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 142 Heft 3 S. 267–334 Wien, November 2000 Ber chte über Tät Berichte Tätigkeiten gke ten zur Erste Erstellung ung 50 000 der Geo Geologischen og schen Karte der Repub Republik k Österre Österreich ch 1 : 50.000 im Jahr 1998 Blatt 8 Geras Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Moravikum auf den Blättern 8 Geras und 9 Retz G ERHARD F UCHS (Auswärtiger Mitarbeiter) Knapp vor dem Abschluss der Blätter 8 Geras und 9 Retz waren einige ergänzende Begehungen notwendig. Sie betrafen im Wesentlichen die Westgrenze des ThayaBatholithen im Raume zwischen Untermixnitz und Niederfladnitz. Das Gebiet ist schlecht aufgeschlossen, sodass man fast durchwegs auf Lesesteinkartierung angewiesen ist. Der grobkörnige Granit ist durch feldspatreichen, grusigen Boden zu erkennen. Die im Westen angrenzende Folge von Glimmerschiefern und Quarziten zeigt verwitterungsbedingt ein Vorherrschen von Quarziten. Sie sind glattflächige, scharfkantige, weiße, graue, manchmal grünliche Gesteine. Die grauen bis grünlichen, phyllitischen Glimmerschiefer finden sich meist nur als kleinere Stückchen. Granit inmitten der Glimmerschiefer und Quarzite stammt von Gängen. Der Granit tritt in Inseln in den Galgenäckern und der Lüsse auf, weiters nordwestlich von Niederfladnitz. Westlich der recht ausgedehnten Zone vom Glimmerschiefer und Quarzit (Therasburger Formation nach H ÖCK) begegnet man bei Pleißing dem Diorit-Granodioritgneisband, welches sich aber nicht auf dem angrenzenden Blatt 8 Geras weiter verfolgen ließ. Nach geringmächtigen Glimmerschiefern folgt im Westen der Weitersfelder Gneis (Stengelgneis). Zwischen Merkersdorf und Pleißing ist die Formation vorwiegend durch auffallend stengelig struierte Quarzite und gelbliche, plattige Arkosegneise mit unbedeutenden Glim- merschiefern vertreten. Im Merkersdorfer Feld finden sich bloß drei Inseln dieser Formation. Ausgezeichnete Aufschlüsse sind bei der Mühle südlich Pleißing vorhanden. Dort sieht man den primären Wechsel von Quarzit und Arkosegneis. Entlang des orographisch rechten Abhanges zum Prutzendorfer Bach ist der Weitersfelder Gneis ins Typusgebiet auf Blatt 8 Geras zu verfolgen. Gegen Weitersfeld schalten sich zu den glimmerarmen, bloß feinen Hellglimmer führenden Arkosegneisen Zweiglimmeraugengneise ein, die im Kirchenhügel prächtig aufgeschlossen sind. Diese bei vielen Exkursionen gezeigten Gesteine mit ihren mehrere cm großen Kalifeldspateinsprenglingen sind aber in der über viele km zu verfolgenden Weitersfelder-Gneis-Formation eine Ausnahme. Sie sind auf die Typuslokalität beschränkt und verlieren sich bald sowohl gegen Nordosten als auch gegen Südwesten. Von Prutzendorf bis zur Blattgrenze bei Sallapulka wird die Weitersfelder-Gneis-Formation wieder vorwiegend von fein- bis grobkörnigen, weißen bis gelblichen, plattigen Arkosegneisen aufgebaut. Feldspataugen sind gelegentlich in den grobkörnigeren Typen zu beobachten. Wegen der häufigen Wechsellagerung der Feldspatgneise mit Quarzit und untergeordnet Glimmerschiefer – dies ist auch am Nordostende des Steinbruchs am Fuß des Weitersfelder Kirchenhügels zu beobachten – sehe ich im Weitersfelder Gneis eine Metasedimentformation. Der „Augengranitgneis“ könnte aus grobem Grus von aufgearbeitetem Granit entstanden sein. Unsere Arkosegneise dürften einem Teil der Therasburger Gneise von H ÖCK entsprechen. H ÖCKS Amphibol führende Gneise, welche nach diesem Autor aus Dioriten und Andesiten entstanden sein dürften, sind sehr wahrscheinlich mit unseren Dioritgneisen zu korrelieren. Diese bilden aber einen selbständigen Gesteinszug im Liegenden der Weitersfelder Gneise. Blatt 9 Retz Siehe Bericht zu Blatt 8 Geras von G. F UCHS. 267 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at 16 Freistadt Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Kristallin auf Blatt 16 Freistadt G ERHARD S CHUBERT Im Zuge der diesjährigen Kartierung wurde das zwischen Reichenthal, Allhut, Süßmühl und Hald liegende Gebiet neu aufgenommen. Es ergeben sich hier Berührungspunkte mit dem von S CHERMAIER (1995) kartierten Gebiet (Jb. Geol. B.-A., 138). Aufgrund der schlechten Aufschlussverhältnisse geht das vorliegende Ergebnis zu einem erheblichen Teil auf eine Lesesteinkartierung zurück, es konnte jedoch auch immer wieder Anstehendes angetroffen werden. Laut der im Maßstab 1 : 100.000 erstellten „Übersichtskarte des Kristallins im westlichen Mühlviertel und im Sauwald, Oberösterreich“ (F RASL et al., 1965) waren im besagten Gebiet NW–SE-streichende Körper aus Weinsberger Granit und Grobkorngneis zu erwarten. Gegenüber der Übersichtskarte ergeben sich nun folgende Neuerkenntnisse: Im Kartierungsgebiet besitzt der Weinsberger Granit eine etwas geringere Verbreitung, als in der Übersichtskarte dargestellt. Zum einen musste der geschlossene Körper aus Weinsberger Granit westlich der Adammühle revidiert werden. Ebenso war auch östlich Allhut kein geschlossenes Areal aus Weinsberger Granit anzutreffen, sondern es finden sich dort auch Grobkorngneis sowie Übergangszonen von Weinsberger Granit in Grobkorngneis (fließender Übergang und Wechsellagerung) in weiter Verbreitung. Nördlich Allhut und im Eibensteiner Holz wird der Grobkorngneis etwas feinkörniger und beinahe granitartig un- geregelt. Im östlichen Steinwald und im Bereich der Waldkapelle konnte eine dunkle Varietät des Grobkorngneises auskartiert werden. Diese besteht aus einer für einen Grobkorngneis auffallend feinkörnigen biotitreichen Matrix, in der mittel- bis grobkörnige Feldspatkomponenten in lagig-schlieriger bis nebulitischer Verteilung enthalten sind. Aufgrund der Textur und der in den Feldspatkomponenten eingeschlossenen wesentlich gröberen Biotite erhebt sich der Verdacht, dass es sich hier um einen mit einem dunkleren Magma gemischten Grobkorngneis handelt. Es sei an dieser Stelle erwähnt, dass im östlichen Steinwald auch reichlich Lesesteine eines feinkörnigen Diorits anzutreffen waren, welcher möglicherweise mit der erwähnten dunklen Grobkorngneisvarietät in Zusammenhang stehen könnte. Der nordwestliche Teil des Buchbergs – dieser besteht großteils aus Weinsberger Granit – ist von feineren Granitgängen durchschwärmt, was stellenweise einen migmatischen Eindruck erweckt. Im zentralen Bereich des Buchbergs war ein etwa 300 m langer und 50 m breiter SW– NE-streichender Gang eines feinkörnigen, biotitreichen Granits (vermutlich zur Gruppe der Migmagranite gehörend) zu verfolgen. Ein ähnlicher Granitgang steht auch westlich der Holzmühle an. Westlich der Süßmühle wurde ein 300 mal 500 m großer Körper aus hellem Zweiglimmergranit auskartiert. Dieser ist im Norden eher feinkörnig, im Süden mittelkörnigen ausgebildet. Muskovit tritt gegenüber Biotit zurück. Es könnte sich hier um einen hellen Abkömmling der Freistädter Granodiorit-Gruppe handeln. Westlich der Holzmühle und nordwestlich des Zollhauses waren zahlreiche Lesesteine aus Lamprophyr anzutreffen. 23 Hadres Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Tertiär und Quartär auf Blatt 23 Hadres I VAN C ICHA & J I ŘÍ R UDOLSK Ý (Auswärtige Mitarbeiter) Im Jahre 1998 wurde die Kartierung auf Blatt 23 Hadres im Gebiet zwischen Kleinkadolz, Enzersdorf im Thale und weiter nach Osten bis zur Blattgrenze (Hochstraße – Fleischhackerkreuz), nördlich und südlich des Göllersbaches fortgesetzt. Im kartierten Gebiet sind die miozänen Sedimente durch zwei unterschiedliche lithologische und stratigraphische Entwicklungen vertreten: a) Sandige, kalkige Tone – Grund-Formation. b) Polymikte Schotter, Konglomerate, Sande, Sandsteine, Tone der Hollabrunn-Mistelbach-Formation (Pannonium). Die sandig-tonigen Grunder Schichten haben im kartierten Gebiet nur sehr begrenzte Verbreitung NE Kleinka268 dolz. Nur in wenigen Proben wurde eine Mikrofauna mit Bolivina hebes M ACFADYEN, Uvigerina cf. acuminata H OSIUS, Ammonia beccarii (L.), Nonion commune (D’O RB.), Globorotalia bykovae (A ISENSTAT ), Globigerina cf. bulloides D’O RB., Elphidium rugosum (D’O RB.) festgestellt. Im Gebiet des Hungerfeldes, südlich Enzersdorf, bilden in einer Bohrung am Nordrand der großen Kiesgrube, im Liegenden der Hollabrunner Schotter, in der Tiefe von 16 m – 17,50 m graugrüne, kalkige Tone den basalen Teil der durchbohrten Schichtfolge. Aufgrund der bisherigen Bearbeitung von zwei Proben mit häufigen Cassigerinella boudecensis P OKORN Ý, Lenticulina sp. und Tetractinellidae ist die stratigraphische Zugehörigkeit zum älteren Miozän möglich (Eggenburgium bis Karpatium [Laa-Formation]). Lithologisch ähnliche aber fossilfreie, kalkige Tone wurden im Gebiet NE der Kote 296 – Hauswald festgestellt. Der überwiegende Teil wird im kartierten Gebiet jedoch von den obermiozänen Sedimenten der Hollabrunn-Mistelbach-Formation gebildet, so östlich Kleinkadolz (Galgenleiten, Geißberg, Leitenbrunn, Hexenhäusl, Im Streitl, Dornleiten, Mitterberg, Leiser Wald) und südlich bis süd- ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at östlich Enzersdorf (Krackesfeld, Hungerfeld, Obergut, Krissleiche). Dieser stratigraphisch oberste Teil der miozänen Schichtfolge wird z.B. östlich und südöstlich Hexenhäusl, östlich Kleinkadolz durch mittelkörnige, bis 4 m mächtige Konglomerate und Sandsteine aufgebaut, die von Sanden und Schottern überlagert werden. Im ganzen kartierten Gebiet treten Schotterlagen in Wechsellagerung mit tonigen Sanden und Sanden auf. Die größte aufgeschlossene Mächtigeit wurde in der Kiesgrube südlich Enzersdorf mit ca. 16 m festgestellt. Im ganzen Gebiet konnten außer umgelagerten Foraminiferen und Schwammnadeln keine weiteren Faunen oder Floren nachgewiesen werden. Die Schotter und Konglomerate sind polymikt, Quarze überwiegen mit bis zu 95 %. Nur an einigen Stellen wurden Kalke bis zu 20 % festgestellt. Kristallingesteine kommen gewöhnlich in Mengen, die nicht über 5 % hinausreichen, vor. Die Größe der Gerölle reicht von 1 cm bis 5 cm. Bei den Sandsteinen sind eine Gruppe von ArkoseSandsteinen und eine Gruppe von kalkigen Quarzsandsteinen mit Glimmer und selten auch Glaukonit vertreten. Die Lösse haben im kartierten Gebiet nur beschränkte Verbreitung NW Kleinkadolz und südlich vom Geißberg (Kote 351). Sie sind meistens hellbraungelb bis gelblich, schwach sandig bis tonig, stark kalkig, oft feinglimmerig und führen Kalkkonkretionen. Die größte beobachtete Mächtigkeit lag zwischen 3 m bis 4 m. Braune bis schwarze, deluviofluviatile Sedimente bilden örtliche schmale Säume entlang der Auen. Fluviatile Ablagerungen im Göllersbachtal sind durch humose, sandige Lehme bis lehmige Sande gekennzeichnet. Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Tertiär und Quartär auf Blatt 23 Hadres P AVEL H AVLÍ ČEK (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Jahre 1998 wurden die geologischen Aufnahmen des grenznahen Gebietes zwischen der Kellergasse nördlich Zwingendorf und der Kellergasse nördlich des Chemiewerkes Pernhofen fortgesetzt. Miozän Bei den geologischen Aufnahmen wurden im NE-Teil des Blattes Hadres als älteste Sedimente hellgelbbraune, grüngraue, stellenweise bis beigefarbene, fleckige, kalkige, glimmerige Silte und sandige Tone festgestellt. Vereinzelt treten auch Lagen feinkörniger Sande und monomikter Schotter (Kote 206 Schatzberg, Karlhof) auf. Die vollkommen gerundeten, 1 cm bis 4 cm großen Quarzgerölle sind oft von weißen, kalkigen Krusten überzogen. Diese Schotter und Sande bilden entweder kleine Anhöhen oder sind häufig im Ackerboden verbreitet. Dank ihrer Härte sind diese umgelagerten Gerölle als Beimengung praktisch in allen Quartärsedimenten zu finden. Die Schwermineralanalysen dieser Sedimente (Z. N OVÁK ) zeigen ein für die Sedimente des Karpatium typisches Überwiegen von Granat (62–85,8 %). Untergeordnet treten daneben Zirkon (2,8–9,7 %), Rutil (1,8–6,9 %), Staurolit (0,6–3 %), Epidot (0,5–9 %) und Apatit (0–6,4 %) auf. Auch durch die mikropaläontologischen Analysen (J. Č TYROKÁ) konnten die beschriebenen Sedimente in das Karpatium eingestuft werden. Die meisten Proben können durch die Mikrofauna der Laa-Formation zugeordnet werden; stellenweise gibt es aber auch Übergänge zu Faunen wie im unteren Teil der Grund-Formation (WNW vom Karlhof, NNW vom Maxhof). NE vom Chemiewerk Pernhofen und NW und SW vom Karlhof wurden in Silten und Tonen für den unteren Teil der Grund-Formation typische Faunenassoziationen gefunden. Da diese Sedimente aber lithologisch ähnlich sind, können sie nicht auskartiert werden. Die Analysen weiterer Proben haben gezeigt, dass es besonders in dem flachen Gebiet entlang der Staatsgrenze (N und NE von Zwingendorf) zu vereinzelter Resedimentation der tertiären Ablagerungen gekommen ist. Hier wurden problematische Eluvia? der Silte des Karpatium gefunden, die den stark sandigen Lössen im östlich anschließenden Gebiet ähnlich sind. Durch die polierte und bruchstückhafte Mikrofauna und den allmählichen Übergang in die unterlagernden, grüngrauen Silte konnte nachgewiesen werden, dass der oberflächennahe Teil der Eluvia örtlich durch Wind umgelagert wurde. Pleistozän Da der gesamte untersuchte Bereich ein Denudationsoder Deflationsgebiet ist, sind quartäre Ablagerungen wenig verbreitet. Hellbraune, sandigen Lösse (?) kommen nur an der Staatsgrenze nördlich von Zwingendorf vor. Nördlich von Wulzeshofen, östlich der Kellergasse vom Schatzberg sind flächig gering verbreitete fluviatile, sandige, verlehmte Schotter erhalten geblieben. Es handelt sich um gelbbraune, mittelkörnige, tonig-sandige Schotter, deren Oberfläche in einer relativen Höhe von 1 bis 2 m über der Talflur der heutigen Thaya liegt. Die Analyse der Schwerminerale (Z. N OVÁK) zeigt eine Dominanz von Granat (76,3 %), daneben Zirkon (7,1 %), Rutil (6,8 %) und Epidot (4,4 %). Pleistozän – Holozän Deluviale, sandig-tonige Lehme wurden vereinzelt am Talfuß der flachen Abhänge gefunden. Holozän In den periodisch durchflossenen kleinen Tälern wurden humose, tonig-sandige, deluvio-fluviatile, bis 1 m mächtige Lehme mit Beimengung von Geröllen abgelagert. Diese Sedimente bilden örtlich flache Schwemmkegel, wie z.B. nördlich des Chemiewerkes Pernhofen. Die Talflur der Thaya wird von schwarzbraunen, humosen, fluviatilen, tonig-sandigen, 2 bis 3 m mächtigen Überschwemmungslehmen bedeckt. In ihrem Liegenden finden sich fluviatile, sandige Schotter, die den Grund der Talflur ausfüllen. Sie sind oberpleistozänen bis holozänen Alters. Anthropogene Ablagerungen finden sich nur in den Schutzdämmen (Staatsgrenze, nördlich von Wulzeshofen). Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Tertiär und Quartär auf Blatt 23 Hadres O LD ŘICH H OLÁSEK (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Jahre 1998 wurden die geologischen Aufnahmen im Bereich nordöstlich von Mailberg, südlich der Straße Obritz – Zwingendorf fortgesetzt. Mit Ausnahme des Han269 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at ges NE Mailberg ist das Gebiet eben und flach nach Norden in Richtung zur Pulkau geneigt. Geologisch wird das Gebiet von miozänen Sedimenten des Karpatium aufgebaut, quartäre Ablagerungen sind nur in sehr beschränktem Maße erhalten geblieben. Miozän Die Sedimente des Karpatium (Laa-Formation) sind hier vor allem durch hellbraune bis braungelbe, oft grünliche, kalkige, veränderlich tonige und feinglimmerige Feinsande bis Silte vertreten, die örtlich mit hellbraunen, braungelben, stellenweise grünlichen, ockerfarbig und grau fleckigen, stark kalkigen, feinglimmerigen Tonen mit schwankender feinsandiger Beimengung unregelmäßig wechsellagern. Lokal treten in den sandigen Tonen weiße, kalkige Flecken oder kleine Konkretionen auf. Die Zugehörigkeit zur Laa-Fomation ist durch die Mikrofauna wie z.B. Globigerina praebulloides B LOW, Globigerina ottnangiensis R ÖGL, Bolivina dilatata dilatata R EUSS, Uvigerina graciliformis P APP & T URN., Ammonia beccarii (L.), Cibicidoides ungerianus (D’O RB.) nachgewiesen. Örtlich wurden zusammen mit dieser Mikrofauna auch die, die Grund-Formation kennzeichnenden Arten wie z.B. Globorotalia bykovae A ISENSTAT, Globorotalia div. sp. und Globigerinoides cf. quadrilobatus (D’O RB.) (det. J. » TYROKÁ ) ermittelt. Bei In-Situ-Vorkommen ist in diesen Fällen wahrscheinlich ein Übergangshorizont zwischen der Laa-Formation und der Grund-Formation anzunehmen. An mehreren Stellen kommt im Ackerboden eine Schotterstreu von kantengerundeten, örtlich gerundeten, 0,5–3 cm, vereinzelt 5–7 cm großen Geröllen aus weißen und honigfarbigen Quarzen vor. Einige Gerölle haben an ihrer Oberfläche eine weiße, kalkige Kruste. Die größte Verbreitung haben diese Gerölle unzusammenhängend etwa in einer Seehöhe von 200 m am Ostrand des kartierten Gebietes, N Höniglüsse. Pleistozän Löß reicht nur geringfügig von Westen in das kartierte Gebiet und zwar am NW-Rand der Gemeinde Mailberg. Er ist hellgelb bis gelbbraun, tonig bis siltig, stark kalkig, stellenweise mit weißen, kalkigen Pseudomycelien. Seine Fortsetzung in das kartierte Gebiet aus der südlichen Nachbarschaft (östlich von Mailberg; vgl. Kartierung P. » TYROK›, 1996) konnte nicht bestätigt werden, weil die hiesigen Hänge allenthalben nur von hellgrüngelben, tonigen, stark kalkigen, feinglimmerigen Feinsanden bis Silten oder von veränderlich sehr feinsandigen Tonen gebildet werden (überprüft mit Bohrstocksonde). Pleistozän – Holozän Deluviale Sedimente mit nachgewiesener Mächtigkeit von 1 m – 1,3 m bilden kleine unzusammenhängende Bedeckungen am Hangfuß, besonders in der NNE-Umgebung von Mailberg. Es handelt sich um dunkelbraune, humose, tonig-sandige Lehme bis lehmige Feinsande, die örtlich gut gerundete, 1–3 cm große Quarzgerölle beinhalten. Holozän Deluvio-fluviatile, stark humose, überwiegend tonigsandige Lehme bis lehmige, dunkelbraune Sande sind nach Analogie mit den benachbarten Gebieten 1 m – 1,5 m mächtig. Ganz lokal bilden sie an den Mündungen in die holozänen, fluviatilen Ablagerungen Schwemmkegel (NE Mailberg) oder ihre Anhäufung ist an Stelle einer Verminderung des Hanggefälles als Folge des Einsickerns des Regenwassers in die Sande und Silte des Karpatium beendet. 270 Fluviatile Sedimente wurden am Nordrand von Mailberg in Form dunkelbrauner, stark humoser, feinsandiger Lehme bis Tone mit einer Mächtigkeit von mehr als 1 m ermittelt. Anthropogene Ablagerungen sind nur am kegelförmigen Guglerberg (Kote 197) vertreten, zu dessen Anhäufung wahrscheinlich die umgebenden karpatischen Sedimente verwendet wurden. Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Tertär und Quartär auf Blatt 23 Hadres Z DEN ĚK N OVÁK (Auswärtiger Mitarbeiter) Als Bestandteil der alpin-karpatischen Vortiefe liegt das kartierte Gebiet im südlichen Teil des Kartenblattes 23 Hadres im Raum zwischen den Gemeinden Ringendorf und Großmugl im Süden und Füllersdorf im Norden. Der höchstgelegene Punkt des Gebietes ist die Kote Silberberg (351 m ü.M.), seinen niedrigsten Teil stellt die Talaue nördlich der Gemeinde Großmugl (220 m ü.M.) dar. Am Aufbau des Gebietes sind die Sedimente des Karpatium und Pannonium sowie quartäre Ablagerungen beteiligt. Tertiär Laa-Formation (Karpatium) Die karpatischen Sedimente bedecken einen beträchtlichen Teil des kartierten Gebietes, großteils werden sie jedoch von quartären Ablagerungen oder pannonen Sedimenten überlagert. Es sind vor allem unterschiedlich schluffige, meist stark kalkige Tone bis tonige Schluffe und feinkörnige, kalkige, schluffige Sande. In begrenztem Ausmaß sind auch mittel- bis grobkörnige Sande und sandige Schotter anwesend. Die einzelnen lithologischen Typen wechseln im Profil unregelmäßig, wobei meist ein Typ lokal an Dominanz gewinnt. Meist sind die Gesteinskörper von länglich-linsenförmiger Gestalt. Die Tone sind meist hell- bis weißgrau und hellgrüngrau, seltener beigefarben, nach Anwitterung rostbraun, gelbbraun und braun gefleckt. Die Karbonatkomponente ist im Gestein einerseits relativ gleichmäßig verteilt, andererseits in Form von weißen Schlieren, unregelmäßigen Ausscheidungen oder unterbrochenen, oft welligen Lagen und Linsen ausgefällt. Eine größere Konzentration der Karbonatkomponente führt zur Weißfärbung des Gesteins. An den Zusammensetzungen der Mikrofaunen beteiligen sich sowohl benthonische als auch planktonische Foraminiferenarten, auf deren Grundlage die Sedimente dieses Komplexes der Laa-Formation (bzw. Übergang zur Grund-Formation) zugereiht wurden. Die Grenzen zwischen den einzelnen lithologischen Typen können im Profil allmählich verlaufen oder scharf gezogen sein. Mit dem Zunehmen der Schluffkomponente gehen die schluffigen Tone in Tonschluffe bis Schluffe über. Die Schlufftone und Schluffe haben meist helle Farben, wobei die hellgraue, weißgraue und hellbeige Färbung überwiegt. Als wichtige Schluffkomponente tritt heller Glimmer auf. Die Schlufflagen sind häufig von plattigen und dünnen, feinkörnigen Sandsteinschichten durchsetzt, die von ihrer Umgebung meist scharf abgetrennt sind. Die Sande sind meist feinkörnig, mit unterschiedlichem Schluffanteil, hellglimmerig und stark kalkhältig. Sie bil- ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at den langgestreckte Linsen oder unterbrochene Lagen von unterschiedlicher Mächtigkeit, die im Profil mit feinkörnigerem Gestein wechsellagern. Zwischen den einzelnen lithologischen Typen bestehen größtenteils scharfe Grenzen. Ähnlich wie die Tone und Schluffe sind auch die feinkörnigen Sande des Karpatium meist hellfarbig, vor allem hellbeige, hellgelbgrau oder weißgrau, seltener grellgelb oder hellgrau. Die hellfarbigen Sande und ebenso die Schlufftone und Schluffe der gleichen Farbe sind häufig grün getönt. Die grobkörnigeren Sande sind gewöhnlich dunkler, zum Großteil hellbraun bis braun, minder kalkhältig, mit einem deutlich verminderten hellen Glimmeranteil oder sogar beinahe glimmerfrei. Im Bereich des kartierten Kartenblattes kommen sie nur sporadisch vor. Ihr Sortierungsgrad ist meist niedrig. Karpatische Sande bilden vor allem im nordöstlichen Teil des kartierten Kartenblattes mächtigere Lagen, während Pelite im westlichen Teil der vorherrschende Gesteinstyp sind. Schotter des Karpatium kommen in zweierlei Typenausbildungen vor. Vertreten werden sie sowohl durch Schotter, deren Gerölle vorwiegend aus Quarz bestehen, als auch durch petromikte Schotter mit einer bunt zusammengesetzten Geröllkomponente. Die Quarzschotter, die ihrem Charakter nach monomikte Schotter sind, besitzen einen relativ gut sortierten Geröllanteil, aber eine schlecht sortierte, kalkfreie, sandige Grundmasse. Inmitten der mittel- bis grobkörnigen Sande bilden sie häufig linsenförmige Lagen. Die Gerölle sind im Durchschnitt gut kantengerundet und gerundet; größtenteils sind ihre Durchmesser nicht größer als 2–3 cm. Es kann nicht ausgeschlossen werden, dass die auf der Oberfläche verstreuten und die karpatischen Ablagerungen überlagernden Quarzschotter in einigen Fällen Denudationsrelikte eines pannonen Schotterkomplexes sind. Im Gegensatz zu den Quarzschottern bilden die petromikten Schotter Zwischenlagen in feinkörnigen Sedimenten, vor allem in den schluffigen, kalkigen Tonen. Die Gerölle der petromikten Schotter, an deren Zusammensetzung neben Quarz vorwiegend auch Karbonate und Sandsteine beteiligt sind, erreichen häufig Durchmesser von 10–15 cm, vereinzelt bis zu 25 cm. Charakteristisch für Schotter dieses Typs sind ausgeprägte, aus weißen Karbonaten bestehende Überzüge auf der Oberfläche der Gerölle, die auf den Oberflächen der Quarzschotter-Gerölle nicht ausgebildet sind. Charakteristisch für die Vergesellschaftung von durchscheinenden Schwermineralen in den Karpatsedimenten ist der dominant vertretene Granat. In den untersuchten Proben schwankt der Anteil dieses Minerals im Bereich von 56,3–89,3 % und übersteigt dabei in der Mehrzahl der Fälle 75 % (max. 89,3 %). An der Zusammensetzung der Vergesellschaftung durchscheinender Schwerminerale ist in einigen Fällen auch Zirkon mit Anteilen von über 10 % beteiligt, vereinzelt auch Apatit (max. 11,4 %). Der für die Ablagerungen des Pannonium charakteristische Epidot übersteigt nur ganz vereinzelt 10 %. Hollabrunn-Mistelbach-Formation (Pannonium) Die pannonen Ablagerungen stellen heute lediglich ein Denudationsrelikt ihrer ursprüglichen Ausdehnung und Mächtigkeit dar. Sie liegen auf einem relativ stark gegliederten Relief, was die in diesen Komplex gestellten, nord- östlich von Ringendorf auftretenden Sande beweisen, die in die karpatischen Sedimente eingetieft sind. Die Sedimente des Pannonium bedecken zum Großteil die höchsten, d.h. die nordwestlichen Teile des kartierten Bereiches. Sie bestehen vorwiegend aus mittel- bis grobkörnigen, meist gänzlich kalkfreien, braunen bist rostbraunen Sanden, schotterführenden Sanden und Schottersanden mit vereinzelten Tonzwischenlagen. Im Einschnitt des Waldwegs NNW der Kote Silberberg wurde eine über 1 m mächtige, grobkörnige, hellglimmerige Sandsteinlage vorgefunden. Der Geröllanteil der Schotter besteht vorwiegend aus Quarz, der über 80 % aller Gerölle bildet. Die für Karpatschotter charakteristischen Karbonatüberzüge der Gerölle sind bei den pannonen Schottern praktisch nicht vorhanden. Die Grundmasse des Gesteins ist größtenteils grobsandig. Häufig schwankt der Geröllanteil auch innerhalb ein und derselben Lage. Die Sande sind deutlich diagonal- und kreuzgeschichtet und enthalten stellenweise kleine Bruchstücke graugrüner, schluffiger Tone. Vereinzelt kommen Lagen graugrüner oder gelbbrauner, kalkfreier, unterschiedlich deutlich parallel-feingeschichteter, schluffiger Tone und Schluffe in Form von langgestreckten Linsen vor. Diese Sedimente sind äußerst arm an organischen Substanzen, meist wurden nur spärliche Bruchstücke von umgelagerten Schwammnadeln gefunden. Zur Zusammensetzung der Vergesellschaftung durchscheinender Schwerminerale gehört außer dem üblicherweise vorherrschenden Granat auch ein hoher Epidotanteil. Der Epidot ist mit über 20 % vertreten, in vereinzelten Fällen erreicht er sogar 50 % der Gesamtanzahl der untersuchten Körner. Neben diesen beiden dominanten Mineralen konnte in der Schwermineralfraktion der pannonen Gesteinsproben in einigen Fällen auch ein erhöhter Zirkongehalt (10,6–17,5 %) nachgewiesen werden. Die übrigen durchscheinenden Schwerminerale sind meist nur mit einigen wenigen Prozenten vertreten. Quartär Die quartären Sedimente sind durch Löß und Lößlehme (Oberpleistozän), deluviale Lehme (Pleistozän–Holozän), deluvio-fluviatile Ablagerungen und Flussablagerungen (Holozän) vertreten. Löß und Lößlehme sind auf weiten Flächen verbreitet. Sie bedecken vor allem die Ostabhänge des Mühlbachtales, wobei ihre Ausdehnung und Mächtigkeiten gegen Süden zunehmen. Man kann annehmen, dass sie in den südlichen Teilen des Gebietes Mächtigkeiten von mehreren Metern erreichen. Die deluvialen Sedimente sind vor allem durch braune bis rostbraune, unterschiedlich sandige Lehme vertreten, die stellenweise die Hangsohlen des Mühlbachtals begrenzen. Dank dem lokal reichlich beigemengten Löß sind sie häufig kalkhältig. Die deluvio-fluviatilen Sedimente in periodisch durchflossenen Tälern spiegeln üblicherweise die Gesteinszusammensetzung der unmittelbaren Umgebung wider. In der Mehrzahl der Fälle sind es unterschiedlich sandige, häufig kalkhältige Lehme, die in den Gebieten mit pannonen Sedimenten einen beigemengten Geröllanteil enthalten. Die Flussablagerungen sind meist dunkelbraun bis dunkelbraungrau. Im Bereich des Kartierungsgebietes füllen sie nur die Talaue des Mühlbaches aus. ✾✾✾ 271 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at 24 Mistelbach Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Quartär auf Blatt 24 Mistelbach P AVEL H AVLÍ»EK & O LD ŘICH H OLÁSEK (Auswärtige Mitarbeiter) Im Jahr 1998 wurde für die geologische Karte von Niederösterreich 1 : 200.000 eine Revision der Quartärsedimente auf Blatt 24 Mistelbach durchgeführt. Der bearbeitete Bereich liegt zwischen Laa a.d. Thaya, Staatz, Hagendorf, Altenmarkt, Unterstinkenbrunn, Hanfthal, Blaustaudenhof und wird im Norden durch die tschechischösterreichische Staatsgrenze begrenzt. Die Kartierung im Maßstab 1 : 25.000 in diesem flachen, schlecht aufgeschlossenen Gebiet erfolgte mit Hilfe von 220 Bohrstocksonden. Das Quartär ist hier durch fluviatile, deluviale, deluviofluviatile, äolische (angewehte Sande) und anthropogene Ablagerungen meistens holozänen, untergeordnet auch pleistozänen Alters vertreten. Die ältesten quartären Ablagerungen sind nach der geologischen Karte von G RILL (1961) die höheren Terrassenschotter an der March (Alt- bis Ältestpleistozän) und die Quarz-(rest-)schotter auf den Verebnungen im Bereich des Hollabrunn-Mistelbacher Schotters. Durch die durchgeführte Revision (NE Unterstinkenbrunn, N Kleinbaumgarten und S bis W Kottingneusiedl) wird jedoch das unterpleistozäne Alter dieser fluviatilen Schotter und ihre einheitliche Bezeichnung als Terrassen in Zweifel gestellt. Das Vorkommen der Schotter in einer Seehöhe von etwa 200 m ist an den untersuchten Stellen ausschließlich an den Ackerboden als Schotterbestreuung gebunden, wobei die höchste Anzahl der Gerölle in seiner basalen Position liegt. Unter dem Ackerboden liegen schon tertiäre, kalkige Tone und Sandtone, die diese Schotter nicht enthalten. Die Gerölle sind fast ausschließlich aus honigfarbigem und weißem Quarz zusammengesetzt. Nur vereinzelt kann man in einigen Resten Quarzit, Kalkstein u.a. finden. Weiters entspricht die Aufarbeitung der Gerölle keiner alten, pleistozänen Terrasse. Die Schotter sind meistens kantig bis kantengerundet, nur vereinzelt gut gerundet. Dies ist gemeinsam mit einer schlechten Sortierung ein Hinweis auf einen relativ kurzen Transport. Einige Gerölle haben an ihrer Oberfläche einen rauen, weißen, ausgefällten Kalkbelag, der ein stark kalkiges Milieu indizieren könnte, in dem die Gerölle lagen. Ganz örtlich sind Dreikanter gefunden worden (WSW Kottingneusiedl). Der Charakter dieser Schotter und auch ihre Seehöhe sind auffällig den tertiären Schottern ähnlich, die auch als Schotterbestreuung, z.B. im Nordteil des Gebiets des Blattes 23 Hadres an der Oberfläche miozäner Sedimente (Laa-Formation, Karpatien) vorkommen. Wenn es jedoch durch selektive Verwitterung aus tertiären Sedimenten angehäufte Schotter oder sekundär umgelagerte und als Residuum einer ausgedehnten Schotterflur eines ehemaligen Flusses erhaltene Schotter wären, könnten sie nicht aus dem Unterpleistozän, sondern müssten aus dem Tertiär stammen. Vorkommen ähnlicher Schotter wurden auch an der Oberfläche tertiärer, flacher Rücken an anderen, tiefer liegenden Lokalitäten gefunden (N Hanfthal, N Altenmarkt). 272 Pleistozän Angewehte Sande (Oberpleistozän) treten in verhältnismäßig großer Verbreitung SE Laa a.d. Thaya, südlich der Eisenbahnstrecke auf (vgl. G RILL, 1961). Sie bilden flache Anhöhen innerhalb einer breiten Talflur, wobei ihre Mächtigkeit 2 m nicht übersteigt. Die Sande sind hellgelbbraun, feinkörnig und locker. Fluviatile Sande (wahrscheinlich Oberpleistozän) sind in einigen Resten entlang der Eisenbahnstrecke östlich von Laa a.d. Thaya erhalten geblieben. Sie bilden entweder flache Anhöhen entlang der Alten Pulkau mit der Oberfläche 2–3 m oberhalb der Talflur oder eine ausgeprägtere Anhöhe in der Talflur in der Umgebung vom Blaustaudenhof. Die Sedimente sind hellgelbbraun bis gelbbraun, überwiegend feinkörnig, enthalten stellenweise kleine, 2–5 mm große Quarzgerölle und in ihrem oberen Teil (bis in eine Tiefe von 0,9 m nachgewiesen) 15–20 % Anteil von angewehten Sanden. An ihrer Oberfläche kommen häufige Bruchstücke urgeschichtlicher Keramik vor (Neolithikum–Bronzezeit). Pleistozän – Holozän Deluviale Lehme, Tone, Sande und Schotter bedecken örtlich in einer Mächtigkeit von mehr als 1 m die Hänge entlang der lokalen Bäche, so bei Altenmarkt, Kottingneusiedl, Laa a.d.Thaya. Meistens handelt es sich um dunkelbraune bis schwarzbraune, humose, tonig-sandige bis tonige Lehme, die in der Tiefe in stark humose, schwarzbraune Tone bzw. Sande übergehen. Am Nordosthang eines flachen Rückens SE von Laa a.d. Thaya wurde in ihrem niederen Teil ein stark verlehmter Sandschotter ermittelt. Holozän Deluviofluviatile, tonige Lehme und Tone sind stark humos, schwarzbraun bis dunkelgraubraun. Ihre Mächtigkeit bewegt sich meistens zwischen 0,5–1 m. Sie enthalten eine veränderlich sandige Beimischung, sind feinglimmerig und führen örtlich eingestreute, 1–3 cm große Quarzgerölle. Der verbreitetste Typ quartärer Sedimente sind fluviatile, bis 1 m mächtige Lehme, Tone und Schotter in den flachen und breiten Talfluren S und SE von Laa a.d. Thaya, deren flächenhafte Verbreitung jedoch teilweise reduziert wurde. Es handelt sich nicht um typische fluviatile Anschwemmungen, sondern um Sedimente, die in ehemaligen Nassböden und Mooren auf den tertiären Tonen und Tonsanden abgelagerte wurden, worauf auch der Name der Stadt Laa a.d. Thaya hinweist. Es lagerten sich nicht nur Sedimente lokaler Gerinne ab, sondern auch Verwitterungsprodukte, die von den Hängen der umgebenden Rücken hinuntergetragen und teilweise umgelagert wurden, wie auch schon G RILL (1961) anführt. Das beweist die bunte lithologische Zusammensetzung dieser Ablagerungen in Form dunkelbrauner bis schwarzbrauner, stark humoser Lehme, Tone, schlieriger Tone und lehmig-sandiger Schotter. Die Lehme sind überwiegend tonig, stellenweise sandig-tonig bis tonig-sandig und enthalten häufig in ihren unteren Lagen rostbraune Flecke. Das unregelmäßige Vorkommen der Quarzgerölle (0,5–3 cm, vereinzelt 5 cm groß) in den Lehmen und Tonen, örtlich auch an der ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Oberfläche beweist diese Tatsache. Im Liegenden der Lehme wurden stellenweise fluviatiler Schotter festgestellt. In dem flachen, jedoch welligen Gebiet mit holozänen Sedimenten treten innerhalb der Talfluren vereinzelt auch Anhöhen bis zu einer Höhe von 1–2 m auf (SW und SE Hanfthal). Anthropogene Ablagerungen sind eine Mülldeponie (Feststoffdeponie) östlich von Laa a.d. Thaya, einige kleinere lokale Deponien mit ökologisch einwandfreiem kommunalem Abfall (z.B. SW von Laa a.d. Thaya und WNW von Kottingneusiedl) und auch die Eisenbahndämme in den Talfluren und wahrscheinlich ein Schutzdamm südlich vom Blaustaudenhof. 51 Steyr Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in der Molassezone auf den Blättern 51 Steyr, 52 St. Peter in der Au, 53 Amstetten und 54 Melk H ANS G EORG K RENMAYR Im Rahmen der Arbeiten für die geologische Karte von Niederösterreich im Maßstab 1 : 200.000 wurde im Gebiet zwischen Mank-Fluss und Enns eine übersichtsmäßige Abgrenzung zwischen dem Älteren Schlier des Egerium und den jüngeren Schliertypen des Eggenburgium („Haller Schlier“) und des Ottnangium („Robulusschlier s.l.“) vorgenommen. Diese jüngeren Schliertypen sind lithologisch im Gelände nicht voneinander abgrenzbar und werden daher in Anlehnung an W. F UCHS unter dem Namen „Sandstreifenschlier“ zusammengefasst. Der oberflächlich betrachtet eintönig wirkende Sandstreifenschlier zeigt im Detail durchaus eine Vielfalt an Schichtungstypen und Sedimentstrukturen. Die verbreitetste lithologische Ausprägung sind fein laminierte, stark siltige Tonmergel mit Feinsandbestegen, in die intensiv verwühlte, Zentimeter- bis Dezimeter-mächtige Sedimentpakete derselben Kornzusammensetzung in wechselnden Anteilen eingeschaltet sind. Die Bioturbation bewirkt dabei häufig eine vollständige Auflösung der primären Sedimentstrukturen. In Verbindung mit diesem Grundtypus können – auch kleinräumig von Aufschluss zu Aufschluss unterschiedlich – Sandsteinpakete mit ebener Lamination und Rippelschichtung auftreten, deren Mächtigkeit 10–15 cm selten übersteigt. In den Aufschlüssen an der Steilflanke des Ybbsufers S’ und SW’ von Neumarkt/Ybbs konnten diese Sandsteinpakete anhand lehrbuchartig entwickelter Beispiele von Hummocky-Schrägschichtung als Sturmsandlagen erkannt werden. In derselben Aufschlussgruppe treten auch kleindimensionale Rinnenfüllungen mit chaotischer Internstruktur auf, die ebenfalls gut in das Bild eines sturmgeprägten Flachmeerbereiches passen. Die Schüttung der Sandsteine erfolgte offenbar aus Süden, da in den nördlichsten Verbreitungsgebieten des Sandstreifenschliers (innerhalb des Aufnahmsgebietes), nämlich in der näheren Umgebung von Strengberg und bei Sommerau (SE’ von Wallsee), die Sandsteinpakete fehlen. Die bereits im Aufnahmsbericht 1995–96 (K RENMAYR, 1997) von Blatt 55 Obergrafendorf aus Lesesteinen beschriebene Basalfazies des Robulusschliers, mit ockergelb verwitternden Mergellagen und extrem glaukonitreichem Sand(stein), wurde SW’ St. Leonhard am Forst, 250 m NW’ des Gehöfts Kronberg (Blatt 54), in einem Straßeneinschnitt erstmals im Aufschluss angetroffen. Der Ältere Schlier des Egerium zeigt über das gesamte Aufnahmsgebiet seine typische lithologische Ausbildung in Form dunkelbrauner bis schwarzer, häufig mergeliger Pelite. Stellenweise sind harte Menilitpakete zwischengelagert und auch die charakteristischen als Septarien ausgebildeten Mergelsteinkonkretionen treten verbreitet auf. Der sedimentäre Kontakt zwischen Älterem Schlier und dem mit einer Schichtlücke folgenden Sandstreifenschlier ist im Anriss eines Wassergrabens NNE’ der Autobahnabfahrt Haag in seltener Weise aufgeschlossen (BMN: R 544800/ H 344800). Die Oberfläche des Älteren Schliers zeigt Bohrspuren, die mit dem grauen, sandigen Material aus dem Hangenden gefüllt sind. An der Basis des Sandstreifenschliers sind phosphoritische Konkretionen (von wenigen Zentimetern Größe) eingelagert, die vermutlich ein Aufarbeitungsprodukt aus dem Liegenden darstellen. Viel häufiger ist die Grenze Älterer Schlier/Sandstreifenschlier tektonisch überprägt, man findet dann Harnischflächen und/oder tektonische Brekzien oder die Art der Grenzausbildung ist durch oberflächennahe Rutschungen der Beobachtung entzogen. Die Rutschanfälligkeit und Stauwirkung des Älteren Schliers macht sich im Gelände zumeist durch Buckelhänge, Vernässungen und Quellaustritte bemerkbar. In den Steilflanken der Abrissnischen von größeren Massenbewegungen beißt allerdings in der Regel bereits Sandstreifenschlier (und/oder auflagernde Kieskörper unterschiedlichen Alters) aus, der dann noch weit hangabwärts, in Form umgelagerter Schollen, über dem Älteren Schlier anzutreffen ist. Ausgesprochene Steilflanken mit unterhalb anschließenden flachen Hängen können aber auch innerhalb des Sandstreifenschliers entwickelt sein, stehen hier aber nicht im Zusammenhang mit Massenbewegungen. Ein gutes Beispiel hierfür ist der steile, nach NE orientierte Abfall des Höhenrückens NE’ der Autobahn-Abfahrt Haag (Blatt 52), der im Bereich vom Kroisboden rasch verflacht. Dort befinden sich innerhalb des Sandstreifenschliers auch mehrere Quellen. Die Grenze zum Älteren Schlier verläuft erst im Bereich des flachen Talbodens, wenig SE’ der Gehöftgruppe Loipersberg. Die Erfassung der Lagerungsverhältnisse im Älteren Schlier wird durch die Schichtverstellungen infolge der jungen und häufig noch aktiven Rutschungen sehr erschwert. In diesem Schichtglied gelingt es daher nur ausnahmsweise tektonisch interpretierbare Fallwerte zu gewinnen. Die Fallwerte im Sandstreifenschlier sind selten steiler als 15° und zumeist in eine südliche Richtung orientiert, was auch dem generellen Abtauchen der Grenzfläche zum Älteren Schlier gegen S entspricht. Häufig überraschend, ist eine ungestört-horizontale Lage273 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at rung des Sandstreifenschliers auch im Nahbereich der Grenze zum Älteren Schlier festzustellen. Dies könnte darin begründet sein, dass der heutige, nicht-horizontale Grenzverlauf nicht ausschließlich tektonische Ursachen hat, sondern der Sandstreifenschlier auf einem präexistenten Relief des Älteren Schliers (und anderer Sedimente des Egerium) zur Ablagerung gelangte, das durch submarine Erosion entstanden war. Das inselartige Vorkommen von Sandstreifenschlier auf der Anhöhe von Strengberg liegt dem Älteren Schlier mit einer etwa 3° nach Norden geneigten Grenzfläche auf und weicht damit deutlich von den üblichen Lagerungsverhältnissen ab. Dies kann als Ausdruck der im Nahbereich der Böhmischen Masse sicher bedeutenden Horst- und Grabentektonik gewertet werden, wie sie sich auch im Hügelland N’ Amstetten, durch die auf kurze Distanz stark wechselnde Höhenlage von Melker Sanden und Älterem Schlier bemerkbar macht. Eine ähnliche tektonische Komplikation wie bei Strengberg ist auch S’ St. Leonhard am Forst (Blatt 54) gegeben, wo der Steilhang entlang der Straße NW’ Geigenberg von Sandstreifenschlier aufgebaut wird, unmittelbar S’ davon aber nocheinmal Sedi- mente des Egerium auftreten, bevor diese neuerlich unter den Sandstreifenschlier abtauchen. Auch das inselartige, kleine Vorkommen von Sandstreifenschlier bei Pellendorf, ESE’ Wieselburg, liegt dem Älteren Schlier mit leicht nordfallender Grenzfläche auf. Dass die tektonische Aktivität am Rand der Böhmischen Masse bis ins Quartär hineinreicht, zeigte ein Bauaufschluss im Zuge der Spurverbreiterung der Autobahn, 100 m E’ der Brücke bei Vogelsang (NW’ St. Georgen am Ybbsfeld, Blatt 53). Hier ist ein etwa 12 m breiter Horst aus Älterem Schlier an distinkten Bewegungsfugen, mit mindestens 3 m Sprunghöhe, gegen quartären Lehm versetzt. Der von J. S CHADLER (1932) beschriebene, bezüglich seiner genauen Lage bislang jedoch ungewisse, isolierte Kristallinaufschluss im Strengberger Hügelland, konnte SE’ Engelberg (W’ Blattrand, ÖK 52), in dem SW–NE-verlaufenden Graben S’ der Bundesstraße 1 (BMN: R 543800, H 338075) wiedergefunden werden. Der Aufschluss liegt im Niveau der Jüngeren Deckenschotter, deren Auflagefläche über Älterem Schlier im Wasserlauf wenig unterhalb des Kristallinaufschlusses einsehbar ist. 52 St. Peter in der Au Siehe Bericht zu Blatt 51 Steyr von H.G. K RENMAYR. 53 Amstetten Bericht 1998 über geologische Aufnahmen auf Blatt 53 Amstetten G ERHARD F UCHS (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Berichtsjahr wurde das Gebiet nördlich der Donau fertig kartiert und damit der Anschluss an das von der Salzburger Geologengruppe aufgenommene Granitgebiet des nördlichen Strudengau hergestellt. Die Paragneise von Nöchling setzen gegen SW ins Donautal fort, wo sie dessen Südflanke zwischen Kalkgrub und Hirschenau aufbauen. Sie fallen steil gegen E bis ESE unter die Granulitlamelle ein und entsprechen in ihrer tektonischen Stellung der Monotonen Serie. Westlich der Paragneise folgt Weinsberger Granit, der vom Eichberg W Nöchling nach Hirschenau zu verfolgen ist. Der Weinsberger Granit wird im W von einer NE–SWstreichenden sinistralen Störungszone mit Myloniten begrenzt. An dieser Störung ist ein Zug von Paragneis (Kalthamet) zwischen den oben genannten Weinsberger Granitspan und das eigentliche Granitmassiv eingeschaltet. Letzteres bildet den Toberspitz und das Gebiet von Gloxwald. Es fallen hier unscharf begrenzte, mehrere Meter mächtige Partien im Weinsberger Granit auf, die frei von den großen Kalifeldspäten sind. Es scheint sich dabei um Spätbildungen bei der Weinsberger-Intrusion zu handeln. Der Mauthausener Granit von Gloxwald dringt in den genannten Weinsberger Granit ein, schneidet den Pa274 ragneiszug von Kalthamet im Bereich von Kienberg ab und zeigt von Kienberg bis Hirschenau magmatischen Kontakt zum Weinsberger Granitzug vom Eichberg. Im Donautal baut der Mauthausener Granit die Hänge zwischen Hirschenau und dem Weidenbach auf. Dadurch, dass der Granit örtlich beträchtliche Mengen des Nebengesteins einschließt und seine Umgebung intensiv mit Gängen durchschlägt, ist die Grenzziehung nicht immer leicht. So ist z.B. im Bereich Baumgartenberg – Kienberg keine eindeutige Grenze zwischen dem Granit und den Paragneisen zu erkennen. In dem großen Steinbruch der Fa. Marischovsky ist die Vermengung des Granits mit Nebengesteinsschollen – in diesem Fall Weinsberger Granit – gut zu erkennen. Der östliche Teil der Intrusion besteht aus fein- bis mittelkörnigem, etwas Muskowit führendem Granit, während im Westteil feinkörniger Granit bis Aplitgranit vorherrscht. Der Mauthausener Granitkörper erstreckt sich N–S von Gloxwald nach Hirschenau und schneidet damit den NNE–SSW-streichenden Bau der Umgebung. Die linksseitige Störung vom Eichberg verursacht auch im Mauthausner Granit östlich des Weidenbach NNE-streichendes und steiles ESE-fallendes Parallelgefüge. Es ist aber nicht klar, ob dies durch jüngere Reaktivierung der Störung verursacht wurde. Geht man davon aus, dass der Paragneiszug von Kalthamet an der sinistralen Seitenverschiebung zwischen die Weinsberger Granitzüge geraten ist, so ist zu vermuten, dass der Intrusionskörper auch die Störung abgeschnitten hat. Es ist daran zu denken, dass der Granit nach der Seitenverschiebung intrudiert ist, ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at von jüngeren Bewegungen an dieser Störung aber betroffen wurde. Zuletzt sollten Übersichtsbegehungen im Abschnitt Teuch – Willersbach über die Fortsetzung der Gesteinszüge südlich der Donau Aufschluss geben. W Teuch findet sich ein Komplex von mächtigen, meist migmatischen Paragneisen, Metablastiten sowie Linsen und Bänder von Amphibolit. Diese Serie wird der Gföhler Einheit zugerechnet. W davon baut Rastenberger Granodiorit den Brandhofkogel auf. Von hier wurde der Gesteinszug bis Rothberg verfolgt. Der Rastenberger Granodiorit wird im W von dem Granulitband begrenzt, welches von Willersbach durch die orographisch rechte Flanke des Willersbachtales nach S zieht (steil WNW-fallend). Wie zu erwarten war, setzen somit die Einheiten südlich der Donau fort. Ihre Auskartierung soll das räumliche Bild des Baues der südlichen Bömischen Masse erweitern. ✻✻✻ Siehe auch Bericht zu Blatt 51 Steyr von H.G. K RENMAYR. 54 Melk Siehe Bericht zu Blatt 51 Steyr von H.G. K RENMAYR. 57 Neulengbach Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in der Flyschzone (Laaber Decke) des Wienerwaldes auf Blatt 57 Neulengbach Z DEN ĚK S TRÁNÍK (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Jahre 1998 wurden die geologischen Aufnahmen in der Laaber Decke aus den Jahren 1994–1997 fortgesetzt (S TRÁNÍK, 1995, 1996; S CHNABEL, 1997). Der im Berichtszeitraum kartierte Bereich umfasst das Gebiet, welches im E und NE von Klausen-Leopoldsdorf ausgehend entlang des Lammeraubaches bis Untergrödl, dann weiter gegen WSW zum Schöpfl (K 893) und von dort gegen S durch den Mitterschöpfl, St. Corona-Klause, Hirschenstein (K 785), Großer Hollerberg (K 774), Eigerin (K 674), Lammerauberg (K 648) zurück nach Klausen-Leopoldsdorf begrenzt ist. Die vorläufige stratigraphische Einstufung der Schichten erfolgte nach den Bestimmungen des Nannoplanktons (det. H. E GGER, Geologische Bundesanstalt) und der Foraminiferen (det. M. B UBÍK, Tschechisches Geologisches Institut Brno). Die geologische Kartierung dieses Teiles des Wienerwaldes stützt sich auf die Untersuchungen von G. G ÖTZINGER (1952, 1954), S. P REY (1961–1965), P. F AUPL (1975, 1976), H. S TRADNER (1976) und W. S CHNABEL (1996). Die Morphologie der Gegend ist von der Gesteinsbeschaffenheit geprägt. Die widerstandsfähigen Gesteine bilden höhere Berge, die fast 900 m SH erreichen (Schöpfl K 894). Die Haupttäler, die meist der Streichrichtung der Schichten (Riesenbach) und Störungszonen (Lammeraubach) folgen, sind vor allem an die Schichten mit vorherrschenden Peliten (Kaumberg-Formation und Agsbach-Schichten) gebunden. Im untersuchten Gebiet wurden folgende lithostratigraphische Einheiten ausgeschieden: Quarzitserie, Kaumberg- und Laab-Formation. Letztere ist durch die Hoisund Agsbach-Schichten vertreten. Quarzitserie Sie ist durch schwarz- und grünlichgraue, harte, schwach kieselige Tonschiefer und dunkelgraue, dünnbankige, kieselige Siltsteine sowie feinkörnige Quarzsandsteine charakterisiert. Vereinzelt kommen mächtigere Lagen von Quarzsandsteinen vor. Die wenigen Nannoplankton- und Foraminiferenproben daraus waren fossilleer. Nach Lithologie und Alter ähnelt die Quarzitserie auffällig dem Gaultflysch (S CHNABEL, 1996). Schlechte Aufschlüsse sind im Oberlauf des Hollerbaches zwischen 550–570 m SH zu sehen. Die Gesteine sind hier stark gestört. Einige lose Blöcke der Quarzsandsteine sind stark zerbrochen und mit Kalzitadern durchsetzt. Viel deutlicher ist die Quarzitserie in den Gräben entlang der Forststraße im Hollerbachtal etwa 450 m SW der Höhe Eigerin (K 674) aufgeschlossen. Vereinzelte schlecht aufgeschlossene Vorkommen der Quarzitserie auf dem Bergkamme 300 m SW vom Großen Hollerberg (K 774) sind an eine bedeutende N–S-streichende Störungszone gebunden, wie schon von S CHNABEL (1996) vermutet worden war. Kaumberg-Formation Die Lithofazies dieser Formation kann im Allgemeinen als feinrhythmischer Flysch mit vorherrschenden bunten Tonen und Tonsteinen charakterisiert werden. Es handelt sich vorwiegend um eine Wechsellagerung von Streifen und linsenartigen Lagen von rotbraunen, grünen und grüngrauen Tonen, splittrigen Tonsteinen und zahlreichen Laminae von dünnbankigen (bis 30 cm) blau- und grüngrauen Siltsteinen und dunkel-laminierten kalkigen oder quarzitischen feinkörnigen Sandsteinen. Mächtigere Sandsteinlagen sind nur stellenweise vertreten. Gute Aufschlüsse dieser Formation sind im Lammeraubach am Nordrand des kartiertes Gebietes östlich von Siedlung Untergrödl zu beobachten. Fast alle Foraminiferenproben aus rotbraunen Tonsteinen haben nach M. B UBÍK oberkretazische agglutinierte Foraminiferen der Uvigerinammina jankoi -Zone (Turon–Untercampan) geliefert, deren Charakter der Flyschbiofazies entspricht. Nur in einer Probe (15/98) aus massigen rotbraunen Tonsteinen im Talschluss des 275 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Hollerbaches weisen die Foraminiferen dieser Zone eine andere abyssische Biofazies aus. Die Kaumberg-Formation ist intensiv gefaltet, bedingt durch die deutlich pelitische Entwicklung der Formation. Das Einfallen der Schichten ändert sich sehr rasch und überkippte Lagerung ist nicht selten. Stark gestörte und schwer zu erkennende Aufschlüsse im Talschluss des Hollerbaches sind durch die erwähnte Querstörungzone verursacht. Den Kontakt der Kaumberg-Formation zur Laab-Formation am Nordrand des untersuchtes Gebietes kann man wegen der mehr als dürftigen Aufschlussverhältnisse nicht verlässlich deuten. Im südlichen Seitengraben, der westlich der Siedlung Untergrödl in den Lammeraubach mündet, sind die Schichten in 530 m SH intensiv zerquetscht und deuten auf eine SW–NE-verlaufende Längsstörung. Der Verlauf dieser Störung weiter nach NE ist nordöstlich der Kote 466 durch eine Querbruchzone deutlich versetzt. Laab-Formation Die Untergliederung der Laab-Formation in die Hoisund Agsbachschichten (P REY, 1965) lässt sich im untersuchten Gebiet nachweisen. Hoisschichten sind im tieferen Anteil durch fein- und mittelrhythmischen siliziklastischen Flysch charakterisiert, in welchem Siltsteinlaminae und bis 30 cm mächtige Sandsteinbänke mit gleichmächtigen pelitischen Lagen wechseln. Die Pelite sind durch graue bis dunkelgraue blättrige Tonsteine und braun und grünlichgraue, stellenweise dunkelfleckige Tonsteine und Tonmergel vertreten. Sie sind durch graue und blaugraue kalkige feinkörnige dunkel-laminierte Sandsteine getrennt. Typisch sind die spärlichen Einschaltungen (35–65 cm) braungrauer weißlich anwitternder allodapischer Kalkmergel. Nur selten treten mächtigere Bänke (bis 130 cm) von fein- bis grobkörnigen gradierten Sandsteinen und Lagen (bis 300 cm) von grauen und braungrauen grobsplittrigen Tonmergeln auf. Die Tonmergel haben nach H. E GGER seltene schlecht erhaltene Nannofossilien mit Micula decussata, Quadrum gothicum, Watznaueria barnesae, Prediscosphaera cretacea, Aspidolithus parcus, Lucianorhabdus maleformis, Thoracosphaera saxea, Cruciplacolithus tenuis, Ericsonia supertusa und Arkhangelskiella cymbiformis geliefert, die der Zeitspanne Campan–frühes Paleozän angehören. In den höheren Hoisschichten wechselt grobrhythmischer Flysch mit Sequenzen von fein- und mittelrhythmischem Flysch, die den tieferen Hoisschichten lithologisch ähnlich sind. Im grobrhythmischen Flysch dominieren dickbankige (bis 6 m) graue und blaugraue fein- bis grobkörnige kalkig-kieselige Sandsteine mit gradierter und dunkel-laminierter paralleler und wulstiger Schichtung. Das klastische Material der Sandsteine besteht aus grauem Quarz, dunklen Schiefern, Karbonaten mit beiger Färbung und hohem Gehalt an pelitischer Matrix. Die dickbankigen Sandsteine sind meistens durch dünne Lagen dunkel- und grünlichgrauer blättriger Tonsteine getrennt. Die Pelite der höheren Hoisschichten sind oft fossilleer. Nur in einigen Proben hat H. E GGER relativ häufig schlecht erhaltene Nannofossilien mit Ericsonia supertusa, Micula decussata, Discoaster mohleri, Fasciculithus tympaniformis, Sphenolithus primus, S. anarrhopus und Arkhangelskiella cymbiformis festgestellt, die den paleozänen Zonen NP 5 bis NP 7 angehören. Den Kontakt der Hoisschichten zu den Agsbachschichten kann man im linken Ast des Baches, der gegenüber dem Hollerbachtal in den Riesenbach mündet, in 510 m SH beobachten. Dieser ist hier wie auch östlich 276 der Schöpflklause durch dickbankige Sandsteine markiert, die die höchsten Hoisschichten repräsentieren. Die Tonsteine dieser Sandsteinlage (Probe 64/98) enthalten nach M. B UBÍK arme agglutinierende Foraminiferen der Rzehakina epigona -Zone (Campan–Paleozän). Die Sohlmarken (flute-casts) auf den Sandsteinbänken deuten auf Strömungsrichtung aus NE (80°). Agsbachschichten Im kartierten Gebiet wurden nur die tieferen Agsbachschichten angetroffen. Sie sind im allgemeinen durch typischen mittelrhythmischen siliziklastischen Flysch mit vorherrschenden Peliten ausgebildet. Die pelitischen Lagen von einigen cm bis 60 cm, fallweise auch 100 cm Mächtigkeit, sind durch graue, grünlich- und braungraue splittrige bis konchoidale Tonmergel und dunkel- und grüngraue Tonsteine repräsentiert. An der Basis der pelitischen Turbidite befinden sich nicht häufige dünne Einschaltungen von hellbraunen siltigen Tonsteinen. Selten wurden braungraue, stark kalkige weißlich anwitternde grobsplittrige Tonmergel beobachtet. In den Peliten sind zahlreiche Laminae, dünne Sansteinbänke (3–60 cm) und stellenweise auch dickbankige Sandsteine (bis 500 cm) eingeschaltet. Die dünnbankigen, grauen und blaugrauen feinkörnigen Sandsteine weisen oft dunkle Lamination und einen hohen Gehalt von karbonatischem Bindemittel auf. Die dicken Bänke sind an der Basis durch massige, grobkörnige, kalkige Sandsteine gekennzeichnet, aus denen im verwitternden Zustand einzelne grobe Quarzkörner heraustreten. Die biostratigraphische Einstufung der Agsbachschichten im untersuchten Gebiet (spätes Paleozän bis frühes Untereozän) ist vor allem durch Nannofossilien belegt. Etliche Proben aus Tonmergeln haben nach H. EGGER die Nannozonen NP 9 ( Discoaster multiradiatus ), NP 10 ( Tribrachiatus contortus, T. digitalis ), NP 11 ( Tribrachiatus orthostylus, Sphenolithus radians, Discoaster binodosus ) und NP 12 ( Discoaster lodoensis ) geliefert. Daneben sind häufig die aus der Oberkreide durchlaufenden Arten vertreten. Planktonische Foraminiferen der oberpaleozänen bis tiefst-untereozänen Zonen (P 4 bis P 7) hat M. B UBÍK nur in einer Probe (20A/98) festgestellt. Häufige Sohlmarken (flute-casts) zeigen eine Verteilung der Paläoströmungen aus NE bis SE (70°–115°) und stimmen mit den bisher bekannten Beobachtungen von W. R INGHOFER (1976 – unveröff. Diss. Phil. Fak. Univ. Wien), W. S CHNABEL (mündliche Mitteilung) und S TRÁNÍK (1996) aus benachbarten Gebieten überein. Gute Aufschlüsse der Agsbachschichten treten im Lammeraubach, Riesenbach und im unteren Teil des linken Nebenflusses südwestlich der Schöpflklause auf. Insgesamt zeigen die Hois- und Agsbachschichten gegenüber der stark gefalteten Kaumberg-Formation einen großräumigen Muldenbau (S CHNABEL, 1996) auf, der durch SW–NE-streichende Synklinalen ausgeprägt ist. Neben flach- und steilstehendem Fallen ist auch überkippte Lagerung nicht selten. Diese ist besonders gut im Nordwestgehänge des Hollerbaches zu sehen. Der Kern der gegen NW überkippten Synklinale liegt im Riesenbachtal, wo in den Aufschlüssen intensive Störungen zu beobachten sind. Der Verlauf der Faltenstrukturen ist oft durch Brüche gestört. Die NW–SE-streichenden Querbrüche der Hollerbach-Störungszone versetzen im Lammeraubach deutlich den Kontakt Kaumberg-Formation/ Agsbachschichten und schneiden NE des Höhenkammes des Vorderschöpfl die morphologisch ausgeprägten Sandsteine der Hoisschichten ab. ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Quartärablagerungen Diese sind vor allem durch die fluviatilen Schotter und sandigen Lehme vertreten, die die Talauen der Wasserläufe ausfüllen. In Talauen des Lammeraubaches und Riesenbaches lassen sich zwei Niveaus der Terrassenschotter festlegen. An steilen Waldhängen der Höhenrücken befindet sich stellenweise mächtige verlehmte Schutt- bedeckung. Häufige Schwemmkegel befinden sich an den Mündungen der Seitentäler in die Haupttäler. In Hängen, in denen mächtige Schuttbedeckung und Schichten mit vorherrschenden Peliten verbreitet sind, entstehen zahlreiche Rutschungen. Deutliche frische Abrisskanten zeigen, dass die Solifluktionsbewegungen bis heute andauern. 101 Eisenerz Bericht 1998 über geologische Aufnahmen sowie stratigraphische und fazielle Untersuchungen im Bereich des Trenchtling und des Pribitz auf Blatt 101 Eisenerz H ANS-J ÜRGEN G AWLICK & D IETMAR H ÜBLER (Auswärtige Mitarbeiter) Im Jahre 1998 wurden die geologischen Kartierarbeiten sowie die stratigraphischen und faziellen Untersuchungen im Bereich des Trenchtling auf Blatt 101 Eisenerz fortgesetzt. Die Kartierarbeiten und stratigraphischen und faziellen Untersuchungen im Bereich des Pribitz und des Pribitztörl wurden weitgehend abgeschlossen. Bereich des Trenchtling Im Bereich des Trenchtling, der sich zwischen Eisenerz im Westen und Tragöß/Oberort im Osten erstreckt, wurde die Kartierung auf der Grundlage der Ergebnisse von 1997 überprüft und ergänzt (Bereich Hiaslegg – Tragöß/Oberort über Roßboden – Tragöß/Oberort – Lamingalm über Zirbeneben). Darüber hinaus wurden das Gebiet Lamingsattel – Hochturm und die Südostseite kartiert und die Aufnahmen im Bereich des Rötzgrabens fortgesetzt. Nur das Gebiet an der Südseite bzw. Südwestseite des Hochturm Richtung Rötzgraben konnte nur kurzzeitig begangen werden, da es aus jagdtechnischen Gründen 1998 nicht begehbar war. Neben der faziellen und stratigraphischen Kartierung der Kalke und Dolomite der Wettersteinkarbonatplattform und der tektonischen Basis (Verrucano, Werfener Schichten, Gutensteiner Dolomit), die die größte Fläche des Trenchtlingzuges bedecken, wurde besonders die quartäre Bedeckung detailliert kartiert. An der Nordseite des Trenchtling zwischen der Pfarrerlacke im Westen und dem Lamingsattel im Osten dominieren grobe Schuttfächer. An Komponentenmaterial innerhalb der Schuttfächer treten vor allem die verschiedenen Kalke und Dolomite der Wettersteinkarbonatplattform auf (Riff- und Riffschutt, z.T. dolomitisiert). Daneben sind aber vereinzelt auch Sand- und Siltsteinkomponenten zu beobachten, die aus ?karnischen Spalten- bzw. Karstfüllungen innerhalb der Karbonatplattformsedimente stammen. Die Hangneigung der Schuttfächer beträgt meist 30–40°, diese Schuttfächer sind meist in Bewegung. Im Bereich der Laming sind im Talbereich junge, fluviatile Schuttfächer ausgebildet (auf Hochwasserereignisse zurückzuführen), die die hier anstehenden Werfener Schichten z.T. in mächtiger Überlagerung bedecken. Randlich dieser fluviatilen Sedimente treten Moränenreste auf. Die Werfener Schichten, die hier im Bereich der Laming oft zusammen mit Gutensteiner Dolomit auftreten, streichen mit z.T. steilstehender Lagerung bis zum Lamingsattel und werden tektonisch von den Riffdetritussedimenten der Wettersteinkarbonatplattform tektonisch überlagert. Im Süden des Trenchtling, zwischen dem Lamingsattel im Osten und Hiaslegg im Westen tritt an der Basis Verrucano auf. An verschiedenen Stellen sind in den Verrucano z.T. mächtige, polymikte Konglomerate eingelagert (vor allem im Bereich des Sulzenkogels, entlang des Rötzgrabens und zwischen Hiaslegg und Keglangerjagdhütte). Die Mächtigkeit der Konglomeratlagen ist hier stark schwankend. Stellenweise sind bis mehrere Zehnermeter mächtige, polymikte Konglomerate (mit bis zu metergroßen Komponenten, meist gut gerundet) in die Schichtfolge eingelagert (z.B. im Bereich des Sulzenkogels). Richtung Trenchtling werden die Konglomeratlagen zum stratigraphisch Hangenden (Werfener Schichten) immer geringmächtiger und die Komponentengröße wird immer kleiner. Als Werfener Schichten in diesem schlecht aufgeschlossenen und meist durch mächtigen Hangschutt bzw. Bergstürze überdeckten Bereich wurden jene Siltund Tonsteine (metamorph überprägt) angesprochen, die frei von Konglomeratlagen sind. Im Rötzgraben selbst treten zwischen Pflegalm und Lahnhube nur quartäre Sedimente auf, meist Hangrutschmassen bzw. Bergsturzmaterial. Verrucano, Werfener Sand- und Siltsteine und Karbonate der Wettersteinkarbonatplattform dominieren den Komponentenbestand dieser quartären Lockersedimente, die zum größten Teil hier unverfestigt vorliegen. Nördlich der Pflegalm tritt neben Werfener Schichten ein massiger, stark metamorph überprägter mitteltriassischer Hallstätter Kalk [(HS 1/97: Feinkörnige, glimmerführende Mikrite. Alter: ?höheres Fassan. Conodonten: Gondolella sp., Gondolella excelsa (M OSHER 1968), Gladigondolella tethydis -Multielement sensu K OZUR & M OSTLER 1972, Gladigondolella tethydis (H UCKRIEDE 1958). Conodont Colour Alteration Index (CAI): >6,0)] auf. Nordwestlich Hiaslegg Richtung Tragöß/Oberort treten meist Werfener Schichten auf, die hier von Bergsturzmaterial und subrezenten Schuttfächern meist überdeckt werden. Westlich des Wassergraf- und Meistergutes konnten in verschiedenen Höhenlagen bis zu 10 m mächtige, karbonatisch zementierte, Flussschotter bis in eine Höhe von 920 m AN kartiert werden. Die stratigraphische und fazielle Auswertung des 1998er Probenmaterials ist z. Zt. im Gange und wird in dem Bericht 1999 nachgereicht. Bereich des Pribitz und des Pribitztörls Das Gebiet rund um den Pribitz bis zum Pribitztörl umfasst rund 10 km 2. Umrandet wird das Gebiet im Westen 277 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at von der nach Norden, Richtung Sonnschienhütte verlaufenden Russenstraße, im Osten von der Klamm und dem Klammboden, im Norden von der Sonnschienalm und im Süden vom Grünen See. Die beiden höchsten Punkte markieren das Pribitztörl mit 1584 m und der weiter südlich liegende Pribitz (1579 m) mit seinen steil zum Grünen See hin abfallenden Felswänden aus Wettersteinkalk bzw. -dolomit. Die Morphologie vom Pribitz bis zum Sonnschienplateau ist sehr unterschiedlich. Im Bereich südlich des Pribitz fallen die Wände fast 600 m senkrecht zum Bereich Oberm See hin ab. Dieser Bereich Oberm See ist gekennzeichnet von riesigen Schuttfächern, die eine Hangneigung zwischen 35° und 40° aufweisen und fast bis zum Grünen See reichen. Diese Schuttfächer sind zum größten Teil nicht stabil und noch in Bewegung, wie die fehlende Vegetation zeigt. Ähnlich sieht der Bereich westlich und östlich des Pribitz aus. Hier dominieren ebenfalls steile Wandbildungen mit zusätzlicher Graten- und Türmchenbildung, die ebenfalls ihre Ausläufer in mächtigen Schuttfächern finden. Dieser hohe Schuttanfall ist das Resultat immerwährender Bergstürze. Die schroffe Morphologie ändert sich weiter nördlich an der Grenze zu den Werfener Schichten. Sichtbar wird dies durch einsetzende Bewaldung, Abnahme der Neigung der Hänge sowie durch eine sanftere Geländeform, die schließlich am Sonnschienplateau in eine Almlandschaft übergeht. Als geologisch und stratigraphisch älteste Einheit tritt zwischen Heuschlagmauer und Pfarreralm das permische Haselgebirge in Form eines kleinen Gipsaufschlusses auf 920 m Seehöhe (Kote: 651875/269175) zu Tage. Der nordwestliche Teil des Pribitz ist geprägt von Werfener Schichten (rote, violette, grüne oder graue, braun verwitterte glimmerreiche Tonschiefer und dünn geschichtete Sandsteine). Weniger häufig ist das Vorkommen von Werfener Schichten im nördlichen Bereich des Klammbodens. Dennoch treten sie auch hier in ihrer vollen Variationsbreite auf. Gutensteiner Schichten sind im Bereich westlich des Pribitz zu finden. Die Gutensteiner Schichten, die hier sowohl kalkig als auch dolomitisch vorliegen, keilen Richtung Norden unter der Pribitzalm aus. Im Norden des Pribitz treten einheitlich gebankte, zum Teil leicht dolomitisierte Serien auf, die mit Hilfe von Conodonten in den Anis/Ladin-Grenzbereich bzw. in das tiefere Ladin eingestuft werden konnten, es handelt sich hierbei um Reiflinger Dolomit. An allen anderen Stellen konnten im Hangenden der Werfener Schichten bzw. der Gutensteiner Schichten keine unterladinischen Sedimente nachgewiesen werden. Die Werfener Schichten bzw. die Gutensteiner Schichten werden überall im Bereich des Pribitz von oberladinischen bzw. unterkarnischen Karbonaten der vom Ober-Ladin an progradierenden Wettersteinkarbonatplattform tektonisch überlagert. An der morphologischen Basis des Pribitz, dabei besonders im Osten, sind weite Bereiche durch eine Wechsellagerung von pelagisch beeinflussten Karbonaten und Riffdetritus führenden Lagen gekennzeichnet. Dieser Verzahnungsbereich zwischen dem Schuttfächer der vom höheren Ladin an progradierenden Wettersteinkalkplattform und den Beckensedimenten der Reiflinger Kalke wird als Raminger Formation (hier als Kalke und Dolomite) bezeichnet. Diese Sedimente treten im gesamten Arbeitsgebiet vom Pribitz bis zum Pribitztörl in z.T. großer Mächtigkeit auf. Der Biogeninhalt der Gesteinsserie besteht vorwiegend aus Crinoiden, Foraminiferen, Fischzähnen, Gastropoden, Muscheln bzw. Filamenten, Schwämmen 278 und Algenresten. Conodonten sind selten. Die Kalke und Dolomite der Raminger Formation werden im Hangenden von den massigen Riffgesteinen und riffnahen Gesteinen des Wettersteinkalkes und Dolomites im engeren Sinn überlagert. Stratigraphisch können sie zum größten Teil dem Unter-Karn zugeordnet werden. Diese Folge nimmt den größten Flächenanteil im Bereich des Pribitz ein. Am Südwestrand des Pribitz treten an der Basis der Karbonate der Wettersteinkarbonatplattform oberkarnische Hallstätter Kalke auf, die tektonisch wahrscheinlich zwischen den Werfener Schichten und dem Wettersteindolomit liegen. Als weiteres Schichtglied aus dem Hallstätter Salzbergfaziesraum konnten nördlich des Klammbodens Zlambachschichten nachgewiesen werden. Die Zlambachschichten werden hier tektonisch von ca. 30 m mächtigen Werfener Schichten überlagert, die ihrerseits vom Wettersteindolomit tektonisch überlagert werden. Quartär: ausgedehnte Schutthalden und Schuttkegel treten vor allem im südlichen Teil des Pribitz in Erscheinung. Speziell im „Oberm-See“-Bereich erreichen sie eine Länge von bis zu 200 m. Bei diesen Lockerablagerungen handelt es sich sowohl um Kalk- als auch um Dolomitschutt. Im Bereich der Jassing, dem Pribitztal und entlang der Russenstraße ist die Schuttbildung der darüberliegenden Kalk- bzw. Dolomitwände zum Teil so groß, dass weite Hangbereiche der Werfener Schiefer vom Schutt überdeckt sind und diese dadurch im morphologisch höheren Bereichen zum Teil vollkommen überdeckt werden. Ein sehr ähnliches Bild zeigt sich im Bereich des Klammbodens. Insgesamt sind zwei verschiedene Typen von Schuttkegeln entwickelt. Zum einen existieren aktive Schuttkegel, die nicht bewaldet bzw. bewachsen sind. Der zweite Typ tritt in Form von inaktiven bzw. nur noch bedingt aktiven Schuttkegeln auf. Diese sind von der Vegetation zum großen Teil verdeckt. Ihre kriechende Bewegung zeigt sich aber an der Wuchsform der Bäume. Die Komponentengröße der Schuttkegel ist sehr unterschiedlich und liegt im cm- bis dm-Bereich. Dabei stellen Kegel mit größeren Komponenten die stabileren Schuttfächer dar und erreichen daher auch größere Hangneigungswinkel. Am Fuße der steilen Felswände setzen sich die Schuttfächer je nach Grobheit des Hangschuttes mit Hangneigungen zwischen 20° und 30° fort. Zum Teil sind diese Fächer in Bewegung, da diese ständig von herabfallenden Felsbrocken gespeist werden. Im Bereich des Klammbodens und der Pfarreralm sind mächtige quartäre Ablagerungen vorhanden. Bei der Untersuchung sind Lockersedimentmächtigkeiten von 180 m und grundwasserführende Schichten von mindestens 150 m Mächtigkeit erbohrt worden (F ABIANI, 1980). Diese übertiefen Taleinschnitte resultieren aus ehemaligen mächtigen Gletschertätigkeiten, wobei dieses Verformen und Ausräumen der Täler durch große Störungen im Bereich des Klammbodens und des Jassinggrabens unterstützt wurde. Im Liegenden befinden sich vorwiegend Blöcke sowie Grob- und Feinkies. Diese Einheit dürfte aus Bergstürzen oder aber auch aus Zeiten hoher Bewegungsenergien hervorgegangen sein. Zum Hangenden hin werden die Serien zusehends feiner und kommen in Form von Feinsanden, Schluffen aber auch Kiesen zur Ablagerung. Probenpunkte und stratigraphische Einstufung (Conodonten det. L. K RYSTYN) Alle Proben sind mit Rechtswert und Hochwert angegeben. Das Material wird im Institut für Geowissenschaften: Prospektion und Angewandte Sedimentologie der Montanuniversität Leoben aufbewahrt. ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at PR 6/97 Grober Riffdetrituskalk mit Ladinella porata O TT. 180 m AN (652800/269775). Alter: Ober-Ladin bis Unter-Karn. PR 16/97 Kataklastisch zerlegte Dolomitbrekzie mit Lithoklasten, Kalkalgenbruchstücken und Extraklasten mit Gondolella inclinata K OVÁCS 1983. 1390 m AN (653025/271425). Alter: Langobard–Jul. Conodont Colour Alteration Index (CAI) Wert: 5,5–6,0. PR 22/97 Grainstone (allodapisch) mit Riffdetritus und umkrusteten Komponenten mit Gondolella inclinata K OVÁCS 1983, Gladigondolella tethydis H UCKRIEDE 1958 und dem Gladigondolella tethydis -Multielement sensu K OZUR & M OSTLER (1972). 1385 m (654175/269625). Alter: Langobard–Jul. Conodont Colour Alteration Index (CAI) Wert: 5,5–6,0. PR 24/97 Wechsellagerung von biogenführendem Mikrit und allodapischen Riffdetrituskalken mit dem Gladigondolella tethydis -Multielement sensu K OZUR & M OSTLER (1972). 1130 m AN (654325/269275). Alter: vermutlich Ober-Ladin. Conodont Colour Alteration Index (CAI) Wert: 5,5. PR 25/97 Grainstone (allodapisch) mit Riffdetritus und umkrusteten Komponenten mit dem Gladigondolella tethydis -Multielement sensu K OZUR & M OSTLER (1972). 1275 m (652675/271475). Alter: vermutlich Ober-Ladin. Conodont Colour Alteration Index (CAI) Wert: 5,5–6,0. PR 28/97 Vollkommen rekristallisierter Dolomit mit dem Gladigondolella tethydis -Multielement sensu K OZUR & M OSTLER (1972). 1350 m AN (652850/271575). Alter: vermutlich Ober-Ladin. Conodont Colour Alteration Index (CAI) Wert: 6,0. PR 29/97 Dolomitische Mikrobrekzie mit dem Gladigondolella tethydis -Multielement sensu K OZUR & M OSTLER (1972). 1390 m AN (652900/271575). Alter: vermutlich Ober-Ladin. Conodont Colour Alteration Index (CAI) Wert: 5,5–6,0. PR 31/97 Feinkörniger kalkiger Dolomit mit Gondolella excelsa (M OSHER 1968), Gondolella cf. constricta M OSHER & C LARK, Gladigondolella tethydis H UCKRIEDE 1958 und dem Gladigondolella tethydis -Multielement sensu K OZUR & M OSTLER (1972). 1470 m AN (654825/273150). Alter: Anis/Ladin-Grenzbereich. Conodont Colour Alteration Index (CAI) Wert: 5,5. PR 32/97 Riffdetritus in Wechsellagerung mit mikritischen Sedimenten, dolomitisiert, mit Gondolella pseudolonga K OVÁCS, K OZUR & M IETTO 1980, Gladigondolella tethydis H UCKRIEDE 1958 und dem Gladigondolella tethydis -Multielement sensu K OZUR & M OSTLER (1972). 1460 m AN (653175/272975). Alter: tieferes Fassan. Conodont Colour Alteration Index (CAI) Wert: 5,5–6,0. PR 36/97 ?Zentrales Riff mit Vesicocaulis cf. alpinus O TT und Cryptocoelia cf. zitteli S TEINMANN. 1100 m AN (654175/271750). Alter: Unter-Karn. PR 37/97 Kalkiger Dolomit, völlig rekristallisiert mit Budurovignathus diebeli, Gondolella polygnathiformis B UDUROV & S TEFANOV 1965, Neocavitella tatrica S UDAR & B UDUROV 1979 und Gondolella inclinata K OVÁCS 1983. 1010 m AN (654800/270350). Alter: Jul. Conodont Colour Alteration Index (CAI) Wert: 6,0. PR 38/97 Kalkiger Dolomit, völlig rekristallisiert mit Budurovignathus cf. mungoensis (D IEBEL 1956), Gondolella inclinata K OVÁCS 1983 und dem Gladigondolella tethydis -Multielement sensu K OZUR & M OSTLER (1972). 980 m AN (654725/270125). Alter: Langobard 1–3. Conodont Colour Alteration Index (CAI) Wert: 6,0. PR 49/97 Kalkiger Dolomit, völlig rekristallisiert mit Gladigondolella tethydis H UCKRIEDE 1958 und dem Gladigondolella tethydis -Multielement sensu K OZUR & M OSTLER (1972), Gladigondolella cf. malayensis N OGAMI 1968. 970 m AN (654500/269325). Alter: Langobard 2 bis Jul. Conodont Colour Alteration Index (CAI) Wert: 6,0. PR 50/97 Kalkiger Dolomit, völlig rekristallisiert mit Gladigondolella tethydis H UCKRIEDE 1958 und dem Gladigondolella tethydis -Multielement sensu K OZUR & M OSTLER (1972), Gladigondolella cf. malayensis N OGAMI 1968. 960 m AN (654525/269375). Alter: Langobard 2 bis Jul. Conodont Colour Alteration Index (CAI) Wert: 5,5–6,0. PR 51/97 Kalkiger Dolomit, völlig rekristallisiert mit dem Gladigondolella tethydis -Multielement sensu K OZUR & M OSTLER (1972). 950 m AN (654575/269675). Alter: vermutlich Ober-Ladin. PR 55/97 Kalkiger Dolomit, völlig rekristallisiert mit dem Gladigondolella tethydis -Multielement sensu K OZUR & M OSTLER (1972). 1080 m AN (654100/271300). Alter: vermutlich Ober-Ladin. Conodont Colour Alteration Index (CAI) Wert: 5,5. PR 56/97 Zlambachschichten im Bereich südlicher Klammboden mit Misikella sp. 1100 m AN (654050/271300). Alter: Rhät. Conodont Colour Alteration Index (CAI) Wert: 6,0. PR 61/97 Hallstätter Kalk an der Südseite des Pribitz mit Metapolygnathus sp. 1050 m AN (653025/268375). Alter: höchstes Karn. Conodont Colour Alteration Index (CAI) Wert: 5,5–6,0. Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in den Nördlichen Kalkalpen auf Blatt 101 Eisenerz W OLFGANG P AVLIK Das Gebiet westlich des Bergsturzareales Schafwald – Siebensee weist wie die östlichen Gebiete einen sehr intensiven Schuppenbau auf, der wiederum von jüngeren, ungefähr West–Ost-gerichteten Blattverschiebungen zerschnitten wird. Im Gegensatz zu den Gebieten östlich dieser Linie sind obertriadische Schichtglieder, Reingrabener Schichten, Leckkogelschichten, Dachsteindolomit und Dachsteinkalke aufgeschlossen. Der Bergsturz nimmt die gesamte Fläche des Schafwaldes ein. Dieses Gebiet wurde von E. S PENGLER & J. S TINY als „eigenartige Verkarstungserscheinung mit großer Ähnlichkeit mit Bergsturzmassen“ bezeichnet. A. F RITSCH (1993) erkannte dieses Gebiet als riesiges Bergsturzareal, das über den Schafwald hinaus in den Kessel des Siebenseegebietes bis in das Salzatal hinausreicht. In diesem Bergsturz liegen Blöcke von einigen m 3 bis 10.000 m 3. Verschiedene Großblöcke erreichen einige 100.000 m 3 bis 1.000.000 m 3, die als versackte Massen an der Ober279 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at fläche des Bergsturzes mitgeschwommen sind. Westlich Brennach liegt ein ungefähr SW–NE-gerichteter Zug aus Wettersteindolomit, der wahrscheinlich ein Teil der Bergsturzmasse ist. Auf der Ostseite des Säusenstein konnten neben der Salzatalbundesstraße mehrere Aufschlüsse mit Stauseesedimenten, Schluffen, erfasst werden, die noch sehr gut erhaltene Blätter und Samen enthielten. Diese Bildungen belegen, dass der Abfluss der Salza kurzfristig verlegt war und sich ein Stausee gebildet hat. Ein Aufschluss führte Pisidien, die ein Beleg für Stillwasserbildungen sind. Die Böse Wand und der Brunnkogel im Norden des Kartierungsgebietes wird von Wettersteindolomiten und lagunären Dachsteinkalken aufgebaut. Dieses Areal bildet zusammen mit dem Säusenstein einen eigenständigen tektonischen Keil zwischen der Göller-Decke im Norden und der Mürzalpen-Decke im Süden. Genauere Aussagen über die tektonische und fazielle Stellung dieses Keils werden erst mit den Aufnahmen des Gebietes westlich Hinterwildalpen möglich sein. Im Süden wird dieser Keil von der Salzatalstörung („‚SEMP“) begrenzt. Diese Linie ist eine bedeutende Blattverschiebung in diesem Raum. Entgegen den bisherigen Auffassungen verläuft diese Linie knapp südlich des Brunnkogelgipfels. Die Gesteine südlich dieser Linie konnten mit Dasycladaceen, Teutloporella herculea (S TOPPANI ) P IA als Wettersteinkalke und Wettersteindolomite erfasst werden. Entlang der Salzatalstörung sind schmale Linsen mit Sandsteinen eingeschuppt. Es handelt sich hierbei höchstwahrscheinlich um Gosaubildungen. Die Felsen nordwestlich Ahornboden und der Wilde Jäger werden von Dachsteinkalken aufgebaut. Entgegen bisherigen Kartierungen, die den Dachsteinkalk direkt auf Wettersteindolomit positionierten, sind auf der Ostseite im Liegenden der Dachsteinkalke ungefähr 150–200 m mächtiger Dachsteindolomit, Reingrabener Schichten und Leckkogel-Schichten usgebildet. Im Graben östlich Ahornboden ist ein schmaler Keil Werfener Schichten und ?Gutensteiner Schichten eingeschuppt. Östlich Schreyer sind in den Gräben nordwestlich Wilder Jäger zwei schmale Späne mit Reingrabener Schichten eingespießt. Dieses Gebiet südlich Böser Wand gliedert sich in drei Schuppen, die tektonisch schräg zugeschnitten gegen Südwesten aufgeschoben wurden. Deswegen sind auf der Ostseite karnisch–norische Serien aufgeschlossen, während sie im Westen fehlen. Dies zeigt sich auch sehr eindrucksvoll in der hydrologischen Situation. Im Osten sind nahe der karnischen Schichtglieder einige Quellen und Quellzonen ausgebildet, während auf der Westseite nur bei den wasserstauenden Gesteinsserien kleine Quellen zu Tage treten. Westlich Schreyer wird der südliche Brunnkogel von schmalen ungefähr West–Ost-gerichteten Schuppen und Spänen aus Wettersteinkalk und Wettersteindolomit aufgebaut. In diesem Bereich sind vereinzelt sehr reiche Dasycladaceenfloren mit Teutloporella herculea (S TOPPANI) P IA aufgeschlossen. Mit der nun festgelegten Position der Salzatalstörung liegt die Quellfassung Schreyer in der Mürzalpen-Decke, und nicht wie bisher angenommen in der Göller-Decke. Der Kessel von Schreyer wird überwiegend von stark kataklasierten und mylonitisierten Wettersteindolomiten eingenommen. Dies spiegelt die intensive Tektonik in diesem Raum wider. Gegen Süden zum Hirschkogel und Höllkogel hin sind im Liegenden der Dachsteinkalke unterschiedlich mächtige Karnserien und Dachsteindolomite ausgebildet. Auch hier lässt sich eine intensive tektonische Gliederung mit verschiedenen Schuppen, Blattverschiebungen und tektonischen Zuschnitten nachweisen. Gegen Osten zwischen Siebenbürgerkogel und Kohlermauer sind unterschiedlich mächtige Späne Wettersteinkalk in den Wettersteindolomit eingespießt. Südlich Spereck wird der Seekogel und der Brandstein von lagunären Wettersteinkalken aufgebaut. Die bisher aufgesammelten Proben weisen auch hier auf einen intensiven Schuppenbau hin. In der Petzbodenleiten und auf der Silbernen Schale treten Wettersteindolomite an die Oberfläche. Die Felsrippen westlich Schafhalssattel werden von einer dünnen Haut Wettersteinkalk aufgebaut. Sie sind wie die Schaufelwand ein kleiner Rest des früher hier gelegenen Bergstockes, der nun als Bergsturz den Schafwald bedeckt. Grundmoränen liegen im Siebenbürgerboden, südöstlich des Höllkogels und auf dem Sattel nördlich des Grasberges. Hangverkittungen und Hangbreccien treten westlich der Moräne nördlich Grasberg und im Graben südöstlich Schreyer auf. Weitere großflächige Areale liegen südöstlich und östlich Ahornboden, östlich Wilder Jäger und östlich Siebenbürgerboden. Sie bilden hier bis zu ungefähr zehn Meter mächtige Platten auf den Hangschultern. Sie reichen von 940–980 m bis auf 1020–1030 m Seehöhe. 102 Aflenz Kurort Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Gebiet Hochanger – Hörsterkogel auf den Blättern 102 Aflenz und 103 Kindberg J AN M ELLO (Auswärtiger Mitarbeiter) Das kartierte Gebiet befindet sich N von Turnau und Göriach zwischen den Tälern Seegraben und Brücklergraben am O-Rande des Kartenblattes 102 Aflenz und reicht teilweise auch an den W-Rand des Blattes 103 Kindberg. Im Norden reicht es bis zur Göriacher Alm. Am geologischen Bau beteiligen sich paläozoische, mesozoische und quartäre Gesteine. Die Hauptaufmerk280 samkeit wurde den mesozoischen, hier ausschließlich triassischen, Gesteinen gewidmet, welche der Mürzalpendecke angehören. In der Mittel- und Obertrias im südlichen Teil des kartierten Gebietes (Hörstelkogel, Rötelstein, Weittal, Plotschengraben) überwiegen Becken- und Hangsedimente (bankige, oftmals Hornsteinkalke, Schiefer, Kalke mit allodapischen Lagen und Rutschkörpern), im nördlichen Teil (Hochanger, Missitulkogel, Spinnerin) dominieren Sedimente der Karbonatplattform (helle massive Dolomite und Kalke). Die Grenze zwischen diesen beiden Gruppen von Fazies verläuft ziemlich unregelmäßig an den Südhängen des Hochanger-Massivs (K. 1682). ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at In der Vergangenheit wurden die Beziehungen beider Fazies meistens tektonisch gelöst; z.B. sind in der geologischen Karte der Steiermark von F LÜGEL-N EUBAUER (1984) beide faziellen Gebiete von einem ausgeprägten Bruch abgetrennt. Die vorläufigen Ergebnisse einer detaillierten Kartierung zeigen, dass neben tektonischen Kontakten auch laterale Übergänge von Fazies, z.B. fingerartiges Ineinandergreifen von dunklen Kalken und Dolomiten, in der Breite von einigen Hundert Metern gefunden werden können. Über die Nähe beider Fazies zeugt auch das häufige Vorkommen von Rutschbrekzien, Riffdetritus und allodapischen Lagen in bankigen Kalken und Schiefern in der zur Karbonatplattform anliegenden Zone. Im südlichen Teil des Gebietes (in größerer Entfernung von der Karbonatplatte) sind solche Fazies nicht festgestellt worden, es überwiegen hier monotone Mikrite und Schiefer. Generell überwiegt im Gebiete ein monoklinaler Bau mit mäßigem Abfallen der Schichtfolgen nach NW, lokal, besonders in plastischen Schichtfolgen der Plattenkalke und Schiefer, sind häufige Faltenstrukturen. Der Bau ist durch ein System von jungen Brüchen gestört. Vom lithostratigraphischen Standpunkt wurden im Gebiet die folgenden Formationen und Glieder unterschieden: Werfener Schichten (Skyth) Sie treten im S-Teil des Gebietes an den S-Bergfüßen und Hängen des Hörsterkogels auf. Informal können in ihnen die unteren und oberen Werfener Schichten unterschieden werden. Die unteren bestehen aus bunten, überwiegend aber rotvioletten, gewöhnlich glimmerigen Sandsteinen und Schiefern. Die oberen enthalten auch Kalke und Mergelsteine, die Farbe ist vorwiegend grüngrau und beige. Dicke 200–250 m. Gutensteiner Dolomit (Unteres Anis) Bildet die Basis des Karbonatkomplexes an den südlichen Hängen des Hörsterkogels. Es handelt sich um grauen bis dunkelgrauen, stellenweise rötlichen Dolomit, bankig aber oftmals auch massiv, ungeschichtet. Sehr oft ist er tektonisch gestört, zerbröckelt, geadert. Besonders interessant sind Linsen von bunten roten „knolligen“ Dolomiten mit roten Schiefern, welche an einigen Stellen in den obersten Partien des Dolomites vorkommen. Sie erinnern an und vielleicht auch signalisieren das Einsetzen der Sedimentation vom Typ der Nadaska-Kalke. Steinalmkalk (Oberes Anis) Tritt nur in sehr beschränktem Umfang in Form von Linsen zwischen dem Gutensteiner Dolomit und grauviolettem Bankalk oder Nadaskakalk auf. Grauvioletter Bankkalk mit Hornstein (Unteres Ladin) Dieser wurde nur an einer Stelle im Einschnitt der neugebauten Waldstraße am SO-Hang des Hörsterkogels in 1450 m Seehöhe festgestellt. Hier bildet er eine 13 m dicke Lage zwischen dem Gutensteiner/Steinalm-Dolomit und Nadaska-Kalk. Es ist ein heller und rosiger bankiger, knolliger Kalk mit roten Hornsteinen, mit cm-Lagen von roten Tonsteinen oder mit roten Tonsteinen, welche Knollen von Kalk umwickeln. Im Falle des Kalkes handelt es sich um Mikrit mit Querschnitten von dünnwändigen Lamellibranchiatenschalen mit kleinen Bruchstücken von hellerem und körnigerem Kalk. Aus der Probe AF-81 aus dieser Lokalität wurden die Conodonten Neogondolella pseudolonga, Paragondolella trammeri und Gladigondolella M E gewonnen (bestimmt von G.W. M ANDL und L. K RYSTYN), auf unteres Fassan hinweisend. Nadaskakalk (Ladin) Es handelt sich um einen ausgeprägten und wegen seiner rosa bis roten Farbe leicht unterscheidbaren Streifen von Kalken, von bis 80 m Dicke, welcher an den südlichen und östlichen Hängen den Hörsterkogel umsäumt. Die Kalke bauen auch die von der Ferne sichtbaren Felsklippen des Rotelsteins auf. Aus den Kalken wurden drei Proben für Gewinnung von Conodonten entnommen, alle positiv. Die Vergesellschaftung weist auf ein Alter Langobard–Jul hin (bestimmt von G.W. M ANDL und L. K RYSTYN ): AF-48 (Einschnitt der Forststraße, 400 m NW der K. 1446): Gladigondolella tethydis + M E, Metapolygnathus polygnathiformis (? Jul). AF-83 (Einschnitt der neugebauten Forststraße, 500 m südöstlich von Hörsterkogel): Gladigondolella tethydis + M E Paragondolella inclinata ; Langobard (bis Jul). AF-233 (Felsklippe oberhalb der Forststraße, 100 m N der K. 1446): Gladigondolella malayensis malayensis, Paragondolella inclinata ; Langobard (bis Jul). Grauer Kalk mit Schiefer und Rutschbrekzien (Karn) Im Hangenden des Nadaskakalkes liegt eine Schichtfolge von grauen bis dunkelgrauen, oftmals hornsteinführenden Bankkalken, mit Lagen von Schiefern, mit Rutschkörpern und allodapischen Kalziturbiditlagen in Kalken. Zwecks Altersbestimmung wurden neun Proben für Conodontengewinnung entnommen. Fünf Proben waren steril, eine Probe lieferte unbestimmbare Bruchstücke und nur drei Proben waren positiv (von G.W. M ANDL und L. K RYSTYN bestimmt): AF-18 (Einschnitt der Forststraße, 460 m NW der K. 1446 in dunkelgrauen Platten- bis Bankkalken mit Einschaltungen von grauem Schiefer): Gondolella foliata ; Langobard 3–Jul. AF-21 (Einschnitt der Forststraße, 660 m NW der K. 1446 im grauen bankigen hornsteinführenden Kalk): Gladigondolella tethydis, Metapolygnathus polygnathiformis ; (Jul). AF-275 (Osteralm; 50 m nördlich von der Hauptgasthütte, Mulde an der Kante der Rutschung, bankige (2–15 cm), stark hornsteinführende graue Kalke mit gelben Flecken): Metapolygnathus polygnathiformis , M. n. sp. 2 K RYST.; Tuval 3/I. Stellenweise sind die Kalke hornsteinführend. In höheren Teilen erscheinen Laminen bis dunkle Schichten (0,2–2–5 cm) von rosa mikritischen Kalken vom Hallstätter Typ. Nach der Analogie mit den westlicher liegenden Gebieten (insbesondere die Umgebung der Burgeralm [L OBITZER , 1975]) könnte der höhere Teil dieser Kalke den Aflenzer Kalken angehören. Wegen Mangels an stratigraphischen Angaben bleibt dieser Komplex von vorwiegend dunkelgrauen bankigen Kalken vorläufig detaillierter ungegliegert, da nur lithologische Kriterien für die Unterscheidung ungenügend sind und auch auf die Superposition kann man sich in gefalteten und gestörten Komplexen im Raume Weißtal – Osteralm nicht verlassen. Auf Grund der Lithologie wurden besonders nur graue und helle bankige bis massige Kalke (?Nor) ausgegliedert. Im kartierten Gebiet ist also diese Frage sehr aktuell: In welchem stratigraphischen Niveau kommen die Becken281 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at und Hangsedimente mit Sedimenten der Karbonatplattform im Raume S von Hochanger in Berührung (wenn wir nicht die rein tektonische Beziehung von zwei verschiedenen Blöcken in Betracht ziehen). Dieser Kontakt ist hier in vertikaler Richtung in einer Dicke von ca. 700 m verzeichnet; falls wir das generelle Fallen der Schichten nach NW in Betracht ziehen, handelt es sich um ca. 600 m. Falls im unteren Teil (Plotschengraben) ein Kontakt von karnischen Becken- und Hangsedimenten mit Wettersteindolomiten vorliegt, scheint es wahrscheinlich zu sein, dass es sich im Sattel S vom Hochanger um die Beziehung der norischen Aflenzer Kalke mit Hauptdolomit handeln könnte (beim Osteralm ist schon Tuval nachgewiesen worden, siehe oben). Wetterstein-Kalk (Ladin–Unterkarn) Wie schon erwähnt wurde, tritt dieser Kalk im nördlichen Teil des kartierten Gebietes auf, und zwar unregelmäßig inmitten der Wetterstein-Dolomite, welche mehr verbreitet als die Kalke sind. Es handelt sich um hellen massiven Kalk. Stellenweise können auf der angewitterten Oberfläche Querschnitte von Fossilien gefunden werden, auf Grund derer man sagen kann, ob es ein Riffkalk oder lagunärer Kalk ist. Es überwiegen lagunäre Kalke, nur an einigen Stellen wurden auch Riff-Varietäten gefunden. Wetterstein-Dolomit (Ladin–Unterkarn) Ähnlich wie der Wetterstein-Kalk kommt er nur im nördlichen Teil des Gebietes vor. Er baut die Gebirgsgruppe des Hochangers auf, von dort reicht er in Richtung nach Westen über die Spinnerin bis zum Dürrsee, in Richtung nach NO baut er das Gebiet des Missitulskogels auf. Unter günstigen Begebenheiten können auch im Wetterstein-Dolomit lagunäre und Riff-Varietäten unterschieden werden, es ist aber seltener als bei den Kalken, da die Dolomitisierung die ursprünglichen Strukturen und organischen Reste verwischte bis vernichtete. Die Beziehung der Dolomite zu den südlich vorkommenden grauen Bankalken, wie schon gesagt, wird pauschal als tektonisch interpretiert. Die detaillierte Kartierung zeigt, dass beide Formationen nicht nebeneinander liegen aber oftmals fingerartig ineinandergreifen. So sind z.B. im Gebiet der Osteralm inmitten der dunklen Kalke Lagen von Dolomiten, im Gebiet der Scheibenmauer bilden die Dolomite das Hangende der dunkelgrauen Bankkalke. Graue und helle bankige bis massige Kalke (?Nor) Der graue Kalk mit Schiefer und Rutschkörpern geht in Richtung zum Hangenden in graue, stellenweise bis helle Kalke über. Vorwiegend sind sie bankig, bei hellen Varietäten verliert sich die Schichtung. Solche Kalke bilden den Gipfelteil des Hörsterkogels (K. 1609) und die ausgeprägte Gruppe der Scheibenmäuer-Felsklippen. Aus drei Proben für Conodonten waren zwei steril und eine nur mit unbestimmbaren Bruchstücken. Quartär (Schwemmkegel) Es sind Kegel, welche durch Ausschwemmung von Bruchstückmaterial, besonders nach heftigem Regen, von den Seitentälern und Mulden in Richtung ins Haupttal entstanden sind. Stellenweise erreichen sie beträchtliche Ausmaße und Kubaturen, so dass sie auch vom wirtschaftlichen Standpunkt für die Gewinnung von Straßenbaustein und Baustein interessant sind. Die Kegel sind auch von großer landschaftsbildender Bedeutung. Beide herrliche Seen im Seegraben – Dürsee und Grüner See – entstanden durch Abdämmung des Haupttales durch von den Seitentälern ausgeschwemmtes Material. Die Zusammensetzung des Bruchstückmaterials widerspiegelt die Vertretung der Gesteine in den Seitentälern, im kartierten Gebiet handelt es sich überwiegend um Kalke und Dolomite, weniger um Sandsteine, Schiefer und Mergelsteine. Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in den Nördlichen Kalkalpen auf Blatt 102 Aflenz Kurort W OLFGANG P AVLIK Im Berichtsjahr wurde der Bereich zwischen Zerbenleiten, Hochgang, Rauchtalsattel, Fleischer Biwak und Wasserböden neu aufgenommen. Der Nordteil zwischen Zerbenleiten und den Felswänden südlich Wasserböden wird von lagunären Wettersteinkalken und Wettersteindolomiten aufgebaut. Altersmäßig sind diese Gesteine mit Diplopora und Teutloporella in das Oberfassan bis Langobard 2 zu stellen. Jüngere Anteile mit Poikiloporella konnten im Gelände nicht nachgewiesen werden. Die Riffschuttkalke zwischen Hochschwabgipfel und Kellerbrunn führen wenig verwertbare Fossilien. Vereinzelt sind Linsen mit Dasycladaceen, Diplopora und Teutloporella ausgebildet. Der Großteil ist somit dem Ladin bis ?Unterkarn zuzuordnen. Südlich, zwischen Hochwart und Fleischer Biwak sind helle Schuttkalke mit pelagischen Einschaltungen entwickelt. Diese Kalke sind Slope-Bildungen mit Einschaltungen von Beckensedimenten. In vielen Bereichen sind unterschiedlich große Areale mit zumeist bräunlichen lehmigen Bodenbildungen, Kolluvium-?Augensteinböden, entwickelt. Nordöstlich Hochwart sind auf den Verkarstungsflächen größere Areale mit verkitteten Schuttmassen erhalten. Das Gebiet weist einen stark gegliederten tektonischen Bau auf. Es ist ein sehr intensiver Schuppenbau ausgebildet, der von jüngeren, ungefähr West–Ost-streichenden Blattverschiebungen zerschnitten wird. Dieser Bau spiegelt sich sehr eindrucksvoll in weit anhaltenden Dolinengassen und großen Dolinenfeldern wider. 103 Kindberg Siehe Bericht zu Blatt 102 Aflenz Kurort von J. M ELLO. 282 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at 107 Mattersburg Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Kristallin auf Blatt 107 Mattersburg A XEL N OWOTNY Die im Berichtsjahr duchgeführten Begehungen lagen im Gebiet südlich des Noplerberges zwischen Stoob im E und Draßmarkt bis zum südlichen Blattrand und dem W-Rand des Kartenblattes. Weitere Übersichtsbegehungen wurden N von Karl sowie N von Landsee durchgeführt. Der Bereich Kuhriegel – Äußerer Wald S und SW des Noplerberges wird durchwegs von Restschotter bedeckt. Aufschlüsse des Kristallins sind auf den Bereich des Erlaubtales beschränkt. Es handelt sich dabei durchwegs um Serizit-Chloritschiefer mit Einschaltungen von Grobgneislagen im m-Bereich. Größere Vorkommen von Grobgneis sind NW der Erlaumühle und im Gebiet des Gfangenbaches am südlichen Blattrand zu beobachten. Begleitet werden die Grobgneisvorkommen meist von mächtigem Quarzmobilisat. Im Bereich zwischen Karl und dem nördlich gelegenen Weißen Kreuz sind entlang des Rabnitzbaches Grobgneise massig aufgeschlossen. Gegen E folgt im Liegenden Hüllschiefer. Diese Serizit-Chlorit-Schiefer zeigen Einschaltungen von Grobgneis und Quarzmobilisat, untergeordnet Amphibolit und Chloritschiefer. Das Gebiet N von Landsee wird von Wechselschiefer aufgebaut. Es handelt sich durchwegs um Chlorit-Serizitschiefer mit Einschaltungen von Amphibolit. Im Bereich E Schwarzenberg treten zum Teil mächtige Einschaltungen von Granitgneis auf. Sie sind im Gegensatz zu den Grobgneisen deutlich feinkörniger, werden allerdings auch wie die Grobgneise in der Grobgneisserie von mächtigem Quarzmobilisat begleitet. Die Zugehörigkeit des Quarzitzuges N von Landsee zur Grobgneiseinheit oder zur Wechseleinheit wurde im Zuge der Kartierung überprüft. Aufgrund des Auftretens von grobklastischen Anteilen an der Basis des Quarzitzuges, also im Hangenden der Wechselschiefer, wie es auch von P UTIS , M., K OVACIK, M., K OHUT, M., B EZAK, V. in den Jahren 1991–993 auskartiert wurde, sollten die Permotriassedimente eher der Wechseleinheit zugezählt werden. 114 Holzgau Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in den Nördlichen Kalkalpen auf Blatt 114 Holzgau J ÖRG B RÜNING (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Gebiet um den Höfats-Süd sind überwiegend Gesteinseinheiten der Allgäuschichten aufgeschlossen. Lediglich das Hauptdolomitareal der Krottenspitzen ist der Lechtaldecke zuzuordnen. Der Hauptdolomit und der Plattenkalk bilden die ältesten Formationen im Kartiergebiet. Aus dem Rhät sind ausschließlich die Kössener Schichten aufgeschlossen, die zwischen 20–150 m mächtig sind. Die bis zu 1000 m mächtigen Schichtfolgen der Allgäuformation können im Sinne von J ACOBSHAGEN (1965) in die Älteren, Mittleren und Jüngeren Abfolgen unterteilt werden. Die Allgäuschichten bilden den Großteil der Fläche im Kartiergebiet. Die Allgäuschichten weisen allgemein die typischen Merkmale auf, wie Bioturbationen (Zoophycos, Planolitis, Chondrites, Ichnofazies). In den Älteren Allgäuschichten ist ein auffälliger, ca. 10–20 m mächtiger Stufenkalk zu beobachten, der vom Rauheck nach Süden bis zu den Krottenspitzen verläuft. Außerdem findet sich in den Älteren Allgäuschichten ein Aufschluss auf dem Bettlerrücken bei 2160 m Höhe, mit reichem Fossilgehalt, z.B. Belemniten, Ammoniten, Schill, Muscheln. Die mittleren Allgäuschichten weisen sich durch die auffällig dunkle Farbe im Gelände aus und durch den bläulichen Schimmer beim Anschlagen, was durch den hohen Mangangehalt bedingt ist. Eine Besonderheit ist ebenfalls auf dem Bettlerrücken mehrfach aufgeschlossen, der Epsilonkalk. Dieser zeigt Schillagen sowie die gesamte Ab- folge von Spurenfossilien wie bereits in den älteren Abfolgen, sowie intraformationelle Aufarbeitung. In den jüngeren Allgäuschichten treten insbesondere dickere, eben gebankte Kalke hervor. Insgesamt sind sie kalkhaltiger und zeigen vereinzelt einen rauheren Habitus als die älteren. Der Dogger-Spatkalk wurde als eigene Einheit auskartiert. Er ist zwischen 20 und 50 m mächtig. Er zeigt Hornsteinaggregate, außerdem Bruchstücke von Crinoiden. Der Radiolarit ist eine sehr markante Gesteinseinheit im Kartiergebiet. Vereinzelt wird er über 200 m mächtig. Er tritt als rotes, grünes und schwarzes Gestein auf. Oft findet man Calcitadern, Fossilien konnten im Radiolarit nicht gefunden werden. Das jüngste Schichtglied ist der Malm-Aptychenkalk, die pelagischen Kalkschlämme. Fossilien konnten auch hier nicht gefunden werden. Bei der tektonischen Analyse wurde auf ältere Arbeiten zurückgegriffen. In Bezug auf J ACOBSHAGEN (1965) konnten nur die folgenden Strukturen durch Messungen nachgewiesen werden: – Dürrenberg-Synklinale – Gieseler-Antiklinale – Nördliche Höfats-Synklinale – Südliche Höfats-Synklinale – Bettlerrücken-Synklinale – Sperrbach-Antiklinale Diese Stukturen lassen sich jedoch nicht durch das gesamte Gebiet verfolgen. Nur in der Linie vom Hüttenkopf bis zum Rauheck können die Strukturen nachvollzogen werden mit Hilfe von Messwerten. Nach Süden bis zu den Krottenspitzen hin können diese nicht mehr verfolgt werden. Vielmehr wird angenommen, dass es eine interne 283 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Verschuppung innerhalb der Allgäuschichten gegeben hat, da die Abfolge ältere – mittlere – ältere Allgäuschichten anders nicht zu erklären ist. Westlich der Krottenspitzen finden sich innerhalb der älteren Allgäuschichten zwei Horizonte des Stufenkalkes, auch hier zwischen 10–20 m mächtig. Da diese aber nicht in Verbindung mit dem einen Band vom Rauheck gebracht werden können, wird zwischen dem Traufbergtal und den Krottenspitzen eine Störung vermutet. Dafür spricht auch das erneute Auftreten der mittleren Allgäuschichten auf dem Fürschießer bei 2100–2200 m Höhe. Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in den Nördlichen Kalkalpen auf Blatt 114 Holzgau B ENJAMIN E MMEL (Auswärtiger Mitarbeiter) Die Gesteinsbeschreibungen im Aufnahmsgebiet „Höfats-Nord“ beziehen sich auf die Kartiereinheiten der Trias und des Jura. Im Arbeitsgebiet beginnt die Schichtfolge im Nor mit der bis zu 1000 m mächtigen Formation des Hauptdolomits. Er bildet in der Lechtaldecke die Gipfel des Kleinen Wilden, der Hörner Gruppe und des Jochspitz. Der Hauptdolomit der Allgäudecke ist in den Seewänden, im Lugenalpwald und um die Rauhenhalsalpe aufgeschlossen. Der Hauptdolomit ist meist als dickbankige Abfolgen von spätigen Dolomiten, Dololaminiten und Stromatolithen aufgeschlossen. Auf dem Hauptdolomit folgt im Obernor die kalkig-dolomitische Wechsellagerung des Plattenkalks. Der Plattenkalk ist westlich des Seealpsees, unter- und oberhalb der Unteren Lugenalp aufgeschlossen. Seine Mächtigkeit beträgt ca. 90 m. Nach der lagunären Abfolge des Plattenkalks folgt im Rhät ein Übergang in die Schelfbeckenfazies der Kössner Schichten. Diese sind an der Unteren und Oberen Lugenalp aufgeschlossen. Die Mächtigkeiten (mittlere Mächtigkeit 110 m) variieren im Kartiergebiet sehr stark. Ein Feinprofil der Kössner Schichten konnte oberhalb der Rauhenhalsalpe aufgenommen werden. Eine Entwicklung zu den Rhätolias-Riffkalken konnte im Arbeitsgebiet nicht verfolgt werden. Im Lias setzt eine Beckensedimentation ein, wobei eine bis zu 1200 m mächtige Kalk-Mergel-Wechselfolge abgelagert wurde. Die früher als Fleckenmergel kartierte Einheit wird heute in Ältere, Mittlere und Jüngere Allgäuschichten (J ACOBSHAGEN, 1965) unterteilt. Alle drei Formationen sind südöstlich des Höfats in NE–SW-streichenden Streifen großflächig aufgeschlossen. Auch der NW-Schenkel des Höfats wird von Allgäu-Schichten flankiert. Lokal kann es oberhalb der Jüngeren Allgäuschichten zur Ausbildung des Doggerspatkalkes kommen. Er ist im Arbeitsgebiet mit einer Mächtigkeit von 30 m SE des Kitzberges in einer Schlucht unterhalb des Radiolarits aufgeschlossen. Die Mittleren Allgäu-Schichten sind hervorragend an dem Steig von der Wildenfeldhütte Richtung Eissee aufgeschlossen. Es treten Manganschiefer und Epsilonkalke auf. Der Radiolarit des Oxford ist im Gelände sehr gut zu erkennen und kann als Leithorizont genutzt werden. Der faltungsfreudige Radiolarit erlangt im Gebiet eine Mächtigkeit bis zu 80 m. Der Radiolarit ist in seiner ganzen Varie284 tät (schwarz, grün, rot) am Stuibenfall verfaltet aufgeschlossen. Er „umrahmt“ die kalk-pelagischen Ablagerungen des Malm-Aptychenkalks rund um die Höfats. Die in den Schuppen verfalteten Malm-Aptychenkalke besitzen eine Mächtigkeit von 230 m. Tektonische Strukturen Zur Beschreibung der Strukturen wird die Nomenklatur aus älteren Arbeiten (T OLLMANN, 1976 und J ACOBSHAGEN, 1961) übernommen. T OLLMANN (1976) schreibt, dass in den freiliegenden Partien der Allgäudecke im Oytal-Abschnitt bis zum Nebelhorn im Norden eine intensive Verfaltung vorliegt. Er untergliedert im Bereich der Allgäuer Hauptmulde zehn zum Teil im Streichen weithin verfolgbare Antiklinalen und zugehörige Mulden. Die Strukturen werden von N nach SE im Einzelnen diskutiert: Im nördlichsten Teil des Kartiergebietes tritt oberhalb des Seealpsees eine Muldenstruktur, mit einer Schichtfolge vom Hauptdolomit bis zu den Älteren Allgäu-Schichten auf. Es könnte sich hierbei um die Fortsetzung der Himmelschrofen-Synklinale handeln. Die Einheiten fallen steil in SE-Richtung ein. Die Muldenachse verläuft in WSW–ENE-Richtung. Südlich des Oytalhauses, in der Umgebung der Unteren und Oberen Lugenalp konnte eine Verschuppung von Plattenkalk und Kössner Schichten nachgewiesen werden, wobei der Plattenkalk durch Seitenverschiebungen versetzt ist und die Kössner Schichten intern sehr stark gefaltet sind. Es wurden zwei Schuppungen auskartiert, die von den oben angegebenen Autoren bisher nicht benannt wurden, sie werden nachfolgend als LugenalpSchuppen bezeichnet. Im Bereich des Oytals beschreibt T OLLMANN (1976) steilstehende wenig nordüberschlagene Faltungen, die bereits im Hauptdolomitsockel angeschnitten sind. Er beschreibt vom Hüttenkopf bis zur nördlichen Höfatsmulde folgende Strukturen: – Dürrenberg-Synklinale – Gieseler-Antiklinale – Rauhenhals-Synklinale – Laufbach-Antiklinale – Kluppenkopf-Synklinale Aufgrund geologischer Gefügedaten, die im Gelände aufgenommen wurden, konnten nicht alle Strukturen nachvollzogen werden. Die Dürrenberg-Synklinale, welche im Gebiet E vom Hüttenkopf aufgeschlossen ist, besteht aus den Formationen des Hauptdolomits, Plattenkalks und der Kössner Schichten. Sämtliche Messwerte zeigen ein steiles SE-Einfallen. Aufgrund der Gefügedaten kann man auf nur einen aufgeschlossenen SW–NE-streichenden Schenkel der Antiklinale schließen. Die darauf folgende Gieseler-Antiklinale lässt sich im Hüttenkopfbereich nicht nachweisen; allerdings sprechen Messwerte, welche im unteren Bereich der Hauptdolomitwand gemessen wurden, für das Vorhandensein der Antiklinale. Rauhenhals-Synklinale, Laufbach-Antiklinale und Kluppenkopf-Synklinale konnten nicht als getrennte Strukturen erkannt werden. Die Gefügedaten zeigen ein monotones steiles Einfallen in SE-Richtung. Nach den Befunden dieser Kartierung liegt eine normale Abfolge von Kössner Schichten bis zum Radiolarit vor, die der Rauhenhals-Schuppe zugeordnet wird. Bei den weiter SE vorgefundenen Strukturen wird die Detailgliederung im Sinne von J ACOBSHAGEN (1961) übernommen. Es sind dies: ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at – – – – – – – Nördliche Höfats-Mulde Traufberg-Sattel Südliche Höfats-Mulde Sulzwand-Sattel Bettlerrücken-Mulde Sperrbach-Sattel Fürschießer-Mulde Die Nördliche Höfats-Mulde schließt die Jüngeren Allgäu-Schichten, Radiolarit und Malm-Aptychenkalk auf. Die Schichten fallen sehr steil in SE-Richtung ein und streichen SW–NE. Der Nördliche Muldenschenkel ist stärker ausgeprägt, im südlichen Schenkel fehlen die Jüngeren Allgäu-Schichten. Der Traufberg-Sattel, welcher im Kartiergebiet „Höfats-Süd“ (B RÜNING, 1998) noch vorhanden ist, ist im Kartiergebiet nicht mehr ausgebildet, weil er von der Südlichen Höfats-Mulde überschoben ist. Der Sulzwand-Sattel konnte im Gebiet anhand von geologischen Gefügedaten nicht nachgewiesen werden. Allerdings konnten nur Messwerte in den Älteren AllgäuSchichten am Fuß der Steilwand südlich der Käseralpe aufgenommen werden. Es könnte sein, dass der Scheitelpunkt innerhalb der unzugänglichen Steilwand liegt und der Sattel somit NW-vergent ist. Die Bettlerrücken-Mulde und der Sperrbach-Sattel konnten im Gebiet nachgewiesen werden. Für die Bettlerrücken-Mulde wurde eine Beta-Achse von 055/01 ermittelt. Westlich unterhalb des Kleinen Wilden scheint die Bettlerrücken-Mulde, bedingt durch die Überschiebung der Lechtal-Decke, in NNE-Richtung einzudrehen. Sie ist dort nur noch zur Hälfte aufgeschlossen. Die Mittleren Allgäuschichten direkt unterhalb des Kleinen Wilden werden der Fürschießer-Mulde zugerechnet. Der WildenfeldSattel, der dort von J ACOBSHAGEN (1961) postuliert wurde, konnte nicht nachgewiesen werden. Für den Sperrbach-Sattel, der hervorragend durch glaziale Erosion in dem Karloch oberhalb des Eissees aufgeschlossen ist, wurde eine Beta-Achse von 074/03 ermittelt. Er scheint unter den Kleinen Wilden abzutauchen. Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in den Nördlichen Kalkalpen auf Blatt 114 Holzgau A LI K OÇAK (Auswärtiger Mitarbeiter) Das Kartiergebiet liegt in den Allgäuer Alpen und wird vom Hintersteiner Tal im Westen und von der Staatsgrenze im Osten begrenzt. Die höchsten Erhebungen sind der B’schießer mit 2000 m und der Ponten mit 2045 m. Aufgeschlossen sind die Gesteine der oberen Trias und des Jura: – Raibler Schichten – Hauptdolomit – Plattenkalk – Kössener Schichten – Ältere Allgäuschichten – Jüngere Allgäuschichten – Radiolarit. Das Kartiergebiet liegt in den Nördlichen Kalkalpen. Diese werden dem Oberostalpin zugeordnet. Die aufgeführte Gesteinsabfolge gehört der Allgäu-Decke an. Sie ist die nördlichste und tiefste tektonische Einheit des fünf Decken umfassenden Ostalpins und besteht aus mehreren Schuppen, wobei im Gebiet die Iseler-Schuppe auf die Jochschrofen-Schuppe „flach aufgefahren“ (überschoben) ist. Die Überschiebung kann man sehr gut im NW des Gebietes, entlang des Gemsbachs, verfolgen: auf Ältere Allgäuschichten der Jochschrofen-Schuppe folgen die Raibler Schichten der Iseler-Schuppe. Bei Wildfräuleinstein treten die Raibler Schichten der Jochschrofen-Schuppe auf. Zusätzlich treten, hier einmalig, die Jüngeren Allgäuschichten und Radiolarit auf. Hierbei handelt es sich um ein tektonisches Fenster. In diesem Bereich wurde also die Iseler-Schuppe „wegerodiert“, sodass man nun einen Einblick in tiefere Gesteinseinheiten hat. Als weitere Großstruktur ist die Zipfelsalm-Mulde (Schattwalder-Mulde) zu erwähnen. Die b-Achse (Muldenachse) streicht 49° und fällt mit 8° nach NE ein. Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in den Nördlichen Kalkalpen auf Blatt 114 Holzgau S ADAT K OLONIC (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Sommer 1998 wurde im Gebiet Hinterhornbach (Höllhörner – Kanzberg – Petersberg) eine geologische Neuaufnahme durchgeführt. Die Ost–West-verlaufenden Bergketten Großer Wilder – Vorderer Wilder – Hochvogel, Jochspitze – Kanzberg, Kreuzegg – Rhauegg – Pleisle sowie Krottenspitze – Marchspitze – Schöneggerkar und die dazwischen liegenden Täler (Jochbachtal im Norden und Petersbergtal im Süden des Arbeitsgebietes) bestimmen die Topographie. Im Arbeitsgebiet sind die Ausschnitte aus der Schichtenfolge der Lechtal-Decke (vom Nor bis Rhät) und der Allgäu-Decke (Rhät bis Dogger) aufgeschlossen. Der Hauptdolomit der Lechtal-Decke und die Älteren AllgäuSchichten der Allgäu-Decke sind das meist verbreitete Hauptgestein. Der zwischen 500 und 800 m mächtige Hauptdolomit bildet die meisten Gipfel. Er ist der Hauptlieferant für großflächige Hangschuttablagerungen sowie Hangschuttfächer und Schwemmfächer. Der Dololaminit und der zuckerkörnige Dolomit bilden die gut gebankten dm- bis m-mächtigen Schichten der Hauptdolomit-Abfolge. Die typische Kalk-Dolomit Wechsellagerung des geringmächtigen Plattenkalkes erschwerte die lithologische Grenzziehung zum Hauptdolomit, so wurde sie zur ersten Kalkbank gestellt. Der Plattenkalk bildet die Basis, auf der sich die Kössener Schichten gefolgt von den Rhätolias-Kalken abgelagert haben. Die Kalk-Mergel-Wechselfolge der Kössener Schichten hat eine Gesamtmächtigkeit von 45 m. Die lithologische Grenze zum Plattenkalk wurde bei der ersten mächtigeren Mergelschicht gesetzt. Auffallend in der Kössener Abfolge sind die durch Sturmflut-Ereignisse (Tempestite) abgelagerten Lumachellenbänke. Wegen des hohen Pyritgehaltes verwittern sie dunkelbraun und bilden eine scharfe Grenze zu den hangenden und liegenden Sedimenten. Auf den Kössener Schichten wurden die Rhätolias-Kalke abgelagert, die auf verbesserte Lebensbedingungen im Rhät hinweisen. Sie bilden an den Talflanken des Petersbergtal die steilen Wände. Die grauen 1 bis 3 m mächtigen Plattformkalke sind reich an Makrofossilien, beson285 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at ders auffallend sind hier die großen Megalodonten und Thecosmilien-Wälder. Sie erreichen eine Gesamtmächtigkeit von 50 m. Nach dem im Lias durch die Öffnung des Südpenninischen Ozeans die im Rhät konsolidierte Karbonatplattform in eine Vielzahl von Becken und Schwellen zerfiel, wurden als Schwellenfazies die Adneter Rotkalke abgelagert. Die durch geringe Sedimentationsrate abgelagerten kondensierten Rotkalke der Adneter Fazies sind im Arbeitsgebiet nur geringmächtig. Ihre Gesamtmächtigkeit beträgt 5 m. Auf den Rotkalken der Adneter Fazies haben sich die Älteren Allgäu-Schichten abgelagert. Flächenmäßig nehmen sie die Hälfte des Arbeitsgebietes ein. Sie erreichen eine Gesamtmächtigkeit im Petersbergtal zwischen 150 und 800 m und im Jochbachtal zwischen 50 und 150 m. An den Steilhängen des Petersberg und der Salbwiesen bildet der Stufenkalk eine deutliche Geländestufe. Die mittleren Allgäu-Schichten, charakterisiert durch die auffallend schwarzen, metallisch glänzenden Manganschiefer, sind nur selten als Restschuppen um den Kanzberg aufgeschlossen. Gut zugänglich sind die geringmächtigen Mn-Schiefer zwischen der Jochspitze und dem Kanzberg. Die Lechtal-Decke und die Allgäu-Decke sind die wichtigsten tektonischen Einheiten im Arbeitsgebiet, dagegen ist die tektonische Hauptstruktur das Hornbach-Fenster bzw. Halbfenster (T OLLMANN, 1976). Das Halbfenster ermöglicht einen Einblick in die tieferliegenden Strukturen der Allgäu-Decke, wobei im Süden des Arbeitsgebietes die Hornbach-Antiklinale aufgeschlossen ist. Die zentral gelegene Kanzberg-Deckenscholle bildet eine Synklinale, die nach Osten einfällt, und ist ein Teil der großen Antiklinal-Struktur, deren Schenkel im Süden die Bergkette Schöneggerkar – Marchspitze und im Norden den Vorderen Wilden Grat bilden. 115 Reutte Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in den Nördlichen Kalkalpen auf Blatt 115 Reutte D IETRICH H ELMCKE & M ATHIAS R ÖHRING (Auswärtige Mitarbeiter) Auf Blatt 115 Reutte ist fast die gesamte Schichtenfolge des Oberostalpins der Nördlichen Kalkalpen aufgeschlossen. Reichenhaller Schichten Die Reichenhaller Schichten stellen die älteste aufgeschlossene Einheit dar. Angetroffen wurden Teile der Formation im Deckenbereich Allgäudecke-Lechtaldecke im Norden des Kartenblattes. Alpiner Muschelkalk Der Alpine Muschelkalk wurde nicht weiter untergliedert, auch wenn dies zumindest teilweise möglich gewesen wäre (Virgloria-, Steinalm- und Reiflinger Formation). Die einzelnen Mächtigkeiten wären aber zu gering, um sie im angestrebten Maßstab 1 : 50.000 konsequent darstellen zu können. Seine Verbreitung hat der Muschelkalk nördlich der Heiterwand (dort z.T. in die Deckenüberschiebung involviert) und im Becken von Reutte, bzw. am Hahnenkamm. Partnachschichten Die Partnachschichten treten fast immer in Nachbarschaft zu dem Alpinen Muschelkalk auf (insbesondere zu der Reiflinger-Formation als Beckenrandfazies) und haben daher ähnliche Verbreitungsgebiete. Faziell stellen sie die Beckenfazies zum Wettersteinkalk dar. Auf Blatt 115 Reutte sind insbesondere in den nördlichen Vorkommen beide Faziesbereiche mit relativ großen Mächtigkeiten vertreten. Wettersteinkalk Die Heiterwand ist das wohl markanteste Vorkommen von Wettersteinkalk auf dem Kartenblatt (dort in der Inntaldecke). Er tritt aber auch in der Lechtaldecke bei Reutte auf. Insbesondere dort treten auch Partnachschichten 286 auf, die z.T. tektonisch von Wettersteinkalk überschoben wurden, wodurch der Eindruck einer stratigraphischen Abfolge entsteht. Es ist aber eher (zumindest teilweise) ein isochrones fazielles Nebeneinander. Im westlichen Teil der Heiterwand ist ein Übergang in die Fazies der Arlbergschichten zu beobachten. Arlbergschichten wurden jedoch nicht gesondert dargestellt. Raibler Schichten Die Raibler Schichten stellen neben den Reichenhaller Schichten einen wichtigen Abscherhorizont dar. Anzutreffen sind sie südlich der Heiterwand in einer relativ ungestörten Lagerung, während sie im Norden in die Deckenüberschiebung der Lechtaldecke auf die Allgäudecke z.T. stark eingeschuppt sind und in den südlichen Ausläufern der Vilser Deckenzone dominieren. Insbesondere treten dort (bei Reutte, Rieden und Weißenbach) teilweise abbauwürdige Mengen Gipses zutage. Diese großen Vorkommen sind möglicherweise an das seit dem Anis bestehende Reuttener Becken gebunden. Kleinere Vorkommen von Raibler Schichten sind an Rücküberschiebungen in Hauptdolomitbereichen der Lechtaldecke gebunden. Hauptdolomit Der Hauptdolomit vertritt flächenmäßig den größten Anteil an Festgestein. Der Plattenkalk wird nicht getrennt vom Hauptdolomit dargestellt. Ausgeschieden wurden jedoch bituminöse Schichten (Seefelder Fazies). Kössener Schichten (Rhät) Die Kössener Schichten treten mit einer Wechselfolge von Tonmergeln auf, in die eine einige Meter mächtige Kalkbank („Mittelrippe“) eingeschaltet ist. Innerhalb der Lechtaldecke treten sie häufig im Zusammenhang mit Rücküberschiebungen auf und sind somit oft nicht vollständig erhalten. Rhätoliaskalk Der Rhätoliaskalk ist nur im Bereich der Allgäudecke ausgebildet. Entsprechend sind dort die Schattwalder Schichten als fazielles Beckenäquivalent nicht vorhanden. ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Schattwalder Schichten Die Schattwalder Schichten stellen die fazielle Vertretung der Rhätolias-Kalke dar. Sie treten in tektonisch beeinflussten Abfolgen häufig in Gesellschaft mit den Kössener Schichten auf. Allgäuschichten Die Allgäuschichten sind auf dem Kartenblatt nicht zu untergliedern. Es wurden dahingehend Versuche unternommen, aber die Ergebnisse sind nicht eindeutig, sodass eine Untergliederung auch in der Karte nicht erfolgt. Innerhalb der Allgäudecke wäre eine Gliederung erfolgversprechender, wurde aber dort konsequenterweise ebenfalls nicht durchgeführt, zumal dort die Verbreitung eine Darstellung im vorgesehenen Maßstab nicht zulässt. Die Allgäuschichten haben, ähnlich wie alle Einheiten von Hettang bis Unterkreide, ihre Verbreitung in der Allgäudecke, der Holzgau-Leermoser Synkline und nördlich der Heiterwand. Radiolarit Der Radiolarit tritt mit einer Mächtigkeit von 10–20 m auf. Häufig wird im Gelände eine größere Mächtigkeit durch tektonische Verschuppung vorgetäuscht. Vorwiegend treten rotviolette Gesteine auf, daneben untergeordnet grünlichgraue und schwarze. Der Übergang zu den Aptychenschichten erfolgt allmählich. Insbesondere in der Allgäudecke wird der Radiolarit zum Hangenden zunehmend karbonatischer. Aptychenschichten Die Aptychenschichten (Ammergau-Formation) und die Neokom-Aptychenschichten wurden zusammengefasst, da die geringe Mächtigkeit zweier paralleler Einheiten nicht im angestrebten Maßstab darstellbar ist. Insbesondere in der Allgäudecke sind die unteren Aptychenschichten „Radiolarit-Rotviolett“. Lechtaler Kreideschiefer Lechtaler Kreideschiefer ist auf dem Kartenblatt Reutte geringmächtig (einige Decameter, möglicherweise tektonisch reduziert) nördlich der Heiterwand aufgeschlossen. Tannheimer Schichten Im Bereich der Grenze Allgäudecke-Lechtaldecke treten mit geringer Verbreitung Tannheimer Schichten auf. Die mergelig-sandigen Gesteine gehen aus den zunehmend mergeligen Neokom-Aptychenschichten der Allgäudecke hervor. Losensteiner Schichten Diese Formation wurde mit ähnlicher Verbreitung wie die vorangegangene vorgefunden. Es handelt sich zumeist um konglomeratische Gesteine. Die Erhaltung beider Einheiten und höherer Teile der Aptychenschichten der Allgäudecke ist mäßig, da sie unmittelbar an die Deckenüberschiebung gebunden sind. Gosau In den Konglomeraten der Gosau konnten Spurenfossilien nachgewiesen werden (G RÖGER et al., 1998). Es ist vorgesehen, die von O RTNER (1994) durchgeführte Kartierung der Untereinheiten des Gosaukomplexes zu integrieren (Tieferer Gosaukomplex, Höherer Gosaukomplex mit 1., 2. und 3. Megazyklus). Quartär Auf die Untergliederung quartärer Einheiten wurde großer Wert gelegt. Dennoch hat in der Kartendarstellung der Zusammenhang der Festgesteine Vorrang, so dass das Kartenbild nicht zerfällt. Untergliedert wurden verschiedene Moränentypen, Moränenwälle, Flussterrassen, Vernässungen, Versinterungen, Bergstürze, Blockschutt, Hangschutt, Bergzerreißungen, Dolinen und anthropogene Aufschüttungen. Das Quartär der großen Täler (z.B. Lechtal, Gurglbachtal) wurde von österreichischen Kollegen bearbeitet und wird entsprechend eingefügt werden. Tektonische Einheiten Die Einheiten auf Blatt Reutte gehören zum Oberostalpin. Das Gebiet gliedert sich von Nord nach Süd in die Allgäudecke (Tiefbajuvarikum), in die Lechtaldecke (Hochbajuvarikum) und die Inntaldecke (Tirolikum). Die Strukturen streichen im Wesentlichen WSW–ENE. Die Allgäudecke tritt im Nordwesten im Nesselwängler Halbfenster zutage. Innerhalb der Allgäudecke konnte die Ausbildung von Duplexen nachgewiesen werden. Zwischen die Allgäudecke und die Lechtaldecke ist die Vilser Zone eingeschaltet. In dieser Zone finden sich Bruchstücke mesozoischer Gesteine, die dem Vilser Deckenkomplex im Norden zuzuordnen sind. In Bereich dieser Zone treten vielfach Verschuppungen auf. Die Lagerung ist insbesondere durch eine mächtige Rücküberschiebung beeinflusst, die den gesamten Nordrand des Kartenblattes einnimmt. Diese Rücküberschiebung verstellt Schichten der Lechtaldecke teilweise bis in überkippte Lagerung. Die strukturelle Situation am Hahnenkamm stellt eine schräg überschobene Rampe dar, die sich wahrscheinlich im Liegenden der Allgäudecke befindet. Die Hahnenkamm-Deckscholle stellt einen Rest der Lechtaldecke dar, die aufgrund der Rampenaufschiebung verstellt ist. Die Lechtaldecke nimmt den größten Teil des Kartenblattes ein. Sie ist durch die Holzgau-Leermoser Synkline in drei Teile gegliedert. Die nördliche Hälfte, die durch die Schichtenfolge der Trias geprägt ist, ist durch nordgerichtete Über- und Aufschiebungen gekennzeichnet, die auch das Reuttener Becken erfassen. Nördlich und südlich dieser Synkline, in der Allgäuschichten dominieren, ist der Hauptdolomit die hauptsächlich verbreitete Formation. Südlich Bichelbach und bei Namlos treten im Bereich der Synkline Überschiebungen auf, die mit einer sinistralen Rotation der Streichrichtung aufgrund einer Rampensituation in Verbindung gebracht werden können (vgl. unten). Südlich der HolzgauLeermoser Synkline treten im Hauptdolomit zahlreiche Rücküberschiebungen auf. Einige dieser Rücküberschiebungen sind über die gesamte Breite des Kartenblattes zu verfolgen (19 km). Bei den Rücküberschiebungen wurde teilweise die gesamte Abfolge des Hauptdolomites erfasst, wobei Raibler und Kössener Schichten offensichtlich als Gleitbahn wirkten und häufig die Bahn der Rücküberschiebung markieren. Vor der Überschiebungsbahn der Inntaldecke treten Schichten des Jura auf. Sie sind nordvergent verfaltet und verschuppt. Die Inntaldecke zeigt im Kartenblatt als größte Struktur die Gosaumulde des Muttekopf. Ansonsten dominiert auch hier Hauptdolomit mit Rücküberschiebungen, wobei hier keine Kössener oder Raibler Schichten auftreten. Die Auswertung von Photolineamenten deckt sich im wesentlichen mit theoretisch zu erwartenden Daten und tektonischen Gefügemessungen. Die Hauptrichtungen 287 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at liegen bei 75°, 42°, 6°, 106°, 21°, 126° und 152°. Der Wert von 75° entspricht dem Streichen der Hauptfaltenrichtung und großer Überschiebungselemente wie z.B. der Inntaldeckenüberschiebung nördlich der Heiterwand. Beachtet werden muss v.a. im nördlichen Teil von Blatt Reutte die Situation einer Rampenaufschiebung, die eine weiträumige sinistrale Rotation der tektonischen Strukturen induziert (vgl. V IETOR et al., 1994). Diese Tendenz zeigt sich augenfällig im Bereich der Holzgau-Leermooser Synkline: Südlich streichen die Täler mit ca. 126°, nördlich der Synkline mit 152°. Neben dieser deutlich hervortretenden tektonischen Differenzierung darf die frühe tektonische Beeinflussung nicht außer Acht gelassen werden, die jedoch auf einer einfachen geologischen Karte naturgemäß in den Hintergrund tritt. Bereits im oberen Anis kommt es durch tektonischen Einfluss zu einer faziellen Differenzierung in Becken und Schwellen (R ÜFFER & B ECHSTÄDT, 1995). Daneben gab es im Karn eine weitere externe Beeinflussung (frühkarnische Hebung, Hardegsen-Phase), die z.B. am Gaichtpaß oder im Lähnwald zur Karstbildung am Top des Wettersteinkalkes geführt hat. Die Frühkimmerische Phase im Unteren Lias ist ebenfalls nachgewiesen worden. 121 Neukirchen am Großvenediger Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in der Nördlichen Grauwackenzone und im Kalkalpin auf Blatt 121 Neukirchen am Großvenediger H ELMUT H EINISCH (Auswärtiger Mitarbeiter) Stand der Arbeiten Nachdem die Geländeaufnahme für Blatt Kitzbühel abgeschlossen werden konnte, wurde mit Aufnahmen auf dem Anschlussblatt Neukirchen begonnen. Erste Aktivitäten der Arbeitsgruppe an der Universität Halle dokumentieren drei Diplomarbeiten des Jahres 1996 (vgl. Aufnahmsberichte R. H ILLER, R. J UNG, C. P ANWITZ, [Jb. Geol. B.-A, 140/3, 1997]). Diese Kartiergebiete und die eigenen Aufnahmen des Autors wurden am Ostrand von Blatt Neukirchen angeordnet, um einen konsistenten Anschluss zu Blatt Kitzbühel sicherzustellen. Geographisch umfassen die Arbeitsgebiete das Spertental mit den Quellzuflüssen der Aschauer Ache. Gegenstand des vorliegenden Aufnahmeberichts ist der Abschnitt zwischen Aschau und Kirchberg. Auf der Basis von Vorbegehungen des Jahres 1997 wurde auch der Bereich der Gaisbergtrias in die Bearbeitung einbezogen. Witterungsbedingt konnte keine vollständige Flächendeckung erreicht werden, weswegen die Manuskriptkarte im Maßstab 1:10.000 mit einer aufgenommenen Fläche von 22 km 2 einen vorläufigen Charakter hat. Paläozoikum der Nördlichen Grauwackenzone Unter Nutzung der auf den Nachbarblättern Zell am See und Kitzbühel gewonnenen lithostratigraphischen und biostratigraphischen Informationen fand die Seriengliederung analog auch auf das westlich anschließende Paläozoikum von Blatt Neukirchen Anwendung. Details hierzu finden sich in zahlreichen Arbeitsberichten des Autors zu den genannten Kartenblättern und in entsprechenden Publikationen. Im Umfeld von Kirchberg am Talausgang des Spertentales sind die wenig widerstandsfähigen Gesteine des alpinen Paläozoikums aufgrund der kräftigen glazialen Überformung nur schlecht aufgeschlossen. Lediglich in den Bachrissen sind gelegentlich zusammenhängende Schichtfolgen anzutreffen. Es überwiegen monotone Tonschiefer-Sandstein-Wechselfolgen vom Typ der Löhnersbachformation (distale Turbitide). 288 Die Härtingsrippe des „Kirchbergs“ von Kirchberg enthält eine Brekzienlage. Bei Wötzing schließen unmittelbar größere Vorkommen von massig ausgebildetem Blasseneck-Porphyroid an. Diese sauren Metavulkanite sind auch nördlich des Brixentales anzutreffen und konnten dort, am Rauhen Kopf nördlich Kirchberg, geochronologisch datiert werden (S ÖLLNER et al., 1991). Es ergibt sich ein Alter von 468 +6 –5 Ma, dies entspricht biostratigraphisch dem mittlerem Ordovizium (Grenzen Llanvin/Landeilo). Spuren von basaltischem Vulkanismus finden sich nur in Form geringmächtiger Tufflagen bei Pkt. 852 gegenüber Ghf. Zeinlach. Aufgrund großräumiger Massenbewegungen (s.u.) sind tektonische Daten aus dem beschriebenen Bereich nur mit Vorsicht interpretierbar. Generell herrscht ein Südfallen vor, mit Beträgen zwischen 30° und 60°. Das Spertental muss als tektonische Störungszone angesehen werden, da östlich und westlich davon die Streichrichtungen markant variieren (bevorzugtes NE–SW-Streichen im Osten, NW–SE-Streichen im Westen). Der südlich der Gaisbergtrias kartierte Abschnitt von alpinem Paläozoikum zwischen Brechhornhaus, Foissenkaralm, Brügglbach und Kienzigbach stellt den Anschluss zu den Diplomkartierungen von 1996/97 her. Hier erlauben die günstigeren Aufschlussverhältnisse eine großräumigere Abdeckung Es dominieren wiederum die Wildschönauer Schiefer, die etwa zu gleichen Teilen aus Löhnersbach- und Schattbergformation bestehen. Ein mächtiges Porphyroidvorkommen baut den Gipfel 1728 (Kapelle) östlich des Brechsteinhauses auf. Mit gestörtem Kontakt stehen direkt am Brechsteinhaus silurische Kieselschiefer und Schwarzschiefer an. Die tektonischen Werte streuen im Abschnitt südlich der Gaisbergtrias stark, im Mittel fallen die Serien mittelsteil nach Süden ein. Gaisbergtrias Allseits umgeben von Paläozoikum erweist sich der bekannte Triasrest des Gaisbergs bei Kirchberg als tektonisch amputierte Schichtenfolge, die im bisher kartierten Bereich vom Perm (Grödenformation) bis in das Nor (Hauptdolomit) reicht. Grödenformation und Basisbrekzie sind in ihrer Mächtigkeit generell stark reduziert, da sie das unmittelbar Hangende der Basisüberschiebung bilden. Größere Mächtigkeiten bis zu 200 m sind am SE-Rand bei Unterstätt und am Nordrand (Äußere Kleinseite) erhalten. In der ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Regel finden sich jedoch nur wenige m mächtige, stark kataklasierte Rotsedimente, die auch ganz fehlen oder auf wenige cm rötlichen Ultrakataklasit reduziert sein können. Auch die alpine Untertrias ist fast vollständig tektonisch amputiert, es finden sich Scherspäne von Alpinem Buntsandstein (Unterstätt) von maximal 100 m Mächtigkeit sowie einzelne Rauhwacken- und Dolomitbänke von maximal 10 m Mächtigkeit, die vermutlich Äquivalente von Reichenhaller Schichten und Gutensteiner Dolomit darstellen. Im übrigen grenzt Wettersteindolomit tektonisch an Grödenformation oder liegt unmittelbar über der Deckengrenze zu den paläozoischen Schiefern der Grauwakkenzone. Die stratigraphische Zugehörigkeit der Dolomite konnte durch einzelne Diploporenfunde bestätigt werden. Die Mächtigkeit des Wettersteindolomits kann bis zu 600 m betragen. Raibler Schichten mit Mächtigkeiten im Bereich mehrerer Zehnermeter treten in Form dunkler Kalke und Tonschiefer auf. Sie sind als Leithorizont verwendbar und ermöglichen damit die Entschlüsselung der Interntektonik des Deckenrests. Die Gipfelflur des Gaisberges besteht aus Hauptdolomit. Je nach Profilschnitt variiert die Mächtigkeit von 600 m bis über 1000 m. In diesem Fall reicht der Hauptdolomit topographisch bis unter die Almflächen der Leitner Alm. Ursache für die Variation der Ausstrichbreite auf engem Raum ist vermutlich eine Großgleitung, wodurch eine höhere scheinbare Mächtigkeit vorgetäuscht wird. Der Kontakt zum paläozoischen Grundgebirge ist tektonisch, die Deckenbahn ist mehrfach mit mächtigen Kataklasezonen aufgeschlossen. Die Triasfolgen sind nach Westen angekippt und intern gefaltet, wodurch sich der mittlere Einfallswert von 70–90° im Gipfelbereich auf 30° Talbereich ändert. Die Deckenstruktur wird durch spätere Bruchsysteme zerlegt. Es interferieren zwei Hauptrichtungen, nämlich WNW–ESE und damit parallel zur Südbegrenzung des Vorkommens und annähernd N–S. Als Produkt der mehrphasigen Tektonik ergibt sich somit eine schräg zugeschnittene Keilform, die halbgrabenartig in das Grundgebirge eingesunken ist und eine mäßig steil nach W abtauchende Abscherfläche aufweist. Die tektonische Tiefposition ist der Grund für die Erhaltung des Triasrests. Der Umstand, dass westlich Ghf. Schirast Wettersteindolomit bis an die Aschauer Ache heranreicht, ist jedoch nicht nur auf tektonische Ursachen zurückzuführen. Wichtig im Hinblick auf die zeitliche Zuordung der Abscherung ist die Beobachtung, dass die Kataklasite keine Spuren von Rekristallisation zeigen. Dies ist insofern beachtenswert, als das Permoskyth im weiteren Umkreis eindeutig eine alpine Anchimetamorphose erlebt hat. Der stark reduzierte Deckenrest lässt sich daher am ehesten als jungalpidische Rücküberschiebung erklären. Am Osthang des Spertentals finden sich ebenfalls Permoskythreste, die im Rettenbach große Flächen bedecken. Hier ist der winkeldiskordante Kontakt zwischen Basisbrekzie und Grundgebirge in der Regel erhalten. Diese Permoskythvorkommen stellen die Fortsetzung des Permoskyths vom Hahnenkamm auf dem Nachbarblatt dar. Auch hier modifiziert junge Bruchtektonik die Ausbissgeometrie stark. Basisbrekzie samt Grödenformation sind taschenartig in Tiefschollen erhalten, auf Hochschollen abgetragen. Die Diskordanzfläche fällt meist hangparallel ein und bewirkt eine relativ großflächige Verbreitung trotz geringer erhaltener Mächtigkeit. Quartär Großflächige Fernmoränenbedeckung tritt vor allem im Bereich des Talausgangs bei Kirchberg und der Talflanke Richtung Maierl auf. Daneben finden sich nahe dem modernen Erosionsniveau des Spertentales (870 m) vielfältig Reste von Eisstausedimenten, z.B. zwischen Unterstätt und Leiten. Reste von Eisstausedimenten mit eingelagerten Bändertonen finden sich auch im Krin-Bach auf 1000 m Seehöhe. Der gesamte Osthang des Tales von Kirchberg bis Aschau ist durch Massenbewegungen überformt, deren Abrissnischen im Bergrücken zwischen Ehrenbachhöhe, Jufenkamm und Schwarzkogel noch auf Nachbarblatt Kitzbühel angesiedelt sind. Teilweise gleiten auch isolierte Massen von Basisbrekzie längs der mit dem Hang einfallenden Diskordanzfläche auf dem Schiefer-Untergrund ab. Von großem Interesse ist die spät- bis postglaziale Geschichte der Gaisbergflanke. Das von Hauptdolomit aufgebaute Gipfelplateau des Gaisberges ist durch zahlreiche N–S-verlaufende Zerrspalten gegliedert und sackt offensichtlich sowohl in östlicher als auch westlicher Richtung ab. Auch im Niveau des Wettersteindolomits, in den Almflächen, häufen sich Bergzerreißungen und Sackungstreppen. Morphologisch ist der Hangfuß übersteilt, während in mittleren Höhen eine deutliche Verebnungsfläche ausgebildet ist. Es liegt daher nahe, den gesamten Bereich vom Gipfel des Gaisbergs bis in die Tallagen des Spertentales als Bestandteil einer großräumigen Massenbewegung zu interpretieren. Der Umstand, dass Mitteltrias bis in das Talniveau hinabreicht, ist somit als Kombination tektonischer Effekte und gravitativer Gleitprozesse zu erklären. Im Fußbereich der Massenbewegung bei Leiten gibt es Hinweise, dass Moränenmaterial taschenartig in kataklasiertem, aufgelockertem Wettersteindolomit enthalten ist. Eine nähere Untersuchung der Phänomene zur Festlegung des Zeitpunkts und der Kinematik der Gleitung erfolgt in Zusammenarbeit mit Koll. J. R EITNER. Auch die genannte Vielfalt von Eisstausedimenten verschiedener Höhenniveaus macht eine detaillierte quartärgeologische Bearbeitung notwendig. Akute Gefahren durch Murbrüche drohen aus der Nordflanke des Gaisbergs in Richtung auf das belebte Brixental. Hier schneidet eine frische Erosionsrinne die Deckenbahn zwischen Wildschönauer Schiefern und Basisbrekzie an. Mächtige, durchfeuchtete Kataklasitlagen wurden erosiv freigelegt und Teile des Bergwaldes gleiten in frischen Rutschungen ab. ✽✽✽ 289 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at 122 Kitzbühel Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in der Nördlichen Grauwackenzone auf Blatt 122 Kitzbühel H ELMUT H EINISCH (Auswärtiger Mitarbeiter) Stand der Arbeiten Die im Jahr 1981 mit ersten Diplomarbeiten punktförmig begonnene Aufnahme des alpinen Paläozoikums auf Blatt Kitzbühel konnte diesen Sommer zum Abschluss gebracht werden. In der Schlussphase der Kompilation von heterogenen Geländedaten aus 17 Jahren Aufnahmetätigkeit wurden einige Revisionskartierungen notwendig, insbesondere auch, um die Art der Darstellung zu vereinheitlichen. Als Ergebnis liegt nochmals eine Fläche von 32 km 2 im Maßstab 1 : 10.000 neu kartiert vor. Neben kleineren Revisionen, die sich statistisch auf die Gesamtfläche verteilen, ergab sich in folgenden Zonen die Notwendigkeit größerer zusammenhängender Kartierungen: – Steinbergkogel – Ehrenbach – Blaufeldalmen – Staffkogel – Spieleckkogel im Talschluss Hinterglemm – Resterhöhe – Plattwald – Mühlberg – Zaglgraben – Brunnalm – Rapf oberhalb Mittersill Die Aufnahmen sind im Maßstab 1 : 10.000 archiviert und graphisch bereits in das Original-Manuskript 1 : 25.000 eingearbeitet. Damit steht Blatt Kitzbühel zur digitalen Bearbeitung und Drucklegung zur Verfügung. Bereich Steinbergkogel – Ehrenbach – Blaufeldalmen Der Bereich zwischen Steinbergkogel und Blaufeldalmen sowie die Waldhänge Richtung Ehrenbach beinhalten ein kleinteiliges Schollenmosaik aus Porphyroid, Spielbergdolomit, Dolomit-Kieselschieferkomplex und Löhnersbachformation. Die sedimentär angelegte Olistholith-Struktur wird durch eine intensive alpidische Deckentektonik und spätere Bruchtektonik überformt. Dieser Umstand stellt große Anforderungen an die graphische Darstellung, selbst im Maßstab 1 : 10.000. Der scheinbar homogene Block aus Spielbergdolomit, der eine Steilstufe zwischen Pirchneralm – Malernalm und Ehrenbach bildet, lässt sich faziell weiter untergliedern in Flaserdolomite, Dolomit-Sandstein- bzw. Dolomit-Tonschieferwechselfolgen sowie Kalkschiefereinschaltungen. Tektonisch sind weiterhin Späne aus Kieselschiefern und Porphyroiden eingeschuppt. Bereich Staffkogel – Spieleckkogel im Talschluss Hinterglemm Das Gebiet enthält zwei große Metabasaltzüge (Sonnspitze – Staffkogel und Reichkendlkopf – Hochalmspitze), dazwischen erstrecken sich recht homogene Meta-Siliziklastika proximaler und distaler Art. Die proximale Schattbergformation dominiert vor allem im Bereich zwischen Spieleckkogel und Kastelstein. In diesem östlicheren Bereich herrscht flache Raumlage vor, die Abfolgen fallen ziemlich genau mit dem Hang ein. Im Talschluss des Glemmtals, zwischen Spieleckkogel, Henlabjoch und Lindlingalm setzt eine enge Faltung der Serien um flache, etwa N–S-streichende Achsen ein. Es entwickelt sich auch eine weitere, steilstehende Achsenflächenschiefe- 290 rung. Es wurde versucht, diese kleinräumige Faltung stark generalisiert im Kartenbild wiederzugeben. Im Vergleich zur bisherigen Darstellung des Bereichs wurde großflächiger abgedeckt. Großräumige Rutschungen betreffen die gesamte südgeneigte Hangfläche vom Talschluss Hinterglemm biszur Hochalmspitze. Damit liegen Skitrassen und Liftanlagen in den Rutschmassen. Einzelne Almhütten (z.B. Eibing-Grundalm) fallen bereits den Massenbewegungen zum Opfer. Die Hänge gleiten weitgehend auf der Schichtfläche. Die im Talbereich auskartierten Gesteinskomplexe sind damit als Rutschmassen zu interpretieren. Bereich Resterhöhe – Plattwald – Mühlberg Sehr schlechte Aufschlussverhältnisse, dichter Bewuchs mit Wald, Moos und Heidekraut, selbst bei steiler Morphologie, sind für den Südabhang der Resterhöhe Richtung Mühlberg charakteristisch. Obwohl sich kaum ein Lesestein findet, ist die Schuttbedeckung außerordentlich dünn. Im Interesse der besseren Lesbarkeit wurden daher größere zusammenhängende Bereiche von monotoner Lithologie abgedeckt. Hierbei handelt es sich in den tieferen Hanglagen um Innsbrucker Quarzphyllit. Perlschnurartig treten Dolomithärtlinge an der Grenze zwischen Innsbrucker Quarzphyllit und Grauwackenzonen-Südrand auf. In Bachrissen zeigt sich im Grenzbereich eine Wechselfolge aus Schwarzphylliten, Grünschiefern, Phylliten und Serizitquarziten, wie sie für den Südrand der Grauwackenzone typisch ist. Der tektonisch vorgegebene, steilstehende, etwa 100° streichende Lagenbau wird durch Hangtektonik verfälscht. Auf etwa 1250 m Höhe häufen sich Findlinge aus Zentralgneis, möglicherweise Reste einer Seitenmoräne. Bereich Zaglgraben – Brunnalm – Rapf oberhalb von Mittersill Innerhalb der recht monoton aus Schattbergformation und Löhnersbachformation aufgebauten Serie lassen sich, vom Burkbach ausgehend, Tufflagen auskartieren. Diese Leithorizonte helfen, den tektonischen Detailbau etwas klarer nachzuvollziehen: Die straff geregelte, ca. 100° streichende, steil stehende Abfolge wird tektonisch durch eine durchgerissene, großräumige Knickfalte akzentuiert. Derartige Strukturen prägen mehrfach das Kartenbild im Grenzbereich zum Südrand der Grauwackenzone. Die damit einhergehenden Bruchstukturen führen zu einer stufenförnigen Rückversetzung der höher metamorphen Einheiten (Uttendorfer Schuppenzone) nach S in Richtung Salzachtal. Nördlich dieses Bereichs, knapp unterhalb des Gipfelzuges des Pinzgauer Spaziergangs (Schellbergkogel – Maurerkogel) rotiert der flache Lagenbau der nördlichen Kerngebiete der Grauwackenzone in die steilstehenden Serien ein. Hierbei kommt es teils zur Ausbildung recht wirrer Faltenknäuel. Eine größere, flach nach E abtauchende Sattelstruktur war im Bereich der Brunnalm rekonstruierbar. Die gesamten südgeneigten Talflanken sind instabil. Sackungsstaffeln gliedern die Hänge, die Gipfelflur des Pinzgauer Spaziergangs ist von zahlreichen Bergzerreißungen durchzogen. Im Vergleich zur bisherigen Bearbeitung wurde das Gebiet ebenfalls wesentlich stärker abgedeckt dargestellt. ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at 125 Bischofshofen Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in der Grauwackenzone auf Blatt 125 Bischofshofen C HRISTOF E XNER (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Anschluss an die geologische Manuskriptkarte (E X1995) wurde das Gebiet der Salzachstörung und Grauwackenzone südlich St. Johann/Pongau im Maßstab 1 : 25.000 kartiert. Die Flüsse Großarlbach und Salzach bilden die W-Grenze der Kartierung. Die S a l z a c h s t ö r u n g zeigt hier ihre klassische geologische und geomorphologische Ausbildung mit der weithin in der Landschaft sichtbaren ENE-streichenden Furche zwischen N-Ende der Liechtensteinklamm und Kreistenalm (W. H EISSEL und H. M OSTLER). Wegen der Vergänglichkeit der Aufschlüsse im schwarzen Störungs-Kluftletten seien meine Geländebeobachtungen im September 1998 kurz festgehalten. Ein guter Aufschluss befindet sich im Felsbachbett und linken Uferstreifen des Nebenbaches nördlich der Liechtensteinklamm bei Brücke P. 617. Es handelt sich um den Nebenbach, der die genannte morphologische Furche entwässert und in den Großarlbach mündet. Besonders gut sieht man hier die N-Grenze der Störung zum anschließenden Schwarzphyllit der Grauwackenzone. Dieser erleidet mit Annäherung an die Störung unter der Brücke Umschieferung zu steilem ENE-Streichen mit intensiver Deformation und bereits Wechellagerung mit schwarzem Kluftletten. In der eigentlichen, ca. 100 m breiten Lettenzone befinden sich die Ausbisse dieses Gesteines südlich der Brücke und in den Bachrinnen 150 m östlich P. 617 sowie am linken Ufer des Großarlbaches beim Steg 200 m SW P. 617. Der von E XNER im Jahre 1991 beobachtete Kluftletten im Wasserabzugsgraben der Skipiste unter Kreistenalm ist nicht mehr einsehbar. Dafür fand ich heuer eine Unter- bis Mitteltriasscholle innerhalb des schmalen Bergsturzsaumes zwischen Störungs-Kluftletten im N und Klammkalk-Steilwand im S. Die Schichtfolge der subanstehenden, teilweise in Blöcke aufgelösten Scholle besteht aus: Lantschfeldquarzit (2 m mächtig), Reichenhaller Rauhwacke (3 m), Anis-Bänderkalkmarmor (1 m) und hellgrauem Dolomit (5 m). Die Scholle ist längs des ENE-Streichens 100 m lang und befindet sich in SH. 1100 m, 300 m S Wachtelbergalm. Sie setzt die in den Vorjahren kartierten Triasschollen bei der Kreistenalm in westlicher Richtung zu denen bei Lend im Salzachtal fort. Die G r a u w a c k e n z o n e im Gebiet zwischen Kreistenalm-Störungsfurche und Ortschaft St. Johann/Pongau besteht aus vorwiegend mittelsteil bis sehr steil SW-fallendem Schwarzphyllit mit flach nach E geneigter Lineation. Die bekannte Diskordanz zu den Klammkalkzügen des Tauernfensters mit ihren flach W-geneigten Lineationen konnte auch hier durch zahlreiche Messungen wiederum bestätigt werden. Der Schwarzphyllit im vorliegenden Bereich der Grauwackenzone enthält recht kompakte sandige Partien (grauer Sandstein und Siltstein mit winzigem klastischem Hellglimmer), die an den Güterwegen W und SW Mühleben unscharf begrenzt mit jenem wechsellagern und in 2 Steinbrüchen für den Wegebau gebrochen wurden. NER , Mehrere NW- bis E–W-streichende Gesteinszüge aus Kalkmarmor, Kieselschiefer und Eisendolomit wahrscheinlich silurischen bis devonischen Alters von der Art, wie sie im Dientental vorkommen, sind dem Schwarzphyllit eingelagert und treten als Härtlings-Felsrippen aus dem aufschlussarmen Moränenplateau zwischen Alpendörfl und Zederberg-Bauernhof hervor. Der nördlichste dieser Züge besteht aus bis 5 m mächtigem Kieselschiefer mit limonitischen Schieferlagen reich an fossilverdächtiger organogener Substanz (in verrutschter subhorizontaler Lagerung, gut aufgeschlossen an beiden Güterwegen in SH. 870 bis 900 m, SW und S Holzlehen). Mit diesem Kieselschiefer sind Bänderkalkmarmor (30 m mächtig) und stellenweise vererzter Eisendolomit als Schichtfolge verbunden. Das Anstehende dieses Bergsturzvorkommens befindet sich südlich davon auf der Kuppe SH. 1020 m (W Glöckleralm). Der Gesteinszug hat seine Fortsetzungen auf der Felsrippe des Funkturmes N Sedlhof und in der Felswand hinter einem Privathaus an der Großarlstraße südlich Grub. Die Streichrichtung weist zum Klingelberg jenseits der Salzach (Kuppe P. 746) mit dem altbekannten großen Dolomit- und BänderkalkSteinbruch. Die anderen Karbonatgesteinsschollen sind isolierte Vorkommen teils zwischen Moräne, teils zwischen verrutschtem Schwarzphyllit und zwar von N nach S die folgenden: Eine 10 m mächtige E–W-streichende Kalkmarmorlinse mit verlassenem Steinbruch im Alpendörfl (400 m SW Sedlhof). Ferner 3 WNW- bis NW-streichende Züge aus Kalkmarmor und Eisendolomit zwischen Schwarzphyllit NE und S Sternhof. Ansonsten fand ich im Schwarzphyllit eine 4 m mächtige Chloritphyllitlage (bei Glockleralm) und einen 15 m mächtigen Metabasit (an der Wagrainerstraße SSE Kapelle 661 in St. Johann). Die i n t e r g l a z i a l e n T e r r a s s e n s e d i m e n t e am rechten Ufer der Salzach wurden längs der 4 km langen Strecke zwischen der Mündung des Großarlbaches und dem Nordrand des Siedlungskernes von St. Johann geologisch kartiert. Die Sedimente sind ebenflächig geschichtet und ihre Schichtung neigt sich mit 5° nach W zur Salzach. Ihre oberflächig einsehbare Mächtigkeit beträgt 100 m. Die maximale Breite senkrecht zur mäandrierenden Salzach erreichen sie längs der Mündung des Wagrainbaches in St. Johann (1,1 km Breite) und in Plankenau (900 m Breite). Sie transgredieren am östlichen Bergfuß auf Schwarzphyllit der Grauwackenzone. Sie grenzen in den Steilhängen E Plankenau, S Grub und unter Kapelle P. 661 in St. Johann unmittelbar an steil SW-fallenden Schwarzphyllit und erreichen an diesen Lokalitäten maximal 640 m Seehöhe. S Grub ist diese Grenze auch zusätzlich durch einen Quellenhorizont markiert. Außerhalb der Steilhänge werden die Terrassensedimente annähernd in gleicher Seehöhe von der jüngeren Moräne überlagert. Eine ältere Moräne unter dem Terrassensediment ist nicht sichtbar. Das Terrassensediment besteht aus einer Wechselfolge m-mächtigen, meist konglomerierten Grobschotters mit dünnen, oft nur cm-messenden Sandlagen. Der Schotter ist kein abgeflachtes Flussgeschiebe, sondern ein wohlgerundetes, oft kugelförmiges glazial transportiertes Blockwerk. Der Schotter stammt wahrscheinlich aus ero291 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at diertem Geschiebemergel und wurde ohne langen Flusstransport in einem ruhigen Stausee abgelagert. Das senkrechte Kliff unmittelbar an der Salzach, 200 m NW Kapelle P. 604 Plankenau, lässt die Beobachtung der Blöcke im Konglomerat sehr einfach zu: Aus der Nähe stammende Blöcke (Kalk bis 0,6 m [ und Phyllit) zeigen geringeren Rundungsgrad, hingegen Ferngerölle beinahe Kugelform (leukokrater mittelkörniger Gneis und Augengranitgneis 0,4 m [; Prasinit und monomikter Gangquarz). Andere, gut aufgeschlossene steile Felswände des Grobschotter-Konglomerates befinden sich am linken Ufer des Großarlbaches bei seiner Mündung, ferner bei der Brücke P. 579 der neuen südlichen Umfahrungsstraße der Ortschaft St. Johann, ferner am Wagrainbach (Färberbrücke und 10 m tiefer Mündungscanyon) sowie im Waldpark längs der „Adelsberger Promenade“. Postglazial von der Salzach erodierte Terrassen in diesem harten, konglomeratischen, mindestens 100 m mächtigen, interglazial gebildeten Gesteinskörper sind in der Landschaft sehr deutlich und durch solche steile Felswände und Abhänge von einander geschieden. Soweit kenntlich, habe ich die Kanten dieser Terrassen kartiert. Über der rezenten Salzach-Au sind folgende Felsterrassen aus Konglomerat vorhanden: 1) Ca. 5 bis 15 m über Salzach-Flussspiegel eine Niederterrasse, auf der die vielen neuen Siedlungshäuser stehen und in welcher der Wagrainbach sein Mündungscanyon und die Salzach ihr Kliff bei Plankenau eingeschnitten haben. 2) Darüber in SH. ca. 600 m die Terrasse des alten Marktes in St. Johann und der Kapelle P. 604 in Plankenau. 3) Darüber nur in St. Johann vorhanden, die Top-Terrasse, also der flache obere Grenzrand des gesamten Konglomeratkörpers. Es ist die Ebenheit in SH. 640 m, auf welcher sich der Friedhof, Tennisplätze und das Schwimmbad (Waldbad) befinden. Der Berghang über dieser Terrasse wird von Schwarzphyllit und Moräne aufgebaut. In den Steilhängen des Wagraintales bis zum Großarlbach fehlt diese Ebenheit. Doch lässt sich die Obergrenze des Konglomerates auch hier stellenweise durch Felsausbisse, Lesesteine und den eingangs genannten Quellenhorizont in SH. 640 m bestimmen. 126 Radstadt Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in der Grauwackenzone auf Blatt 126 Radstadt C HRISTOF E XNER (Auswärtiger Mitarbeiter) Mit dem Aufnahmsbericht für das Jahr 1995 hatte ich dem Archiv der Geologischen Bundesanstalt eine geologische Manuskriptkarte 1 : 25.000 der an die Wagrainer Längstalfurche nördlich anschließenden Serien der Grauwackenzone samt Legende und Beschreibung der Gesteine und Tektonik im genannten Bericht übergeben. Dabei blieben im östlichen Teil dieser Manuskriptkarte noch unbearbeitete Regionen als weiße Flecken übrig, und zwar beiderseits der Kartenblattgrenze ÖK 125/126 (Bereich des Schwaighoftales) sowie auf Blatt 126 (Bereiche Mayrdörfltal, Autal und orographisch linker Rand des Ennstales bei Reitdorf). Die weißen Flecken wurden in einigen Kartierungstagen des Herbstes 1998 aufgefüllt. Die neu gewonnenen feldgeologischen Beobachtungen möchte ich im Folgenden kurz mitteilen. Das Profil Schwaighoftal bis Faistalkopf Am besten sind die Aufschlüsse im Schwaighoftal und dessen Nordbegrenzung (Faistalkopf am wasserscheidenden Kamm gegen den Einzugsbereich des Fritztales). Die Gesteine der Grauwackenzone streichen WNW bis NW, fallen sehr steil nach S und nehmen örtlich seigere Stellung an. Die dem Streichen der s-Flächen konforme Lineation pendelt nur um wenige Grade um die Horizontale. Von S nach N, also vom Hangenden zum Liegenden fortschreitend, beobachtet man folgende kartierte Schichtserien: Von der Ortschaft Schwaighof am Rande der breiten, tektonisch bedingten und moränenerfüllten Wagrainer 292 Längstalfurche befindet man sich flussaufwärts des Schwaighofbaches bis zur Güterwegbrücke in SH. 1020 m in der breiten Schwarzschieferzone mit Eisendolomitschollen an beiden Talseiten und mit vererztem Gangquarz. Dann durchfließt der Schwaighofbach in enger Felsschlucht einen 500 m breiten Metavulkanit-Hauptzug. Er besteht aus drei insgesamt 200 m mächtigen Metavulkanitlagen mit zwischengeschalteten Schwarzschiefer- und Serizitphyllitlagen. Dieser Metavulkanit-Hauptzug endet im Westen südlich des Ginausattels und im Osten am Mayrdörflbach. Der M e t a v u l k a n i t ist ein hartes, makroskopisch meist grünes, extrem feinkörniges Gestein mit einer unter dem petrographischen Arbeitsmikroskop kaum optisch auflösbaren Matrix (anscheinend recht quarzreich). Dazu gesellen sich stellenweise mm-große Chloritaggregate sowie Quarz- und Plagioklas-Phänokristen. Wegen des Reichtums an Quarz dürfte es sich um einen metamorphen rhyolithischen bis quarz-andesitischen Tuff oder Pyroklastit handeln. Der Metavulkanit enthält seltene, 0,5 bis 1 m dicke Linsen aus mittelkörnigem M e t a b a s i t vom altbekannten makroskopischen Typus des „Diabases“ der Grauwackenzone. Sie dürften aus zwei Gründen im vorliegenden Arbeitsgebiet so selten sein, weil sich die Verwitterung durch Atmosphärilien dieses mittelkörnigen basischen Gesteines so auswirkt, daß man es als Lesestein im Gelände praktisch nicht findet, im Gegensatz zu dem reichlich vorhandenen Gehängeschutt des sehr kleinkörnigen harten Metavulkanits oben genannter Art. Und zweitens wäre es denkbar, dass das natürliche Vorkommen des Metabasites auf die kleinen, bisher von mir beobachteten, anstehenden Schollen im kleinkörnigen Metavulkanit des Arbeitsgebietes beschränkt ist. Es könnte sich um aus der Tiefe mitgerissene basische Schollen in einem azidischen bis intermediären vulkanischen Tuff handeln. lch fand ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at nämlich den Metabasit in meinem Arbeitsgebiet bisher nur an frisch ausgeschobenen Güterwegen als kleine Schollen in besagtem Metavulkanit und an einer Stelle ebenso nur als kleines Vorkommen in solchem Metavulkanit der Schwaighofbach-Felsschlucht auf. Hier stellt sich eine Probe des M e t a b a s i t e s aus dem Felsbachbett, knapp nördlich des Güterwegendes, 850 m NNW Kapelle Schwaighof, unter dem Mikroskop folgendermaßen dar: 5 mm große U r a l i t -Phänokristen bilden Formrelikte mit prismatischem Längsschnitt und sechsseitigem Querschnitt und anscheinend noch spurenweise erhaltenem Diopsid. Diese Pseudomorphosen sind ausgefüllt von homoachsial eingelagerten Aktinolithaggregaten und ebenfalls geordnet eingelagertem Chlorit. Als Phänokristen kommen auch P l a g i o k l a s (bis 0,6 mm [; alte gefüllte polysynthetisch verzwillingte Plagioklas-Kerne, umhüllt von ungefülltem und unverzwillingtem Plag neu), A k t i n o l i t h -Einkristalle (0,4 mm lang) und T i t a n i t Aggregate (0,25 mm [) mit opakem Kern vor. In der Matrix erkennt man außerdem: E p i d o t , K l i n o z o i s i t , C h l o r i t , O p a z i t , R u t i l und T i t a n i t . Als Neubildungen sind C a l c i t und Q u a r z vorhanden. In sehr dünnen diskordanten Spalten kommen als Neubildungen einige Chlorit-Varietäten und nicht genau bestimmter, sondern nur vermuteter Helminth, Prehnit und fragliche Zeolithe vor. Nördlich des Metavulkanit-Hauptzuges folgt im Schwaighoftal im Talkessel zwischen den Bauernhöfen Schwarzeneck und Oberseiten der 200 m mächtige, wahrscheinlich permische Quarzit, den ich G i n a u - M e t a s a n d s t e i n nenne und der durch klastischen Hellglimmer, Breccien und eingelagerten Serizitschiefern mit reichlicher Chloritoid-Blastese ausgezeichnet ist. Er ist hier nur 100 bis 200 m mächtig, keilt nach E aus und wird aber nach WNW bis ca. 500 m mächtig. Dort baut er mit prächtiger Filzmoosbreccie und mit Chloritoidschiefern den Bergkamm Tiefentalkögerl – Aschegg auf und ist an den Güterwegen der Hochgründeck-S-Flanke (Gebiet um Hahnbalz-Jagdhütte) mit denselben Begleitgesteinen gut aufgeschlossen. Der genannte Talkessel im Schwaighoftal endet nach N mit anstehenden Serizitphylliten mit 5 parallelen, jeweils bis zu 3 m mächtigen Lagerquarzgängen und dann mit Schwarzschiefer, der endgültig von Bergsturzblockwerk überrollt wird. Die Fortsetzung des Profiles ist längs des Güterweges S Faistalkopf gut aufgeschlossen. In einer Wechselfolge von Serizitphyllit mit erzführendem Lagerquarz, Schwarzschiefer und gebändertem Quarzit im Allgemeinen (ohne die charakteristischen Begleitgesteine des Ginau-Metasandsteines) tritt ein im Streichen 2 km lang zu verfolgender, bloß 15 m mächtiger Metavulkanitzug mit am Güterweg erkennbaren, jedoch stark angewitterten Metabasitschollen auf. Tektonisch interessant am Schwaighoftal-Faistalkopf-Profil ist das unvermittelte W-Ende des sehr mächtigen Metavulkanit-Hauptzuges S Ginausattel. Hier dürfte eine meridionale junge Störung durchziehen. Auffallend sind auch im behandelten Teilgebiet die zahlreichen, sehr breiten, konform zum Streichen der Nebengesteine verlaufenden Bänder farblosen Serizitphyllits mit Lagerquarz-Mobilisaten. Ich habe sie systematisch kartiert. Sie dürften in diesem Abschnitt der Grauwackenzone GleitTeppiche mit alpidischem Stoffumsatz gewesen sein. Mayrdörfl-, Au- und Ennstal Die eingangs genannte S c h w a r z s c h i e f e r z o n e m i t E i s e n d o l o m i t bei der Ortschaft Schwaighof streicht bis in das Ennstal. An ihren steil S-fallenden Hängen gibt es Hangrutschzonen und modellförmige, staffelförmig abgestufte Bergzerreißungsklüfte, besonders in den Gebieten N Schwaighof, N Kitzstein und N Schloß Höch. Östlich des S–N-verlaufenden Mayrdörflbaches springt die N-Grenze der Schwarzschieferzone mit Eisendolomit bis zur Linie Zollweg – Reitdorf nach N vor. Die Schwarzschieferzone nimmt somit den 1,5 km breiten Streifen nördlich der Wagrainer Längstalfurche ein. Und es fehlen in diesem Raum bis zum Ennstal Fortsetzungen der Liegendserien des Schwaighoftal-Faistalkopf-Profiles (Metavulkanit-Hauptzug, Ginau-Metasandstein und Schichtfolge der Faistalkopf-S-Flanke). Ich fand keine Felsaufschlüsse unter der Quartär-Bedeckung des mittleren Mayrdörfltales, sondern nur Bergsturz, Hangschutt und Moräne. So bleibt die Frage offen, ob eine steile Störung, oder ob achsiales E-Abtauchen der Liegendserien dieses nördliche Vorspringen der Schwarzschiefer an der E-Seite des mittleren MayrdörfItales bedingt. Weil aber im Quellbereich dieses Tales S Blümeck die Gesteine der N-Flanke des Faistalkopfes ungestört zum Ennstal weiterstreichen, dürfte keine Störung, sondern achsiales E-Abtauchen vorliegen. Auch die Schlucht des Autales ist im mittleren Abschnitt von Bergsturz und Hangschutt bedeckt. Die E-Seite des Gebietes wird vom Moränenplateau Gasteg – Schloß Höch – Reitecksee eingenommen. Außer monotonen Schwarzschieferaufschlüssen lässt sich nur Folgendes über den prä-quartären Felsuntergrund des Gebietes zwischen Mayrdörfltal und Ennstal aussagen: Den N–W-streichenden und S-fallenden Schwarzschiefern bei Schütt und Kitzstein sind Serizitphyllite mit wenig Quarzit eingelagert. Den Wasserfall des Aubaches (SH. 960 m) bedingt eine 15 m mächtige, konforme Einschaltung aus Bänderkalk und Eisendolomit. Eine solche gibt es auch in der Steilstufe des Höch-Plateaus zur Alluvialebene der Enns (250 m NW Elektrischem Umspannwerk Feuersang). Hier ist eine streichende Fortsetzung zu analogen Gesteinen des verlassenen Eisenbergbaues Thurnhof am orographisch rechten Rand des Ennstales wahrscheinlich. Ferner gibt es vererzten Schwarzphyllit am neuen Güterweg 300 m NNW des genannten Umspannwerkes. Außerdem ragt am Plateau ein vererzter Quarzit-Härtlingszug 500 m E Schloß Höch aus der Moräne hervor. Im Quellgebiet des Aubaches schließen WNW-streichender Quarzit und Metavulkanit in Fortsetzung der Gesteinszüge des Faistalkopf-Blümeck-Kammes das monotone Schwarzschiefer-Areal gegen N ab. Es sei noch erwähnt, dass das Areal der Schwarzschiefer im Umkreis des Höch-Plateaus häufig auch N-fallende s-Flächen aufweist. Es ist daher denkbar, dass die weite Höch-Plateaufläche nicht allein durch Talerosion, sondern auch durch eine tektonische Mulde im verhältnismäßig weichen Felsuntergrund (Schwarzschiefer) mitbedingt ist. Die auf dem Höch-Plateau auflagernde M o r ä n e weist über 4 m mächtigen Geschiebelehm und 2 markante, NE-streichende Wälle auf. Zwischen diesen befindet sich ein sumpfiges Tälchen mit dem Reitecksee. Der Aufbau des südöstlichen Walles ist in steilen Bachanrissen gut sichtbar. Der Wall wird von glazial gerunde293 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at tem Blockwerk mit bis 2 m [ aus hauptsächlich Dolomit und anderen Gesteinen der Radstädter Tauern gebildet. Es dürfte sich um einen spätglazialen Endmoränenwall des Pleißlinggletschers (etwa: Gschnitz-Stadium) handeln. Der parallel verlaufende, höhere nordwestliche Wall ist von S Schloß Höch bis zur Enns bei Ransburg 2,2 km lang, aber leider durchwegs von Vegetation bedeckt. Bei Schloß Höch befinden sich auf ihm erratische Blöcke von 3 m x. Mangels derzeitiger Aufschlüsse kann vorläufig keine Aussage über die Innenstruktur dieses Walles gemacht werden. Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in der Grauwackenzone auf Blatt 126 Radstadt W ALTER K URZ (Auswärtiger Mitarbeiter) Das kartierte Gebiet liegt im Westteil des Kartenblattes 126 Radstadt, zwischen Hüttau im Westen und Eben im Pongau und dem Framingbach im Osten sowie zwischen dem Blümeck im Süden und dem Naßberg, Österreichberg und Vorderkogel im Norden. Geologisch befindet man sich im Südteil des Gebietes innerhalb der östlichen Grauwackenzone, im Nordteil innerhalb der Werfener Schichten. Innerhalb der Grauwackenzone konnten folgende kartierbare Einheiten in wechselnder Abfolge unterschieden werden: 1) Hellgraue Serizitquarzite und Serizitschiefer. Diese sind sehr feinkörnig und treten innerhalb von dunklen Glimmerschiefern in dünnen Lagen auf. Sie sind durch einen wechselnden Anteil an Quarz und Albit charakterisiert. 2) Dunkle (Biotit-)Quarzite unterscheiden sich von den Serizitschiefern durch höhere Gehalte an sehr feinkörnigem Biotit und durch ihre braune bis dunkelgrauschwarze Färbung. Auch sie können lokal Albit führen. 3) Kalkschiefer sind von nur untergeordneter Bedeutung, ebenso wie 4) Grünschiefer, die einzelne geringmächtige Leithorizonte bilden. Sie bestehen im Wesentlichen aus Chlorit, mit geringen Anteilen an Albit, Quarz und Muskowit. 5) Albit-Seritschiefer (Arkoseschiefer) sind fast immer mit Grünschiefern assoziiert, treten aber nur untergeordnet auf. Sie bestehen fast ausschließlich aus 1–2 mm großen Albiten und aus Muskowit-Serizit. Die Protolithe bilden wahrscheinlich (saure) Tuffe. 6) Biotitschiefer und Biotitphyllite bzw. Schwarzschiefer bestehen in ihrer Hauptmasse fast ausschließlich aus Biotit, untergeordnet aus Chlorit und Quarz; der Quarzanteil der Biotitschiefer ist höher, Schwarzschiefer führen Graphit. Auch Kiesvererzungen sind häufig. Nördlich von Girlach wurde in zwei Versuchsstollen die Abbauwürdigkeit erkundet. Biotitschiefer und Biotitphyllite bauen den Großteil dieses Abschnittes der Grauwackenzone auf. 7) Im Hangendteil der Grauwackenzone kommen innerhalb der Biotitschiefer und Biotitphyllite Geröllschiefer vor. Weiße, rötliche oder violette Quarzgerölle schwimmen dabei in einer Matrix aus Biotit, untergeordnet aus Chlorit und Quarz. 294 8) Im Übergangsbereich zu den Werfener Schichten findet man häufig dunkelgraue bis schwarze Tonphyllite. Innerhalb der Werfener Schichten können Sandsteine, Ton- und Siltsteine sowie Tonschiefer unterschieden werden. Vor allem die Sandsteine sind in einzelnen Horizonten gut verfolgbar und wurden somit gesondert ausgeschieden. An der Basis der Werfener Schichten findet man vereinzelt Brekzienlagen- und Linsen. Im kartierten Gebiet erreichen die Komponenten dieser meist matrixgestützten Brekzien maximal 3 cm. Eine weitere detailliertere Unterscheidung einzelner Lithologien innerhalb der Werfener Schichten war aufgrund der Aufschlussverhältnisse und Geländegegebenheiten nicht möglich. Weiters bestehen kontinuierliche Übergänge zwischen Ton-, Silt- und Sandsteinen. Sämtliche Varietäten der Werfener Schichten zeigen unterschiedlichste Färbung (hellgrau-weiß, rot-violett, grün), wobei i.A. grün dominiert. Eine Unterscheidung mit Tonphylliten der Grauwackenzone ist im Übergangsbereich zu den Werfener Schichten oft schwierig, da die Ton- und Siltsteine an der Basis der Werfener Schichten stärker verschiefert sind. Ob zwischen Grauwackenzone ein primärer oder tektonischer Kontakt besteht, konnte nicht restlos geklärt werden. Wenige Einzelaufschlüsse im Langbruckwald lassen eher auf einen primären Kontakt schließen. Vereinzelt sind Sedimentstrukturen, wie Rippel und Kreuzschichtungen, gut erkennbar. Die Werfener Schichten werden lokal von Rauhwacken überlagert, die bereits an ihrer ockergelben Färbung und ihrer zelligen Verwitterung erkennbar sind. Vor allem im Bereich der Harmlalm treten Rauhwacken mächtiger auf. Darüber folgen geringmächtige Mergel, massige, teilweise gebänderte, mittelgraue, feinkörnige Kalke und dunkelgraue Massendolomite, die wahrscheinlich dem Anis zuzuordnen sind. Diese Dolomite treten vor allem im Bereich des Palfen mächtiger auf. Innerhalb der Grauwackenzone zeigen alle lithologischen Einheiten eine penetrative Schieferung, die E–W bis ENE–WSW streicht und mittelsteil bis steil mit 50 bis 89° nach N einfällt. Ein dazugehöriges Streckungslinear liegt subhorizontal und ist ca. E–W- bis NW–SE-orientiert. Das Einfallen wird nach N generell steiler. Im Nordostteil des bearbeiten Gebietes biegt das Streichen weiters auf NE–SW um. Charakteristisch ist ein N- bis NE-vergenter Faltenbau, wobei die Lithologien um subhorizontale, E–W- bis NW–SE-streichende Faltenachsen offen bis geschlossen verfaltet werden. Die Schichtung innerhalb der Werfener Schichten liegt parallel zur penetrativen Schieferung in der Grauwackenzone. Auch die Werfener Schichten wurden von einer Verfaltung um E–W- bis NW–SE-streichende Faltenachsen betroffen. Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Quartär auf Blatt 126 Radstadt M ECHTHILD S UTTERLÜTTI (Auswärtige Mitarbeiterin) Im Rahmen der diesjährigen Kartierung wurden die quartären Ablagerungen und Phänomene an den Talflanken und im Talbereich aufgenommen. In die beim Amt des Landes Salzburg aufliegenden Bohrungen wurde Einblick genommen und mit den Geländedaten verglichen. Das Kartierungsgebiet wird im Süden durch den Litzlingbach begrenzt und zieht sich dann von Feuersang ent- ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at lang der westlichen und östlichen Talflanken bis ca. 1000 Hm in Richtung Norden, über Eben bis zum Fritzbachtal. Im Osten reicht es bis zur Brücke der Bundesstraße nach Filzmoos über den Fritzbach. Als westliche Begrenzung wurde die Ansiedlung Hub genommen. Festgestein Es wird aus den Gesteinen der Grauwackenzone (GWZ) aufgebaut, die überwiegend aus dunklen Phylliten (Pinzgauer Phyllite) bestehen. Es wurden aber auch Karbonate, Talk- und Grünphyllite sowie massigere Schiefer gefunden. Im Norden des Gebietes, im Pichlgraben, liegt sie bei 940 Hm direkt auf den Terrassenschottern, wobei sie etwa 5 m mächtig und sehr gut konsolidiert ist. Sie enthält viele polierte und gekritzte Gerölle (Kalke auch aus den NKA). Ansonsten dominiert wieder das lokale Spektrum. Von hier konnte die Grundmoräne nach Westen bis zur Arbeitsgebietsgrenze verfolgt werden, wobei sie deutlich stärker umgelagert ist. Glaziale Ablagerungen Ältere Terrasse Im nördlichen Arbeitsgebiet wurde westlich von Gasthof (Nördlich Autobahnbrücke Fritzbach) und nördlich der Autobahn ein ca. 80 m mächtiger Terrassenkörper kartiert, der im Pichlgraben östlich Pichl aufgeschlossen ist. Im unteren Bereich bis ca. 880 Hm ist das Material stark umgelagert und die gesamte Morphologie ist kuppig und unregelmäßig, wodurch sich die jüngere angelagerte Eisrandterrasse nicht leicht abgrenzen lässt. Bergseitig ist im Pichlgraben bei 920 Hm das unterlagernde Festgestein und bei 940 Hm die überlagernde Grundmoräne aufgeschlossen. Die Terrasse wird aus einer Wechsellagerung von Kiesen, Sanden und Schluffen aufgebaut. Das Geröllspektrum wird von GWZ-Komponenten dominiert, wobei mehr kristalline und karbonatische Gerölle als in der tieferliegenden Eisrandterrasse vertreten sind. In den feinklastischen, schluffigen Sanden und Schluffen, die bis zu 15 m mächtig aufgeschlossen sind, konnten Rippel-Horizontalschichtung und auch Dropstones gefunden werden. Die wechsellagernden Sand- und Kieslagen haben unterschiedliche Sortierung, wobei diese in den obersten Metern deutlich schlechter ist und Gerölle bis 30 cm zu finden sind. In diesem Bereich, der fast nur kantengerundete Gerölle aus dem unmittelbaren Nahbereich enthält, konnten auch gekritzte Gerölle gefunden werden, die ebenfalls, wie die Dropstones, auf die eisnahe kaltzeitliche Bildung hinweisen. Lagenweise können die Sande und Kiese konglomeriert sein, vor allem, wenn sie auf einer besser stauenden Schlufflage aufliegen. Die Kiese und Sande weisen Schräg- und Horizontalschichtung auf und fallen oft steil ein. Genetisch dürfte dieser Terrassenkörper kurz vor der Eisüberdeckung geschüttet worden sein, wobei dies auch in einer Schwankungsphase während der Eiszeit möglich gewesen ist. Sedimentologisch kann man die Abfolge in den distalen Deltabereich stellen, da die feinklastischen Sedimente größere Mächtigkeiten erreichen. Die Schüttungsrichtung im Bereich des beschriebenen Grabens ist im oberen Bereich überwiegend aus Norden (sehr frische und lokale Gerölle). Im unteren Bereich weist die bessere Rundung und das größere Spektrum auf ein größeres Einzugsgebiet hin. Eisrandterrasse Entlang des Fritzbachtales, aber auch bis Eben hinein, lässt sich ein großer Terrassenkörper ausscheiden, in dem auch die Erkundungsbohrungen für den Autobahnbau abgeteuft wurden. Die maximale Mächtigkeit ist schwer abzuschätzen, da in keiner Bohrung das Festgestein erreicht wurde. In einer Bohrung, die 1993 unterhalb der Autobahnbrücke neben dem Fritzbach abgeteuft wurde, konnte bis zur Endteufe bei 40 m kein Festgestein nachgewiesen werden. Aufgeschlossen sowie auch in den „Autobahnbohrungen“ beschrieben ist eine Abfolge von schlecht sortierten Schottern sowie eine feinklastische Abfolge von schluffigen Sanden und sandigen Schluffen, die bei Kte 826 im Fritzbachtal über 10 m mächtig sind. Dropstones, rasch wechselnde Schüttungsrichtungen (auch aus SW), verkippte Sedimentblöcke und umgelagerte Schluffflatschen (was nur im gefrorenen Zustand möglich ist), Wickelschichtung (weist auf rasche Sedimentation hin) sedimentologische Strukturen, die für eine Eisrandterrasse sprechen. Auch westlich der Autobahnbrücke über den Fritzbach werden die feinklastischen Ablagerungen in Anrissen sichtbar und in den Bohrungen dokumentiert (z.B. Bohrung für die Strassergrabenbrücke: Mächtigkeit von 11 m). Sie können mit schlecht sortierten Kiesen wechsellagern. Südseitig des Fritzbaches sind unmittelbar unter der Autobahnbrücke und westlich davon schlecht sortierte, überwiegend konglomerierte Schotterlagen mit bis zu m-großen Blöcken aufgeschlossen. Sie sind gut gerundet, teils imbrikiert und enthalten besser sortierte Schrägschichtungskörper. Das Spektrum weist GWZMaterial, aber auch Gneis-, Amphibolit-, Quarzitgerölle auf. Nach dem Rückzug des Gletschers wurde der Talboden rasch verfüllt, wobei sich ein See gebildet hat. Die Verfüllung des Sees dürfte nicht nur von Westen und aus den unmittelbaren Seitenbächen erfolgt sein, sondern auch vom Süden her (vgl. Aufschlüsse Autobahnbrücke Fritzbach ), womit die heutige Wasserscheide bei Eben damals nicht gegeben war. Ein möglicher höherer Eisrandterrassenrest findet sich westlich von Eben und im Süden des Gebietes im Litzlingtal nördlich des Scharfettgutes. Grundmoräne Im südlichen Teil des Gebietes konnte auf dem Festgesteinsrücken südwestlich von Reitdorf umgelagertes Moränenmaterial gefunden werden (gekritzte Gerölle, erratische Kristallingerölle in hellbrauner Martix). Im Graben südlich von Fischer (Autobahnabfahrt Radstadt) ist bei 950 Hm eine gut konsolidierte, graue, überwiegend aus lokalen Geröllen bestehende Moräne aufgeschlossen, die auch gut bis sehr gut gerundete Kristallingerölle (Quarzite, Amphibolite) und gekritzte Karbonatgerölle enthält. Postglaziale Talentwicklung Massenbewegungen – Instabile Hangbereiche: Die dem Festgestein aufliegende Verwitterungsschwarte bei entsprechendem Gefälle zu Bodenkriechen, Sackungen und Kleinrutschungen. Dies kann auch in den Terrassenkörpern, vor allem am Übergang zu stauenden Schichten, die sich durch Wasseraustritte und Quellhorizonte bemerkbar machen, vorkommen. – Rutschungen: Durch die Erosion entlang der Bäche ist der Hangfuß oft übersteilt und als Ausgleichsbewegung 295 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at kommt es zu Rutschungen. Verstärkt wird dies noch in den schattigen Nordlagen (vgl. Fritzbachtal, Pichlgraben, aber auch im Festgestein wie Mayrdörflgraben oder Höllberggraben). Schwemmfächer Am Ausgang vieler Seitentäler wurden Schwemmfächer geschüttet, die aufgrund des leicht erodierbaren Festgesteins großräumig sind und aufgrund der geringen Vernässung als Erstes besiedelt wurden (vgl. Eben, Reitdorf). Heutiges Talniveau Entlang des Litzlingbaches und der Enns entwickelten sich weite Schwemmebenen, die oft feucht und versumpft sind und überwiegend landwirtschaftlich genutzt werden. Bei einer 10-m-Bohrung bei der Autobahnabfahrt Feuersang wurden sandig-schluffige Kiese und kiesige Schluffe erbohrt. Entlang des Fritzbaches, der tief eingeschnitten ist, konnte sich nur eine schmale Austufe entwickeln. 135 Birkfeld Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im paläozoischen Anteil auf den Blättern 135 Birkfeld und 165 Weiz H ELMUT W. F LÜGEL (Auswärtiger Mitarbeiter) Blatt 135 Birkfeld In Weiterführung der Aufnahmen 1997 wurde die Aufnahme der mittelsteil SW-verflächenden Kalke der Hochschlag-Formation westlich der Brandlucke bei Heilbrunn fertiggestellt. Sie trennen hier die Heilbrunner-PhyllitFormation im Liegenden von der mit Metavulkaniten und wenigen geringmächtigen Kalklinsen verknüpften Passailer-Phyllit-Formation im Hangenden. Derzeit ungeklärt sind die Gegebenheiten südlich des Pommersberg. Hier unterlagern SO „Schönes Kreuz“ die Passailer-PhyllitFormation mit SW-Streichen Schwarzschiefer des Rauchenberg-Members. Zwischen Greith und dem Kohlgraben trennt sie eine schmale Schöckelkalkrippe von Schwarzschiefern und plattigen Kalken, die dem Kreuzwirt-Member zuzuordnen sind. Bei mittelsteilem NW-Fallen schaltet sich in sie im Gehänge gegen den Patschaberg südlich des Kohlgrabens eine weitere Schöckelkalkrippe ein. SE einer Linie, die von Pkt. 1022 gegen die Quellmulde des Poniglgraben zieht, bauen den Patschaberg Schöckelkalke als Basis der Hirschkogelmulde auf. Die beschriebene Schuppenzone des Patscha-N-Hanges wird östlich von Gschaid durch eine NW-Störung von ihrer östlichen gegen Eibisberg-Oberegg ziehenden und gegen NW-versetzten Fortsetzung getrennt. Die Umbiegung der konstant NE-streichenden SchöckelkalkSchönberg-Folge in die konstant SW-ziehende Folge östlich des Poniglgraben erfolgt südlich des Eibisberger sehr abrupt, jedoch ist hier die Aufnahme noch nicht abgeschlossen. Innerhalb dieser Schöckelkalke treten Züge plattiger dunkelblauer Kalke auf, die jedoch zufolge der starken Schuttbildung nur an den Forststraßen des ZetzWesthanges eine Abgrenzung erlauben. Die früher genannten Schwarzschiefer des Rauchenberg-Members zwischen Pommersberg und Eibisberg können gegen SE bis in den Quellbereich des Pöstelbaches als Liegendes des Schöckelkalkzuges des Zetz verfolgt werden. Sie werden unterlagert von der Passailer Phyllit-Formation bzw. den unter diesen folgenden Kalken der Hochschlag-Formation respektive den Gesteinen der Heilbrunn-Phyllit-Formation als südöstliche Fortsetzung des Profiles der Brandlucke. Südwestlich des Harlbertl folgt über der konstant SWfallenden Passailer-Phyllit-Formation ein weiter Kalkzug, 296 der sich bis über den Holzerbauer verfolgen lässt und in die Marmore des Steinbruches westlich Ruine Waxenegg übergehen könnten. Das Hangende dieses Zuges bilden die weißen bis hellgrauen Dolomite des Egg-Members der Raasberg-Formation. Sie grenzen störungsbedingt zwischen Hohe Zetz und Gehöft Krones im Poniglgraben an die Schöckelkalke des Zetz. Zwischen Heuberger und Wittgruber bzw. südlich davon im Raum Angerer Zeil – Gschnaidt kommt ihre metamorphe Unterlage zutage. Erst knapp nördlich des Raasberggipfels treten erneut Schöckelkalke als Hangendes der Dolomite auf. Der Nordschenkel der Hirschkogelmulde besteht im Hangenden der Schöckelkalke des Patschaberg aus Kalken und Schwarzschiefern des Kreuzwirt-Members verschuppt mit Gesteinen des Stroß-Karbonat-Members. Nur örtlich lassen sich hier die Dolomite des Egg-Members kartenmäßig abtrennen. Das Hangende dieser Folge beiderseits des Gössental bilden die Gesteine der Hirschkogel-Phyllit-Formation. Der SO-Schenkel der Mulde über den Schöckelkalken in Fortsetzung der Zetzwand bilden SW-streichend die Dolomite des Egg-Members sowie in deren Liegendem vorwiegend graue Kalke, die als Teil des Stroß-Karbonat-Members gedeutet werden. Blatt 165 Weiz Die von Blatt Birkfeld gegen SW ziehende Folge von Schöckelkalk-Stroß-Karbonat-Member und Egg-Member baut, von Störungen in einzelne Blöcke zerlegt, zwischen Naasbach und Oberdorf den Landschakogel auf. Die südöstlich folgenden Kalke und Dolomite der StroßKarbonat-Member um Landscha dürften durch die Störung von der genannten Abfolge getrennt werden, die südlich der Zetzwand das Egg-Member von den Schöckelkalken des Hohen Zetz trennt. Der Südhang des Raasberges besteht vom Liegenden ins Hangende aus roten, gelben und grauen Kalken und Rauhwacken (= Stroß-Karbonat-Member), hellgrauen bis weißen Dolomiten (= Egg-Member) und Schöckelkalk. Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Grobgneiskomplex und im Strallegg-Komplex auf Blatt 135 Birkfeld A LOIS M ATURA (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Berichtsjahr wurde die Kartierung in der Osthälfte des Blattgebietes gegen Süden bis etwa zur Linie Grub – Wildwiesen ausgedehnt und damit aus dem Grobgneis- ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at komplex in das Verbreitungsgebiet des „Strallegger Gneises“ vorgedrungen. Die bisher geltenden Vorstellungen über den geologischen Bau dieses Bereiches bzw. dessen kartenmäßige Konfiguration in den bisherigen Darstellungen (R. S CHWINNER, 1935; H. W IESENEDER, 1981; H. R EINDL, 1990) konnten in groben Zügen bestätigt werden. Doch ergibt die neue Kartierung im Einzelnen nicht nur beträchtliche Abweichungen in der kartenmäßigen Abgrenzung, sondern auch Klarstellungen bezüglich der Gruppierung bzw. Zusammengehörigkeit verschiedener Gesteinsarten. Über der Permotrias-Hülle der Wechsel-Einheit folgen im Joglland p h y l l i t i s c h e b i s p h y l l o n i t i s c h e G r a n a t g l i m m e r s c h i e f e r vom Typus „Tommerschiefer“ (siehe Bericht 1997) und P h y l l i t e . Die „Tommerschiefer“ lassen sich nun weder von den Phylliten scharf abgrenzen, noch sind die vom nahe gelegenen Typusgebiet bekannten Merkmale der „Tommerschiefer“, jene ausgewalzten, 5–10 mm großen Hellglimmer-Aggregate (fragliche Pseudomorphosen nach Staurolith oder Andalusit), besonders kennzeichnend oder auffällig im Blattgebiet verbreitet; außerdem ist schon R. S CHWINNER, der 1932 (Sitzber. 141, S. 336) erstmals den Begriff „Tommerschiefer“ eingeführt hat, eine überzeugende Begründung für die besondere Eigenständigkeit dieser Formationschuldig geblieben, sodass die weitere Verwendung des Begriffes „Tommerschiefer“ im Blattgebiet zumindest umständlich und verwirrend, möglicherweise auch missverständlich und irreführend (siehe weiter unten) wäre und daher von mir für die betreffenden Serien der direkten petrographischen Bezeichnung der Vorzug gegeben wird. Im entsprechenden tektonischen Niveau am Ostrand des Fischbacher Fensters sind den phyllitischen Granatglimmerschiefern und Phylliten („Quarzphylliten“) auch einzelne Amphibolitzüge eingeschaltet. Darüber lagert mit intrusivem, aber tektonisch meist deutlich überformtem Kontakt der G r o b g n e i s , im Osten bei Wenigzell geschlossen und mehrere hundert Meter mächtig, im Bereich des Feistritztales örtlich in Zonen aus Linsen und Lagen aufgelöst. Leukophyllitbildung ist nicht nur auf die Liegend- oder Hangendgrenze beschränkt; im Grenzbereich (Fraunbachgraben) ist auch massiger Amphibolit anzutreffen. Die durch den Geländeanschnitt überzeugend untermauerte höchste Position in diesem Bereich nimmt ein Komplex von Migmatitgneisen und Glimmerschiefern ein. Für die Migmatitgneise hat R. S CHWINNER (1932) den Begriff „Strallegger Gneis“ eingeführt. Die Migmatitgneise sind kompakte Gesteine, im Gelände häufig steile Schultern oder Kuppen bildend (dort gewöhnlich blockig zerglitten), verbreitet rostig verwitternd. Das stromatitische Migmatitgefüge ist örtlich erhalten. Die ursprünglichen Komponenten wie Granat, Biotit, Sillimanit, Disthen, ?Andalusit und Feldspat liegen meist weitgehend in einen Filz aus Hellglimmer, Chlorit, Chloritoid umgewandelt vor, nebst Quarz und Ilmenit. Der Unterschied zu den Glimmerschiefern und ihren retrograden Entsprechungen ist gering, die scharfe gegenseitige Abgrenzung im Gelände schwierig und an der Grenze wissenschaftlicher Seriosität. Migmatitgneise und Glimmerschiefer bilden also eine Einheit, eine tektonische Einheit, denn die Untergrenze, meist markiert durch Phyllonitisierung, liegt diskordant zum Unterbau, grenzt teils direkt an Grobgneis an, teils sind Phyllite oder Glimmerschiefer zwischengeschaltet. Diese Einheit, S t r a l l e g g - E i n h e i t oder S t r a l l e g g K o m p l e x , ist zunächst besonders gekennzeichnet durch das Fehlen von Grobgneis. Die Nordgrenze liegt weiter nördlich als bisher angenommen und ist etwa 800 m S der Kapelle 982 im Sattelbereich des Ebenviertels anzunehmen. Auch die Verteilung der kompakten „Strallegger Gneise“ ist anders als bisher angegeben, z.B. E Pacher, im Zwieselgraben, am Grauen Stein und W davon. Dem Geländeanschnitt entsprechend reicht die Untergrenze der Strallegg-Einheit im Fraunbach-Zwieselbachgraben-Bereich (Ödbauer) und in der Strallegger Senke (Hochegger) weit nach Osten. Zu den bisherigen Darstellungen ergeben sich nun folgende k r i t i s c h e A n m e r k u n g e n : Bei R. S CHWINNER (1935) (der Blattschnitt reicht nur bis Fischbach im Norden und Wenigzell im Osten) ist die kartenmäßige Konfiguration dieser Einheit – in kräftigem Rotbraun deutlich herausgestellt – im Allgemeinen zu bestätigen. Aber, den GlimmerschieferAnteil den „Tommerschiefern“ zuzuordnen, ist abzulehnen. Gleiches gilt auch für die grundsätzlich entsprechende Darstellung bei H. W IESENEDER (1981); dazu kommt noch, dass W IESENEDER für den Bereich an der östlichen Blattgrenze, wo die Gesteinsserien aus dem nahen Tommergebiet ungestört herüberstreichen, die neutrale Bezeichnung „phyllitische Glimmerschiefer“ wählt und eben nicht „Tommerschiefer“, was hier zutreffend wäre. Die in der Steiermarkkarte von F LÜGEL & N EUBAUER erfolgte Zusammenlegung von „Strallegger Gneis“ und „Tommerschiefer“ unter derselben Signatur steht im Lichte der neuen Ergebnisse dem Verstehen des geologischen Baues entgegen; außerdem ist auch das Bild einer Einheit aus Migmatitgneisen und Glimmerschiefern im Raum Strallegg, von W IESENEDER und S CHWINNER richtig erkannt und dargestellt, in der Steiermarkkarte unberücksichtigt geblieben. H. R EINDL (1990) bringt einen Gebietsausschnitt (Raum Strallegg-Miesenbach); dem begleitenden Kartierungsbericht ist ebenfalls zu entnehmen, dass Glimmerschiefer und Migmatitgneise als oberstes Stockwerk zusammenzufassen sind und aufgrund des weitgehend ähnlichen Mineralbestandes die Entstehung der Glimmerschiefer aus den Migmatitgneisen durch Diaphthoresedenkbar sei. Neben dem Fehlen von Grobgneis ist das Auftreten von D i s t h e n q u a r z i t besonders kennzeichnend für die Strallegg-Einheit. Der typische Disthenquarzit ist ein unauffällig lichtgraues, mitunter undeutlich gesprenkeltes, schwach geschiefertes Gestein aus Quarz, Disthen (z.T. Blasten mit Einschlusszügen) und Sheridanit (Al-reicher Klinochlor) – R EINDL erwähnt auch K-Feldspat, der in meinen bisherigen Proben aber nicht aufgetreten ist –, akzessorisch Rutil, Brookit. Hellglimmer kann den Disthen teilweise bis gänzlich ersetzen. Disthenquarzit bildet dm- bis mehrere m mächtige Einschaltungen in Migmatitgneisen oder Glimmerschiefern. Diese Vorkommen lassen sich nur vage zu geschlossenen Zügen zusammenfügen. Sie belegen jedenfalls die Zugehörigkeit der umgebenden Gesteine zur Strallegg-Einheit. Von den neu gefundenen Vorkommen seien hier nur jene am Höhhansl und E Ob. Wurzwaller als nördlichste und jenes 600 m W Grauer Stein als das vorerst westlichste angeführt. Auf der bewaldeten Kuppe S Wenigzell (N Weiler „In Reith“) sind den Migmatitgneisen G r a p h i t q u a r z i t e eingeschaltet. Kleine Vorkommen von Leukogranitgneis liegen „Auf der Halt“ (W Höhhansl) und NE Krauserschöckl. Jungtertiäre Blockschichten und geröllführ e n d e A b l a g e r u n g e n begleiten das Lafnitztal linksseitig aufwärts bis Zinsenhöf. Von der Mündung des Kraxenbachgrabens reicht ein unregelmäßiger Blockschichtenkörper den Kaisergraben querend bis an Wenigzell heran nach Westen. Auffällige Verebnungsflächen in 297 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at 800 m bis 950 m Höhe im Ebenviertel, S St. Jakob, zwischen Höhhansl und Steinberg und SSW Lafnitzegg lassen sich zu einer weitgespannten beckenartigen Flur verbinden, die vermutlich ebenfalls jungtertiären Alters ist und dem Wenigzeller Gebiet den besonderen landschaftlichen Reiz verleiht. E „Im Winkl“ und E „In Zinsenhöf“ befinden sich innerhalb dieser Verebnungsflächen je ein nur wenige ha großes Hochmoor; ersteres, das „Sommersguter Moor“ ist seit 1983 Naturschutzgebiet. Ein anderer, vermutlich jungtertiärer Körper von geröllführenden Ablagerungen reicht von Strallegg nach WSW bis in das Feistritztal hinunter. Eine flach nach NW geneigte Verebnungsfläche in etwa 900 m Höhe SE Strallegg zwischen den Gehöften Hofstätter, Lechner und Remmelhofer ist möglicherweise auch mit jenen oben erwähnten zu korrelieren. An den Flanken des beherrschenden Bergrückens setzen im Abschnitt zwischen Krauserschöckel und Toter Mann wenige Meterzehner unterhalb der Firstlinie auffallende ausgedehnte Blockmeere mit bis zu mehrere m 3 großen Komponenten an. Sie reichen gegen NE bis an Wenigzell heran, gegen WSW bis in den Arbesbachgraben N Hofstätter. Die Alterseinstufung ist unsicher. Im Ostfuß des Feistritztales wurde WNW Strallegg, im Bereich des Gehöftes Popp eine vermutlich alte Rutschmasse von 400 m bis 600 m Breite lokalisiert. Die steilen Abrissfugen in etwa 850 m Höhe sind etwas gestaffelt; Blockwerk mit mächtigen Komponenten reicht bis zur Sohle des Feistritztales in 650 m Höhe hinunter. 143 St. Anton am Arlberg Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in den Nördlichen Kalkalpen (Lechtaler Alpen) auf Blatt 143 St. Anton am Arlberg K LAUS H EPPE (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Rahmen der geologischen Landesaufnahme der ÖK 143 St. Anton am Arlberg erfolgte in den Sommermonaten 1998 eine Neukartierung am nordwestlichen Rand des Kartenblattes im Maßstab 1 : 10.000. Das bearbeitete Gebiet wird im Westen durch den Lech und im Osten durch das Bockbachtal begrenzt. Die südliche Abgrenzung stellt eine gedachte Linie zwischen Krabachspitze, Rüfispitze, Rüfikopf und der Ortschaft Lech dar. Die nördliche Kartiergrenze ist durch den Kartenrand gegeben. Die Ausführung der Kartierung verlief aufgrund der guten Aufschlussverhältnisse und der stabilen Wetterlage zügig. Die Geländeaufnahmen werden im Bereich östlich des Höhenzuges Wösterhorn – Höllenspitze 1999 ergänzt und abgeschlossen. Stratigraphie A l p i n e r M u s c h e l k a l k tritt im Kartiergebiet als stratigraphisch älteste Gesteinseinheit am westlichen Fuß des Rüfikopfes im Walkerbach und Lech auf. Der durch unregelmäßige Schichtflächen auffallende, grobe, teilweise verkieselte und helle Kalkstein zeigt in Aufschlüssen am Walkerbach einen flaserigen Charakter. Die Einschaltung eines schmalen, grünen Tuffbandes (Pietra verde) deutet auf Oberen Muschelkalk hin. Die im Hangenden anschließenden P a r t n a c h s c h i c h t e n sind am Ortsausgang von Lech in Richtung Zürs und an der NE-Flanke des Rüfikopfes am Walkerbach aufgeschlossen. Die hier anstehende Partnach-Fazies besteht aus scharf zerbrechenden Schwarzschiefern und Mergeln mit eingeschalteten, gelb-anwitternden, dm-großen Karbonatlinsen. Die Partnachschichten verzahnen sich mit den mächtigen A r l b e r g s c h i c h t e n , die aus grauen, gebankten, teilweise laminierten Kalken bestehen, in denen vereinzelt eingeschaltet Mergel und Dolomite zu verzeichnen sind. Das häufige Auftreten von Stylolithen ist neben einer oftmals sequenziert erscheinenden Anordnung der einzelnen Schichtglieder ein gutes Kriterium, um den ähnlichen 298 Hauptdolomit abzugrenzen. Arlbergschichten treten östlich von Lech am Fuße des Rüfikopfes und am Wösterhorn auf. Als Besonderheit in diesem Raum tritt ein von A MPFERER (1930) erstmals beschriebener grünlich-brauner Tuff des Ladin auf, der mit einer Mächtigkeit von 70 m, mehrmals absetzend, an der lechseitigen Steilkante des Rüfikopfes auskeilt. Der in die Literatur als L e c h t a l e r V u l k a n i t eingegangene Tuff ist besonders gut in den Tobeln auf halber Höhe zur Schäflialpe aufgeschlossen. Er zeigt eine deutliche Gradierung mit einer basalen Anreicherung an Lapilli. Die sich stratigraphisch anschließenden R a i b l e r s c h i c h t e n stellen im Idealfall eine dreifach sequenzierte Abfolge von Klastika (Sandsteine, Schiefer), Karbonaten (Kalke, Mergel) und Evaporiten (Rauhwacken, Gipse) dar. Ein vollständiges Profil kann nicht nachgewiesen werden. Im Bereich der Schafalpe ist zumindest ein Zyklus vorhanden, da neben Klastika und Rauwacken das Auftreten von zahlreichen Dolinen indirekt auf Evaporite schließen lässt. Gips (als Lesesteine) findet sich neben anstehenden Rauhwacken westlich der N und S Wösterspitze und an der SE-Flanke des Wösterhorn. Morphologisch bilden die Raiblerschichten, von den verwitterungresistenteren Abfolgen des Hauptdolomit und der Arlbergschichten begrenzt, deutliche Verebnungen, Senken und flache Wiesenhänge. Der H a u p t d o l o m i t bildet zahlreiche Gipfel im Untersuchungsgebiet. Der rhythmisch gebankte, graue, teilweise laminierte Dolomit ist oftmals gut geklüftet und verwittert in großen Trockenschuttfächern, die deutlich den Gipfelcharakter von Rüfikopf, Rüfispitze, Gümplespitze, N Wösterspitze, Mittagspitze und Höllenspitze prägen. Aus dem Hauptdolomit entwickelt sich sehr unregelmäßig und als fazieller Vertreter im Obernor der P l a t t e n k a l k . Letztlich durch seinen kalkigen Charakter, die fast weiße Farbe und die Einschaltung von einem gelblich anwitternden Zwischenmittel kann die Abfolge am Rüfikopf vom Hauptdolomit abgetrennt werden. Im restlichen Kartiergebiet wurde Plattenkalk und Hauptdolomit gemeinsam auskartiert. Der Übergang zwischen Plattenkalk und K ö s s e n e r S c h i c h t e n ist gleichmäßig und durch Abnahme des kalkigen und Zunahme des mergelig bis tonig-schiefrigen Charakters gekennzeichnet. Besonders auffällig ist diese Entwicklung am Rüfikopf, wo die kalkigen Bänke sukzes- ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at sive an Mächtigkeit verlieren und sich mehr und mehr fossilreiche Mergel- und Schwarzschieferbänke einschalten. Besonders ausgeprägt ist ein mehrere Meter mächtiges, kalkiges Zwischenmittel im schieferreichen Abschnitt der Abfolge. Der Profilanschnitt zeigt eine intensive Spezialfaltung am Rüfikopf. Kössener Schichten treten weiterhin zwischen Mittlerer und Nördlicher Wösterspitze sowie zwischen Mittagspitze und Rappenspitze auf. Der sich im Hangenden anschließende R h ä t o l i a s k a l k ist ein massiges, blaugraues, schrattig verwitterndes Karbonat. Östlich der Seilbahnstation am Rüfikopf ist er aufgrund seiner geringen Verwitterungsanfälligkeit als Gipfelbildner vertreten. Angeschnitten durch den Lech bildet er nördlich von Stubenbach schroffe, steil abfallende Steilkanten. Rhätoliaskalk zeigt aufgrund seines massigen und harten Charakters einen typisch bruchhaften Deformationsstil. Das kompetente Verhalten führt in Gebieten geringer tektonischer Beanspruchung zu einem weitspannigen Falten- und Muldenbau. Aufschlüsse von Rhätoliaskalk stehen westlich der Tristeller Alpe, am Flussanschnitt des Lech zwischen Bodenalpe und Schwabwannentobel und im Bereich der Mittagspitze an. Bevor die Ausbildung der anschließenden Formationen vorgestellt wird, sei auf eine fazielle Zweiteilung in der Ausbildung des Jura und der Unterkreide im Untersuchungsgebiet hingewiesen. Es tritt, deutlich und in extremster Form, eine Fazies fehlender oder verminderter Sedimentation (Schwellenfazies) neben einer für weite Areale der Nördlichen Kalkalpen typischen und mächtigen Abfolge (Beckenfazies) des Jura-UnterkreideSchichtstapels auf. Beckenfazies In weiten Teilen des Gebietes tritt im Hangenden des Rhätoliaskalkes ein flaseriger, partiell knolliger und fossilreicher u n t e r l i a s s i s c h e r R o t k a l k auf. Die Entwicklung aus dem Rhätoliaskalk ist graduell, wobei die Kalke langsam rotstichiger und flaseriger werden. Neben zahlreichen Belemniten konnten Nautiliden und Ammoniten gefunden werden. Aufschlüsse sind an der Rappenspitze und am Monzabonsee zu verzeichnen. Westlich des Höhenzuges zwischen Wösterhorn und Mittagspitze scheinen die Rotkalke zu fehlen. Hier wurden Allgäuschichten direkt über Rhätoliaskalken kartiert. Die anschließenden mittel- bis dunkelbraunen, leicht mit Mergeln abwechselnden Karbonate werden stratigraphisch zu den A l l g ä u s c h i c h t e n gezählt. Innerhalb der mächtigen Allgäuschichten konnten in manchen Aufschlüssen am Schwabwannentobel und nördlich von Stubenbach die auffälligen schokoladenbraunen, deutlich tonigeren Manganschiefer abgetrennt werden. Besonders westlich des Grates zwischen Wösterhorn und Mittagspitze bilden die Allgäuschichten langgeschwungene, weiche Hänge mit vereinzelt auftretenden Steilkanten von härteren Schichtgliedern. Schroffe Grate und Steilkanten bilden vorzugsweise auch die im Hangenden der Allgäuschichten anzutreffenden mehrere Meter mächtigen R a d i o l a r i t e . Die häufig als Gleitbahnen benutzte kieselige Abfolge ist in vielen Bereichen (Wösterhorn, Schäferspitze, Rappenspitze) stark zerschert und auf Überschiebungsbahnen in die darauffolgenden Aptychenschichten eingeschuppt. Im Kartiergebiet treten neben roten auch die älteren grünen Radiolarite am Top des Wösterhorn auf. Durch den häufigen Bewuchs mit einer knallgelben, kieselsäureliebenden Flechte ( Rhizocarpon geographicum ) konnten Radiolarite schon auf einige Entfernung von eher kalkigen Gesteinen mit weißen Flechten ( Rhizocarpon umbilicatum ) unterschieden werden. Die Radiolarite leiten in die Abfolge der oftmals stark tektonisierten, hellen und cremefarbenen A p t y c h e n s c h i c h t e n über, in denen mikritische Kalke mit tonigen Zwischenlagen abwechseln. Eine Angabe über die Mächtigkeit der Abfolge kann aufgrund ihres stark verschuppten Charakters nur schwer erfolgen. Schwellenfazies Als Beispiel für eine typische Schwellenfazies soll die Situation am Monzabongrat östlich des Rüfikopfes beschrieben werden, die mit leichten Änderungen auf andere Aufschlüsse übertragen werden kann. Die Schwellenfazies beginnt mit einem fossilreichen, in der Mächtigkeit stark schwankenden, meist flaserigen und kondensierten Rotkalk (Unterlias Rotkalk) mit deutlichen Lösungssuturen. Die anschließenden geringmächtigen, hellen, pelagischen Kalke erinnern aufgrund ihres cremefarbenen, mikritischen Charakters an Aptychenschichten des Malm. Eine eindeutige Zuordnung steht noch an. Die Schichtoberfläche der hellen Kalke ist mit Fe/Mn-Oxyhydroxyden von teilweise glaskopf- bis blumenkohlartiger Ausbildung bedeckt. Die harten, nur wenige cm mächtigen Inkrustationen greifen taschenförmig und dm-tief in die hellen Kalke ein. Der Übergang zu den auflagernden Lechtaler Kreideschiefern ist im Bereich des Monzabongrates kontinuierlich. Diese teilweise wenige Meter mächtige, kondensierte Schichtfolge zwischen Rhätoliaskalk und Lechtaler Kreideschiefern wurde als J u r a - U n t e r k r e i d e i n S c h w e l l e n f a z i e s zusammengefasst und kartiert. Neben dem Monzabongrat tritt eine deutliche Schwellenfazies nördlich des Ochsengümple in Richtung Wösterspitze und direkt unterhalb der Südlichen Wösterspitze auf. An der Südlichen Wösterspitze sind die schon deutlich abtrennbaren, kalkigen Allgäuschichten leicht violettstichig und beinhalten zahlreiche Hornsteinkonkretionen. In Richtung Kälbergümple wird die Abfolge mächtiger. Insbesondere an der Ost-Flanke des Bockbachtals lassen sich Allgäuschichten, Radiolarite und Aptychenschichten unterscheiden. Die L e c h t a l e r K r e i d e s c h i e f e r stellen die jüngste mesozoische Einheit des Kartiergebietes dar. Es handelt sich um dunkle, mitunter schwarze Mergel und Tonschiefer mit einer oftmals griffeligen Ausbildung. Besonders in den unteren Partien sind mittelkörnige, wenige Zentimeter mächtige Quarzsandsteine eingeschaltet. Die Lechtaler Kreideschiefer gehen konkordant aus den hellen, mikritischen Kalken der Schwellenfazies hervor. Besonders eindrucksvoll ist diese Situation in Bereichen der Schwellenfazies am Monzabongrat und nördlich des Ochsengümple in Richtung Südliche Wösterspitze aufgeschlossen. Q u a r t ä r e A b l a g e r u n g e n sind vorherrschend durch die großen Hangschuttfächer des Hauptdolomits und der Arlbergschichten vertreten. Terrassenschotter des Lechs durchziehen das ganze Tal bis nach Warth. Eine ausgeprägte Terrassierung ist zwischen Lech und Stubenbach zu verzeichnen. An den Talflanken des Wöstertäli, im südlichen Teil des Bockbachtals und an den Hängen von Lech bis zum Schwabwannentobel befinden sich mächtige Moränenablagerungen. Seetone befinden sich im Ochsengümple, auf der Schafalpe und südlich der Südlichen Wösterspitze oberhalb des FriedrichMayer-Weges. Tektonik Das Kartiergebiet kann durch eine für die Nördlichen Kalkalpen typische, nordgerichtete Überschiebungstek299 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at tonik gekennzeichnet werden. Als tektonische Einheiten können Allgäu-, Lechtal- und Inntaldecke abgegrenzt werden. Die übergeordnete, tektonische Struktur stellt möglicherweise einen erodierten Duplex dar, in dem die Basisüberschiebung (floor thrust) die Grenze zwischen Lechtaldecke im Hangenden und Allgäudecke im Liegenden bildet (Aufschlüsse: Schwabwannentobel, östlich Tristelleralpe: Rhätoliaskalk auf Allgäuschichten; Top Höllenspitze: Hauptdolomit auf Allgäuschichten). Die Dachüberschiebung (roof thrust) trennt Hauptdolomit der Inntaldecke im Hangenden und Kreideschiefer der Lechtaldecke im Liegenden (Rüfispitze, Gümplespitze, Krabachspitze). Überschiebungen und Schuppenbildung (horsetail structures) innerhalb der Lechtaldecke reflektieren die Zerscherung der Lechtaldecke während der Kollision mit der nach Süden abtauchenden Allgäudeckenrampe (Aufschlüsse: Wöstersattel: Hauptdolomit, bzw. Raibler auf Lechtaler Kreideschiefer). Die tektonische Situation am Wösterhorn und die abtauchende Allgäudecke in Richtung Süden vermitteln den Eindruck einer schrägen Rampenüberschiebung der Lechtaldecke über die Allgäudecke. Unterstützt wird diese Aussage durch den anschließenden Übergang in einen einfachen Sattel- und Muldenbau (Lechtaler Sattelstruktur). Die Grenzziehung zwischen Allgäudecke und Lechtaldecke ist im bearbeiteten Kartiergebiet heftig umstritten. Die hier dargestellte Möglichkeit zur tektonischen Gliederung stellt die momentane Arbeitshypothese dar und soll im nächsten Jahr verifiziert oder verändert werden. 148 Brenner Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Raum Mislkopf auf Blatt 148 Brenner B ERND K OLENPRAT (Auswärtiger Mitarbeiter) Der im Geländesommer 1998 aufgenommene Bereich am Kartenblatt Brenner 148 umfasst das Tarntaler Mesozoikum im Bereich des Mislkopfs (2623 m) sowie jene Anteile der südlichen Innsbrucker Quarzphyllitzone, die diesen Bereich einschließen. Ziel dieser Aufnahme war es, die komplexe polyphase tektonomorphe Entwicklung sowie die Geometrie dieses kristischen Bereiches durch eine Detailkartierung und eine detaillierte Strukturbearbeitung zu klären. Das Tarntaler Mesozoikum im Bereich des Mislkopfs stellt eine der westlichen Fortsetzungen der Mesozoika der Tarntaler Berge dar. Im Gegensatz zu den Tarntaler Bergen zeigt sich eine nur unvollständig erhalten gebliebene Schichtfolge, welche aufgrund der starken sprödtektonischen Beeinflussung noch weiter verkompliziert wird. Dennoch kann eine Differenzierung, vergleichbar mit dem eigentlichen Tarntaler Mesozoikum, in zwei Decken durchgeführt werden: Hippold Decke: Dolomite, Kalke, Rauwacken und Permoskythsedimente; Reckner Decke: Serpentinit, Ophikalzite, Sandsteine, Kieselkalke, Radiolarite, Kalkphyllite, Tonschiefer und Dolomitbrekzien. Die Deformationsentwicklung bzw. die Geometrie dieses Bereiches kann nur im Zusammenhang mit der Strukturentwicklung der südlichen Innsbrucker Quarzphyllitzone (IQP-Zone) und der Penninischen Nordrahmenzone des Tauernfensters verstanden werden. Typisch für diesen südlichen Anteil der IQP-Zone und der Penninischen Nordrahmenzone sind Imbrikationsstrukturen, welche sich während der Subduktion der Penninischen Einheiten ausbilden. Einerseits zeigt sich eine interne Imbrikation des Unterostalpins und andererseits führt dies zur Imbrikation von Unterostalpin mit der Penninischen Nordrahmenzone. Diese Imbrikationsstrukturen werden nachfolgend während der beginnenden Exhumation des Tauernfensters durch eine transpressive Phase überprägt. Im Fall der IQP-Zone führt dies zur Überprägung der eoalpinen 300 mylonitischen Foliation durch eine SW–NE- und W–Eorientierte Faltung mit einer Achsenebenenschieferung bzw. auch zur vollständigen Crenulation dieser älteren Foliation und der Ausbildung einer penetrativen tertiären Foliation. Im Gegensatz zu der mittelsteil nach NW einfallenden eoalpinen mylonitischen Foliation (mit WSWorientierter Streckungslineation, Schersinn top to WSW) zeigt die tertiäre Foliation ein steil nach N gerichtetes Einfallen (Streckungslineation W–E-streichend). Im Tarntaler Mesozoikum des Mislkopfs führt dieses Event zur Ausbildung einer großen W–E-streichenden asymmetrischen Synform, deren Achsenebene mittelsteil gegen N einfällt. Im Vergleich mit der IQP-Zone wird im Tarntaler Mesozoikum die präexistierende Foliation (Streckungslineation SE–NW-streichend) nicht vollständig überprägt, sondern es führt nur zur Ausbildung einer meist schwachen Achsenebenenschieferung. Diese fällt im Südschenkel (Bereiche südlich des Mislkopfs) mittelsteil nach N, im Nordschenkel (Rauher Kamm – Kreuzjöchl) steil nach N ein. Bemerkenswert ist, dass der IQP, welcher direkt nördlich und südlich an das Tarntaler Mesozoikum anschließt, eine penetrative tertiäre Foliation aufweist, wohingegen der IQP im Liegenden des Mesozoikums nur eine geringere Überprägung mit enger W–Eorientierter Faltung zeigt. Entsprechend der Strukturprägung in den anderen tektonischen Einheiten, zeigt die Nordrahmenzone des Tauernfensters eine transpressive tertiäre Foliation (parallel zur der tertiären Foliation der IQP-Zone), welche ebenso eine präexistente Schieferung überprägt. Die progressive Exhumation des Tauernfensters führt in der Nordrahmenzone zu der Ausbildung eines Scherbandgefüges bzw. einer neuen mylonitischen Foliation. Dieses Gefüge ist generell steiler als die transpressive Foliation orientiert und zeigt im Westen des Tauernfensters ein flacheres Westeinfallen (Schersinn top to W) und an der Nordgrenze ein steiles Einfallen nach N (Schersinn top to N). Gegenüber diesen duktilen Strukturen im Tauernfenster führt diese Deformationsphase im Unterostalpin zur Ausbildung von spröden Abschiebungs- und Blattverschiebungsstruktruen. Dies sind einerseits die im Zusammenhang mit der Brenner Abschiebung stehenden, W-gerichteten Abschiebungsflächen und andererseits die im Norden den Tauernfensters auftretenden, N-gerichteten Abschiebungsflächen. Blattverschiebungen ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at spiegeln sich an Schrägabschiebungen an den N-einfallenden Abschiebungsflächen und an großen senkrechtstehenden W–E-streichenden Störungen wider. Die die Geometrie des Tarntaler Mesozoikums des Mislkopfs bestimmenden sprödtektonischen Elemente sind vor allem die nach S einfallenden antithetisch zur Tauernabschiebung gebildeten listrischen Abschiebungen bzw. senkrechte W–E-streichende Seitenverschiebungen, die dieses ältere System überprägen. Die Geometrie des Tarntaler Mesozoikums des Mislkopfs kann somit als asymmetrische W–E-streichende Synform charakterisiert werden, welche während eines transpressiven tertiären Events gebildet wurde und welche durch antithetische S-gerichtete listrische Abschiebungsflächen bzw. darauf folgende W–E-Seitenverschiebungen segmentiert wurde. Das Tarntaler Mesozoikum des Mislkopfs lässt sich somit in mindestens vier große Segmente unterteilen (Hirschenstein, Mislkopf und anschließende südliche Bereiche, Winterstallgrat, Rauher Kamm – Kreuzjöchl). Eine Abschätzung der Abschiebungskomponente zeigt sich im Vergleich mit dem Hirschenstein (Pkt. 2281, südlich des Mislkopfs), indem hier eine Vertikalkomponente von mindestens 200 Höhenmetern bestimmt werden kann. Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Quartär auf Blatt 148 Brenner J ANUSZ M AGIERA (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Jahre 1998 wurden die Untersuchungen im oberen Teil des Navistals, im Waldrastertal, im Voldertal und im Obernbergtal durchgeführt. Navistal Die Kartierung im Navistal war die Fortsetzung der dort im Jahre 1997 begonnenen Arbeiten und umfasste den um Navis gelegen Teil des Tals. Die unteren Teile der Talabhänge sind mit ausgedehnten und mächtigen Eisrandsedimenten (Kamesterrassenablagerungen) bedeckt. Die Terrassenkante ist nordöstlich von Navis besonders deutlich zu sehen – auf der Höhe von 60–80 m über der Talboden. Die Kamesterrasse besteht aus Schutt und größeren Felsblöcken. Dieser Schutt ist in Aufschlüssen am linken Talabhang unterhalb von Navis sichtbar. Die Kamesterrasse entstand in der Zeit des intensiven Schmelzens des Gletschers, der den tiefer gelegenen Teil des Tals ausfüllte, wahrscheinlich während des Steinachoder Gschnitzstadiums. Spätglaziale Endmoränen sind in den Seitentälern des Navistales zu finden. Ein ausgeschwemmter Wall einer Endmoräne befindet sich im Grünbachtal, in der Nähe der Schneideralm, auf der Höhe von etwa 1720–1740 m. Darunter ist dieses Tal mit fluvioglazialen Ablagerungen bedeckt. Der viel längere Grünbergalmgletscher hinterließ eine Moräne, die bis auf eine Höhe von etwa 1500 m (unterhalb des Gasthofs „Peeralm“), zu verfolgen ist. Dort fehlt jedoch der Endmoränenwall. Die Moränen der Gletscher, die von den nördlichen Abhängen der Schafseitenspitze (2602 m) in Richtung Navistal herabflossen, erstrecken sich hangabwärts bis zu einer Höhe von etwa 1700–1800 m. Die jüngsten spätglazialen Stadien, durch kurze Kargletscher gekennzeichnet, hinterließen gut erhaltene Endmoränenwälle: auf den Mislböden (ca. 2260–2340 m), auf der Grünbergalm (2160–2260 m) und an den nördlichen Abhängen der Schafseitenspitze (Schafalm-Hochleger: 2100–2180 m, Stippleralm: 2080–2300 m, Blasigleralm-Hochleger: 2050–2200 m). Die Verteilung dieser Moränen weist auf zwei bis drei Rückzugsphasen der Gletscher hin. Die ausgedehnten Blockfelder unter dem Naviser Jöchl und der Grafmarteralm, in einer Höhe zwischen 1900 und 2150 m, stammen vermutlich auch aus dieser Periode. In der postglazialen Periode, nach dem Schwinden des Dauerfrostes kam es auch zur Entstehung der ausgedehnten Blockwerkfelder und der Bergstürze auf der Grünbergalm, in der Nähe der Tischleralm, unter der Naviserhütte und unter dem Gallenschrofen. Waldrastertal Der untere Teil des Waldrastertals, unterhalb der Ochsenalm, ist mit Moräne bedeckt, die wahrscheinlich dem Steinach-Stadium zuzuordnen ist. Die Endmoräne dieses Gletschers hat sich beim Ausgang des Tals, in der Nähe von Mötzens, erhalten. Sie bildet dort zwei parallele Wälle. Direkt unterhalb der Endmoräne schließen Eisstauseetone an. Sie entstanden wahrscheinlich vor dem Steinach-Stadium in einem durch den Wipptalgletscher aufgestauten See. Von der Ochsenalm aufwärts sind die Abhänge und der Talboden des Waldrastertals mit ausgedehnten und mächtigen Murablagerungen bedeckt. Sie bestehen aus scharfkantigem Schutt, der in der Schottergrube, dicht vor der Ochsenalm, am besten aufgeschlossen ist. Die Muren gingen hauptsächlich von den steilen und ausgedehnten Abhängen der Serlesmassivs (2717 m) ab. Später wurden sie durch die Bäche im Tal teilweise erodiert. Im unteren Teil der Ochsenalm sind diese älteren Sedimente in Form einiger Hügel erhalten. Diese Murenablagerungen sind gute Wasserspeicher und es entspringen aus ihnen große Quellen (Siebenbrunnen). Moränen sind im Langen Tal, wo sich Seitenmoränen zwischen der Höhe von etwa 1550 und 1720 m erstrecken, und im Waldrastertal (Matreier Grube) erhalten. Wälle von Endmoränen sind dort in einer Höhe zwischen ca. 1950 und 2200 m sichtbar. Voldertal Das Voldertal ist asymmetrisch: der linke Abhang (orographisch) ist steil und felsig, mit wenigen Quartärablagerungen. Der rechte Abhang ist sanfter und die Quartärablagerungen sind ausgedehnt und mächtig. An beiden Abhängen des unteren Teiles des Tales, in der Nähe der Stiftsalm, hat sich auf der Höhe von etwa 20–70 m über dem Talboden eine Kamesterrasse erhalten. Diese Terrasse besteht aus Sand und Schutt, horizontal- und schräg geschichtet und in der Terrassenkante auf der linken Teilseite sichtbar. Die Terrasse entstand infolge der glazilimnischen Sedimentation im Bereich zwischen der Front des Voldertalgletschers und dem Inntalgletscher. Im Talboden, unterhalb der Kamesablagerungen, kommt Moräne vor. Unklar ist die Stellung und das Alter eines Seitenmoränenwalles, der die Terrasse westlich umrahmt. Die ausgedehnte Verflachung des rechten Talabhanges in der Nähe der Galtalm (auf der Höhe von etwa 1800–2100 m) ist wahrscheinlich mit Eisrandsedimenten (Kamesterrasseablagerungen) bedeckt. Sie entstanden in der Zeit, als das Tal mit dem Gletscher bis zur Höhe von mindestens 2100 m ausgefüllt war. 301 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Die jüngsten Rückzugsstadien sind duch eine Anhäufung von Moränen und Moränenresten – bei der Mündung des Gamsbaches in 1280 m, bei der Vorbergalm (etwa 1540 m), bei der Steinkasernalm (etwa 2000 m), in Melkboden (etwa 2220 m) und unter dem Eisenkar (etwa 2340 m) belegt. Moränen kommen außerdem am rechten (d.h. nach Westen gerichteten) Talabhang vor. Es sind hauptsächlich Reste von Blockgletschern, die in die ausgedehnten Hangdepressionen herabflossen: in der Nähe der Markissalm (auf eine Höhe von etwa 1700 m herunterreichend), der Haneburgeralm (auf etwa 1680 m) und der Malgrubleralm (auf etwa 1800 m). Undeutliche Wälle der rezessiven Endmoränen dieser Gletscher haben sich auf der Höhe von etwa 2080–2250 m und 2200–2250 m erhalten. Zwei weitere, nach Süden gehende, Depressionen, unter dem Sunntiger (2667 m) und unter der Seekarspitze (2646 m), waren mit „typischen“ Eisgletschern ausgefüllt. Sie hinterließen deutliche Endmoränenwälle auf der Höhe von etwa 2010 m und etwa 2300 m. Der untere Teil des linken (nach Osten gerichteten) Voldertalabhangs ist mit sehr ausgedehntem Hangschutt und Blockwerk bedeckt, der postglazial bis rezent entstand. Die größten Blöcke erreichen Durchmesser bis über zehn Meter (z.B. zwischen Klausboden und Schwarzbrunn). Den Talboden bildet eine schmale alluviale Ebene in der Nähe von Klausboden, Schwarzbrunn und Dörfl. Fast der ganze Talboden ist mit Felsblöcken aus den ausgewaschenen Moränen bedeckt. Obernbergtal Es wurde der mittlere Teil des Tals, zwischen Obernberg und Hinterenns, kartiert. Das Tal bildet eine landschaftlich herrliche Gegend und ist auch in didaktischer Hinsicht sehr interessant. Unter den alluvialen Ablagerungen ragen zahlreiche und gut ausgebildete Kameshügel hervor. Alluviale Ablagerungen haben die Form der flachen Schwemmkegel, die sich vom Hinterennstal und von Seitentälern her aufbauen. Die Kames sind bis über 10 m hoch, bis etwa 200 m lang und bis etwa 100 m breit. Sie entstanden infolge der oberflächigen (arealen) Entgletscherung des Tals. Im mittleren Teil des untersuchten Talabschnitts, bei Eben, haben die Kames stark gelängte Formen und liegen schräg zur Talachse. Die deutlichsten Formen nahmen sie in den schrägen Gletscherspalten an. Im oberen Teil, beim Waldbauer, bildeten sich die Kames meistens im System der Längsspalten des Gletschers. Im unteren Teil, in der Nähe von Obernberg, überwiegen die Kegelkames, die in kreisförmigen und ovalen Schmelzwannen entstanden. Eisrandsedimente bilden auch eine Kamesterrasse von etwa 60 m Höhe, die am rechten Talabhang zwischen Eben und Obernberg erhalten ist, und einen Kamesschwemmfächer von ähnlicher Höhe, der beim Ausgang des Fradertals sichtbar ist. Die Moränen aus dem selben Stadium, aus dem die Kames stammen, haben sich fragmentarisch an folgenden Stellen erhalten: im Talboden in der Nähe von Obernberg und Eben und am linken Abhang zwischen Gereit und Waldbauer. An dieser letzten Stelle ist deutlich ein Wall der Seitenmoräne zu sehen. Ein ausgedehnter Moränenstreifen ist auch beim Ausgang des Seetales sichtbar. Postglazialer Hangschutt und postglaziales Blockwerk bedecken die Abhänge und füllen den ganzen Talboden oberhalb von Hinterenns aus. Das größte Blockwerk, mit Felsblöcken vom Durchmesser bis zu 10 m, kommt beim Ausgang des Seetals vor. Das sind die Ausläufer eines 302 ausgedehnten Bergsturzes, der das ganze Seetal abdämmte und die Entstehung eines natürlichen Stausees verursachte. Er liegt aber schon außerhalb des Blattes Brenner. Bericht 1998 über geologische Aufnahmen auf Blatt 148 Brenner A XEL N OWOTNY Die durchgeführten Geländebegehungen im Berichtsjahr 1998 lagen einerseits im NE-Bereich des Kartenblattes im Voldertal, andererseits wurden Kartierungslücken im Gebiet des Sattelbergs bis Gries am Brenner und im östlichen Schmirntal geschlossen. Die Kartierung des östlichen Voldertals zwischen dem nördlichen Blattrand und dem Eisenkar im Süden zeigt einen nahezu identen Gesteinsaufbau wie der Bereich zwischen Glungezer und Grünbergspitze im W des Voldertales. N des Eisenkares treten Porphyroide auf, welche gegen NW in Richtung Steinkaseralm streichen. Diese sind entlang E–W-verlaufenden meist steil stehenden Störungszonen versetzt. N der Seekarspitze finden sich mehrere m mächtige Grünschieferbänke. Die Grünschiefer sind reich an Karbonat. Gegen N folgt eine Zone, welche makroskopisch einen gegenüber dem Phyllit deutlich höher metamorphen Habitus zeigt. Es sind vor allem Glimmerscherschiefer mit teilweise gneisigen Partien, auf deren Schichtflächen mitunter Granat beobachtet werden kann. Meist erreicht der Granat eine Größe von unter 1 mm. Der Sunntiger 2667 m wird von stark vergrüntem Glimmerschiefer aufgebaut. Der N gelegene Malgrübler zeigt wiederum einförmigen Quarzphyllit. Die Grenze zwischen dem vergrünten Glimmerschiefer des Sunntigers und dem Quarzphyllit des Malgrüblers ist tektonisch. Im N der Haneburgeralm gegen das Malgrüblerkar folgt wiederum Glimmerschiefer, tw. auch Schiefergneis mit feinem Granat. Am Malgrüblerkar selbst konnte kein Granat gefunden werden. Darüber hinaus sind die Gesteine in diesem Bereich stark mylonitisiert. Diese starke Mylonitisierung lässt sich bis zum Komplex des Haneburgers verfolgen. N des Haneburgers tritt innerhalb von Quarzphyllit eine bis zu 10 m mächtige Porphyroidlage auf. Die Ausbildung innerhalb dieses Schichtpakets variiert von weißem teiweise grünlichem Quarzit über graue typische Porphyroide zu gröberen Gneisen mit Augen bis zu 2 cm. Die weitere Kartierung des Kammes, welcher sich ab der Haneburger Alm gänzlich auf dem östlich gelegenen Kartenblatt 149 Lannersbach befindet, gegen N, wird von typischem Quarzphyllit mit Einschaltungen von Grünschiefer gebildet. Diese Grünschiefer sowohl am Roßkopf als auch am Largoz aufgeschlossen, zeichnen sich durch einen geringeren Karbonatanteil gegenüber den N der Seekarspitze angetroffenen Grünschiefer aus. Weiße bis grau gebänderte Kalkmarmore konnten am Klausbach aufgefunden werden. Diese Serie mit Kalkmarmoren und Grünschiefer stellt die Fortsetzung der Gesteine des Lanser Berges und des W-Abhanges des Voldertales dar. Bis auf die Kammregion ist das östliche Voldertal mächtig von junger Überlagerung bedeckt. Neben der Bergzerreißung und den daraus resultierenden Blockhalden, welche bis in etwa 1900 m Seehöhe reichen, ist vor allem mächtige Moränenbedeckung zwischen Klausboden im S und dem Klausbach im N zu beobachten. In der Talregion finden sich Stauseesedimente im Bereich Klausboden und zwischen Schwarzbrunn und W der Vorbergalm. ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Ausgehend von den Arbeiten F RISCH (1976–1983) wurde der Bereich des Sattelberges zwischen Sill und Griebenbachtal und das Gebiet N von Innerschmirn und Toldern begangen. Die Abhänge zur Sill zwischen Silltal und der Sattelbergalm werden von Schwarzphyllit mit Einschaltungen von Kalkglimmerschiefer und untergeordnet Dolomit aufgebaut. Als hangendstes Schichtglied sind mächtige Grünschiefer aufgeschlossen. Dieser Gesteinszug kann vom Ausgang des Obernbergtales bis zur Staatsgrenze verfolgt werden. Zwischen Gries am Brenner und der Sattelbergalm treten, innerhalb der Bündnerschiefer, Gesteine der Matreier Schuppenzone auf. Es handelt sich dabei um die Fortsetzung der am Padauner Kogel aufgefundenen Gesteine. Weiße Dolomite und Quarzite, aber auch Kalkmarmore, sind zu beobachten. Untergeordnet treten bunte Phyllite N St. Sigismund und im Bereich der Sattelbergalm auf. Die Grenze zwischen den Gesteinen der Bündner Schiefer beziehungsweise Matreier Schuppenzone und den Gesteinen der Steinacher Decke befindet sich im Grabenbeich W der Sill zwischen Sattelbergalm und Sattelberg. Der Grenzbereich ist stark tektonisiert. Der Sattelberg selbst ist im Wesentlichen aus Quarzphyllit aufgebaut. Es finden sich allerdings mehrere Einschaltungen von Eisendolomit. Das größte Vorkommen von Karbonaten ist am Fußweg auf den Sattelberg N der Sattelbergalm. Es treten in diesem Bereich Fe-Dolomite, dunkle Kalkschiefer und Dolomitmarmore mit Einschaltungen von hellem Phyllit auf. Wie in weiten Bereichen im S des Obernberger Tales finden sich auch hier mächtige weiße Quarzite, daneben Grünschiefer und Graphitschiefereinschaltungen innerhalb des Quarzphyllits. Der äußerste E-Teil des Kartenblattes N von Innerschmirn – Toldern wird von Bündner-Schiefer aufgebaut. Die tieferen Anteile des Tolderer Schrofens werden von kalkreichem, tw. auch quarzitischem Schiefer, darüber in Höhe der Mader Ochsenalpen von dunklen kalkarmen Phylliten aufgebaut. Innerhalb letzterer finden sich mehrere Einschaltungen kalkfreier Phyllite, teilweise ebenflächig und graphithältig, daneben aber auch mit welligflächigem Gefüge. Im Hangenden dieser dunklen Schiefer treten massig ausgebildete helle sandige Schiefer auf. Wie im Gebiet des Reißenschuhes ist auch im Gebiet der Scheibenspitze ein Abgleiten großer Blöcke der massigen hellen Schiefer auf den dunklen Schiefern und Phylliten zu beobachten. Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Zentralgneis auf Blatt 148 Brenner M ATHIAS O EHLKE (Auswärtiger Mitarbeiter) Die Aufnahmen 1998 befassten sich vor allem mit dem Zentralgneisareal im SE-Eck des Blattes Brenner. Der nach Westen abtauchende Zentralgneis des Tuxer Kerns ist hier letztmalig im Venntal (E Hst. Brennersee) und im Silltal (Grießbergalm, SE Brennerpaß) aufgeschlossen. In beiden Tälern befinden sich in mittlerer Höhe (um 1600 m SH) Steinbrüche mit guten Aufschlüssen. Venntal Im Talschluss des Venntals hinter den Vennhöfen erschließt ein seit 1984 aufgelassener Steinbruch (ab 1560 m SH) auf der Nordseite eines ebenen Talbodens die Serien über dem Zentralgneis. Hier wurden besonders ein plattiger, feinkörniger Gneis (10–20 m mächtig) mit kleinen porphyrischen K-Feldspateinsprenglingen und die darüberliegenden basalen Einheiten des Hochstegenmarmors, die ebenfalls sehr plattig spalten, als Baustein gewonnen. Unter dem Gneis sind noch einige m einer (Granat-)Gneis/Amphibolit-Wechsellagerung des Altkristallins aufgeschlossen. Der ebene Talboden wird vom Oberen Karboden durch einen 150 m hohen, hufeisenförmigen Felsriegel, der nahezu das ganze Tal umschließt, abgetrennt. Im nördlichen Teil des vornehmlich aus zwei Glimmer führendem Zentralgneis bestehenden Riegels ist in der Wand unter der Venner Alm eine 10 m mächtige, sehr leukokrate Gneisvarietät aufgeschlossen, die durch deutliche Erzführung und rostrote Verwitterungsfarben auffällt. Der frische Gneis ist feinkörnig, milchigweiß und zeigt u.d. Lupe porphyrische Quarzkörner von 2–3 mm. In den Plattenschüssen des Bachbettes am Fuß dieser Wand schwimmt ein intermediärer, grüngesprenkelter Biotitgneis in kantigen, dm-großen Bruchstücken zwischen Adern eines aplitischen Gneises. Weiter südlich im Felsriegel nimmt der Anteil an biotitreichen Gneisen zu und lokal ist eine große amphibolitische Scholle zu beobachten. Am Wanderweg zur Landshuter Hütte, der diese Wand südlich umgeht, quert man noch vor der Antonienquelle am Weg einen feinkörnigen, plattigen Gneis mit bis zu 5mm großen, porphyrischen K-Feldspäten. Dieser Typus tritt auch im Bereich des höheren Karbodens häufiger auf und ist dort mit grobkörnigem, porphyrischem Zentralgneis vergesellschaftet. Im Areal um den kleinen Karsee am Pkt. 2417 kommt dazu noch ein mittelkörniger Biotitgneis. Im kleinen Tälchen südlich vom Sumpfschartl treten im hellen Granitgneis mehrere m lange gestreckte basische Xenolithe auf, während noch etwas weiter südwestlich größere Granitgneisschollen im Biotitgneis schwimmen. Mehrere parallele Moränenwälle sind vor allem im südlichen Talboden ausgebildet, die bis zur Talkante hinab reichen. Die Antonienquelle entspringt am Fuß eines solchen Schuttkörpers, allerdings weiter östlich, als auf den meisten Karten dargestellt. Das Kar westlich des Kraxentragers füllt nahezu vollständig ein mächtiger Blockgletscher aus, der im vorderen Bereich vom „Geistbeckweg“ gequert wird. Der Felsriegel im Tal zwischen 2400 m und 2500 m SH, der das kleine Seitental an der Landshuter Europahütte mit dem Eissee abschnürt, wird im Wesentlichen vom Porphyrgneis gebildet. Die Gletscherschliffe auf dem Top des Riegels zeigen hingegen einen grobkörnigen, nichtporphyrischen und nur geringdeformierten Granitgneis. In dem kleinen Kar nordwestlich über der Hütte befindet sich eine schmale Linse eines Hornblendegarben führenden dunkelgrünen Gneises, während daneben an der Scharte nördlich der Hütte und am Gratweg zum Kraxentrager ein sehr heller, mittelkörniger Aplitgranitgneis auftritt. Höher am Grat ist ein Biotitgneis aufgeschlossen, der noch etwas höher wiederum als Schollen im Granitgneis auftritt. Silltal Im Silltal wird die am westlichsten vorspringende Nase des Zentralgneiskerns in einem noch im Abbau befindlichen Steinbruch ab 1650 m SH gewonnen. Es steht hier ein grauer, grobkörniger und großporphyrischer Granitgneis an. Er zeigt kaum eine Schieferung und wirkt nur gering deformiert. Die K-Feldspäte sind bis zu 6 cm lang. 303 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Auf der oberen Strosse des Bruchs sind lokal mehrere dm-große basische Einlagerungen zu erkennen. Die Grenze dieses Porphyrgneises zum auflagernden Hochstegenmarmor ist nördlich einer kleinen Holzbrücke über den Sillbach in 1640 m SH angeschnitten. Zwischengelagert sind noch wenige cm eines schiefrigen Quarzits. Die Schieferung des Gneises fällt mittelsteil (um 35°) nach NW ein und wird von der steileren Foliation im Marmor abgeschnitten. Die Grießbergalm steht auf einem Felsvorsprung des Porphyrgneises an der markanten Talkante, die in beiden Tälern etwa bei 1950 m SH verläuft. Die Schieferung verflacht nach Osten und beträgt hier nur noch um 20°. Gneislineationen fallen nach W wie auch nach WSW mit etwa 20° ein. Am nördlichen Seitenhang unter der Alm quert der Weg Reste eines stark überwachsenen Moränenwalls, der sich östlich über der Alm in größerer Mächtigkeit weiterzieht. An diesem Hang, nur 50 Höhenmeter über der Alm, ist er- neut die scharfe Grenze des Gneises zum Marmor aufgeschlossen. Zusammenfassend lässt sich feststellen, dass der granitische Porphyrgneis offensichtlich eine nach NE schmaler werdende Lamelle von etwa 150–200 m Mächtigkeit darstellt, die sich aus dem Silltal über die Grießbergalm, die Südwände des oberen Venntals und den Talschluss bis zum Grat westlich des Kraxentragers verfolgen lässt. Im Kern dieser aufgewölbten Lamelle treten im mittleren Venntal granitische Gneise zusammen mit intermediären und untergeordnet basischen Gesteinen auf, deren Genese durch eine unvollständige Mischung verschieden zusammengesetzter Teilschmelzen bedingt sein kann. Feinkörnige Porphyrgneise stellen an Scherhorizonten mylonitisierte Äquivalente des höheren, grobkörnigen Porphyrgneises dar. Die flacheren Lagerungsbeziehungen im Zentralgneiskern werden von den nach Westen steiler einfallenden, auflagernden Serien abgeschnitten. 149 Lanersbach Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Quartär der Tarntaler Berge auf Blatt 149 Lanersbach C HRISTIAN D INGELDEY (Auswärtiger Mitarbeiter) Das aufgenommene Gebiet liegt großteils innerhalb des Bundesheer-Truppenübungsplatzes „Wattener Lizum“ in den Tuxer Voralpen. Da bereits eine geologische Karte, verfasst im Rahmen der Dissertation von Frau M. E NZENBERG -P RÄHAUSER (1976), existiert, handelte es sich bei der diesjährigen Arbeit um eine Neuaufnahme der Tarntaler Berge. Diese wurde in der zweiten August- und der zweiten Septemberhälfte 1998 durchgeführt. Neben der Überprüfung besagter Karte auf ihre inhaltliche Richtigkeit lag der Schwerpunkt auf der detaillierten Aufnahme der Quartärformationen, da diese mit Ausnahme der größeren Moränenwälle von Frau E NZENBERG-P RÄHAUSER nicht weiter untergliedert worden waren. Der nicht-quartäre Anteil der geologischen Karte von Frau E NZENBERG-P RÄHAUSER wurde anhand von mehreren Profilbegehungen überprüft. Die wichtigsten davon sind die Profile Lizum – Klammjoch – Roßböden, Klammjoch – Knappenkuchl, Lizum – Tarntalscharte – unteres/oberes Tarntal – Reckner, Lizum – Pluderling – Geier, Außerlann – Hippold – Eiskarspitze, Torjoch – Graue Wand – Torspitze und eine Umrundung von Kalk- und Torwand. Dabei wurde festgestellt, dass die Aufnahme von Frau E NZENBERGP RÄHAUSER sehr genau und detailliert erfolgt war, sodass nur geringfügige Änderungen meinerseits vorgenommen wurden: 1) Im Bereich Tarntaler Köpfe – Klammsee sind die oberjurassischen Kieselschiefer ohne Unterbrechung bis auf Höhe des Klammjochs hinab zu verfolgen. Erst ca. 100 m S des Klammjochs werden sie von Moränenbzw. Bergsturzmaterial überdeckt. 2) Der Grenzbereich Mesozoikum/Quarzphyllit zwischen dem Klammjoch und dem westlichsten Punkt der Militärstraße oberhalb der Roßböden stellt sich etwas anders dar als auf der Karte von Frau E NZENBERG-P RÄ304 3) 4) 5) 6) HAUSER . Der laut Frau E NZENBERG -P RÄHAUSER durchgehende und stellenweise bis 200 m breite Permoskythquarzit wurde in dieser Form nicht angetroffen. In meinen Augen stellt er sich als wesentlich schmälerer Streifen dar, der wiederholt unterbrochen ist und entlang von ungefähr N–S-verlaufenden nahezu senkrechten Störungen mit Aniskarbonaten, Quarzphyllit und Jura-Kieselschiefern verschuppt ist. Der nördlich anschließende mächtige Quarzphyllit (Mölser Schober – Mölser Berg) wurde von Frau ENZENBERG -P RÄHAUSER ohne Berücksichtigung der lokalen Quartärbedeckung durchgezeichnet. Direkt südlich des Geier, genau an der Grenze zu den Bündner Schiefern des Penninikums wurde ein kleiner Bereich mit stark kataklasiertem Serpentinit angetroffen. Es erscheint mir allerdings nicht sicher, dass es sich hierbei um anstehendes Gestein handelt (es wäre dann zwischen Penninikum und der Basis der Hippolddecke (!) eingeklemmt – bekanntlich finden sich in der Hippolddecke nirgendwo Serpentinite). Ein ähnlicher schmaler Streifen von Serpentinit(geröll) fand sich im Talschluss der Lizum an der westlichen Talseite auf ca. 2280 m am unteren Ende der vom Lizumer Sonnenspitz herunterziehenden Schuttkegel – hier handelt es sich möglicherweise um einen eingeschuppten Gleitspan an der Basis der Recknerdecke. Im Grenzbereich Quarzphyllit – Mesozoikum auf der Torspitze bzw. westlich davon wurden mehrere Linsen bzw. Schuppen aus Permoskythquarzit gefunden, die auf der Karte von Frau E NZENBERG-P RÄHAUSER nicht verzeichnet sind. In allen Fällen zeigen diese Quarzite eine kühle Deformation an und es fanden sich keine Anhaltspunkte für eine transgressive Auflagerung auf dem Quarzphyllit. Die nach S bzw. SE abfallenden steilen Grashänge oberhalb der Junsalm (Seitental des Tuxer Tales) lassen eine eindeutige Quartärabgrenzung schwer zu. Die dort auftretenden monotonen Bündner Schiefer bilden durch In-situ-Verwitterung oft kleine Rutschungen, andererseits rutscht oft auch nur der Oberboden über dem anstehenden Gestein ab. Lediglich der riesige ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Bergsturz von Tor- und Kalkwand (mit Blöcken bis rund 50 m Länge!) lässt sich bis zum Talboden hin abgrenzen. 7) Eine Untergliederung des Serpentinits vom Reckner und Geier in Serpentinit, Ophikarbonate und Blauschiefer wurde deshalb nicht vorgenommen, weil diese Randgesteine des Serpentinits nur sehr geringmächtig sind und meist in Form kleiner Linsen und Schuppen auftreten. Da der Gebirgsstock Kalkwand–Torwand und die Eiskarspitze wegen der Steilheit des Geländes nicht begehbar ist, wurde auf eine detaillierte Untergliederung der Tarntaler Breccie wie in der Karte von Frau ENZENBERGP RÄHAUSER verzichtet. Statt dessen wurde eine grobe Unterteilung in schiefer-, quarzitschollenbreccien- und karbonatbrecciendominiert vorgenommen. Im Hauptstock der Tarntaler Berge (Reckner – Lizumer Sonnenspitz – Tarntaler Köpfe) hat sich die Karte von Frau E NZENBERG-P RÄHAUSER als nahezu fehlerlos herausgestellt. Bei der K a r t i e r u n g d e s Q u a r t ä r s wurde getrachtet, die Schuttfächer und Blockschuttströme bzw. Bergstürze genau abzugrenzen und dem zumeist nur im Bereich der Talböden bzw. an flacheren Hängen erhalten gebliebenen Moränenschutt zu unterscheiden. Eine Trennung zwischen „grobem“ Hangschutt (d.h. mit Blöcken von .1 m 3) und Bergsturzmaterial erschien mir zu willkürlich, deshalb habe ich diesen Phänomenen eine einheitliche Signatur zugewiesen. Eindeutig als Bergsturz zu klassifizieren sind die Schuttströme auf beiden Seiten der Kalkwand; sie sind möglicherweise das Ergebnis der „Zerschießung“ des Reuterturmes durch die deutsche Wehrmacht in den 40er Jahren. In Gebieten mit homogener Lithologie (Quarzphyllit, Bündner Schiefer) ergaben sich häufig Schwierigkeiten bei der Abgrenzung von auflagerndem Lockermaterial. Beispielsweise befindet sich beiderseits der Militärstraße östlich des Mölser Berges ein großes von Vegetation überwuchertes Blockfeld, das aber augenscheinlich nicht von einem Bergsturz herrührt und dessen Baumbewuchs keine Bewegung innerhalb der letzten ca. 200 Jahre erkennen lässt. Vermutlich handelt es sich hier um In-situBlockverwitterung des Untergrundes. Moränenwälle treten morphologisch meist deutlich hervor, besonders im hinteren Lizumtal und im Bereich Hippold – Kalkwand. Bei den gewaltigen Blockschuttmassen, welche die beiden Recknergipfel umrahmen, dürfte es sich um ehemalige Blockgletscher handeln – Toteisreste sind stellenweise noch zu finden. Bergzerreißungen wurden vor allem in mächtigen, mehr oder minder waagrecht gelagerten Schieferhorizonten bzw. fein gebankten Kalken mit Schieferzwischenlagen beobachtet. So z.B. auf der Eiskarspitze (Kalkbreccie mit Kalkschiefern der Tarntaler Breccie), den Tarntaler Köpfen, dem Lizumer Sonnenspitz (Kieselschiefer) sowie den Kalkschiefern an der WSW-Flanke unterhalb des Naviser Reckner. Erhebliches Gefahrenpotential scheint mir am Lizumer Sonnenspitz vorhanden zu sein – mehr als einen Meter breite offene Klüfte unterhalb des Gipfels sind zu sehen. Von dort abbrechende Felsmassen würden nahezu ungebremst in Richtung der ca. 800 m tiefer gelegenen Lizumer Hütte und die dortigen Almhütten stürzen und vielleicht auch das Militärlager gefährden. Die Bergzerreißung auf der Eiskarspitze könnte eine gewisse Gefahr für die westlich unterhalb liegende Innerlannalm und Zirmachalm bedeuten. Allerdings befindet sich oberhalb die- ser Almen noch lockerer Schutzwald. Die Junsalm SE der Kalkwand ist vermutlich kaum gefährdet, weil das dortige riesige Bergsturzfeld mit seinen großen Blöcken herunterfallende Felsmassen eher aufhalten würde als die steilen Grashänge daneben. Zur T e k t o n i k : Kompassmessungen ergaben im Wesentlichen Lineationsrichtungen, die um die W–E-Achse pendeln. Nur vereinzelt wurden (ältere?) Richtungen in SW–NE bis ungefähr N–S gemessen, z.B. auf der Grauen Wand, am Geier (Regelung der Alkaliamphibole in den Blauschiefern) und in der Tarntalscharte. Abschließend sollte noch angemerkt werden, dass aufgrund der militärischen Tätigkeit in diesem Gebiet abseits der markierten Wege (die ohne Sondergenehmigung auch nicht verlassen werden dürfen) immer wieder unversehrte – und damit potentiell scharfe – Blindgänger gefunden wurden. Besondere Vorsicht ist daher anzuraten! Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Tauernfenster auf Blatt 149 Lanersbach B ERND L AMMERER (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Berichtsjahr 98 wurde im Westen des Blattes in der Region zwischen Tuxer Joch und Hoher Riffler kartiert und Reconnaissance-Begehungen in Richtung Lizumer Hütte durchgeführt. Dort treten in der Glocknerdecke in mehreren Horizonten Schürflinge von mutmaßlichen Triasgesteinen (graue und gelbliche Dolomite, Rauhwacken, Chloritoidschiefer, Quarzite) auf, welche eine tektonische Feingliederung des Glocknerdecken-Duplexes ermöglichen werden. Breite Mylonitzonen, besonders in den Karbonatgesteinen, markieren die Grenze gegen die „coloured melange“ des Tarntaler Mesozoikums. Im Tuxer Jochgebiet dominieren die Basalgesteine der Glocknerdecke in großer Mächtigkeit (1,25 km unkorrigiert nach Kleinfalten). Ihnen werden alle mutmaßlich triassischen (Kaserer Serie, vermutlich Skyth; Anis-Karbonate der Schöberspitzen, des Tettensgrates und der Weißen Wand; Wustkogelserie, vermutlich Keuper) sowie die permischen Porphyrmaterialschiefer zugeordnet, welche direkt auf Hochstegenkalk überschoben sind. Der Hochstegenkalk lagert immer auf einer nur wenige Meter, allenfalls zehn Meter mächtigen Schicht bräunlicher (?) Doggerkalke, denen lokal (Höllscharte, Rötschneide) auch noch graphitische Quarzite und Disthenschiefer (Lias?) unterlagern, ansonsten folgt Tuxer Gneis, eine Orthogneis-Einheit aus meist porphyrischen, aber auch granitischem Zentralgneis, der stark zerschert ist. Er liegt unter der Lärmstange als allochthone Lamelle von 400–500 m Mächtigkeit vor, die nach Norden ausdünnt. Der Hochstegenkalk ist an der Höllscharte kaum 30 m mächtig, erreicht aber innerhalt kürzester Distanz an der Lärmstange ca. 200 m Mächtigkeit. Tektonische Gleitflächen zeigen, dass hier ein anderer Hochstegenkalk südvergent mehrfach gestapelt ist. Auch der sehr an Hochstegenmarmor erinnernde Kalkspan, der an der Frauenwand mitten in Kaserer (?)Trias-Klastika liegt, könnte ein isolierter Überschiebungsspan sein. Eine wirklich überzeugende kinematische Lösung der tektonischen Struktur dieses komplexen Gebietes stand trotz langjähriger Versuche mehrerer Mitarbeiter immer noch aus. Strukturell am plausibelsten erscheint eine 305 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at eine Rücküberschiebung infolge des Eindringens der Tuxer Gneislamelle schichtparallel in den autochthonen Hochstegenkalk des Ahornkernes und Bildung einer „crocodile structure“. Im Liegenden der Tuxer Gneislamelle steht wiederum Hochstegenkalk samt Basalbildungen an, der hier aber auf prolat und oblat deformierten Metakonglomeraten oder auch Quarziten liegt. Auch diesen sind – ähnlich wie den Kaserer Klastika – lokal gelbliche Karbonatbänder zwischengelagert wie z.B. westlich unterhalb des Schwarzbrunner Keeses. Auch hier besteht der Verdacht auf Klastika der Trias oder der Permotrias, allerdings in einer proximaleren Fazies als in der Kaserer Serie. Ihre Mächtigkeit beträgt zwischen 570 m (Nordschenkel) und 750 m (Südschenkel), allerdings sind das Mächtigkeiten ohne Strain-Korrektur. Die Originalmächtigkeiten waren mindestens doppelt so groß. Im Beileitungstollen Kunerbach steht im Bereich unter der Unteren Schwarzen Platte auf einer Ausstrichbreite von 750 Metern noch Ahorngranit an, der nicht an der Oberfläche ausstreicht. Im Verein mit den westlichsten Obertageaufschlüssen südlich der Napfspitze/Realspitze lässt sich daraus das Abtauchen des Sattelscheitels auf 13 Grad in Richtung 247 Grad bestimmen. Extrapoliert streicht der Ahorngranit unter dem Spannaglhaus in Höhe von 1750 m, also knapp 800 m unter der Oberfläche durch. Als kleine Besonderheit kann noch vermeldet werden, dass 1998 bei Straßenbauarbeiten in 2120 m Höhe ein 20 cm dicker Baumstamm aus der Moräne von 1850 unterhalb der Lärmstange geborgen wurde. 155 Bad Hofgastein Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in der Matreier Zone auf Blatt 155 Bad Hofgastein C HRISTOF E XNER (Auswärtiger Mitarbeiter) Um die Matreier Zone gegen die südlich anschließende Zone des Fuscher Phyllits und gegen die hier auskeilende Trias der Radstädter Tauern (Schneibensteine) abzugrenzen, wurde ein Teil der NE-Ecke des Kartenblattes 155 neu aufgenommen. Es handelt sich um das Gebiet zwischen dem Dorf Großarl und dem Jägersee im Kleinarltal. Inbegriffen sind der Einzugsbereich des Ellmaubaches, der N–S-verlaufende Kamm zwischen den beiden Arltälern (Gründeck bis Nebeleck) und das gewaltige Bergsturzgebiet zwischen Schüttriegel, Maureck und Jägersee. Die Gesteine streichen vorwiegend WNW und fallen nach NNE. Die ursprünglich flache Überschiebung der Ostalpinen Decke der Radstädter Tauern erlitt eine spätere Einengung um eine N–S-streichende Faltenachse (Querfalte) im Bereich Loosbichlalm – Schneibensteine – Buchbachtal. Phyllit und Metabasit (Gründeck-Komplex, paläozoisches Alter mit ursprünglich mesometamorphem Amphibolit) bauen etwa 300 m mächtig, vorwiegend die Kammregionen auf: In W–E-Richtung den 4,5 km langen Bergkamm Karriedel bis Schüttriegel und in N–S-Richtung den wasserscheidenden Kamm der beiden Arltäler sowie den stratigraphischen Sockel der Ostalpinen Trias der Schneibensteine und des Maurecks. Darunter taucht nach E die Matreier Zone ein. Wir haben es hier mit deren südlichem Teil zu tun, den man Großarler (Meta)-Sandstein-Breccien-Komplex nennen kann, wobei der Einfachheit halber der Vorsatz „Meta“ gewohnheitsmäßig auch weggelassen wird. Die tiefste tektonische Einheit bildet der jedenfalls als penninisch zu bezeichnende, eher monotone, mindestens 1.000 m mächtige Fuscher-Komplex (Oberer Schwarzphyllit der Tauern-Schieferhülle). Die folgende Beschreibung der Kartierungsergebnisse wird im Rahmen von 4 morphotektonischen Arealen vorgenommen: 306 Gebiet südlich des Ellmaubaches (Ellmau-Schattseite) Das Gebiet südlich des Ellmaubaches zwischen Großarltal und Buchbachtal gehört hauptsächlich dem penninischen Fuscher Phyllit an. Dieser kalkarme Schwarzschiefer streicht WNW und fällt mittelsteil nach NNE. Die Lineation und zugleich Faltenachse des Gesteines hat das selbe Streichen und liegt horizontal bis flach nach W geneigt. Der Schwarzschiefer ist intensiv gefaltet. Er führt dünne sedimentogene Lagen aus Serizitphyllit, feinschichtigem Serizitquarzit und graphitischem Quarzit. Sehr häufig sind bis 1 m dicke monomikte Quarzlagen (SiO 2 -Mobilisate mit Quergriffen). Auch Pyrit-Vererzung kommt vor. Die Ellmautal-Schattseite entspricht einem nach N abflachenden Isoklinalhang des Fuscher Phyllits. Gute kontinuierliche Felsaufschlüsse bietet der 700 m hohe rechte Steilhang des Großarltales (Laireitingkapelle bis zu den Almwiesen der Bichlalm) und die Mündungsschlucht des Ellmaubaches vom Bauernhof Großellmau bis in das Dorf Großarl. Hingegen ist der Isoklinalhang der Schattseite weithin von gravitativen Gleitschollen und Bergsturzblockfeldern unter der Abrissnische in SH. 1740 m (N-Hang des Kammes Bichlkopf – Remsteinkogel) bedeckt. Kartiert wurden die für das regionale geologische Verständnis wichtigen konformen Einlagerungen im Fuscher Phyllit: Im SW-Teil des Arbeitsgebietes sind es bis jeweils 25 m mächtige Kalkschieferlagen und nur bis 3 m dicke penninische Prasinitlagen zwischen Hinterlaireiting und Bichlalm. Sie stellen die streichende Fortsetzung der Kalk- und dünnen Prasinitzüge Bernkogel – Kreuzkogel dar. Der vor 45 Jahren gefundene Serpentinit 400 m E Bichlkopf bildet eine, dem Fuscher Phyllit konform eingelagerte, 175 m lange und 75 m breite Gesteinslinse. Sie setzt fort in einem neu gefundenen, unter der Abrissnische beinahe subanstehenden Serpentinit-Blockstrom 900 m NNW Bichlkopf. Die Matreier Zone beginnt mit der Fortsetzung der Reicheschbreccie (Hafnergruppe). Sie streicht vom S-Rand des Weißecks (Blatt Muhr) über das Filzmooshörndl in das vorliegende Arbeitsgebiet, wo sie Gipfel und nördliche ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Rückfallkuppe des Remsteinkogels und teils anstehende, teils verrutschte Schollenzüge im Thalgau südlich des Ellmaubaches bei Großarl bildet. Gebiet nördlich des Ellmaubaches (Ellmau-Sonnseite) Das Gebiet nördlich des Ellmaubaches besteht aus mehreren Schwarzschieferlagen mit zahlreichen Felszügen des Großarler Sandstein-Breccien-Komplexes und darüber aus dem Quarzschiefer und Metabasit des Gründeck-Komplexes. Da der Ellmaubach in E–W-Richtung verläuft und die Gesteinslagen WNW streichen und NNE fallen, ziehen die Felszüge regelmäßig von beträchtlicher Seehöhe im W (N Großarl) bis hinunter zum Talgrund im E (Grundalm etc.) oder enden in BergsturzArealen. Die einzelnen Felszüge des Großarler Komplexes bestehen hauptsächlich aus Triasdolomit und posttriadischen polymikten Dolomitbreccien und Quarziten. Es dürfte sich um tektonische Wiederholungen (Liegendfalten) handeln. Eine solche wurde in SH. 1760 m der Karriedel-S-Flanke kartiert. Der tektonisch höhere Teil des Großarler Komplexes gehört der Saukarkopf-Synform an (siehe vorjähriger Bericht !). Der tiefere Teil setzt nach W in Richtung zum Schuhflicker (Arlspitze) fort. Im vorliegenden Berichtsjahr habe ich doch auch hier wieder die typischen namensgebenden Metasandsteine gefunden, die sich durch klastische Hellglimmer und dunkle Tonschieferknoten in Schwarzschiefer-Matrix auszeichnen. Sie markieren stratigraphische Übergänge zum Schwarzschiefer besonders am Rande der Breccienzüge. Fundorte: N und NE Hinter-Stadluck; bei Kreuz N „Weißbauer“; bei Brücke des Güterweges 150 m NW Kapelle Kasbichl und am Karrenweg S Sonnseitwald. Lithologisch charakteristische Unter- bis Mitteltriasfolgen sind erhalten. Triasdolomit erreicht einige Deka-m Mächtigkeit und geht seitlich in grobkörnige polymikte Dolomitbreccie über. Kalkschiefer und dunkelgrauer Kalk gehören eventuell dem Lias und Dogger an. Der weit verbreitete, bis 30 m mächtige, karbonatfreie, feinschichtige bis kompakte Quarzit könnte vielleicht wie in den Radstädter Tauern ein Doggerquarzit sein. Ohne vorläufig eine stratigraphische und tektonische Zuteilung vorzunehmen, wurden innerhalb des Großarler Komplexes auch noch folgende Schichtglieder kartiert: Kalkphyllit mit Kalkmarmor; Bänderkalkmarmor und dunkelgrauer Kalkmarmor; Serizit-Chloritphyllit mit Quarzschiefer sowie ein Metabasitzug (10 m mächtig und 800 m lang, südlich Reschenbergalm). Geomorphologisch sind die tieferen Hänge der Ellmautal-Sonnseite sehr steil und reich an Bergsturzarealen. Geotechnische Risken bezüglich der zunehmenden Siedlungsbautätigkeit am Talgrund stellen klüftige Dolomitfelswände über Blocksturzfeldern des selben Gesteinsmateriales dar, die zungenförmig bis zur Talsohle reichen. Sie beweisen ältere Bergsturzereignisse. So musste man im Jahre 1995 eine kostspielige Großsprengung einer überhängenden Wand im Dolomitzug in SH. 1520 bis 1570 m, 500 m NE Kapelle Kasbichl vornehmen. Ein sekulär risikoreicher Dolomit-Felsklotz dieser Art befindet sich in SH. 1080 bis 1140 m, NE Bad in Großarl. Auf Grund meiner Begehung dieser Lokalität möchte ich nicht versäumen, auf die Gefahr eines Bergsturzes hinzuweisen. Die über dem „Richtersteig“ angebrachten Drahtnetze fangen derzeit nur kopfgroße Dolomitbrocken ab. Sekulär ist jedenfalls ein Bergsturz hier vorauszusehen. Gründeck–Nebeleck-Kamm und Buchbachtal Die kristalline Deckscholle (Phyllit und Metabasit) des vorjährigen Berichtes wird nun nach ihrem höchsten Berg kurz Gründeck-Komplex genannt, obwohl ich lange zögerte, weil es in der Grauwackenzone bei Bischofshofen 3 Berge beinahe gleichen Namens gibt (Hoch-, Mitter- und Obergründeck). Ich wollte auch den Namen SeekopfKomplex vorschlagen nach dem Seekopf des Ennskraxen-NE-Kammes (Seekopflamelle, die ja eine Fortsetzung unserer kristallinen Deckscholle ist). Dagegen spricht der ähnlich klingende Namen der ein höheres tektonisches Kristallinniveau charakterisierenden Seekarspitze N Obertauern. Abgesehen von solchen nomenklatorischen Schwierigkeiten hat sich im vorliegenden Berichtsjahr die nur teilweise fertiggestellte Kartierung des Gründeck-Komplexes bis weit nach S (Buchbachtal und Filzmooshörndl) als geologisch interessant erwiesen. Schon S TARK hat zu Anfang des 20. Jahrhunderts hier Grünschiefer beobachtet und deren Petrographie 3 Jahrzehnte später publiziert und ihre Vorkommen in einer Kartenskizze mitgeteilt (M. S TARK, 1939). Diese Grünschiefer stellen die Metabasite des Gründeck-Komplexes in dessen südlichem Teile dar, worüber von N nach S fortschreitend, im Folgenden kurz berichtet wird: Am Kamm Gründeck – Nebeleck stellt die Scharte ENE Weißalm eine wichtige Strukturgrenze dar. Nördlich der Scharte herrscht WNW-Streichen und N-Fallen. Im Bereich der Scharte zieht eine 50 m mächtige gefaltete Schuppenzone aus Metabasit, Serizit-Chlorit-Quarz-Schiefer, gebändertem Kalkmarmor mit Spuren von Rauhwacke, mehrere m Eisendolomit und reiner Serizitquarzit durch (Roßfeldalm bis Bergsturzgebiet N Weißalm). Im Süden der Scharte wird die W-Flanke des Kammes N Loosbichlalm zwischen SH. 1700 und 1900 m von 20 m mächtigen, jedoch größtenteils hangparallel verrutschten, recht massigen und epidotreichen Metabasitzügen in Begleitung von Quarzschiefer gebildet. Sie liegen schräg W-geneigt dem unterlagernden Schwarzschiefer auf und streichen NNW. Hier beginnt die Querstruktur mit meridionaler Faltenachse rund um die Schneibensteine. Die Fortsetzung fand ich im rechten Steilhang des Filzmoostales von den Schuttfächern des Talgrundes bis 1700 m SH. gut aufgeschlossen und von einigen Bergstürzen durchsetzt. Bisher habe ich hier den GründeckKomplex bis zur Achtalm kartiert und gesehen, dass er noch weiter nach S fortstreicht. Er besteht auch hier aus mehreren mächtigen und epidotreichen Metabasitzügen in Begleitung von Quarzschiefern und verdächtigen diaphthoritischen Paragneisen. Sie streichen N–S und fallen nach W. Darüber lagern W-fallende isolierte Erosionsreste der Unter- und Mitteltrias der Schneibensteine (E-Schenkel der N–S-streichenden Schneibenstein-Quermulde). Diese isolierten Reste findet man von N nach S geordnet und durch Moräne und Gehängeschutt voneinander getrennt: a) In der Bachschlucht, welche die weiten Moränenfelder der Loosbichlalm entwässert: Lantschfeldquarzit anstehend in der Schlucht unter dieser Alm, darüber Aniskalk (subanstehende Scholle am linken Ufer in SH. 1590 m), darüber der altbekannte, mehrere Deka-m mächtige anstehende graue bis farblose Trias-Dolomit-Felsbuckel SH. 1475 m (SE Grundalm). b) Ein auf Grund des Bergsturz-Blockwerkes gut rekonstruierbares Profil von unten nach oben: Lantschfeld307 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at quarzit, Reichenhaller Rauhwacke, Anis-Bänderkalkmarmor, Dolomit (Lokalität: Karrenweg NW Achtalm in SH. 1510 m). c) Rückfallkuppe anstehend in 1560 m SH., bestehend aus Triasdolomit mit einer dünnen Kappe aus schwarzem Kalk, knapp westlich des soeben genannten Karrenweges. Dieser Dolomit hängt im Felsbett des Filzmoosbaches unmittelbar mit Dolomitfelswänden des Kleinen Schneibensteines zusammen und wird östlich von Metabasit-führendem Schutt des nahe anstehenden Gründeck-Komplexes geschieden. Im S–N-verlaufenden Buchbachtal (= „Buchbachkargraben“ der topographischen Karte) befindet sich der W-Schenkel der Schneibenstein-Quermulde: Flach N-fallender Fuscher Phyllit der wilden Mündungsschlucht (Klaus-Kapelle P. 1196 bis SH. 1400 m) des Buchbachkarbaches (derzeit intensive Wildbachverbauung in Tätigkeit) bildet die penninische Unterlage. Unmittelbar darüber liegt mindestens 300 m mächtig der GründeckKomplex: Quarzschiefer, Chlorit-Serizit-Schiefer und epidotreicher Metabasit mit Calcit-Quarz-Mobilisat. Er baut sowohl die W-Seite des Tales bis zur Linie Remsteinkogel – Jagdhütte P. 1474 (Reicheschbreccie) als auch die E-Seite als Sockel der Schneibensteine auf. Anstehende Metabasitzüge werden vom Güterweg in der steilen NW- und N-Flanke des Kleinen Schneibensteins gequert. Chloritreiche Phyllonite stehen am Güterweg und im Bereich von Karrenwegen S und E P. 1474 an. Gut ist die S-Seite des Großen Schneibensteines im Bereich des Buchbachkares aufgeschlossen. Über Fuscher Phyllit (Großer Himmel) wird der Gipfelfels des Filzmooshörndls P. 2189 von flach N-fallendem, 50 m mächtigem Kalkschiefer mit Breccienlagen gebildet. Dieser Kalkschieferzug nimmt nach N steiles NE-Fallen an, beinhaltet die Reicheschbreccie und wird im Hangenden von wenig Schwarzschiefer mit Serizit-Phyllit und darüber über 100 m mächtigem Metabasit und chloritreichem Schiefer (Gründeck-Komplex) bis zur Scharte SH. 2010 m, 600 m S Großer Schneibenstein, überlagert. Die Begehung der Hänge zum Buchbachtal ergaben, dass der GründeckKomplex vom S- zum W-Hang des Schneibensteins durchstreicht. Im Filzmooshörndl-NW-Hang steht die Reicheschbreccie 50 m mächtig, in SH. 1950 m, 700 m E Buchbachkaralm, an. Es handelt sich um polymikte grobkörnige Dolomitbreccie mit kalkreicher Matrix, assoziiert mit Kalkschiefer und Fuscher Phyllit. Die großen Komponenten sind dunkelgrauer Dolomit mit 0,3 m Länge und 0,1 m Breite, ferner Kalkmarmor als Blöcke mit 1,0 m Durchmesser und auch als dünne lamellenförmige Scheibchen, ferner Chlorit-Serizit-Schiefer, Serizitquarzit und Schwarzschiefer. Die Matrix setzt sich aus Kalkschiefer, Serizitphyllit und grauem Kalkmarmor mit farblosem Calcit-Mobilisat zusammen. Bergsturzgebiet im Kleinarltal westlich Jägersee Der Nordrand des Maureckgebirges besteht aus mittelsteil nach E fallenden Schichten. Unten lagern die wasserstauenden penninischen Schwarzschiefer (Schluchten des Maureck- und Roßfeldbaches in 1200 bis 1400 m SH.), darüber die Quarzschiefer und Metabasite des Gründeck-Komplexes (oberhalb der Maureck- und Roßfeldalm) und im stehen gebliebenen Maureck und seiner durch Analyse des Bergsturzmateriales rekonstruierbaren N-Fortsetzung die Triasschichtfolge im Hangenden des Gründeck-Komplexes. Dieser vor dem Bergsturz vorhandene Berg dürfte ähnlich ausgesehen haben wie die 308 derzeitige Ennskraxen. Nur ist er durch interglaziale erosive Unterschneidung auf den E-geneigten gleitfähigen Schwarzschiefern abgerutscht und in sich selbst zusammengesunken. Sein Bergsturzareal ist an der linken Seite des Kleinarltales in S–N-Richtung 3,5 km lang und in W–E-Richtung bis 3 km breit. Das Bergsturzmaterial ist nicht nur ganz wild durcheinander gewürfelt, sondern es lassen sich stellenweise auch monomikte Teilareale kartieren und mit solcher Analyse der Aufbau vor dem Bergsturz annähernd rekonstruktieren. Ich kartierte Teilareale, die nur aus dem Gesteinsmaterial des Gründeck-Komplexes bestehen (E Schüttriegel, NE Maureckalm und ein Güterwegabschnitt 1 km W Hofwand) und solche, die nur aus Trias-Karbonatgesteinen (hauptsächlich Dolomit) zusammengesetzt sind (NNE Maureckalm, Dürnwaldplateau und 2 Blockströme im soeben genannten Güterweggebiet). Am interessantesten sind die Parzellen, welche trotz Zerrüttung durch den Bergsturz noch die aufrechte Schichtfolge der Unter- und Mitteltrias erkennen lassen. Zu der schon im Bericht für das Jahr 1995 erwähnten habe ich nun in deren Nähe einen zweiten und größeren derartigen Felsschollen- und Blockbereich SW Stöckl gefunden. Der Bergsturz erfolgte jedenfalls vor Ablagerung des ungestört auflagernden Moränenwalles (Würm) der Maureckalm. Gerundete Schotter 100 m über dem Wasserspiegel des Jägersees dürften einem älteren großen Seebecken angehören: Terrasse S und SW Jägersee. Aufschluss in der Böschung des Maureckwald-Güterweges der Bundesforste. Der jüngere heutige Jägersee wurde vom Schuttkegel aus der E-Seite des Kleinarltales (Gebiet Jägerbach auf Blatt Muhr) aufgestaut. Der Seeausfluss (Kleinarlbach) durchbricht diesen Schuttkegel in 20 m tiefer Erosionsschlucht. Hingegen fällt das weite Talbecken NNW des Jägersees flach zum Kleinarlbach ab. Heute wird die natürliche Erosion des Jägersees durch ein etwa 2 m hohes künstliches Abflusswehr in Verbindung mit einem kleinen E-Werk verhindert. Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Tauernfenster auf Blatt 155 Bad Hofgastein W OLFGANG H EIDINGER & F RANZ W EICHBERGER (Auswärtige Mitarbeiter) In der diesjährigen Geländesaison 1998 erweiterten wir die in den voherigen Jahren bearbeiteten Abschnitte um die höher gelegenen Bereiche. So konzentrierten wir uns auf den Bereich zwischen dem Celler Weg im Süden und dem Alpenhauptkamm im Norden von der Celler Spitzen im Westen bis zur Hochalmspitze im Osten. Weiters bearbeiteten wir den Lassacher Winkel, der den Talschluss des Seebachtals darstellt, sowie den Bereich zwischen Mernigleiten und der Schwussnerhütte an der nördlichen Talflanke des Seebachs. Die Gesteine fallen generell mittelsteil (35–55°) nach Westen ein. Am Detmolder Grat, nördlich der Lassacher Winkelscharte, steht ein massiger, meist wenig deformierter Metagranit (Hochalmporphyrgranit sensu H OLUB & M ARSCHALLINGER , [1989]) an. Dieser ist durch zahlreiche porphyrische Feldspäte, die Größen bis zu einigen Zentimetern erreichen können, gekennzeichnet. Es findet sich sowohl Biotit als auch Hellglimmer in diesem Gestein. Das ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Gebiet der Hochalmspitze sowie die das Winkelkees umrahmenden Felswände bestehen aus dem gleichen Metagranit. Weiter in Richtung Westen, den Grat entlang, findet sich dieser Gesteinstyp an der Jochspitze vorbei bis östlich vom Kärle. In den umrahmenden Felswänden des Kärle bis knapp östlich des Mojsisovicsspitz ist ein weiterer Metagranit aufgeschlossen. Dieser Typ von Gneis ist stets geflasert und zeigt stärkere Deformation (Großelendflasergranit sensu H OLUB & M ARSCHALLINGER, 1989). Charakteristisch sind weiters eine deutlich getrennte Anordnung der hellen und dunklen Bestandteile sowie die Konzentration von einzelnen Quarzkristallen in Form länglicher Leisten und Linsen. Hellglimmer findet sich, wenn überhaupt, dann nur sehr untergeordnet, dafür tritt Granat in Teilbereichen auf. Im östlichen Bereich des Kärle befinden sich weiters zwei etwa 50 Meter mächtige Einschaltungen von porhyrischem Metagranit. Westlich des Mojsisovicsspitz bis östlich der Celler Spitzen (im Hinteren Kar), mit der Ausnahme einer kleinen Linse von Metatonalit, ist porphyrischer Metagranit aufgeschlossen. Von der Mernigleiten im Seebachtal, östlich des Gartenbodens nach Nordosten verlaufend, bis östlich der Celler Spitzen hinauf, wird der porphyrische Metagranit von einem dunklen Band im Hangenden überlagert. Dieses circa 20 m mächtige Band wird von einem Amphibolit gebildet. An den Steilwänden, südlich unterhalb der Celler Spitzen, findet sich auch im Hangenden des Amphibolitbandes ein Bereich mit porphyrischem Metagranit, der seinerseits von einem weiteren Amphibolitband ähnlicher Mächtigkeit überlagert wird. Am Celler Weg werden diese beiden Amphibolitbänder durch einen feinkörnigen, hellen Gneis separiert, der weiter westlich im Seebachtal oftmals mit dunklen Bändern von Amphiboliten und Biotitschiefern in Wechsellagerung tritt. Dieser Gneis findet sich weiters am Törlriegel, auf der Höhe des Celler Weges sowie zwischen der Mernigleiten und westlich der Schwussnerhütte im Talbereich, nur unterbrochen von schmalen Zonen dunkler Bänder und Linsen, die teilweise Amphibolitlagen beziehungsweise Biotitschiefervorkommen darstellen. Im Hangenden, das westlichere Amphibolitband überlagernd, ist entlang des Celler Weges bis östlich des Törlriegels ein mittelkörniger Metatonalit aufgeschlossen, der auch im Bereich des Talschlusses des Seebachtals, an den Felswänden südlich der Lassacher Winkelscharte zu finden ist. Kennzeichen dieser Gesteine sind die meist geringe Verschieferung und die schwarz-weiß-gemusterte Farbe im Handstück sowie die leicht grünlich wirkenden, bis zu 1 cm großen Plagioklase. Im Aufschlussmaßstab sind die Schlierigkeit und die Einschaltung diffuser heller Bänder besonders charakteristisch. Ein weiteres Auftreten des Metatonalits befindet sich am Weg entlang vom Pleschischggraben zur Tromhütte. Der Pleschischggraben zeichnet eine ausgeprägte tektonische Störungslinie nach. Im Bereich des Talschlusses des Seebachtals lässt sich eine großräumige Verfaltung erkennen. Der hintere Lassacher Winkel ist bedeckt von Moränenmaterial, wobei sich drei ausgeprägte Moranenwälle erkennen lassen. Weitere schöne Beispiele für Moränen befinden sich westlich des Winkelkees und in den Karen nordwestlich und nordöstlich der Celler Hütte sowie im Schafkar und der Pleschischg. Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Tauernfenster und im Quartär auf Blatt 155 Bad Hofgastein P AUL H ERBST (auswärtiger Mitarbeiter) Das 1998 kartierte Gebiet schließt die Umgebung der Mindener Hütte bis zum Korntauern nach E und zum Woisgengraben nach W ein. Auch die SW-Flanke des Anlauftales wurde im Überblick kartiert. Die SW-Flanke des Anlauftales zeigt entlang des Wanderweges 16 im morphologisch tiefsten Bereich grobblockigen Hangschutt, von Hochwald und Unterbewuchs bestens bewachsen. An kleineren Felsstufen ist immer wieder der von E XNER beschriebene Forellengneis aufgeschlossen, welcher ab ca. 1610 m vom Granitgneis mit Vormacht des Kalifeldspates abgelöst wird. Dieser Gneis zeigt große Kalifeldspäte bis 2 cm mit deutlicher Längung (4 : 1) sowie Muskovit, Quarz und Chlorit. Die schwach ausgeprägte Schieferung zeigt s-Flächenwerte von 166/34. Die Größe der Kalifeldspäte zeigt eine deutliche lokale Variation mit Längen bis 5 cm unterhalb der Romatewand, wobei diese Größenzunahme oft mit einer deutlich schlechteren Regelung des Gesteins einhergeht. Dieser Gneis ist durchgehend bis zur Mindenerhütte großflächig verfolgbar, immer wieder zeigen sich einzelne helle Lagen im cm–dm-Bereich mit einer deutlichen Feldspatanreicherung, oft gesäumt von geringmächtigen Lagen gehäufter dunkler Minerale. Ebenso finden sich immer wieder geringmächtige Lagen eines Zweiglimmerschiefers (mit Vormacht des Muskovits). Von E nach W ist eine Änderung des Einfallens des Gneises (und somit der eingebundenen Schiefer) von SSE am Korntauern nach WSW nördlich der Mindenerhütte beobachtbar. Nördlich der Mindenerhütte zeigt der Gneis eine deutliche Klüftung mit k: 090/88 bei s: 258/20, was also einer mehr oder weniger senkrecht auf die Schieferung stehenden Klüftung entspricht. Diese Klüftung hat auf die Morphologie des Gebietes großen Einfluss, bildet sie doch zahlreiche Tälchen und Stufen in gleicher Orientierung und grobblockiges Schuttmaterial. Der Kalifeldspatgehalt des Gneises zeigt auch in diesem Gebiet eine breite Variation. Bis zu 2 m mächtige aplitische Gänge sowie bis 5 m mächtige, konkordante Gänge eines dunklen Gneises (makroskopisch dem Romategneis ähnlich) durchziehen ihn. Das Anlauftal zeigt klassische Formen der Glazialerosion mit übersteilten Talflanken und einer Trogschulter in ca. 2100 m Seehöhe. Bei 2200 m am Wanderweg Nr. 16 findet sich eine auffallende Verflachung mit Vernässungszonen, welche wohl einem mittlerweile versandeten Karsee entspricht. Die umliegenden Flächen sind von gut glazial geschliffenen Rundhöckern eingenommen, welche durch die seitliche postglaziale Entlastung eine Gefügeauflockerung zeigen. Südlich des Hauptkammes sind weite Bereiche von grobem Felsschutt (Gneis) eingenommen, welche gänzlich unbewachsen sind und durch die bedeutenden Mengen von lockerst gelagertem Material in den Kammregionen als hochrezent zu bezeichnen sind. Bewachsen sind lediglich schmale Rücken, die Kargrenzen bilden (z.B. vom Seespitz nach S). 309 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Das Woisgenkees ist de facto nicht mehr existent, einige Firnfelder sind die letzten Überreste, welche jedoch keine Dynamik im glaziologischen Sinne erwarten lassen. Das Gebiet nördlich der Mindener Hütte zeigt nun zur Gänze sehr kleinräumige morphologische Formen mit einem Wechsel von oben beschriebenen Tälchen, kleinen Wasseransammlungen, Felsstufen bis 15 m Höhe und glazialen Sedimenten. 157 Tamsweg Bericht 1998 über geologische Aufnahmen auf Blatt 157 Tamsweg E WALD H EJL (Auswärtiger Mitarbeiter) Die Geländebegehungen im September und Oktober 1998 waren zwei Problemkreisen gewidmet: Einerseits fanden Revisionsbegehungen im Jungtertiär des Tamsweger Beckens und seiner kristallinen Umrahmung statt, da sich seit der letzten flächenhaften Aufnahme von M. H EINRICH (1972–1975) die Aufschlussverhältnisse zum Teil erheblich geändert haben. Andererseits wurde eine Neu- bzw. Erstkartierung im Schladminger Kristallin des Göriachtales durchgeführt. Insgesamt wurde eine geschlossene und aktualisierte geologische Karte der Nordostecke von Blatt Tamsweg angestrebt. Dieses Gebiet, das eine Fläche von ungefähr 100 km 2 umfasst, erstreckt sich von der Linie Mitterberg – Tamsweg im S bis zur Blattgrenze im N und von der Linie Mariapfarr – Lignitz – Gensgitsch – Hocheck im W bis zur Blattgrenze im E. Das Tamsweger Tertiär und sein Rahmen Gegenüber der Kartierung von H EINRICH ergaben sich folgende Änderungen bzw. Ergänzungen: 1) D r e i n e u e T e r t i ä r a u f s c h l ü s s e b e i P ö l l i t z 200 m NW’ von Kote 1127: Im Straßengraben an der Nordseite des befahrbaren Weges wurde durch abfließendes Wasser eine Rinne bis ins anstehende Tertiär eingeschnitten. Unter einem 30 cm mächtigen, polymikten Konglomerat (Mittel- bis Grobkies) liegt ein glimmerreicher, plattiger Sandstein. Die Lagerung ist fast horizontal. 500 m NNE’ von Kote 1127: Glimmerreicher, plattiger Sandstein an einer Kurve des Forstweges. Flache Lagerung. 500 m SSE’ Lerchpoint; 250 m SSW’ von Kote 1156; an der Straße zum Prebersee in 1130 m Seehöhe: An der W’ Straßenböschung ist ein neogenes Grundkonglomerat aufgeschlossen. Es besteht aus Mittel- bis Grobkies in glimmerreicher, sandiger Matrix. Unter den Komponenten der Kiesfraktion überwiegen Quarz und Phyllit. 2) B e g e h u n g e n im Raum Lerchpoint – Kempfer Grundmoräne bzw. Moränenstreu nehmen anscheinend größere Flächen ein als auf der Karte von H EINRICH (1977). Das Tertiär ist nicht so gut aufgeschlossen, wie es die geologische Karte vermuten lässt. 3) V e r ä n d e r t e A u f s c h l u s s s i t u a t i o n N’ von Haiden und am Vorderwöltingberg Das bei H EINRICH (1977) verzeichnete Basiskonglomerat NE’ Flattner wurde nicht angetroffen. Das gegenwärtige Wiesengelände ist ohne Aufschlüsse. Der Weg 310 WNW’ von Kote 1261 wurde offenbar mit Fremdschottern verfüllt. Durch neue Forststraßen hat sich die Aufschlusssituation am Vorderwöltingberg wesentlich verbessert. 400 m N’ Kote 1261 wurde in 1390 m Seehöhe am Ende eines Forstweges (Sackgasse) ein undeutlich gebankter, mittelkörniger, weißer Marmor angeschnitten. Er hat eine aufgeschlossene Mächtigkeit von ungefähr 5 m, fällt flach nach ESE ein (s = 115/25°), wird von Phyllit unterlagert und ist möglicherweise ein Ausläufer des Marmors vom Ofnerkopf. 4) D r e i n e u e T e r t i ä r a u f s c h l ü s s e i m U m k r e i s von Lasa und der Schoberhütte 200 m NW’ Hinterlasa, am Wegrand in 1205 m Seehöhe: Neogenes Grundkonglomerat (Grobkies) bestehend aus Phyllit- und Quarzkomponenten in sandiger Matrix. 500 m E’ vom Peterbauer, an einem Forstweg in 1230 m Seehöhe: Fast monomiktes Grundkonglomerat aus Phyllitkomponenten und etwas Geröllquarz in sandiger Matrix. 250 m N’ der Schoberhütte, in einem Hohlweg in 1390 m Seehöhe: Grundkonglomerat (Mittel- bis Grobkies), das vorwiegend aus Phyllitkomponenten besteht. Trotz seiner geringen Größe von nur wenigen Metern ist dieser neu entdeckte Aufschluss ein wichtiger Beleg zur Abgrenzung des Tamsweger Neogens gegenüber seinem kristallinen Rahmen: Im Vergleich zur Karte H EINRICH (1977) liegt die tatsächliche Grenze der Tertiärbasis mindestens 600 m weiter im N. 5) M u t m a ß l i c h e r t e r t i ä r e r P a l ä o b o d e n im Liegenden des Tamsweger Neogens Am Güterweg von Vordergöriach zur Schoberhütte befindet sich S’ von Kote 1350 ein Hanganriss (Kollovium) mit auffallend roter Erdfärbung. Die Farbe erinnert an jene von Backsteinen und unterscheidet sich deutlich von den Brauntönen des Bv-Horizontes der üblichen Braunerden. Da sich diese Stelle in unmittelbarer Nähe der Tertiärbasis befindet, wird die Vermutung geäußert, dass es sich um einen in Hanglage umgelagerten subtropischen Paläoboden mit hohem Hämatitgehalt handeln könnte. Das Schladminger Kristallin im Göriachtal Die gesamte Westflanke des Göriachtales zwischen der Eseihütte und der nördlichen Blattgrenze besteht aus monotonen migmatischen Gneisen. Es handelt sich um die Riesacheinheit des Schladminger Kristallins. Sie besteht aus Biotitplagioklasgneisen, Glimmerquarziten, Augenplagioklasgneisen, Diateiten, Schlierenmigmatiten und Pegmatoiden. Kleinräumiger lithologischer Wechsel mit meistens fließenden Übergängen und großräumige Monotonie kennzeichnen die ganze Serie. Metabasite treten nur untergeordnet auf. Auf weiten Strecken fehlen sie gänzlich. In einem Murkegel NW’ der Vorderen Urbanalm fand ich einen 30 cm großen Serpentinblock (SH 1400 m). ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Quartär Entlang des Taurachtales zwischen Mariapfarr und Tamsweg wurden vier D r u m l i n s auf der Karte ausgeschieden. Zwei davon liegen E’ bzw. SE’ von Althofen. Beide streichen W–E; der nördliche Drumlin ist ca. 700 m lang, der südliche (Kote 1110) ca. 550 m. Entlang von Wegen und an Feldrändern treten mäßig bis gut gerundete Gneis- und Metabasitblöcke mit Durchmessern bis maximal 50 cm auf. Größere Erratika wurde hier nicht angetroffen. Ein weiterer Drumlin liegt 500 m E’ von Lintsching, unmittelbar S’ der Straße von Lintsching nach St. Andrä. Er verläuft W–E und hat eine Länge von 300 m. Der vierte Drumlin befindet sich NE’ von Proding bzw. WSW’ von Pöllitz. Er ist 350 m lang und verläuft wie die anderen von W nach E. 200 m E’ des zuletzt genannten Drumlins bzw. 250 m SW’ von Kote 1127 ist schluffiger Feinsand in einer kleinen Sandgrube aufgeschlossen. Da das Material unverfestigt ist, besteht keine Verwechslungsmöglichkeit mit tertiären Sedimenten. Es muss sich um ein f l u v i o g l a z i a l e s E i s r a n d s e d i m e n t handeln. Ein holozänes Alter ist schon auf Grund der Topographie auszuschließen. Der Aufschluss liegt nämlich genau auf einer Kuppe. B e s o n d e r s g r o ß e E r r a t i c a liegen auf einem Waldrücken 300 m N’ von Hinterlasa. Die Gneisblöcke der Moräne erreichen hier einen Durchmesser von mehreren Metern. Holozäne Verlandungssedimente und Moor e wurden in der Talsohle des hinteren Göriachtales bzw. in Mulden der Grundmoränenlandschaft angetroffen. Hervorheben möchte ich nur die zwei Moore in Haiden (S’ und NW’ Flattner) und das Moor „In der Halt“. Letzteres liegt 500 m E’ bis ENE’ von Kote 1209 und bedeckt eine Fläche von ungefähr 25.000 m 2. Dieses Übergangsmoor hat abschnittweise gut entwickelte Torfkörper aus Sphagnum-Moosen, in denen kleinwüchsige Birken und verkümmerte Fichten wachsen. 166 Fürstenfeld Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Tertiär und Quartär auf Blatt 166 Fürstenfeld P AUL H ERRMANN Nach früheren Aufnahmen erschien es möglich, dass das Sarmat von Hartberg von Norden oder das Sarmat von Gleisdorf von Westen bis auf Blatt Fürstenfeld reicht. Mangels natürlicher oder künstlicher Aufschlüsse wurden einige Flachbohrungen abgeteuft, um Schlämmproben zu gewinnen. Es wurden folgende Sedimente erbohrt: Bohrung Blaindorf (Koordinaten 714360/226510) 0,5 –5,10: Verwitterter Schluff. 5,10–6,60: Bläulicher Schluff. 6,60–6,70: Schotter. 6,70–8,40: Grünlicher Schluff. Bohrung Untertiefenbach (Koordinaten 71550/213370) 0 – 1,5 : Grünroter glimmriger Sand mit eckigen Komponenten bis 1 cm, meist Quarz und Quarzit, aber auch Kristallin. 1,50– 3,00: Grauer schluffiger Sand mit Kleingeröllen. 3,00– 5,00: Grauer, toniger Schluff. 5,00– 9,00: Grauer Schluff. 9,00–11,00: Grauer, feinsandiger Schluff. Bohrung Dienersdorf (Koordinaten 717460/233620) 0,30– 1,60: Brauner verwitterter Schluff. 1,60– 2,80: Glimmriger brauner Schluff. 2,80– 3,00: Olivfarbener toniger Schluff. 3,00– 8,00: Brauner Schluff. 8,00–10,00: Bläulicher Schluff. Bohrung Kopfing (Koordinaten 719220; 233000) 0 – 1,60: Sandiger brauner Schluff mit Geröllen bis über 1 cm. 1,60– 3,00: Brauner Schluff. 3,00– 4,00: Grünlicher Feinsand. 4,00–10,00: Bräunlicher feinsandiger Schluff. 10,00–11,20: Bläulicher Schluff. Bohrung Siebenbrunn (Koordinaten 720760/234320) 1,50–2,70: Schwach sandiger Schluff. 2,70–3,90: Grauer, etwas glimmriger Schluff. 3,90–5,10: Brauner, schwach sandiger Schluff. 5,10–7,50: Grauer, schwach feinsandiger Schluff. 7,50–8,70: Grauer Schluff. Bohrung St. Stefan (Koordinaten 716120/233990) 0,40– 3,40: Olivgrüner toniger Schluff. 3,40– 4,00: Olivgrüner sandiger Schluff mit kantengerundeten Quarz-Quarzitkomponenten bis 1 cm. 4,00–10,00: Brauner, schwach sandiger Schluff. Bohrung Edlberg (Koordinaten 715810/232850) 0,80–2,80: Olivgrüner, etwas sandiger Schluff, mit Geröllen bis etwa 1 cm. 2,80–3,40: Brauner Feinsand. 3,40–5,00: Gelbbrauner sandiger Schluff. 5,00–6,00: Grauer sandiger Schluff. 6,00–6,40: Quarzkies, mäßig gerundet, Komponenten bis 1 cm. 6,40–7,00: Graugrüner Schluff mit Quarzgeröllen bis 1 cm. 7,00–7,40; Brauner Sand mit Quarzgeröllen bis 1 cm. Bohrung Obertiefenbach (Koordinaten 714380/231860) 0,5 – 2,1 : Gelbbrauner Lehm mit kohliger Substanz und mm-großen Quarzsplittern. 2,10– 3,30: Gelbbrauner, glimmerreicher Schluff. 3,30– 5,10: Gelbbrauner Schluff. 5,10–12,30: Grauer Schluff. Bohrung Kaindorf (Koordinaten 716880/231440) 0,90– 2,50: Gelber Feinsand mit rotbraunen Lagen. 2,50– 2,70: sandig-glimmriger Schluff. 2,70– 4,50: Gelber Feinsand mit schluffigen Lagen. 4,50– 6,00: Schluffig-glimmriger Feinsand. 6,00– 6,30: Brauner Feinsand. 6,30– 6,50: Feinsandiger Schluff. 6,50– 6,70: Grauer Schluff. 6,70– 7,50: Brauner Feinsand. 311 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at 7,50– 8,70: Wechsellagerung von grauem, tonigem Schluff und braunem Sand. 8,80–13,00: Feinsandiger gelbgrauer Schluff. 13,00–13,50: Graubrauner Feinsand. Bohrung Hopfau (Koordinaten 724190/234150) 0,80– 4,80: Brauner Schluff. 4,80– 5,80: Brauner Schluff mit kantengerundeten Quarzkomponenten bis 1 cm. 5,80– 6,40: Sandiger Schluff mit kantengerundeten Quarzkomponenten bis 1 cm. 6,40– 7,60: Grauer toniger Schluff. 7,60– 8,40: Ziegelroter toniger Schluff. 8,40–12,40: Graubrauner toniger Schluff. Bohrung Wenireith (Koordinaten 724190/234150) 0,50– 7,50: Gelbbrauner toniger Schluff. 7,50– 9,90: Braungrauer toniger Schluff. 9,90–11,10: Brauner toniger Schluff mit gutgerundeten Quarz- und Quarzitgeröllen bis etwa 1 cm. 11,10–12,30: Braungrauer toniger Schluff. Aus dem Bohrgut wurden 54 Proben entnommen, die Frau E IBINGER dankenswerterweise schlämmte. Es fand sich kein Fossilsplitter darin. Der einzige stratigraphische Hinweis, der aus diesen Bohrungen gewonnen werden konnte, besteht darin, dass Frau D RAXLER kohliges Sediment aus der Bohrung Obertiefenbach, gewonnen aus 2 m Teufe, palynologisch bearbeitete; die Flora, die sie fand, deutet auf Oberpannon. 178 Hopfgarten in Defereggen Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Gebiet südlich von St. Veit im Defereggental auf Blatt 178 Hopfgarten in Defereggen T ILL H EINRICHS, S IEGFRIED S IEGESMUND, J ANINA K UBERSKY, C LAUDIA H ETTWER, N IKOLAUS G USSONE, A NDREAS K OCH, O LIVER D AHMEN, A STRID K LOSE, P IET N ORDHOFF, A NDREAS T ISCHER & D ANIEL S TROMEYER (Auswärtige Mitarbeiter) Die im Jahre 1995 von der Arbeitsgruppe des Institutes für Geologie und Dynamik der Lithosphäre der Universität Göttingen begonnenen geologischen Aufnahmen auf Blatt Hopfgarten in Defereggen wurden fortgesetzt. Die beiden erstgenannten Berichterstatter betreuten hierbei neun Diplomkartierungen zwischen dem Schwarzachund dem Pustertal. Die endgültige Ausarbeitung der Kartierungen ist noch nicht abgeschlossen. In allen neun Kartiergebieten stehen außer dem Quartär die Gesteinsabfolgen des ostalpinen Altkristallins der Deferegger Alpen südlich des Tauernfensters an (Zone der Alten Gneise). Das Altkristallin wird durch die steilstehende, spätalpidische Defereggen-Antholz-Vals-Linie (DAV) in einen N-Block und einen S-Block unterteilt, wobei nur drei Kartiergebiete Süd- und Nordblockgesteine aufweisen und noch Teile des oligozänen Rieserferner-Tonalits erfassen. Die einzelnen Gebiete sind durch folgende Ortsangaben abgrenzbar: 1) Schwarzach – Gsaritzer Almbach – BMN-Gitternetzlinie R382175 – Grat Kleinitzer Törl – Gsaritzer Törl (J. K UBERSKY). 2) BMN Gitternetzlinie R384000 – BMN-Gitternetzlinie R382175 – Grat Hochwand – Hochalmspitze – Röte (C. H ETTWER). 3) Schwarzach – Gitternetzlinie R38400 – R38600 – H19460 (N. G USSONE). 4) S’ des Defereggentals und NE’ des Winkeltals begrenzt durch Gitternetzlinien des Bundesmeldeamtes: 19460, 19060, 38420 und 38600; ein von WNW nach ESE über das Villgratener Joch (2583 m) bis zum Regenstein als höchste Erhebung (2891 m) verlaufender Grat teilt das Gebiet in einen N- und einen S-Teil (A. K OCH). 312 5) Grat Kleinitzer Törl und Röte – BMN-Gitternetzlinie R383120 – R384400 – BMN-Gitternetzlinie H191400 (O. D AHMEN). 6) Nördliches Winkeltal – Grat Wagenstein – Gsaritzer Törl – Wilde Platte – Wagenstein – Degenhorn – Kugelwand – Hochgrabe (A. K LOSE). 7) N und S des Winkeltals zwischen Gsaritzer Törl und Kleinitzer Törl im N und Lackenkammeralm – Grabenstein – Sauspitze – Hochgrabe – Wilde Platte im S (P. N ORDHOFF). 8) N’ und E’ des Winkeltals – Grat vom Grabenstein über die Althausscharte bis zum Gipfel „Hohes Haus“ – Moosbach entlang der Brandalm bis zur Mooshofalm (A. T ISCHER). 9) Winkeltalbach – Grat der Arnhörner – Gitternetzlinien 188600 im N – 186500 im S (D. S TROHMEYER). Gebiet nördlich Kleinitzer Törl und Gsaritzer Törl (J. K UBERSKY) Prä-Quartäre Kartiereinheiten Im N des Arbeitsgebietes ist die Biotitgneis-Serie des südlichsten Teils des ostalpinen altkristallinen Nordblocks anstehend. Innerhalb dieser Serie sind die im Arbeitsgebiet aufgeschlossenen, meist engständig foliierten und verfalteten, feinkörnigen (Korndurchmesser 0,2 mm) Biotitgneise/Schiefer, Zweiglimmer-Plagioklas-Schiefer, quarzitischen Gneise und Muskovitblasten-Gneise zusammengefasst. Die Gneise/Schiefer weisen deutliche Schwankungen in den Gehalten an Glimmermineralen, Plagioklas und Quarz auf. Der Materialwechsel erfolgt im dm- bis m-Bereich und lässt sich nicht genau auskartieren. Lediglich die Muskovitblasten-Gneise werden gesondert in der Karte dargestelllt. Sie fallen durch ihre bis zu 2 cm großen, nicht foliationsparallelen Muskovitblasten auf. Quarzreichere Lagen dieses Gneises sind eher plattig, glimmerreiche Lagen durch ein Scherbandgefüge wellig ausgebildet. Eingelagert in die gesamte Biotitgneis-Serie sind viele richtungslos körnige, z.T. auch foliierte Pegmatite mit Mächtigkeiten im cmbis m-Bereich. Die Gesteine des N-Blocks sind nur an wenigen Stellen aufgeschlossen, da sie wegen der steilen Hanglage überwiegend von Hang- und Blockschutt überrollt sind. An der W-Grenze des Kartiergebietes wird der Hang zwischen Gsaritzer Alm und dem Deferegger Talboden bei Zotten von Tonalit geprägt. Morphologisch hebt sich ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at der Rieserferner Tonalit von den Gneisen und Schiefern deutlich ab. Während er hier mit einer Ausstrichsbreite von ca. 1000 m noch relativ mächtig ist, keilt er nach E hin aus und streicht am östlichen Kartiergebietsrand nur noch ca. 350 m breit aus. Die Hauptbestandteile des Tonalits sind Plagioklas, Quarz, Biotit und Hornblende, wobei Biotit und Hornblende meist in Chlorit umgewandelt worden sind. Eine E–Wstreichende Foliation, abgebildet durch die Einregelung der Biotite ist nur gelegentlich zu beobachten. Am nördlichen Kontakt des Tonalits zu den Gneisen des N-Blocks wird ein grauer, grobkörniger Quarzit beobachtet. Im Süden wird der Tonalitkörper durch die DAV begrenzt. Kontaktmetamorph überprägte Gneise wurden im Arbeitsgebiet nicht aufgefunden. 100 m westlich des Gipfels der Plöß befindet sich eine 40 m lange, E–W-streichende und 20 m breite Linse eines foliierten reinen Quarzits, der in den Tonalit eingeschaltet ist bzw. am südlichen Rand des Tonalitkörpers liegt. Der Quarzit ist grobkörnig und weiß, auf den Foliationsflächen befindet sich Muskovit. Bei der DAV, eine E–W-streichende jungalpidische steilstehende sinistrale Blattverschiebung, wird aus einer ca. 30 m breiten Zone mylonitischer und kataklastischer Gesteine aufgebaut. Diese werden im östlichen Kartiergebiet anstehend bzw. als Bachgerölle gefunden. Im W ist die Zone der DAV von quartärem Hangschutt bedeckt. Die Mylonite sind engständig verfaltet und häufig von kleinen karbonatgefüllten Mikrobrüchen durchzogen. Die Kataklasite sind durch Kaltdeformation überprägte, zerbrochene und zerscherte Gneise. In einer feinkörnigen Matrix aus Quarz und Plagioklas befinden sich mittel bis grobkörnige Mineralbruchstücke und Gesteinsfragmente. Südöstlich des Gipfels der Plöß treten in der Zone der DAV vier parallel streichende Störungen auf, die sich morphologisch als langgestreckte Versumpfungsgebiete darstellen. Es ist davon auszugehen, dass diese vier Parallelstörungen in unmittelbarem Zusammenhang mit der DAV stehen, bzw. dass sich die DAV hier „auffächert“. Südlich der Mylonite und Kataklasite streichen Phyllonite in einem schmalen Bereich aus. Diese sind ehemalige Biotitgneise/Schiefer, die im Zuge der Bewegungen an der DAV retrograd überprägt und mylonitisiert wurden. Biotit wurde vollständig in Chlorit umgewandelt. Südlich der Phyllonite folgen feinfoliierte Biotitgneise, in denen Biotit häufig retrograd in Chlorit umgewandelt wurde. Erst mit zunehmender Entfernung von der DAV wird die Diaphthorese schwächer und das Gestein ist als typischer dunkler, feinkörniger und feinfoliierter Biotitgneis zu erkennen. Makroskopisch sind als Hauptbestandteile Biotit, Plagioklas, Quarz, und Chlorit zu erkennen. Untergeordnet tritt auch Muskovit auf. Quarzreiche Varietäten des Biotitgneises haben ein plattiges Gefüge, während plagioklasreichere Lagen meist welliger ausgebildet sind. Reine Quarzbänder sind in die Biotitgneise eingeschaltet. Innerhalb der Biotitgneise wird in einer bis zu 100 m breiten Zone auf dem Gipfel der Beilspitze (2587 m) und am Wanderweg in westlicher Richtung unterhalb des Gipfels eine besonders grobkörnig und flaserig ausgebildete Varietät beobachtet. Insbesondere die Plagioklas-Körner erreichen eine Größe bis zu 2 mm, um die sich der Biotit und – untergeordnet – auch die Hellglimmer in Flasern herumlegen. Quarz tritt nur als Nebengemengteil auf. Südlich der Zone der Biotitgneise schließt sich eine Wechsellagerung von feinkörnigen und feinfoliierten Biotitgneisen und Zwei-Glimmer-Gneisen an, die sich bis zum Grat zwischen Kleinitzer und Gsaritzer Törl am S-Rand des Kartiergebietes zieht. Bei den Zweiglimmer- Gneisen wird wechselnd eine Biotit- oder Muskovitvormacht beobachtet, es sind jedoch auch Lagen von Biotitgneis eingeschaltet, in denen fast kein Muskovit auftritt. Makroskopisch wird neben Biotit und/oder Muskovit Plagioklas und Quarz beobachtet. Mikroskopisch kann auch Sillimanit festgestellt werden. Quarzreichere Lagen fallen durch ein weniger engständig foliiertes Gefüge auf. Akzessorisch befinden sich in diesen Gneisen Granat, Hornblende, Staurolith und Turmalin. Verstärkte Granatund Turmalinführung wurde besonders oben auf dem Grat beobachtet. Die Granate können hier Korndurchmesser bis zu 5 mm, die Turmaline, Staurolithe und Hornblenden Längen bis zu 2 cm erreichen. Meist treten sie in kleineren Assoziationen auf. Im gesamten nördlichen Teil des Arbeitsgebietes treten diese Mineralassoziationen in den Gneisen nicht oder nur untergeordnet auf, Turmalin wird vor allem im Kontaktbereich von Pegmatiten beobachtet. An kleineren Störungszonen tritt meist eine Umwandlung von Biotit nach Chlorit und Plagioklas nach Serizit auf und die Foliationsflächen bekommen einen grünen seidenglänzenden Belag. Es sind auch immer wieder Lagen von Quarzitgneis oder reine Quarzbänder in dieser Zone eingeschaltet. Auf dem Grat zwischen Hochwand und Gsaritzer Törl stehen mehrere Amphibolite mit Mächtigkeiten zwischen 2 m und 10 m an. Diese erscheinen als grünlich dunkle, massige bis lagig angeordnete Gesteine. Sie setzen sich aus Hornblende, Plagioklas und Quarz zusammen und zeigen eine feine, helle quarz- und plagioklasreiche Bänderung. Häufig ist eine isoklinale Verfaltung der Bänder zu beobachten. Durch alle lithologischen Einheiten zieht sich eine Schar von Pegmatitgängen mit einem generellen SW–NEStreichen, also parallel zum Streichen der Hauptfoliation. Sie lassen sich häufig jedoch nur über einige Zehnermeter durchverfolgen. Die Mächtigkeiten reichen von einigen dm bis zu mehreren Metern. Die Pegmatite bestehen aus Plagioklas, Quarz, Muskovit und Turmalin. Sie sind unfoliiert, das Gefüge ist richtungslos körnig. Die Quarz- und Feldspatkörner sind bis zu 1 cm groß, die Muskovite und die Turmaline häufig bis zu mehreren cm groß. Beobachtungen zur Tektonik Im gesamten Arbeitsgebiet treten mehrere E–W-streichende Störungssysteme auf. Im Bereich der Biotit- und Zweiglimmer-Plagioklas-Gneise sind an die Störungen häufig Marmorlagen gebunden. In einer feinkörnigen grauen karbonatischen Matrix befinden sich bis zu 3 cm große Bruchstücke der umliegend anstehenden Gneise und Schiefer. Daneben treten auch karbonatische Bänke ohne Gneisklasten auf. Die Marmorlagen erreichen Mächtigkeiten zwischen einigen cm und 0,5 m. Eine gößere Störung mit einem 1 m mächtigen Marmorband befindet sich nordöstlich der Beilspitze und zieht sich bis zum „Laschker Boden“ (lokale Bezeichnung für ein großes Geröllfeld am Gsaritzer Almbach bei Höhe 1950 m). Die Störung ist morphologisch als eine tiefe Rinne sichtbar, in der sehr viele große Schuttblöcke vom W-Hang der Beilspitze ins Gsaritzer Tal gerutscht sind. An den Störungszonen lassen sich außerdem häufig Kataklasite beobachten, teilweise mit Pseudotachylitbildung oder einer retrograden Umwandlung von Biotit zu Chlorit. Die Foliationsflächen der Gneise und Schiefer werden dadurch meist dunkelgrün gefärbt und erhalten einen seidenen Glanz. Die im Südblock vorherrschende SE–NW-streichende Foliation, nach S CHULZ (1988) die S 2 , wurde während der Deformationsphase D 2 angelegt. Das durchschnittliche 313 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Einfallen der Foliationsflächen beträgt ca. 45°. In glimmerreichen Gesteinen wurde die Hauptfoliation häufig durch Crenulation und Scherbandfoliation überprägt, sodass die Gesteine einen ausgesprochen welligen Habitus erhalten. Die vorherrschende Einfallsrichtung der Crenulationslineare ist SSE. Knickbänder treten in den Gneisen aller lithologischen Einheiten auf, ihre Achsen fallen durchschnittlich flach nach NW ein. Im N-Block des ostalpinen Altkristallins wurden diese früh angelegten voralpidischen Gefügemerkmale von einer weiteren jungalpidischen Deformation teilweise oder ganz überprägt. Die Hauptfoliation hat hier ein generelles E–W-Streichen. Quartär Das Gsaritzer Almbachtal wurde ebenso wie das Defereggental durch würmeiszeitliche Gletscher morphologisch geprägt. Im Arbeitsgebiet befinden sich mehrere Moränen, so z.B. unterhalb des Ochsenlegers. Periglazial entstandene Blockgletscher haben westlich des Gipfels der Beilspitze moränenartige, sichelförmige Wälle angelegt. An der NW-Seite der Beilspitze fallen in 2300 m Höhe zwei Firngleitwälle durch ihre halbkreisförmige Morphologie auf, mit der sie hinter ihnen liegende karähnliche Felder abschließen. Im gesamten Arbeitsgebiet sind die Hänge durch Hang- und Blockschuttfelder geprägt. Ein besonders auffälliges Beispiel großer Blockschuttfelder ist der Laschker Boden, in dem sich Pegmatit- und Gneisblöcke von mehreren Metern Durchmesser befinden. Nördlich der DAV ist der Hang des Deferegger Tals bis zum Talboden mit Hangschutt bedeckt und bewaldet. Besonders unterhalb der steilen Hänge des Tonalits östlich von Zotten ist auch Blockschutt in das Defereggental gerutscht. Am E-Hang des Kleinitzer Almbaches unterhalb des Grats zwischen Plöß und Beilspitze ist es zu einer Hangrutschung gekommen, bei der ein Teil des Hanges auf einer wasserstauenden Schicht ins Tal abgerutscht ist. Dabei entstanden sichelförmige steile Abrisskanten mit darunter befindlichen Vernässungsflächen. Die eigentlichen Rutschmassen, in denen noch Aufschlüsse von Biotitgneis zu finden sind, liegen weiter unten im Tal, außerhalb des Kartiergebietes. Auf dem Grat befinden sich mehrere N–S-gestreckte kleine Senken, bei denen davon auszugehen ist, dass sich hier an Zerrspalten der Gesteinsverband zu lösen beginnt und hangabwärts gleiten kann. Der Talboden des Defereggentals ist ebenso wie das Bachbett des Gsaritzer Almbaches mit holozänen Schottersedimenten verfüllt. Gebiet nördlich des Grates Hochwand – Hochalmspitze – Röte (C. H ETTWER) Prä-quartäre Einheiten Auch in diesem Arbeitsgebiet ist sowohl der altkristalline Nordblock mit einem Ausläufer des Rieserfernertonalits als auch der altkristalline Südblock, getrennt durch die jungalpidische DAV (Defereggen-Antholz-Vals-Linie), aufgeschlossen. Südlich der Schwarzach treten die stark verfalteten Gesteine einer Biotit-Paragneis-Serie (Biotitgneise, Biotitschiefer, Zweiglimmergneise und Schiefer, quarzitische Gneise, Muskovitblasten-Gneise) auf. Ein deutlicher Materialwechsel parallel zur Foliation erfolgt im Meter- und Dekameterbereich. Häufig finden sich Pegmatite eingeschaltet. Innerhalb der Serie wurde lediglich der Muskovitblasten-Gneis gesondert auskartiert. Die Gesteine der Biotit-Paragneis-Serie sind engständig foliiert und verfaltet. Im Gegensatz zu den plattigen quarzitischen Varietäten sind glimmerreiche Serien eher 314 flaserig und gelegentlich mylonitisch. Makroskopisch zeigt sich feinkörniger Plagioklas, Quarz, Biotit und Muskovit, z.T. treten auch 2–3 mm große Granate auf. Insbesondere Muskovit und Biotit sind in wechselnden Anteilen vorhanden. Im Dünnschliff konnten in einem Zweiglimmer-Gneis als Nebengemengteile noch Chlorit und Zoisit/Epidot beobachtet werden. Desweiteren sind isoklinal verfaltete Quarzbänder im cm- und dm-Bereich eingeschaltet. Die Muskovitblasten-Gneise, fein- bis mittelkörnige, oft scherbandfoliierte Gesteine enthalten hauptsächlich Quarz, Plagioklas, Biotit, Chlorit und bis zu 2 cm große Muskovitblasten. Je nach Biotitgehalt gibt es hell- und dunkelgraue Varitäten; teilweise ist Biotit in Chlorit umgewandelt und bildet dunkelgrüne Beläge auf den Foliationsflächen. Auch innerhalb der kartierten Einheit der Muskovitblasten-Gneise treten stark foliierte, plattigere quarzitische Gneise auf. Östlich des Kleinitzer Almbaches ist ein 2 m mächtiger „Körnelgneis“ aufgeschlossen. Hierbei handelt es sich um einen feinkörnigen Biotitgneis, in dessen feinkörniger Matrix aus Quarz und Plagioklas kleine, rundliche Feldspatblasten (x 2 mm) „schwimmen“. Foliationsparallele, z.T. linsige Pegmatite sind oft nur wenige Meter mächtig. Folgende Ausbildungen lassen sich unterscheiden: 1) Im Kontaktbereich des Tonalit wurden mittelkörnige, stark foliierte bis leicht mylonitische Pegmatite beobachtet. Mikroskopisch wurde neben den Hauptgemengteilen Quarz, Feldspat und Muskovit auch Hämatit bestimmt, welcher dem Gestein eine rote Verwitterungsfarbe verleiht; 2) Südlich der Kleinitzalm bilden helle pegmatitische Mobilisate aus Quarz, Kalifeldspat und Muskovit eine Wechsellagerung mit biotit- und chloritreicheren, dunklen Partien; 3) Im gesamten Nordblock treten massige oder nur schwach foliierte, grobkörnige Pegmatite auf. Der Riesenfernertonalit zieht sich mit einer Mächtigkeit von 150–350 m durch das Kartiergebiet. Der Tonalit fällt durch seine helle Farbe und morphologisch durch sein Verwitterungsverhalten auf. Er bildet die schroffen Abrisskanten der Plöß (2229 m) und ihrer östlichen Verlängerung. Makroskopisch sind mittelkörnige Quarze, Plagioklase, Biotite und Hornblenden in schwankendem Gehalt zu erkennen. Nachgezeichnet durch die Formregelung der Biotite, konnte teilweise eine Foliation mit einem WNW–ESE-Streichen beobachtet werden. Unter dem Mikroskop zeigte sich, dass Biotit und Hornblende fast vollständig zu Chlorit umgewandelt wurden. Desweiteren konnten Epidot und Orthit als akzessorische Gemengteile festgestellt werden. W der Plöß-Spitze tritt im Tonalit ein foliierter Quarzit mit kleinen Muskoviten auf den Foliationsflächen auf. Die nördliche Kontaktzone zur Biotitgneis-Serie wird durch einen maximal 30 m mächtigen Bereich aus grauem Quarzit und mehreren straff foliierten Pegmatiten gebildet. Allerdings ist sie meist durch Hangschutt überdeckt. Südlich des Tonalits verläuft die DAV (Defereggen-Antholz-Vals-Linie), wodurch der Tonalit in seinem Randbereich gestört ist. Die DAV lässt sich morphologisch an einer von W nach E streichenden markanten Geländefurche gut verfolgen. Westlich des Kleinitzer Almbaches ist ein knapp 20 m mächtiger Protokataklasit aufgeschlossen. In einer Matrix aus sehr feinkörnigem Quarz und Plagioklas schwimmen mittelkörnige Klasten von Feldspäten und Biotiten, ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at die eine deutliche Verwandtschaft zum Tonalit aufweisen. Nach S folgen mylonitische Kataklasite und im Übergang zu den Biotitgneisen Phyllonite. Die grün-braunen phyllonitischen Gneise und Schiefer sind deutlich retrograd, wobei nach S der Chloritgehalt abnimmt. Östlich des Almbaches fehlt im Profil der DAV der beschriebene Protokataklasit. An den Tonalit schließt sich zunächst ein ca. 4 m mächtiger, extrem feinstreifiger, hellgrauer Mylonit an. Mikroskopisch sind kleine Muskovitblasten in einer Matrix aus stark rekristallisiertem Quarz und Plagioklas zu beobachten. Südlich davon ist ein karbonatischer Mylonit mit gerundeten Ouarzklasten aufgeschlossen, der durch das bei der Verwitterung des dolomitischen Anteils freigesetzte Eisen dunkelbraun gefärbt ist. Es folgt ein 3 m mächtiger, grauer (limonitisch verwitternder) Marmor. Darauf folgt eine etwa 80 m breite Zone inhomogener kataklastischer Gesteine. Mehrere metermächtige Pegmatite und Marmormylonite sowie ein gefalteter Mylonit sind in die Kataklase-Zone eingeschaltet. Die Faltenachsen an der DAV fallen flach nach W ein. Eine NW–SE-streichende, leicht N-vergente Faltenstruktur mit einer Mulde und einem Sattel prägt den tektonischen Baustil des Kartiergebietes südlich der DAV, dem sog. Südblock. Der Muldenkern befindet sich SW der Laschkitzenalm. An der von einer Pegmatitschar durchsetzten Spitze der Höhe 2571 m verläuft die Faltenachse der Antiklinalstruktur, dessen N–Schenkel durch Kleinfalten geprägt ist. Das Einfallen der Hauptfoliation S 2 wechselt hier von NE nach SW. Südlich davon herrscht ein relativ gleichmäßiges Einfallen der Foliation mit durchschnittlich 40° nach SSW und SW. Die meist sehr feinkörnigen Bioitgneise sind häufig plattig ausgebildet. Biotit ist gegenüber Muskovit das dominierende Glimmermineral. Nach S zunehmend sind Granate und auch Nester fibrolithischen Silimanits auf der Foliationsfläche zu beobachten. Akzessorisch tritt Turmalin auf. Häufig sind helle Quarzbänder und -linsen parallel zur Foliation eingeschaltet. Im Bereich der Sattelstruktur sind die Biotitgneise stark chloritisiert, was zu einer speckigen, grünen Ausbildung der Foliationsflächen führt. Das Gefüge ist leicht mylonitisch, häufig auch scherbandfoliiert und crenuliert. Unter dem Mikroskop zeigt sich, dass in einer feinkörnigen, rekristallisierten Matrix aus Quarz und Plagioklas lang ausgewalzte Glimmerblättchen mit schlierig-opakem Graphit wechseln. Im Talschluss nördlich des Kleinitzer Törls ist stellenweise eine starke Kornvergröberung der Biotitgneise zu beobachten: Quarz und Plagioklas sind mit einem Durchmesser bis zu mehreren Zentimetern zu Flasern ausgebildet und werden von den Glimmermineralen umflossen (flaseriger Biotitgneis). In diesem Bereich tritt auch eine größere, E–W-verlaufende Störung auf, die durch einen 2–3 m mächtigen Calcit-Marmor gekennzeichnet ist. In der blau-grauen, calcitischen Matrix schwimmen hellbraune, karbonatische „Knödel“, sowie im E auch kleinere Pegmatitlinsen. Nördlich der Störung treten dunkelgraue Quarzite und harte, quarzitische Gneise auf, deren Gefüge und Mineralinhalt, sowohl durch chloritische Überzüge als auch durch die kataklastische Überprägung kleinerer NW–SE-verlaufender Störungen makroskopisch nur schwer zu erkennen ist. Desweiteren sind hier phyllitische Gneise mit hellgrauen, weichen Graphitbelägen auf der Foliationsfläche aufgeschlossen. Im Bereich der tektonischen Mulde und auf dem Grat von der Hochwand zur Röte sind die Biotitgneise mit stärker muskovitführenden Zweiglimmer-Plagioklas-Gneisen wechsellagernd. Durch den höheren Anteil von Muskovit wird ein eher welliges, crenuliertes Gefüge hervorgerufen. Vereinzelt treten auch 2–4 m mächtige, straff foliierte MuskovitQuarzit-Gneise/Schiefer auf, die sich durch ihre helle Farbe und die limonitische Verwitterung hervorheben. Auf dem Grat von der Röte zum Kleinitzer Törl und am Gipfel der „Bohl“ (lokale Bezeichnung des Berges mit der Höhe 2571 m) fällt eine verstärkte Mineralführung auf. Bis zu 2 cm lange Turmaline, Hornblende und Staurolith sind in kleinen Assoziationen angehäuft. Granate mit einem Durchmesser bis zu 5 mm sind im Gestein verteilt. Eine Umwandlung hat stellenweise zur Ausbildung von „Biotit-Nestern“ auf den Foliationsflächen geführt. Innerhalb der südlichen Wechsellagerung sind mehrere bis 25 m mächtige Amphibolite aufgeschlossen. Die durch Hornblende grün gefärbten Gesteine sind durch helle plagioklas- und quarzreiche Lagen feingebändert. Der 5–10 m mächtige Amphibolit im Muldenkern südwestlich der Laschkitzenalm sowie der auf der Bohl zeigen nur vereinzelt diese Bänderung. Im gesamten Südblock treten häufig 2–50 m mächtige Pegmatite mit NW–SE-Streichen, vereinzelt auch quer dazu auf. Die an sich unfoliierten Intrusiva können im Randbereich foliiert sein. In Faltenscharnieren konnten auch kleinere durchgehend foliierte Pegmatite beobachtet werden. Die randlichen Gesteine sind bei der Intrusion verstellt worden. In dem hellen Ganggestein sind neben grobkörnigem Quarz und Plagioklas bis zu 5 cm große Muskovite und Turmaline auskristallisiert. Im Kontakt sind auch die Gneise häufig turmalinführend. Neben dem oben erwähnten Faltenbau wurde während der Deformation D 3 eine Crenulation angelegt, welche in glimmerreichen Gesteinen ein Crenulationslinear (flach nach SE fallend) auf der Hauptfoliation S 2 erzeugt. Quarzlagen als Relikte der ersten Deformation sind nur selten erhalten. Innerhalb der quarzitischen Gneise treten engständige D 2 -Isoklinalfalten auf. Das zum Teil wellige Gefüge, ebenfalls besonders glimmerreicher Gneise, wird durch eine Scherbandfoliation (S 4 ) hervorgerufen. D 5 Knickfaltenachsen und -bänder treten in allen Gesteinsformationen des Kartiergebietes auf. Die Knickbandachsen fallen zumeist mit 10–20° nach WNW ein. Im alpidisch überprägten Nordblock sind innerhalb der Biotitgneis-Serie stellenweise noch die oben beschriebenen Strukturen erhalten. Die mittelsteil einfallenden Foliationsflächen und die Crenulationslineare streichen E–W. Besonders in Nähe der DAV sind spitzwinklig zur Foliation verlaufende Scherbandflächen (S A4 ) mit meist sinistralem Schersinn ausgebildet. Innerhalb der Biotit- und Zweiglimmer-Plagioklas-Gneise sind kleine Knickbänder zu beobachten. Quartär Das Quartär ist vor allem durch das Würm-Glazial und dessen spätglazialen Gletscherrückzug geprägt worden. Das Kleinitzer Almbachtal bildet ein breites Trogtal mit einer Abflussrichtung der schmelzenden Eismassen in Richtung der Schwarzach/Defereggental. Bei 2200 m ist eine Stufe zum Trogschluss ausgebildet. Zwischen 2200 und 2400 m fallen an den sonnenabgewandten N-Hängen Firngleitwälle auf. Sie treten morphologisch durch ihre Sichelform hervor und sind nur spärlich mit Flechten bewachsen. Auch heute sind hier während der Sommermonate noch kleine Resteisfelder ausgebildet. Am Hang SW der Höhe 2571 m konnte als Periglazialbildung ein Blockgletscher beobachtet werden. 315 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Die Hanglagen oberhalb von 2000 m werden von großen Hang- und Blockschuttfeldern gebildet; zum Teil sind sie von einem geringmächtigen Bodenhorizont überdeckt. Östlich des Kleinitzer Almbaches ist es zu einer eindrucksvollen Bergzerreißung gekommen. Unterhalb einer halbmondförmigen Abrissnische auf 2360–80 m prägen bogenförmige Muschelbrüche das Bild des Hanges. Die gesamte W-Seite der Bohl ist durchsetzt von hangparallelen Abrisskanten; auf dem Kamm hat sich das Gestein an senkrechten, N–S-streichenden Zerrspalten bereits um mehrere Meter abgesenkt. Es ist davon auszugehen, dass es in diesem Bereich zu weiteren Bergstürzen bzw. einer voranschreitenden Abgleitung des instabilen Hanges kommen wird. Westlich des Almbaches konnte eine Hangrutschung beobachtet werden. Auf konkaven Gleitbahnen sind mehrere Gesteinsschollen um etwa 100 m den Hang hinabgeglitten und bilden oberhalb von 2100 m wülstige Schuttzungen. Der Kleinitzer Almbach und seine Seitenbäche haben sich an Geländekanten rückschreitend erodierend in das Tal eingeschnitten. In Bereichen geringerer Hangneigung ist der Talboden des Kleinitzer Almbaches sowie der der Schwarzach im Defereggental mit holozänen Schottern verfüllt. Auf den glazial geprägten, leicht geneigten und hügeligen Ebenen nördlich der Tonalitintrusion befinden sich ausgedehnte Almwiesen mit quartärer Bodenbedeckung, die teilweise durch Wasserstau versumpft sind. Nach Norden schließt sich von 1800 m bis zur Schwarzach ein steiler fast durchgehend bewaldeter Hang aus Blockschutt und ehemaligem Moränenmaterial an. Reliefbildend wirkte wahrscheinlich der würmzeitliche Gletscher im Defereggental. Der Großteil dieses Waldgebietes ist nicht zugänglich. Gebiet zwischen Schwarzachtal und Gagenhöhe (2463 m) (N. G USSONE) Prä-Quartär Die Gesteine des Südblocks lassen sich in zwei lithologische Einheiten unterteilen. Der Biotitgneis ist die tektonisch untere Einheit des Südblocks. Sie grenzt südlich an die DAV. In dieser Einheit dominiert ein Biotitgneis, der zu ungefähr 20 % aus Biotit und zu jeweils 30–50 % Quarz und Plagioklas besteht und wenig bis kein Muskovit enthält. Der Biotit erreicht bis 1 mm Größe. Quarz ist in 1 mm dicken Bändern angereichert. Davon unterscheidet sich ein heller massiver Biotitgneis. Er setzt sich aus ca. 0,2 mm großem Biotit, der 10 % des Gesteins bildet, und feinkörnigem Plagioklas und Quarz zusammen. Der Biotit ist in Störungsbereichen oft teilweise in Chlorit umgewandelt. Stellenweise tritt auch ein flaseriger, crenulierter Biotitgneis mit 2–3 mm großen Plagioklas-Augen auf. Der 0,5–2 mm große Biotit hat einen Anteil von ca. 20–30 % am Gestein. Auf Foliationsflächen treten bis cm-große Aggregate fibrolithischen Sillimanits auf. Biotit ist in crenulierten Bereichen konzentriert. Die Mächtigkeiten der grobkörnigen flaserigen Bereiche schwanken zwischen 10 cm und einigen Metern. Es treten alle möglichen Übergänge zwischen diesen Gesteinstypen auf. In den Biotitgneisen treten oft bis 50 cm mächtige quarzitische Gneise und Schiefer sowie bis dm-mächtige feinkörnige Muskovit-Schiefer und Quarzit-Muskovit-Gneise auf. Die tektonisch höhere Einheit, die Zweiglimmergneis-Biotitgneis-Wechsellagerung, ist im Inneren der Synklinale auf dem Zeigerle und dem Grat südlich des 316 Penzenkopfs aufgeschlossen. Zwischen den Graten wird die Ausbissfläche mit der Tiefe geringer. In der Wechsellagerung treten zusätzlich zu den oben beschriebenen Gesteinen die dominierenden Zweiglimmergneise auf. Sie enthalten Biotit und Muskovit bis 1 mm, Quarz und Plagioklas von 0,2–0,5 mm. Der Glimmergehalt liegt bei 10–15 %, davon 30–40 % Muskovit. z.T. ist Graphit auf Foliationsflächen anzutreffen. Quarzmobilisatlagen sind 1–15 cm mächtig, Quarz-Linsen bis 1 cm. In dem mineralführenden Zweiglimmergneis treten neben Quarz, Plagioklas, Biotit und Muskovit in der obenbeschriebenen Form auch Staurolit, Turmalin (5 mm), Hornblenden und Granat, der meist retrograd in Biotitnester umgewandelt ist, auf. In beiden Einheiten liegen mehrere gebänderte dm- bis m-mächtige Amphibolite. Größere Mächtigkeiten (10–15 m) erreichen sie am Penzenkopf (südlich der DAV), im Kern der Synklinale, die südlich der Laschkitzalm zwischen 2260 und 2280 m ü NN und weniger deutlich am Zeigerle aufgeschlossen ist, und im Bereich der Antiklinale, zwischen Gagenhöhe und Röte. Die bis 2 mm großen Mineralkörner sind im Wesentlichen Hornblende, Quarz und Feldspat. Sulfide treten ebenfalls als Beimengungen auf. Der Randbereich ist z.T. quarzitisch. In Störungszonen und in Nachbarschaft zu Amphiboliten treten 0,5–1,5 m mächtige starkfoliierte Marmore auf. Sie sind sehr feinkörnig und enthalten einzelne Quarzund Feldspat-Körner. In den Bereichen der Störungszonen (DAV und südliche Antiklinale) tritt ebenfalls Marmor auf. Der Südblock wird von NW–SE-streichenden Pegmatiten mit wechselnden Einfallswerten durchzogen, die, im Gegensatz zu denen des Nordteiles, in der Regel unfoliiert sind, und nicht immer foliationsparallel liegen. Sie enthalten hypidiomorphe Feldspäte bis zu 7 cm Größe, idiomorphe Muskovite mit Durchmessern bis 6 cm, Turmalin (Schörl) bis 10 cm und Quarz. Die Pegmatite sind oft auch weniger grobkörnig ausgeprägt. Die in der Literatur als Relikte einer ersten Deformationsphase beschriebenen Quarzlagen (S 1 ) besitzen stellenweise abgescherte Scharniere von Isoklinalfalten. Die Unterschiede bezüglich des Einfallens zwischen den Quarzlagen und der Hauptfoliation treten im Kartiergebiet nicht signifikant in Erscheinung. Die Hauptfoliation S 2 ist in eine nordvergente Großfalte (l ca. 1 km) gelegt, deren B-Achse flach nach WNW einfällt. Die Foliation S 2 wurde als Achsenflächenschieferung während der Deformationsphase D 2 angelegt. Faltenachsen, die mit Winkeln bis maximal 60° nach Süden bzw. Osten und Westen einfallen, und teilweise gebogen sind, entstanden vor D 3 . Die während der Faltung (D 3 ) angelegten B 3 -Achsen verlaufen, genau wie die Crenulationslineare und Kornlängungslineare im Wesentlichen flach SE–NW-parallel zur B-Achse der Großfalte. Die Scherbandfoliation (S 4 ) wurde in glimmerreichen Gesteinen in der vierten Deformationsphase erzeugt. Sie zeigt nur ein undeutliches Maximum in der Einfallrichtung nach SW. Kataklastische Sörungen streichen um W–E bis WNW–ESE. Im Südwesten des Kartiergebietes sind im Kern einer Antiklinale stark deformierte Quarzite, Mylonite und Kataklasite mit Karbonat-Linsen und -Kluftfüllungen aufgeschlossen. Die Gesteine des Nordblocks werden in die Biotitgneisserie, in der die Muskovitblasten-Gneise einzeln ausgehalten werden, und den Tonalit unterteilt. Die nördlichste Einheit im bearbeiteten Gebiet ist die Biotitgneisserie, die aus Mischungsgliedern der Reihe Biotitgneis – ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Zweiglimmergneis sowie von Glimmerschiefern und -quarziten, Amphiboliten und foliationsparallelen, foliierten Pegmatiten aufgebaut wird. Die Mächtigkeit der einzelnen Bänke variiert zwischen einigen cm und wenigen Metern. Der Biotitgneis besteht aus den Mineralen Biotit, Quarz und Plagioklas, mit Korngrößen bis zu 0,5 mm. Muskovit ist oft auch, aber deutlich weniger als Biotit, vorhanden. Bei Glimmergehalten von 10–15 % sind in der Regel keine Scherbandgefüge ausgebildet, dadurch erscheinen sie im Aufschluss bankig bis massig. Stellenweise treten Biotitgneise mit einem Lagenbau auf, der sich in helleren wenige cm mächtigen plagioklasreichen Bändern äußert. Diese Bereiche sind schwach foliiert und haben Korngrößen von 0,1–0,2 mm. Dort, wo Biotite Größen bis 0,4 mm erreichen, ist auch die Foliation stärker ausgebildet. Das andere Endglied der Mischungsreihe ist ein Zweiglimmergneis, der zu etwa gleichen Teilen Muskovit und Biotit enthält. Der Gesamtglimmergehalt liegt in der Regel bei 10–15 %. Granat tritt häufig als Nebengemengteil mit einem Anteil von weniger als 1 % auf. Hornblenden bis 3 mm Größe kommen hauptsächlich an Pegmatitkontakten vor. Quarz und Plagioklas liegen in bis 0,5 mm großen Körnern vor. Ihre Anteile schwanken zwischen 30 und 50 %. Das Erscheinungsbild dieses Gesteins ist ebenfalls von der Scherbandfoliation geprägt, welche vom Glimmergehalt kontrolliert wird. In den Quarzitgneisen bilden Muskovit und Biotit ca. 5–10 % des Gesteins. Quarz liegt sehr feinkörnig vor. Die schwache Foliation wird von den bis zu 0,2 mm großen eingeregelten Glimmern erzeugt. Vereinzelt können auch Muskovite bis 1 mm auf den Foliationsflächen auftreten. Plagioklas ist deutlich weniger als Quarz vorhanden. Aufgrund des hohen Quarz- und geringen Glimmergehaltes sind diese Quarzite nicht scherbandfoliiert. Am häufigsten treten muskovitdominierte Varietäten auf. Es existieren aber auch Zweiglimmer und biotitbetonte Quarzite. Stellenweise sind die Gesteine retrograd überprägt, so dass jetzt chloritführende Gneise vorliegen. Innerhalb der Biotitgneisserie können Bereiche ausgehalten werden, in denen es durch die Platznahme des Rieserferner Plutons zur Muskovitblastese kam. Das Verbreitungsgebiet der Muskovitblasten-Gneise liegt in einem Streifen nördlich des Tonalits, entlang des Forstwegs, sowie in nicht zusammenhängenden Bereichen weiter nördlich im Bichleralmbach zwischen 1400 und 1500 m ü NN. Die Muskovit-Blastengneise sind eine Mischungsreihe von Biotit- und Zweiglimmer-Gneisen und -Schiefern, die sich von denen der Biotitgneisserie durch die nicht foliationsparallel gesprossten Muskovit-Blasten unterscheiden. Die Lagen der Gesteine sind z.T. nur wenige cm mächtig. Mit dem zwischen 5 % auf 15 % variierenden Glimmergehalt wechselt in der Regel auch die Korngröße der Biotite, die in den glimmerreichen Lagen bis 0,6 mm statt 0,2 mm erreichen können. Plagioklas und Quarz sind jeweils mit 40–50 % vertreten. Plagioklas erreicht Korngrößen von 1 mm, Quarz bildet auch 1 mm mächtige Lamellen. Muskovit liegt foliationsparallel als 0,3 mm bis 1 cm große Blasten vor. In den Muskovitblasten-Gneisen tritt ein ca. 10 m mächtiger Augengneis auf. Er hat ca. 1–2 mm große Feldspat-Quarz-Augen, in denen Einzelkörner bis 1 mm liegen. Er enthält ca. 55 % Feldspat, 30 % Quarz, 15 % Glimmer, hauptsächlich Biotit, der in unterschiedlichem Maße zu Chlorit umgewandelt wurde. Die Biotite mit Korndurchmessern um 0,5 mm sind größer als die ca. 0,1–0,3 mm großen Muskovite. Im Nordblock treten vereinzelt Amphibolite mit Mächtigkeiten von bis zu 2–3 Metern in Erscheinung. Sie bestehen aus bis 1 mm langen kurzstengeligen Hornblenden, Quarz und Plagioklas sowie akzessorischen Sulfidmineralen. Sowohl die Gesteine der Biotitgneisserie als auch die der Muskovitblastengneise werden von foliierten, foliationsparallelen Pegmatiten durchzogen. Neben Quarz, Feldspat und den größtenteils eingeregelten oder zerbrochenen Muskoviten können sie auch Turmalin (Schörl) enthalten. Ihre Korngrößen sind relativ gering, außer die bis zu 2 cm großen Muskovite, und mm-große, oft foliationsparalle Turmaline, die von 0,05–0,2 mm großen Quarzen und Feldspäten umgeben sind. Oft sind sie von dunklen biotitreichen Gneisen umgeben. Im Laschkitzenalmbach ist der nördliche Kontakt des Tonalits in folgendem Profil aufgeschlossen: Südlich an die Muskovitblastengneise schließt sich ein Bereich quarzitischer Mylonite an. In ihnen wechseln sich Phyllonite und mylonitische Quarzite ab. Die Gesteine sind durch vollständige Chloritisierung unterschiedlich intensiv grün gefärbt und haben auf Foliationsflächen oft Spiegelharnische. Die einzelnen Zonen sind jeweils ca.10 m mächtig. Ihre straff foliierten Gesteine sind außer durch starke Verfaltung auch von zahlreichen Scherbahnen durchzogen. Die hierin auftretenden Quarzmobilisate erreichen Mächtigkeiten von ca. 5 cm. Zwischen den Scherzonen sind in weniger stark deformierten Bereichen dunkle bläuliche Quarzite mit Biotit und wenig Muskovit erhalten, die durch teilweise Chloritisierung vergrünt sind und z.T. einen Fettglanz aufweisen. Diese Quarzite treten in ca. 10 cm Bänken auf. Die Muskovite werden auf Foliationsflächen bis 2 mm groß. In diesem Bereich steckt auch ein Stück des alterierten Tonalitrandbereichs mit einer Größe von wenigen dm. Dort treten ebenfalls weiße MuskovitQuarzit(-Gneis)e mit deutlicher Foliation auf. Manche dieser hellen Quarzite sind durch Turmaline als vergneiste Pegmatite zu erkennen. Darauf folgt der Biotitkontaktgneis, ein zwei Meter mächtiger, massiver aber deutlich foliierter, dunkler, schwerer Gneis. Quarz- und Feldspat-Körner erreichen Durchmesser von 1–2 mm. Die 0,2 mm großen Biotite bilden oft 1–2 mm große lagige Aggregate, die ca 15 % des Gesteins ausmachen und teilweise chloritisiert sind. Quarz ist mit 40 % und Fsp mit 45 % vertreten. Unter dem Mikroskop sind feinkörnige idiomorphe Andalusite zu erkennen. Den direkten Kontakt zum Tonalit bildet eine ca. 20 Meter mächtige Folge weiß bis schwach grünlicher (durch wenig Chlorit) Quarzite, die neben Quarz ca. 5 % Muskovit enthalten. Im Kartiergebiet ist der Ausläufer der Rieserferner-Intrusion an seiner breitesten Stelle wenig mehr als 100 m mächtig. Er baut, etwa E–W-streichend, den unteren Penzenkopf auf. Im Osten ist er nicht durchgängig durch Aufschlüsse belegt und liegt vermutlich in Form einzelner getrennter Tonalitkörper vor. Er ist durch Kontaktphänomene und Bewegungen an der DAV stark geprägt. Das Gestein wirkt trotz seiner unregelmäßigen Foliation massig, da es nicht nach der Foliation sondern nach den zahlreichen Klüften bricht. Quarz und Feldspäte bilden Körner mit Durchmessern bis zu 4 mm. Zum Rand hin ist er stärker alteriert, chloritisiert und zerschert. Er ist in weiten Bereichen von karbonatischen Kluftfüllungen und fastdurchgängig von limonitischen Kluftbelägen durchzogen. 317 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Die ca. 5–10 % Biotit sind zumindest teilweise, in manchen Bereichen, z.B. am Kontakt, vollständig zu Chlorit umgewandelt. Zur Tektonik Die ersten drei Deformationsstadien (?prävariszisch und variszisch) verliefen in Nord- und Südblock ähnlich, wobei die Strukturen im Nordblock größtenteils überprägt wurden. Nach D 3 wurden Pegmatite generiert und in der ersten Alpidischen Deformation (D a1 ) foliiert. Während Isoklinalfaltung in D a2 entstand die Hauptfoliation des Nordblocks S a2 . Aus dieser Phase sind 1–3 mm mächtige z.T. isoklinal verfaltete Quarzmobilisatlagen erhalten, von denen oft nur noch die abgescherten Faltenscharniere übrig sind. Die Streichwerte von S A2 liegen um E–W. Es herrscht ein nordvergenter Faltenbau, bei dem die Foliationsflächen meist nach Süden einfallen. Die B-Achsen der Großfalten haben einen Einfallswert von ca. 095/10. Sie wurden in Da3 angelegt. Neben den B-Achsen, die parallel zu den B a3 -Achsen liegen (flach nach E–ESE) bzw. W–WNW, gibt es noch ein Maximum für Fallwerte von 50–60° nach W bzw. SE. Die Kornlängungslineare verlaufen im Allgemeinen parallel zur B a3 -Achse, die Crenulationslineare zeigen ein zusätzliches Maximum bei flach nach S–SW-fallenden Werten. Die Scherbandfoliation S a4 ist sehr uneinheitlich ausgebildet und hat ein Maximum bei Einfallsrichtung nach W. Nach D a4 wurde der N-Block noch einmal verfaltet. Knickachsen fallen gehäuft flach nach E–ESE oder W–WNW und mit 60–70° nach W ein. Die Scherbänder in der mylonitischen Scherzone nördlich des Tonalits variieren in Einfallen und Schersinn, wobei die Streichwerte um NW–SE mit steilem Einfallswinkel und um NE–SW mit flacheren Winkeln schwanken. An dem Forstweg ostlich der Bichleralm ist ein feinkörniges, hellgrünes, NW–SE-streichendes Störungsgestein aufgeschlossen, das neben Quarz, Albit und Serizit auch Dolomit und Ankerit enthält. Im westlichen Teil des Gebiet ist die DAV wegen ihres hangparallelen Verlaufs relativ schlecht aufgeschlossen, und nur an ihrem Schutt zu erkennen. Südlich des Tonalites schließt sich eine wenige Meter mächtige Folge schwarzer und brauner Scherben (kataklastisch überprägter Mylonite), ein quarzitischer Bereich und Marmore an. Südöstlich der Bichleralm stehen stark verfaltete, feinblättrig zerfallenden Mylonite an. Oft ist Karbonat auf Kluftflächen vorhanden. Quartär Das Defereggental wurde durch Eisströme des Würmglazials angelegt und erhielt dabei durch Gletschererosion seine steilen Talflanken. Sie werden von Hangschutt, auf dem sich ein gering mächtiger Boden entwickelt hat, bedeckt. Darauf wächst bis zu einer Höhe von ca. 1950 m ein Nadelwald. Die Schulter des Trogtales mit ihrer Geländeverflachung liegt zwischen 1900 und 1950 m. Oberhalb 1950 m befinden sich Moränen, die an Geländekanten von Schutt überdeckt werden. In flacheren Bereichen treten z.T. Staunässe und Versumpfung auf. Oberhalb von 2300 Metern herrschen Fels, Blockschutt, Moränenwälle, Kare und Karseen vor. Bei nicht bewachsenen Wällen handelt es sich um Firngleitwälle aus jüngerer Zeit. Die bewachsenen sichelförmigen Wälle könnten vermutlich würmzeitliche Moränenreste sein. Talbodenalluvium im Bett der Schwarzach wird da, wo die Bäche einmünden, von Schwemmfächern überdeckt. 318 Besonders der Grat zwischen Zeigerle und Gagenhöhe ist von Bergzerreißung und Hangabrutschungen betroffen. Die Hangbewegungen finden bevorzugt auf den durch ac-Klüftung der B 3 -Faltenachse vorgezeichneten Flächen statt. Die Bereiche über den Abgleitflächen zeigen oft Staunässe und von der Umgebung abweichende Vegetation. Auf den Graten sind aktive offene Brüche mit Öffnungsweiten von über einem Meter anzutreffen. Gebiet südlich und nördlich Villgrater Joch (A. K OCH) Einheiten des Altkristallins Das gesamte Arbeitsgebiet setzt sich mit Ausnahme von Pegmatiten im NW aus einer heterogenen Folge von Paragneisen zusammen. Im N dominieren Biotit-Gneise, nach S hin findet bei zunehmendem Muskovitanteil ein sukzessiver Übergang zu Zweiglimmer-Plagioklas-Gneisen bzw. -Schiefern statt, wobei in einem breiten Übergangsbereich beide Gneistypen ineinandergreifen und nicht getrennt voneinander ausgehalten werden können. Darüber hinaus treten wechsellagernd, zwischengeschaltet oder fließende Übergänge bildend, Quarzit-Gneise, Marmore, Kalksilikat-Gneise, Amphibolite und Kalksilikate auf. Materialwechsel findet parallel zur überall deutlich ausgeprägten Hauptfoliation S 2 (s.u.) statt, die etwa von WNW nach ESE streicht. Mineralzusammensetzung und Gefüge des Gesteins können innerhalb kleiner Bereiche, sogar innerhalb eines Dünnschliffes stark variieren. Biotit-Gneise dominieren die nördliche Paragneisabfolge. Sie sind feinkörnig, verwittern überwiegend braun bis dunkelbraun, haben glatte bis leicht gewellte S-Flächen, die von Glimmern nachgezeichnet werden und bei höherem Glimmergehalt auch crenuliert sind. Sie haben im frischen Anschlag eine graue bis dunkelgraue Farbe und setzen sich aus Quarz, Plagioklas, Biotit, Muskovit, Chlorit und Granat zusammen. Plagioklas hat einen geschätzten Anteil von etwa 20 bis 30 % und etwa wie Quarz (.50 %) eine Korngröße von ca. 0,3 bis max. 1–2 mm. Biotit ([ max. 3 mm) bildet häufig geschlossene Lagen. In der Nähe von kataklastischen Störungen sind Knickfalten überdurchschnittlich häufig, v.a. im NW des Arbeitsgebietes. In solchen Bereichen ist Biotit diaphthoritisch zu Chlorit umgewandelt worden, was zu einer grünlichen Färbung des Gesteins führte. Es kann ein deutlicher Muskovitanteil vorhanden sein, der in jedem Fall aber niedriger als der des Biotits mit etwa 15–25 % ist. Granat ist fast immer als Nebengemengteil vorhanden (max. 5 %; [ ,0,5 mm), als solches aber kaum makroskopisch, sondern nur im Dünnschliff identifizierbar. Neben anderen akzessorischen Mineralen wie z.B. Zirkon ist das Auftreten von fibrolithischem Sillimanit erwähnenswert. Auch Turmalin tritt gelegentlich in der Nähe von Pegmatiten auf S-Flächen des Biotit-Gneises auf. Er ist parallel zur Foliation aufgewachsen und hat einen langprismatischen, idiomorphen Habitus. Zweiglimmer-Plagioklas-Gneise bzw. -Schiefer werden nach S hin immer häufiger, bilden aber keine scharfe lithologische Grenze zu den Biotit-Gneisen. Der Übergangsbereich wird daher in der Karte als Wechsellagerung ausgehalten. Es handelt sich dabei um eine Gesteinsserie, in der mehrere Varietäten unterschieden werden können. Diese treten wechsellagernd auf, bilden fließende Übergänge und werden bei deutlicher Dominanz ggf. auch mit Übersignaturen in der Karte ausgehalten. Feinkörnige Zweiglimmer-Plagioklas-Gneise sind den Biotitgneisen ähnlich. Sie brechen plattig, haben straffe ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at bis unregelmäßig gewellte, leicht buckelige S-Flächen, die von Glimmern nachgezeichnet werden, welche aber meist keine geschlossene Lagen bilden. I. d. R. sind Kornregelungslineare (Quarz, Feldspat) auf den Foliationsflächen einmeßbar. Quarz ([ 0,3 bis max. 1 mm) hat einen höheren Anteil als Plagioklas (ca. 20 bis 30 %). Muskovit und Biotit ([ < 2 mm) sind in etwa gleichen Anteilen vorhanden, zusammen mit etwa 20 bis 35 %. Nebengemengteile sind fast immer Granat ([ ,0,5 mm) und Chlorit. Grobkörnige Zweiglimmer-Plagioklas-Gneise/-Schiefer dominieren am W-Grat des Regensteins und S’ davon. Sie haben einen hohen Glimmeranteil von ca. 40 bis 60 % und enthalten meist auch mehr Granat (10 %). Glimmer bilden geschlossene Lagen und verlaufen wellig um die etwa 1 bis 2 mm großen Quarz- und Feldspatkörner, was oftmals zu einem flaserigen Habitus führt. U.d.M. erscheint das Gestein bezüglich Mineralzusammensetzung und Korngröße sehr inhomogen. Es konnten synkristallin rotierte Granate mit gebogenen Interngefügen beobachtet werden. Im Nordteil konnte eine mineralführende Varietät dieses Gneistyps angetroffen werden, die Staurolith-Blasten ([ bis 3 mm) mit poikiloblastischen Einschlüssen von Quarz, Granat und Serizit enthalten. Quarzit-Gneise treten im gesamten Kartiergebiet als häufige, unterschiedlich mächtige Einschaltungen im dmbis m-Bereich mit fließendem Übergang zum Nebengestein auf. Sie sind plattig bis dickplattig und bankig und haben sehr glatte, straff foliierte S-Flächen. Sie sind je nach Art des dominierenden Glimmers von hell- oder dunkelgrauer Farbe, gelegentlich auch von Chlorit grünlich gefärbt und oft extrem feinkörnig ([ etwa 0,3 mm und kleiner). Quarz bildet Pflastergefüge, sein Anteil liegt meist deutlich über 50 %. Der Plagioklasgehalt erreicht selten mehr als 20 %. Glimmer ([ ,1 mm) sind mit max. 20 % vertreten. Granat liegt nur noch akzessorisch und nahezu atollartig vor. Quarzit-Gneise wechsellagern gehäuft im Bereich des Grates mit feinkörnigen Zweiglimmer-Plagioklas-Gneisen. Am W-Grat des Regensteins und weiter S’ sind sie zusammen mit den o.g. glimmerreichen Zweiglimmer-Plagioklas-Gneisen/-Schiefern das dominierende Gestein. Dort sind Quarzit-Gneise meist stark verfaltet und in cm-große, offene bis enge Falten gelegt, die besonders im Blockschutt im Bereich der Bergzerreißung mit m-langen, scharfen Sattelscharnieren in Erscheinung treten. Am N-Hang des Grates sind zwischen 2200 und 2400 m in den Quarzit-Gneisen bunte Bänder von weißlicher, grünlicher und rötlicher Farbe von mm- bis cm-Dicke foliationsparallel zwischengeschaltet. Es handelt sich dabei um Kalksilikate, in denen Klinozoisit, Hornblende und/oder Granat mit Gehalten zwischen 10 und 20 % nachgewiesen werden konnten. Desweiteren wurden starke Anhäufungen von Zirkon beobachtet. Am Wanderweg N’ des Villgratener Jochs bei 2380 m wurde ein splittrig brechender, sehr feinkörniger, harter, dunkelgrauer bis schwärzlicher, schecht bis gar nicht foliierter Quarzit mit feinen Pyritkristallen in einem dm-mächtigen Horizont angetroffen. Nach S CHULZ (1988) führt Graphit mit einem Anteil von 5 bis 10 % in dispers verteilten Aggregaten vorliegend, zur Schwarzfärbung dieses Graphit-Quarzits. In allen o.g. Paragneisen treten reine Quarzlagen, -linsen oder gelängte Quarzzungen auf. Quarzlagen sind mm- bis cm-mächtig und parallel zur Foliation zwischengeschaltet. Quarz bildet Pflastergefüge und ist grobkörniger als im Paragneis. Quarzlinsen können Mächtigkeiten von mehreren dm erreichen und laufen spitzwinklig parallel zur Foliation aus. Quarzzungen sind in der Foliationsebene meist in einem Verhältnis von etwa 1 : 3 bis 1 : 6 geplättet und in Richtung der Kornregelungslineation um ein Mehrfaches der Breite gestreckt. Marmor – angetroffen S’ des Goritzwaldes und E’ des Regensteins am Wanderweg – ist engständig in cm-dicken Lagen mit dem umgebenden Gneis wechselgelagert. Dieser ist stark verfaltet und „schwimmt“, teilweise zu Boudins gelängt, in den weniger kompetenten, duktil verformten, grauen Marmorlagen, die auch Kalksilikate wie Hornblende ([ max. 0,5 mm) enthalten können. Die Marmore lassen sich im Gelände nur über wenige m verfolgen. Im Dünnschliff treten sowohl Domänen mit sehr feinkörnigem Karbonat-Filz auf als auch Bereiche, in denen Calcit (ca. 90 %; [ ,0,6 mm) Pflastergefüge mit geraden Korngrenzen bildet. Quarz mit ca. 10 % ist im Gegensatz zu jenem in Paragneisen hier kaum undulös auslöschend. An der Nordgrenze des Arbeitsgebietes konnte in einer kataklasischen Bewegungsbahn im Bereich der Pegmatit-Schar (s.u.) ein weiß-grau laminierter mylonitischer Marmor gefunden werden. Er besteht ausschließlich aus feinstkörnigem Calcit mit Korndurchmessern von max. 0,3 mm. Etwa 200 m N’ des Regensteins ist unterhalb der Grates ein etwa 10 m mächtiger Kalksilikatgneis-Körper aufgeschlossen. Das Gestein ist dunkelgrün bis dunkelgrau und enthält mm- bis cm-mächtige Quarzlagen, die stark verfaltet sind. Es setzt sich vorwiegend aus Tremolit, Zoisit und Epidot zusammen. Calcit in geringem Anteil beschränkt sich auf Kornzwickel. Kataklasite schneiden die Foliation meist diskordant; auf dem Grat sind auch einige S-Flächen-parallele kataklastische Störungen aufgeschlossen. Sie sind i.d.R. schwärzlich, unfoliiert, zerrüttet, bröcklig, z.T. mit Graphit belegt und häufig von hellbraunen, eisenhydroxidhaltigen Lösungen durchzogen. Mächtigkeiten von dm bis m werden erreicht. In einer Störungsbahn konnte Pseudotachylit beobachtet werden. Störungen sind häufig, oftmals aber nur über wenige m verfolgbar. Einige erreichen Längen von mehreren 10er m und werden in der Karte ausgehalten. Im NW streicht eine Schar von Pegmatitgängen diskordant zur Foliation in das Arbeitsgebiet hinein. Eine mehrere 100 m lange Klippe setzt sich fast ausschließlich aus Pegmatit zusammen. Ansonsten durchschlägt das Ganggestein fast bis hinunter zum Gagenalmbach immer wieder den Biotit-Gneis. Die Pegmatite sind richtungslos körnig und setzen sich aus Feldspat, idiomorphem Muskovit, Quarz und Turmalin (Schörl) zusammen. Die cm-großen Minerale sind als riesenkörnig zu bezeichnen. Quarz hat verzahnte Korngrenzen. Plagioklas weist unter dem Mikroskop Deformationslamellen auf. Pegmatitgänge überprägten das Nachbargestein in einem cm-tiefen Saum und bildeten dort nicht selten Schleppfalten aus. Amphibolite treten ausschließlich im Nordbereich in Form von cm- bis dm-mächtigen, foliationsparallelen Lagen auf. Sie sind von dunkelgrüner bis dunkelgrauer Farbe, gelegentlich auch schwaz-weiß gebändert, und bestehen zu etwa 50 bis 60 % aus (hyp-)idiomorphem, kurzprismatischem Amphibol ([ max. 1–2 mm), der von einer feinkörnigeren Matrix aus Serizit, Plagioklas und kaum undulös auslöschendem Quarz umgeben ist. S-Flächen sind meist mit Biotit belegt. Im Dünnschliff ist ein erhöhter Anteil an opaken Mineralen sichtbar. Amphibolite laufen 319 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at meist nach wenigen Metern aus, und lassen sich selten wie am Osthang der Hochalmspitze über weite Strecken verfolgen. Tektonik In Anlehnung an S CHULZ (1988) können im Altkristallin S’ der DAV mehrere Deformationsphasen (D 1 –D 5 ) unterschieden werden. Quarzlagen sind demnach einer während der ersten Deformation entstandenen Schieferung S 1 zuzuordnen. Diese sind zusammen mit glimmerarmen Gesteinslagen wie Quarzit-Gneisen während der darauffolgenden Deformation D 2 isoklinal verfaltet worden. Faltenachsen solcher Isoklinalfalten (B 2 ) konnten eingemessen werden und ergaben ein mittelsteiles Einfallen nach S. In Paragneisen wurde während D 2 die Hauptfoliation S 2 angelegt. S 2 -Flächen fallen im gesamten Arbeitsgebiet mit Ausnahme von verstellten Bereichen mittelsteil nach SSW ein. Für den Nordteil konnte ein S 2 -Flächenpol-Maximum von 210/40 ermittelt werden; im Südteil liegt das Maximum bei 214/59 knapp 20° steiler. Es wird somit ein Großfaltenbau angedeutet, Die Großfaltenachse liegt horizontal SE–NW. Die Anlage dieses Faltenbaus muß zu einem späteren Zeitpunkt als D 3 erfolgt sein, da B 3 -Faltenachsen von offenen bis engen Falten im cm- bis m-Bereich (Faltenklasse „1C“ und „2“ nach R AMSAY [1967]) mit einem ebenfalls mittelsteilen Einfallen nach S die gleiche Raumlage wie B 2 -Faltenachsen haben und sich das Spannungsfeld erst nachfolgend geändert haben kann. B 3 -Falten überprägten B 2 -Isoklinalfalten und bilden aufgrund der gleichen Raumlage ihrer Faltenachsen Interferenzmuster (Typ „3“ nach R AMSAY, 1967). Solche konnten an mehreren Stellen im Südteil angetroffen werden. In D 3 wurden des Weiteren Kornstreckungslineare (L 3 ) und in glimmerreichen Lagen Crenulationslineare (L 3 ) angelegt, beide jeweils auf S 2 -Flächen einmessbar. Bezüglich ihrer Raumlage besteht kein Unterschied zwischen ihnen, ihr Einfallen ist mit dem der B 3 -Faltenachsen identisch. S 4 -Scherbänder sind bestenfalls nur angedeutet, konnten aber nicht explizit beobachtet werden. Im Übergang zur Kaltdeformation sind während D 5 Knickfalten und kataklastische Störungen entstanden. Beide korrelieren miteinander: In der Nähe von Kataklasiten kommen Knickfalten überdurchschnittlich häufig vor, insbesondere im NW. Sie erzeugten auf S 2 -Flächen ein Knicklinear L5, welches im Arbeitsgebiet relativ flach nach W einfällt. Störungsflächen wurden in der Mehrzahl mit einem mittelsteilen Einfallen in N’ Richtung gemessen. Mit W–E-Streichen beider in D 5 angelegter Gefügeelemente deutet sich ein Spannungsfeld an, in welchem N–S-Einengung geherrscht haben dürfte. Quartär Das Arbeitsgebiet ist in weiten Teilen von quartärem Lockermaterial bedeckt. Mehrere Blockschuttfächer verlaufen von den Flanken der Grate hangabwärts. Kare sind NNW’, SW’ und E’ der Kugelspitze sowie W’ des Regensteins und S’ des Villgratener Jochs anzutreffen. S’ des Westgrates stellen Verebnungsflächen Karschwellen mit kleinen, z.T. verlandeten Karseen zwischen 2300 und 2400 m dar. Der Pumpersee ist ein Karsee; seine Karschwelle besteht hier aus massivem Fels. Zwischen W’ Regensteinkar und SW’ Kugelspitzkar verläuft ein 30 m hoher Wall einer würmeiszeitlichen Seitenmoräne hangabwärts bis auf 2300 m ü.NN. Drei Wallstrukturen direkt im Anschluss daran scheinen ebenfalls Moränen, bestehend aus unsortiertem Material, zu sein. 320 Gletscherschliffe an zwei Stellen am Nordhang des Grates, E’ des Pumpersees und der Kugelspitze und am Osthang der Hochalmspsitze mit jeweils hangabwärtsgerichteten Gletscherschrammen zeugen von einer würmeiszeitlichen Vereisung, vor allem im Nordteil des Arbeitsgebietes. S’ des Villgrater Jochs und insbesondere S’ des Westgrates (Doppelgrat) des Regensteins sind Dekameter große Felsschollen aus dem Gesteinsverbund gelöst und offensichtlich verstellt worden. Die Klippen mit z.T. stark abweichenden Raumlagen der S 2 -Foliation bilden Stufen im Hang. Dazwischen wechseln Bereiche mit Blockschutt und Almmatten einander ab. Weiterhin konnte an der Ostgrenze zwischen Goritzwald und Pumpersee eine Instabilität des Gesteinsverbundes registriert werden. Unterhalb davon markiert eine Steilkante eine Abrissfläche aus jüngerer Zeit. Mit Wald bedeckt sind die SW-Ecke (Mittererberg) und der Hang S’ der Bloshütte (Goritzwald). Die Waldgrenze liegt bei etwa 2200 m. Der gesamte Hang NW’ des Gagenalmbaches, die quartäre Bedeckung im Gagenalmtal und im Bereich zwischen Schuttkegel und Waldgrenze im Südteil sind Almwiesen. Der Talboden in Ufernähe im flachen Bereich des Gagenalmbaches ist mit Talsohlen-Ablagerungen angefüllt. Ein gut ausgebildeter Schwemmschuttkegel befindet sich am unteren Ende eines ausgetrockneten Bachbetts NW’ des Goritzwaldes. Gebiet südlich Kleinitzer Törl und Röte (O. D AHMEN) Altkristallin Der N-Teil des Kartiergebietes wird durch eine Wechsellagerung von Biotit-Gneisen und Zweiglimmer-Plagioklas-Gneisen aufgebaut. Zweiglimmer-Plagioklas-Gneise treten als eine eigenständige Kartiereinheit in dem Bereich Hoferalm auf. Im N des Kartiergebietes ist der Zweiglimmer-PlagioklasGneis wechsellagernd mit Biotitgneis. Die Mächtigkeiten von Biotitgneis- und Zweiglimmer-Plagioklas-Gneislagen sind schwankend, die Übergange von Biotitgneis zu Zweiglimmer-Plagioklas-Gneis sind häufig fließend und können im Gelände selten verfolgt werden. Da die einzelnen Gesteinseinheiten Mächtigkeiten von dm bis m haben, ist eine differenzierte Ausscheidung der einzelnen Gesteinslagen nicht möglich. Aus diesem Grund wurde eine Wechsellagerung kartiert. Die im S des Kartiergebietes anstehenden Zweiglimmer-Schiefer unterscheiden sich von den Zweiglimmer-Plagioklas-Gneisen im wesentlichen durch einen höheren Quarz- und Glimmergehalt, wie auch durch das Vorhandensein einer penetrativen Scherbandfoliation. Der Übergang zwischen den beiden Kartiereinheiten Zweiglimmer-Plagioklas-Gneis und Zweiglimmer-Schiefer ist aufgrund des beidseitig stark schwankenden Mineralgehalts fließend. Innerhalb der Zweiglimmer-Plagioklas-Gneise, Biotit-Gneise und welligen Zweiglimmer-Schiefer wurde häufig eine Einschaltung von quarzitischen Biotit-Gneisen beobachtet. Einschaltungen von weißen Quarziten bis 10 cm Mächtigkeit sind nicht ungewöhnlich, wobei ihre Häufung im N des Kartiergebietes beobachtet wurde. Die Quarzite sind i.d.R. lateral nicht weit verfolgbar (von 1 m bis 10 m). Biotit-Gneis tritt in dm- bis m-mächtigen Lagen in Wechsellagerung mit den Zweiglimmer-Plagioklas-Gneisen auf. Am Grat Marcheggenspitze – Spitze beim Kreuz und N’ der Leisacher Alm wurde ein weiträumiger Bereich Biotitgneis ausgehalten. Die Foliationsflächen sind mit Biotit belegt und sehr straff ausgebildet. Im Bruch erscheinen ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at 1 bis 2 mm starke, auskeilende Lagen von Plagioklas, gesäumt von Biotit und Quarz. Selten sind schwach ausgeprägte Scherbandgefüge zu beobachten. Im Gebiet N’ der Leisacher Alm treten vereinzelt plagioklasbetonte Biotitgneise auf, die bis 0,5 cm starke Plagioklasbänder im Wechsel mit Biotit führen. Innerhalb der Biotit-Gneise sind Einschaltungen von foliationsparallelen Quarzbändchen bis 4 mm Stärke und 1 m Länge zu beobachten. In der Wechsellagerung treten E’ des Grates Marcheggenspitze – Hochalmspitze Amphibol führende Paragneise auf. U.d.M wurde eine starke retrograde Umwandlung der Amphibole in Chlorit beobachtet, die bis zur vollständigen Pseudomorphose reicht. Die Gesteinseinheit hat einen deutlichen Übergang zu den Zweiglimmer-Plagioklas-Gneisen und setzt sich durch die Amphibolführung ab. Der S-Teil des Kartiergebietes wird von welligen Zweiglimmer-Schiefern aufgebaut. Er ist geprägt durch eine penetrative Scherbandfoliation. Der Plagioklasgehalt ist relativ gering und liegt deutlich unter 20 Vol.-%. Die Scherbandfoliation verleiht dem Gestein einen charakteristischen welligen Habitus. In den welligen Zweiglimmer-Schiefern sind im unteren Bereich des N-Hangs des Grabensteins quarzitische Biotit-Gneise foliationsparallel eingelagert. Diese erreichen nur geringe Mächtigkeiten (dm bis m). Im NW-Grenzeck des Kartiergebietes führt der wellige Zweiglimmer-Schiefer Granate bis 0,5 cm Korndurchmesser. Der Übergang zwischen welligem Zweiglimmer-Schiefer und Zweiglimmer-PlagioklasGneis ist nicht scharf ausgebildet, vielmehr ist ein sukzessiver Übergang zu beobachten. Im gesamten Kartiergebiet sind quarzitische Gneise in die Paragneise eingeschaltet. Eine besondere Häufung ist im Bereich E’ des Grates Hochalmspitze – Marcheggenspitze und im unteren N-Hang des Grabensteins zu beobachten. Die Einschaltungen erreichen dm- bis m-Mächtigkeit und setzen sich scharf vom Nebengestein ab. Die quarzitischen Paragneise führen vornehmlich Biotit, Muskovit tritt deutlich zurück. Einzelne quarzitische Zonen lassen sich über mehrere 100er m verfolgen. Vereinzelt wurde u.d.M. akzessorischer Klinozoisit gefunden. Der Mineralgehalt der quarzitischen Biotit-Gneise ist schwankend, so dass fließende Übergänge von quarzitischen Biotit-Gneisen zu Biotit-Quarziten vorhanden sind. Im N des Kartiergebietes sind vermehrt Amphibolitzüge in die Paragneise eingeschaltet. Sie liegen parallel zur Hauptfoliation und haben eine Mächtigkeit bis 30 m. Oft wurden auch Einschaltungen von dünnen AmphibolitBändchen im cm-Bereich beobachtet. Die Amphibolite sind schwach foliiert. Plagioklas bildet manchmal bis cmmächtige Bänder aus, die innerhalb des Amphibolitzuges auskeilen. Vereinzelt sind auf Foliationsflächen bis 1 cm große Hornblendegarben vorhanden, die ein Kornregelungslinear ausbilden. Der Mineralbestand umfasst etwa 60–70 % Hornblende und 30–40 % Plagioklas. Erze kommen akzessorisch vor. Teilweise ist Hornblende in Chlorit umgewandelt, Plagioklas ist zu geringen Teilen sericitisiert. Die Amphibolite am Grat Kleinitzer Törl – Hochalmspitze – Röte sind nicht Granat führend, wohingegen Granat führende Amphibolite in der Biotit-Gneis-Zone N’ der Leisacher Alm zu beobachten sind. Ein bis 100 m mächtiger Klinozoisit-Orthogneis-Zug erstreckt sich am S-Hang des Winkeltals zwischen Lackenkammeralm und Gasseralm. Nach E streicht der Orthogneis innerhalb des Kartiergebietes aus, nach W zieht er aus dem Kartiergebiet hinaus. Die Übergänge zum Nebengestein sind scharf ausgebildet. Innerhalb des Orthogneises werden linsige Einschaltungen von Zweiglimmer-Schiefern beobachtet, die eine Mächtigkeit bis 1 m erreichen. Der Klinozoisit-Orthogneis zeigt eine sehr schwach ausgebildete Scherbandfoliation, die im umgebenden welligen Zweiglimmer-Schiefer wesentlich deutlicher ausgeprägt ist. Die Kontaktfläche zum Nebengestein ist foliationsparallel. Der Orthogneis hat eine steile Raumlage und fällt steil ein. Innerhalb des Orthogneises sind auffällig feinkörnige Zonen zu beobachten, die nicht an die Randlagen gebunden sind. Im N des Kartiergebietes sind in die Wechsellagerung von Zweiglimmer-Plagioklas-Gneis und Biotit-Gneis Pegmatitgänge eingeschaltet. Die Gänge, die eine Mächtigkeit von 5 m (Grat Kleinitzer Törl – Hochalmspitze) und etwa 100 m (Grat Röte – Gagenhöhe) haben, durchschlagen die Foliation diskordant und streichen NW–SE. Die Gänge stehen steil und haben einen scharfen Kontakt zum durchschlagenen Nebengestein. Die Pegmatite sind nicht foliiert. Ideomorphe Muskovitkristalle erreichen Kd bis 2 cm, Plagioklas und Quarz haben Kd bis 4 cm. SW’ der Hochalmspitze durchschlägt ein 50 cm mächtiger Blauquarzitgang die Wechsellagerung diskordant. Der Gang ist fein lamelliert und zeigt einen Wechsel von weißem und blauem Quarz. Die Lamellierung ist parallel zur Kontaktfläche zum Nebengestein. Etwa 400 m E der Röte streift ein 100 m mächtiger Pegmatitgang (2550 m) das Kartiergebiet. Dieser verläuft nicht foliationsparallel, steht saiger und streicht NW–SE. Die Hauptgemengeteile des Pegmatits sind grobkörniger Quarz und Plagioklas mit Kd bis 4 cm. Eingelagert sind teilweise idiomorphe Muskovitkristalle mit bis zu 2 cm Kd. Akzessorisch treten Erze auf. Am Grat Kleinitzer Törl durchschlägt ein etwa 5 m mächtiger Pegmatitgang die Hauptfoliation diskordant. Die Pegmatitgänge sind makroskopisch nicht foliiert. Tektonik Die Gesteine des ostalpinen Altkristallins wurden durch 3 Metamorphosen und 6 Deformationen geprägt (S CHULZ, 1988). Die aus der ersten Deformation D 1 hervorgegangene Foliation S 1 ist im Kartiergebiet reliktisch erhalten. Sie wird durch Quarzlagen, die parallel bis spitzwinklig zur Hauptfoliation S 2 verlaufen, angedeutet. Diese Quarzlagen kommen vermehrt in den Glimmergneisen im N des Gebietes vor. Durch D 2 bildete sich S 2 , die in glimmerreichen Gesteinen penetrativ ist. Die S 2 -Hauptfoliation streicht im gesamten Gebiet WNW–ESE. Die glimmerarmen Gesteinslagen wurden teilweise isoklinal verfaltet. Dies ist besonders in quarzitischen Gneisen im S des Kartiergebietes zu beobachten. D 3 faltete S 2 und erzeugte den nordvergenten Faltenbau, dessen Faltenachsen im Kartiergebiet einen Abstand von etwa 1,5 km haben. Im Gebiet befindet sich eine Sattel- und Muldenstruktur, deren Faltenachsen B 3 haben eine Richtung von 125/05. Die auf den Foliationsflächen S 2 ausgebildeten Kornregelungslineare haben in der Regel eine Einfallsrichtung von 035 bzw. 215 und stehen somit rechtwinkelig zu den Faltenachsen B 3 . D 4 verursachte eine Scherbandfoliation, die in den welligen Zweiglimmer-Schiefern im S vorkommt. Die Scherbandfoliationen fallen flach nach N bzw. S ein. Sie sind durch Glimmer mit einem Sigmoidalgefüge ausgebildet. Die 321 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at durch D 5 entstandenen Knickbänder treten nur vereinzelt auf. Ihre Faltenachsen B 5 haben ein Einfallen von etwa 280/10. Es lassen sich grundsätzlich zwei Typen von Störungen unterscheiden: bruchhafte mit Bildung von Kataklasiten sowie Pseudotachylitische. Die Störungen verlaufen hauptsächlich NE–SW und NW–SE. Oftmals verlaufen Bachläufe parallel zu den Störungen. Im Bereich Winkeltal wurden Pseudotachylite 50 m oberhalb der Gasseralm beobachtet, die parallel zum Tal verlaufen. Rekristallisierte, matt braunschwarze und teils glasige schwarze Pseudotachylitbändchen von cm- bis dm-Stärke durchschlagen den Klinozoisit-Orthogneis. In einzelnen Zonen wurden neben den Pseudotachyliten auch kataklastische Störungsbereiche beobachtet. Eine weitere Störung, die zur ausgeprägten Talanlage geführt hat, wird im Winkeltal vermutet. Sie verläuft vermutlich parallel zu der pseudotachylitischen Störungsbahn. Das Bachbett an der Leisacher Alm ist ebenfalls an eine kataklastische Störung gebunden. Hier sind stark alterierte Paragneise mit Bildungen von Eisenoxiden zu beobachten. Im Störungsbereich sind oft Foliationen verschleppt und einzelne Blöcke abgeschert worden. Innerhalb der kataklastischen Störung sind auf 2450 m Pseudotachylite zu beobachten, die an jüngeren Kataklasebahnen versetzt sind. Hier konnte ein sinistraler Schersinn ermittelt werden. Quartär Das Talbodenalluvium im Winkeltal wird durch holozäne Schotterablagerungen des Winkeltalbaches gebildet. Die Talbodenbreite beträgt zwischen Lackenkammeralm und Gasseralm etwa 50 m, im Bereich der Almen steigt sie auf bis zu 200 m an. Schwemmschuttfächer befinden sich ausschließlich am S-Hang des Winkeltals. Am N-Hang grenzen Hangschuttmassen des Grabensteins auf der gesamten Breite des Kartiergebietes direkt an das Talbodenalluvium. Diese zeigen verstärkte Murenbildung, die während der Dauer der Landesaufnahme oftmals zur Verschüttung des Fahrweges im Winkeltal geführt hat. Die Hangschuttflächen unterhalb 2500 m haben meistens eine Bodenbildung. Im Gebiet der Grate Kleinitzer Törl bis Röte und Hochalmspitze bis Spitze beim Kreuz tritt vermehrt Hangschutt ohne Bedeckung auf. In den Höhenlagen über 2500 m wurden vereinzelt Firngleitwälle beobachtet. Seitenmoränen des Spätglazials lagern am S-Hang des Winkeltals und bedecken einen großen Teil des Hanges bis etwa 2400 m. Verebnungsflächen des Hochglazials sind S’ der Marcheggenspitze zwischen 2400 m und 2500 m ausgebildet. Weite Zonen unterhalb der Grate sind mit Schuttfächern und Hangschuttmaterial bedeckt. S’ des Kleinitzer Törls ist auf 2600 m ein Bereich mit Grobblockwerk zu beobachten. Am Wanderweg Leisacher Alm – Kleinitzer Törl wurde auf 2450 m eine Rutschmasse mit E–W-verlaufender Abrisskante beobachtet. Eine fortdauernde akute Bewegung wurde nicht beobachtet. Im NW des Kartiergebietes sind im Steilhang S’ des Grabensteins Zerrspalten vorhanden, die bei fortschreitender Bewegung zum Abriss führen können. Gebiet Wilde Platte nördliches Winkeltal (A. K LOSE) Altkristallin Zweiglimmer-Plagioklas-Gneise bilden die bedeutendste Kartiereinheit. Der Zweiglimmer-Plagioklas-Gneis als Hauptkomponente der Paragesteine kann in verschiede322 nen Formen auftreten. Phänomenologisch lassen sich drei Gefügetypen unterscheiden: flaserig, plattig und mineralführend. Eine rostrote bis bräunliche Verwitterungsfarbe ist charakteristich. Hauptgemengteile sind Plagioklas, Quarz und – mit variierender Vormacht – Muskovit und Biotit. Idiomorph ausgebildete Granatkörner treten in unterschiedlichen Größen durchgehend, opake Minerale (Pyrit oder Magnetit) und Chlorit meistens als Nebengemengteile auf. Im flaserigen Typ ist der Glimmeranteil am höchsten, wobei der Muskovitgehalt meistens deutlich über dem von Biotit liegt. Als weiteres Nebengemengteil kann Schörl auftreten. Crenulationsfaltung und/oder Scherbandfoliation im mm- bis cm-Bereich ist oftmals vorhanden. Der plattige Zweiglimmer-Plagioklas-Gneis erscheint makroskopisch dichter und tritt im Aufschluss als feinkörnig plattiges Gestein – die einzelnen Lagen erreichen cm- bis dm-Mächtigkeit – mit deutlich erkennbarer Foliation auf. Plagioklas und Quarz mit Korngrößen ,0,3 mm sind dominierende Hauptgemengteile, neben Biotit, Muskovit und Chlorit. Auf der Foliationsfläche ist oftmals ein Linear ausgebildet. Auch hier kann – allerdings undeutlicher – stellenweise Scherbandfoliation und/oder Crenulationsfaltung festgestellt werden. Flaseriger und plattiger Zweiglimmer-Plagioklas-Gneise treten meistens wechsellagernd nebeneinander auf, nur in wenigen Fällen überwiegt der plattige Typ. Die Hauptfoliationsrichtung verläuft parallel zum Materialwechsel. Vereinzelt wird ein mineralführender Zweiglimmer-Plagioklas-Gneis beobachtet, der sich durch besonders große (makroskopisch deutlich sichtbare), meist idiomorph ausgebildete Minerale auszeichnet. Granate mit Durchmessern bis 0,8 cm enthalten poikiloblastische Einschlüsse verschiedener Fremdminerale, v.a. Quarz. Stengeliger bzw. säuliger Turmalin (Schörl) erreicht Längen im cm-Bereich und zeigt meistens typische Querbrüche. Staurolith besitzt Korngrößen bis zu mehreren mm. Bemerkenswert sind Vorkommen östlich der Einatlenke, der östlichen Wilde Platte und der Hang NW des Falkommsees. Quarzitische Gneise zeichnen sich durch einen deutlich geringeren Glimmer- und hohen Quarzgehalt aus. Diese Einheit kann als feinkörniges, sehr hartes, dichtes Gestein mit makroskopisch oft schlecht erkennbarer Foliation und stellenweise auftretender isoklinaler Faltung (cm- bis dm-Bereich) beschrieben werden. Als bankige Zwischenlagen mit Gesamtmächtigkeiten von einigen cm bis wenigen m kommt dieser Gesteinstyp in fast allen Teilen des Kartiergebiets vor, hebt sich aber durch seinen scharfkantig-polygonalen Bruch deutlich vom Verwitterungsbild des umgebenden Gesteins ab. Häufig kommen auch reine Quarzlagen vor, die ebenfalls isoklinal verfaltet sein können. Eine weitere zwischengelagert auftretende Gesteinsart ist der feinkörnige, harte Biotitgneis mit einem dunklen, plattigen, straff foliierten Aussehen. Streng parallel zur Foliation eingeregelte, große Biotitblättchen bilden keine zusammenhängenden Lagen und verleihen dem Gestein die auffällig straffe Textur. Weitere Bestandteile sind feinkörniger Quarz und Plagioklas, Granat, Muskovit und Chlorit. Besonders häufig ist der Biotitgneis in Wechsellagerung mit Orthogneisen anzutreffen (z.B. im Ostteil der Wilden Platte oder NW des Falkommsees). Stellenweise kommen – über das gesamte Kartiergebiet verteilt – sehr dünne, lediglich cm-mächtige Lagen eines amphibolführenden Gneises in den plattigen Partien des Zweiglimmer-Plagioklas-Gneises vor. Schon makrosko- ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at pisch deutlich differenzierbar sind ein heller Mittelstreifen eingerahmt von zwei grünlichen, amphibolführenden Randstreifen; die Ausrichtungen sind foliationsparallel. Im hellen Bereich ist Klinozoisit/Epidot dominierendes Mineral neben Hornblende, Quarz und wenig Feldspat. Im dunkleren Randbereich kommt kein Klinozoisit/Epidot mehr vor, Hornblende dafür verstärkt neben Quarz, Feldspat und wenigen Granatkörnern. Im gesamten Kartiergebiet treten räumlich voneinander getrennt mehrere m-mächtige, meist linsig auskeilende, foliationsparallele Orthogneise auf. Dabei lässt sich zwischen mehreren Haupttypen unterschieden, denen allen – im Gegensatz zu den Paragesteinen – das Fehlen von Granat gemein ist. Vom Biotitgneis gibt es grob- bis feinkörnige Varietäten, wodurch sehr unterschiedliche Gefügeausbildungen entstehen. Im SE der Wilden Platte kommt ein Typ vor, der auf Grund der großen Feldspat-Blasten (bis mehrere mm) und linsig darumgelegten durchgehenden Biotitlagen als „Augengneis“ bezeichnet werden kann. Weiterer Hauptgemengteil ist Quarz, Muskovit ist nur akzessorisch zu finden. Eher im SW der Wilden Platte stehen Gneiskörper an, die ebenfalls große Feldspatblasten aufweisen, welche aber nicht von Biotitlagen umhüllt werden. Insgesamt ist der Biotitgehalt geringer, Muskovit kommt hinzu, was dem Gestein zudem eine deutlich hellere Farbe verleiht. Eine weitere Biotit-Orthogneis-Varität ist am steilen NE-Hang der Wilden Platte sowie als mehrere hundert Meter lange, N–S-streichende Linse am Goldtrögele aufgeschlossen. Hierbei handelt es sich um ein feinkörniges, eher straff gebändertes Gestein mit insgesamt niedrigerem Glimmergehalt (Muskovit nur als Akzessorium). Neben Serizitisierung und perthitischer Entmischung kommen Verwachsungen von Feldspat und Quarz vor. Auch hier können Feldspat-Blasten beobachtet werden, die allerdings nur wenig größer sind als die vorherrschende Korngröße von 0,2 bis 0,5 mm. Klinozoisit kann akzessorisch auftreten. Im Bereich der Karnase befindet sich ein besonders harter, Klinozoisit führender Gneis. Sowohl das makroskopische Erscheinungsbild als auch das Gefüge ist vergleichbar mit dem feinkörnigeren Biotit-Orthogneis; allerdings ist Klinozoisit ein weiteres Hauptgementeil. Mikroskopisch lässt sich außerdem Karbonat v.a. als Verfüllung von Spaltrissen feststellen, deren Auftreten vermutlich mit der nach W angrenzenden, breiten Störungszone zusammenhängt. In seinem Auftreten auf wenige Stellen beschränkt ist ein sehr auffälliger feinkörniger, weißer Muskovit-Gneis. Geringmächtige Bänke (ca. 5–10 cm) mit einer Gesamtstärke von nur ca. 0,5 m sind z.B. im S der Wilden Platte, westlich des Falkommsees oder südlich des Schrentebachs zu finden. Biotit fehlt völlig, Klinozoisit ist Nebengemengteil. Periadriatisches Intrusivgestein Ein steilstehendes, ca. 2–3 m mächtiges NW–SE-streichendes junges Ganggestein erstreckt sich über die Wilde Platte bis zur Hochgrabe. Einzelne, nur über wenige m verfolgbare Intrusivkörper gleichen Aussehens finden sich außerdem NW der Heinkaralm und W der Karnase. Hierbei handelt es sich um ein auffällig grünes, massig erscheinendes Gestein, zusammengesetzt aus einer feinkörnigen bis dichten Grundmasse und bis zu 3 mm großen Einsprenglingen. Die Matrix besteht hauptsächlich aus Feldspäten und Serizit mit Korngrößen ,0,1 mm, Quarz kann als Nebengemengteil vorkommen. Die Einsprenglinge tragen deutliche Anzeichen einer Autometasomatose, vermutlich unter hydrothermalen Bedingungen. Mikroskopisch zu erkennen ist v.a. ein sekundärer Mineralbestand aus Chloritpseudomorphosen und Epidot/Klinozoisit. Stellenweise sind primäre Pyroxen-Reste sowie Spuren von ehemaligen Amphibolen und Feldspäten zu finden, wobei die starke retrograde Überprägung kaum genauere Rückschlüsse auf primäre Bildungen zulässt. Ein idiomorph ausgebildetes opakes Mineral mit quadratischem Grundriß (Pyrit oder Magnetit) tritt als Nebengemengteil auf. Vereinzelt lässt sich ein geringer Karbonatgehalt feststellen. Die mineralischen Bestandteile zeigen keine sichtbar bevorzugte Orientierung. Ein ausgeprägtes Kluftsystem durchzieht den Intrusivkörper. Beobachtungen zur Tektonik Im gesamten Kartiergebiet lassen sich überwiegend NW–SE-streichende Störungssysteme beobachten, die makroskopisch durch retrograd gebildeten Chlorit auffallen. Eine größere kataklastische Störungszone befindet sich direkt westlich unterhalb der Karnase. Dieser ebenfalls NW–SE-streichende, mehrere Meter mächtige Bereich erscheint im Aufschluss als schwarzes, stark beanspruchtes, leicht schotterndes Gestein. In einer feinkörnigen Matrix lassen sich unterschiedlich große Mineral- und Gesteinsklasten (,0,2 mm bis mehrere mm) erkennen. Wegen der großen Schuttfelder sowohl nordwestlich als auch südöstlich unterhalb der Karnase lässt sich die Störung nicht durchgehend verfolgen. Es ist aber aufgrund unabhängiger Beobachtungen in den nach N und E anschließenden Arbeitsgebieten davon auszugehen, dass sie sich in beide Richtungen fortsetzt. Die in einer frühen Deformationsphase angelegte Foliation streicht in diesem Kartiergebiet durchgehend in NW–SE-Richtung. Großangelegte Faltenstrukturen lassen sich nicht erkennen. Vor allem glimmerreiche Gesteine sind häufig durch später angelegte Scherbandfoliation und/oder Crenulationsfältelung überprägt. Isoklinale Faltung – beschränkt auf quarzreichere Lagen – und Verfaltung von Quarzmobilisaten kommen stellenweise vor. Quartär Das verhältnismäßig hoch gelegene Kartiergebiet (Höhenlagen von 2000 bis 2800 m) ist spätglazial, d.h. durch den stufenweisen Rückzug würmeiszeitlicher Eismassen geprägt. Morphologische Relikte aus dieser Zeit sind z.B. die Kare südlich zwischen Rotegg und Karnase und südöstlich des Wagenstein. Auch der Falkommsee kann als Felsbeckensee dieser Entstehungsphase zugeordnet werden. Besonders anschaulich sind die Kartreppen, die sich östlich des Degenhorns ausgebildet haben. Hierbei handelt es sich um N–S-gestreckte, in Richtung Winkeltal tiefer liegende „Ebenen“, die durch steile Hänge verknüpft sind und dadurch ein treppenartiges Bild ergeben. In den Ebenen findet verstärkt Bodenbildung statt; des Weiteren entstehen dort Wasserflächen und Versumpfungszonen (Feuchtwiesen) auf einer Art Talbodenalluvium aus holozänem Schottersediment. Hangschutt prägt weite Teile des Arbeitsgegietes – v.a. die steileren Hänge – und wurde durch eine Übersignatur gekennzeichnet. Moränen sind nur am NW-Rand der Wilden Platte nach der Kleinmorphologie zu vermuten und können ebenfalls dem Spätglazial zugeordnet werden. 323 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Gebiet N und S des Winkeltals zwischen Gsaritzer und Kleinitzer Törl im N und Lackenkammeralm – Sauspitze – Wilde Platte im S (P. N ORDHOFF) Altkristallin Der Großteil des Kartiergebietes wird aus deutlich foliierten Zweiglimmer-Gneisen aufgebaut und bildet eine recht monotone Serie. Quarz und Plagioklas haben einen Durchmesser von bis zu 1 mm und erreichen vereinzelt in grobkörnigen Varietäten bis zu 2,5 mm. Die Hauptfoliationsflächen (S 2 ) werden durch Biotit und Muskovit mit lagenweise schwankenden Mengenverhältnissen ausgebildet. Granate sind mehr oder weniger in allen ZweiglimmerGneisen vertreten und zeigen einen durchschnittlichen Durchmesser von 0,2–0,5 mm. Ausnahmen bilden dabei die mit einer Übersignatur versehenen Sektionen am Eund N-Hang der Wilden Platte in Höhenlagen oberhalb 2300 m. Die an S-Flächen gebundenen Granate haben hier einen maximalen Durchmesser von 1–1,5 cm mit teilweise deutlich chloritisierten Kontaktsäumen. Die ebenfalls durch eine Übersignatur gekennzeichneten quarzitischen Zweiglimmer-Gneise heben sich deutlich durch ihren scharfkantig-polygonalen Bruch vom Verwitterungsbild quarzitärmerer Varietäten ab. So wird beispielsweise am E-Hang der Wilden Platte auf 2085 m eine etwa 4 m hohe und 10 m breite Nase gebildet. Crenulierte Zweiglimmer-Gneise finden sich am gesamten E-Hang der Wilden Platte, westlich der Walderalm und z.T. nördlich der Lackenkammeralm am W-Hang des Winkeltals. Crenulationen entstanden in Folge der Verfaltung der S 2 -Hauptfoliation und lassen sich innerhalb der Zweiglimmer-Gneise gut an foliationsparallel eingeregelten Glimmerblättchen beobachten. Quarzmobilisate liegen im mm- bis cm-mächtigen foliationsparallelen, z.T. isoklinal verfalteten Lagen vor. Erzminerale treten akzessorisch auf. Turmalinführende Partien traten lediglich domänenhaft am NE-exponierten Hang der Wilden Platte (2480 m) auf. Hier sind Turmaline mit maximal 3 cm Länge auf den Foliationsflächen eingeregelt. In den Bachaufschlüssen nördlich der Volkzeiner Hütte bis in die obersten Gratregionen hinauf wurde bis auf einige Ausnahmen eine Zweiglimmer-Gneis/BiotitgneisWechsellagerung beobachtet. In Abgrenzung zu den Zweiglimmer-Gneisen tritt der dunklere Biotitgneis in bankig-plattigen Varietäten auf, was zum einen durch seine deutliche Quarzdominanz (ca. 40 %) unter den Hauptgemengeteilen und zum anderen durch dm-mächtige Quarzithorizonte zu erklären ist. Er ist feinkörniger und verfügt mit 25–30 % über deutlich mehr Biotit (Kd. 0,3 mm) als Muskovit (ca. 10–15 %) auf seinen S-Flächen. Plagioklas ist stark sericitisiert und zeigt lediglich vereinzelt Verzwillingungen nach dem Albitgesetz. Wellige Zweiglimmer-Schiefer finden sich an der südlichsten Kartierblattgrenze westlich vom Moschwald bis zum Serlbachtal. Sie zeigen im Hauptbruch eine wellige Ausformung der Foliationsflächen und z.T. deutliches Scherbandgefüge (S 4 ). Das Gestein ist bis auf quarzitreichere Einschaltungen von geringerer Härte und führt lokal verstärkt Granat (Kd. bis 1 cm). Auf angeschnittenen Kluftflächen bilden Quarzmobilisate liegende, isoklinal angelegte Fließfalten im Meterbereich, sowie bis zu 20 cm mächtige Sigmaklasten mit sinistralem Schersinn aus. Am morphologischen Rücken östlich des Serlbachs treten oberhalb 1900 m verstärkt lamellierte Quarzite in 324 Wechsellagerung mit welligen Zweiglimmer-PlagioklasSchiefern auf. Zum einen heben sie sich durch ihre dunkleren Verwitterungsfarben von dem umgebenden Gestein ab, zum anderen durch ihr massig-dichtes Gefüge und polygonale Abbruchkanten. Am nordexponierten Hang im südöstlichen Serlbachtal (2185 m) sind sie bis zu 10 m mächtig und foliationsparallel eingeschaltet. Verursacht werden die Laminae durch feine, nichtdurchgängige Biotitlagen. Im Faltenbau finden sie sich stets im Faltenkern wieder. Zwei Amphibolitgänge durchziehen den Grat im N zwischen Hochwand und Kleinitzer Törl und sind an die Höhenlagen um 2700 m bzw. 2600 m gebunden. Sie haben eine Mächtigkeit von 5–30 m, liegen parallel zur Hauptfoliation S 2 und bauen einzelne Klippen auf. Sie sind feinkörnig schwach foliiert und lassen sich anhand ihrer strahlend schwarzen Farbe bereits über weite Distanzen im Gelände erkennen. Ihr Gefüge ist dicht und rangiert von dünnplattig im cm-Bereich bis massig. Stellenweise sind auf den S-Flächen nadelige Hornblenden regellos angeordnet. Neben Plagioklas als zweitem Hauptgemengeteil sind als Akzessorien nur noch Quarz und wenig Granat vertreten. Besonders die Übergangsbereiche zum umgebenden Gestein sind stärker quarzführend. Ein bis zu 70 m mächtiger Klinozoisit-Orthogneis-Zug läuft am W-Hang des Winkeltals zwischen Lackenkammeralm und Volkzeiner Hütte gegen den Winkelbach aus. Nach SE zieht er in das Kartiergebiet von D AHMEN (freundl. mündl. Mitteilung, 1998) hinein. Sie schließen im Meterbereich linsenförmige Zweiglimmer-Schieferkörper ein. Die Übergänge zum Nebengestein sind scharf. Der im Dünnschliff Pflastergefüge zeigende Quarz (Kd. 0,5 mm) ist oft in S 2 -parallelen Bändern angeordnet, Plagioklas (Kd. 1,5 mm) weist starke Sericitisierung und nur vereinzelt Zwillingslamellen nach dem Albitgesetz auf. Klinozoisit ist am Gesteinsaufbau mit ca. 15–20 % (Kd. 1–2 mm) beteiligt und umwächst Plagioklas bzw. Quarz. Biotite (Kd. bis 2 mm) sind parallel zur Hauptfoliation eingeregelt. Tektonik Das auffälligste, übergeordnete Strukturmerkmal ist die im gesamten Gebiet NW–SE angelegte Hauptfoliation S 2 . Sie fällt im allgemeinen gegen die Hänge ein und stellt sich v. a. in der nördlichen Gratregion finnenartig steil auf. Zwischen Volkzeiner Hütte und der nördlichen Kartenblattgrenze streicht eine Großmulde mit durchschnittlich 310°. NW’ des Walderalmbaches und unterhalb der Karnase wurde sie nicht mehr angetroffen (freundl. mündl. Mitteilung K LOSE, 1998), so dass sie vermutlich durch die mehr oder weniger NNW–S-verlaufende Störung überprägt wurde. Störungen ziehen in der Regel N–S oder E–W. Sie sind bis auf eine Ausnahme an Bachläufe gekoppelt. Am E-Hang der Wilden Platte (2075 m) wurden auf Höhe der Lackenkammeralm ca. 20 m mächtige, graugrün verfärbte, richtungslose Kataklasite beobachtet. Sie bestehenaus 40–50 % mittelkörnigem, verbandslosem Quarz, der von stark sericitisierten Plagioklasen eingeschlossen ist. Muskovit ist regellos angeordnet. Kataklasite westlich der Walderalm (2310 m) lassen demgegenüber noch die Hauptfoliation durch vollständig zu Chlorit umgewandelten Biotit erkennen. Quartär Das holozäne Talbodenalluvium im Winkelbachtal schwankt in seiner Breite zwischen 50 m im Bereich der ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Lackenkammeralm und ca. 200 m in Höhe der Volkzeiner Hütte. Schwemmschuttfächer tragen vor allem westlich der Lackenkammeralm und im Bereich der Volkzeiner Hütte zur Ausbildung sanft geschwungener Hänge bei. Gerade im NW’ Abschnitt des Winkelbachtals kommt es durch die Dichte der Bachzuflüsse zu gegenseitigen Überlagerungen und Über-Schneidungen der Schwemmschuttfächer, auf denen u.a. die Volkzeiner Hütte gegründet ist. Als Zeugnis extremer Nieder-Schlagsereignisse bzw. annueller Schmelzwässer lassen sich z.B. beim Bach unterhalb der Walderalm über die eigentlichen Schwemmfächeroberfläche hinaus erhabene Blockschuttmassen beobachten. Die Morphologie der Almwiesenlandschaft nördlich der Volkzeiner Hütte ist auf würmeiszeitliche Vereisungen zurückzuführen. In dem Höhenstufenintervall von 2300–2500 m wurden z.T. über mehrere hundert Meter höhenlinienparallel verlaufende Wälle (NE’ Walderalm) mit vergleichsweise talwärts (Richtung Süden) flacher auslaufenden Hängen beobachtet. Zwischen den Wällen sind vereinzelt Feuchtwiesen und Vernässungsstellen angelegt. Die Wälle wurden offenbar sekundär durch Murenbahnen überprägt und hinterließen rezent beobachtbare reliktische Buckel und in Fallinie angelegte Sporne mit mehreren Zehner-Metern Durchmesser. Die dadurch entstandene recht unruhige Morphologie des Geländes könnte primär durch würmeiszeitliche Stauchendmoränen angelegt worden sein. Da im Gelände jedoch weder gekritzte Geschiebe angetroffen wurden, noch auf Bohrkernauswertungen/Bodenprofile zurückgegriffen werden konnte, ist diese Aussage hypothetisch und lässt Raum für weitere quartärgeologische Explorationen. In den Hochlagen unterhalb der Grate wird das Quartär durch Hang- und Blockschutt gebildet. Gratzerreißen findet sich an der E-Kante der Wilden Platte und an der Kante westlich des Moschwaldes/Anfahrt zur Volkzeiner Hütte. Der Grat in südlicher Verlängerung der Sauspitze oberhalb des Moschwaldes zeigt unmittelbar parallel zur Kante weitere Abrutschungsriefen auf und weist auf latente Steinschlaggefahr hin, die durch frisch angelegte Lawinenstriche im Moschwald bestätigt wird. Gebiet südliches und westliches Winkeltal im steilabfallenden Osthang vom Grat Grabenstein – Althausscharte – „Hohes Haus“ bis zum Winkeltalbach im E, Moosbach, Brandalm bis Mooshofalm im S (A. T ISCHER) Altkristallin Der Zweiglimmer-Gneis ist die tektonisch unterste Einheit. Er bildet den Nordbereich des Kartiergebietes und ist dort in Abbruchkanten aufgeschlossen. Es handelt sich um ein foliiertes, stellenweise im cm-Bereich verfaltetes Gestein mit leichter Krenulation. Die Glimmerminerale Muskovit und Biotit, mit Korngrößen von 0,05–0,08 mm in der Breite und bis zu 1 mm in der Länge, sind zu etwa 20 % und zu gleichen Anteilen im Gneis enthalten. Weitere Hauptgemengteile sind Quarz, Plagioklas, Granat und Chlorit. Die Korngrößen liegen von 0,02–1 mm beim Quarz und Plagioklas, von 0,01–1 mm beim Granat und von 0,05–1 mm beim Chlorit. Die tektonisch höhere Einheit wird vom ZweiglimmerSchiefer gebildet. Jener hat die gleiche mineralische Zusammensetzung wie der Zweiglimmer-Gneis, ist aber stärker krenuliert und geschiefert und daher nicht so massig. Er ist stellenweise im m-Bereich verfaltet. Auf den Foliationsflächen können die Glimmerminerale bis zu mehrere cm große Blättchen bilden. Das Gestein dieser Einheit ist am Grat, in Bachläufen sowie an vereinzelten Klippen im Süden nahe dem Moosbach anstehend. Im Zweiglimmer-Schiefer treten die Glimmerminerale ebenfalls zu gleichen Teile auf und mit einem Gesamtanteil von etwa 25 %. Weitere Hauptbestandteile sind Quarz, Granat, Chlorit und Plagioklas. Die Korngrößen sind genauso wie im Zweiglimmer-Gneis, stellenweise wenig größer. Der Zweiglimmer-Schiefer schließt im Norden an den Zweiglimmer-Gneis an. Eine genaue Grenze ist nicht festzulegen, da der Übergang vom Zweiglimmer-Gneis zum Zweiglimmer-Schiefer fließen ist. Der ZweiglimmerSchiefer bildet den größten Teil des Kartiergebietes. Im Zweiglimmer-Gneis und im Zweiglimmer-Schiefer sind parallel zur Hauptfoliation bänder-, fischchen- (einige cm) oder linsenartig (1–3 cm) Quarzreiche Gesteine eingeschaltet. Diese sind isoklinal verfaltet mit stellenweise abgescherten Scharnieren. Sie stammen aus der ersten Deformationsphase (S 1 ). Der Mineralbestand setzt sich aus Feldspat, dunklen Phyllosilikaten und hauptsächlich Quarz zusammen. Die Korndurchmesser liegen bei 0,02–1 mm. Er ist feinkörniger und enthält mehr Plagioklas als der Zweiglimmer-Schiefer und -Gneis. Weiterhin sind bankige helle massive Biotitgneislagen in beiden Einheiten parallel zur Hauptfoliation zwischengelagert. Dieser setzt sich aus ca. 0,2–0,5 mm großen Biotit, der 10 % des Gesteins bildet, und feinkörnigem Plagioklas und Quarz zusammen. Im Biotitgneis besteht parallel zur Hauptfoliation eine Lineation. Eine Wechselfolge Biotitgneis/Zweiglimmer-Schiefer ist etwa 50 m westlich der Niederbrugger Alm anzutreffen. Dort ist die Parallelität der Biotitgneislagen zur Foliation vom Zweiglimmer-Schiefer zu sehen. Im Zweiglimmer-Gneis nimmt in Richtung Norden die Wechsellagerung ab. Die Spitze des Grabensteins im Nordwesten des Kartiergebietes steht eine weitere Einheit, der sehr helle Klinozoisit-Orthogneis, an. Dieser besitzt ebenfalls eine foliationsparallele Lineation. Die bis zu mm großen Mineralkörner sind im Wesentlichen Quarz, Feldspat, Klinozoisit und Biotit. Anteile der Minerale und Korngrößen sind noch nicht bestimmt. In diesem Gneis kommen keine Einschlüsse vor, und er zeigt außer foliationsparalleler Lineation keine weitere Strukturen. Zur Tektonik des Altkristallins Die Hauptfoliation hat im Zweiglimmer-Schiefer und -Gneis etwa ein W–SW-Einfallen. Die Hauptfoliation s 2 wurde als Achsenflächenschieferung während der Deformationsphase D 2 angelegt, zu der auch isoklinal verfaltete, spitzwinklig zu s 2 verlaufende Quarzbänder aus D 1 sowie gebogene b-Achsen bis hin zu Futteralfalten gehören. Die Faltung während D 3 führt zur Krenulation und größeren offenen Faltenstrukturen im m-Bereich. Die Krenulationsfaltenachse fällt hauptsächlich nach SW ein, und die Faltenachse der offenen Falten in der Regel ebenfalls nach SW. Die vierte Deformationsphase bewirkte im Zweiglimmer-Schiefer eine Scherbandfoliation S 4 . Diese kam vereinzelt im Süden des Kartiergebietes vor. Sie ist sehr uneinheitlich ausgebildet und hat ein Maximum bei Einfallsrichtung nach NE. Klüfte sind eingemessen worden, aber ein Trend oder ein Kluftsystem kann nicht erkannt werden. Feine Risse im Gestein werden nach B. S CHULZ einer Deformation D 6 zugeordnet. Die ersten drei Deformationsstadien sind prävariszisch und variszisch. 325 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Im Süden am Hohen Haus wurde die einzige Störung beobachtet. Sie zeigt eine Streichrichtung von Ost nach West und hat die oben genannten Schersinnindikatoren. Weitere vermutete Störungen müssen erst im nächstem Jahr untersucht werden. Periadriatische Gangintrusionen Im Südteil des Gebietes können kleine Bereiche im Zweiglimmer-Schiefer ausgehalten werden, in denen Ganggesteine aufgeschlossen sind. Weder eine Strukturierung noch eine Schichtung ist zu erkennen. Es durchschlägt den Zweiglimmer-Schiefer willkürlich. Das Gestein ist sehr massiv und setzt sich zu 50 % aus sehr hellen und zu 50 % aus dunklen Mineralen zusammen. Bestandteile noch unbekannt. Quartär In Ufernähe des Winkelbaches ist die quartäre Bedeckung als Talbodenalluvium ausgebildet. Der Osthang des Kartiergebietes ist bis zur Höhe von etwa 2000 m mit dichtem Wald bedeckt. Das steile Hangrelief bildete sich im Würm-Glazial durch Gletschererosion, wobei auch Moränen und Kare im Süden des Gebietes entstanden sind. Die Trogtalschulter, welche sich von Norden etwa 50 m östlich der Niederbrugger Alm bis 100 m östlich der Mooshofalm erstreckt, geht bis zu einer Höhe von 1950 m über NN. An die Baumgrenze schließen sich Sträucher und Gras bewachsene Almwiesen an. Ab einer Höhe von etwa 2200–2400 m setzen Bodenbildungsprozesse aus, so dass Moränen und Blockschuttfelder vorherrschen. Ob es sich bei den Wallformen in höheren Lagen nahe des Grates im Südosten des Gebietes um teilweise in der Kältephase um 1850 umgebildete Moränenwälle oder um Firngleitwälle oder Blockgletscher handelt, ist noch unklar. An manchen Stellen nahe des Grates ist der Hang im Holozän zum Teil aufgerissen und abgerutscht. Eine Begehung der Schuttfächer war nur bedingt möglich. Gebiet zwischen Winkeltal und dem Grat der Arnhörner (D. S TROHMEYER) Morphologie und Quartär Im Norden, von der Einmündung des Arnbaches in den Winkeltalbach Richtung E steigt das Gelände steil an und geht oberhalb der Baumgrenze, bei 2100 m ü. NN in eine sanft ansteigende Ebene über, die einen nach W offenen Kessel bildet, der durch einen E–W-streichenden Grat westlich des 2. Arnhörner in einen Nord- und einen Südabschnitt getrennt wird. Entlang des Riedlbaches nach E steigt das Gelände bis zum Rappler durchwegs steil an. Eine Besonderheit stellt hier die Platte WNW des Rappler dar, wo der Hang bis zum Grat zwischen Bürgler und Rappler etwa mit der Hauptfoliation steil nach SW einfällt. Sie wird im Weiteren als „Rappler-Platte“ bezeichnet. Es handelt sich um einen Westhang, der wohl während der würmeiszeitlichen Vergletscherung angelegt wurde. Postglazial haben sich der Arnbach im Norden und der Riedlbach im Süden, die beide von E nach W entwässern, besonders unterhalb der Waldgrenze tief in den Hang eingeschnitten. An ihren Mündungen in das Winkeltal sind asymmetrische Schwemmfächer ausgebildet. Der Kessel westlich der Arnhörner kann als Großkar eines Gletschers interpretiert werden, welcher sich mit einem vom Regenstein kommenden Gletscher vereint hat und Richtung W ins heutige Winkeltal geflossen ist. Durch die Gletschereinwirkung sind die Wände der Arnhörner sowie die Wand des Grates zwischen Bürgler und Rappler übersteilt und produzieren ausgedehnte Hangschuttfächer. Das ehe326 malige Kar ist teilweise mit Hangschutt verfüllt. Die Grundmoräne des Gletschers, durch fluviatile Erosion in Wallformen zerlegt, bildet den Grund der Ebene westlich der Arnhörner und der bewaldeten Gebiete. Westlich des Rappler, durch den südlichen Grat zum Rappler und die Rappler-Platte begrenzt, lag ein weiterer Gletscher. Aus dessen Grundmoräne besteht die quartäre Bedeckung südlich des Bürgler. Die Entstehung der Rappler-Platte selbst wirft noch Fragen auf. Kartiereinheiten des Altkristallins Lithologisch können sechs Gesteinsserien unterschieden werden. Der Biotit-Paragneis zeigt sich im Gelände massiv mit deutlich hervortretender Klüftung und weist ein L-S-Gefüge auf. Das Lineargefüge wird durch eine deutlich gerichtete Kornstreckung, das S-Gefüge hauptsächlich durch eine Scherbandfoliation gebildet, welche hier die Hauptfoliation dominiert und sie in spitzem Winkel durchschneidet. Das Gestein besteht aus Feldspat, Quarz, Biotit und Muscovit (in geringen Mengen). Das Quarz/Feldspat-Verhältnis variiert deutlich. Korrelierend mit einer Zunahme dieses Verhältnisses nimmt der Biotitgehalt ab. Die Glimmer sind plättchenförmig und im Blick senkrecht 001 hypidiomorph bis xenomorph ausgebildet. Die 001-Flächen sind parallel zum fabric attractor eingeregelt. Feldspäte wie Quarze zeigen deutlich gelängte Körner mit einer leicht ovalen Form im Kopfschnitt. Die Korngrößen variieren im Bereich von 0,5–2 mm. Immer wieder eingeschaltet sind stark quarzitische Bereiche mit Mächtigkeiten zwischen 1 und 10 m. Der Übergang zum Biotit-Paragneis ist fließend und foliationsparallel. Außerdem sind bis 10 m mächtige Bänke von Zweiglimmer-Plagioklas-Gneis (Beschreibung siehe unten) zwischengeschaltet. Der Zweiglimmer-Plagioklas-Gneis verwittert in weichen Formen ohne glatte Kluftflächen. Das Eisen des Biotits bildet braune Eisenoxide und Eisenhydroxide auf den Foliationsflächen. In den Zweiglimmer-Plagioklas-Gneisen dominiert das S-Gefüge gegenüber dem L-Gefüge. Das Kornstreckungslinear zeigt sich auf den Flächen der Hauptfoliation. Kornstreckung ist bei Feldspäten und bei Quarz ausgeprägt. Die Foliation ist meist gewellt bzw. krenuliert. Tritt außerdem eine Scherbandfoliation auf, so entsteht auf der Foliationsfläche der Hauptfoliation ein buckeliges Interferenzmuster. Das Gestein besteht aus Quarz, Feldspat, Biotit, Muscovit und Granat. Turmalin und Chlorit kommen gelegentlich vor. Die Glimmer haben die Form von dünnen Plättchen mit polygonalen Umrissen und sind parallel zum fabric attractor eingeregelt. Die Granate sind idiomorph bzw. hypidiomorph ausgebildet. Die Turmaline haben einen langprismatischen Habitus und sind meist auf den Hauptfoliationsflächen aufgewachsen. Der Chlorit ist im Gelände häufig als Sprossung auf den Flächen der Hauptfoliation zu finden. Das Mengenverhältnis der beiden Glimmer sowie Menge und Korngröße von Granat und Turmalin sind variabel. Charakteristisch sind ein hoher Glimmeranteil und ein Feldspatanteil von mindestens 20 %. Die Korndurchmesser liegen zwischen 2 und 5 mm. Es kommen zonierte, kalksilikathaltige Linsen (bis 1 m Durchmesser) und Quarzite (bis 2 m Mächtigkeit) vor. Zudem ist das Gestein von foliationsparallelen Quarzbändchen (bis 1 cm Mächtigkeit), die isoklinal verfaltet sind, durchzogen. Andere Quarzmobilisate können, besonders im Störungsbereich, bis zu 1 m Mächtigkeit erreichen. ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Der Zweiglimmer-Plagioklas-Schiefer zeigt keine glatten Kluftflächen. Die Hauptfoliation ist gewellt bzw. krenuliert. Häufig tritt auch Scherbandfoliation auf und damit ein buckliges Interferenzmuster auf den Foliationsflächen. Das Kornstreckungslinear kann dort andeutungsweise ebenfalls beobachtet werden. In manchen Gebieten weist das Gestein Knickfaltung auf. Der Zweiglimmer-Plagioklas-Schiefer besteht aus Feldspat, Quarz, Biotit, Muscovit und Granat. Die Glimmer sind als Plättchen ausgebildet und parallel zum „fabric attractor“ eingeregelt. Von der Verwitterungsfarbe her lassen sich zwei Typen unterscheiden: Ein silbrig-grau-schwarzer mit viel Muscovit und häufig Granaten bis 5 mm Durchmesser und ein bräunlicher, bei dem Biotit den Hauptbestandteil der Glimmer ausmacht. Eisenoxide und Eisenhydroxide geben die bräunliche Färbung. Im Gegensatz zum Zweiglimmer-Plagioklas-Gneis ist der Feldspatgehalt deutlich unter 20 % und der Quarzanteil wesentlich höher. Das Muscovit/Biotit-Verhältnis ist variabel. Die Korngröße liegt zwischen 2 und 5 mm. Es sind gneisige Partien mit höherem Feldspatanteil (Mächtigkeit bis 10 m) und gebänderte Quarzite, die noch genauer untersucht werden (Mächtigkeit bis 3 m), eingeschaltet. Der Übergang zu den gneisigen Partien ist fließend, wohingegen zu den gebänderten Quarziten ein diskreter Übergang besteht. Der Biotit-Orthogneis ist massiv und sehr hart. Die Klüftung tritt deutlich hervor, in etwas quarzreicheren Partien ist sie mit sehr glatten Kluftflächen das dominierende Gefügeelement. Das Gefüge ist durch das Kornstreckungslinear geprägt. Eine kleinräumige Wellung (im mm-Bereich) lässt das Gefüge flaserig erscheinen. Die Hauptfoliation lässt sich anhand einer gelegentlich auftretenden Verwitterungsanisotropie erahnen. Im Weiteren sind häufig Knickbänder zu sehen. Das Gestein besteht in der Hauptsache aus Biotit, Feldspat und Quarz. Die Feldspatkörner sind deutlich gelängt, der Biotit plättchenförmig und hypidiomorph bis xenomorph ausgebildet. Die 001-Flächen des Biotits sind parallel zur Hauptfoliation eingeregelt. Das Verhältnis der Hauptgemengteile ist über weite Bereiche etwa konstant. In seltenen Fällen treten jedoch helle Variationen mit höherem Feldspatgehalt auf. Der Übergang zum normalen Biotit-Orthogneis ist foliationsparallel und fließend. Die Korngröße liegt zwischen 0,2 und 2 mm. Das Gestein ist fast überall mit foliationsparallelen, isoklinal verfalteten Quarzbändchen (bis 1 cm Mächtigkeit) durchzogen. Andere Quarzmobilisate (Mächtigkeit bis 2 cm) durchschneiden die Foliation und weisen zum Teil eine offene Faltung auf. In der Umgebung von Störungen sind auch Quarzbänke bis 1 m Mächtigkeit anzutreffen, häufig als Blauquarz ausgebildet. Der Muscovit-Plagioklas-Gneis ist massiv, hell und weist eine deutlich Klüftung mit glatten Kluftflächen auf. Ein durch das Kornstreckungslinear gebildetes L-Gefüge ist dominant. Die Hauptfoliation kann man anhand einer leicht ovalen Form der gelängten Mineralkörner im Kopfschnitt erkennen. Das Gestein ist gelegentlich auch als Augengneis ausgebildet und immer grobkörnig (Durchmesser .3 mm). Der Muscovit-Plagioklas-Gneis setzt sich aus Feldspat, Quarz und Muscovit zusammen. Das Verhältnis der Komponenten ist etwa konstant. Der Biotit-Orthogneis ist im Kartiergebiet am weitesten verbreitet. Er bildet sowohl den Gipfel des Rappler als auch die Gipfel der Arnhörner. In den Scharten stehen Zweiglimmer-Plagioklas-Schiefer mit eingeschalteten, gneisigen Partien und z.T. 5 mm großen Granaten an. Diese Schiefer bilden auch die foliationsparallele „Rapplerplatte“ (ca. 500 m nordöstlich der Straßalm). Von W laufen zwei Grate auf den Rappler zu. Am südlichen, mit Ausgangspunkt 80 m oberhalb der Straßalm, streichen zu Beginn Zweiglimmer-Plagioklas-Schiefer aus, welche dann Richtung E foliationsparallel in den Zweiglimmer-Plagioklas-Gneis und danach in Biotit-Orthogneis übergehen. Der nördliche Grat zeigt Biotit-Paragneis mit eingeschaltetem Zweiglimmer-Plagioklas-Gneis, der nach E von Biotit-Orthogneis abgelöst wird. Die Gesteine beider Grate werden diskordant von etwa N–S-streichenden Lamprophyren durchschlagen. Der südlich Grat zeigt zudem eine ca. 15 m mächtige und in lateraler Ausdehnung 60 m lange Bank aus Muscovit-Plagioklas-Gneis. Der E–Wstreichende, westlich des zweiten Arnhörner anschließende Grat besteht unten aus Biotit-Paragneis, wohingegen oben Zweiglimmer-Plagioklas-Schiefer eine 20–30 m mächtige Deckschicht bildet. Eine ca. 100 m hohe markante Klippe am nordöstlichen Rand des Kartiergebietes besteht aus Zweiglimmer-Plagioklas-Gneis mit teilweise großen Feldspataugen. Jungalpine Gänge Das wohl zu den periadriatischen Intrusiva gehörende Gestein ist grünlich-dunkel, feinkörnig-dicht, makroskopisch unfoliiert und bildet Gänge bis zu einer Mächtigkeit von 5 m, die größtenteils Richtung 140–170 streichen. Das Gestein besteht aus Feldspat, Quarz und Pyroxen. Die Pyroxene liegen als Einsprenglinge mit einer Korngröße ,0,5 mm vor. Der Mineralbestand bedarf einer genaueren Untersuchung. Beobachtungen zur Tektonik Alle Gesteine bilden im Bereich bruchhafter Störungen Kataklasitbahnen. Der Zweiglimmer-Plagioklas-Schiefer und der Zweiglimmer-Plagioklas-Gneis zeigen außerdem eine Verschleppung der Foliation, die durch die Scherung an der Störungsfläche verursacht wurde und deren Schersinn anzeigt. Zudem sind alle Gesteine bereichsweise mehr oder minder stark chloritisiert. Dieses Phänomen lässt sich in der Nähe direkt beobachtbarer Störungen verfolgen, so dass Rückschlüsse von der Chloritisierung auf Störungen, die nicht im Gelände sichtbar sind, möglich erscheinen. In anderen Gebieten zeigt der Chlorit eine retrograde Metamorphose an. Die Grenze zwischen den Para- und Orthogneisen ist foliationsparallel, was auf große Verformungsbeträge hinweist, falls es sich um primär diskordante Intrusivkörper handelte. Die Geländebeobachtungen zum kleintektonischen Strukturinventar im Kartiergebiet stimmen großteils mit den Beobachtungen von Bernhard S CHULZ (1988) aus westlich angrenzendem Gebiet überein. Die verschiedenen Gesteine wiesen offensichtlich unterschiedliche rheologische Eigenschaften auf und haben daher während einzelner Deformationsphasen bestimmte gesteinstypische Gefüge ausgebildet. So sind bei den Orthogneisen Lineare im Gefüge dominant, wohingegen die Paragesteine ein deutliches Planargefüge zeigen. Die Orthogesteine zeigen Knickbänder, aber keine Knickfalten. Scherbänder sind nur in den Paragesteinen und dort besonders in den Zweiglimmer-Plagioklas-Schiefern verbreitet. Die Hauptfoliation S 2 fällt über das gesamte Kartiergebiet Richtung SW ein. In Ausnahmefällen treten auch Werte um 270 bzw. 160 auf. Am nördöstlichen Rand befindet sich eine Felsklippe, deren Foliation teilweise Richtung 040 einfällt, wobei nicht sicher ist, ob sie ansteht oder verstellt ist. 327 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Von N nach S ändert sich die Hauptstreichrichtung geringfügig von ca. 120° auf 130°. S 2 fällt im Norden mit 10–20° flach und Richtung Süden mit 35–45° deutlich steiler ein. Die Haupfoliation S 2 bildet im untersuchten Gebiet den nördlichen Schenkel einer offenen Synklinale. Die Auswertung der Schichtdaten ergibt eine Großfaltenachse B x 309/03. Im Arbeitsgebiet lassen sich die Krenulation F 3 und die Großfaltung F x nicht eindeutig der gleichen Deformationsphase D 3 (S CHULZ, 1988) zuordnen, weil B 3 meist senkrecht auf B x steht. Die Hauptfoliation ist neben der Isoklinalfaltung F 2 und nach den dünnen Quarzlagen S 1 das älteste, makroskopische Gefügeelement und weist Krenulation und Faltung F 3 und Knickfaltung/Knickbänder F 5 auf und wird zudem von der Scherbandfoliation S 4 in spitzem Winkel durchschnitten. S 2 zeigt außerdem eine leichte Wellung im 10-m-Bereich, deren Faltenachse flach Richtung NW einfällt. Das Maximum der Kornstreckungslineare Lkr 3 liegt bei 225/25°. Im Norden fallen sie teilweise flach Richtung 020 bis 040 ein. Alle Falten F 3 weisen Faltenachsen B 3 mit Einfallsrichtungen von 190° bis 230° und Einfallswinkel von 10–35 Grad auf. Die Knickfaltenachsen B 5 fallen mit 10–25° Richtung W ein. Die Einfallsrichtung der Scherbandfoliation S 4 pendelt um 230°, das Hangende ist fast immer nach NE aufgeschoben (top to NE). Die Einfallswinkel sind in der Regel etwas größer als die der Hauptfoliation S 2 . Die Achsen B 2 der Isoklinalfalten F 2 weisen stark streuende Einfallsrichtungen zwischen 170° und 250° auf. Die Einfallswinkel variieren im Bereich von 10–30°. Die Falten F 2 sind durch F 3 überprägt, die Faltenachsen B 2 und B 3 etwa parallel. Es existieren zwei dominante Kluftscharen. Die eine, mit Streichrichtungen von 140°–170° und Einfallswinkeln von 70–90°, scheint etwa senkrecht zum Kornstreckungslinear Lkr 3 zu stehen. Die andere streicht in Richtungen zwischen 040–080 und steht etwa parallel zum Kornstreckungslinear Lkr 3 sowie senkrecht zur Großfaltenachse B x . Es handelt sich hier wahrscheinlich um AC-Klüfte. Das Kartiergebiet ist bezüglich der Gefügemerkmale recht homogen. Ausnahme bleiben die Zunahme der Einfallswinkel von S 2 Richtung S und die einzelne Klippe am nordöstlichen Rand, wo auch nordöstliche Einfallsrichtungen vorkommen. Im gesamten Gebiet sind kataklastische Störungen zu finden, die bezüglich Ihres Schersinns einer näheren Untersuchung bedürfen. Eine größere Störung verläuft südlich des Rappler und streicht etwa E–W. Die Störungsfläche fällt mit 80° ein. Der Verschiebungssinn ist sinistral, eine Aufschiebungskomponente kann ebenso wie der Versatzbetrag nicht bestimmt werden. Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Ostalpinen Altkristallin nordwestlich von Hopfgarten auf Blatt 178 Hopfgarten in Defereggen O LIVER J AGOUTZ (Auswärtiger Mitarbeiter) Das kartierte Gebiet befindet sich bei Hopfgarten, im östlichen Ausläufer der Laslörling-Gruppe in den nördlichen Deferegger Alpen zwischen Lienz und Matrei in Osttirol, Österreich. Es umfasst – ohne Berücksichtigung der topographischen Höhenverhältnisse – eine Fläche von 328 ca. 14 km 2. Die südliche Grenze erstreckt sich von Trin im Osten entlang der Schwarzach bis auf die Höhe von Hof im Westen. Die nördliche Grenze verläuft auf der Höhe Arnitzsee – Feglitzbach – Feld. Das Iseltal und die Linie Stanzling – Hof bilden die östliche bzw. westliche Grenze. Topographie Das Gebiet hat einen hochalpinen Charakter mit extremen topographischen Höhenunterschieden. Beispielsweise befindet sich die Schwarzach auf ca. 1000 m üNN und der Gipfel des Deferegger Riegels auf ca. 2720 m üNN. Neben einem größeren Zufluss bei Hopfgarten wird die Schwarzach auf der gesamten Strecke von einer Vielzahl kleinerer namenloser Zuflüsse gespeist. Bei Huben mündet die Schwarzach in die Isel. Die Isel hat abgesehen von der Schwarzach mit dem Feglitzbach im Norden noch einen weiteren bedeutenden Zufluss. Topographisch dominierend ist der West–Ost-verlaufende Grat zwischen Stanzling (2715 m) – Deferegger Riegel (2720 m) – Mele (2658 m) – Roten Kögele (2570 m). Im Norden folgt das parallel zum Grat verlaufende Lackach-Moldaber Hochkar, das wiederum im Norden durch den Großen und den Kleinen Zunig begrenzt wird. Das Gebiet hat aufgrund großflächiger Bedeckung durch quartäre Moränensedimente einen fruchtbaren Boden. Geeignete weniger steile Gebiete sind meist landwirtschaftlich genutzt. Die schroffen Gipfel werden durch den resistenteren Biotitgneis gebildet, während die Amphibolit-Marmor-Serie meist eine etwas sanftere Topographie bildet. Biotitgneise sind meist nur von Flechten bewachsen, während Amphibolite auch durch Gras bewachsen sind. Die Aufschlussverhältnisse sind im Verhältnis zu der starken Deformation teilweise sehr schlecht. Detaillierte strukturelle Arbeit ist unter diesen Bedingungen extrem schwierig. Trotzdem wurde eine relative Abfolge der Strukturen erstellt (s. unten). Gute Aufschlüsse findet man im Allgemeinen in den höheren Regionen oberhalb der Baumgrenze. Entlang der neu angelegten Straße von Döllach nach Ratzell befinden sich sehr gute Aufschlüsse innerhalb der Biotitgneisserie. Gesteinsbeschreibung Die Gesteine werden in zwei Serien untergliedert: die Biotitgneisserie und die Amphibolit-Marmor-Serie. Die Biotitgneisserie hat einen sedimentären Charakter und besteht hauptsächlich aus Biotitgneis, Quarziten und Graphiten, während die Amphibolit-Marmor-Serie einen vulkanosedimentären Charakter zeigt. Die dominanten Lithologien sind Amphibolite, Marmor, Kalksilikat-Marmor und gelegentlich Biotitgneise. Da in beiden Serien Biotitgneise vorkommen, kann es bei kleineren Aufschlüssen schwierig sein die Serien zu unterscheiden. Allgemein auffallend ist, dass die Biotitgneisserie nach Osten hin mächtiger wird, während die Amphibolit-Marmor-Serie nach Westen hin an Mächtigkeit zunimmt. Die Biotitgneisserie bildet die oberen hundert Meter des Grates Stanzling – Deferegger Riegel – Mele – Rotes Kögele. Unterhalb davon folgt eine tektonostratigraphische Wechselfolge, in der drei Einheiten der AmphibolitMarmor-Serie in die Biotitgneisserie eingeschaltet sind. Die oberste Einheit ist ca. 100 m mächtig, verläuft flach West–Ost und keilt im Osten auf einer Höhe von 2200 m am Roten-Kögele-Grat aus. Im Hangenden folgt eine ca. 300 m mächtige Biotitgneisserie-Einheit. Das Streichen ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at dreht auf Nordwest–Südost und die Schieferung fällt steiler nach Nordost. Im Westen wird die Einheit begrenzt durch eine Abschiebung, im Osten wird sie immer mächtiger. Im Hangenden folgt eine weitere Amphibolit-Marmor-Serie-Einheit, ca. 200 m mächtig. Weiter im Hangenden eine ca. 300 m mächtige Biotitgneiseinheit. Die stratigraphisch unterste Einheit ist wieder Amphibolit-Marmor-Serie. Der Verlauf der letzten beiden beschriebenen Einheiten ist nicht eindeutig. Da die Topographie am Bretterkoffel sehr steil wird, wird das Kartieren erheblich erschwert. Östlich vom Bretterkoffel ist fast nur noch Biotitgneisserie aufgeschlossen. Westlich der Abschiebung sind die Einheiten unterhalb ca. 1900 m üNN durch quartäre Moränensedimente bedeckt. Biotitgneisserie B i o t i t g n e i s e haben einen Mineralbestand aus Quarz, Biotit, Muskowit, Chlorit, Plagioklas und Granat. Glimmerreiche Biotitgneise zeigen eine starke Foliation, im mm-Bereich definiert durch die Orientierung von Biotit, Muskowit und Chlorit. Glimmerarme Biotitgneise haben einen massigen Habitus und einen Lagenbau im cmMaßstab. Definiert wird dieser Lagenbau mesoskopisch durch die Orientierung von Quarzlinsen, die wenige Zentimeter dick werden können und manchmal bis zu 10 cm ausgelängt sind. Zu finden sind auch ca. 1 dm große Quarz-Feldspat-Gneise, die eher einen aplitischen Chemismus haben und wahrscheinlich Relikte ehemaliger, jetzt stark duktil deformierter Aplite oder Pegmatite sind. Q u a r z i t e haben eine bräunliche Verwitterungsfarbe. Sie sind im Anschlag meist sehr frisch und zeigen eine gelblich-weiße Farbe. Der Quarz ist grobkristallin und scheint rekristallisiert zu sein. Das Gestein bricht scharfkantig, wenn es sehr rein ist. Der Übergang zu einem Glimmergneis ist graduell. Wenn Biotit und Muskowit vorhanden sind, definieren sie eine Foliation. Graphitführende Gneise; Graphitschiefer u n d G r a p h i t q u a r z i t e : Graphite haben eine rötlichschwarze Verwitterungsfarbe. Im Anschlag sind sie oft stark verwittert. Frische Stücke zeigen abhängig vom Graphitgehalt eine dunkle schwarze bis graue Farbe. Frische Stücke von reinem Graphit haben beim Anschlagen typischerweise einen hellen Klang. Oftmals sind sie vorgegebene Schwächezonen. Störungen laufen entlang von graphitreichen Lagen. Der Graphitgehalt schwankt sehr stark und Übergänge zu Graphitquarzit oder Graphitbiotitgneis sind sehr häufig. Die Vorkommen sind oftmals sehr klein, nur selten trifft man auf auskartierbare Einheiten. Dennoch ist der graphitische Gneis relativ häufig im kartierten Gebiet. L e u c o k r a t e M e t a p s a m m i t e : Die Metapsammite haben eine weißliche Verwitterungsfarbe. Sie sind grobkörnig und haben im Anschlag eine gräuliche Farbe. Sie sind im mm- bis cm-Bereich durch Wechsellagerung von graphitreichen und quarzreichen Lagen gebändert. Der Mineralbestand ist Quarz, Muskowit, Biotit, Granat, Graphit. Amphibolit-Marmor-Serie A m p h i b o l i t e haben eine weißlich-graue bis schwarze Verwitterungsfarbe. Im Anschlag sind sie grünlich bis schwarz, abhängig vom Biotit-Gehalt. Der Mineralbestand ist Quarz, Amphibole, Biotit, Granat und Muskowit. Sie sind im cm-Bereich gebändert. Der Amphibol ist meist vorzugsorientiert und definiert eine Minerallineation. Der M a r m o r hat eine gelblich-braune Verwitterungsfarbe. Im Anschlag ist er meist unverwittert. Das Gestein ist grobkörnig (rekristallisiert??) mit mm-großen Kristallen und oftmals sehr rein. Das Gestein hat eine milchig weißlich-gelbe Farbe, selten ist es durch Kohlenstoff grau gefärbt. Die Einheit kommt in meterdicken Bändern vor, die zum Teil bei sehr guten Aufschlussverhältnissen über mehrere Meter verfolgt werden können. Meist ist der Marmor lokalisiert mit den Amphiboliten, aber an Lokation 11.1 und 30.12 kommt er auch innerhalb der Biotitgneisserie vor. Die K a l k s i l i k a t - M a r m o r e sind immer assoziiert mit den Amphiboliten und kommen als kleine (cm- bis dm-Maßstab) boudinierte Linsen vor. Sie haben eine braun-gelbliche Farbe und verwittern stärker als die Amphibolite; insofern zeichnen sie sich auch stark von diesen ab. Auffallend ist eine gute Spaltbarkeit, die für einen relativ hohen karbonatischen Anteil spricht. An Lokation 12.19 und 5.13 sieht man, dass immer wieder Lagen von Amphiboliten in der Biotitgneisserie zwischengeschaltet sind. Ob diese zur Amphibolit-MarmorSerie gehören und nur tektonisch zwischengeschaltet sind, oder ob dies genetisch unterschiedliche Amphibolite sind, konnte im Gelände nicht entschieden werden. Ganggesteine P e g m a t i t e / A p l i t e : Pegmatite kommen sowohl in der Amphibolit-Marmor- als auch in der Biotitgneisserie vor. Als Mineralbestand zeigen sie Feldspat, Quarz, Muskowit, Biotit und Turmalin. Das Fluid, verantwortlich für diese magmatische Phase, muss sehr borreich gewesen sein. An Lokation 5.6 sieht man, dass borreiche Phasen (Turmalin) das Umgebungsgestein eines Pegmatites beeinträchtigen. Quartär M o r ä n e n sind glaziale Sedimente bestehend aus Blöcken, sandigem und tonigem Material. Trotz der schlechten Sortierung sind die Klasten und Körner meist gut gerundet. Durch den großen Anteil an lehmigem Material ist dieses Sediment sehr fruchtbar und extrem wichtig für die Landwirtschaft in diesem Gebiet. Fast alle bewirtschafteten Flächen liegen auf Moränen. Verschiedene Rückzugsstadien werden meist durch Moränenwälle angezeigt. In höheren Lagen sind die Moränenablagerungen durch den starken Hangrutsch überprägt worden, eine genaue Zuordnung ist nicht immer möglich. Rezente Erosionsvorgänge sind häufig zu beobachten. So findet man überall eine Vielzahl von Hangrutschungen und Blockschutt. Oftmals sind bei frischen Anbrüchen noch die Abrisskanten zu sehen. Hangabsetzungen sind meist mit der Ausbildung von Nackentälchen verbunden. An den Mündungen der größeren namenlosen Nebenbäche der Schwarzach haben sich oftmals Schwemmfächer gebildet. So liegt z.B. der Ort Hopfgarten auf solch einem Fächer. Bei geringem Gefälle sedimentiert die Schwarzach Alluvium. Das Alluvium ist meist schlecht sortiert und hat ein weit gestreutes Korngrößenspektrum. Die Klasten und Körner sind schlecht bis gut gerundet. Strukturen und Deformation Schieferung und Falten Die Metamorphite sind extrem stark deformiert. Man erkennt Lagenbau bzw. Schieferung. Foliationsparallele Quarzlinsen gelten nach der V OLLschen Regel als Relikte einer ersten penetrativen Schieferung, die bei der ersten Deformation entstand. An Lokation 2.12 sieht man Isoklinalfalten (D 2 ) in diesen Quarzlinsen. Folglich ist der gemessene und in der Karte eingetragene Lagenbau (S L ) 329 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at mindestens die zweite Schieferung/Lagenbau. Die Schieferung ist definiert durch die Orientierung von Biotit und Muskowit. Der Lagenbau wird definiert durch Orientierung von Lagen verschiedenen Mineralbestands. Rigidere Lithologien werden boudiniert, und in den Amphiboliten sieht man Foliationsboudinage. Der Kontakt zwischen der Amphibolit-Marmor-Serie und der Biotitgneisserie ist brekziös und scheint tektonischer Natur zu sein. Der Haupttrend der Schieferung (S L ) ist im Westen flach nach Norden einfallend; nach Osten hin fällt die Schieferung steiler nach Nordost und das Streichen dreht von Ost–West nach Nordwest–Südost. In den Amphiboliten kann es schwierig sein, den Lagenbau über mehrere Meter zu verfolgen, weil mesoskopische (<1 m) enge Chevron-Falten oftmals den Lagenbau verfalten. Die Faltenachsenebenen dieser Falten spiegeln den lokalen Trend der Schieferung wider (z.B. an Lokation 18.14). In der Biotitgneisserie hingegen wurden diese Falten seltener beobachtet. Man kann aus der Karte interpretieren, dass dieser Lagenbau durch großmaßstäbliche (mehrere zehn bis mehrere hundert Meter) enge bis isoklinale, liegende Falten (F 3 ) verfaltet wurde (D 3 ). Diese Falten sieht man selten im Gelände (z.B. an Lokation 36.615, 27.9, und 4.10). Die Falten betreffen wahrscheinlich Biotitgneisserie und Amphibolit-Marmor-Serie gleichermaßen, aber in der Amphibolit-Marmor-Serie wurden solche Falten nur an Lokation 27.9 gefunden und dort ist der Aufschluss nicht eindeutig. Die großmaßstäblichen Strukturen sind extrem schwer zu erkennen, aufgrund schlechter Aufschlüsse (im Verhältnis zum Deformationsgrad) und durch die Vielzahl an späten kataklastischen Störungen. Penetrativ ist eine Crenulation im cm- bis mm-Maßstab entstanden, die den Lagenbau verfaltet. Sie ist am besten in glimmerreichen Partien zu beobachten. Die Faltenachse dieser Kleinfältelung, die als LR in die Karte eingetragen ist, fällt zusammen mit der Faltenachse F 3 . Die Crenulation wird außerdem durch F 3 -Falten verfaltet (z.B. Lokation 3.5); daraus kann man die Crenulation als cogenetisch mit den F 3 -Falten interpretieren. Durch diese großen Falten sind spätvariscische Pegmatite, die aber an Lokation 29.3 den Lagenbau durchschlagen, mitverfaltet. Der Lagenbau wird weiterhin durch Kofferfalten mit steilen Faltenachsen verfaltet. Diese Falten sind besonders gut an Lokation 1.1 aufgeschlossen. Die letzte Generation sind großräumige (bis zu mehreren hundert Meter), offene, langweilige, aufrechte Falten (D 4 ). Sie haben eine flach Ost–West-verlaufende Faltenachse, beispielsweise ist das Lackach-Moldaber-Hochkar eine Antiklinalstruktur dieser späten Falten. Mit diesen großräumigen Falten könnten offene Falten an Lokation 11.10 assoziiert sein. Aufgrund der mitverformten Pegmatite können die liegenden lsoklinalfalten und die aufrechten offenen Falten als alpidische Deformation angesehen werden, während der Lagenbau und die Quarzlinsen aufgrund der Pegmatite präalpidisch sind. Störungen Kataklastische Störungen kommen häufig vor. Sie verlaufen oftmals in Tälern. Entlang der größeren Störungen sieht man Versätze im Bereich von mehreren zehn Metern. Das Streichen und Einfallen konnte nur bei der großen Abschiebung, die über den Roten-Kögele-Mele-Grat verläuft, und bei der Nordwest–Südost-streichenden dextralen Seitverschiebung am östlichen Ende des Lackach330 Moldaber-Hochkars bestimmt werden. Bei der Seitverschiebung hat sich im Umgebungsgestein eine Harnischfläche entwickelt, die einer neuen Foliation entspricht. Bei den anderen Störungen ist sowohl das Streichen und Fallen als auch die Bewegung unbestimmt. Duktile Störungen wurden nur einmal gefunden (Lokation 16.12). Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Ostalpinen Altkristallin und im Thurntaler Komplex auf Blatt 178 Hopfgarten in Defereggen B ERNHARD S CHULZ (Auswärtiger Mitarbeiter) Von einer Arbeitsgruppe des Instituts für Geologie der TU Bergakademie Freiberg/Sachsen und des Instituts für Geologie und Mineralogie der Universität Erlangen wurden die geologischen Aufnahmen auf Blatt Hopfgarten in Defereggen fortgeführt. Sechs Diplomkandidaten begannen mit ihren Kartierungen im Südostteil des Blattes 178; weitere Teile dieses Areals wurden vom Berichterstatter begangen. Die Gebiete sind mit folgenden Ortsangaben abgegrenzt: 1) Altkristallin des hinteren Kristeinertals zwischen Gölbner – Gumriaul – Reisachspitze – Schönkostalm (K. L EUSCHNER, Freiberg) 2) Altkristallin des hinteren Kristeinertals zwischen Gölbner – Rappler – Paterskopf – Zarspitzen (A. TORN, Freiberg) 3) Altkristallin des hinteren Kristeinertals zwischen den Ahrnhörnern – Greinspitze – Gr. Ohrenspitze (K. W OLF, Freiberg) 4) Thurntaler Komplex östlich des Villgratentals zwischen Heinfels – Außervillgraten – Tessenberger Alm (D. Z ERNA, Freiberg) 5) Thurntaler Komplex und Altkristallin nördlich von Strassen (B. S CHULZ, Freiberg) 6) Altkristallin östlich des Winkeltals zwischen Rautbach – Abfalterer Alm – Tilliachbach (O. N IKLAS, Erlangen) 7) Altkristallin östlich des Winkeltals zwischen Tilliachbach – Gölbner – Moosbach (M. L ISCHIK, Erlangen). In allen Kartiergebieten stehen außer dem Quartär die metamorphen Gesteinsfolgen des ostalpinen Basements an. Die Festgesteinsserien lassen sich dem vermutlich altpaläozoisch abgelagerten Thurntaler Komplex und den prä-oberordovizischen bis vermutlich spätpräkambrischen Psammopelit-Serien des Altkristallins s. str. zuordnen. Die variskische Hauptmetamorphose erreichte im Thurntaler Komplex die Epidot-Amphibolitfazies. Das Altkristallin nördlich des Thurntaler Komplexes ist variskisch amphibolitfaziell metamorph. Der ENE-streichende Thurntaler Komplex wird im N und S von Altkristallin eingerahmt. Südlich des Thurntaler Komplexes besteht das Altkristallin aus plattigen muscovitbetonten phyllitischen Glimmerschiefern und quarzitischen Paragneisen. Biotit und Granat treten auf. Ein wenige Meter mächtiger Biotit-Muscovit-Gneis mit Feldspat-Augen, wahrscheinlich ein Orthogneis, lässt sich von Planitzen über Abfaltersbach und Geselhaus bis St. Jakob nördlich von Strassen in einzelnen Aufschlüssen verfolgen. Die Südgrenze des Thurntaler Komplexes mit chloritführenden bis chloritbetonten Phylliten sowie Amphibolschiefern kann man durch den lithologischen Kontrast zu den im cm- bis dmBereich wechsellagernden phyllitischen Glimmerschie- ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at fern und quarzitischen Paragneisen mit Biotit des Altkristallins gut fassen. In Straßenanschnitten westlich von Anras überprägen von starker Knickfaltung begleitete Aufschiebungen mit südgerichteter Bewegung der Hangendscholle den Kontakt beider Einheiten. Von Anras über Kollreid streicht die Grenze zwischen Thurntaler Komplex und südlichem Altkristallin etwa nach NW und ist im Bichler Wald bis zu einer Höhe von 1770 m anzutreffen. Das Einfallen ist halbsteil nach NE. Im Bereich des Thurnbachs ist ein scharfes und wahrscheinlich störungsbedingtes Umschwenken der Grenze in eine nord–südliche Richtung bei Einfallen nach E festzustellen. Altkristallin tritt noch bei der Kapelle St. Jakob nördlich von Strassen und in den Hängen südlich von Tessenberg auf. Bei der Einmündung des Tessenberger Bachs reicht aber der Thurntaler Komplex nach S bis an die Schotterebene des Drautals. Im Thurntaler Komplex zwischen Erlbach und Thurnbach dominieren Muscovit-Chlorit-Phyllite und ChloritPhyllite, in denen fallweise Granate auftreten. Es sind im Südteil Amphibolschiefer eingelagert. Porphyroide sind am Bichl anzutreffen. Mehrere nordfallende auffällige Horizonte von Porphyroiden mit großen Feldspat-Augen waren vom Bichl über das hintere Thurnbachtal bis zur Fronstadlalm zu verfolgen. Im hinteren Thurnbachtal wurde ein Horizont mit 1 m Mächtigkeit und etwa 30 % Modalbestand an Pyrit und Chalkopyrit aufgefunden. Wahrscheinlich bildet dieses Lager eine streichende Fortsetzung der aufgelassenen Sulfid-Lagerstätte des Gampen nördlich von Tessenberg. Zwischen Heinfels und Außervillgraten bilden die Serien des Thurntaler Komplexes eine weitgespannte Muldenstruktur mit halbsteil nach E, N und S fallenden Flanken. Im Bereich der Fronstadlalm und Tessenberger Alm steht die von E herüberstreichende hangende Serie der Porphyroide mit großen FeldspatAugen an. Die mächtigen Amphibolit-Vorkommen von Heinfels und Außervillgraten, feinkörnige quarzitartige Porphyroide und Chlorit-Muscovit-Phyllite sowie vermehrt Muscovit-Phyllite gehören zu einer liegenden Serie, welche die Hänge östlich des Villgratenbachs aufbaut. Die Nordgrenze des Thurntaler Komplexes verläuft entlang des Rautbachs und wird dort von einer steilstehenden 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-Chlorit-Phylliten, graphitischen Phylliten und Muscovit-Phylliten des Thurntaler Komplexes zu biotitführenden phyllitischen Glimmerschiefern mit vereinzelten cm-dicken Lagen von Paragneis, quarzitischem Paragneis und Kalksilikatgneis des Altkristallins fassen. Im Bereich von Grüneben ist die Grenze durch Großhangbewegungen verlegt und lässt sich erst wieder nördlich des Ascher Kaser als steilstehende schmale Übergangszone erkennen. Zwischen Winkeltal im W und Kristeinertal im E schließt sich eine breite Zone mit phyllitischen Glimmerschiefern des Altkristallins nach N an den Thurntaler Komplex an. In dieser monotonen Paragesteinsfolge mit bereichsweise Granat führenden Glimmerschiefern und lediglich cm- bis dm-mächtigen Paragneis-Lagen fallen nur ein Amphibolitband nördlich des Gerichts und ein weniger als 10 m mächtiger heller Orthogneis zwischen Schupferalm und Rautalm auf. Bei wechselndem Einfallen streicht diese Serie in Richtung ENE. Das fazieskritische Mineral Staurolith wurde dort in den Metapeliten bisher noch nicht gefunden. Eine nördliche Begrenzung dieser Serie kann man zwischen Moosbach, Gumriaul und Viehkaserwald im Kristeinertal nur unscharf festlegen. Im Gipfelbereich des Gölbner, in der Celaralm und um die Reisachspitze streichen Glimmerschiefer mit Muscovit, Biotit und Granat aus, die mit m-mächtigen quarzitischen Paragneisen wechsellagern. Am NE-Grat des Gölbner und im Gölbnerboden gibt es Glimmerschiefer und Paragneise mit bis 4 cm großen Granaten. Ein verfalteter schwarzer Graphitquarzit fiel bei 2300 m in der hinteren Celaralm auf. Amphibolite und Amphibolgneise treten in weniger als 2 m mächtigen Lagen im Ostgrat des Gumriaul und südlich des Zarschartl auf. Einen besonderen Fund stellt ein Serpentinit am Forstweg zur Villfurtalm dar. Bisher wurde ein derartiges Gestein aus dem Altkristallin südlich der Defereggen-Antholz-Vals-Linie noch nicht beschrieben. Mehrere südfallende Bänder mit feinkörnigen Biotit-Orthogneisen streichen von den Ahrnhörnern und dem Rappler über das Seealpl und den Paintnerknoten ins Kristeinertal hinunter und sind dann weiter nach E in den Hängen beiderseits des Ringelbachs bis in die Zare zu verfolgen. Paterskopf und Zarspitzen sind dann allerdings aus den hangenden Glimmerschiefern aufgebaut. Der Orthogneis streicht unter den Glimmerschiefern hindurch und ist dann wieder nordöstlich dieser Gipfel anzutreffen. Das nördlichste Vorkommen der Orthogneisbänder baut den Gipfelbereich des markanten Bocksteins auf. Glimmerschiefer und kompakte Biotit-Paragneise trennen die Orthogneisbänder voneinander. Südöstlich des Paterskopfes gibt es bei 2600 m ein Vorkommen von Marmor inmitten der Biotit-Orthogneise. Die Paragesteine im N und Liegenden der Orthogneisbänder unterscheiden sich etwas von den hangenden Glimmerschiefern. Auffällig sind hier Glimmerschiefer mit bis cm-großen Plagioklas-Blasten und ein leukokrater Muscovit-QuarzFeldspat-Orthogneis. Letzterer tritt am Hochstein, in der Bocksteinscharte, südwestlich der Gr. Ohrenspitze und am Bocksteinsee als bis 10 m mächtige Einschaltung auf. Das Altkristallin wird von zwei Gangscharen durchzogen. Eine Gangschar mit bis 15 m mächtigen Tonalit-Porphyriten zeigt oft eine Zonierung mit feinkörnigen Rändern und mittleren Korngrößen im Zentrum. Das Streichen ist etwa NW–SE bei steilem aber auch flachem Einfallen. Diese Gangschar kann vom Gölbnerboden über den Gölbner-NW-Grat hin in den SE-Grat des Gumriaul und weiter bis in die obere Ascher Alm verfolgt werden. Feinkörnige und maximal 2 m mächtige Lamprophyre bilden eine NE–SW-streichende Gangschar. Nordöstlich des Gölbner, aber auch an etlichen anderen Stellen streichen diese steilstehenden Gänge aus. Größere und auch morphologisch auffällige Störungslinien streichen W–E, NW–SE und untergeordnet auch NE–SW. Aufzuführen sind hierzu eine W–E-Störung nördlich des Ochsensees und NW–SE-Störungen zwischen Mondsee und Bocksteinsee sowie zwischen Zarschartl und dem Südwesthang des Paterskopfes. Rückzugsstadien mit kleineren Moränenwällen sind in allen Karen und ehemaligen Firnmulden zu finden. Ein auffallend langer (1,3 km) Moränenwall verläuft in der Königswiese im Anstieg zum Sichelsee. Als besondere quartäre Bildung ist ein Blockstrom oder Blockgletscher im Kar oberhalb der Celaralm und südöstlich des Gölbner zu erwähnen. Das obere Ende des Blockgletschers befindet sich bei 2600 m, das zungenförmig ausgebildete untere Ende liegt bei 2300 m. Die Breite beträgt etwa 200 m. Die durchschnittliche Größe der Gesteinsblöcke beträgt 1 m 3. Bisher wurde noch kein vergleichbar typischer 331 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at Blockgletscher in den Deferegger und Villgrater Alpen aufgefunden. Weitere auffällige quartäre Bildungen sind großflächige Hangrutsche und Talzuschübe. Vor allem beiderseits des Thurnbachs sind große Bereiche der Hänge abgesetzt. Kleinere aber noch gut erkennbare Anbrü- che über der Waldgrenze liegen oberhalb der Rautalm, in der Abfalterer Alm und bei Grüneben. Auffällige Nackentälchen im Bereich der Villfurtalm im Kristeinertal lassen erkennen, dass hier mehrere hundert Meter breite Hangabsetzungen vorhanden sind. 179 Lienz Bericht 1998 über geologische Aufnahmen in der Schobergruppe auf Blatt 179 Lienz M ANFRED L INNER (Auswärtiger Mitarbeiter) Im Debanttal der Schobergruppe wurde die Revision und Ergänzung der Diplomkartierungen der Arbeitsgruppe S PAETH (RWTH Aachen) fortgesetzt. Das Kristallin wurde dabei einheitlich dargestellt, die Bedeckung als geologischer Körper abgegrenzt und neu gegliedert. Die bei den Diplomkartierungen generell nicht berücksichtigten Massenbewegungen wurden ergänzt. Die Ergebnisse sind in einer Manuskriptkarte im Maßstab 1:25.000 zusammengefasst. Das bearbeitete Gebiet umfasst das mittlere und innere Debanttal vom Talboden bis in die Kammregion. Schleinitz, Hochschober, Südliche Talleitenspitze und Törlkopf NW der Seichenköpfe bilden die Eckpunkte. Für dieses Gebiet liegen die Diplomkartierungen von F. VAN B ETTERAEY , P. F EESER , M. K NAAK , M. L ÜRKENS , R.-D. L UX und C. M ESSERSCHMID vor. Weiters konnte die geomorphologische Kartierung von H.W. B UCHENAUER (1990) in die quartärgeologische Gliederung einbezogen werden. Lithologie Das Schoberkristallin besteht in der Hauptmasse aus in sich variierenden Paragneisen und Glimmerschiefern. Orthogneise und Metabasite treten in unterschiedlichen Mächtigkeiten und oft gemeinsam auf. Hinzu kommen Pegmatitgneise und Quarzite, selten Marmore. Vereinzelt finden sich tonalitische Ganggesteine. Bei den Metabasiten lassen sich reine Amphibolitkörper von Amphibolitkörpern mit Eklogitamphiboliten unterscheiden. In der regionalen Verteilung zeigt diese Unterscheidung eine Zone mit Eklogitamphiboliten im südlichen Bereich des bearbeiteten Gebietes. Als Grenze zwischen den Bereichen mit und ohne Hochdruckgesteine ist etwa eine Linie zwischen Kl. Mirnitzspitze – Gaimberger Alm – S Mitteregg zu ziehen. Südlich dieser Linie sind zahlreiche Eklogitamphibolitkörper aufgeschlossen. Vom NW-Grat der Großen Mirnitzspitze ziehen Eklogitamphibolite bis in den Wandfuß der Alkuser Rotspitzen. Gegen ESE finden sich kleinere Körper im Schulterbachkar und der Umgebung der Trelebitschalm. Westlich der Rohracheralm und im Geißlitzgraben markieren Eklogitamphibolite die Fortsetzung der Hochdruckgesteine in die NE-Talseite des Debanttales. Weiter südlich ist in den Nordwänden von Schleinitz und Sattelköpfen eine ausgedehnte Eklogitamphibolitzone aufgeschlossen. Die Eklogitamphibolite sind lithologisch vielfältig, oft sind sie fein- bis mittelkörnig und gebändert. Hornblendereiche Typen zeigen Omphazitsprossung und führen mit332 unter Biotit. Charakteristisch ist die Wechsellagerung mit ebenfalls in sich variierenden Amphiboliten, Glimmerschiefern, Para- und Orthogneisen. Diese Vergesellschaftung tritt auch in kleinen Metabasitvorkommen, wie W der Rohracheralm oder bei der Trelebitschalm, auf. Die Eklogitamphibolite dieser kleineren Metabasitvorkommen erscheinen stärker retrograd überprägt. Sie zeigen jedoch, dass Metabasite unabhängig von ihrer Mächtigkeit Kristallinbereiche mit Hochdruckmetamorphose markieren können. Im inneren Debanttal finden sich zumeist nur geringmächtige Amphibolitlagen und -linsen. Ein mächtiger Amphibolitkörper baut die Glödis auf und streicht gegen ESE ins Weißenkar. Ein zweiter größerer Amphibolitkörper im Perschitzkopf reicht von E her ins Arbeitsgebiet. Beide sind mit Orthogneiszügen verknüpft und besonders randlich sind Wechselfolgen mit Paragesteinen ausgebildet. Die Amphibolite sind durch Amphibol- bzw. Plagioklasvormacht meist gebändert. Biotit belegt oft die Schieferungsflächen, während Granat eher selten vorkommt. Nur melanokrate Granat-Hornblende-Gneise und Hornblende-Garbengneise führen Granat. Generell sind in den Metabasitkörpern im inneren Debanttal keine Eklogitamphibolite zu finden und damit ist kein Hinweis auf Hochdruckmetamorphose gegeben. Die Orthogneise treten wie erwähnt oft gemeinsam mit Eklogitamphiboliten oder Amphiboliten auf. Orthogneise ohne Metabasite sind in der Umrahmung von Grünleitenkar und Geißlitzkar, sowie im Bereich der Seescharten aufgeschlossen. Allgemein sind sie lithologisch vielfältig, wobei grobkörnige Zweiglimmeraugengneise, feinkörnigmassige Orthogneise und leukokrate Hellglimmer-Orthogneise typisch sind. Pegmatitgneise finden sich gehäuft von der Alkuser Rotspitze bis zum Trelebitschkopf als konkordante, verfaltete Lagen. Sie erscheinen recht inhomogen mit grobblättrigen Muskovitaggregaten und variierender Turmalin- und Granatführung. Bei den Paragesteinen wechsellagern meist auf engem Raum Paragneise und Glimmerschiefer und zeigen durch schwankende Modalbestände alle Übergänge. Daher erscheint es sinnvoll die Paragesteine mit einheitlicher Signatur darzustellen. Mitunter können bestimmte Lithologien über größere Bereiche dominieren. Als Beispiele sind Quarzglimmerschiefer, welche die breiten Rücken S von Glödis und Debantgrat aufbauen, oder feinkörnige, violettbraune Paragneise im Bereich Gößnitzkopf – Talleitenspitze zu nennen. Quarzitische Paragneise und Glimmerquarzite gehen über in weiße bis graue Quarzite. Quarzitische Gesteine sind im Bereich Steinkar – Perschitzkar – Schwalbenwänd gehäuft anzutreffen. Graue Quarzite sind mit graphitischen Paragneisen und Glimmerschiefern vergesellschaftet. Teilweise graphitisch pigmentiert sind auch die Kalkmarmore in der Ostflanke des Hochschober. Letz- ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at tere sind durch Glimmer und Quarz führende Lagen fein gebändert und weisen mit Kalksilikatlagen Übergänge zu den Metapeliten auf. Tonalitische Ganggesteine beschränken sich auf eine E–W-streichende Zone vom Debantgrat über den Rücken S der Glödis bis zum Gößnitzbach. Es handelt sich um melanokrate, fein- bis mittelkörnige, massige Gesteine, die teilweise leicht verschiefert erscheinen. Strukturen Das Schoberkristallin weist eine mehrphasige Deformationsgeschichte auf. Im vorliegenden Bericht wird die regionale Lagerung und der Verlauf markanter Störungszonen kurz diskutiert. Nördlich der Linie Gartlsee – Zusammenfluss Debantbach-Gößnitzbach – Nd. Gradenscharte streichen die Gesteine in W–E-Richtung und fallen steil in nördliche oder südliche Richtung. Südlich der genannten Linie ist der geologische Bau des Schoberkristallins durch mittelsteil bis flaches Fallen schwankend um die SE-Richtung charakterisiert. Im Perschitzkar ist der Übergang von der steilstehenden W–E-Streichrichtung in die NW–SEStreichrichtung mit flacherem Einfallen zu beobachten. Steilstehende Störungen streichen vorwiegend in NW–SE- und E–W-Richtung. Die NW–SE-verlaufende Debanttal-Linie (T ROLL et al., 1976) verläuft parallel zur dextralen Iseltal-Störung. Eine auf den Talboden des Debanttales beschränkte Störungszone scheint indes nicht gegeben zu sein. Vielmehr zeigt sich eine Schar von Störungen, die in der SW-Talseite in den Kammbereichen von Törlkopf (S Gartlsee), Tscharnakt und Grünleitenköpfen gut aufgeschlossen sind. Im Kammbereich zum Lesachtal häufen sich zwischen Debantgrat und Südlicher Talleitenspitze E–W-streichende Störungen, deren Versatz gering erscheint. Quartäre Bedeckung Im Debanttal ist die spät- und postglaziale Gletscherund Blockgletschergeschichte beispielhaft für den zentralalpinen Bereich S der Hohen Tauern dokumentiert. Die Gliederung folgt weitgehend der geomorphologischen Kartierung von B UCHENAUER (1990). Der spätglaziale Haupttalgletscher hat im Talboden Endmoränenwälle bei der Gaimberger Alm, Hofalm und Lienzer Hütte hinterlassen. Zeitlich sind das Gaimberger-Alm- und Hofalm-Stadium mit Daun und der LienzerHütte-Stand mit dem Egesen-Maximalstand zu parallelisieren. Ausgedehnte Ablagerungen vom Lienzer-HütteStand bedecken den Talboden innerhalb der Lienzer Hütte, den Mirnitzboden und das Schulterbachkar. Ältere Moränenwälle (Senders, Gschnitz) sind im Perschitzkar, Gaimberger Feld, Geißlitzkar, Grünleitenkar und Trele- bitschkar erhalten. Jüngere egesenzeitliche Stände nach Auflösung des Haupttalgletschers sind im innersten Debanttal, Gößnitzbachtal, Anstieg zum Kalser Törl und Gartl erhalten. Die postglaziale Vergletscherung im Debanttal ist aufgrund der Südexposition schwach entwickelt. Vom Maximalstand der Gletscher um 1850 sind Wälle vom Viehkofelkees (E Debantgrat) und dem Gletscher in der Hochschobersüdostflanke erhalten. Kleinere Wallreste weisen auf postglaziale Vergletscherung im Kar W Gößnitzkopf und an der Nordflanke der Alkuser Rotspitze. Das zentralalpine Klima der Schobergruppe und die damit verbundene relative Trockenheit bedingt, dass die Schneegrenze deutlich höher liegt als die Permafrostgrenze. Daher sind Blockgletscher weit verbreitet. Das Material für die Blockgletscher liefern meist Schutthalden, teilweise auch Moränen (z.B. Grünleitenkar, Kar W Gößnitzkopf). Alle Zustände von fossilen Blockgletschern über inaktive bis hin zu aktiven Blockgletschern sind vorhanden. Eindrucksvoll erscheint ein riesiger fossiler Blockgletscher im Steinkar. Auch unterhalb der heutigen Waldgrenze finden sich fossile Blockgletscher (E Trelebitschalm). Mitunter lässt sich eine Abfolge von Blockgletschern erkennen, wobei die jüngeren den älteren auflagern und aktiver sind. So hat sich beispielsweise im Kar W vom Keeskopf eine sehr mächtige Schuttanhäufung durch Blockgletscher entwickelt. Massenbewegungen Talauswärts nimmt der Umfang an Massenbewegungen zu. Dies kann auf den zunehmend eingetieften Talboden zurückzuführen sein. Auf der SW-Talseite sind alle Rücken, die quer ins Debanttal hineinragen, an der Stirn aufgelockert. Das Gaimberger Feld auf der NE-Talseite ist ebenfalls von größeren Massenbewegungen erfasst. Im inneren Debanttal finden sich kleinere Rutschungen am Ostfuß der Mirnitzschneid. Östlich vom Tscharnakt ist im nächsten Rücken talauswärts bereits eine großflächige Rutschmasse entwickelt. Durch eine weitere großflächige, aber weniger tiefgreifende Rutschung ist der Rücken NW der Trelebitschalm aufgelockert. Den Hang zwischen Trelebitschalm und Nußdorfer Alm zerlegt eine schön entwickelte, tiefgreifende Massenbewegung. Treppenförmige Morphologie mit Nackentälchen zeigt eine Schar von Trennflächen und lässt Toppling (Kippung) als Mechanismus erkennen. Das Gaimberger Feld ist durch zwei großflächige Sackungen aufgelockert. Die Trennflächen weisen nur geringe Versetzungsbeträge auf. Stirnseitig sind keine größeren Auflockerungen zu erkennen. Wahrscheinlich haben diese beiden Sackungen nur ein initiales Stadium entwickelt. 204 Völkermarkt Bericht 1998 über geologische Aufnahmen im Quartär auf Blatt 204 Völkermarkt F RIEDRICH H ANS U CIK (Auswärtiger Mitarbeiter) Geologische Begehungen wurden im Berichtsjahr ausschießlich im Bereich des Jauntales durchgeführt, wobei es vor allem um die Schließung der flächenmäßig oft sehr ausgedehnten Kartierungslücken im Bereich der eiszeitlichen, späteiszeitlichen bis rezenten Schotterflächen ging. Die Begehungen zeigten freilich (wie schon 1997), dass 1) die flächenhafte Kartierung der einzelnen Terrassen wegen der oft km-weiten Ausdehnung und der verbreiteten Bewaldung derselben (z.B. Dobrowa) sowie wegen der teilweise nur relativ geringen Niveauunter333 ©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at schiede zwischen den Terrassen (häufig unter 3–4 m) im Gelände sehr schwierig, wenn überhaupt exakt möglich ist; 2) die großräumigen Zusammenhänge vom Boden aus häufig nicht mit Sicherheit erkannt werden können. In beiden Fällen wird erst die stereoskopische Auswertung der Luftbilder wesentliche Fortschritte bringen. In den verschiedenen, meist ausgedehnten und mächtigen Sand-Kies-Terrassen wurden zahlreiche Abbaue angelegt, von welchen heute freilich schon viele verlassen und daher mehr oder weniger verrutscht und verwachsen, ja teilweise wiederaufgefüllt und eingeebnet sind und daher keinen Einblick mehr in den Untergrund ermöglichen. Einige wenige, meist in Abbau stehende und dadurch bereits ausgedehnte und tiefreichende Gruben bieten aber interessante Aufschlüsse; in der großen, aktiven Grube ca. 900 m E Kohldorf bzw. in der in Abbau stehenden Grube ca. 1 km W von Mittlern sind stellenweise zwischen hangenden und liegenden Kies-Sand-Schichten bis über 5 m mächtige Feinkornablagerungen („Lehm“) aufgeschlossen, die auf das zeitweilige Vorhandensein von lokalen Seen während der Späteiszeit hinweisen. In einer kleinen Grube wenige hundert Meter NW von Kohldorf sind geschichtete Stillwassersedimente im Hangenden von s-ki-Schichten deutlich geneigt – vielleicht Ablagerungen eines Sees über Toteis, nach dessen Abschmelzen die Schichten kippten. Bei Peratschitzen haben die aus der mächtigen späteiszeitlichen Schotterterrasse von Wasserhofen – Kühnsdorf austretenden reichlichen Quellwässer mächtige Kalktuffschichten abgesetzt. Diese Tuffe lieferten jahrhundertelang einen beliebten Baustein; der letzte Abbau wurde erst nach dem 2. Weltkrieg eingestellt und ist nun schon weitgehend verschüttet und verwachsen. Eine Wiederaufnahme der Tuffsteingewinnung ist wohl auszuschließen, da auf einem großen Teil des Vorkommens zahlreiche neue Siedlungshäuser erbaut wurden. In einer großen Schottergrube beim GH Pirouc S von Lanzendorf (heute Betonwerk Fa. Wutte) ist eine schöne, etwa gegen NE bis N gerichtete Deltaschüttung in das ehemalige Seebecken Sablatnig-Moor – Turnersee hinein zu erkennen. Über s+ki steht hier wahrscheinlich Grundmoräne an (ein neuer Eisvorstoß?). Bei den Detailkartierungen konnten auch einige auf der Karte von B OBEK nicht eingetragenen Moränenwälle neu 334 aufgefunden bzw. die auf der Karte eingezeichneten Wälle aufgegliedert werden (z.B. Umgebung des Seerain = Kote 432 E des Slabatnig-Moores, N des Kotschubabaches westlich Eberndorf, NE Kohldorf, N St. Steran, Bei Proboj NW von Sittersdorf u.a.m.). Auch bei der Untersuchung der wenigen, bisher noch nicht aufgenommenen Festgesteinsaufschlüsse im Jauntal (mit Ausnahme der Felsaufschlüsse unmittelbar entlang der Stauseeufer, die nur von einem Boot aus zugänglich sind) konnten einige bemerkenswerte Ergänzungen bzw. Berichtigungen gegenüber den bisherigen Kartenunterlagen vorgenommen werden: 1) Die Triasscholle von Humtschach am rechten Stauseeufer (unmittelbar flußabwärts des KW Edling) besteht nicht nur aus Wetterstein(?)kalken, sondern auch aus allenfalls nur schwach kalkigem Dolomit. 2) Felsaufschlüsse unmittelbar W von Brenndorf (WNW Peratschitzen) werden nicht von Tonschiefer-Phylliten gebildet, wie es die Bezirksübersichtskarte von B ECK-M ANNAGETTA zeigt, sondern von den ebenplattigen, feinstkörnigen, altpaläozoischen Wackensandsteinen, wie sie im Jauntal und Raum Völkermarkt weitverbreitet auftreten. 3) Der Höhenrücken unmittelbar N des Klopeiner Sees wird – wie Aufschlüsse an seinem Südrand entlang der Straße zeigen – von mäßig fest verkitteten, horizontal lagernden Kiesen aufgebaut, und nicht von (losen) Vorwürmschottern, wie auf der Übersichtskarte Völkermarkt eingetragen; auf Grund der nur mäßigen Verkittung dürfte es sich um eine interglaziale Nagelfluh (etwa wie die Hollenburger Nagelfluh) handeln und nicht um Sattnitzkonglomerat, das die Berge südlich des Sees aufbaut (Gratzarza). Die auf der „Karte der Umgebung von Klagenfurt“ im Bereich des Höhenrükkens verzeichnete Grundmoräne überzieht lediglich diese Nagelfluh. Mit Ausnahme der Kartierung der Felsaufschlüsse unmittelbar entlang der steilen Stauseeufer und einiger kleiner Kontrollbegehungen, die sich nach der Luftbildauswertung ergeben, ist nun die Geländearbeit auf Blatt 204 zwischen der Saualpe im Norden und dem Bereich der Karte der östlichen Karawanken im Süden grundsätzlich abgeschlossen.
