprechend dürftig sind, umfasst der Nordteil des Kartierungsgebiets größere 373 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Waldflächen; das Kristallin tritt hier teilweise in Felsburgen oder sogar Klippen (insbesondere W und S des Pelmbergs) hervor. In den schlecht aufgeschlossenen Teilen im Süden ist man ganz auf Lesesteine angewiesen. Den häufig vorhandenen Lesesteinhaufen am FeIdrand ist allerdings mit Vorsicht zu begegnen. Laut Auskunft örtlicher Landwirte kann das Material solcher Steinhaufen z.B. im Zuge von Flurbereinigungsmaßnahmen von teilweise sehr weit herangeschafft worden sein. Auch Blockmaterial entlang der Bachläufe kann teilweise mehrere hundert Meter weit verfrachtet worden sein. Die Lithologie des Kartiergebiets ist monoton und umfasst praktisch nur Perlgnels in allerdings etwas variabler Ausbildung. Meist entspricht dieser Perlgneis den von FINGER (1984, 1986) von Blatt 31 Eferding beschriebenen diatexitischen Varianten (Perldiatexite), d.h. schwach geregelte, equigranulare Granitoide, klein- bis (seltener) mittelkörnig, mit vorherrschend Plagioklas, Quarz, um die 20 % Kalifeldspat sowie etwa 10–20 % Biotit. Die Zusammensetzung ist somit meist granodioritisch. Stellenweise zeigen die Perlgneise im Kartiergebiet aber auch stärkere Schieferung und haben dann oft den Charakter von Zeilengneisen, was mit einer eigenen Übersignatur auf der Manuskriptkarte dargestellt wurde. Im Gelände sind die stärker geregelten Perlgneise häufig intensiver verwittert als die mehr massigen Varietäten. SCHADLER (1964) hat in seiner Geologischen Karte von Linz und Umgebung 1 : 50.000 immer wieder schmale Streifen von Cordierit-Perlgneisen ausgeschieden. Makroskopisch konnte ich allerdings nur an einer Stelle Cordierit im Perlgneis erkennen, die Eintragungen von „Crd-Perlgneisen“ der SCHADLER-Karte konnte ich im Großen und Ganzen nicht nachvollziehen. Voranatektischer Altbestand, wie er in der Mühlviertelkarte der Geologischen Bundesanstalt vor allem bei Oberund Niederwirkl eingezeichnet ist (Schiefergneise, Kalksilikatfelse etc., siehe FUCHS & THIELE [1968]), findet sich nur spärlich. Besonders im Süden des Kartiergebiets sind zum Teil größere Schollen biotitreicher Gneise in die Perlgneise eingelagert. An einigen Stellen konnten in größerer Anzahl Lesesteine von grünlichgrauen Kalksilikatgesteinen gefunden werden. Häufig durchbrechen geringmächtige Gänge des feinkörnigen, hellen Altenberger Granits die Perlgneise. Eine erhöhte Konzentration solcher Durchschläge war N von Oberbairing, aber auch am Abbruch zum Haselgraben N des Hofes „Stummer“ und in der Nähe des Hofes „Rössl“ festzustellen. Als weitere Abwechslung finden sich oft Lesesteine von Apliten und Pegmatiten (letztere meist mit grossen Muskoviten aber ohne Biotit), welche wohl ebenso als Ganggefolge des gleich östlich auf Blatt Steyregg befindlichen Altenberger Granitplutons anzusehen sind. Bei größeren Blöcken sieht man bisweilen noch den direkten scharfen Kontakt zu den umgebenden Perlgneisen wie etwa bei Muskovit-Pegmatiten im Waldstück N der Straße Oberwinkl – Niederwinkl. Als lokale Besonderheit wurde in der Nähe des Hofes „Rössl“ feinkörniger Biotitdiorit angetroffen, allerdings nur in Form von Lesesteinen. Bericht 2003 über geologische Aufnahmen im Kristallin der Böhmischen Masse auf Blatt 32 Linz ERICH REITER (Auswärtiger Mitarbeiter) Die diesjährigen Geländearbeiten wurden im südöstlichen Teil des Kartenblattes begonnen und betrafen den 374 Abschnitt Linzer Stadtgrenze (Süden), im Osten den Anschluss an Blatt 33 Steyregg, im Wesentlichen durch das Katzbachtal bzw. die nach Altenberg führende Straße vorgegeben, im Westen den Haselgraben. Die nördliche Begrenzung ist durch eine W–E-verlaufende Linie auf Höhe Oberbairing markiert, hier schließen im Norden die diesbezüglichen Arbeiten von E. KNOP (siehe Kartierungsbericht in diesem Band) an. Das Gelände ist in recht unterschiedlicher Weise aufgeschlossen. Der Kristallinrand gegen Süden im Raum St. Magdalena – Auhof (Universität) bietet immer wieder steile Felsabbrüche und daher günstige Aufschlusssituationen, mit Ausnahme der intensiv verbauten Stadtrandsiedlungen. Sowohl im Osten (Katzbachtal) als auch im Westen (Haselgraben) treten steilere Felsflanken zutage, die allerdings das Gelände rasch um etwa 200–300 m auf die Plateauhöhe von etwa 600 m NN ansteigen lassen (Windpassing 591 m, Oberbairing 645). In diesem eher flachen, leicht zertalten Gelände ist das Grundgebirge stellenweise intensiv vergrust bzw. durch Solifluktionsdecken verhüllt. Lediglich in kleinen Feldgehölzen zutage tretende Blöcke oder im Zuge von Flurbereinigungen angehäufte Lesesteine ermöglichen eine Kartierung. Daher lassen sich hier die lithologischen Grenzen zuweilen nur mit einer gewissen Unschärfe ausmachen; eine Ausnahme bilden in diesem Raum nur die gelegentlich etwas tiefer eingeschnittenen Bachläufe. Die L i t h o l o g i e ist relativ bescheiden und gleicht im Wesentlichen jenen Gesteinsserien, die zuletzt von J. SCHADLER in der „Geologischen Karte von Linz und Umgebung“ (Linz 1964) – im Folgenden kurz SCHADLER-Karte genannt – verzeichnet wurden. Die älteren Gesteine umfasst die Gruppe der Perlgneise (Perlgneise i.e. Sinne, Perldiatexite und Perlmetatexite, vgl. F. FINGER [1984, 21–82]), das sind granitische bis granodioritische Gesteine von unterschiedlichem Aufschmelzungsgrad, die sowohl massiges, richtungslos-körniges („Körnelgneis“ der älteren bayerischen Kristallinliteratur) als auch deutlich geschiefertes Gefüge aufweisen und in diesem Fall gut entlang der parallel zur Schieferung angeordneten, reichlich vorhandenen Biotite (bis zu 30 % des Modalbestandes!) spalten können. Im Gelände sind diese geschieferten Perlgneise häufig intensiver verwittert als die stärker „granitisierten“, d.h. jene mit einem höheren Anteil ehemaliger Schmelze, massigen Typen. Obwohl in der Schadler-Karte verschiedene Vertreter dieser „PerlgneisFormation“ ausgeschieden sind (die mehr geschieferten Anteile als „Schiefergneis-Intrusivbreccie“, die massigen, gleichförmigen als „Granit-Perlgneis“), ergaben die Geländebefunde diesbezüglich keine eindeutige, stringente Zuordenbarkeit. Gelegentlich ist in manchen Lesesteinen wohl ein geringer Cordieritgehalt feststellbar, desgleichen auch immer wieder bescheidene Anreicherungen von Hellglimmer, insgesamt bietet dieses Gestein aber ein recht einheitliches Bild; so konnten auch die N–S-verlaufenden Streifen von „Cordierit-Perlgneis“ der Schadler-Karte nicht verifiziert werden. Vertreter des voranatektischen A l t b e s t a n d e s sind immer wieder in die Perlgneise eingelagert. Quarzknauern, oft elliptisch gelängt, verweisen auf quarzreichere Anteile des Ausgangsmaterials, das nach dem Chemismus wohl am ehesten grauwackenähnlichen Materialien entsprechen dürfte. Weiters sind immer wieder feinkörnige, biotitreiche „Altgneise“ eingeschlossen, die meist straff geschiefert sind, gelegentlich aber auch massiger ausgebildet sein können. Ihre Zirkone sind i.A. von gedrungener Form, rundlich und belegen damit eindeutig sedimentäre Herkunft. Diese feinkörnigen Biotitgneise zeigen keine weite Verbreitung in kartierbaren Dimensionen, sie treten stets nur in Form einzelner Blöcke oder als gelegentliche Einschlüsse im Perlgneis auf. Auch konnte im gesamten ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Arbeitsgebiet keine auffällige Häufung dieser Gesteine im Sinne einer lokalen Anreicherung festgestellt werden. Gleiches gilt für die sehr auffälligen Vorkommen von Kalksilikaten. Sie zeigen fast immer eine hellbraune Verwitterungskruste (0,3–1 cm), weisen im frischen Kern grüngraue bis bläulichgraue Färbung auf, sind außerordentlich zäh und brechen splittrig-scharfkantig. Bereits von F.H. GRUBER (1930) wurden sie aus dem Linzer Raum bekannt gemacht, in den Erläuterungen zur SCHADLER-Karte (R. PESCHEL, 1982) sind sie wohl kurz erwähnt, insgesamt aber ist ihre weite Verbreitung – knapp 100 Vorkommen im Arbeitsgebiet – bislang unbekannt gewesen. Freilich kommt ihnen quantitativ wohl keine so große Bedeutung zu, wie es auf Grund der Kartierung scheinen mag, müssen wir doch auf Grund ihrer hohen Verwitterungsresistenz von einer nicht unbeträchtlichen „Anreicherung“ im Vergleich zu den biotitreichen, „weicheren“ Perlgneisen ausgehen. Von besonderem petrographischem Interesse wäre ihr Vorkommen im primären Verband; hier ließen sich lediglich vier Fundpunkte ausmachen, an denen die Kalksilikate dreimal in Form von diskusförmigen Knollen (20–30 cm Ø), ein Mal als 3 cm mächtige Lage jeweils konkordant dem Perlgneis eingelagert sind. Die Lesefunde dieses interessanten Gesteinstyps, der als Rest einer karbonatischen Sedimentsequenz aufzufassen ist, besitzen im Allgemeinen ähnliche Dimensionen, nur in Ausnahmefällen erreichen sie Halbmeterbis Metergröße. Immer wieder werden die Perlgneise von jüngeren, meist sauren Ganggesteinen durchschlagen (Aplite und Pegmatite), ganz selten im direkten Zusammenhang mit den durchschlagenen Gesteinen zu beobachten – wie etwa Muskovit-Pegmatite am Oberlauf des Silbergraben-Baches (hier steilstehend und annähernd N–S-streichend), ansonsten überwiegend in Form loser Blöcke. Im gesamten Gebiet der Perlgneis-Formation wurden immer wieder Gänge des Altenberg-Granits festgestellt, entweder die Perlgneise durchdringend oder solitär in Lesesteinen. Soferne diese in bedeutenderer Größe und Menge auftreten, so im NW des Arbeitsgebietes zwischen Kitzelsbach und Oberbairing, aber auch im Katzbachtal S der Kote 563 (Straßenabzweigung nach Altenberg bzw. Oberbairing) konnten sie als eigenständige Areale auskartiert werden. Der in der Schadler-Karte eingetragene U-förmige Körper aus Altenberg-Granit, der sich in beträchtlicher Dimension (2,5 km N–S, 2 km E–W) von Windpassing über das Gehöft „Hammer“ nach S und im östlichen Schenkel über das Gehöft „Radler“ fast ebenso weit wieder nach N erstrecken soll, ließ sich nicht einmal durch vermehrte Einzelfunde von entsprechenden Lesesteinen belegen. Erst im SE des Kartierungsgebietes – NE des Hofes Gruber bis in den Katzgraben bzw. zur Landwirtschaftsschule Elmberg – gelangen wir in das eigentliche Verbreitungsgebiet des Altenberg-Granits. Hier kommt er immer wieder in jener typischen Ausbildungsform vor, wie er bereits von G. FRASL (1959, Kartierungsbericht für Blatt Steyregg) als „ ... fein- bis kleinkörniger, sehr saurer Granit von Altenberg – Alberndorf – Neumarkt ... “ recht treffend für die Diagnose im Felde beschrieben worden ist: heller als der Mauthausener, massig oder stellenweise deutlich geregelt, in den meisten Fällen Muskovit führend, der sogar gegenüber Biotit überwiegen kann. Kennzeichnend sind stets Anreicherungen (Butzen) von Biotit („Biotitflasern“ nach G. FRASL) bis 1 cm Größe, ferner die Ausbildung der Zirkone mit alten, runden Kernen, Überwachsungen im „Perlgneis-Stadium“ und abschließende Ausbildung von langen spitzen Formen mit steilen Pyramiden (311). Alle diese Kennzeichen sind charakteristisch für S-TypGranitoide. Die Biotit-Schöllchen des Altenberg–Granits sind als Reste von aufgeschmolzenem Perlgneis-Material zu deuten, entsprechende Zirkon-Untersuchungen von Material aus genau diesen Anteilen weisen eindeutig darauf hin (REITER, unpubl.). Auch Einschlüsse ganzer PerlgneisSchollen im cm- und dm-Bereich können beobachtet werden; im alten STUAG-Steinbruch (nunmehr rekultiviert) knapp außerhalb des Kartenblattes erreichten die im Altenberg-Granit „schwimmenden“ Schollen Meter-Dimensionen (Orientierung der größten Scholle nach G. FRASL 125/50, unpubl.). Die Auskartierung j ü n g e r e r B e d e c k u n g e n gestaltete sich schwierig. Eindeutige Solifluktionsböden sollten von jenen mit in-situ-aufgelagertem Kristallingrus unterschieden werden, auch gibt es Weideflächen, die durch besonders gründliche Entfernung von Kristallinblöcken scheinbar jüngste Überdeckung tragen, bei genauer Begehung aber dann doch „Buckel“ und „Blöße“ größerer Kristallinvorkommen zeigen. Nördlich Dornach, bei „Elmberg“ der topographischen Karte, lagern auf dem Kristallin tertiäre Sande. Bemerkenswert und in kartierbarer Dimension sind bedeutende Blockschutthalden aus Perlgneis im Steilabbruch des Massivs zum Haselgraben vorhanden, insbesondere W von Windpassing und Oberbairing. In den meisten Fällen beginnen diese steilen Halden am Hangfuß hoher Felsen und erstrecken sich von dort 100–200 m talwärts, was auf ihre Herkunft aus zusammengestürzten, durch Erosion herauspräparierten Blockburgen schließen lässt. Der starke Moos- und zum Teil sogar Baumbewuchs und die relative Stabilität dieser länglich geformten Schuttkörper lässt auf nunmehrige weitgehende Konsolidierung der groben Blöcke und doch höheres, wenn auch postglaziales, Alter schließen. Hinweise auf tektonische Bewegungen ließen sich trotz der Evidenz der Haselbach-Scherzone („Haselgrabenstörung“) nur selten auffinden. Lediglich am unmittelbaren Beginn des Haselgrabens, etwa NE der Kapelle an der Linzer Stadtgrenze sowie NNE der alten Lederfabrik, konnten durch Fe-Freisetzung rötlich verfärbte Perlgneise aufgefunden werden. Ähnliche Belege fanden sich reichlicher im Graben des (in der Karte namenlosen) sog. „Krebsenbaches“, der vom Ödmühlweg in NE-Richtung bis S des Hofes „Taxberger“ zieht. Offensichtlich ist diese steil eingeschnittene Talung an eine kleine Scherzone gebunden. Eindeutige Mylonite der Haselbach-Scherzone waren nur N der Kote 396, am äußersten NW-Rand des Arbeitsgebietes, anzutreffen. Hier handelt es sich um einzelne Lesefunde von stark geschiefertem, graubraunem Material, als dessen Edukt wohl nur der vorhandene Perlgneis angesehen werden kann. Nirgendwo sonst konnten im Anstehenden tektonisch stärker beanspruchte Gesteine angetroffen werden, wie dies eigentlich auf Grund der seit F.H. GRUBER bekannten geologischen Verhältnisse zu erwarten gewesen wäre. Bericht 2003 über geologische Aufnahmen im Kristallin der Böhmischen Masse auf Blatt 32 Linz MICHAELA SAPP (Auswärtige Mitarbeiterin) Die Kartierung erfolgte im Gebiet westlich der Rodlstörung von Untergeng und Edtmühle im Rodltal ausgehend nach W in Richtung Felsdorf und Neudorf. Im NE-Teil des Arbeitsgebietes befindet sich ein großes Vorkommen von Weinsberger Granit mit etlichen guten Felsaufschlüssen. Das Erscheinungsbild des Gesteins ist einigermaßen variabel. Einerseits ist massiger, grober 375 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Weinsberger Granit mit durchschnittlich 5–7 cm großen, idiomorphen Kalifeldspäten zu beobachten, andererseits finden sich auch biotitreichere Varianten mit herzynischer Regelung und gneisartigem Gefüge. Letztere treten hauptsächlich südlich des Hofes Flamberger auf. Zudem sind im Weinsberger Granit nicht selten auffällige Einlagerungen von mittel- bis feinkörnigen, biotitreichen Granitoiden anzutreffen, welche jenen Gesteinen ähnlich sind, die von FRASL (1959) auf Blatt 33 Steyregg als Migmagranite bezeichnet wurden. Die Grenzen dieser Migmagranite zum Weinsberger Granit sind z.T. scharf, z.T. sind diffuse und eher schlierig-migmatische Übergangsbereiche ausgebildet, in denen der Migmagranit Weinsberger-Granit-Material in Form von großen Kalifeldspäten oder auch ganzen Schlieren übernommen hat. Gegen Berndorf hin wird die Aufschlusssituation schlechter, vereinzelte Blöcke, Lesesteine und Grus lassen den Schluss zu, dass die Migmagranite hier dominant sind, allerdings tritt dazwischen nach wie vor Weinsberger Granit in Erscheinung. Dieser Bereich wurde auf der „Übersichtskarte des Kristallins im westlichen Mühlviertel und im Sauwald 1:100.000“ (FRASL et al [1965]) als „Grobkorngneis“ ausgeschieden. Südlich der Straße Untergeng – Berndorf stehen in den kleinen Waldstücken fast nur Migmagranite an, deren Grus auch auf den umliegenden Feldern vorgefunden wurde. Eine Migmagranitprobe von einem kleinen Abbau im Waldstück an der Straße Untergeng – Berndorf ergab folgenden mikroskopischen Befund: Neben Plagioklas, Biotit, Quarz und Kalifeldspat als Hauptgemengteile sind Apatit, Epidot, Zoisit, Zirkon, Orthit, opake Phasen und nicht selten einzelne bis zu 3 mm große Titanitkristalle enthalten. In Richtung Rodlstörung sind Weinsberger Granit und Migmagranit zunehmend mylonitisiert. Soweit der Grad der Mylonitisierung eine Erkennung der jeweiligen Ausgangsgesteine zuließ, wurde in der Manuskriptkarte eine entsprechende Übersignatur verwendet. In der Nähe der Rodl können die Mylonite wegen der hochgradigen Deformation (z.T. Ultramylonite) makroskopisch nicht mehr nach Ausgangsmaterial differenziert werden. Beim Sägewerk in Untergeng wurde ein kleiner Körper von vergleichsweise schwächer deformiertem Altenberger Granit kartiert. Der W-Teil des Kartiergebietes südwestlich von Neudorf wird von massigem, grobem Weinsberger Granit aufgebaut, wobei nordwestlich des Hofes Steininger sowie westlich des Hofes Plakolb einige größere Felsaufschlüsse vorhanden sind. Vereinzelt konnten Gänge von Diorit beobachtet werden. Weite Bereiche im Kartiergebiet sind schlecht aufgeschlossen bzw. von sandig-lehmigem Verwitterungsgrus von Weinsberger Granit bzw. Migmagranit (in der Manuskriptkarte mit eigener Übersignatur) bedeckt. Häufig jedoch waren beide Komponenten gleichermaßen anteilig, was dem eng verbundenen Auftreten beider Granittypen im Anstehenden entspricht. Nordöstlich von Berndorf konnte eine polymikte, solifluidale Zone auskartiert werden. Die Komponenten stellen in etwa zu gleichen Teilen Weinsberger Granit und Migmagranit dar, wobei die Größe stark variiert – von dm- bis mgroßen Blöcken. Die sandig, schluffig, lehmige Matrix tritt stellenweise stark in den Vordergrund. Blatt 39 Tulln Bericht 2003 über geologische Aufnahmen im Quartär und Neogen auf Blatt 39 Tulln PAVEL HAVLÍČEK (Auswärtiger Mitarbeiter) Während der geologischen Kartierung im Jahr 2003 wurden auf Blatt 39 Tulln neogene und quartäre Sedimente in der Umgebung von Stranzendorf, Absdorf, Stetteldorf am Wagram und Gaisruck untersucht. Im nördlichen Teil dieses Gebietes, nördlich des Wagram, überwiegen Lössakkumulationen, stellenweise treten quartäre Quarzschotter auf. Am Abhang des Wagram liegen unter diesem Löss fluviatile, sandig–schotterige Sedimente der Donau aus dem Mittelpleistozän und darunter neogene Sedimente der Laa-Formation (Karpatium). Neogen (Miozän) Die Sedimente der Laa-Formation bestehen aus einer Wechsellagerung von Schluffen, Sanden und Tonen. Die hellgrüngrauen, kalkhältigen, feinglimmerigen Schluffe wechseln mit grünlichgelben, feinkörnigen Sanden und sandigen, kalkreichen, fleckigen Tonen. Es treten auch cm-mächtige Zwischenlagen angewitterter Tone und Tonsteine auf. Diese Sedimente führen Sandsteinkonkretionen mit 10–20 cm Durchmesser. Westlich von Stetteldorf am Wagram tritt am Wagram in den Weingärten eine bedeutende tektonische Störungszone auf. In den Schwermineralen der karpatischen Sedimente überwiegen Granat und 376 Amphibol neben kleinen Mengen von Rutil, Zirkon, Hornblende und Staurolith. Aus der Laa-Formation wurden Proben für mikropaläontologische Untersuchungen entnommen. Quartär Pleistozän Die fluviatilen Terrassensedimente aus dem Mittelpleistozän bestehen aus graubraunen und darunter grauweißen bis grauen, grob- bis mittelkörnigen, sandigen Schottern. Der obere Teil der Schotter zeigt deutliche Kryoturbationen. Die Schotter bestehen hauptsächlich aus Quarz und führen daneben Quarzit, Gneis, Sandsteine und Kalkgesteine (selten mit jurassischen Ammoniten). In den Schwermineralen überwiegt Granat (58,6–80,6 %) neben kleinen Menge von Amphibol (11,1–16,1 %), Epidot (8,8–10,2 %), Zirkon (8,4–0,2 %), Staurolith (2,2–2,6 %) und Disthen (1–2,2 %). Die Gerölle sind gerundet bis kantengerundet, mit durchschnittlichen Durchmessern von 3–6 cm, vereinzelt bis 15 cm. An der Basis treten Blöcke bis 100 cm auf. Die Basis dieser Donau-Terrasse liegt in +15 bis +22 m relativer Höhe (ca. 195–198 m.ü.M.). An der Oberfläche kann, wie in der Sand- u. Schottergewinnung Schauerhuber westliche von Stetteldorf am Wagram, ein fossiler Boden mit Eisklüften und Eiskeilen beobachtet werden. Am basalen Kontakt mit den Sedimenten der Laa-Formation treten Quellen, wie z.B. östlich von Gaisruck, südlich von Starnwörth oder westlich von Stetteldorf am Wagram auf. ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Lösse aus dem oberen Pleistozän sind im untersuchten Gebiet nur nördlich von Stetteldorf am Wagram, Gaisruck und in Stranzendorf großflächig verbreitet. Der stellenweise sandige Löss ist hellbraun bis gelbbraun und besitzt manchmal weiße, kalkige Pseudomyzelien. Er führt mitunter eine Malakofauna, welche typisch für kaltzeitliche Lösse („Collumella-Fauna“) ist und wahrscheinlich meist vom Ende des letzten Glazials stammt. Der Löss besitzt in den untersuchten Gebieten eine aufgeschlossene Mächtigkeit von 0,5–8(9) m. In den Lössen in der Schottergrube Schauerhuber westlich von Stetteldorf am Wagram liegen an der Basis und am Top braun vererdete, sehr schwach entwickelte Luvisëme, die wahrscheinlich dem Pedokomplex IV (schwache Wärmeperiode im Riss, „Treene“) entsprechen. In Stranzendorf bei der Kirche treten in den Lössen illimerisierte Lehmbröckelsande aus einem Braunlehm auf. Lokal finden sich im Löss und im Ackerboden (Tschernosem) Quarzgerölle, welche aus gerundeten, fluviatilen Schottern mit Durchmesser von 0,5–5 cm bestehen. Es ist fraglich, ob sie einer Donau-Terrasse zugeordnet werden können. Am Kontakt des Lösses mit den liegenden Schottern der mittelpleistozänen Donauterrasse (bzw. ?Schmidaterrasse) treten mächtige Lagen auf, die von der Solifluktion während des Pleistozäns betroffen wurden. Pleistozän – Holozän Bei den deluvialen (= kolluvialen), lehmig-sandigen Ablagerungen handelt es sich um schwarzbraune bis braune, stark humose, tonige Lehme (Bodensedimente) mit sandiger Beimengung und Quarzgeröllen. Sie bilden lokal schmale Streifen im unteren Teil der Hänge und in den Depressionen und sind 1–2 m mächtig. Holozän Deluvio-fluviatile, sandig-tonige Lehme bis lehmige Sande (Abschwemmungen) füllen die periodisch durchflossenen Depressionen. Es handelt sich um dunkelbraune bis schwarzbraune, humose, tonige Sande, auch um tonige Lehme mit Beimengung von Quarzgeröllen. An den Talausgängen am Wagram, bei Gaisruck, Eggendorf am Wagram, südlich und westlich von Stetteldorf am Wagram und nördlich von Absdorf bilden diese deluvio-fluviatilen Sedimente flache Schwemmkegel. Diese sind 1 bis 2 m mächtig. Fluviatile, sandig-tonige, schwarzbraune, humushältige Lehme und feinkörnige Sande (Auelehme) sind die jüngsten quartären Ablagerungen, welche die Donautalaue ausfüllen und ebnen. Diese Sedimente befinden sich südliche vom Wagram. Die Auelehmen sind dunkelbraun, sandig, sandig-tonig oder tonig und humos und gehen tiefer langsam in hellbraune, staubsiltige, wahrscheinlich umgelagerte Lösse über. Zwischen Gaisruck und Absdorf treten an der Oberfläche der Donautalaue kalkige, sandige Schotter auf (Quarz, Quarzit, Kalkgesteine, Metamorphite, weniger Plutonite). Sie liegen etwa 1 m höher als die Talaue in ihrer Umgebung. An einigen solchen Stellen befanden sich Schottergruben, die jedoch meistens bereits aufgelassen sind (südöstlich und südlich von Gaisruck). Diese sandigen Schotter sind stark kalkhältig und lokal, z.B. südliche von Gaisruck, z.T. auch karbonatisch zu Konglomeraten verfestigt. In den Schottern SSE von Gaisruck überwiegen in den Schwermineralen Granat (51,6 %) neben kleinen Mengen von Amphibol (21,9 %), Epidot (11,6 %), Zirkon (8,7 %) und Staurolith (3,9 %). Nach PIFFL (1971) besitzen die Schotter in diesem Gebiet des Feldes eine Mächtigkeit von 9,6–11,3 m. Die 14C-Datierungen begrabener Hölzer aus einer Tiefe von 5–6,5 m (Neustift im Felde – Schottergrube Schauerhuber) ergaben Alter von 9185±95 BP bis 9665±100 BP und weisen damit auf ein holozänes Alter hin. Die basalen Teile der Schotter mit großen Blöcke haben nach PIFFL (1971) spätglaziales Alter. Zu den anthropogenen Ablagerungen sind herausgebaggertes Gesteinsmaterial (südlich von Eggendorf am Wagram) oder sandige Schotter mit Lehmen (z.B. in der alten Schottergrube Heidfeld, südöstlich von Graisruck) zu zählen. Andere anthropogene Ablagerungen sind die Eisenbahndämme in der Donautalaue. Bericht 2003 über geologische Aufnahmen in Quartäraufschlüssen auf Blatt 39 Tulln PAVEL HAVLÍČEK, OLDŘICH HOLÁSEK & LIBU ŠE SMOLIKOVÁ (Auswärtige Mitarbeiter) Im Jahre 2003 wurden von uns auf dem Kartenblatt ÖK 39 Tulln 13 Quartäraufschlüsse bearbeitet. Die Geländeaufnahmen wurden dabei durch Schwermineral- und Schotteranalysen der fluviatilen Sedimente sowie durch mikromorphologische Bearbeitungen der fossilen Böden ergänzt. Am bedeutendsten für die Quartärforschung auf dem Kartenblatt Tulln ist das Gebiet nördlich der Donau, im Bereich des Wagram und der linksseitigen Zuflüsse der Donau mit dem Grießgraben und der Schmida. Besonders an den gegen Süden und Südosten schauenden Hängen sind Lössanwehungen mit fossilen Bodenbildungen häufig. Diese bedecken die Schotter und Sande der pannonen Hollabrunn-Mistelbach-Formation und die Sande und Silte der karpatischen Laa-Formation, aber auch mittelpleistozäne, fluviatile, sandige Schotter der Schmida (?) und der Donau. Diese fluviatilen Quartärschotter enthalten nach Z. NOVÁK vor allem verschiedenfarbige Quarze (80,6 %), daneben auch Quarzite (7,5 %) und Sandsteine (6 %). Die ältesten bisher bekannten Quartärsedimente und Fossilböden füllen eine ca. 9 m tiefe und rund 70 m breite Depression in den Hollabrunner Schottern bei Neudegg (Schottergrube: BMN-Koordinaten: R: 717398, H: 372163). In dieser Depression liegt an der Basis über umgelagerten Schottern und Sanden ein Boden vom Ferreto-Typus. Darüber folgen mindestens drei Horizonte mit Bodensedimenten. Das jüngste Schichtglied ist ein Braunlehm, welcher von Löss bedeckt ist, der einen Horizont mit großen Lösskindeln führt, wobei es sich vermutlich um ein Relikt einer fossilen Bodenbildung handelt. Diese Lokalität ist für die Korrelation der pliozänen und ältesten altpleistozänen Sedimente Niederösterreichs und Mährens von größter Bedeutung. Ähnlich alt sind sichtlich die Lösse in Mitterstockstall (Aufschluss östlich Schloss Winkelberg; BMNKoordinaten: R: 719019, H: 366622), wo an der Grenze zu den liegenden, karpatischen Silten ein vererdeter, illimerisierter Braunlehm entwickelt ist, der mindestens in den PK X (Zyklus J) einzustufen ist. Keine Belege gibt es bisher aus dem ganzen Zeitabschnitt bis zum Holstein-Interglazial (Hiatus?). Aus dem bedeutenden mittelpleistozänen Interglazial (M/R) stammen wahrscheinlich die braunlehmartigen Parabraunerden (Luvisëme, ?PK VI – PK V) in den Aufschlüssen Mitterstockstall 2 (BMN-Koordinaten: R: 719017, H: 366664), Tiefenthal (BMN-Koordinaten: R: 725633, H: 366484) und Großwiesendorf SW (BMN-Koordinaten: R: 724153, H: 367624). Die schwach entwickelten, vererdeten Luvisëme in der Schottergrube W Stetteldorf (BMN-Koordinaten: R: 725184, H: 363805) entsprechen sehr wahrscheinlich dem PK IV. Der braun vererdete Luvisëm aus dem Aufschluss NE Thürnthal (BMN-Koordinaten: R: 714472, H: 366908) ist vermutlich dem PK III (Zyklus B, J. KUKLA [1975]) an der 377 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Grenze des Mittel- und Jungpleistozäns (Eem, R/W) zuzuordnen. In demselben Aufschluss ist auch ein A-Horizont eines Tschernosems (PK II „W1/2“) entwickelt, welcher gemeinsam mit dem liegenden Boden des PK III zum Komplex Stillfried A gehört. In dem Aufschluss in der Kellergasse SE Ottenthal (BMN-Koordinaten: R: 718587, H: 369750) sind zwei Initialpseudogleye des PK I („W2/3“, Zyklus B nach J. KUKLA [1975]) entwickelt. Im Profil im Hohlweg N Thürnthal (BMN-Koordinaten: R: 713982, H: 367183) entspricht eine begrabene Schwarzerde höchstwahrscheinlich dem Holozän; sie ist bedeckt mit anthropogenen, umgelagerten Tonerden mit Lössen. Außer den beschriebenen Böden gibt es in den untersuchten Aufschlüssen (z.B. Kirchberg am Wagram – nördlich Bad [BMN-Koordinaten: R: 718152, H: 366044] oder Stranzendorf Kellergasse bei Kirche [BMN-Koordinaten: R: 731233, H: 368655] usw.) eine ganze Reihe von Bodensedimenten bzw. Böden in parautochthoner Position, welche eine komplizierte, polyzyklische Entwicklung belegen, in der sich Phasen der Erosion und Akkumulation und ruhige Phasen die Bodenbildung abwechselten. Vor der Sedimentation der jüngsten, jungpleistozänen Lösse wurden die älteren Sedimente, besonders fluviatile, sandige Schotter des Mittelpleistozän, einschließlich der Fossilböden, oft erodiert bzw. von Solifluktion zerstört und durch Frost (Kryoturbation) intensiv destruiert (z.B. Aufschlüsse Neudegg, Thürnthal NE [2x], Kirchberg am Wagram, Mitterstockstall 2, Stetteldorf W). Nach Z. NOVÁK dominiert in den vermutlich mittelpleistozänen Schottern der Schottergrube W Stetteldorf im Spektrum der Schwerminerale Granat (58,6–59,7 %) gegenüber Zirkon (12,1 %), Amphibol (11,1 %) und Epidot (10,2 %). Diese Dominanz von Granat über Amphibol bzw. auch Zirkon und Epidot ist praktisch in allen quartären, fluviatilen, sandigen Sedimenten festzustellen. Bericht 2003 über geologische Aufnahmen im Quartär und Neogen auf Blatt 39 Tulln OLDŘICH HOLÁSEK (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Rahmen der geologischen Kartierung des Blattes ÖK 39 Tulln wurde im nördlichen Teil des Kartenblattes das Gebiet im Bereich Neustift im Felde – Absdorf – Absberg – Hippersdorf – Königsbrunn – Unterstockstall bis zum Südrand von Kirchberg am Wagram bearbeitet. Mit Ausnahme sehr eng begrenzter Vorkommen von neogenen Sedimenten ist nahezu das gesamte Gebiet mit Quartärablagerungen bedeckt. Neogen (Miozän) Die neogenen Sedimente treten nur am Wagram, nördlich der Straße zwischen Unterstockstall – Königsbrunn – Hippersdorf, weiters zwischen Absberg und Inkersdorf und in den Hängen in und südöstlich von Absberg auf. Im Abschnitt Unterstockstall – Königsbrunn – Hippersdorf kommen hellgraue, graugrüne bis braungrüne, stellenweise rostig gefleckte, tonige, feinkörnige Sande mit Lagen von grauen, graugrünen, feinsandigen, oft ockergelb bis rostig gefleckten und gestriemten Tonen (vollkommen verwitterte Tonsteine) oder von grauen, staubigen bis feinsandigen Tonsteinen vor. An der Oberfläche dieser Sedimente liegt stellenweise verschleppter fluviatiler Schotter von der hangenden Terrasse. In den entnommenen Proben wurden in diesem Abschnitt keine für die Stratigraphie aussa378 gekräftigen Mikrofossilien gefunden. Daher wurden diese nicht näher stratifizierbaren neogenen Sedimente nur als ?Mittelmiozän bezeichnet. Dagegen sind die neogenen Sedimente nördlich und südöstlich von Absberg mit einer verarmten Fauna des Karpatium der Laa-Formation zuzuordnen. In diesem Abschnitt finden sich hellgraugrüne, braungrünliche, hellgelbbraune, teilweise zementierte, feinglimmerige, stellenweise variabel tonige, feinkörnige Sande mit engen (5–30 cm mächtigen) Lagen von hellgrauen, grauen und hellbraunen, lokal ockergelb gefleckten, feinsandigen, fast horizontal abgelagerten Tonsteinen. Die stratigraphische Zugehörigkeit der beschriebenen Schichtfolge zum Karpatium erfolgt vor allem durch die Gattungen Uvigerina cf. acuminata, Globigerina cf. ottnangiensis, Elphidium cf. macellum, Nonion commune, Lobatula lobatula, Ammonia cf. beccarii, Globoturborotalita woodi, Bolivina cf. fastigia (det. I. CICHA). Quartär Quartäre Ablagerungen aus dem Mittelpleistozän bis Holozän treten im untersuchten Gebiet als fluviatile, äolische, deluviale, deluvio-fluviatile, organische Sedimente und als anthropogene Ablagerungen auf. Pleistozän Aus dem Mittelpleistozän (Mindel) stammen fluviatile, sandige bis sandig-tonige Schotter, welche in der Geologischen Karte der Republik Österreich 1 : 200.000 als „Jüngere Deckenschotter (Mindel)“ bezeichnet sind. Diese von Löss bedeckten Sedimente treten am Hang des Wagram, entlang der Straße zwischen Unterstockstall – Königsbrunn – Hippersdorf und in Absberg und seiner weiteren Umgebung auf. Der Verlauf der mittelpleistozänen, fluviatilen Terrasse ist in diesem Hang aber nicht zusammenhängend. In einigen Hangabschnitten fehlt diese Akkumulation zwischen den neogenen Sedimenten und der Lössdecke oder sie ist mit Hangschutt bedeckt. Die mittelpleistozäne, fluviatile Terrasse besteht im Abschnitt Unterstockstall – Königsbrunn – Hippersdorf meistens aus rostbraunen, stellenweise hellbraunen, lehmigen, fein- bis grobkörnigen, sandigen Schottern mit variablem tonigem Zusatz. Die Schotter bestehen aus halbovalen bis ovalen Geröllen von 0,5–5 cm, stellenweise 10–25 cm Größe. Ganz lokal kommen Blöcke mit 40–50 cm Durchmesser vor (überwiegend Quarz, untergeordnet verwitterte Metamorphite und Plutonite, Quarzit, Sandstein, u.a.). Im Pleistozän wurde der obere Teil dieser Terrasse, zusammen mit dem basalen Teil des Lösses, intensiv von Solifluktion verlagert und durch den Frost gestaucht. Diese Störungen betrafen auch einen fossilen Boden an der Oberfläche der fluviatilen Terrasse, sodass in Einschnitten heute fossile Bodensedimente und fossile Bodenreste vorkommen. Die aufgeschlossene Mächtigkeit der Terrasse beträgt 1–2,5 m, lokal ca. 4–5 m. Die gesamte Mächtigkeit ist wahrscheinlich 5–6 m. Die mittelpleistozäne, fluviatile Terrasse setzt sich unter der Lössdecke weiter Richtung Südosten fort. Sie tritt dort unzusammenhängend in Aufschlüssen in der weiteren Umgebung von Absdorf auf. An einigen Stellen ist sie von Hangschutt bedeckt oder sie fehlt. Ihre Mächtigkeit ist dort maximal 2–3 m. In allen Ausbissen ist sie in ihrer gesamten aufgeschlossenen Mächtigkeit intensiv durch Solifluktion verlagert und durch den Frost gestaucht. Aus diesem Grund bildet diese Terrasse eher linsenartige Schottervorkommen als eine zusammenhängende Akkumulation. Ein solches Schottervorkommen in einer Mächtigkeit von 2 m tritt in einem Einschnitt 300 m südöstlich vom Südrand von Absberg auf. Im ganzen Profil wechseln dunkelrostige, linsenartige und striemige Schotterlagen mit Lösslagen und Lagen der neogenen Sedimente. ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Der Bereich von Absberg und seine weitere nordöstliche und südöstliche Umgebung gehören geomorphologisch zu dem Gebiet, wo fluviatile Sedimente nicht nur von der Donau, sondern auch von der Schmida abgelagert wurden. Dies wurde bereits von PIFFL (1964) erkannt. In der ehemaligen Schottergrube auf dem Absberg konnte er feststellen, dass auf der ca. 7 m mächtigen Donauterrasse Lokalschotter der Schmida in einer Mächtigkeit von 2 m liegen. Darüber folgt eine kryoturbat gestörte Verlehmungszone mit Einbeziehung des liegenden Schotters, die von 2 m Löss überlagert wird. Die Schotter der Donauterrasse in dieser Schottergrube in Absberg setzen sich nach PIFFL (1964) aus 36 % Quarz, 21 % Kristallingesteinen und 43 % Sedimentgesteinen zusammen, während die Lokalschotter der Schmida 79 % Quarz, 16 % Kristallingesteine und 5 % Sedimentgesteine führen. Die beschriebene, mittelpleistozäne, fluviatile Donauterrasse ist vom Ostrand von Königsbrunn gegen Osten und Südosten ab und zu aufgeschlossen, meist sind ihre Ausbisse in den steilen Hängen jedoch so schmal, dass ihre Darstellung in der Karte nicht möglich ist. Im Pleistozän bildeten sich die Deckschichten des Lösskomplexes, der fast zusammenhängend das Gebiet nördlich von Königsbrunn, Hippersdorf und östlich von Absberg bedeckt. Der hellbraune bis hellbraungelbe, stark kalkige, meistens feinsandige und variabel feinglimmerige Löss, stellenweise mit weißen, kalkigen Pseudomyzelien, ist in einer Mächtigkeit von 1–8 m aufgeschlossen. Am Kontakt des Lösses mit der mittelpleistozänen Terrasse kommt eine 2–3 m mächtige Lage vor, die von Solifluktion und Frost während des Pleistozäns betroffen wurde. Pleistozän – Holozän Aus dem Oberpleistozän bis Holozän stammen die deluvialen Sedimente, die hauptsächlich an der linken Talseite der Schmida, von Absberg gegen Inkersdorf, in aufgeschlossener Mächtigkeit von maximal 1,5 m den Hangfuß bedecken. Es handelt sich um braune bis dunkelbraune, humose, sandige Lehme, stellenweise mit verschlepptem Schotter von der höher liegenden mittelpleistozänen Terrasse, die von Löss überdeckt ist. Die halbovalen bis ovalen Gerölle mit 0,5–5 cm, lokal 10–15 cm Durchmesser bestehen vor allem aus Quarz, daneben Kalk, untergeordnet Metamorphiten und Plutoniten. Die Menge des Schotters ist im Lehm sehr variabel. Gegenüber dem Silo in Absberg kommt der Schotter sogar in linsenartigen Formen im neogenen Silt vor. Das weist auf eine Mitwirkung von Solifluktion und wahrscheinlich auch Froststauchung bei der Bildung dieser Sedimente hin. Holozän Die holozänen, fluviatilen Sedimente bilden eine ausgedehnte Akkumulation im Gebiet zwischen Kirchberg am Wagram, Hippersdorf, Absdorf und Neustift im Felde. Es handelt sich um Sedimente der Donau und Schmida im Feld des nördlichen Tullner Feldes, wie PIFFL (1971) in seiner ausführlichen Arbeit über der Gliederung des Tullner Feldes angibt. Die jüngsten Schichten der holozänen, fluviatilen Sedimente sind lithologisch sehr variabel. Das beweisen vor allem Bohrstocksonden, die bis in eine Tiefe von 1 m abgeteuft wurden. Es handelt sich um braune, dunkelbraune, dunkelgraubraune, variabel humose und feinsandige, sandig-tonige bis tonige Lehme, die tiefer langsam in hellbraune, feinsandige bis staubsiltige Lehme (wahrscheinlich umgelagerte Lösse) oder in dunkelbraune, schwarzbraune, stark humose, sandig-tonige oder tonige Lehme bis Tone übergehen. Stellenweise hat der selbe Lehm oben braune, dunkelgraubraune und tiefer dunkelbraune Färbung. Zwischen Neustift im Felde und Absdorf treten an der Oberfläche der Talaue Sandschotter auf. Solche Stellen liegen etwa um 0,5–1 m höher als die Talaue in ihrer Umgebung. Im sandigen Ackerboden kommen ovale, stellenweise halbovale Gerölle mit 0,5–3 cm, stellenweise 5–10 cm, vereinzelt mehr als 12 cm Durchmesser vor. Es dominieren Quarze, untergeordnet oder vereinzelt finden sich Kalke, Metamorphite, Plutonite, Quarzit u.a. Die meisten Schottergruben in diesem Bereich sind aufgelassen. Die überlagernden, oft braunen Lehme sind in ihrer Umgebung oft feinsandig bis sandig und gehen tiefer rasch in hellbraune, variabel lehmige Silte bis feinkörnige Sande oder Sandschotter über. Die gesamte Mächtigkeit der fluviatilen Lehme, Tone, Silte und Sande beträgt in diesem Gebiet 0,5–2 m, südöstlich des Austritts der Schmida in das Tullner Feld ca. 2,5–3 m. Unter den oben beschriebenen Sedimenten liegt eine Akkumulation von sandigen, fluviatilen Schottern. Nach den Profilen in den Schottergruben handelt es sich um hellgraue, tiefer weißgraue, oben lehmig-sandige, tiefer tonigsandige, kalkige Schotter. Der Sand ist meistens mittelkörnig. Fein-, Mittel- und Grobschotter bestehen aus ovalen, weniger halbovalen, weißgrauen Geröllen mit 0,5–8 cm, stellenweise 10 cm, vereinzelt 15–25 cm Durchmesser. In der Schottergrube Schauerhuber, östlich Neustift im Felde, treten hauptsächlich Quarz, Kalke, Radiolarit, Gneise, vereinzelt Konglomerat und Sandstein auf. Große Blöcke, hauptsächlich an der Basis der Terrasse, werden vor allem aus Granit, Gneis und Quarz gebildet. Sie sind nur teilweise an den Kanten gerundet. Nach PIFFL (1971) ist die Mächtigkeit der Schotter in diesem Gebiet bis zu 10 m und die gesamte Mächtigkeit der Talausfüllung im Feld hier 9,6–11,3 m. Die Akkumulation gehört hier stratigraphisch zum Holozän, weil die Analysen der begrabenen Hölzer aus einer Tiefe von 5–6,5 m (Schottergrube in Neustift im Felde) ein Alter von 9185±95 J.v.h. bis 9665±100 J.v.h. erbrachten (PIFFL, 1971). Darunter liegt noch derselbe Schotter in einer Mächtigkeit von 5 m mit großen Blöcken an der Basis. Nach PIFFL (1971) hat die Blocklage wahrscheinlich spätglaziales Alter. Südlich von Neustift im Felde befindet sich ein Altwasser. Nach 1 m tiefen Bohrstocksonden ist es fast überall von dunkelbraunem, humosem, schwach kalkigem, tonigem Lehm ausgefüllt, der tiefer in graubraunen bis dunkelgrauen, nicht kalkigen Ton mit kleinen rostbraunen oder rostigen Flecken übergeht. Die gesamte Mächtigkeit der Sedimente im Altwasser ist nicht bekannt. Von der Oberfläche des Altwassers steigt bei warmem Wetter fauler Geruch auf, weil diese Sedimente oft Sapropele enthalten, in dem Fäulnisprozesse immer ablaufen. Während der Kartierung dieses Teils der Donautalaue im Feld wurde an zahlreichen Stellen der Kalkgehalt der holozänen, fluviatilen Sedimente, vor allem in der oberen Lage bis zu einer Tiefe von 1 m in den Bohrstocksonden überprüft. In kleinem Maße wurden auch die liegenden Schotter einbezogen. Schlussendlich kann man feststellen, dass fast alle holozänen, fluviatilen Sedimente im Feld, einschließlich des Bodens an der Oberfläche, kalkig bis stark kalkig sind. Eine Ausnahme bilden die Tone im Altwasser, die meistens oben schwach kalkig und tiefer nicht kalkig sind. Anthropogene Ablagerungen sind lehmige, sandige und schotterige Anschüttungen, vor allem an den Rändern oder innerhalb der Schottergruben. Ähnliche Anschüttungen sieht man bei der neuen Abfahrt der Kremser Schnellstraße westlich von Neustift im Felde und in Absberg. Andere anthropogene Ablagerungen sind die Eisenbahndämme in der Donautalaue im Feld und in der Schmidatalaue. 379 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Bericht 2003 über geologische Aufnahmen im Quartär und Neogen auf Blatt 39 Tulln ZDEN ĚK NOVÁK (Auswärtiger Mitarbeiter) Das im Jahr 2003 kartierte Gebiet in der alpin-karpatischen Vortiefe liegt im nördlichen Teil des Kartenblattes 39 Tulln, in der weiteren Umgebung von Kleinwetzdorf, Baumgarten am Wagram und Ruppersthal. Der von Nordwesten gegen Südosten streichende Hügelzug westlich des Schmidatales hat seine höchste Erhebung an der Kote 342 (Kogel). Im südlichen bis südwestlichen Teil fällt das Gelände auf rund 240 m SH ab. Der tiefste Punkt mit 200 m SH befindet sich in der Talau des Flusses Schmida, am südlichen Rande des Ortes Großweikersdorf. Das kartierte Gebiet wird von Ablagerungen der Laa-Formation (Karpatium), Grund-Formation (Unteres Badenium), Hollabrunn-Mistelbach-Formation (Pannonium) und des Quartärs aufgebaut. Neogen Die Ablagerungen der Laa-Formation, die westlich des Bahnhofes von Großweikersdorf unter dem Löss hervortreten, werden vorwiegend von schluffigen Tonen bis tonigen Schluffen, weniger von fein- bis mittelkörnigen, vorwiegend stark schluffigen Sanden gebildet. Die Sande bilden vor allem geringmächtige Lagen im Ton-Schluff-Komplex, obwohl sie lokal der überwiegende Sedimenttypus sein können. Auch schwach schluffhältige Tone bilden hier nur wenig Zentimeter mächtige Lagen oder gestreckte Linsen in schluffigen Tonen bis tonigen Schluffen. Die Schlufftone bis Tonschluffe sind meist weißlichgrau, beige und gelblich, im feuchten Zustand gewöhnlich mit braunem oder grünbraunem Farbton, nach der Oberflächenverwitterung dann rostbraun, gelbbraun oder braun gefleckt. Sie sind zum Großteil kalkhältig, weniger häufig schwach kalkhältig. An manchen Stellen bildet der feinschuppige Glimmer eine bedeutende Sedimentkomponente. Lokal sind in den schwächer schluffigen Tonen stärker schluffige bis feinsandige, meist parallel verlaufende Laminae oder Linsen zu erkennen. Biogene Reste sind nicht häufig. In den Schluffsedimenten liegen lokale beige Einlagerungen von stark kalkhältigen, tonigen Schluffsteinen und feinkörnige, undeutlich laminierte, schluffige Sandsteine, vereinzelt auch graue, rostbraunfleckige Tone. Sande sind am Aufbau der Laa-Formation im kartierten Gebiet nur in geringem Maß beteiligt. Meistens handelt es sich hier um feinkörnige Sedimente, in der Umgebung der Straße südlich vom Heldenberg treten jedoch mittel- bis grobkörnige Sande auf. Manche Sandlagen sind stark bis zu Sandstein verfestigt. Die Sande sind meistens hellbeige bis hellgelbbraun gefärbt. Üblicherweise sind sie undeutlich geschichtet, wobei die maximal festgestellte Mächtigkeit etwas über 0,4 m ist. Der Karbonatanteil sinkt mit der Zunahme des Korndurchmessers. Die Zusammensetzung der durchsichtigen Schwerminerale ist durch einen niedrigen bis mittleren Granatgehalt (5,2–53,1 %) charakterisiert, wobei Anteile über 40 % selten sind. Typisch ist auch der ziemlich hohe Anteil an Zirkon (10,6–45,3 %), wobei Anteile über 20 % häufiger sind. Als charakteristisch kann man auch hohe Anteile von Epidot (19,8–36,1 %) und niedrige Amphibolgehalte, meistens nicht höher als 6 %, bezeichnen. Einzelne höhere Amphibolgehalte können möglicherweise in einer Kontamination durch den überlagernden Löss ihre Ursache haben. Tone mit geringem Schluffanteil sind ziemlich selten. Meistens bilden sie nur dünne Einschaltungen oder längli380 che Linsen im grobkörnigeren Sediment. Es handelt sich in der Mehrzahl um hellgraue bis graue, unregelmäßig kalkhältige Einschaltungen, die im feuchten Zustand grünlich schattiert sind. Die Sedimente der Grund-Formation treten im nordöstlichen Teil des kartierten Gebietes und zwar nördlich von Großweikersdorf auf. Sie treten hier in einer psammitischen Fazies auf, wobei vorwiegend fein- bis grobkörnige Sande, Schotter und gering kalkhältige Schluffe vorkommen. Die einzelnen Sedimenttypen wechseln im Profil unregelmäßig. Stark schluffige und üblicherweise stark kalkhältig Tone sind in diesem Gebiet nicht vorhanden. Die Sande sind hellbeige, gelbbraun, als Folge der Verwitterung rostbraun bis gelbbraun gefleckt und undeutlich geschichtet. In der Mehrzahl der Fälle wurden sie nur durch Bohrstocksonden nachgewiesen. Der Karbonatgehalt wechselt stark und ist, bis zu einem gewissen Grad, abhängig von der Korngröße. Je höher die durchschnittliche Korngröße, desto geringer ist der Karbonatgehalt. Feinkörnige Sande sind meistens sehr glimmerreich. Bei den durchsichtigen Schwermineralen ist für die Sande der Grund-Formation ein mittlerer bis höherer Granatgehalt (58,3–78,5 %) und ein ziemlich erhöhter Zirkongehalt (5,6–15,0 %) charakteristisch. Die Anteile an Epidot (2,2–8,5 %) und Amphibol (0,8–6,0 %) sind gering. Der fallweise auftretende erhöhte Amphibolgehalt kann durch die mögliche Kontamination durch den überlagernden Löss begründet sein. Die feinkörnigen Fraktionen beinhalten häufig Reste von Schwammnadeln und selten auch (wahrscheinlich umgelagerte) Mikrofaunen des Karpatium. Die für die Grund-Formation typische Mikrofauna konnte von I. CICHA nur in einer Lokalität am Nordrand von Großweikersdorf nachgewiesen werden. Die Schotter sind meistens feinkörnig und gut gerundet. Insbesondere Quarz- und Karbonatgerölle erreichen hohe Rundungsgrade. Der Durchmesser schwankt im Bereich von 1–3 cm. Nur vereinzelt wurden Schotter mit Komponenten bis maximal 6 cm gefunden. Die Schotter unterscheiden sich in der Zusammensetzung praktisch nicht von ähnlichen Sedimenten des Pannonium. Allgemein kann festgestellt werden, dass mit zunehmendem Gerölldurchmesser auch der Karbonatanteil steigt. Am häufigsten sind Quarzgerölle, die bei den untersuchten Proben 70,4–85,9 % ausmachen. Der Anteil an Karbonatgesteinen schwankt zwischen 7,6–20,0 %. Die restlichen Gesteinsanteile sind nur mit maximal einigen wenigen Prozenten vertreten. Die Grundmasse ist meistens mittel- bis grobsandig, schwach kalkhältig bis nicht kalkhältig. Ähnlich wie für die Sande der Grund-Formation ist auch für die Sandmatrix der Schotter in dieser Formation der mittlere bis hohe Granatgehalt und ein erhöhter Zirkongehalt in der durchsichtigen Schwermineralfraktion charakteristisch. Die Sedimente der pannonen Hollabrunn-MistelbachFormation bilden im kartierten Gebiet einen niedrigen, gelängten Hügelzug, der von Nordwesten gegen Südosten, westlich des Schmidatales zieht. Diese Erhebungen prägen maßgeblich die Morphologie des Gebietes. Sie bestehen vor allem aus Schotter, lokal verfestigt zu Konglomeraten, untergeordnet aus Sand und vereinzelt Ton. Die Oberfläche des pannonen Komplexes ist deutlich gegliedert. Häufig sind schmale längsförmige Depressionen mit Schluchtcharakter, die mit Lösssedimenten ausgefüllt sind. Die Schotter sind meist feinkörnig. Am häufigsten sind Lagen mit Geröllen bis zu 2–3 cm Durchmesser. Schotterlagen mit größeren Geröllen bis 4–5 cm sind seltener. Innerhalb eines Horizontes sind die Schotter in der Regel relativ gut korngrößensortiert. Ähnlich wie bei den Schottern der Grund-Formation sind die Gerölle der pannonen Schotter durchschnittlich sehr gut gerundet. Sie bestehen ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at vor allem aus Quarz (79,8–89,1 %). Der Anteil an Karbonatgesteinen ist bei den meisten analysierten Proben etwas geringer als bei den Schottern der Grund-Formation (1,6–6,5 %) und nur in Einzelfällen mit maximal 15,9 % deutlich höher. Quarzit, Hornstein, Sandstein, Tonstein, Phyllit, Granitoide und Schiefer sind an der Zusammensetzung des Geröllspektrums nur mit wenigen Prozenten beteiligt. Die Schotterhorizonte sind grobbankig bis linsenförmig. Der Anteil der Geröllkomponente im Sediment ist von Schicht zu Schicht unterschiedlich und häufig sind Übergänge zu Schottersanden zu beobachten. Die Schotterlagen sind lokal zu Konglomerat verfestigt. Die mechanisch sehr widerstandsfähigen Konglomeratbänke mit einer Mächtigkeit über 2,5 m wurden in der Vergangenheit nördlich von Ruppersthal abgebaut. In dieser Lokalität sind vor allem Gerölle mit Durchmesser von 4–5 cm im Gestein vorhanden, wobei auch Gerölle mit Durchmesser bis 8 cm vertreten sind. Ähnlich wie bei den Lockersedimenten ist an der Zusammensetzung vor allem Quarz beteiligt. Einzelne Sandlagen mit Mächtigkeiten von einigen Metern sind im kartierten Bereich nicht sehr häufig. Üblicherweise bilden sie mehr oder weniger durchgehende Lagen oder längliche Linsen mit einer Mächtigkeit bis zu 1 m innerhalb eines mächtigeren Schotterkomplexes. Die quarzreichen Sande sind am häufigsten gelb, beigegelb und hellbraun. Sie sind fein- bis grobkörnig, gewöhnlich nicht kalkhältig, abwechselnd kornsortiert und führen oft unregelmäßig verteilte Gerölle. Feinkörnige Sande sind in der Regel deutlich glimmerhältig und besser sortiert als grobkörnige Sande. Eine Schichtung ist nur in wenigen, besseren Ausbissen zu beobachten. Lokal beinhalten die Feinsande längliche, konkretionär verfestigte Sandsteinlinsen. Oft sind, insbesondere in den Grobsanden, unregelmäßig verteilte Feinkiese zu finden oder es ist der Geröllanteil in dünnen Linsen konzentriert. Die größte Mächtigkeit der pannonen Sande im kartierten Gebiet, mit mehr als 5 m, wurde ESE von Ruppersthal, in der Böschung einer neuen Weingartenterrasse gefunden. Der Sand in dieser Lokalität ist fein- bis mittelkörnig, kalkhältig und zeigt eine deutliche Parallelschichtung. Bei den durchsichtigen Schwermineralen ist mit 82,5 % ein deutliches Übergewicht an Granat zu verzeichnen. Außer länglichen Linsen von konkretionär verfestigtem Sandstein beinhaltet er auch hellgraue, schwach schluffige, 10 cm mächtige Tonlinsen, die teilweise eine reiche, umgelagerte Mikrofauna des Karpatium führen. Die Assoziationen der durchsichtigen Schwerminerale der Hollabrunn-Mistelbach-Formation sind durch ein deutliches Übergewicht an Granat über die anderen Schwerminerale charakterisiert. Bei den untersuchten Proben schwankt sein Anteil im Bereich zwischen 82,5 und 88,0 %. Andere Schwerminerale sind mit maximal einigen wenigen Prozenten beteiligt. Quartär Ein großer Teil des kartierten Gebietes wird von Quartärsedimenten bedeckt. Es überwiegen Lösse und Lösslehme. Lokal treten deluvio-äolische Sedimente, deluviale, deluvio-fluviatile Sedimente und Ablagerungen der Wasserläufe auf. In vielen Bereichen werden weite Flächen von Löss bedeckt. Insbesondere im Südteil des kartierten Gebietes, südlich Ruppersthal, ist der Löss bis zu 10 m mächtig. An manchen Stellen verfüllt der Löss auch tief eingeschnittene Schluchten des älteren Reliefs. In den untersuchten Proben aus dem Löss über der Grund-Formation (mögliche Kontamination von liegenden Sanden) sind bei den durchsichtigen Schwermineralen vor allem Granat (58,3–66,5 %) und Amphibol (13,9–14,5 %) vorherrschend. Außer Zirkon sind die restlichen durchsichtigen Schwerminerale nur mit wenigen Prozenten vertreten. An manchen Stellen, vor allem westlich von Baumgarten am Wagram, kommen auch deluvio-äolische Sedimente mit Linsen, Nestern oder unregelmäßigen Zwischenlagen von Fein- bis Grobsand oder Schotter vor. Die deluvialen Sedimente sind meist schluffig-sandig mit beigemengtem Geröllmaterial. Sie treten an einigen Stellen am Hangfuß der Hügel auf. Die deluvio-fluviatilen Ablagerungen sind meist schluffigsandig mit unterschiedlichen Anteilen an beigemengten Geröllen und tonig-schluffig in jenen Gebieten, die mit Löss bedeckt sind. Die fluviatilen Ablagerungen sind in größerer Mächtigkeit nur im Schmidatal ausgebildet und meist schluffig-sandig mit beigemengten Geröllen. Blatt 53 Amstetten Bericht 2003 über geologische Aufnahmen im Kristallin der Böhmischen Masse auf Blatt 53 Amstetten GERHARD FUCHS (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Anschluss an die bisherigen Aufnahmen des Amstettener Berglandes wurde heuer der südwestliche Teil des Kristallins kartiert. Es ging hier vor allem um die Abgrenzung gegen das Tertiär. Herr Th. FRITHUM hat mich auf eine Reihe von isolierten Kristallinvorkommen aufmerksam gemacht, auf welche er bei der Kartierung des umliegenden Tertiärgebietes gestoßen war. Diese wurden von mir aufgesucht und eingestuft. Im Ortsbereich von Kottingburgstall stehen steil- bis mittelsteil E-fallende Paragneise an. Sie bilden die Fortset- zung der Monotonen Serie, welche das Gebiet nördlich der Autobahn (W Hubertendorf) aufbauen. Im Gebiet westlich Fürholz finden sich meist in tiefer eingeschnittenen Gräben kleine Aufschlüsse von Kristallin. Auch diese winzigen Vorkommen von Paragneis sind der Monotonen Serie zuzuordnen. Es sei betont, dass das auf der Geologischen Karte von NÖ (1 : 200.000, 2002) eingetragene Vorkommen von Weinsberger Granit NE von Blindenmarkt nicht existiert. Es finden sich in diesem Raum nur Paragneise (s. o.) mit Gängen von Feinkorngranit. Der Moldanubische Pluton bildet erst weiter westlich im Gebiet Kienberg – St. Georgen den S-Rand des Amstettner Berglandes. Die markante NE–SW-streichende Störung, die von Yspertal SE an Neustadtl a. D. vorbei zu verfolgen ist, ist im Raum östlich Ardagger Stift nachzuweisen. Das Grundgebirge wird dort von Weinsberger Granit aufgebaut, der 381 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at im Gebiet Stiefelberg – Irgerstetten – Illersdorf stark verschiefert ist (meist steiles SE-Fallen). Im Starkwirkungsbereich der Störung kam es zur Bildung von Kataklasiten und Ultramyloniten. Die Verbreitung dieser Gesteine zeigt ein Einschwenken der Störung aus der NE–SW- in die WSW–ENE-Richtung im Gebiet E Ardagger Stift. Im vorjährigen Bericht wurde beschrieben, wie der Weinsberger Granitkörper des Brandstetterkogels bei Steinödt abtaucht und sich die Perlgneiszüge der Wolfödhöhe und des Tiefenbachgrabens verbinden. Es entsteht so das ausgedehnte Perlgneisgebiet Felleismühl – Kollmitzberg. Die Grenze gegen den Weinsberger Granitkörper von Neustadtl zieht über Öd, Holzhausen nach Paulberg, wo das Kristallin unter die Sedimentbedeckung abtaucht. Die Perlgneise sind häufig von Feinkorngranitund Pegmatitgängen durchschlagen. In der W-Abdachung des Kollmitzberges werden die Perlgneise vielfach von Lehm und Schotter bedeckt. In den Gräben und entlang des Finzenbachs ist das Grundgebirge aber aufgeschlossen. Auch um Winkling und N des Brandhofs sind Perlgneise und Feinkorngranite aufgeschlossen. In der Geologischen Karte von NÖ (1 : 200.000, 2002) ist das gesamte Perlgneisgebiet einheitlich als Weinsberger Granit dargestellt. Hier ist die Karte somit zu korrigieren. Die Möglichkeit, dass die Perlgneise auch auf das Gebiet N der Donau fortsetzen, wurde durch eine Übersichtsexkursion geklärt. Im Bereich von Struden treten nur Weinsberger Granit und einige Gänge von Feinkorngranit auf, der Perlgneiszug der Wolfsödhöhe endet somit bei Höflgang am S-Ufer der Donau. Im Raum Dornach – Oberbergen finden sich Weinsberger Granit mit unbedeutenden und seltenen Perlgneispartien sowie häufige Feinkorngranite. Die Darstellung als Weinsberger Granitgebiet in der Manuskriptkarte der Arbeitsgruppe VARTAK et al. (1987) ist im Wesentlichen korrekt. Die von diesen Autoren festgestellte Granatführung des Weinsberger Granits im Bereich Struden und N Dornach dürfte auf die Assimilierung von Sedimentmaterial in der Fortsetzung der Perlgneise südlich der Donau hinweisen. Im Großen ergibt sich das Bild, dass der Moldanubische Pluton gegen S unter die umgebenden Mischgneise abtaucht. Im Pfarrwald etwa 800 m S vom Stift Ardagger befindet sich ein größeres Vorkommen von geschiefertem Weinsberger Granit. Dieser baut den Hügel auf, über welchem die Starkstromleitung verläuft. Die Schieferung fällt gegen S ein. Das Vorkommen ist verhältnismäßig weit vom geschlossenen Kristallingebiet entfernt und von tertiären Schottern umgeben. Etwa 400 m S vom Stift findet sich östlich der Forststraße im Graben grobes Blockwerk von Weinsberger Granit. Auffällig ist, dass zwischen den Blöcken keine kleineren Stücke sowie der für Weinsberger Granit so typische Feldspatgrus vorhanden sind. Es liegt hier sicher kein Aufschluss von Weinsberger Granit vor. Am S-Ende des Blockwerks findet sich unter den Granitblöcken ein offensichtlich anstehender Quarzit. Dieses sehr harte, lichte, fast weiße Gestein zeigt abgeschliffene Oberfläche. Es könnte sich um ein altes Metasediment oder um eine Quarzlinse, einen „Pfahlquarz“ in Zusammenhang mit einer Störung handeln. Der Quarzit bildet das Basement für das Weinsberger Granitblockwerk und die Schotter. Aus der Art der Verknüpfung der Granitblöcke mit den Schottern schließe ich, dass Erstere bei der Transgression der Schotter an deren Basis etwas verfrachtet wurden. Einen rezenten Blockstrom etwa von dem Granithügel weiter im S möchte ich ausschließen. Blatt 101 Eisenerz Bericht 2003 über geologische Aufnahmen in den Nördlichen Kalkalpen auf Blatt 101 Eisenerz MICHAEL MOSER (Auswärtiger Mitarbeiter) Stratigraphie Massenbewegungen Kleine Rutsch- und Buckelhänge sind in erster Linie im Bereich von wasserstauenden Gesteinsserien wie Werfener Schichten und steileren Moränenhängen zu beobachten. Die wasserstauenden Tonschiefer vermischen sich mit Hangschutt und anstehendem Gesteinsmaterial und bilden kleinere Rutschkuchen und -körper. Im Bereich der Lunzer Sandsteine 350 m NE’ Gft. Hartl wurde durch den Bau einer neuen Forststraße auch ein kleiner Murenabgang mitverursacht. Jungmoräne (Würm) Nach NAGL (1970, Karte II) war zur Würm-Eiszeit der vom Hochkar herabziehende Königsgraben (früher: „Königstal“) von einem Teilgletscher der Göstlinger Alpen erfüllt. Der an der Gletscherstirn aufgestaute Endmoränenwall von Lassing ist deutlich ausgeprägt und etwa 70 Meter hoch. Entlang der Bundesstraße und der Forstwege ist das Moränenmaterial sehr gut aufgeschlossen. In der matrix382 reichen Moräne sind zahlreiche stark unterschiedlich gut zugerundete Kalk- und Dolomitgeschiebe, seltener auch mit Facettierung, zu erkennen. Die Dolomitgeschiebe erscheinen frisch und unverwittert. Die Geschiebegröße liegt meist im Bereich der Kiesfraktion, darin verstreut treten – lokal angehäuft – Steine und gelegentlich auch Blöcke auf. In der fast ausschließlichen Zusammensetzung der Geschiebe aus Dachsteinkalk und Hauptdolomit der Hochkar-Region spiegelt sich klar das Einzugsgebiet des „Königstalgletschers“ (siehe auch NAGL, 1967, S. 101) wieder. Die Matrix des Moränenmaterials ist in den verfestigten Partien noch gut erhalten geblieben und grobsandigschluffig ausgebildet. Für den zwischen den Moränenwällen liegenden flachen Jungwaldstreifen am Grabenausgang des Königsgrabens nehme ich an, dass es sich aufgrund der flachwellig-unruhigen Morphologie mit alten Fließgerinnen eventuell um fluviatil umgelagertes Moränenmaterial handelt. ?Altmoräne (Riss) Im Bereich des Mendlingbachtales konnten sowohl oberhalb als auch unterhalb von Lassing an mehreren Stellen Moränenreste angetroffen werden, die weit außerhalb des würmeiszeitlichen Endmoränenstandes von Lassing gelegen sind. Nach NAGL (1970, Karte III) wären diese Moränenvorkommen einem spätrisseiszeitlichen Gletscherstand zuzuordnen. ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Entlang eines Forstweges, der von der schmalen Landstraße Richtung Hollenstein zum Mendlingbach herabführt (südl. K. 740) sind die Moränensedimente gut aufgeschlossen. Auffällig ist das chaotische Gefüge des Sedimentes, in dem zahlreich facettierte Geschiebe zu beobachten sind. Die Komponenten sind stark unterschiedlich zugerundet (kantig – angerundet – gut gerundet), liegen meist im Bereich der Kiesfraktion und wechseln verstreut mit Steinen. In verfestigten Partien ist eine grobsandige Matrix erkennbar. Das Komponentenspektrum dieser Moränen ist bedeutend bunter als jenes der würmeiszeitlichen Moränen von Lassing. Neben Dachsteinkalk und hellem Hauptdolomit aus dem Hochkargebiet treten öfters dunkle Mitteltriaskalke, häufig auch Hornsteine aus dem Reiflinger Kalk, sowie Rauhwacken und, seltener, gut gerundete violette und grüne Werfener Tonschiefer wie auch braungraue Lunzer Sandsteine als Gerölle auf. Bemerkenswerterweise konnten auch Dasycladaceenkalke als Moränengerölle beobachtet werden. Ein weiterer guter Aufschluss befindet sich am nördlichen Talrand des Mendlingbachtales etwa 250 m NE’ Gft. Hartl: hier lagert ein grobklastisches, schlecht sortiertes und gut verfestigtes Moränensediment an einer ebenen Basisfläche dem anstehenden Gutensteiner Kalk auf. Bei den größeren Komponenten (Blöcke, Steine, Grobkies) handelt es sich meist um Dachsteinkalk, daneben können dunkelgraue, angerundet-kantige Gutensteiner Kalke sowie teilweise stärker verwitterte Dolomitgerölle und kleinere, gut gerundete Lunzer Sandsteine, seltener Hornsteine als Komponenten beobachtet werden. Die Matrix ist grobsandig-feinkiesig, das Gefüge eher matrixgestützt. Ob es sich bei den genannten Moränenvorkommen tatsächlich um Altmoränen handelt oder ob es sich eventuell doch noch um jüngere, hochwürmeiszeitliche Ablagerungen handeln könnte (vgl. NAGL [1967, S. 111f]), muss erst eingehend geprüft werden. Das Moränenmaterial war jedenfalls meist eher frisch und wenig verwittert an der Oberfläche anzutreffen. In den weniger gut aufgeschlossenen Gebieten fielen die Altmoränenareale durch intensiv rotbraune Bodenfärbung auf. Fluvioglaziale Sedimente des ?Riss oder Würm Im Bereich der kleinen Jagdhütte Brettseiten (670 m SH) und entlang der Ziehwege in der Umgebung dieser Hütte konnten gut gerundete, teilweise gut sortierte, undeutlich geschichtete und nur schlecht verfestigte Fein- bis Mittelkiese angetroffen werden. Die Komponentenzusammensetzung ist ähnlich jener der Moränensedimente, jedoch ist das Sediment besser sortiert, feinkiesiger, weniger gut verfestigt und die Matrix ausgewaschen. Die darin vorkommenden Lunzer Sandsteingerölle sind – im Gegensatz zu den festeren Hauptdolomitkomponenten – stark verwittert und zerfallen leicht beim Anschlagen. Talwärtig einfallende Schrägschichtung könnte ein Hinweis auf Deltaschüttung sein. Gegen die Moräne zu wird das Material rasch polymikt, schlechter sortiert und enthält zunehmend Grobkies und Steine. Nach morphologischen Überlegungen wäre die Ausbildung eines riss- oder würmeiszeitlichen Eisrandstaukörpers im Bereich Brettseiten anzunehmen (vgl. auch NAGL [1967, S. 112] im Göstlingbachtal). Gehängebrekzie An mehreren Stellen konnten vor allem am Hangfuß von Scheibenberg und Schwölleck Erosionsrelikte dieser ursprünglich sehr mächtigen, gut verfestigten pleistozänen Schuttdecke angetroffen werden. ?Oberalmer Kalk (Malm) In einem schmalen Streifen östlich Gft. Mendlingbauer ist unmittelbar hinter der Deckenstirn der Ötscher-Decke ein hornsteinreicher, mikritischer Kalk in Dachsteinkalk eingeschuppt worden. Der Kalk ist sehr reich an Radiolarien und Kieselspiculae und dürfte in den Jura der ÖtscherDecke zu stellen sein (?Ober-Jura). Dachsteinkalk (Nor–Rhät) In einem schmalen Streifen südlich Lassing wurde gerade noch die Stirn des Ötscher-Deckensystems erfasst. Diese setzt sich hier aus dickbankigem lagunärem Dachsteinkalk, der oft reich an großen Megalodonten ist, zusammen (vgl. SPENGLER [1926]). Der Dachsteinkalk ist an der Deckenstirn in mehrere schmale Stirnschuppen zerlegt worden, wie es auf dem kleinen Hügel zwischen Gft. Schöfstein und der „Alten Salzmaut“ durch eingeschuppte Werfener Schichten und Hornsteinkalke des ?Oberjura deutlich ersichtlich wird. Hauptdolomit (Nor) Der graue bis lichtgraue Dolomit ist stellenweise deutlich gebankt und führt dann auch Algenlaminite. Innerhalb der komplizierten Scherzone des Mendlinger Spornes ist der Dolomit oft mylonitisiert und tektonisch zerrieben. Lunzer Schichten (Unteres Karn) Ockerbraun verwitternde, weiche Sandsteine sowie dunkelgraue Siltsteine der Lunzer Schichten konnten im kartierten Gebiet an drei Stellen angetroffen werden: 1) In einem schmalen Streifen zwischen Lassing und der „Alten Salzmaut“ direkt an der Stirn der UnterbergDecke, wo sie gleichzeitig auch das Hangende der darunter einfallenden Reiflinger Kalke bilden dürften. 2) An der neuen Forststraße 350 m NE’ Gft. Hartl, wo sie tektonisch in Mitteltriaskalke eingschuppt sind. 3) Im Liegenden von Hauptdolomit 150 m N’ und NW’ vom Alten Forsthaus in der Mendling. Ähnlich wie die Werfener Schichten sind die Lunzer Sand- und Siltsteine in Störungszonen eingepresst und offensichtlich hier auch mit grünen Werfener Tonschiefern vermengt worden. Das karnische Alter sandiger, grünlichgrauer Siltsteine an der neuen Forststraße 350 m NE’ Gft. Hartl konnte durch eine Pollenprobe mit den Formen Paraconcavisporites lunzensis KLAUS (mehrere Exemplare) und cf. Chordasporites singulichorda KLAUS 1960 (det. I. KLAUS, GBA) belegt werden. Wettersteinkalk-Schollen in Riff-Fazies Entlang der Göstlinger–Mendlinger-Störungszone sind eine ganze Reihe tektonisch eingeschliffener Späne von Wetterstein-Riffkalk anzutreffen. So konnte an der neuen Forststraße, die vom Gft. Mendlingbauer auf den Scheibenberg führt, in 690 m SH eine frisch angesprengte Kalkscholle aus fossilreichem Riffkalk angetroffen werden. Bei dem reichlich Hydrozoen, Solenoporaceen, große Crinoiden, kleine Korallen und seltener auch Sphinctozoen führenden Riffkalk könnte es sich um eine über einige Kilometer verschliffene Wettersteinkalkscholle aus dem westlichen Gamssteinzug handeln. Wettersteinkalk – Gebankter Feinschuttkalk, Lagunärer Onkoidkalk (Unteres Karn) Am Nordrand des Scheibenbergplateaus konnte an der Plateaukante ein Übergang des an großen Rifforganismen reichen Wetterstein-Riffkalkes in gut gebankte Feinschuttkalke (Kalkarenite) beobachtet werden. Mit dem Auftreten von Onkoiden, Grünalgen, Echinodermen, Aggregatkörnern und Foraminiferen kündigt sich somit im Bereich der gut gebankten Feinschuttkalke ein lagunärer Faziesraum im hangendsten, cordevolen Anteil der Wettersteinkalkplatte des Scheibenberges an. Das cordevole Alter kann 383 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at durch die Grünalgen Teutloporella herculea (STOPPANI) PIA, Physoporella heraki BYSTRICKY, Poikiloporella duplicata PIA und Griphoporella sp. (det. O. PIROS, Budapest) belegt werden. Wettersteinkalk – Riff-Fazies (Unteres Karn) Die Hauptmasse der östlichen Plateauhälfte des Scheibenberges dürfte von Wettersteinkalk in Riffazies aufgebaut werden. Am häufigsten konnten riffbildende Organismen wie verschiedenste Kalkschwämme (darunter gelegentlich Sphinctozoen wie z.B. Uvanella sp., Peronidella sp., Colospongia sp.), diverse Korallen sowie Solenoporaceen, Echinodermen, Microtubus comm. und selten auch Grünalgen beobachtet werden. Auffälligerweise waren auch im Riffkalk öfters Mollusken wie vor allem Bivalven, aber auch Brachiopoden und Gastropoden zu beobachten. Zwischen den Rifforganismen war in etwa gleichen Anteilen eine feinkörnig-sandige Matrix sowie grobspätiger, bräunlich gefärbter Hohlraumzement zu beobachten. Eine Verkittung der Rifforganismen durch Algenkrusten sowie eine partielle Dolomitisierung der Komponenten konnte ebenso beobachtet werden. An der nördlichen Plateauhälfte war entlang der Forstwege eine grobe Bankung der Riffkalke im Meterbereich (flaches nördliches Einfallen) beobachtbar. Die im Profil eruierbare Gesamtmächtigkeit des Wettersteinkalkes am östlichen Scheibenberg dürfte um die 800 Meter betragen (Oberkante Raminger Kalk – Unterkante Lunzer Schichten). Die 200 m südlich Ruhkogel aufgefundene Grünalge Diplopora comelicana FOIS 1979 (det. O. PIROS) ist eine Durchläufer-Form von Langobard bis Cordevol und belegt das relativ junge Alter des WettersteinRiffkalkes. Conodonten in der etwa gleich alten Riffschuttfazies des Raminger Kalkes erbrachten den gleichen stratigraphischen Umfang. Wettersteinkalk – Riffschuttfazies („Vorriff“; Unteres Karn) Über dem noch deutlich gebankten, allodapischen Raminger Kalk an der Scheibenberg-Südseite folgt ein etwa 300 m mächtiger, meist massig bis kleinklüftig verwitternder, matrixreicher, hellgrauer Kalk mit noch relativ kleinen Rifforganismen. In einer schlamm- und feinsandreichen Matrix treten umgelagerte, gelegentlich auch zerbrochene Rifforganismen wie kleine Schwämme, darunter öfters Sphinctozoen, sowie kleine Korallen, Solenoporaceen (teilweise mit Algenkrusten), Crinoiden, und nicht selten auch Microtubus communis auf („floatstone“). Gelegentlich konnten auch teilweise mit grobspätigem Calcit zementierte Internbrekzien, die kantige Intraklasten und Riffschutt führen, beobachtet werden. Löchrig-rauhwackige Verwitterung ist typisch für den basalen Feinschuttkalk. Im Allgemeinen dürfte der Anteil an Rifforganismen von Liegend gegen Hangend allmählich zunehmen, jedoch treten erst ab etwa 1300m SH größere Schwamm- und Korallenstücke auf. Das Auftreten einer sandigen Matrix sowie kleinerer Hohlraumzemente und Brekzien ist für den gesamten Riffbereich charakteristisch. Ebenso konnte öfters das Auftreten von Bivalven und eine selektive Dolomitisierung der biogenen Komponenten beobachtet werden. Im hangenden Abschnitt konnte undeutliche Bankung beobachtet werden. Raminger Kalk (Oberes Ladin – Unteres Karn) Als Raminger Kalk wurde der unregelmäßig gebankte, welligschichtig-ebenflächige, plattig-kompakte, mittelgraue – hellgraue Feinschuttkalk im Hangenden des Reiflinger Kalkes am Scheibenberg (und Gamsstein) auskartiert. An der neuen, vom Mendlingbauer auf den Scheibenberg führenden Forststraße können gut sämtliche Sedimentstrukturen wie Feinschichtung, gradierte Schichtung (mit erosiver Basis), mehrfach gradierte Schichtung und reverse Gradierung beobachtet werden. Neben den Feinschuttkalken 384 (grainstone, rudstone, wackestone) treten auch Debrite sowie mehrere dm-mächtige dunkelgrüne Partnachmergellagen auf. Im Schuttkalk können Intraklasten (z.B. Filamentkalke), Extraklasten (meist aus dem Riffbereich) und vereinzelt auch Onkoide unterschieden werden. Als biogene Komponenten können Echinodermen, Bivalven, Schwammnadeln und Foraminiferen angeführt werden. Hornsteinkonkretionen konnten eher nur in den basalen Partien beobachtet werden, die Hauptmasse des Raminger Kalkes hingegen dürfte häufig diffus verkieselt sein. Die Mächtigkeit des Raminger Kalkes beträgt etwa 80 Meter. Im Hangenden ist ein relativ rascher Übergang in die Riffschuttfazies des Wettersteinkalkes feststellbar. Morphologisch zeichnet sich der kompakte Raminger Kalk meist durch Ausbildung felsiger Steilstufen ab, während der darüberfolgende Wetterstein-Riffschuttkalk aufgrund seiner Kleinklüftigkeit und partiellen Dolomitisierung das flachere, stark hangschuttbedeckte Gelände bis zur Plateaukante des Scheibenberges einnimmt. Mit einer Conodontenprobe, die aus dem hangenden Raminger Kalk 500 m SE’ Zinken (K. 1400) in etwa 1040 m SH entnommen wurde, kann belegt werden, dass der darüber folgende Wetterstein-Riffkalk relativ junges, (unter)karnisches Alter haben muss. Die Probe enthielt Budurovignathus cf. mostleri, eine Leitform des Langobard 3 – Jul 1. Reiflinger Kalk (Oberes Anis – Oberes Ladin) Als Reiflinger Kalk wurde der regelmäßig dm-gebankte, dunkel- bis mittelgraue, knollig-wellig-schichtige, reichlich Hornstein führende Kalkmikrit mit Filamenten und Radiolarien bezeichnet und kartiert. Als etwa 50 Meter mächtiges Band stellt der Reiflinger Kalk die tiefere Beckenentwicklung am Scheibenberg dar. Im oberen Abschnitt geht der Reiflinger Kalk des Ober-Ladin mit relativ scharfer Grenze in allodapischen Raminger Kalk über und führt am östlichen Scheibenbergzug überdies mehrfach Einschaltungen von dunkelgrünen Partnachmergellagen. Durch den feinkörnig-dichten, schaligen Bruch können die Reiflinger Kalke im Gelände meistens von den eher spätig-splittrig brechenden Raminger Kalken unterschieden werden. Typisch ausgebildete Reiflinger Kalke sind entlang der Göstlinger Störung zwischen Schwölleck und Scheibenberg eingeschuppt. Der stratigraphische Kontakt zum liegenden Steinalmkalk ist dabei tektonisch überprägt worden. Typisch dunkelgrauer, knolliger, hornsteinreicher tieferer Reiflinger Kalk tritt zusammen mit dünnbankigem Gutensteiner Kalk im „Mendlinger Sporn“ als schmale, steilstehende, langgezogene Kalkschuppe am nordwestlichen Talrand des Mendlingtales zwischen dem Alten Forsthaus Mendling und Lassing auf. Auffallend ist in dieser Schuppe das Fehlen von Steinalmkalk (= Fortsetzung der durchgehenden Beckenfazies der Großreiflinger Scholle). Steinalmkalk (Mittleres Anis) Typisch gut dm- bis mehrere dm-gebankter, lichtgrauer, algen- und onkoidführender Steinalmkalk tritt zusammen mit dem dunkelgrauen Gutensteiner Kalk an der Basis des Gamsstein–Scheibenberg-Zuges auf. Die Mächtigkeit des Steinalmkalkes liegt hier stark unterschiedlich zwischen 80 und 200 Metern. An der Basis ist der Steinalmkalk oft noch bituminös, dunkelgrau oder braungrau gefärbt, enthält aber – im Gegensatz zum Gutensteiner Kalk – bereits Onkoide, Rindenkörner und Algenlaminite. Feinschichtige Lagen sind reich an Crinoiden, Bivalven und Gastropoden, daneben treten im basalen Steinalmkalk auch noch Wühlgefüge, Intraklasten und Peloide auf. Gelegentlich auftretende Wurstelkalkbänke zeigen ein zeitweilig eingeschränktes, reduzierendes Mileu wie im Gutensteiner Kalk an. Im Hangenden nimmt der Steinalmkalk rasch eine helle Gesteins- ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at farbe an und ist stellenweise reich an kleinen Grünalgen, Crinoiden und Onkoiden. Gelegentlich sind cremegraue – weißliche Dolomitlagen im Kalk eingelagert. Zusammen mit dem Gutensteiner Kalk bildet der Steinalmkalk gerne steileres, von kleinen Felsrippen und -stufen durchsetztes Gelände. Das anisische Alter des Steinalmkalkes kann sowohl am Schwölleck (500 m NW’ Lassing) als auch am Scheibenberg (Brettseiten – Mendling, 800–900 m SH) an insgesamt acht verschiedenen Fossilfundpunkten durch eine artenreiche Grünalgen-Flora belegt werden: Physoporella pauciforata (GÜMBEL) pauciforata BYSTRICKY Physoporella pauciforata undulata PIA Physoporella pauciforata gemerica BYSTRICKY Physoporella intusannulata HURKA Physoporella dissita (GÜMBEL) PIA Teutloporella peniculiformis OTT Anisoporella anisica OTT Diplopora hexaster PIA Acicularia sp. Die Bestimmung der Grünalgen verdanke ich freundlicherweise Frau Dr. Olga PIROS (Budapest). Im Bereich der Göstlinger Störungszone ist unmittelbar NW’ K. 1030 (= östlicher Nebengipfel des Schwölleck) ein schmaler Span eines lagunär entwickelten Steinalmkalkes zwischen Werfener Schichten der Störungszone und Reiflinger Kalk tektonisch eingeschaltet. Der deutlich dickbankige, helle Kalk ist stellenweise reich an Dasycladaceen, Crinoiden, Bivalven, Gastropoden, Foraminiferen und Onkoiden. Das anisische Alter dieser Kalkschuppe konnte mit Hilfe von drei Proben aus Dasycladaceenkalken mit folgender Flora (det. O. PIROS, Budapest) belegt werden: Physoporella pauciforata (GÜMBEL) pauciforata BYSTRICKY Physoporella pauciforata gemerica BYSTRICKY Physoporella dissita (GÜMBEL) PIA Teutloporella peniculiformis OTT Anisoporella anisica OTT Diplopora hexaster PIA Daneben konnte bei den meisten Steinalmkalk-Proben die leitende Foraminiferen-Gattung Meandrospira sp. beobachtet werden. Mikrofaziell sind die Steinalmkalke sowohl als feinkörnige Biomikrite (wackestones) als auch als Biosparite (grain-rudstones) ausgebildet. Gutensteiner Kalk (Unteres Anis) Mittel- bis dunkelgrauer, gut dünn- bis dm-gebankter, ebenflächiger Gutensteiner Kalk bildet das tiefste Schichtglied des Scheibenbergzuges. Als typische Biogene treten feine Crinoidenspreu und Bivalven auf. Daneben können im bituminösen Kalkschlamm sehr häufig Wühlgefüge („Wurstelkalk“) und gelegentlich auch Peloide beobachtet werden. Der Übergang in den hangenden Steinalmkalk ist fließend und durch den Einsatz erster Onkoidkalke gekennzeichnet. Vereinzelt konnten in diesem Übergangsbereich auch sog. „Messerstichkalke“ (?herausgewitterte Gipskristalle) beobachtet werden. Die Mächtigkeit der Gutensteiner Kalke ist stark vom tektonischen Zuschnitt abhängig, erreicht jedoch am Scheibenberg mindestens 100 Meter. Mittelgrauer, dünnbankiger Kalk Im Bereich des Mendlinger Spornes befinden sich zwei schmale, langgezogene und von mehreren Querstörungen unterbrochene Kalkspäne, deren stratigraphische Zuordnung vorläufig noch offen geblieben ist. Es handelt sich dabei um gut gebankte, oft dünnbankige, mittelgraue, feinkörnig-feinspätige Kalke mit sehr geringer Fossilführung. Vor allem die dünnbankigen Kalke sind recht feinkörnig und etwas tonig ausgebildet. An Biogenen tritt lediglich in besser erhaltenen Partien spärlich etwas Crinoidenspreu auf. Im Dünnschliff sind auch kleine Ostracodenschälchen im Kalkmikrit erkennbar. Ähnliche mittelgraue Kalke konnte ich bislang nur am Sulzkogel (Großreiflinger Scholle) im Zusammenhang mit dünnbankigem Gutensteiner Kalk antreffen. Daher habe ich diese Kalke vorläufig in die Mitteltrias gestellt. Rauhwacken des ?Anis An der Blattgrenze zu Blatt 71 Ybbsitz treten am Hangfuß des Schwölleck harte, meist hell gefärbte, kalkig-dolomitische Rauhwacken von großer Mächtigkeit auf. Partienweise gehen diese Rauhwacken unregelmäßig in mittelbis dunkelgraue, stark tektonisch beanspruchte, kleinklüftige Kalke und Kalkbrekzien über. Hier scheint es mir noch unklar, ob die Rauhwacken in die Mittel- oder Obertrias zu stellen sind. Ein weiterer, etwa 40 Meter mächtiger Zug von Rauhwacken tritt an der Basis des Gutensteiner Kalkes am südwestlichen Scheibenberghang auf. Es sind mittel- bis dunkelgraue, teils kalkige, teils dolomitische, zellig-löchrige Rauhwacken, die zusammen mit Werfener Schichten die Basis des Scheibenbergzuges markieren und mit großer Wahrscheinlichkeit in das Anis zu stellen sind („Reichenhaller Rauhwacke“). Werfener Schichten (Untere Trias) Die grünen und rotvioletten Tonschiefer sowie Quarzsandsteine der Werfener Schichten kommen an zahlreichen Stellen – vor allem in Störungszonen eingepresst – zutage. Sie markieren den Verlauf der Göstlinger Störung und deren Einbindung in den Mendlinger Sporn, weiters die Deckenstirn der Unterberg-Decke südlich Lassing sowie die schräg zu den genannten Störungssystemen verlaufenden Querbrüche. Gelegentlich tritt auch blaugrünes, toniges Haselgebirge zusammen mit den Werfener Tonschiefern zutage. Rote Bodenfärbung, Vernässungen (Hirschsuhlen) und Quellaustritte sind typisch für Werfener Areale. Tektonik Die von Blatt 71 Ybbsitz heranziehende linkslaterale Blattverschiebung der Göstlinger Störung setzt sich im flachen Graben an der SW-Seite des Schwöllecks fort und quert etwa 1 km westlich Lassing den Mendlingbach. Westlich oberhalb Mendlingbauer bindet die Göstlinger Störung in etwa 800 m SH in die Störungszone des Mendlinger Spornes ein, wird jedoch hier mehrfach durch kleine, syngenetische, linkslaterale Blattverschiebungen, die spitzwinkelig zur Hauptstörungszone verlaufen, gleichsinnig linkslateral versetzt („Riedel-shears“). Dadurch ergibt sich ein kompliziertes Störungsmuster am Hangfuß des Scheibenberges zwischen Mendlingbauer und Altem Forsthaus. Größere vertikale Bewegungsbeträge an der Blattverschiebung sind durch das Einschwenken der Störungszone von NE–SW- in die ENE–WSW-Richtung nicht auszuschließen. Im Raum N’ Göstling ist an der Göstlinger Störung ein horizontaler Bewegungsbetrag von etwa 5 km feststellbar (RUTTNER & SCHNABEL, 1988). Dieser dürfte von Norden (Ybbsitz) nach Süden stets zunehmen und in der Mendling bereits mehr als 10 km betragen, wie es durch in die Störungszone eingeschleppte Wettersteinkalkschollen in Rifffazies, die vermutlich aus dem westlichen Gamssteinstock stammen dürften, belegt werden kann. Generell wird der Störungsverlauf durch bunte Werfener Tonschiefer und Haselgebirge markiert. Bemerkenswert ist auch eine gut erkennbare, etwa in der Mitte des Scheibenberg-Südosthanges auftretende, W–Estreichende Rechtsseitenverschiebung, die den Reiflinger Kalk („Marker“) um etwa 200 Meter horizontal nach Westen versetzt und im Osten in die Störungszone der Göst385 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at ling–Mendling-Blattverschiebung einbindet. An der Forststraße (860 m SH) ist die Störung, an der auch ein flexurartiges Einbiegen der Reiflinger Kalke in die Bewegungsrichtung der Störung erkennbar ist, gut aufgeschlossen. Südöstlich der Göstling-Mendling-Blattverschiebung treten mehrere Mitteltrias-Schuppen, denen Hauptdolomit, Lunzer Sandstein und seltener Werfener Schiefer zwischengeschaltet sind, auf. Diese stellen das schmale tektonische Bindeglied zwischen der Großreiflinger Scholle im Westen und der Göstlinger Schuppenzone im Osten dar („Mendlinger Sporn“). Die Mitteltriasschuppen bestehen z.T. aus Steinalmkalk und Reiflinger Kalk, wie es am Schwölleck und Mendlingbach westlich Lassing belegt werden kann (?Fortsetzung der Brunneckmauer-Schuppe), z.T. aus einer geringermächtigen Abfolge von dunkelgrauem Gutensteiner Kalk und Reiflinger Kalk, die sich von Lassing bis in die Palfau durchverfolgen lässt und die Beckenfazies der Großreiflinger Scholle zu vertreten scheint, und schließlich z.T. aus fossilarmen, lichtgrauen, feinkörnigen, dünnbankigen Kalken des ?Anis. Südlich Lassing wurde gerade noch begonnen, die Deckenstirn der Ötscher-Decke, die hier selbst wiederum in mehrere Dachsteinkalk-Späne zerlegt worden ist, auszukartieren. Blatt 121 Neukirchen am Großvenediger Stand der Arbeiten Im Berichtsjahr fand die Geländeaufnahme der Nördlichen Grauwackenzone südlich des Brixentales ihre Fortsetzung. Als Reinzeichnung im Maßstab 1 : 10.000 wurde ein Geländestreifen von 3,8 km Breite und 11 km Länge, also rund 40 km2, abgegeben. Hierin enthalten ist eine durch den Autor im Jahr 2003 neukartierte Fläche von 16 km2. Geographisch sind die Westhänge des Windautales, die Gipfelaufbauten Nachtsöllberg – Fleiding – Brechhorn – Floch – Gerstinger – Tanzkogel mit dem Talschluss des Unteren Grundes von Aschau sowie der West- und Südrand des Gaisberges im Brixenbachtal erfasst. Unter Einbeziehung der Reinzeichnungen der zurückliegenden Jahre konnte damit am Ostrand des Kartenblattes ein zusammenhängender Geländestreifen von rd. 80 km2 dokumentiert werden. Zusätzlich wurden zwei Diplomkartierungen aus der Hallenser Arbeitsgruppe abgegeben. Zu diesen im Kelchsautal am Westrand von Blatt Neukirchen gelegenen Gebieten von je 10 km2 Fläche wird jeweils ein eigener Bericht vorgelegt (SCHWARZER, WALTHER). ren zeigen. Östlich des Brechhornkomplexes, am Schößpalfen und der Labalm, schwimmen in Liegendposition runde Schollen aus Devondolomit oder massigen, nicht dolomitisierten Kalkmarmoren in der Schiefermatrix. Damit ist der größte Teil der kartierten Fläche in ein Schollenmuster ohne stratigraphisch cohärente Seriengliederung aufgelöst. Der betrachtete Bereich bildet damit ein Musterbeispiel für olistholitische Gleitschollen in der Gauwackenzone. Die Lithologie des Innsbrucker Quarzphyllits, der südlich der Linie Stallerrinngraben – Gerstinger Tretl – Stockeralm in Erscheinung tritt, ist monoton. Es wurde versucht, einzelne Quarzitlagen und Paragneiszüge zur Dokumentation der Raumlage der Abfolgen auszuhalten. An der Haglanger Hochalm findet sich, dm-mächtig, ein Kalkmarmorzug sowie unmittelbar benachbart ein prasinitischer Amphibolit von wenigen m Mächtigkeit. Die Augengneiszüge treten sowohl innerhalb des Quarzphyllites als auch an der Grenze zur Grauwackenzone als langhinziehende, schmale Einschaltungen auf. Spektakulärerweise finden sie sich auch innerhalb der Grauwackenzone (z.B. Gneisspan zwischen Winaubergalm und Rettenbach!). Die Gliederung der „Gaisbergtrias“ kann völlig übereinstimmend mit der Interpretation nach ORNTER & REITER (1999) erfolgen. Es handelt sich um einen keilförmig zugeschnittenen Deckenrest aus Permomesozoikum, welcher im betrachteten Gebiet Hauptdolomit, Wettersteindolomit und an der Deckenbasis tektonisch amputierte Gröden Formation mit Basisbrekzie enthält. Lithologie und Verbreitung der Gesteine Hinsichtlich der lithologischen Gliederung der Grauwackenzone wird auf die standardisierte Vorgehensweise verwiesen, wie sie auch für die Drucklegung von Blatt 122 Kitzbühel Verwendung fand. Es findet sich im betrachteten Gebiet der bekannte stratigraphische Gesteinsinhalt, mit Löhnersbachformation, Schattbergformation, Dolomit-Kieselschieferkomplex des Silurs, Devondolomit, Metabasitfolgen und Porphyroiden. Im Talgrund der Windau treten monotone Phyllitfolgen hinzu. Eine mächtige, zusammenhängende Porphyroidplatte von über 10 km2 Fläche erstreckt sich über Nachtsöllberg, Fleiding, Gampenkogel und endet am Brechhornhaus. Diese wird unterlagert und seitlich umrahmt von Spänen aus Devondolomit und Silur-Kieselschieferkomplex. Wiederum liegend folgen im hinteren Windautal Tuffe und Tuffite, während das weitere Umfeld des Brechhornes (Schledererkopf bis Hintenkar) durch mächtige Metabasaltfolgen gekennzeichnet ist, die gelegentlich schöne Pillowstruktu- Überlegungen zum tektonischen Bau und zur Gesamtsituation Das betrachtete Gebiet bildet die Fortsetzung der Deckenstruktur, die den Gipfelbereich von Nachtsöllberg und Fleiding aufbaut. Geht man von einem primären Kontakt zwischen Devondolomiten und Porphyroid aus, folgt eine Inverslage der Porphyroid-Decke. Im Bereich der Ritzeralm ist eine liegende Tauchfaltenstruktur ausgebildet, wobei ein Porphyroidkern von Silur-Kieselschieferkomplex und Devondolomit umfaltet wird. Da isolierte Späne aus Dolomit und Porphyroid auch in der liegenden Schiefermatrix auftreten, wird der kartierte Bereich insgesamt als Westfortsetzung der olistholithischen Melangezone von Blatt Kitzbühel interpretiert (Hochhörndler Schuppenzone). Hierzu zählen auch die Olistholithe des Unteren Grundes (Schößpalfen). Südlich der Porphyroidplatte und ihres olistholithischen Rahmens folgen tektonisch hangend Reste eines basaltischen Seamountkomplexes (Brechhorn und Umgebung). Bericht 2003 über geologische Aufnahmen im Paläozoikum der Nördlichen Grauwackenzone, im Innsbrucker Quarzphyllit und der Gaisbergtrias auf Blatt 121 Neukirchen am Großvenediger HELMUT HEINISCH (Auswärtiger Mitarbeiter) 386 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Die Sequenzen weisen ein generelles Südfallen (flach bis mittelsteil) auf. Eine mehrphasige nichtzylindrische Spezialfaltung ergibt insgesamt eine schüsselförmig-gewellte Struktur. Die Abfolgen tauchen nach Süden unter den Quarzphyllit ab. Das tektonisch Tiefste des beschriebenen Ausschnittes der Grauwackenzone ist im Windautal mit flachliegenden, monotonen Phylliten aufgeschlosssen. Wegen stärkerer Deformation und geringfügig höherer Metamorphose werden sie als Äquivalente höher metamorpher Grauwackenzone aufgefasst, wie sie im Grenzbereich zum Innsbrucker Quarzphyllit bekannt sind. Südlich schließt sich am Osthang der Innerwindau zwischen Rettenbach und Stallerrinngraben eine monotone Entwicklung höher metamorpher Löhnersbachformation an. Dünnschliffuntersuchungen beweisen, dass diese Serie noch nicht zum Innsbrucker Quarzphyllit gehört. Die Serien sind in sich gefaltet und weisen in der Summe ein mittelsteiles SE-Fallen auf. Die Grenze zum Innsbrucker Quarzphyllit ist im betrachteten Bereich als vertikale Sprödstörung ausgebildet, in deren Umfeld es zu Schleppfaltenbildung kommt. Die Schieferungsflächen und lithologischen Grenzen stehen vertikal, die Schleppfaltenachsen senkrecht, welches auf blattverschiebende Bewegungen hinweist. Der Quarzphyllit zeigt großräumig eine straffe Gefügeregelung. Dies schließt die Augengneiszüge ein. An der Grenze zur Grauwackenzone wirkt sich die Schleppfaltung aus. Bei wachsender Entfernung verlaufen die Serien parallelorientiert E–W und stehen saiger, bis steil südfallend, wobei eine schwache steilachsige Wellung der Einheiten festzustellen ist. Betrachtet man den Aufschlussmaßstab oder Dünnschliffmaßstab, ergibt sich eine Vielzahl von Spezialfalten, duktilen Schergefügen und Reaktionsgefügen. Evidentermaßen ist der Quarzphyllit polyphas metamorph. Im betrachteten Ausschnitt wurde prograd mindestens der Biotitstabilitätsbereich erreicht (Bio-Mu-Glimmerschiefer, Glimmerquarzite), retrograd wurden die Gesteine intensiv durchdeformiert. Eine statische Temperung im Stabilitätsbereich von Chlorit, Epidot, Albit, Quarz, Serizit führte zur Überwachsung der älteren Gefügebilder. Relikte des Metamorphosepeaks sind nur durch Pseudomorphosen nachvollziehbar. Dadurch wird verständlich, dass eine zuverlässige Grenzziehung zwischen höher metamorpher Grauwackenzone und Quarzphyllit nur durch engmaschige Dünnschliffuntersuchungen möglich ist und rein geländegestützte Kartierungen immer zu Streitfällen führen werden. Diverse spätere Sprödstörungen verkomplizieren das komplexe Bild weiter. Die Sprödstörungen verlaufen gelegentlich parallel zu duktilen Scherzonengrenzen, folgen meist aber Kompetenzkontrasten innerhalb der Serien. Die in der Summe sehr kleinteilige Geologie erschließt sich sinnvoll nur im hochauflösenden Maßstab, was bei der späteren Drucklegung berücksichtigt werden sollte. Es ist festzuhalten, dass die klassische Weltsicht einer Unterostalpin-Position des Quarzphyllits durch die neu kartierte Lagebeziehung der Einheiten revidiert werden muss. Quartär, Massenbewegungen Die Kartierbereiche konnten weitgehend abgedeckt dargestellt werden, da dünne lokale Hangschuttbedeckung dominiert. Lokalmoränen mit gut erhaltenen Wallformen finden sich im Umfeld des Brechhorns, der Feldbergalm und des Schwarzkarkogels. Die Innerwindau weist in hohem Maße großräumige Massenbewegungen mit tiefgründiger Gefügeauflockerung auf, z.B. westlich Tanzkogel, Schwarzkarkogel. Rutschkörper wurden individuell abgegrenzt, auch Details der Kippbewegungen soweit möglich detailliert dargestellt. Antithe- tisches Kippen (toppling) tritt sehr häufig auf. Fast dramatischer erscheinen die Bewegungen des Hangbereichs unterhalb der Linie Gerstinger – Tanzkogel – Schwarzkarkogel Richtung Talschluss Unterer Grund. Hier sind ebenfalls Kombinationen von antithetischen und synthetischen Bewegungen festzustellen. Bericht 2003 über geologische Aufnahmen in der Nördlichen Grauwackenzone, auf Blatt 121 Neukirchen am Großvenediger ANDRÉ SCHWARZER (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Rahmen meiner Diplomkartierung fand im Frühjahr und Sommer 2003 unter der Leitung von Prof. H. HEINISCH die Neuaufnahme eines ca. 10 km2 umfassenden Gebietes am Rand des Kartenblattes 121 Neukirchen zum Kartenblatt 120 Wörgl statt. Das Kartiergebiet befindet sich westlich bis südwestlich des Dorfes Kelchsau bei Hopfgarten und erstreckt sich zwischen dem westlichen Kartenrand und der Kelchsauer Ache als Ostgrenze bzw. dem Feldalphorn und dem Kehlbach als Nordgrenze und der Wildkaralm und dem Kraftwerk Zwiesel als Südgrenze. Morphologisch besteht das Gebiet vor allem aus der Kelchsauer Ache, dem Hang zum Schwaigberghorn und dem Kehlbachtal. Das generelle Streichen der Gesteine folgt im Süden des Gebietes dem SW–NE-verlaufenden Grat zwischen Wildkarspitze und Schwaigberghorn bei einem mittleren Einfallen (40°–60°) und dreht im Bereich des Kehlbaches auf ein eher NNW–SSE-verlaufendes Streichen zum Feldalphorn hin mit relativ steilem Einfallen (60°–80°). Festgesteinsgeologie Die bisher auf der Karte Rattenberg 1 : 75.000 des Jahres 1915 ausgehaltenen Innsbrucker Quarzphyllite konnten nicht bestätigt werden. So wird der Hang zum Schwaigberghorn in den niederen Bereichen vor allem aus recht monotonen Abfolgen aus Phylliten, Tonschiefern und Metasiltsteinen bis Metasandsteinen gebildet. In dieser der Löhnersbach-Formation zuzuordnenden Abfolge finden sich ab und zu Einschaltungen von Meta-Tuffiten, MetaBasalten und Porphyroidgneisen. In den oberen Bereichen um die 1500 m finden sich zwei relativ mächtige Augengneisbänder, welche eher als Granitgneise angesehen werden und daher als eingeschuppte Kellerjochgneise interpretiert werden. Zweifelsfrei steht fest, dass die Augengneise innerhalb der Gesteine der Nördlichen Grauwackenzone zu liegen kommen und nicht im oder an der Grenze zum Innsbrucker Quarzphyllit. Der Top-Bereich des Höhenzuges von der Wildkarspitze bis zum Schwaigberghorn wird durch gröbere Metasandstein-Siltstein-Wechselfolgen gebildet, weshalb diese Bereiche der Schattbergformation zugeordnet werden. Der Top des Feldalphorns stellt eine morphologische und geologische Anomalie im Kartiergebiet dar. Diese fällt besonders auf, wenn man vom eher steil und schroff anmutenden Schwaigberghorn kommend dem Gratwanderweg folgt und auf den eher sanft ansteigenden Hang zum Feldalphorn zugeht. Bei den hier aufgeschlossenen Gesteinen handelt es sich um Meta-Vulkanite (Calcit-Chlorit-Schiefer), welche höchstwahrscheinlich mit dem Ophiolitkomplex der Wildschönau in Verbindung gebracht werden können. 387 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Quartäre Bildungen, Rezente Geodynamik und Bergbau Glaziale Relikte lassen sich weit verbreitet im gesamten Kartiergebiet bis auf die höchsten Bereiche feststellen. So werden die niederen Bereiche der Hänge von Eisstausedimenten bedeckt, welche im Kartiergebiet meist recht kiesig ausgebildet sind. Allerdings finden sich auch einige Stellen mit schluffigem Material, besonders erwähnenswert erscheint mir dabei ein Aufschluss mit Bänderschluffen oberhalb von Kelchsau an der Wasseraufbereitungsanlage. Ab einer Höhe von ungefähr 1000 m werden diese Sedimente von zum Teil sehr bindigen Moränenablagerungen abgelöst, welche sich bis in 1700 m Höhe weiterverfolgen lassen. Am Schwaigberghorn zwischen oberer Schwaigbergalm und Wildkaralm bzw. am Feldalphorn lassen sich zwei größere morphologisch wirksame Bildungen feststellen. So können zwei flächenhafte Massenbewegungen ausgehalten werden, die örtlich zur völligen Auflösung des Gesteinsverbandes geführt haben. Oberflächliches Hanggleiten ist besonders oft in Teilen des Gebietes mit Quartärer Bedeckung festzustellen. Besonders deutlich ist dies zwischen der Neustadtalm und der oberen Schwaigbergalm sowie in einem Bach am Stallfeld zu sehen. Des Weiteren gibt es einige sehr hangsturzgefährdete Gebiete im Tal des Kehlbaches. Am Nordhang des Schwaigberghorns, in der Nähe der Krantalm finden sich Bergbauspuren in Form einer kaum bewachsenen Bergbauhalde aus dem 15. Jahrhundert. Die Ausbeutung des Kupfer-Eisen-Geringerzvorkommens wurde bis ins Jahr 1429 vorangetrieben, wo sie durch einen Bergsturz ein jähes Ende fand. Bericht 2003 über geologische Aufnahmen in der Nördlichen Grauwackenzone auf Blatt 121 Neukirchen am Großvenediger SABINE WALTHER (Auswärtige Mitarbeiterin) Im Rahmen einer Diplomkartierung ist im Frühjahr und Sommer 2003 unter Leitung von Prof. H. Heinisch ein etwa 10 km2 großes Gebiet südlich Hopfgarten/Kelchsau, im Bereich des Langen Grundes der Kelchsauer Ache kartiert worden. Es befindet sich im westlichen Randbereich des Blattes Neukirchen, wobei dieser Rand gleichzeitig die westliche Begrenzung des Kartiergebietes darstellt. Die Südgrenze kann in einer Linie von Stubalm bis etwa Gamsbrunn gezogen werden. Im Osten kann das Gebiet entlang der E- bis NE-Hänge unterhalb des Kreuzjoches, etwa 2,7 km östlich des Kartenrandes und im Norden entlang einer EW-Linie etwa in Höhe der Wildkaralm abgegrenzt werden. Im nördlichen Bereich des Gebietes (nordwestlich des Langen Grundes) sind bis in eine Höhe von 1400 m die Gesteine der Löhnersbach Formation aufgeschlossen. Darin befindet sich, vom Inneren Wildgraben aus nach NE ziehend, ein Doppelband aus Kellerjochgneis. Das untere Band ist dabei bis in eine Höhe von etwa 1100 m zu verfolgen, das zweite folgt ca. 20 m höher. Diese höher metamorphen Gesteine sind in die Löhnersbach-Formation eingeschert, bis zu zehn Meter mächtig und können bis in einen Bereich etwa südöstlich der Kühtalalm verfolgt werden, wo sie vermutlich an einer NW–SE-verlaufenden Störung enden. Außerdem ist etwa in 1210 m südlich der Kühtalalm ein Porphyroidgneis zu finden, der linsenartig in den größtenteils phyllitischen Gesteinen liegt. Des Weiteren befindet sich eine etwa 3 m mächtige Linse aus Metatuffi388 ten am nördlichen Hang des Inneren Wildgrabens innerhalb der in diesem Bereich schon etwas gröberkörnig ausgebildeten Metasedimente. Dies deutet auch den Übergang in die Schattberg-Formation an, die nach W und S folgt. Südlich des Inneren Wildgrabens können die Gesteine der Löhnersbach-Formation nur bis in eine Höhe von 1200 m verfolgt werden, danach folgen in den oberen Bereichen die stärker sandigen Bildungen der SchattbergFormation. Die Grenze zwischen beiden Formationen ist an einer relativ steil nach SW einfallenden Störung innerhalb des Wildgrabens versetzt. Die Gesteine dieser beiden Einheiten zeigen auf den nordwestlichen Hängen des Langen Grundes ein SW–NE-Streichen mit mittelsteilem (50–60°) Einfall in überwiegend nordwestliche Richtung. Auf dem Südosthang des Langen Grundes sind die Gesteine der Löhnersbach-Formation im N bis ca. 1380 m zu finden. Darin liegt ein etwa zwei Meter mächtiger Porphyroidgneis, der wiederum linsenartig ausgebildet ist. Bis in einen Bereich nordöstlich von Moderstock sind die feinkörnigeren Gesteine zu verfolgen, danach verschwinden sie unter den jüngeren Bildungen des Quartärs. Südlich davon und in den höheren Bereichen dominieren bis in eine Höhe von 1550 m im Norden bzw. bis etwa 1350 m weiter südlich die Gesteine der Schattberg-Formation. Im Süden des Kartiergebietes können diese Gesteine auch bis in Höhen von 1460 m gefunden werden. In diese Einheit sind sporadisch Metatuffitlinsen eingelagert. Nördlich der Geisthütte kann auf etwa 1350 m ein Metabasalt gefunden werden. An der oberen Begrenzung der Schattberg-Formation ist im Bereich der Weithaghütte und von da aus nach W bis etwa nördlich der Geisthütte ziehend, eine Lage eingescherten Kellerjochgneises zu finden. Diese werden im Bereich zwischen Weithaghütte und Geisthütte an einer NNW–SSE-streichenden Störung um etwa 20 m versetzt. An der Südgrenze des Gebietes kann innerhalb der Schattberg-Formation ein weiterer Kellerjochgneis gefunden werden. Dieser wird im NE durch eine Störung abgegrenzt. Darüber folgt Quarzphyllit, der wahrscheinlich auf die Gesteine der Grauwackenzone überschoben ist. Seine Grenze ist entlang einer etwa NW–SE-verlaufenden Störung im Kälberarnbach nach SE verschoben, so dass ihr weiterer Verlauf außerhalb des Gebietes zu suchen ist. Im Übergangsbereich zwischen Grauwackenzone und Quarzphyllit kann ein Bereich von höher metamorpher Grauwackenzone in Höhen zwischen 1230 m und etwa 1460 m im Süden bzw. zwischen 1240 m und 1340 m im Bereich nördlich der Geisthütte und zwischen 1360 m und 1550 m im Norden auskartiert werden. Die Gesteine südöstlich des Langen Grundes zeigen ebenfalls ein SW–NE-Streichen, fallen jedoch eher in südöstliche Richtung mit etwas flacheren Werten zwischen 40 und 50° ein. Es ist wichtig festzuhalten, dass der Quarzphyllit entgegen bisheriger Auffassungen hangend der Nördlichen Grauwackenzone folgt. Die Kellerjochgneise treten sowohl innerhalb der Grauwackenzone als auch an ihrer Grenze zum Quarzphyllit auf. Quartäre Bildungen Die Hänge nordwestlich und südöstlich des Langen Grundes sind bis in eine Höhe von etwa 1200 m, im NE des Gebietes auch höher, mit quartären Ablagerungen bedeckt. Dabei können zwei Einheiten unterschieden werden: Moränenmaterial und Eisstausedimente. So ziehen sich im NE des Gebietes bis etwa zur Hinterkaralm Eisrandbildungen bis ca. 1020 m. Es handelt sich dabei überwiegend um sandig bis kiesiges Lockermaterial, unterhalb von 1000 m treten z.T. auch schluffige Bereiche ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at auf. Des Weiteren kann ein größerer Eisstaukörper im Bereich der Stubalm, d.h. von da bis in eine Höhe von ca. 1160 m nach NE ziehend, auskartiert werden. Diese Lockersedimente sind überwiegend kiesig bis sandig. Weitere kleinere Körper aus ausschließlich sandig bis kiesigem Material können südlich bis südwestlich der Hinterkaralm zwischen 1080–1180 m und zu beiden Seiten des Inneren Wildgrabens in Höhen zwischen 1140–1380 m auskartiert werden. Ansonsten überwiegt Moränenmaterial, das im Bereich der Kühtalalm bis etwa 1300 m und zwischen Spiggerbergalm und Schrottaualm bis in eine Höhe von ca. 1450 m als Moränenstreu ausgebildet ist. Außerdem kann Moränenstreu im Bereich nördlich der Weithaghütte bis in Höhen von 1500 m identifiziert werden. Die quartären Bildungen werden fast ausschließlich aus lokalem Material, d.h. Gnei- se, Schiefer, Phyllite, Sandsteine und Quarzphyllite, aufgebaut, es kann also ein Einfluss des Inntalgletschers ausgeschlossen werden. Es wird außerdem vermutet, dass sich unterhalb des Kreuzjoches im SE des Kartiergebietes ein mehrstufiges Kar befindet. Außerdem kann im Bereich der Wildkaralm ein relativ großer Rutschungskörper identifiziert werden, der vermutlich zu einer Auflockerung des gesamten Gesteinsverbandes führte, was eine Auflösung des Untergrundes nur schwer möglich macht. Die Abrisskante hierfür befindet sich im obersten Hangbereich außerhalb des Kartiergebietes zwischen Wildkarspitze und Breiteggern. Eine weitere Rutschung kann im Osten des Gebietes auskartiert werden, deren Abrisskante etwa auf 1620 m unterhalb des Weithaglack liegt. Auch hier können keine eindeutigen Aussagen zum Untergrund getroffen werden. Blatt 148 Brenner Bericht 2003 über geologische Aufnahmen im Quartär auf Blatt 148 Brenner MECHTHILD SUTTERLÜTTI (Auswärtige Mitarbeiterin) Im Rahmen der diesjährigen Kartierung wurden die quartären Ablagerungen und Phänomene in einigen Seitengräben bzw. in den höheren über der glazialen Hauptterrasse gelegenen Bereichen bearbeitet. Im Gebiet Mieders wurden das südöstlich von Mieders gelegene Zirkenbachtal und das südlich parallel zum Zirkenbachtal verlaufende Mühlbachtal, zwischen ca. 1000 Hm und ca. 1400 Hm, kartiert. Das Gebiet zwischen Mutterer Mühlbach- und Sagbachtal südlich Kreith wurde ebenfalls in einer Höhe von 1000 Hm bis 1300 Hm aufgenommen. Festgesteine Die Gesteine des Altkristallins (Paragneise, Schiefer, Phyllite) werden vom Brennermesozoikum überlagert, das tektonisch stark zerlegt ist und im Kartierungsgebiet aus Karbonaten aufgebaut wird. Glaziale Sedimente Grundmoräne Teilweise stark umlagert und in den überlagernden Sedimenten zu findendes Gm-Material deuten auf eine durchgehende Überdeckung hin. Meist überwiegen im Spektrum die Karbonate, die oft gekritzt, aber nur kantengerundet sind. Allerdings finden sich auch polierte und gut bearbeitete Gerölle. Ansonsten ist das Material durch das bunte Komponentenspektrum mit Gneisen, Amphiboliten, Hellglimmer- und Glimmerschiefern gekennzeichnet. Die Matrix ist hell und unterschiedlich verfestigt. Eisrandterrassen In den bearbeiteten Gräben sind mehrere übereinanderliegende zwischen ca. 80 und 120 m mächtige Eisrandterrassenkörper aufgeschlossen. Das Spektrum ist stark lokal beeinflusst. So finden sich in den höher gelegenen Terrassen überwiegend lokale Gerölle, während in den tieferen das Spektrum deutlich bunter ist, was die Unterscheidung zu Grundmoräne insbesondere in den flacheren Talflanken mit schlechten Aufschlussverhältnissen erschwert. In der oberen Terrasse im Mühlbachtal südwestlich von Raitis wurden u.a. Stillwassersedimente (tonig gebänderte Schluffen wechsellagernd mit Feinsanden) zwischen 1070 Hm und 1100 Hm gefunden. Gegen oben hin werden die Terrassen gröber und sind oftmals erosiv von lokalen Wildbachschottern überlagert. Die Kiese und Sande weisen Imbrikation sowie Schräg- und Horizontalschichtung auf. Sie fallen auch teilweise talauswärts ein und können, vor allem über stauende Schichten, konglomeriert sein. Auch finden sich immer wieder gekritzte Gerölle, die auf die kalteiszeitliche Entstehung hinweisen. Postglaziale Sedimente Schuttfächer Das tektonisch stark zerlegte Brennermesozoikum liefert große Mengen an Kiesen und Schottern, die als mächtige Schuttfächer weite Gebiete überdecken. Es sind dies fast nur Karbonatkomponenten, die schlecht bis kantengerundet sind. In den liegenden Bereichen und in der Nähe des unterlagernden Festgesteins findet sich vermehrt Moränenmaterial wie kristalline Gerölle und gekritzte Komponenten. Der Schuffanteil in den Schuttfächern ist relativ hoch, da sekundär durch die durchsickernden Wässer viel feinklastisches Material angeschwemmt wurde. Murschuttablagerungen und hangparallele Schichtung sowie in tieferen Bereichen feinkörnige Kiese sind zu erkennen. Auch rezent sind die Murschuttströme z.B. oberhalb 1400 Hm im Mühlbachtal südöstlich Telfes zu sehen. Schwemmfächer An den Seitentalausgängen wurden Schwemmfächer geschüttet, auf denen die Ortschaften liegen. Sie sind morphologisch gut zu erkennen. Am Ausgang des Mühlbachtales bei Telfes wird der karbonatreiche Schutt abgebaut. Massenbewegungen Instabile Hangbereiche bzw. großräumige Rutschungsgebiete sind in den erosiv übersteilten Seitentälern fast durchgehend gegeben. Es kommt daher häufig zu Anrissen und Rutschungen. Über weite Bereiche lassen sich daher nur mehr umgelagerte Sedimente aufnehmen. Auch außerhalb der Gräben kommt es in den steileren Geländeabschnitten zu Bodenkriechen und Sackungen. Weiters wurden auch Bergsturzmaterial und Gleitblöcke aufgenommen. 389 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Blatt 149 Lanersbach Bericht 2003 über geologische Aufnahmen im Innsbrucker Quarzphyllit des Vorderen Wattentales auf Blatt 149 Lanersbach HERFRIED MADRITSCH & FLORIAN RIEDL (Auswärtige Mitarbeiter) Im Jahr 2002 und dem Berichtsjahr erfolgte im Zuge zweier Diplomarbeiten am Institut für Geologie und Paläontologie der Universität Innsbruck die geologische Kartierung des Vorderen Wattentals. Die Nordgrenze des Arbeitsgebietes liegt im Bereich des Gasthofs Säge, die Südgrenze im Bereich Lager Walchen bzw. Reisbach. Im Westen bildet die Kammlinie die Gebietsgrenze, im Osten wurde auch noch das Hirzerkar mitkartiert. Lithologische Charakterisierung Das gesamte Gebiet liegt innerhalb des Unterostalpinen Quarzphyllit-Komplexes. Sämtliche von ROCKENSCHAUB et. al. (2003) beschriebenen Lithologien sind aufgeschlossen. Eine Gliederung der niedrig metamorphen Gesteinstypen des Innsbrucker Quarzphyllit-Komplexes wurde in Anlehnung an die Seriengliederung von HADITSCH & MOSTLER (1982, verändert von ROCKENSCHAUB et al., 2003) vorgenommen. Demnach sollte eine Schichtfolge von Ordovizium oder älter bis Devon vorliegen. Quarzphyllit-Grünschiefer-Serie Die älteste Serie, die vermutlich ordovizische Q u a r z p h y l l i t - G r ü n s c h i e f e r - S e r i e tritt vor allem im südlichen Bereich des Wattentales auf. Es gibt aber auch Vorkommen westlich des Wattentales (Haneburger-Rosskopf) und östlich (Hirzer-Kar und Grafennspitze). An Quarzphylliten konnten, basierend auf der makroskopischen Erscheinung und der mineralogischen Zusammensetzung, mehrere Varianten unterschieden werden: • Quarzphyllit (quarzreicher Typus) Der quarzreiche Typus tritt im Gelände unverwechselbar auf. Typisch ist sein reichlicher Flechtenbewuchs und sein hoher Quarzgehalt, wobei der Quarz in Form von Lagen und Linsen auftritt. Vorkommen: westliche (Haratzköpfl-Richteregg) und östliche (nördlich des Hirzer). • Chlorit-Serizit-Phyllit Der Chlorit-Serizit-Phyllit ist charakterisiert durch seine rot-rostige Verwitterungsfarbe. Bei den Chloriten handelt es sich um Fe2+-Mg-Chlorite, die eine anormal violette Interferenzfarbe aufweisen. Der hohe Anteil an Schichtsilikaten verleiht ihm einen fein-schiefrigen Habitus. Vorkommen: westliche (Haneburger) und östliche (Grafennspitze, Hirzerkar). • Chloritphyllit (in Verbindung mit Grünschiefern) Der Chlorit-Phyllit tritt ausschließlich in Verbindung mit Grünschiefern auf und ist durch sein dunkles speckiges Aussehen charakterisiert. Die Grenzen zwischen den deutlich geschieferten Chloritphylliten und den kaum geschieferten Grünschiefern sind scharf. Vorkommen: westliche (am Fuße des Largozgipfels auf 1850 m ü.d.M) und in der östlichen Fortsetzung in niederen Lagen. • Metagrauwacken Diese Gesteine ähneln makroskopisch Grünschiefern, die Dünnschliffuntersuchungen zeigten neben Quarz einen hohen Feldspatgehalt. Vorkommen: Grafennspitz. 390 Ebenfalls zur ordovizischen Quarzphyllit-GrünschieferSerie werden die Porphyroide und die Grünschiefer gezählt. • Generell bilden die Porphyroide, ähnlich den Grünschiefern und den Marmoren gute Leithorizonte in der Masse des Innsbrucker Quarzphyllit-Komplexes. Die Mächtigkeit der Porphyroide beschränkt sich auf den dm–mBereich. Unverwechselbar sind die im Gelände gut erkennbaren hellblauen, im mm-Bereich ausgebildeten Quarzblasten. Vorkommen: westliche (Gratbereich Haneburger – Rosskopf) und östlich des Wattentales sehr gering mächtige Vorkommen südwestlich des Hirzer. • Bei den Grünschiefern treten zwei unterschiedliche Typen auf: karbonatreiche Grünschiefer und karbonatarme und -freie Grünschiefer (in Verbindung mit Chloritphyllit). Die karbonatreichen Grünschiefer sind im Gelände durch ihre wabenförmige Verwitterung charakterisiert, wobei der karbonatarme Grünschiefer diese Lösungserscheinungen nicht aufweist. Der mineralogische Befund zeigte jedoch, dass geringe Mengen an Karbonat auch in diesen karbonatarmen Grünschiefern (häufig in Verbindung mit Chloritphylliten) vorkommen können. Vorkommen: westliches Wattental (Largoz, Rosskopf) und östliches Wattental (Grat zwischen Sagspitze und Hirzer, Westflanke Hirzerkar). Die Karbonat-Serizit-Phyllit-Serie (nach HADITSCH & MOSTLER [1982] silurisch) Bei den auftretenden Marmorlagen handelt es sich überwiegend um helle bis weiße Kalkmarmore. Die einzelnen Lagen sind nicht durchgehend zu verfolgen, sie keilen lateral ständig aus (Boudinagen). Auf der westlichen Wattentalseite treten sie generell untergeordnet im Lagenbau auf, wobei die Marmore östlich des Wattentales die gesamte Sagspitze aufbauen. Bräunlich verwitterter Eisendolomit ist nur untergeordnet aufgeschlossen. Schwarzschiefer-Karbonatserie Die S c h w a r z s c h i e f e r - K a r b o n a t s e r i e bildet nach HADITSCH & MOSTLER (1982) den jüngsten Anteil im Profil und wird in das Devon gestellt. Vergesellschaftet mit den Schwarzschiefern sind auch Vorkommen dunkler, zuckerkörniger, im dm- bis cm-Bereich gebankte Kalkmarmore. Das Auftreten dieser karbonatreichen Schwarzschiefer beschränkt sich auf die Ostseite des Wattentales, wobei sich die Aufschlüsse im Kohlbachgraben finden. • Einen diaphthoritischen ehemals höher metamorphen Anteil des Innsbrucker-Quarzphyllit-Komplexes (ROCKENSCHAUB et al., 2003) repräsentieren Granatglimmerschiefer. Die Granate treten in mm-Größe auf. Unter dem Mikroskop zeigen sich idiomorphe Granate, die wechselnd intensiv chloritisiert sind. Vorkommen: westliches Wattental (Gratbereich Malgrübler – Haneburger) und östlich des Wattentals (Ostflanke Hirzer). • Eng gebunden an die Granatglimmerschiefer sind die quarzitischen Lagen. Die Gesteine weisen zum Teil ein mylonitisches Gefüge mit scharf eingeregelten Korngrenzen auf. Vorkommen: westliches Wattental (Richteregg) und östlich des Tales (Süd- und Ostflanke Hirze). Strukturgeologie Die Gesteine fallen im gesamten Kartiergebiet mit wenigen Ausnahmen monoton flach bis mittelsteil nach NW ein. ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Das duktile Streckungslinear auf der Hauptschieferung streicht E–W. Bezugnehmend auf die Seriengliederung von HADITSCH & MOSTLER (1982) liegt im Vordersten Wattental eine aufrechte und im Süden, markiert durch die Schwarzschiefer im Liegenden, eine inverse Abfolge vor. Dies deutet auf eine großräumige isoklinale Verfaltung des Innsbrucker Quarzphyllites hin. Offene Faltenstrukturen im Kartenmaßstab finden sich im Norden des Arbeitsgebietes (Sagspitze, Largoz), wo sie lokal ein Einfallen der Phyllite nach Süden verursachen. Im Bereich der Sagspitze überprägt diese offene Faltung eindeutig die liegenden Isoklinalfalten der Marmore. An Kleinstrukturen findet sich im Wesentlichen das von ROCKENSCHAUB et al. (2003) beschriebene Inventar. Zusätzlich konnten im Dünnschliff auch Top E orientierte Scherbänder festgestellt werden. Eine überprägende, von der offenen Faltung generierte Achsenebenenschieferung ist nur im Dünnschliff erkennbar. An Sprödstrukturen kommen NE–SW(sin)- und NW–SE(dex)streichende Störungen, die von E–W-streichenden Störungen im Norden überprägt werden, vor. Meist sind die Störungen im Gelände aber nicht über größere Erstreckung zu kartieren. Die Hauptkluftrichtung streicht N–S. Quartär Eine interessante quartäre Auflage findet sich vor allem auf der Ostseite des Wattentals, in den Karen südwestlich des Hirzer. Hier sind mehrere Moränenstände erhalten. In Bachanrissen ist zum Teil Grundmoräne aufgeschlossen. Außerdem finden sich auf beiden Talflanken fossile Blockgletscher. Bemerkenswert sind große Massenbewegungen. An beiden Kämmen sind Bergzerreißungen ausgebildet. Die Ostflanke ist von mehreren tiefgreifenden gravitativen Hangdeformationen („Talzuschübe“) betroffen. Die Bewegungsraten sind klein. Vor allem am Hangfuß kommt es in der Folge zur Entwicklung von flachgründigen aktiven Rutschungen und Muren (Juni 2003). Die Westflanke des Wattentals wurde bzw. wird von alten und aktiven Sturzprozessen geprägt. Der Umstand der gegensätzlichen Talflankenentwicklung ist in unmittelbarem Zusammenhang mit dem Einfallen der Schieferung (Ostflanke hangparallel, Westflanke hangentgegen) zu sehen. Blatt 171 Nauders Bericht 2003 über geologische Aufnahmen im Unterengadiner Fenster auf Blatt 171 Nauders RUFUS J. BERTLE (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Berichtsjahr 2003 wurde die Kartierung des österreichischen Kartenanteils weiter vorangetrieben. Dabei wurden folgende Gebiete neu kartiert: Norbertshöhe – Nauders – Kleinmutzkopf Kolber Bergwiesen – Hahntennberg Fluchtwandleiten – Fluchtwand Auf schweizerischem Staatsgebiet wurden folgende Gebiete neu aufgenommen: Val Saronna Gronda und Pitschna Piz Mundin N-Seite Staffas Val Sinestra – Quartäre Ablagerungen Es wurden somit weitere ca. 20 km2 Kartenaufnahme den bisherigen Kartierungen (seit 1997) zugefügt. Der ungünstige Witterungsverlauf Herbst 2003 mit frühen, tief reichenden Schneefällen behinderte die Arbeiten im ausgesetzten Hochgebirge mit Höhen bis 3300 m stark und führte zur Einstellung der Arbeiten Anfang Oktober. Der Bereich Kobler Schutzwald – Kobler Berg zeichnet sich durch großflächige Sackungen aus, die zum Teil als hochaktiv eingestuft werden müssen. Dies vor allem im Bereich Gasthof Alpenrose – Hahntennberg. Die Hänge vom Kobler Schutzwald zum Kamm Kreuzjoch – Hahntennberg werden dabei von der Malmurainza-Formation (= Bunte Bündnerschiefer) aufgebaut, die stellenweise hellglimmerreiche Lagen führen. Das Schieferungseinfallen dort ist generell mittelsteil gegen NW. Im Tobel des Kobler Bachs dagegen stehen die Schiefer saiger und gehören der tieferen Fuorcla-d´Alp-Formation an und gehen Richtung Kobler Maiß in die Gault-Formation über. Das saigere Schieferungseinfallen ist Resultat des dort verlaufenden Scheitels der Piz-Mundin-Antiklinale. Den Kern dieser Antiklinale dürfte der Basaltzug von „Am Hengst“ darstellen. Das Gebiet Norbertshöhe – Nauders – Kleinmutzkopf wird von der Kreideabfolge Neokom-Schiefer – Tristelformation – Gaultformation – Fuorcla-d´Alp-Formation – Malmurainza-Formation aufgebaut. Hier gehört diese Abfolge dem hangenden Schenkel der Piz-Mundin-Antiklinale des S-Schenkels des Engadiner Gewölbes an. Im Bereich der ARA Nauders konnten im Liegenden dieser Abfolge erstmals in der Zone von Pfunds Serpentinite gefunden werden. Das Vorkommen von Tristelformation an den Selesköpfen dürfte seine östliche Fortsetzung in den Vorkommen der gleichen Formation an der Fluchtwand haben. Weiters wurden Detailaufnahmen des Ultramafititkörpers von Nauders-Riatsch durchgeführt. Im Gebiet von Staffas treten großflächig Bündnerschiefer der Malmurainza-Formation zu Tage, sind aber durch eine großflächige Gleitung, die das gesamte Gebiet von Staffas umfasst, verglitten. Im Gebiet von Val Sinestra wurden die Quartärablagerungen und Massenbewegungen neu aufgenommen, sowie erste Vorerkundungen zur lithologischen Kartierung durchgeführt. Dabei konnte Malmurainza- und Gaultformation des Hangendschenkels der Piz-Mundin-Anitklinale kartiert werden. Das Val Saronna wird durch großflächig auftretende Blockgletscher dominiert, die Wände zum Piz Mezdi und Piz Mundin werden durchgehend von Metabasalten aufgebaut. Nur im Bereich der Scharte zwischen Piz Mezdi und Mundinnadel zieht ein Bündnerschiefer-Band mit sedimentären Kontakten zu den Metabasalten durch. Auch einzelne Radiolarit-Linsen konnten kartiert werden. In der N-Wand des Pkt. 3106 finden sich stratigraphische Kontakte zum Hangendschenkel der Piz-Mundin-Antiklinale. Für das Jahr 2004 ist die Aufnahme folgender Gebiete geplant: Samnaun – Val Maisas – Mutler, Val Chamins, Schmalzkopf-N-Seite, Noggels – Gstalda – Kreuzjoch, Gaispleiskopf – Schartlkopf – Gueser Kopf. 391 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Blatt 178 Hopfgarten in Defereggen Bericht 2003 über geologische Aufnahmen im Thurntaler Phyllit im südlichen Kristeinertal sowie zwischen Tressenberg und Strassen auf Blatt 178 Hopfgarten in Defereggen BERNHARD SCHULZ (Auswärtiger Mitarbeiter) Die Aufnahmsgebiete liegen am Süd- und Südostrand des Kartenblatts ÖK 178 Hopfgarten in Defereggen und erfassen die Thurntaler Phyllit-Gruppe mit dem südlich und nördlich benachbarten Kristallin der Defereggen-Gruppe. Südliches Kristeinertal Die Nordgrenze der Thurntaler Phyllit-Gruppe verläuft NW–SE, quert das Kristeinertal bei etwa 1400 m Höhe und lässt sich im Bereich der Ochsenwiese bei etwa 2200 m Höhe festlegen. Im Grenzbereich ist ein lithologischer Übergang von Muscovit- und Chlorit-Muscovit-Phylliten im Süden hin zu phyllitischen Glimmerschiefern mit Biotit und Granat im Norden ausgebildet. Ein wichtiges Unterscheidungsmerkmal ist das Auftreten von Meta-Porphyroid, Amphibolit und Marmor im Bereich der Thurntaler Phyllit-Gruppe und die Häufung von quarzitischen Paragneis-Einschaltungen sowie Kalksilikatgneis-Einlagerungen in der DefereggenGruppe. So tritt in einem Bacheinschnitt nördlich des Blüngerbaches ein bis 5 m mächtiger und etliche 100 m im Streichen verfolgbarer Meta-Porphyroid neben einem etwa 1 m mächtigen hellen Calcit-Marmor auf. Im Übergangsbereich zeigen die Gefüge in beiden Einheiten die gleichen Raumlagen. Die Hauptfoliation fällt steil nach SE, die Kornregelungs- und Crenulations-Lineationen tauchen ebenso wie die Kleinfaltenachsen flach nach SW. Innerhalb der Thurntaler Phyllit-Gruppe ist im Profil des Kristeinbachs eine Großmulde mit halbsteil nach NW einfallender Südflanke ausgebildet. Auch an der Südflanke besteht ein strukturkonkordanter Übergang zu den Muscovit-Glimmerschiefern und Paragneisen der Defereggen-Gruppe. Beim Hof Planitzen unterhalb Wieser liegt ein 2 m mächtiger Muscovit-Orthogneis konkordant in der DefereggenGruppe eingelagert. An posttektonischen Ganggesteinen ist ein feinkörniger und etwa 1 m mächtiger Lamprophyr an der W-Seite des Kristeinertals im Forstweg zum Wieserkaser bei 1700 m Höhe im Bereich der Defereggen-Gruppe aufgeschlossen. Ein weiteres Vorkommen dieses Ganggesteins liegt bei 2050 m Höhe an der Südseite des Kars oberhalb vom Wieserkaser. Der Pustertaler Schotter liegt auf der Westseite des Kristeinertals bei 1350 m Höhe und zeigt dort eine markante Terrasse. Die Moräne der Pustertaler Schotter lässt sich dann aus dem Kristeinertal weiter nach Oberried, Wiesen und weiter bis Anras verfolgen und bildet die Auflage der Pustertaler Felsterrasse. Die Höhenlage dieser Felsterrasse liegt zwischen 1200 und 1400 m. Im Kristeinertal NW von Platzer überlagern meist Schwemmfächer der Seitenbäche die Grundmoräne. Bei 1530 m Höhe im Kristeinertal kam es durch Aufstau hinter einem dieser Schwemmfächer zu einem See, der sich durch Verlandung in ein Moor wandelte. Während die E-Seite des Kristeinertals aus sehr steilem Felsgelände besteht, liegt auf der W-Seite ein gleichmäßig und deutlich flacher ansteigender Hang vor. Im oberen Teil kann man dort im Bereich der Ochsenwiese 392 und der Matscheider Alm die Abrisskanten von Hanggleitungen erkennen. Die dazugehörenden Rutschkörper sind aber morphologisch undeutlich ausgebildet. Nördlich von Strassen Die Thurntaler Phyllit-Gruppe zwischen dem Winkeltal im N und Strassen im S wird aus Muscovit-Phylliten und Chlorit-Muscovit-Phylliten sowie untergeordnet GranatPhylliten aufgebaut. Teilweise bis 100 m mächtige Amphibolit-Horizonte sowie zahlreiche Meta-Porphyroide mit Biotit und MetaPorphyroide mit großen Feldspäten sind in diese MetaPsammopelite eingeschaltet. Der GesamtgesteinsChemismus der Amphibolite zeigt nur geringe Mobilität einiger lithophiler Elemente bei der Metamorphose. Unter Berücksichtigung immobiler Spurenelemente sprechen die Elementverhältnisse und Element-Verteilungsmuster für Magmatite im Übergangsbereich von MOR- zu Intraplatten-Alkali-Basalten. Die Amphibolite führen Aktinolith, Magnesio-Hornblende und tschermakitische Hornblende neben Oligoklas, Chlorit, Epidot, Erz und Quarz. Damit erreichte eine variskische Hauptmetamorphose im Thurntaler Komplex die Epidot-Amphibolitfazies. Der Chemismus der Meta-Porphyroide deutet auf ehemalige Rhyolithe und Rhyodacite, wobei die Meta-Porphyroide mit großen Feldspäten etwas niedrigere SiO2-Gehalte zeigen. Die mit Einzelzirkon-Evaporation datierten magmatischen Protolithe dieser sauren Metavulkanite kristallisierten zwischen 460 und 480 Ma (SCHULZ & BOMBACH, 2003). Die Meta-Porphyroide mit den großen Feldspäten ließen sich zusammen mit Amphiboliten in mehreren Bändern vom Bichl im E über den Thurnbach in das Felsplateau der Fronstadlalm verfolgen. Der östliche Zufluss zum Thurnbach schneidet bei 1800 m Höhe einen dünnen MarmorHorizont an. Im westlichen Zufluss des Thurnbachs ist bei 1750 m Höhe ein mit Metabasiten vergesellschafteter Horizont mit 1 m Mächtigkeit und etwa 30 % Modalbestand an Pyrit und Chalkopyrit angeschnitten. Wahrscheinlich bildet dieses Lager eine streichende Fortsetzung der aufgelassenen Sulfid-Lagerstätte des Gampen (Tessenberg), etwa 1 km weiter nach SW gelegen. Auch dort stehen die Sulfiderz führenden Horizonte mit Metabasiten in Verbindung. Die Nordgrenze der Thurntaler Phyllit-Gruppe verläuft im Winkeltal entlang des Rautbachs und wird dort von einer steil stehenden kataklastischen Störung überprägt. Wahrscheinlich bildet die Rautbach-Störung eine östliche Fortsetzung der Kalkstein-Vallarga-Linie. Lithologisch kann man die Grenze mit einem Übergang von Muscovit-ChloritPhylliten, graphitischen Phylliten und Muscovit-Phylliten der Thurntaler Phyllit-Gruppe zu biotitführenden phyllitischen Glimmerschiefern mit vereinzelten cm-dicken Lagen von Paragneis, quarzitischem Paragneis und Kalksilikatgneis der Defereggen-Gruppe fassen. Im Profil zwischen Stefan im Winkeltal und Strassen im Pustertal ist wieder der Großmuldenbau der Thurntaler Phyllit-Gruppe erkennbar. Die Phyllite werden südlich Tessenberg von plattigen muscovitbetonten Glimmerschiefern und quarzitischen Paragneisen der Defereggen-Gruppe unterlagert. Biotit und Granat treten dort auf. Ein wenige Meter mächtiger Biotit-Muscovit-Gneis mit Feldspat-Augen, wahrscheinlich ein Orthogneis, lässt sich in neuen Straßenanschnitten bei Abfaltersbach und über Bachanrisse nördlich von Geselhaus bis St. Jakob bei Strassen verfolgen. Die Grenze der Defereggen-Gruppe zur Thurntaler Phyllit-Gruppe springt bei Strassen entlang einer mit dem ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Thurnbach verlaufenden Linie um 1,5 km nach N vor. Die Grenze selbst erfährt einen Versatz von 1200 m Höhe bei Strassen auf die Höhenlage 1770 m im Bichler Wald und so bildet die südliche Defereggen-Gruppe einen im Kartenblatt weit nach N reichenden Vorsprung. Im Bereich der Thurnbach-Linie liegt halbsteiles E- bis NE-Fallen der Foliation in der Defereggen-Gruppe vor und in den Forstwegaufschlüssen im Bereich des Hinterburger Walds sind etliche NW-streichende und halbsteil nach NE fallende Aufschiebungsflächen angeschnitten. Man kann den auffallenden Grenzverlauf durch NW-gerichtete Schräg-Aufschiebung der südlichen Defereggen-Gruppe entlang einige nach NE einfallenden Störungsflächen erklären. Dabei bildet eine Aufschiebung entlang des Thurnbachs die Basis des Störungssystems. Im Talschluss des Thurnbachs (Flurname Gericht) ist zwar eine Auflockerung des Gesteinsverbands, aber kein größerer Störungsversatz erkennbar. Daraus kann man auf eine Abnahme der Versatzbeträge und ein Ausklingen der Aufschiebungsflächen nach NW hin schließen. Die Rautbach-Störung lässt sich nicht weiter nach E verfolgen, sondern klingt unter Abbiegen in südöstlicher Richtung ebenfalls im Talschluss des Thurnbachs aus. Die Aufschiebungen des Thurnbachs könnte man so als eine tektonische Transfer-Zone zwischen den sinistralen Blattverschiebungen der RautbachStörung im N und einer Drauzug-Nordrand-Störung im S deuten. Die Moräne der Pustertaler Schotter liegt bei Tessenberg auf einer Felsterrasse zwischen 1200 und 1300 m Höhe und lässt sich nach E unter leichtem Absinken der Höhenlage weiter bis oberhalb Abfaltersbach verfolgen. Die Felsterrasse ist dabei um Tessenberg noch morphologisch schmal ausgebildet und verbreitert sich weiter nach E. Der große Schwemmkegel des Thurnbachs durchschneidet bei Strassen die Pustertaler Schotter. Der Talschluss des Thurnbachs ist durch zahlreiche Rinnenanbrüche in den aufgelockerten Phylliten gekennzeichnet. In beiden Talflanken gibt es mehrere große Hanggleitungen, so im Bereich des Gampen, im Bichler Wald und im Hintenburger Wald. Nordöstlich von Tessenberg ist im Fronstadlwald ein Muschelanbruch mit 300 m Breite erkennbar. Die Rutschmassen reichen morphologisch auffällig bis in den Bereich der Pustertaler Schotter hinab. Im Bereich der Fronstadlalm ist in 2000–2200 m Höhe ein etwa 1,5 km2 großes Felsplateau mit geringmächtiger Schuttbedeckung ausgebildet. Zahlreiche und bis zu 300 m lang ausstreichende Nackentäler zerlegen das Plateau. Die aus dem Luftbild kartierten Richtungen der Nackentäler verlaufen meist WSW. Die Bildung der Nackentäler dürfte einerseits mit den großen Hanggleitungen zum Thurnbach und andererseits mit Absetzungen nach NW hinunter zum Rautbach zu erklären sein. Blatt 179 Lienz Bericht 2003 über geologische Aufnahmen auf Blatt 179 Lienz HELMUT HEINISCH (Auswärtiger Mitarbeiter) Nach Abschluss der Aufnahmen im Kristallin und im Quarzphyllit ergaben sich Probleme bei der Kompilation des Anteils der Lienzer Dolomiten. Um eine Verzögerung bei der Drucklegung der Karte zu vermeiden, bildete sich eine Ad-hoc-Arbeitsgruppe zur Klärung offener Fragen. Aufgrund von Terminproblemen und Etatproblemen in der Geologischen Bundesanstalt kamen die geplanten gemeinsamen Geländebegehungen jedoch nicht zu Stande. Der Autor war daher allein unterwegs und fasste seine Aufnahmen in einer Expertise zusammen, die im August 2003 an die GBA übergeben wurde. Der offene Fragenkatalog umfasste 8 Punkte. Beigelegt waren geologische Kartierungen auf 7 Blättern 1 : 10.000, in denen die strittigen Bereiche neu dargestellt sind. Es handelt sich nicht um eine flächendeckende Neuaufnahme; die bearbeiteten Ausschnitte umfassen eine Fläche von ca 17 km2. Details sind dem internen für das Gelände verfassten Arbeitsbericht zu entnehmen, der der GBA vorliegt. Allgemeine Beurteilung Die Lienzer Dolomiten wurden in den zurückliegenden Jahrzehnten von sehr vielen Arbeitsgruppen neu aufgenommen, so dass von manchen Bereichen bis zu 5 verschiedene Kartendarstellungen vorliegen. Prinzipiell stellte sich bei Stichprobenbegehungen heraus, dass alle vorliegenden Kompilationen fehlerhaft sind. Das liegt zum Teil an veralteten Topographien, meist aber an unterschiedlichen Auffassungen hinsichtlich Tektonik, Biostratigraphie und Sedimentologie. Weiters wurde in allen vorliegenden Arbeiten das Quartär nicht ausreichend berücksichtigt. Daher ist in einem ersten Kompilationsschritt die Neuaufnahme des Quartärs von REITNER zu übernehmen, soweit vorhanden. Die im Zuge der quartärgeologischen Aufnahme mit kartierten Festgesteinsausscheidungen sind ebenfalls zu übernehmen, da sie an den nachkontrollierten Stellen am besten mit der Realität übereinstimmten. Weiterhin sind einige stratigraphische Definitionen zu klären (vgl. Punkt Details). Hinsichtlich des tektonischen Weltbildes sollten sich in der Kartendarstellung folgende unstrittige Ereignisse wiederfinden lassen: * Es fand eine polyphase Sprödverformung statt, im Zuge derer im mehrfachen Wechsel alle 3 denkbaren Spannungszustände verwirklicht waren (Extension, Kompression, Blattverschiebungen). Trefflich streiten kann man über die Reihenfolge und die Anzahl dieser Phasen. * E–W-verlaufende Großmulden und tektonisch häufig amputierte Großsättel bilden die Grundarchitektur. * Blattverschiebungsbedingte „Flowerstructures“ sind allgegenwärtig. * Späte NNE–SSW- bzw NNW–SSE-Sprödbrüche mit geringem lateralem Versatzbetrag (koaxiale, konjugierte Scherbrüche) treten auf. * Sedimentäre Grenzen mit Kompetenzkontrast sind so gut wie immer abgeschert (z.B. Hauptdolomit gegen Kössener Schichten). * Nach Geländebeobachtungen scheint die jüngste Phase eine N–S-Kompression zu sein, die zur Bildung von konjugierten Scherbrüchen und kleinräumigen Aufschiebungen (!) führt. * Die nächstältere Phase dürfte die der großen dextralen Blattverschiebungen sein (ca. Oberoligozän bis Miozän). 393 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Details Antiklinale NE Kreuzkofel – Kerschbaumeralm Es handelt sich um eine Antiklinalstrukur, deren Sattelachse nach beiden Richtungen wieder abtaucht (Domstruktur). Morphologisch bedingt kommt im Kern die Abfolge älterer Schichten heraus. Raibler Schichten im engeren Sinne (Sandsteine, Tonsteine, gelbliche Kalke) sind nur sehr geringmächtig und verlaufen anders als eingetragen. Sollten synsedimentäre Brekzien aus Klasten laminierten Hauptdolomits zu den Raiblern gestellt werden, gäbe es kein Grenzkriterium zum Hauptdolomit mehr, da diese häufig auch innerhalb des Hauptdolomits auftreten. Analoge Probleme gibt es bei der Abgrenzung zum „Plattendolomit“. Biostratigraphisch/sedimentologische Festlegungen sind noch zu treffen. Die Fortsetzung der Raibler Schichten nach W Richtung Kühbodentörl ist nicht durch eine Sattelstruktur erklärbar. Hier sind sie an einer Vertikalstörung hochgeschuppt. Sie streichen nicht durch die Scharte am Wanderweg, sondern weiter nördlich durch. Ab Kühbodentörl nach W sind sie nicht mehr zu verfolgen, es sei denn, man erweitert den lithologischen Umfang (s.o.). Steinplattekalk in Allgäuschichten, Steilhang S Thal Beide vorhandenen Kartierungen sind falsch, da sie das Einfallen der Schichten nicht berücksichtigen. Es handelt sich um zumeist flach gegen den Hang (ca. 30°) einfallende Folgen. Eine tektonische Verdoppelung des Steinplattekalks (Oberräth) ist auszuschließen. Faziell-stratigraphische Probleme sind zu lösen, da sich korallenführende, massig-dickbankigere Einschaltungen primär faziell wiederholen. Es ist festzulegen, was hier Steinplattekalk (Oberräth) oder Lithodendronkalk ist. Erst dann kann das tektonische Modell erstellt werden. Am Pfad oberhalb des Sägewerks Thal fand sich eine Karbonatbrekzie (Allgäuschichten oder Lavanter Brekzie?). Sehr lohnenswert ist der Gamsbach; hier ist bis zum Hauptdolomit eine weitgehend durchgehende Schichtenfolge mit Spezialfaltung begehbar aufgeschlossen. An der Grenzstörung zum Hauptdolomit sind evtl. 3 m Seefeldschichten erhalten. Westlich des Sägewerks trennt Steinplattekalk die Kössener von Allgäuschichten (schlechte Aufschlussverhältnisse). Außerdem wurde ein bisher übersehener Kristallinspan auskartiert. Fehlender Steinplattekalk NNE Lienzer Dolomitenhütte Hier handelt es sich um ein Stratigraphie-Problem, analog zum Problem bei Thal. Die Schichtfolge ist ungestört und fällt relativ gleichmäßig nach Norden ein. Der Wandbildner, der durch BLAU et al. als Oberrhätkalkwiederholung kartiert wurde, ist ein „untypischer Oberrhätkalk“, dickbankig, z.T. massig, korallenfrei, z.T. dolomitisiert. Am Weg zur Zellinscharte kommt in den Kössenern wieder Korallenkalk vor. Der übrige Bereich bis zum Laserzkofel wurde stratigraphisch nach der Innsbrucker Kompilation übernommen, aber tektonisch überarbeitet. Zu diskutieren ist die Position wandbildender Dolomitabbrüche (nach REITNER Hauptdolomit, nach Modell Innsbruck Arlbergschichten). Da hier vielbenutzte Wanderwege (Karlsbader Hütte etc.) verlaufen, sollte das Problem zweifelsfrei geklärt werden. Lage Kristallinspäne W Galitzenklamm Eine extrem kleinräumige Verschuppung bewirkt, dass selbst der Maßstab 1 : 10.000 eigentlich noch nicht zur Darstellung ausreicht. Prinzipiell werden die spröden Dolomitblöcke von quasiplastisch reagierendem Kristallin umflossen. In den benachbarten Rotkalken tritt eine kleine Antiklinalstruktur mit Liaskern auf. Es zeichnet sich ein engräumiger Sattel- und Muldenbau ab, der nur im Maßstab 1 : 10.000 sinnvoll darstellbar ist. Lineamentmuster in Dolomitgebieten Die Tendenz V-förmig am Grat knickender Lineamente konnte im Gelände nicht bestätigt werden. Hier sollte eine Luftbildbearbeitung weiterhelfen, soweit der Verlauf der Sprödstörungen nicht durch die Kontrollaufnahmen (REITNER, HEINISCH) festgestellt wurde. Entsprechend der polyphasen Deformationsgeschichte sind zahlreiche Sprödstörungen im Hauptdolomit sichtbar. Diese verlaufen jedoch selten vertikal und gerade, sondern sind gebogen und häu- Blatt 180 Winklern Bericht 2003 über geologische Aufnahmen in der Kreuzeckgruppe südlich von Lamitz auf Blatt 180 Winklern MARKUS M. MIEDANER & BERNHARD SCHULZ (Auswärtige Mitarbeiter) Das von einer Arbeitsgruppe des Instituts für Geologie und Mineralogie der Universität Erlangen-Nürnberg aufgenommene Gebiet wird im NW durch die Möll im Talabschnitt zwischen Rangersdorf und Lamnitz begrenzt. Die NE-Grenze bildet der Lamnitzbach; die SW-Grenze verläuft vom Lorenzenkopf nach Rangersdorf. Den südlichen Abschluss bildet der Hauptkamm der Kreuzeckgruppe mit dem Moritzhorn (2546 m) im Westen und dem Roten Beil (2497 m) im Osten. Vom Talboden der Möll und der Einmündung des Lamnitzbaches bis über die Waldgrenze stehen monotone phyllitische Glimmerschiefer und Muscovitphyllite mit 394 schwankenden Gehalten an Quarz, Biotit, Graphit und Granat an. Vereinzelt kommen Einschaltungen von Paragneisen vor. Geringmächtige Einlagerungen von Amphibolit fanden sich nur an einigen Forstwegaufschlüssen zwischen 1200 m und 1300 m Höhe südlich von Lamnitz. Oberhalb von 2300 m und weiter bis in die Gratregion ist eine Zunahme des Anteils Graphit führender Muscovitphyllite sowie der Häufigkeit und Mächtigkeit von AmphibolitEinschaltungen auffällig. Epidot-Chlorit-Schiefer begleiten manchmal die Amphibolite. Die einzelnen Metabasit-Vorkommen erreichen im Kreuzeck-Kamm am Klingentörl, Taubichl und Roten Beil Mächtigkeiten von mehr als 50 Metern und lassen sich zum Teil über etliche 100 m im Streichen verfolgen. Bei den Metabasiten tritt eine feinkörnige und feinlagige Varietät mit Foliation und straffer linearer Einregelung der Amphibole wesentlich häufiger als grobkörnige Amphibolite ohne Mineralregelung auf. Unter dem Mikroskop erkennt man in den Amphiboliten grüne Hornblende in Paragenese mit Oli- ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at goklas, Epidot, Chlorit, Quarz und fallweise Calcit. Damit dürften die Metamorphose-Temperaturen im Bereich der Epidot-Amphibolitfazies liegen. Das Alter der Metamorphose ist noch nicht mit radiometrischen Datierungen bestimmt worden. Aus den Datierungen in der Umgebung kann man ein variskisches Alter der Hauptmetamorphose und eine Überprägung alpidischen Alters vermuten. In der Region mit den Metabasit-Einschaltungen treten etliche bis m-mächtige Meta-Porphyroide auf. Größere Vorkommen davon liegen östlich des Gippersees und westlich des Roten Beils, lassen sich aber nicht weit im Streichen verfolgen. Die ehemaligen vulkanosedimentären Gesteine führen bis 2 mm große Feldspäte in einer straff foliierten Matrix mit Biotit. Sie sind den Meta-Porphyroiden der Thurntaler Phyllit-Gruppe im W petrographisch sehr ähnlich. Die Hauptfoliation streicht im aufgenommenen Gebiet einheitlich NNW–SSE und fällt mit 20–40° nach WSW. Im Gegensatz zum östlich des Wöllabachs gelegenen Kristallin der Kreuzeckgruppe fanden sich im Aufnahmsgebiet keinerlei Pegmatite und Pegmatit-Gneise anstehend oder im Schutt. Ganggesteine sind an einem Forstweg bei 1480 m im Bereich des Moscherbachs anzutreffen. Es handelt sich um einen grobkörnigen Tonalit-Porphyrit mit bis 5 mm großem Granat östlich des Bacheinschnitts und um einen feinkörnigen Lamprophyr westlich davon. In Aufschlüssen am südwestlichen Talrand der Möll bilden Kataklasite und Harnischflächen Hinweise auf die SW–NE-streichende Zwischenbergen-Mölltal-Störung mit vermutlich sinistralem Versatz. Im NW–SE-verlaufenden Einschnitt des Lamnitzbachs finden sich viele Störungsflächen und Harnische der in gleicher Richtung streichenden Lamnitzbach-Störung. Diese beiden Störungsrichtungen sind auch außerhalb des Aufnahmsgebiets häufig und gehören zu einem konjugierten System von Seitenverschiebungen zwischen Tauernfenster-Südrand und Periadriatischem Lineament. In einem solchen System wären dann an etwa N–S-gerichteten Linien wie der WöllabachStörung größere vertikale Blockbewegungen zu erwarten. Eine 5 m mächtige Grundmoräne überlagert den felsigen Talboden südlich von Rangersdorf. Der Südhang des Mölltals bei Rangersdorf zeigt ein gleichmäßig ansteigendes Profil und eine Bedeckung von Hangschutt vermengt mit Moräne. Die Verflachung des Hangprofils oberhalb 1900 m zeigt die Lage der ehemaligen Trogschulter des würmzeitlichen Mölltalgletschers an. Zu Blockgletschern umgestaltete Rückzugsstadien liegen oberhalb von 2200 m südlich des Gippersees und südlich der Ochsnerhütte im Nordkar des Taubichls. Östlich des Lorenzenkopfs zeigen mehrere mindestens 5 m tiefe Zerrspalten eine Hanggleitung in Richtung des Gippersees an. Weitere HangbewegungsAreale, darunter eine Hanggleitung mit Großblöcken nordwestlich des Saberntörls (2200 m), finden sich um den Gipperbach, der dem tief eingeschnittenen Lamnitzbach-Tal zufließt. Blatt 182 Spittal an der Drau Bericht 2003 über geologische Aufnahmen im Quartär auf Blatt 182 Spittal an der Drau GERLINDE POSCH-TRÖZMÜLLER (Auswärtige Mitarbeiterin) Der Ausgangspunkt der Kartierungsarbeiten war eine fertige Manuskriptkarte für das Blatt 182, auf welcher jedoch wenig quartäre Sedimente und nahezu keine Hangbewegungen innerhalb der Goldeckgruppe ausgeschieden waren. Die Aufgabenstellung umfasste die Kartierung quartärer Sedimente und ganz besonders die Lokalisierung und Aufnahme von Massenbewegungen südlich des Drautales. Massenbewegungen Den größten Anteil am Aufbau der Goldeckgruppe auf ÖK 182 haben altpaläozoische Glimmerschiefer und Phyllite, auch Kalkmarmore treten hervor. Phyllite und Glimmerschiefer neigen aufgrund ihrer mechanischen Eigenschaften zu Massenbewegungen, welche in diesem Gebiet wohl mit dem Abschmelzen der Gletscherzunge im Drautal einsetzten. Entgegen der anfänglichen Erwartungen waren die Geländeformen, die auf Massenbewegungen hinweisen, zumindest in einigen tiefer gelegenen Hangbereichen nicht sofort offensichtlich (z.B. SW Unteramlach). Bereich südöstliches Kartenblatteck – Oberamlach In der SE-Ecke des Kartenblattes konnten die von Blatt 199 Hermagor auf das Blatt 182 reichenden Massenbewegungen weiter kartiert werden. Es handelt sich dabei um ausgedehnte Sackungen, die sich von Ziebl bis südlich Unteramlach erstrecken. Besonders auffällige Abrisskanten, die auch immer wieder als Felsabrisse ausgebildet sind, findet man NE Drußnitz in etwa 700 m Höhe mit einer Fortsetzung nach E unterhalb der Wiese des Altziebler sowie in etwa 760 m Höhe. Zwischen 600 und 800 m Höhe findet sich im Wald NE Drußnitz eine stark aufgelockerte Zone mit Abrisskanten, Verebnungen und bis zu 100 m langen Zerrgräben. Anzeichen auf Hangbewegungen findet man weiters auf dem Hang SW Unteramlach (Kleinsaß). Die meist hangparallelen Abrisskanten zwischen 800 und 1100 m Höhe sind undeutlich ausgebildet. Erst oberhalb Kt. 1165 (Sallacher) sind im Wald deutliche Anzeichen von Zerlegung, „scharfe“ Abrisskanten und Zerrgräben (1230 m Höhe), zu finden. Der Hang südlich Oberamlach (E Durachgraben) gibt nur wenige undeutliche Hinweise auf Hangbewegungen. Bereich Goldeck Im Gebiet der Goldeck-Hochalm gibt es deutliche Zeugen von Hangbewegungen. Die Gipfel- und Gratregion ist stark geprägt durch Auflockerungserscheinungen, aber schon knapp unterhalb der Grate ist der Untergrund bewegt. Fährt man mit der Seilbahn bis zur Bergstation, sieht man deutlich, dass die oberste Stütze der Seilbahn auf der abgesessenen Masse steht, während die Bergstation mit Restaurant bereits außerhalb der bewegten Masse liegt. Der Grat beginnend in 1900 m Höhe SW des Dorfes Goldeck über den Goldeck-Gipfel bis zum Martennock ist durch zahlreiche deutliche Zerrgräben und Abrisskanten gekennzeichnet, ebenso der Grat, der zwischen Goldeck und Martennock nach N zieht. Die von diesen Graten eingeschlossenen Hänge zeigen deutliche Anzeichen auf tiefgründige Bewegung. Auch der Hang NW des Grates Goldeck Richtung SW – Kt. 2054, hat Rutschbereiche aufzuweisen. Die Morphologie ist hier und NW des Goldecks 395 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at allerdings durch den Bau von Liftanlagen, Schipisten und Straßen stark verwischt. Der Bereich der Bürstelböden ist tiefgründig bewegt, die Abrisskante ist entlang des Weges von Kt. 2054 gegen WSW sehr deutlich zu verfolgen, immer begleitet von (der Abrisskante parallel laufenden) Zerrgräben. Auch hier handelt es sich um tiefgründige Sackungen, wofür die hier anstehenden phyllitischen Gesteine prädestiniert sind. Südlich des Grates Kt. 2054 – Goldeck – Martennock findet man ebenfalls Hinweise auf Hangbewegungen, die Abrisskanten sind jedoch weit weniger markant ausgebildet und die bewegten Bereiche weniger tiefgründig als an den N- bzw. NW-schauenden Hängen. Besonders deutliche Hangbewegungsbereiche sieht man zwischen den beiden S-schauenden Karen. Der Hang vom Dorf Goldeck bis ins Drautal (Schwaig) weist immer wieder Zerrgräben auf, besonders von 1200 m hinunter ist der Hang stark zerlegt. Am Nordabhang der Weißwände (zwischen Kt. 1391 und der Gendorfer Hütte/verf., Kt. 1220) sieht man ebenfalls deutliche Anzeichen von Hangbewegungen, ebenso südlich des Alpenbühels (Kt. 1770). Von der Lampersberger Alm gegen SE bis Jh. E Kt. 1720 dürfte der Hang nördlich des Grates tiefgründig bewegt sein. Dieser Bereich wurde bisher nur im Überblick begangen. Der Rücken zwischen Kt. 1720 und Kt. 1772 (westl. Schwaiger Alm) ist durch Zerrgräben und Abrisskanten intensiv zerlegt, wobei die Richtung der Zerlegung (NW–SE) etwa der dort vorherrschenden Kluftrichtung entspricht. In 1700 m Höhe (oberhalb der Hochalm- und der Unterhauserhütte) zieht eine Abrisskante, die größtenteils als Felsabriss ausgebildet ist, nördlich des Rückens den Weg entlang. Bereich Rosenheim – Sachsenburg – Weißwände Westlich von Rosenheim zieht eine markante Abrisskante, die fast zur Gänze als Felsabriss ausgebildet ist, den Hang hinauf Richtung WSW, verläuft unmittelbar N der Wiese (Lampersberg) entlang Richtung Westen und biegt etwa 500 m WNW der Kapelle (Kt. 952) nach Norden (den Hang hinunter) ab, hier allerdings weniger deutlich. Entlang des oberen, W–E-verlaufenden Bereiches der Abrissnische findet man immer wieder kleinere Auflockerungserscheinungen, kleinere Zerrgräben oder trichterförmige Vertiefungen. Ein sehr markanter Zerrgraben im Fels ist in 960 m Höhe im SW-Teil der Abrissnische zu finden. Der von dieser Abrissnische eingeschlossene Bereich ist tiefgründig bewegt, er zeigt eine inhomogene, unruhige Morphologie und Auflösung in einzelne Schollen. Auch kleinere Anhäufungen von Grobblockwerk sind zu finden. Auch an den Hängen westlich und östlich, außerhalb dieser Abrissnische, gibt es Anzeichen für Massenbewegungen. Wahrscheinlich ist der gesamte Hang von Rosenheim bis Sachsenburg von tiefgründigen Massenbewegungen betroffen. Blickt man vom Drautal aus gegen Süden auf diesen Hang, so sieht man, dass der Talfuß des gesamten Hanges von Rosenheim bis Sachsenburg ins Tal hinein „wandert“. Der Bereich Schrielzwald/Schrölzberg – Sachsenburg ist zwischen 800 m und 1120 m Höhe durch mehrere Abrisskanten und markante Zerrgräben geprägt. Die Auflösung findet hauptsächlich in Richtung Norden statt, aber auch in Richtung Oberdrautal (W) findet man Anzeichen auf Bewegung (E Feistritz oberhalb 700 m sowie entlang des Weges vom Bärnbader Kreuz Richtung NW in etwa 1140 m Höhe). Auch der südlichste der drei „Gipfel“ nördlich des Bärnbader Kreuzes ist durch eine Auflockerungszone geprägt. Der „Festungsberg/Kalvarienberg“ unmittelbar südlich von Sachsenburg scheint sich auch Richtung N/NE zu zerlegen. Dort befinden sich auch grabenartige Strukturen, deren Herkunft aber aufgrund der Geschichte dieses Ber396 ges fraglich ist (hier standen einst Burgen, von denen nur noch spärliche Reste erhalten sind). Quartäre Sedimente Quartäre Sedimente konnten im gesamten Gebiet zumeist nur als geringmächtige Bedeckung mit glazialen oder glaziofluviatilen Sedimenten festgestellt werden. Die Aufschlussverhältnisse im Quartär sind schlecht, man findet entlang von Wegen und im Wald meist vereinzelt, manchmal gehäuft, Gerölle bzw. Geschiebe, aber echte Aufschlüsse sind selten. Neben gerundetem lokalem Material findet man zahlreiche Erratika: Serpentinit (aus den Tauern), Orthogneis (Ostalpin oder Tauern), Tonalit, Epidotfels, Eklogit (Tauern oder Schober-Gruppe), Amphibolit (Ostalpin oder Tauern), Granat-Amphibolit (Kreuzeckgruppe), Blauschiefer (Tauern), rote Perm-Sandsteine, Karbonate (Drauzug), Grünschiefer, tertiäre Ganggesteine. Diese Geschiebezusammensetzung belegt einen aus dem Oberdrautal kommenden Draugletscher, welcher zumindest auf der südlichen Talseite des Lurnfeldes und des Unterdrautales die Ablagerungen seiner Einzugsgebiete hinterlassen hat. Bereich Oberamlach – Südostecke der Karte An den Hängen zwischen Oberamlach – Durachgraben – Südostecke der Karte konnte zumeist nur eine geringmächtige Quartärbedeckung festgestellt werden, Aufschlüsse sind selten. Ein Aufschluss von anstehender, sehr fester (die Geschiebe sind selbst mit dem Hammer kaum aus der Matrix zu lösen), grauer Grundmoräne befindet sich in einem kleinen, nicht in der Karte eingezeichneten Bach 1km ENE Drußnitz. 200 m SSE dieses Aufschlusses ist entlang einer neuen Forststraße ein Staukörper am Eisrand aufgeschlossen, welcher entlang dieser Straße bis zu den Eisrandterrassen-Aufschlüssen auf ÖK 199 zu verfolgen ist. 400 m SW Kt. 527 (Oberamlach) ist in einer Schottergrube ein Staukörper am Eisrand aufgeschlossen, ebenso 500 m WNW des Kleinsasserhofes. Aufgrund dieser Aufschlüsse und zahlreicher Geröllfunde wurden die Hänge zwischen Ober- und Unteramlach bis in 800 m Höhe als Eisrandterrasse ausgeschieden. Ein weiterer, kleiner Staukörper am Eisrand liegt 250 m E Kt. 1165 (Sallacher). Die in der Karte als „Moränenstreu“ ausgeschiedenen Bereiche östlich des Durachgrabens oberhalb 960 m Höhe zeichnen sich im Gelände durch einzelne Geschiebe und Hangschutt an den Böschungen der Forstwege aus. Echte Moränenaufschlüsse konnten in diesen Bereichen keine gefunden werden. Bereich Goldeck – Hochalm Der Boden des Kars südlich vom Goldeck ist zum Teil planiert, ansonsten ist er von Moränenmaterial bedeckt. Zwei Moränenwälle sind nördlich des Parkplatzes (Ghf. Seetal) erhalten, SW des großen Parkplatzes liegt ein weiterer Moränenwall. Die Hänge sind durch Schutthalden und Anhäufungen von Blockwerk geprägt. Das nach Norden schauende Kar zwischen Goldeck und Goldeckhütte weist ebenfalls Moränenbedeckung des Karbodens auf, in 1750 m Höhe ist der Rest eines Moränenwalls zu erkennen. Ein Teil des westlichen Karbodens sowie ein großer Bereich der Ostflanke ist mit Grobblockwerk bedeckt. Im Bereich Dorf Goldeck – Mittelstation macht es die Umgestaltung zu Schipisten schwer, zwei (somit fragliche) Reste eines Moränenwalls zu erkennen. ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Hang vom Dorf Goldeck bis ins Drautal (Schwaig) Erratika sind ab 1420 m abwärts zu finden. Auch hier ist die quartäre Bedeckung sehr geringmächtig. In 1100 m und 790 m Höhe wurden kleine Staukörper am Eisrand ausgeschieden, da in den schlechten Aufschlüssen entlang des Weges eine Sortierung zu erahnen war. Bereich Weißwände – Rosenheim – Schrielzwald/Sachsenburg Der weite, ebenere Bereich Schrielzwald/Schrölzberg – Lampersberg – Bärnbader Kreuz ist mit einer dünnen Schicht Moränenstreu überzogen, das Grundgebirge ist vielerorts aufgeschlossen. Erratika findet man in diesem gesamten Bereich, SE von Sachsenburg oberhalb von etwa 900 m Höhe. Auch südlich und SE des Bärnbader Kreuzes, bei Kt. 1391, liegt über dem Grundgebirge eine geringmächtige Bedeckung aus Moränenstreu. Folgende Erratika konnten entlang der Forststraße vom Bärnbader Kreuz Richtung NW (Schrielzwald) gefunden werden, die zum Teil einen der Drautalfurche folgenden Draugletscher belegen: Eklogit (Ostalpin oder Tauern), Orthogneis (wahrscheinlich Tauern), Zentralgneis, Perm-Sandsteine (Drauzug), Tonalit-Ganggestein, Amphibolit, tertiäre Gänge. In einer Kurve in 1160 m Höhe (~450 m NW Kt. 1151) befindet sich ein möglicher Gletscherschliff. Auf der Südseite der Drau, südlich von Schloss Drauhofen, fällt in 560 m Höhe eine Verebnung auf, die aufgrund einiger Geröllfunde als fluviatile Bildung eingestuft wurde. Wahrscheinlich handelt es sich dabei um eine postglaziale – subrezente Bildung, eine „höhere Drau-Flur“ (vgl. Flur 17 u. 19 bei Ertl 1983). Schlussfolgerungen Im kartierten Gebiet findet man die Ablagerungen des würmzeitlichen Draugletschers, von der kompakten Grundmoräne SE Unteramlach und großen Bereichen mit Moränenstreu bis zu den Eisrandterrassen einer frühen Eiszerfallsphase. Aufgrund der Geröllzusammensetzung wird deutlich, dass zumindest ein Teil des Draugletschers der Drautalfurche zunächst nach Norden und bei Sachsenburg nach Osten gefolgt ist und im Zuge dessen die Bereiche Schrölzberg – Schindelwald SE von Sachsenburg überfahren hat. Durch das Abschmelzen der Gletscherzunge wurde dem durch die erosive Wirkung des Gletschers übersteilten Hang das Widerlager entzogen, was in den für Hangbewegungen prädestinierten Gesteinen der Goldeckgruppe (Phyllite, Glimmerschiefer) zu ausgedehnten, tief greifenden Massenbewegungen führte. Dabei handelt es sich vorwiegend um Sackungen, langsam ablaufende Bewegungen mit hohem internem Energieverzehr. Die Formen der Hangbewegungen in den oberen Bereichen (GoldeckHochalm, Weißwände, Sallacher) sind als deutlich jünger einzustufen als die der unteren Hangbereiche. Das bedeutet, dass zunächst die unteren Hangbereiche in Bewegung gerieten und auf diese Weise erst Platz schafften für eine Auflockerung in den höher gelegenen Bereichen. 397
