KLOCKERKARKOPF I S P R A

I S P R A
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Istituto Superiore per la Protezione e la Ricerca Ambientale
SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA
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Organo Cartografico dello Stato (legge n° 68 del 2.2.1960)
Blatt 003
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ERLÄUTERUNGEN
zur
GEOLOGISCHEN KARTE VON ITALIEN
im Maßstab 1:50.000
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KLOCKERKARKOPF
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Erstellt von:
G. V. Dal Piaz1, G. Cortiana2,
G. B. Pellegrini1, P. Tartarotti3 , G. Toffolon2
1)- Dipartimento di Geologia, Paleontologia e Geofisica, Università degli Studi, Padova
2)- Kartierer im Auftrag der Autonomen Provinz Bozen - Südtirol
3)- Dipartimento di Scienze della Terra “Ardito Desio”, Università degli Studi, Milano
Ausführende Körperschaft:
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Autonome Provinz Bozen - Südtirol
Amt für Geologie & Baustoffprüfung
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Direktor des Geologischen Dienstes von Italien - ISPRA:
C. CAMPOBASSO
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Verantwortlicher des Projekts CARG des Geologischen Dienstes von Italien:
F. GALLUZZO
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Verantwortlicher des Projekts CARG
der Autonomen Provinz Bozen - Südtirol:
L. NÖSSING
FÜR DEN GEOLOGISCHEN DIENST VON ITALIEN - ISPRA:
Wissenschaftliche Revision:
R. Graciotti, M.L. Pampaloni, M. Pantaloni
Kartographische Leitung:
D. Tacchia (Koord.), S. Falcetti
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Überprüfung der Informatisierung der geologischen Daten:
C. Cipolloni, M. P. Congi, R. M. Pichezzi (ASC)
FÜR DIE AUTONOME PROVINZ BOZEN - SÜDTIROL
AMT FÜR GEOLOGIE UND BAUSTOFFPRÜFUNG:
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Operative Leitung:
V. Mair
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Leitung der Herausgabe:
M. L. Vatovec (Koord.), S. Falcetti
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Informatisierung der geologischen Daten:
L. Keim, C. Morelli, C. Strada, G. Toffolon, C. Vian
Übersetzung aus dem Italienischen:
K. Lang, L. Keim
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Kartographische Ausarbeitung zum Druck:
LITOGRAFIA ARTISTICA CARTOGRAFICA S.R.L., Firenze
TECHNISCH-ADMINISTRATIVE VERWALTUNG DES PROJEKTS CARG:
M. L. Lettieri - Geologischer Dienstes von Italien - ISPRA
L. Keim, V. Mair, C. Morelli, A. Sapelza
Autonomen Provinz Bozen - Südtirol
Amt für Geologie und Baustoffprüfung
Dank an die Mitarbeiter der Nationalen Geologischen Komitees für ihren wissenschaftlichen Beitrag.
Druck: LITOGRAFIA ARTISTICA CARTOGRAFICA S.R.L. - 2011
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INDICE
- EINLEITUNG................................................................... Seite
II
- GEOGRAPHISCHE
UND MORPHOLOGISCHE ASPEKTE ....................... »
- GEOGRAPHISCHE EINORDNUNG .................................. »
- DAS KLIMA ......................................................................... »
- GEOMORPHOLOGIE .......................................................... »
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- GEOLOGISCHER
UND STRUKTURELLER RAHMEN ........................... »
- REGIONALE GEOLOGIE ................................................... »
- BISHERIGE UNTERSUCHUNGEN ................................... »
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1.
2.
- STRATIGRAPHIE .............................................................. »
- PENNINISCHE EINHEITEN DES TAUERNFENSTERS .. »
- GLOCKNER-DECKE.................................................................... »
- Bündnerschiefer undifferenziert (TGI) ................................ »
- Rodingitfelse (TGI1) ....................................................... »
- Metabasite (GPS) ................................................................. »
- Serpentinite (GSM) .............................................................. »
- DREIHERRNSPITZ-DECKE .......................................................... »
- Kalk- und Dolomitmarmore (MCM)..................................... »
- Quarzite (MCQ) ................................................................... »
- Quarz-Glimmerschiefer (MCW)........................................... »
- Dreiherrnspitz-Schiefer (TSB) .............................................. »
- Phyllonitische Schiefer (FSF) ............................................... »
- Amphibolite (TSA) ................................................................ »
- Granatamphibolite (TSE) ..................................................... »
- Eklogite (TSE1) .................................................................. »
- Leukokrate Orthogneise (TSO) ............................................. »
- Unreine Marmore (TSM) ...................................................... »
- GROSSVENEDIGER-DECKE .......................................................... »
- Granitisch-granodioritische Gneise (GVO) ......................... »
- Leukokrate Gneise (GVL) ..................................................... »
- Amphibolite (GAF)................................................................ »
- Großvenediger-Schiefer (GVP) ............................................. »
- Quarzgänge ........................................................................... »
- QUARTÄRE KONTINENTALE ABLAGERUNGEN ........ »
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1.
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1.1.2.
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1.2.1.
1.2.2.
1.2.3.
1.2.4.
1.2.5.
1.2.6.
1.2.7.
1.2.7.1.
1.2.8.
1.2.9.
1.3.
1.3.1.
1.3.2.
1.3.3.
1.3.4.
1.3.5.
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- QUARTÄREINHEITEN ............................................................... Seite
- Garda-Synthem (SGD) .......................................................... »
- Kasern-Subsynthem (SGD7)........................................... »
- Alpines Postglaziales Synthem (PTG) .................................. »
- Amola-Subsynthem (PTG1) ............................................ »
57
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V.
1.
2.
2.1
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2.2.
- TEKTONIK UND METAMORPHOSE ............................ »
- TEKTONIK ........................................................................... »
- METAMORPHOSE .............................................................. »
- METAMORPHE ENTWICKLUNG DES TAUERNFENSTERS:
ALLGEMEINE ÜBERSICHT ........................................................ »
- METAMORPHE ENTWICKLUNG DES GRUNDGEBIRGES IM AHRNTAL »
VI.
1.
2.
3.
4.
5.
5.1.
5.2.
5.3.
6.
- UMWELTGEOLOGIE UND ROHSTOFFE.................... »
- LAWINEN ............................................................................. »
- FELS- UND BERGSTÜRZE ................................................ »
- TIEFGRÜNDIGE MASSENBEWEGUNGEN .................... »
- HYDROGEOLOGIE ............................................................. »
- ROHSTOFFE ........................................................................ »
- BERGBAU VON PRETTAU ............................................................ »
- RADIOAKTIVE MINERALE........................................................... »
- KIESGRUBEN............................................................................. »
- ANTHROPOGENE EINGRIFFE.......................................... »
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85
85
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VII.
- ABSTRACT.......................................................................... »
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- LITERATURVERZEICHNIS................................................ »
93
- ANHANG .............................................................................. »
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I - EINLEITUNG
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Das Blatt IGM 003 „Klockerkarkopf“ im Maßstab 1:50.000 hat seine Bezeichnung vom gleichnamigen Gipfel (2912 m) erhalten, welcher der nördlichste des italienischen Staatsgebietes ist. Der Großteil des Kartenblattes wird von
österreichischem Staatsgebiet eingenommen, die geologischen Aufnahmen beschränken sich allerdings auf das italienische Gebiet (135 km²). Die Kartierungen
begannen im Jahr 1999 und erstreckten sich über drei Geländekampagnen jeweils
im Sommer.
Als topographische Grundlage für die geologischen Aufnahmen wurden
Vergrößerungen im Maßstab 1:10.000 verwendet. Folgende IGM Kartenblätter
im Maßstab 1:25.000 wurden verwendet: F 1a II NW, Forcella del Picco
(Birnlücke); F 1a II SW, Picco dei Tre Signori (Dreiherrenspitz); F 1a III NE,
Vetta d’Italia (Klockerkarkopf); F 1a III SE, Predoi (Prettau); F 1a III SW, Valle
Aurina (Ahrntal); F 4b IV NE, Sasso Lungo (Lengspitz); F 4b IV NW, Campo
Tures (Sand in Taufers).
Das Blatt wurde im Rahmen des Projektes CARG (Gesetz 305/89) der
Autonomen Provinz Bozen (PAB) realisiert und stand unter der Leitung von
L. NÖSSING und der Mitarbeit von V. MAIR. Die Koordination der geologischen
Aufnahmen oblag GIORGIO V. DAL PIAZ, die Kartierungsleitung PAOLA TARTAROTTI
(Festgestein) und GIOVANNI B. PELLEGRINI (Quartär), die Aufnahmen im Gelände
wurden von GIOVANNI CORTIANA und GIOVANNI TOFFOLON durchgeführt. Die
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Feldbefunde aus Geomorphologie, Geologie und Strukturgeologie wurden durch
die Interpretation von Luft- (G.B. PELLEGRINI und G. TOFFOLON) und Satellitenbildern
(G. TOFFOLON) sowie durch Dünnschliff- und Mikrosondeanalysen der wichtigsten
Lithologien (P. TARTAROTTI und G. TOFFOLON) und durch geochemische Analysen
an einigen repräsentativen basischen Gesteinen aus den Ophiolitheinheiten und
Kontinentalrändern ergänzt. Die Digitalisierung der Daten erfolgte unter der
Leitung von C. STRADA und der Mitarbeit von G. TOFFOLON und C. MORELLI.
Die geologischen Karten im Maßstab 1:10.000 wurden vereinfacht und im
Maßstab 1:25.000 von der Autonomen Provinz Bozen-Südtirol mit zweisprachiger Legende (Italienisch und Deutsch) herausgegeben und gedruckt (CORTIANA
et alii, 2004). Die letzte Vereinheitlichung für den Druck im Maßstab 1:50.000
wurde von G.V. DAL PIAZ und G. TOFFOLON durchgeführt.
Die ersten geologischen Aufnahmen dieses Gebietes (damals innerhalb der
Grenzen der Österreichisch-Ungarischen Monarchie) gingen mit der Fertigstellung des Blattes „Bruneck“ im Maßstab 1:75.000 (LÖWL, 1881; TELLER, ohne Datum, und 1882) in der zweiten Hälfte des 19. Jahrhunderts einher. Dieses Kartenprojekt wurde jedoch nicht abgeschlossen. Die darauf folgenden ausgezeichneten
Aufnahmen wurden in den 1930er Jahren durchgeführt: das Blatt 003 „Klockerkarkopf“ ist vollständig auf der „Carta Geologica delle Tre Venezie“ (Blatt Nr.
1A) im Maßstab 1:100.000 (SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA, 1930) enthalten und
wurde von ANGELO BIANCHI und GIAMBATTISTA DAL PIAZ zwischen 1927 und 1930
aufgenommen. Erwähnenswert ist auch die “Carta geologica dell’Alta Valle Aurina e regioni vicine” (BIANCHI & DAL PIAZ, 1930) im Maßstab 1:25.000, welche
sehr genau die verschiedenen Lithologien des kristallinen Grundgebirges, der mesozoischen Sedimente und der Ophiolithe darstellt. Diese Karte entspricht dem
östlichen Teil des neuen Blattes „Klockerkarkopf“ im Maßstab 1:50.000.
Die wichtigsten Erkenntnisse, die im Rahmen dieser Neuaufnahmen gewonnen wurden, betreffen vor allem die Darstellung der Quartärsedimente: Diese
wurden äußert detailliert kartiert und nach den Kriterien der Syntheme in einem
regionalen Maßstab klassifiziert. In den Festgesteinen bleibt das Alter der Marmore, welche im kristallinen Grundgebirge der Dreiherrnspitz-Decke vorkommen, noch immer ungeklärt. BIANCHI & DAL PIAZ (1930) stellten die Marmore in
die Trias, wohingegen sie nach unserer Vorstellung vermutlich zum prä-permischen, penninischen Grundgebirge gehören. Die Marmore sind vergesellschaftet
mit Linsen von basischen Gesteinen mit Eklogitresten, welche BIANCHI (1934)
und DAL PIAZ (1934) dem krustalen Magmatismus einer Geosynklinale zugeordnet hatten.
Die geologische Kartierung hat sich an die allgemeinen Richtlinien der „Quaderni“ des Servizio Geologico Nazionale (SGN) gehalten, jedoch mit Einschränkungen, die sich durch das Vorkommen von mehrfach deformierten, tektonometamorphen Einheiten ergeben, deren Ausgangsgesteine oft ein unsicheres Alter
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haben und wo primäre Kontakte tektonisch verstellt sind. Daraus folgt, dass alle
Einheiten, welche auf dem Blatt vorkommen, nicht formalisierbar sind. In der Legende sind die tektonischen Einheiten vom Hangenden ins Liegende dargestellt.
Die verschiedenen Lithologien, welche innerhalb dieser Decken vorkommen,
werden in chronologischer Reihenfolge aufgelistet, auch wenn die zeitliche Einordnung wegen des Fehlens von Fossilien und der starken tektono-metamorphen
Überprägung häufig unsicher ist.
Die Erläuterungen wurden von G.V. DAL PIAZ unter Mithilfe der Kartierungsleiter und der Kartierer verfasst. Zu Beginn werden die wichtigsten geographischen und morphologischen Gegebenheiten beschrieben (G.B. PELLEGRINI und
G. TOFFOLON). Es folgt die geologisch-strukturelle Übersicht des Blattes innerhalb der Ostalpen anhand der vorhandenen Literatur (G.V. DAL PIAZ). Im Kapitel
„Stratigraphie“ werden zunächst die lithologischen und petrographischen Eigenschaften der mono- und polymetamorphen Gesteine erläutert, die zu Einheiten
ozeanischer und kontinentaler Herkunft zusammengefasst sind (G. CORTIANA, G.
TOFFOLON, G.V. DAL PIAZ und P. TARTAROTTI); danach werden von G.B. PELLEGRINI und G. TOFFOLON die quartären Einheiten beschrieben. Anschließend folgt die
Erläuterung der strukturellen und metamorphen Eigenschaften der tektonischen
Einheiten (P. TARTAROTTI und G. TOFFOLON). Im letzten Kapitel behandeln G. TOFFOLON und G. CORTIANA Umweltfragen sowie geotechnische Aspekte, die für eine
korrekte Raumplanung unerlässlich sind.
Im Anhang findet sich eine Tabelle mit den zweisprachigen Ortsnamen, die
von der Tabacco-Karte im Maßstab 1:25.000, Blatt Nr. 035 Ahrntal/Valle Aurina
und Rieserferner Gruppe/Vedrette di Ries, stammen.
Wir bedanken uns bei den Kommissionen des Geologischen Dienstes von Italien für die korrekte wissenschaftliche Revision zur Herausgabe der Karte und
der Erläuterungen1.
1 - Die letzte Korrektur wurde im September 2008 durchgeführt.
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1. - GEOGRAPHISCHE EINORDNUNG
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II - GEOGRAPHISCHE UND MORPHOLOGISCHE ASPEKTE
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Das Kartenblatt 003 „Klockerkarkopf” liegt in den Zillertaler Alpen im hinteren Ahrntal (Valle Aurina), am nordöstlichen Ende des großen hydrographischen
Einzugsgebietes der Etsch. Der Klockerkarkopf (Vetta d’Italia) (2912 m) ist der
nördlichste Gipfel Italiens. Das Ahrntal stellt die nördliche Fortsetzung des Tauferer Tales (Valle di Tures) dar und zweigt bei Sand in Taufers (Campo Tures),
wo das Mühlwalder Tal (Valle Selva dei Molini) und das Reintal (Val di Riva)
einmünden, ab. Das Tauferer Tal ist ein orographisch rechtes Seitental des Pustertales (Val Pusteria) und wird von der Rienz (F. Rienza) durchflossen. Die Rienz
fließt bei Brixen (Bressanone) mit dem Eisack (F. Isarco) zusammen.
Das Tauferer Tal und der untere Abschnitt des Ahrntales zwischen Sand in
Taufers und Luttach (Luttago) verlaufen quer (N-S und NNW-SSE) zu den alpinen tektonischen Hauptrichtungen. Bei Luttach biegt das Arhntal nach NE um und
behält diese Richtung über ca. 25 km bis zum Talschluss (Birnlücke/Forcella del
Picco, 2667 m) bei, wobei das Tal einer steil stehenden, spröd-duktilen Scherzone
folgt (Fig. 1).
Die Gebirgszüge, welche den hinteren Bereich des Tales im Norden und im
Süden begrenzen, verlaufen subparallel zur Ahr, haben eine Gesamtlänge von ca.
57 km und laufen an der Birnlücke wieder zusammen. Der nördliche Gebirgs-
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Fig. 1 - Blick von der Birnlückenhütte in das Ahrntal (Valle Aurina), welches entlang des tektonischen
Kontaktes zwischen Großvenediger-Decke (Zentralgneis), rechts im Bild, und dem metamorphen
Grundgebirge der Dreiherrenspitz-Decke, links im Bild, eingeschnitten ist. Man beachte die große
gravitative Massenbewegung (Sackung) im unteren linken Bildbereich.
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kamm, orographisch rechts der Ahr, gehört zu den Zillertaler Alpen und stellt die
Wasserscheide von Etsch und Inn dar. Der südliche Gebirgskamm, orographisch
links, stellt die westliche Fortsetzung der Hohen Tauern dar und ist bis zur Gabel Spitz (3076 m) südlich von Prettau (Predoi) die Wasserscheide von Etsch
und Drau, südöstlich dieses Gipfels die Wasserscheide von Ahr (Rio Arino) und
Reinbach (Rio di Riva). Im nördlichen Gebirgszug liegen die höchsten Gipfel im
westlichen Bereich (Schwarzenstein/Sasso Nero, 3369 m), im südlichen bildet
der Dreiherrenspitz (Picco dei Tre Signori, 3499 m) den höchsten Gipfel.
Das Tauferer Tal und das äußere Ahrntal sind nördlich der Periadriatischen
Linie (Pustertal-Linie) in das ostalpine Grundgebirge eingschnitten. Der Kontakt
zwischen Ostalpin und Penninikum ist in der Nähe von Luttach aufgeschlossen.
Das hintere Ahrntal hat eine typisch glaziale Morphologie und verläuft in metamorphen Gesteinen, die drei großen penninischen Einheiten kontinentaler (europäischer Kontinentalrand) und ozeanischer Herkunft (südpenninischer Ozean)
angehören. Die Talflanken sind oberhalb der Stufe der Hauptvereisung durch
zahlreiche Kare und Hängetäler, meist mit geringer Längserstreckung, gegliedert.
In den hochgelegenen Karen der linken Seitentälern gibt es einige Restgletscher:
diese sind das Prettaukees (Vedrette di Predoi) und das Lahner Kees (Vedrette di
Lana) am Westabhang des Dreiherrenspitz (Picco dei Tre Signori), das Rötspitz
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2. - DAS KLIMA
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Kees (Vedretta Rossa) an der Westflanke der Rötspitze (Pizzo Rosso) sowie einige kleine Gletscher im Röttal (Valle Rossa) und im Windtal (Valle del Vento).
Auf der rechten, südexponierten Seite des Ahrntales sind alle Gletscher, mit
Ausnahme des Weißenbachtales (Valle di Rio Bianco) (außerhalb des geologischen Kartenblattes), verschwunden.
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Das Ahrntal ist durch ein kontinentales Klima charakterisiert, das durch kurze
und kühle Sommer mit häufigen Niederschlägen und kalte Winter mit ergiebigen
Schneefällen gekennzeichnet ist.
Bei den Temperaturen bezieht man sich auf die Tagesmittelwerte aus dem
Zeitraum von 1926-1941, welche in Kasern (Casere) auf einer Seehöhe von
1600 m aufgezeichnet wurden (BEVILACQUA, 1955). Man beachte, dass aufgrund des häufigen Phänomens der thermischen Inversion die gemessenen
Temperaturen in St. Jakob (San Giacomo, 1100 m) nicht wesentlich von jenen
in Kasern abweichen. Im Allgemeinen gibt es im Ahrntal im Laufe des Jahres
drei bis vier Monate mit Tagesmitteltemperaturen unter 0 °C und andererseits
Monate mit Tagesmitteltemperaturen über 10 °C. In keinem Monat steigt die
Tagesmitteltemperatur über 20 °C an.
Bei den Niederschlägen bezieht man sich auf die Werte des Zeitraumes von
1926-1950, welche an den Stationen in St. Jakob und Kasern gemessen wurden
(BEVILACQUA, 1955). Die jährlichen mittleren Niederschlagsmengen liegen zwischen 808,1 und 1032,6 mm, bei 95,4 bis 147,2 Tagen mit Niederschlag. Die niederschlagsreichste Jahreszeit ist der Sommer (in Kasern gibt es im Juli im Durchschnitt 16,5 Tage mit Niederschlag und eine Niederschlagsmenge von 184,3 mm),
während es in den Monaten Dezember und Jänner nur wenig Niederschläge gibt.
Die Gegend von St. Jakob ist für 2-3 Monate im Jahr schneebedeckt, in den höher
gelegenen Gebieten der Gemeinde Prettau können es auch bis zu fünf Monaten
sein (DONÀ, 1954; BEVILACQUA, 1955).
Zusätzlich gab es in der Vergangenheit zahlreiche, starke Überschwemmungen in kurzen Zeitabständen, die auch große Schäden hervorgerufen haben. Das
Ahrntal wurde mehrmals (1959, 1985, 1987, 1990) von Starkniederschlägen
heimgesucht, die in der Talsohle zu Überschwemmungen geführt haben. Besonders betroffen waren das Ortsgebiet von Prettau und der Abschnitt zwischen St.
Jakob und St. Peter. Verbreitet gab es auch Hangrutschungen und intensive Erosion
entlang der Flussläufe (DONÀ, 1961; FONTANIVE & MEZZACASA, 1976; MORTARA et
alii, 1986; VALENTINI und VILLI 1988; CARDINALI et alii, 1998a; CARDINALI et alii,
1998b). Im Jahr 1959 traten der Walcherbach (Rio di Mezzo) und der Steinerbach
(Rio del Sasso) im äußeren Ahrntal über die Ufer (DONÀ, 1961).
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3. - GEOMORPHOLOGIE
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Das Ahrntal ist ein klassisches Gebiet für das Studium von glazialen und periglazialen Phänomenen. Formen und Ablagerungen sind über große Bereiche
vorhanden (DAL PIAZ, 1930; DONÀ, 1953, 1955, 1964; HAANS, 1967). Der fortschreitende Rückzug der Gletscher ist in den glaziologischen Berichten von CONCI (1928, 1929), CONCI & PERETTI (1930), PERETTI (1931-42), MARCHETTI (1932,
1933), SESTINI (1931, 1935), MELANI (1969) und ZANELLA (1970-73) dokumentiert. Das Studium geologischer und geomorphologischer Karten verschiedenen
Datums erlaubt die Rekonstruktion des Rückzuges des Lahner Kees (Vedretta di
Lana) und des Rötspitz Kees (Vedretta Rossa) seit den 1930er Jahren (BIANCHI &
DAL PIAZ, 1930) bis zum Jahr 2000 von etwa 500 m und 1000 m. DONÀ (1957) hat
im Ahrntal “Eiskeile” beschrieben, die heute verschwunden sind.
Die Ahr verläuft im Bereich des Kartenblattes parallel zu den wichtigsten tektonischen Linien (Fig. 1). Der Flussverlauf folgt insbesondere der großen Störungszone, welche das kristalline Grundgebirge des Großvenedigers im Norden
deutlich von der Dreiherrenspitz-Decke und der Glockner-Decke im Süden trennt.
Das kristalline Grundgebirge des Großvenedigers besteht aus Metagranitoiden
und granitischen Gneisen, die mehr oder weniger laminiert sind. Die Dreiherrenspitz-Decke setzt sich aus mono- und polymetamorphen Paragneisen und Glimmerschiefern zusammen. Die Glockner-Decke besteht aus Kalkglimmerschiefern
mit metamorphen Ophiolithen (Grüngesteine). Eine Ausnahme bildet die Engstelle bei St. Peter (S. Pietro), wo die Ahr Kalkglimmerschiefer durchschneidet.
Die oben genannte Störungszone stellt eine sinistrale Seitenverschiebung mit
transpressiver Komponente dar: Die transpressiv gehobenen Schollen von Kalkglimmerschiefern mit Grüngesteinen verursachen eine lokale Abweichung des
Talverlaufes in E-W-Richtung im Vergleich zum generellen NE-SW-Verlauf. Der
unterschiedliche Gesteinsaufbau der beiden Talflanken und ihre unterschiedliche
Exposition haben zudem zu verschiedenen Landschaftsformen geführt.
Das hintere Ahrntal weist ein deutlich asymmetrisches Querprofil auf mit einer Verflachung der rechten Talseite auf etwa 2000 m; auf der gegenüberliegenden Talseite fehlt diese Verflachung (Fig. 2).
Diese Asymmetrie ist neben der unterschiedlichen Exposition wahrscheinlich
auch auf die größere Hebung des nördlichen Bereichs gegenüber dem südlichen
zurückzuführen (DAL PIAZ, 1930). Die Verflachung entspricht der Trogschulter
des Hauptgletschers und einige Autoren haben diese Verflachung als eine topographische, prä-glaziale Altfläche interpretiert (DAL PIAZ, 1930; DONÀ, 1964). Talabwärts erscheint diese Oberfläche deutlicher gegliedert. Der Höhenunterschied
dieser Fläche zur heutigen Talsohle schwankt zwischen 400 m bei der Schüttal
Alm (Malga Val delle Frane) bis 600 m bei der Waldner Alm (Malga della Selva).
Die Unterschiede sind sowohl auf strukturelle Gegebenheiten mit unterschiedli-
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cher Hebung des nördlichen Bereiches als auch auf die glaziale Überformung,
welche talwärts intensiver gewirkt hat, zurückzuführen. Die glaziale Trogschulter
ist an der linken (südlichen) Talseite weniger deutlich ausgebildet, da die entsprechende Exposition die Entstehung von Talgletschern gefördert hat, die besser entwickelt waren und daher länger erhalten geblieben sind; zudem sind die Gesteine
auf dieser Talseite erosionsanfälliger.
Die rechte (nördliche) Talseite kann in zwei Abschnitte unterteilt werden:
einen östlichen Bereich zwischen dem Talschluss und dem N-S verlaufenden
Kamm zwischen Wagnerschneid Spitz und Faden (M. Faden) und einen Bereich
westlichen dieses Gebirgskammes. Der östliche Bereich weist zahlreiche Kare
auf, welche aneinandergereiht sind und durch parallele, nicht allzu lange Felsgrate voneinander getrennt sind. Die Länge dieser Grate nimmt taleinwärts meist
ab und in der oben genannten Verebnung laufen die Kare schließlich aus. In den
meisten Fällen ist entlang der Mittelachse der Kare eine Wasserscheide eingeschnitten, welche eine Eintiefung im Hauptkamm erzeugt und in den meisten Fällen einem Sattel entspricht (Krimmler Tauern/Passo dei Tauri, Heilig Geist Jöchl/
Forcella di Campo, Hundskehljöchl/Passo del Cane). Der Großteil der Gipfel
hat eine typische pyramidenförmige Gestalt, an deren Ost- und Westflanken sich
die typischen Senken in Form von Karen entwickeln (Schema A und B in Fig. 3,
DONÀ, 1964). Im westlichen Bereich der rechten Talflanke sind hingegen weite
und steile Täler entwickelt, häufig mit stufenförmig angeordneten Karen. Diese
Fig. 2 - Glaziale Verflachung auf der rechten Talseite des Ahrntales (Valle Aurina) auf etwa 2000 m Höhe.
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SCHEMA A
SCHEMA B
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Täler münden im Haupttal und sind voneinander durch parallele Gebirgskämme,
die rechtwinkelig zur Achse des Haupttales verlaufen, getrennt. Der Talschluss
dieser Täler entspricht ausgedehnten Karen, deren Wasserscheide einem Gipfel
oder örtlich einem Sattel entspricht (Schema C und D in Fig. 3).
Auf der linken, südlichen Talflanke kann man zwei morphologisch unterschiedlich ausgebildete Bereiche unterscheiden, die ebenso tektonisch bedingt
sind. Der erste Bereich besteht von Osten nach Westen aus dem Gebirgskamm
Dreiherrnspitz (Picco dei Tre Signori, 3499 m) - Hoher Rosshuf (Piè di Cavallo,
3199 m) - Ahrner Kopf (Cima del Vento, 3050 m), welcher aus Paragneisen und
Glimmerschiefern der Dreiherrnspitz-Decke besteht. Hier finden sich steile Täler
mit einigen Karen, die fast alle von Gletschern bedeckt sind (Fig. 4).
SCHEMA C
SCHEMA D
Fig. 3 - Typen von glazialen Karen im Ahrntal (Valle Aurina) (umgezeichnet nach DONÀ, 1964).
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Fig. 4 - Blick auf die gegliederte Westseite des Dreiherrnspitz mit dem Prettaukees (Vedrette di Predoi)
(links) und Lahner Kees (Vedrette di Lana) (rechts). Das gesamte Massiv besteht aus dem metamorphen Grundgebirge der Dreiherrnspitz-Decke.
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Die Kare zeigen typischer Weise lang gezogene Formen mit dünnen und sehr
ausgeprägten Gebirgskämmen, die an den höchsten Punkten zusammenlaufen.
Der zweite Bereich befindet sich südwestlich des Windtales (Valle del Vento), wo
Kalkglimmerschiefer mit Ophiolithen aufgeschlossen sind. Hier sind typischer
Weise stufenförmig angeordnete, talförmige Kare (Schema C und D in Fig. 3)
vorhanden. Diese Kare sind meistens sehr steil und parallel zueinander angeordnet, verlaufen rechtwinkelig zum Haupttal und sind meist als Hängetal ausgebildet. Die einzige Ausnahme bildet das Röttal (Valle Rossa) (Fig. 5), wo eine
mächtige Schwelle eine ausgedehnte alluviale Aufschüttungsebene entstehen
ließ. Im oberen Bereich ändert das Tal deutlich seine Richtung und folgt der NESW streichenden Störungsfläche zwischen Dreiherrnspitz-Decke und den Kalkglimmerschiefern (Bündnerschiefer) mit Ophiolithen.Im kartierten Gebiet trifft
man auf zahlreiche glaziale und periglaziale Ablagerungen, darunter viele, meist
inaktive Blockgletscher (DONÀ, 1964; GRUP. NAZ. GEOGR. FIS. E GEOMORF., 1987).
Die glazialen Ablagerungen, welche im Detail in Kapitel V besprochen werden, befinden sich an den Rändern der rezenten Gletscher und in verschiedenen
Gebieten entlang des gesamten Tales. Sie sind Zeugen der Ausdehnung und der
Grenzen der pleistozänen Gletscher. Es fehlen die Spuren des letzten eiszeitlichen Hochstandes der pleistozänen Gletscher, da sich das gesamte Gebiet oberhalb der dauerhaften Schneegrenze befand Es sind aber glaziale Ablagerungen
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Fig. 5 - Das glazial geformte Röttal (Valle Rossa) mit der Westflanke der Rötspitze (Pizzo Rosso di
Predoi) im Talschluss. Orographisch rechts der Rötspitze ist der tektonische Kontakt zwischen dem
kristallinen Grundgebirge der Dreiherrnspitz-Decke und der Glockner-Decke aufgeschlossen (Kalkglimmerschiefer mit metamorphen Ophiolithen).
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vorhanden, welche den Rückzugsphasen zuzuordnen sind. In der Talsohle sind
Grundmoränen nur in künstlich geschaffenen Aufschlüssen, in kleinen Anbrüchen
durch Massenbewegungen oder Bohrungen zu erkennen. Die interessantesten
Ablagerungen sind jene der Kleinen Eiszeit (16.-19. Jhdt.), welche die Stirn der
rezenten, sich in raschem Rückzug befindlichen Gletscher flankieren.
Der charakteristische Rücken bei St. Jakob (San Giacomo), welcher quer zur
Talsohle verläuft, wurde früher als eine von der südlichen Talflanke stammende
Bergsturzmasse (BLAAS, 1892; DAL PIAZ, 1930) bzw. als stadialer Moränenkörper
(KLEBELSBERG, 1929) gedeutet. Die Durchführung einer Kernbohrung (SG1) in
diesem Gebiet erlaubt eine neue Interpretation. Die Felsoberkante wurde in einer Tiefe von 12,50 m erbort. Es handelt sich um Quarz-Glimmerschiefer der
Dreiherrnspitz-Decke mit Albitporphyroblasten, Chlorit und Biotit. Dieses
Gesteinsvorkommen wird als aufgeschobene Schuppe entlang der sinistralen,
transpressiven Scherzone im Haupttal interpretiert. Dieser kristalline Span ist
von dünnen glazialen Sedimenten überdeckt, die der spätglazialen Phase des
Kasern-Subsynthems (siehe Kapitel V) zuzuordnen sind. Am höchsten Punkt ist
ein kleiner Moränenwall sichtbar. Dieser Moränenwall wurde in die Karte eingezeichnet, da er wertvolle Hinweise für die glaziale Dynamik des Tales liefert.
In den Bohrkernen wurde kein organisches Mateial gefunden und daher war eine
radiometrische Datierung dieser Sedimente nicht möglich.
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Die spätglazialen Moränen des Kasern-Subsynthems überlagern sich mit jenen des Hauptgletschers des letzten glazialen Hochstandes. Diese Situation ist in
Kasern (Casere) besonders gut sichtbar.
Blockgletscher sind an der orographisch rechten, südexponierten Seite des
Tales häufiger als auf der Südseite: Hier haben sich die Gletscher schneller zurückgezogen als auf der gegenüberliegenden Seite und die Schuttmengen, die von
den granitischen Gneisen stammen, sind entsprechend groß (Fig. 6).
Die meisten Blockgletscher sind vermutlich inaktiv, da sie nicht sehr mächtige Stirnen und in ihrem Internbereich Kollapsstrukturen aufweisen. Die aktiven
Blockgletscher sind eher klein, deutlich geböscht und zeigen keine Depressionen
im Schuttmaterial. Sie sind weit verbreitet im hinteren Hollenztal (Valle di Landro)
und Griesbachtal (Valle di Gries) und oberhalb der spätglazialen Moränen westlich des Rauhkofels (M.te Fumo).
Auf der linken, nordexponierten Talseite sind aktive und inaktive
Blockgletscher weniger häufig; hier gibt es in den höheren Lagen noch immer
Gletscher. Zudem liegen in den tieferen Lagen des untersuchten Gebietes die
Stirnen der Blockgletscher unterhalb von 2500 m, weshalb sie nicht aktiv zu sein
scheinen. Zudem gilt zu beachten, dass hier die Frostsprengung aus Gründen des
Gesteinsaufbaues und der Exposition weniger wirksam ist.
Fig. 6 - Aktiver Blockgletscher an der rechten Talflanke des Ahrntales; im Hintergrund der Dreiherrnspitz (links) und die Rötspitze (rechts).
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Im Bereich des Kartenblattes kommen noch andere periglaziale Formen vor,
die aber auf der geologischen Karte nicht dargestellt wurden: Es handelt sich um
Blockmeere, Polygonböden, Bültenböden, Solifluktions- und Gelifluktionsloben
sowie einige Nivomoränen; letztere kommen vor allem an der linken Talflanke
des Ahrntales recht häufig vor, da dort die Nordexposition die Bildung derartiger
Formen fördert (Fig. 7).
Im Ahrntal sind Lawinenabgänge sehr häufig, wobei viele davon die Talsohle
erreichen können. Aus diesem Grund sind zahlreiche gemischte Kegel entstanden, welche sich aus Wildbach-, Murschutt- und Lawinenablagerungen zusammensetzen. Diese gemischten Kegel schließen im Talboden meist an jene Rinnen
an, die von den Seitentälern und Karen herunterreichen. Die gemischten Kegel
sind auf der orographisch rechten Seite häufiger als auf der linken; dadurch wurde
der Verlauf der Ahr (Torrente Aurino) zusehends auf die linke Seite gedrängt. Die
bereits erwähnte, unterschiedliche Hebung der beiden Talseiten (DAL PIAZ, 1930)
könnte zu diesem Phänomen auch beigetragen haben.
In der Talsohle gibt es einige Rutschmassen und anhaltende
Massenbewegungen. Oberhalb der Verengung bei St. Peter befindet sich auf
der orographisch linken Seite eine ca. 400.000 m³ große Rutschmasse vor der
Einmündung des Alprechtales (Valle di Alprè). Talauswärts, rechts gegenüber
Fig. 7 - Gelifluktions- und Solifluktionsphänomene im Bereich der Merb Alm (Alpe di Merbe), einem
linken Hängetal des Ahrntales.
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der Hofer Alm, entwickelt sich eine gravitative Massenbewegung, welche einen
Teil des steilen, aus kataklastischen Kalkglimmerschiefern bestehenden Hanges
erfasst. Diese kataklastischen Gesteine treten in der Nähe der tektonischen, sinistralen Hauptstörung auf. Die derzeitige Hanginstabilität wird durch die Erosion
der Ahr am Hangfuß begünstigt.
Oberhalb von Trinkstein (Fonte alla Roccia) befindet sich auf der linken Seite
eine alte Rutschmasse mit einem Volumen von 15 Millionen m³ (Kataster der
Massenbewegungen, Autonome Provinz Bozen). Die Abbruchnische befindet
sich im Festgestein und ist trotz nachträglicher Verwitterungsprozesse heute noch
sichtbar. Diese Massenbewegung fügt sich in eine großräumige tiefgreifende gravitative Massenbewegung ein, welche die orographische linke Flanke nördlich
des Windtales (Valle del Vento) bis zur Lahner Alm (Malga di Lana) erfasst. Diese
Massenbewegung beginnt ab einer Höhe von 2350 m, wobei bestimmte Bereiche
stärker verformt wurden als andere (Fig. 8 und 9).
Auf der Oberfläche sind zahlreiche, längs ausgerichteten Zerrgräben mit unterschiedlichen Öffnungsweiten vorhanden. Sie verlaufen zueinander parallel und
sind durch Verbiegen und Kippen (Toppling) der oberflächlichen, ursprünglich
subvertikalen Schieferungsflächen entstanden. Auf der Karte sind die wichtigsten Gräben innerhalb der Rutschmasse eingezeichnet. Der oberste Abschnitt ist
Fig. 8 - Zerrgräben und gegen den Hang einfallende Strukturen der tiefgründigen, gravitativen Massenbewegung an der linken Talflanke im hinteren Ahrntal.
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geprägt von der Abrisskante im Festgestein, die von Quartärsedimenten jedoch
öfters verdeckt wird. Diese Massenbewegung ist heute noch aktiv und hat einen
Talzuschub verursacht (siehe Fig. 1). Eine weitere gravitative Massenbewegung,
welche allerdings nicht so tiefgründig ist, befindet sich auf der gegenüberliegenden Talflanke (orographisch rechts) im Abschnitt zwischen der Oberen Tauernalm
(Malga Alti Tauri) und der Kehrer Alm (Malga della Svolta) ab einer Höhe von
2200 m (auf der Karte nicht eingezeichnet). Andere Bereiche der rechten Talflanke
zeigen ebenso häufig Zerrgräben parallel zur Talachse, jedoch keine sichtbare
Hangdeformation (Gebiet um die Fuchsalm) (Malghe della Volpe).
Auf der orographisch linken Seite erkennt man einige schmale, länglich angeordnete Senken, welche allerdings auf tektonische Deformation im
Zusammenhang mit der sinistralen Seitenverschiebung zurückzuführen sind.
Diese Seitenverschiebung bedingt die Morphologie der Talsohle, besonders im
Abschnitt zwischen Prettau (Predoi) und St. Peter (San Pietro).
Fig. 9 - Detailansicht der Zerrgräben aus Fig. 8.
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1. - REGIONALE GEOLOGIE
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III - GEOLOGISCHER UND STRUKTURELLER RAHMEN
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Das Kartenblatt „Klockerkarkopf” liegt im südwestlichen Abschnitt des Tauernfensters (Abb. 10), das tektonische Hauptelemnt der Ostalpen (BRANDNER,
1980; BIGI et alii, 1990). Im Tauernfenster sind die tiefsten Stockwerke des Kollisionsgebirges freigelegt, welche aus einem Stapel penninischer Einheiten kontinentaler, europäischer und ozeanischer Kruste bestehen und unter den überlagernden ostalpinen Decken adriatischer (afrikanischer) Herkunft abtauchen.
Am Ende des 19. Jhdts. und zu Beginn des 20. Jhdts. wurden die penninischen Einheiten der Tauern von der deutsch-österreichischen Schule nach festen
Grundsätzen in drei große übereinander liegende, stratigraphisch-metamorphe
Einheiten unterteilt: 1) Obere Schieferhülle, bestehend aus triassischen (SUESS,
1890), paläozoischen (BECKE, 1903) oder präkambrischen (FRECH, 1905) Abfolgen. Später wurden diese Abfolgen zum allochthonen mesozoischen Komplex
der Kalkglimmerschiefer mit Ophiolithen (TERMIER, 1903) gerechnet, welche heute die Glockner-Decke bilden; 2) Untere Schieferhülle, bestehend aus Grundgebirge und Deckgebirge; 3) Zentralgneis, der dem Altkristallin zugeordnet wurde
(ausführlich in DAL PIAZ, 1934).
Zu Beginn des 20. Jhdts. wurde die Deckentheorie, die in den Westalpen
begründet wurde, von TERMIER (1903-05) auf die Ostalpen übertragen. Weitere
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Austroalpino
Falda del
Glockner
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Unità Pennidiche
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Austroalpino
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Austroalpino
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Alpi Meridionali
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Fig. 10 - Vereinfachte, strukturelle Übersichtskarte des westlichen Bereichs des Tauernfensters. Im
Tauernfenster wurden die penninische Einheiten (Grundgebirge und mesozoische Sedimentbedekkung) des passiven, europäischen Kontinentalrandes und die darüber liegende, ophiolithische Glockner-Decke exhumiert. Beide Einheiten erfuhren aufgrund der Kollision eine tektonometamorphe
Überprägung in Grünschiefer- bis Amphibolitfazies. Darüber folgen die ostalpinen Einheiten adriatischer (afrikanischer) Herkunft, in welche die oligozänen Plutone des Rieserferner (VR) und Rensen
(R) intrudiert sind. Südlich dieses ostalpinen-penninischen Deckenstapels (Kollisionsprisma) liegen
die Südalpen (AM). Wichtige tektonische Linien sind: Pustertal-Linie (Pu), Judikarien-Linie (GN),
Sprechenstein-Mauls-Linie (SM), Jaufen (J)-, Passeier (PA)- und Brenner-Linie (Br). Die Brenner-Linie ist eine nach Westen einfallende Abschiebung, welche die Exhumation und tektonische Denudation
des Tauernfensters begünstigt hat. Das Rechteck zeigt die Lage des Kartenblattes „Klockerkarkopf“.
Siehe auch Übersichtskarte am Rand des Kartenblattes.
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Details sind in der historischen Abhandlung von DAL PIAZ & DAL PIAZ (1984)
zu lesen. von TERMIER ’s Ausgangspunkt war die Korrelation der Oberen Schieferhülle mit den Kalkglimmerschiefern (Bündnerschieferkomplex) und Grüngesteinen der italienisch-französischen Westalpen. Die Kalkglimmerschiefer hatten
ein sicheres mesozoisches Alter, welches von CORNELIUS (1930) durch detaillierte
Untersuchungen im Großglocknergebiet bestätigt wurde. Das darüber liegende
Ostalpin wurde somit zu einem enormen System von Gebirgsdecken, welches
sich vom Engadin bis nach Wien erstreckt; in Zonen starker struktureller Aufwölbung sind diese ostalpinen Decken erodiert und lassen die darunter liegenden
penninischen Einheiten in den so genannten tektonischen Fenstern zu Tage treten.
Diese bahnbrechende Interpretation wurde von KOBER (1924), STAUB (1924),
CORNELIUS (1930) und DAL PIAZ (1934) vervollkommnet und schließlich durch die
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Anwendung der neuen plattentektonischen Modelle in den Alpen bestätigt. Diese Modelle sahen die Subduktion der nördlichen, ozeanischen und kontinentalen
Platte (passiver europäischer Kontinentalrand) unter den adriatischen Kontinentalrand vor, was die Schließung des Ozeans und die Kontinentkollision zur Folge
hatte (HAWKESWORTH et alii, 1975; TOLLMANN, 1967, 1975; FRISCH, 1977).
Die Obere Schieferhülle ist eine ophiolithische Decke (Glockner-Decke;
STAUB, 1924), welche die Sutur des mesozoischen Piemont-Ligurischen Ozeans
(Südpenninikum) darstellt. Die Untere Schieferhülle und die Zentralgneiskörper
hingegen stellen Deckgebirgsdecken und/oder Grundgebirgsdecken dar, die vom
passiven europäischen Kontinentalrand stammen (BRANDNER, 1980; THIELE, 1980;
BIGI et alii, 1990; FRISCH et alii, 1993; KURZ et alii, 1998; KURZ et alii, 2001). Das
Vorhandensein eines Subduktionsprozesses wird durch Reste einer Eklogit- oder
Blauschieferfazies unterstrichen, welche örtlich neben einer vorherrschenden
Regionalmetamorphose in Amphibolit- oder Grünschieferfazies erhalten geblieben sind (FRY, 1973; MILLER, 1974, 1986; HOLLAND, 1979; DE VECCHI & BAGGIO,
1982; KURZ et alii, 1998; HOINKES et alii, 1999; mit weiterführender Literatur).
Die alpidische Metamorphose hat in den ostalpinen Einheiten kretazisches (eoalpines), in den penninischen Einheiten tertiäres (eozänes) Alter (DINGELDEY et alii,
1997; GEBAUER, 1999; THÖNI, 1999; mit weiterführender Literatur). Die kretazische Metamorphose im Ostalpin der Ostalpen geht der oberkretazischen GosauSedimentation voraus und ist vermutlich einer Subduktion und Schließung eines
westlichen Ausläufers des Vardar-Meliata-Ozeans zuzuordnen. Zu dieser Zeit war
der südpenninische Ozean noch geöffnet (THÖNI & JAGOUTZ, 1993).
Die Schließung des südpenninischen Ozeann erfolgte im Eozän und führte
zur Kollision zwischen dem aktiven ostalpinen Krustensegment (beinhaltet die
eoalpine Gebirgskette) und dem passiven europäischen Kontinentalrand und somit zur Bildung eines ostalpin-penninischen Kollisionsprismas (DAL PIAZ et alii,
2003). Nach der Deckenstapelung und der Kontinentkollision wurden die penninischen Decken großmaßstäblich verfaltet und damit äußerst komplexe tektonischen Strukturen im Tauernfensters erzeugt. Das kristalline Grundgebirge tritt
an zwei Stellen des Tauernfensters großflächig zu Tage und wird durch die tektonische Muldenstruktur des Großglockner, wo die einzigen Ophiolithsequenzen
aufgeschlossen sind, getrennt. Im westlichen Bereich (Fig. 10) sind die antiformal aufgewölbten Großvenediger-Zillertal-Gneiskerne im Süden und der TuxerGneiskern im Norden aufgeschlossen.
Die Entstehung solcher großen tektonischen Fenster wurde lange Zeit einer
Kombination von Erosionsprozessen und tektonischer Hebung des Deckenstapels im Scheitelbereich der Längsachse einer Gebirgskette zugeschrieben. Diese
Sichtweise wurde in den 1980er Jahren erweitert und man erkannte die Bedeutung von Dehnungstektonik, die Überschiebung der ostalpinen Einheiten und die
laterale Extrusion der penninischen Einheiten im Liegenden von flachen, exten-
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sionalen Scherzonen. Diese neuen Auffassungen wurden zuerst im Fenster von
Ossola-Tessin (MANTCKTELOW, 1985) dokumentiert und später auch an der Westund Ostseite des Tauernfensters nachgewiesen (BERHMANN, 1988; SELVERSTONE,
1988; RATSCHBACHER et alii, 1989; MANTCKTELOW & PAVLIS, 1994; AXEN et alii,
1995; FÜGENSCHUH et alii, 1997). Die Denudation des Tauernfensters und die Exhumierung der darunter liegenden penninischen Einheiten sind von der sprödduktilen Brenner-Abschiebung im Westen (BERHMANN, 1988; SELVERSTONE, 1988)
und der Katschberg-Abschiebung im Osten (GENSER & NEUBAUER, 1989; RATSCHBACHER et alii, 1989) kontrolliert. Diese Abschiebungen begrenzen die ostalpinen von den penninischen Einheiten. Die Abschiebungstektonik, die im späten
Oligozän begonnen und hauptsächlich im Neogen stattgefunden hat, geht auf die
anhaltende Nord-Süd-Einengung (Adria-Europa) der Kollisionszone zurück und
bewirkte die laterale Extrusion und Hebung der penninischen Einheiten sowie die
Denudation der ostalpinen Einheiten. Schließlich sei noch daran erinnert, dass im
Oligozän (32-30 Ma) das Gebiet von Südtirol und Trentino von starker magmatischer Aktivität geprägt war, welche das gesamte Periadriatische Lineament kennzeichnet. Die Produkte waren pyroklastischer Natur (heute erodiert), andesitische
Gänge und tonalitische Plutone (DAL PIAZ, 1985; DAL PIAZ et alii, 1988; MAIR &
PURTSCHELLER, 1995).
Die Tiefenstruktur der Ostalpen wurde zunächst durch seismische Untersuchungen (SCARASCIA & CASSINIS, 1992, 1997, mit weiterführender Literatur)
und schließlich durch das seismische TRANSALP-Projekt neu ergründet. Das
TRANSALP-Profil erstreckt sich von Treviso bis nach München und durchquert
das Ahrntal unweit des Westrandes vom Blatt „Klockerkarkopf“. Die komplexe
Tiefenstruktur des ostalpinen-penninischen Kollisionsprismas und der Zusammenhang mit dem Südalpenindenter wurde anhand verschiedener geometrischer
Modelle interpretiert (CASTELLARIN et alii 2002: ductile extrusion model; LAMMERER et alii, 2002: crocodile model).
2. - BISHERIGE UNTERSUCHUNGEN
Das Ahrntal war bereits zur Römerzeit für das Vorkommen von eisen- und
kupferhaltigen Mineralen in der Nähe von Prettau bekannt. Die geschichtliche sowie demographische Entwicklung im Laufe der Jahrhunderte sind von TSCHURTSCHENTHALER (1935), BEVILACQUA (1955), RICCARDI (1969), MARRI und PISANO
(1979a, 1979b und 1980) beschrieben worden.
Die geologische Erforschung dieser Region geht auf die zweite Hälfte des
19. Jhdts. zurück und ist in den Monographien über Südtirol von BIANCHI (1934)
und DAL PIAZ (1934) ausführlich beschrieben. Erwähnenswert ist das geologische
Profil durch die Zillertaler Alpen und das Pustertal von LÖWL (1881), die petro-
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graphischen Studien über die Gesteine des Ahrn- und Zillertales und des Zemmgrund von BECKE (1894, 1897) sowie die Studien von WEINSCHENK (1894) über
die Zusammenhänge zwischen den Granitoidkörpern des Großvenediger und den
eingebetteten Paragneis-Glimmerschiefern. Diese Thematik wurde später von
KÖLBL (1924-32) wieder aufgegriffen. Hinweise auf weiterführende Literatur finden sich in DAL PIAZ (1934). Der westliche Abschnitt des Tauernfensters wurde
von SANDER (1911, 1914, 1921a, 1921b, 1925) systematisch aufgenommen und
untersucht; ihm gebührt die Anerkennung dafür, den relativ späten Zeitpunkt der
metamorphen Kristallisation (Tauernkristallisation) erkannt zu haben.
Die Orthogneise und Schiefer des Greiner, welche in den Zillertaler Alpen
aufgeschlossen sind, wurden von CHRISTA (1931, 1934, mit geologischer Karte
des Hohen Zemmgrund im Maßstab 1:20.000) beschrieben.
Bedeutende Fortschritte wurden in den 1930er Jahren mit den geologischstrukturgeologischen Monographien von DAL PIAZ (1934) und den petrographischen Monographien von BIANCHI (1934) über den Osten Südtirols und angrenzende Gebiete erzielt (bekannt geworden auch als Einzelwerke: DAL PIAZ & BIANCHI, 1934). Die am genauesten untersuchten Gebiete waren: (1) die penninischen
Einheiten des Ahrntales, auf Grundlage einer geologischen Karte im Maßstab
1:25.000 (BIANCHI & DAL PIAZ, 1929, 1930, 1939), welche heute den östlichen
Bereich des Blattes „Klockerkarkopf“ abdeckt; (2) die Matreier Schuppenzone
und das südliche ostalpine Grundgebirge bis zur Pustertal-Linie; (3) der tertiäre
Rieserferner-Pluton. Alle diese Untersuchungen wurden in eine geotektonische
Rekonstruktion des gesamten Gebietes zwischen dem östlichen Pustertal und der
Brennergegend einbezogen. Die geologisch-strukturellen Geländeaufnahmen
wurden durch genaue petrographische Beschreibungen der wichtigsten Lithotypen aller tektonometamorphen Einheiten und ihrer chemischen Zusammensetzung ergänzt (BIANCHI, 1934). In Tabelle 1a-b ist eine Auswahl der chemischen
Analysen von BIANCHI (1934) und seinem Schüler SEMERANO (1929, in BIANCHI,
1934) von verschiedenen Gesteinstypen der Region sowie die Herkunft der Proben dargestellt.
BIANCHI (1934) und DAL PIAZ (1934) haben innerhalb des Tauernfensters folgende tektonischen Einheiten vom Hangenden ins Liegende unterschieden: i)
Kalkglimmerschiefer mit Ophiolithen, bestehend aus karbonatischen und pelitischen Metasedimenten mesozoischen Alters mit Einschaltungen von Grüngesteinen, welche vereinzelt Serpentinit führen; diese komplexe Abfolge entspricht der
Oberen Schieferhülle der österreichischen Autoren; ii) Dreiherrenspitz-GreinerDecke (Untere Schieferhülle), welche am Talschluss und auf der linken Talseite
des hinteren Ahrntales aufgeschlossen ist: sie besteht aus einem Grundgebirge aus
Paragneisen, granatführenden phyllitischen Glimmerschiefern mit lokalen Einschaltungen von Amphibolit und Eklogit und aus kleinen Schuppen der permokarbonen und triassischen Sedimentdecke; iii) Großvenediger-Decke, entspricht
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0,02
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14,07 19,08 12,49 13,37 18,42 12,32 14,33
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14,9 14,59 12,46
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Probe
SiO2
0,02 Spuren Spuren
Al2O3
0,12
2,04
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P2O5
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3,05
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Spuren Spuren
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0,03
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--
1,02
6,08
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1,12
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0,09
0,10
0,02
0,02
0,11
0,29
0,08
MgO
0,35
5,22 13,01
0,44
6,56
1,96
1,38
0,56
6,50
5,25 10,71
CaO
1,30
8,00 10,16
1,47 10,28
0,56
1,73
1,18
9,24
7,98 11,48
BaO
0,07
0,02
0,04
0,10
0,07 Spuren Spuren Spuren
0,06
0,02 Spuren
K2O
5,13
2,35
1,54
4,35
0,86
1,94
4,19
2,09
0,76
1,13
Na2O
4,02
3,46
1,67
3,87
3,17
3,51
4,11
5,07
3,47
3,36
2,19
H2O-
0,17
0,32
0,31
0,11
0,15
0,24
0,17
0,16
0,18
0,28
0,37
H2O+
0,53
0,60
0,91
0,39
0,61
0,34
1,37
2,19
0,26 Spuren
--
-- Spuren Spuren
0,16
O
G
Ce2O3
Fe2O3
--
0,38
1,14
1,09
0,24
CO2
-- Spuren
0,20
--
S
--
0,02
--
--
--
--
--
--
0,21
0,18
0,09
--
--
--
--
--
--
--
--
0,03
--
--
--
--
--
--
--
--
-- Spuren
--
--
-0,01
--
--
--
--
--
--
PR
-O=F+S
--
0,01
Summe
-0,08
-0.07 -0,03
100,21 99,85 100,16 100,23 100,38 100,30 100,63 100,09 100,23 99,89 99,79
AR
F
G
Cl
Tab. 1a - Geochemische Analyse der Gesteine des kristallinen Grundgebirges und der ophiolithischen
Grüngesteine des Ahrntales.
C
dem Zentralgneis, aufgeschlossen entlang der gesamten rechten Talseite: hierbei
handelt es sich um vermutlich karbone Granite, welche während der alpinen Metamorphose in massige und geschieferte Orthogneise umgewandelt wurden. Die
Südgrenze des Tauernfensters wird durch die Matreier Schuppenzone gebildet,
eine kompklexe Zone aus Kalkglimmerschiefern mit dünnen tektonischen Schuppen, welche sowohl dem Penninikum als auch dem Ostalpin zugeordnet werden
können. Diese Zone befindet sich an der Basis des Unterostalpins.
In stratigraphischer Hinsicht wurden die Kalkglimmerschiefern (Bündnerschiefer) mit den Ophiolithen als ein Komplex von phyllitischen, quarzitischen
Metasedimenten aus dem Jura und aus kalkigen und dolomitischen Einheiten
aus der Mittel- bis Obertrias beschrieben. Ursprünglich soll sich diese Abfolge
kontinuierlich aus dem unterliegenden Grundgebirge der Dreiherrenspitz-Decke
(Oberperm-Untertrias) entwickelt haben. Im Laufe der alpidischen Orogenese
wurden diese Metasedimente abgeschert und bilden nun eine eigene Decke. Die
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27
Petrographie
Bearbeiter
1
N’ von St. Jakob - Ahrntal
aplitischer-muskowitischer
Orthogneis
BIANCHI (1934)
9
Klockerkarkopf hinteres Ahrntal
feinschiefriger, Biotit Amphibolit - Orthogneis
BIANCHI (1934)
10
Schüttal Schneide hinteres Ahrntal
Biotithaltiger Amphibolith; femische
Zwischenlage im Biotitorthogneis
BIANCHI (1934)
11
S’ Klockerkarkopf hinteres Ahrntal
granitischer Muskowitorthogneis,
arm an Biotit
BIANCHI (1934)
19
Schüttal - hinteres Ahrntal
30
Dreiherrnspitz
Chlorit - Granat - Paragneis
SEMERANO (1934)
31
NE’ Hinteres Umbal Törl
Zweiglimmer - Orthoaugengneis
Muskowit - Orthogneis mit
SEMERANO (1934)
O
Lokalität
O
G
ET
T
Probe
Gneisiger Amphibolit (hohe
BIANCHI (1934)
Konzentration an femischen Anteilen)
Albit; tektonische Schuppe der
Dreiherrnspitz - Decke innerhalb der
Kalkglimmerschiefer
BIANCHI (1934)
33
Dreiherrnspitz, Höhe 3335 m
Hornblende führender
Granatamphibolit
SEMERANO (1934)
34
Hinteres Umbal Törl
Amphibolit - Epidot Prasinit mit Biotit
BIANCHI (1934)
35
Mittleres Röttal
Amphibolit - Epidot Prasinit mit Chlorit
BIANCHI (1934)
AR
G
Oberes Röttal
(Weg von Lenkjöchlhütte
oberhalb des Gletschers)
PR
32
Tab. 1b - Lokalität und Beschreibung der Proben (BIANCHI, 1934).
C
Platznahme der Ophiolithe durch vorwiegend intrusive Prozesse wurde in Übereinstimmung mit KOBER (1923) und der klassischen Rekonstruktion der westlichen
alpinen Tethys nach ARGAND (1916) dem Beginn der alpidischen Orogenese zugeschrieben (Kreide). Die Ophiolithe liegen in Form von Prasiniten vor, die reich an
Epidot sind und lokal Fe-Cu-Vererzungen aufweisen (CAVINATO, 1930; DI COLBERTALDO & LEONARDELLI, 1963); untergeordnet treten auch Serpentinitlinsen auf.
Im Inneren der Kalkglimmerschiefer mit Ophiolithen gibt es zudem eine
Schuppenzone mit Gesteinen der Trias und des Jungpaläozoikums; damit lassen
sich noch zwei Teildecken unterscheiden.
Die Dreiherrenspitz-Greiner-Decke beinhaltet zwei stratigraphische Einheiten:
I) eine obere, bestehend aus Quarziten, Quarz-Serizit-Glimmerschiefern,
Muskovitglimmerschiefern, manchmal mit Granat, Chlorit oder Turmalin,
phyllonitischen Glimmerschiefern und karbonatführenden Graphitschiefern; diese Gesteinsabfolge wird dem Zeitabschnitt Oberkarbon-Untertrias
zugeordent;
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AR
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O
II) untere Einheit aus dem Spätpaläozoikum, bestehend aus albitischenmuskovitischen Paragneisen mit Granat und Turmalin, welche in Glimmerschiefer mit Chlorit, Turmalin ± Granat übergehen, vereinzelte Einschaltungen von hellen Orthogneisen. Die Orthogneise sind teilweise Augengneise und beinhalten zahlreiche Linsen aus epidotreichen Amphiboliten und granatführenden Amphiboliten mit grüner Hornblende und Resten
von beinahe farblosem Aktinolith. Letztere werden als ophiolithische
Intrusionen interpretiert und haben einen grundsätzlich anderen geochemischen und mineralogischen Charakter als die Metabasite, welche zusammen mit den mesozoischen Kalkglimmerschiefern auftreten (BIANCHI,
1934). Später wird sich zeigen, dass es sich um Gesteine unterschiedlichen
Ursprungs handelt. Die beiden Gruppen der Paragneis-Glimmerschiefer
werden durch die herzynische Diskordanz getrennt, die heutige Parallelisierung ihrer Strukturen ist das Ergebnis intensiver Deformation im Rahmen der alpidischen Orogenese (DAL PIAZ, 1934).
Die Gesteine der Großvenediger-Decke wurden in drei große Lithotypen eingeteilt:
I) der prä-granitische Komplex, vertreten durch Glimmerschiefer mit Biotit,
Amphibol und Granat sowie Arkosegneise, analog jenen Gesteinen, welche SANDER (1911, 1921, 1925, 1929) im westlichen Abschnitt des Tauernfensters beschrieben hatte;
II) der granodioritische Batolith, der in Übereinstimung mit den Auffassungen von TERMIER (1903) und KOBER (1912, 1923) dem herzynischen Magmatismus (spätes Paläozoikum) zugeordnet wird; er besteht aus kleinen
Granitkörpern, Tonaliten, Gabbro-Dioriten und Gabbros, die aufgrund
der alpidischen Metamorphose als Orthogneise mit massiger bis stark geschieferter Struktur vorliegen. Außerdem gibt es aplitische Gänge, Mikrogranite und teilweise metamorphe biotitisch-epidotische Lamprophyre mit
Amphibolen;
III) der post-granitische Komplex, vertreten durch konglomeratische Gneise, Quarz-Serizit-Gneise, karbonathaltige Phyllite, serizitische Quarzite,
welche dem Zeitabschnitt Oberkarbon-Untertrias zuzuordnen sind. Diese
Abfolge fehlt im Ahrntal fast vollständig (ARMARI & DALLA PORTA MARCATO, 1976), ist im Pfitschtal (Val di Vizze) jedoch weit verbreitet (GreinerSerie). Diese Gesteine wurden nach der Abtragung des herzynischen Gebirges und der teilweisen Denudation der Batolithe abgelagert (DE VECCHI
& BAGGIO, 1982).
Die strukturgeologische Position des Ahrntales wurde anhand von 13 Serienprofilen im Maßstab 1:25.000 und einem Blockbild im Maßstab 1:100.000 (Fig.
11, DAL PIAZ, 1934) dargestellt. Letzteres zeigt die großen Falten der Kalkglimmerschiefer und der Dreiherrenspitz-Decke südlich der großen Störung entlang
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Fig. 11 - Tektonisches Blockbild des südlichen Bereiches des Tauernfensters im Ahrntal (DAL PIAZ, 1934):
a) metamorphe Ophiolithe,
1) Bergbau im Röttal (Valle Rossa),
b) mesozoische Bündnerschiefer,
2) Merbspitze (Punta Merbe),
c) Dreiherrenspitz-Decke,
3) Rötfleckscharte (Bocchetta Valle Rossa),
d) Großvenediger-Decke,
4) Löffelspitz (Pizzo Cucchiaio),
5) Lenkjöchl (Giogo Lungo).
C
Man erkennt sehr gut die disharmonische Struktur mit den großmaßstäblichen Falten in den ophiolithischen und kontinentalen Einheiten südlich des subvertikalen Kontaktes (duktile Scherzone) mit den
granitisch-granodioritischen Orthogneisen des Großvenediger.
des Ahrntales, welche die Kalkglimmerschiefer vom Orthogneis des Großvenendiger trennt. Die Überschiebung der Kalkglimmerschiefer über die Einheiten der
Dreiherrenspitz-Decke ist durch eine Schuppenzone gekennzeichnet, welche an
der rechten Talflanke des Röttales (Valle della Rossa) am Rotemann Joch (Giogo
Rosso) und an der linken Talflanke des Windtales (Valle del Vento) gut zu erkennen ist (Fig. 12). Fragmente dieser Zone treten auch im Inneren der Kalkglimmerschiefer auf und erlauben die Unterscheidung der Teildecken der Merbspitz-Löffelspitz (Punta Merbe-Pizzo Cucchiaio) und des Röttales. Das Verschwinden der
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Fig. 12 - Geologisches Panorama der Rainhart-Spitz-Gruppe (Monte Riva di Predoi); unten rechts
die Lenkjöchlhütte (Rif. Giogo Lungo) (DAL PIAZ, 1934, Fig. 12). Von oben nach unten erkennt man
die Abfolge von Kalkglimmerschiefern mit Grüngesteinen der Glockner-Decke und die Lenkjöchlschuppenzone im Hangenden des prä-triassischen Grundgebirge der Dreiherrnspitz-Decke.
G
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Einheiten der Dreiherrenspitz-Decke auf der linken Seite des hinteren Ahrntales
wird durch eine große Antiklinale verursacht, deren Achse nach WSW abtaucht.
Diese Einheiten verschwinden über eine Länge von 25 km und tauchen erst wieder in Pfunders (Valle di Fundres) und im Pfitschtal (Valle di Vizze) auf (BAGGIO
et alii, 1975; DE VECCHI & BAGGIO, 1982). Dieselbe Faltung nach der Deckenstapelung ist für das Abtauchen des großen Prasinitkörpers vom Sattelspitz-Röttal
(M. Sella-Valle della Rossa), der an der Basis der Kalkglimmerschiefer liegt, verantwortlich.
Eine Reihe von Profilen im Maßstab 1:50.000 und eine geotektonische Karte
im Maßstab 1:200.000 illustrieren die allgemeine strukturgeologische Situation
im Osten Südtirols zwischen Brenner und dem hinteren Ahrntal. Dabei sind die
Beziehungen zwischen den Dinariden (Südalpen), dem Ostalpin des nördlichen
Pustertales und den penninischen Einheiten, die Periadriatische Linie sowie die
jüngsten Intrusivkörper dargestellt (DAL PIAZ, 1934).
Nachdem BIANCHI (1934) und DAL PIAZ (1934) ein modernes Bild über die
geologischen, petrografischen und tektonischen Aspekte der penninischen
Einheiten im Ahrntal geliefert hatten, erfolgten keine weiteren Untersuchungen
mehr in diesem Gebiet. In anderen Bereichen des Tauernfensters wurden hingegen neue Untersuchungen mit Schwerpunkt auf mineralogisch-petrographische
und geochemische Aspekten der Orthogneise und ihrer Ausgangsgesteine (KARL,
1959; EXNER, 1963, 1967; LAMMERER et alii, 1976) sowie die Zonierung der alpidischen Regionalmetamorphose angestellt (MORTEANI, 1971, 1974; FREY et al.,
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1974; HÖRNES und FRIEDRICHSEN, 1974; MORTEANI und RAASE, 1974; FRIEDRICHSEN
& MORTEANI, 1979; HOSCHEK, 1980a, 1980b, 1984; SELVERSTONE et alii, 1984;
SELVERSTONE, 1985; DACHS, 1986, 1990).
Die geologischen Aufnahmen in den Jahren 1962-67 der Blätter „Brenner“ und
„Brixen“ (Blatt 1-4A) für die „Carta Geologica d‘Italia“ im Maßstab 1:100.000
brachten eine Reihe neuer Untersuchungen über die Großvenediger-Decke und
über die Kalkglimmerschiefer mit Grüngesteinen (metamorphe Ophiolithe). Diese
Neuaufnahmen umfassten das Gebeit vom Großen Möseler (Mesule) über das ganze Pfitschtal (Val di Vizze) bis zum Brennerpass (Passo del Brennero); zusätzlich
wurden einige geologische Detailkarten angefertigt (DE VECCHI & PICCIRILLO, 1968;
BAGGIO, 1969; BAGGIO et alii, 1973; FENTI & FRIZ, 1973; DE VECCHI et alii, 1973;
BAGGIO & DE VECCHI, 1974; DE VECCHI & BAGGIO, 1982; DE VECCHI & MEZZACASA,
1986; DE VECCHI, 1989). Diese Arbeiten haben die wichtigsten Interpretationsansätze
von BIANCHI & DAL PIAZ (1934) bestätigt, indem sie die Paragneis-Glimmerschiefer
der Greiner-Serie (nur teilweise mit jenen des Dreiherrenspitz zu vergleichen) und
das Grundgebirge (Gneise) des Großvenedigers zu einer einzigen Decke zusammenfassen (DE VECCHI & BAGGIO, 1982).
Zur selben Zeit veröffentlichten ARMARI & DALLA PORTA MARCATO (1976) eine
Erläuterung über die klastischen und karbonatischen Abfolgen des Großvenediger,
welche im Westen des Kartenblattes, entlang der rechten Talflanke des mittleren
und äußeren Ahrntales zwischen Schönberg (Montebello) und dem Wollbach (Rio
di Valle) aufgeschlossen sind. Diese Abfolgen, welche in tektonischem Kontakt zu
den darunter liegenden geschieferten-laminierten granitischen Orthogneise stehen,
setzen sich folgendermaßen zusammen: i) Arkosegneise und Metakonglomerate,
tektonisch stark beansprucht, vermutlich Oberkarbon-Unterperm-Alter; ii) Quarzund feldspatreiche Glimmerschiefer, vorherrschend Hellglimmer, mit dünnen
Einschaltungen von granatführenden Phylliten mit Graphit und schließlich
Quarzite, Perm-Untertrias; iii) zuckerkörnige Kalkmarmore, Mittel-Obertrias,
sind mit den Abfolgen an der Basis des Hochstegenmarmors (Pfitschtal) zu vergleichen. Die metamorphe Überprägung beginnt in Grünschieferfazies (Albit)
und erreicht die Amphibolitfazies (Plagioklas An20-40) während der späten Phase,
welche postkinematische Biotitporphyroblasten erzeugt. Aus lithologischer und
metamorpher Sicht ist diese Sequenz der Greiner-Serie im Pfitschtal (DE VECCHI
& BAGGIO, 1982) ähnlich.
Der westliche Bereich des Tauernfensters ist durch zwei große Antiformen
gekennzeichnet (Tuxer Antiform im Norden, Großvenediger Antiform im Süden),
welche durch die synformale Greiner-Serie und Glockner-Decke getrennt werden. Die beiden Antiformen sind durch eine sinistrale, duktile Scherzone entlang des Kontaktes zwischen der Greiner-Serie und dem Tuxer Gneiskern versetzt (BERHMANN, 1988; BEHRMANN & FRISCH, 1990; LAMMERER & WEGER, 1998).
Die Synform verschwindet durch das Achsenabtauchen nach W einige Zehner
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Kilometer östlich des Pfitscherjoches: daraus folgt, dass nördlich des Ahrntales
die Orthogneise des Großvenediger (Zillertal) und jene von Tux direkt nebeneinander liegen.
Die Konzepte der Plattentektonik führten zu einer völlig neuen Sichtweise
der Paläogeographie der östlichen alpinen Tethys und der Bedeutung der
Glockner-Decke, welche aus Fragmenten jurassischer ozeanischer Lithosphäre
(tektonische Schollen und möglicherweise Olistholithe) und aus kretazischen
Turbiditablagerungen besteht (BICKLE & PEARCE, 1975; FRISCH, 1979; HÖCK &
MILLER, 1980; 1987; HÖCK, 1983; FRISCH et alii, 1987; HÖCK & KOLLER, 1989).
Die Matreier Schuppenzone am Übergang zwischen Ostalpin und Penninikum
wurde als eine „Trench-Slope“-Sequenz vermutlich kretazisches Alters gedeutet, welche an der Stirn des ostalpinen kontinentalen Abhanges abgelagert wurde (FRISCH et alii, 1987). Tatsächlich konnten zumindest vereinzelt Übergänge
zwischen den obersten Kalkglimmerschiefern der Glockner-Decke und jenen der
Matreier Zone beobachtet werden (SCHWAN et alii, 1984).
Der basale Anteil der Glockner-Decke besteht aus Metabasalten vom MORBTyp und kleinen Serpentinitkörpern, die ursprünglich dem Basement des südpenninischen Ozeans angehört haben (östliche Fortsetzung des piemontesischen
Ozeans), der zwischen dem europäischen und dem adriatischen Kontinentalrand
lag (HÖCK & MILLER, 1987; HÖCK & KOLLER, 1989, mit weiterführender Literatur).
DE VECCHI & PICCIRILLO (1968) und DE VECCHI (1989) haben die geologischen,
petrographischen und geochemischen Eigenschaften der Ophiolithe aus dem
Pfitschtal detailliert beschrieben. Die Ophiolithe sind von einer Abfolge aus
Meta-Cherts, Quarziten, Kalk-Glimmermarmoren und karbonatischen Schiefern
überlagert, welche die so genannte „Glocknerfazies“ der Kalkglimmerschiefer
bilden (FRASL, 1958; FRASL & FRANK, 1966). Die darüber liegenden Abfolgen
sind durch erhöhten terrigen-klastischen Eintrag gekennzeichnet und setzen sich
hauptsächlich aus karbonatischen Quarziten, dunklen Glimmerschiefern und
kohlenstoffreichen Phylliten zusammen (FRISCH, 1980; LAMMERER et alii, 1981).
Diese Lithotypen ähneln teilweise jenen der Kaserer Serie und Mürtörl-Serie sowie einigen distalen Bereichen der Matreier Schuppenzone.
Die ophiolithführenden Sequenzen im zentralen Bereich des Tauernfensters
wurden von HÖCK (1983) sehr detailliert beschrieben. Die Grüngesteine bestehen vorwiegend aus prasinitischen, bis zu 1 km mächtigen Metabasalten, welche lokal primäre Strukturen aufweisen (Pillows, Hyaloklastite), sowie aus
Gabbrokörpern und ultramafischen Basalten (Serpentinite). Der Wechsel zwischen den Metabasalten und den Metasedimenten ist durch eine Übergangszone
gekennzeichnet, wobei die Einschaltungen von Kalkglimmerschiefern in den
Prasiniten nach oben hin allmählich zunehmen. Die Prasinite werden immer
dünner bis sie schließlich mit dem Ende der vulkanischen Aktivität ganz verschwinden. In vielen Fällen markiert eine dünne Lage von Quarziten (25-40 cm)
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die Grenze zwischen den Metabasalten und den Metasedimenten. Die gesamte
Abfolge endet mit Kalkglimmerschiefern (100-400 m), deren Ausgangsgesteine
aus kalkig-tonigen Sedimenten bestanden.
Die basalen Serpentinite stehen vermutlich nicht in primärem Kontakt mit
den darüber liegenden Gesteinen, sondern stellen eigenständige, tektonische
Schollen dar, die entlang der Überschiebung der Glockner-Decke eingeschürft
wurden. Andere Serpentinitkörper, die selten mit Leukogabbros, Fe-Gabbros und
Rodingiten (basaltische oder gabbroide Gänge) vergesellschaftet sind, scheinen
hingegen von einem Kumulatkomplex an der Basis der Basalte zu stammen.
Nach den geologischen und petrographischen Studien von BIANCHI und DAL
PIAZ wurden die Ophiolithe des Ahrntales nicht weiter untersucht, mit Ausnahme
von lagerstättlichen Erkundungen (DI COLBERTALDO & LEONARDELLI, 1963;
LEONARDELLI, 1964) und geophysikalischen Untersuchungen an den Pyrit-,
Chalkopyrit- und Magnetitvererzungen des Bergbaues von Prettau (NORINELLI,
1963; GUZZON et alii, 1974). DERKMANN & KLEMM (1978) beschreiben allgemein
Vererzungen des Tauernfensters in Vergesellschaftung mit Ophiolithen.
Aufgrund der regionalen lithostratigraphischen Eigenschaften der GlocknerDecke ist es möglich, die Abfolgen der Kalkglimmerschiefer und Grüngesteine
des Ahrntales mit den höheren Abfolgen der Decke zu korrelieren: ausschlaggebend ist das Fehlen der Metagabbros und/oder der basalen Serpentinite. Die
kleinen Serpentinitkörper des Ahrntales könnten als Olistholithe, oder, viel wahrscheinlicher, als tektonische Schollen gedeutet werden, die in den mittleren und
oberen Abschnitt der Kalkglimmerschiefer eingeschuppt wurden.
Mit Beginn der 1980er Jahre gab es deutliche Fortschritte in der Stratigraphie
der metamorphen Sedimentabfolgen im Hangenden der Zentralgneiskörper am
Westrand des Tauernfensters zwischen dem Pfischtal und dem Brenner; diese stratrigraphischen Neuerkenntnisse wirkten sich auch auf die Interpretation
des strukturellen Baus auf. Die klastischen Abfolgen, manchmal reich an
Metakonglomeraten, und die damit vergesellschaftete Abfolge aus dunklen
Schiefern und schwarzen Quarziten über den parautochthonen Karbonatabfolgen
des Tuxer Orthogneises wurden dem Jungpaläozoikum zugeordnet (GreinerSerie) und bildeten somit eine allochthone Einheit (Greiner-Decke) (BAGGIO et
alii, 1973; FENTI & FRIZ, 1973; DE VECCHI & BAGGIO, 1982). Später wurden diese Gesteinsabfolgen dem Jura und der Kreide zugeordnet und als abgescherte,
normale Sedimentauflage des Tuxer-Zentralgneises gedeutet. Diese Abfolge erstreckt sich nach oben hin bis zur basalen Überschiebung der Glockner-Decke
(FRISCH, 1974; LAMMERER, 1988, 1990, mit weiterführender Literatur). Diese neue
Interpretation der Greiner-Serie hat allerdings wenig Bedeutung für das Blatt
„Klockerkarkopf“, da hier diese mesozoischen Abfolgen offensichtlich fehlen.
Als wichtigste Fortschritte in der Erforschung des penninischen Grundgebirges
(FRISCH et alii, 1993, mit weiterführender Literatur) sind die Erkenntnis ei-
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nes alten ozeanischen Inselbogens (FRISCH & RAAB, 1987) im prä-granitischen
Kristallin sowie zahlreiche radiometrische Altersdatierungen (THÖNI, 1999, mit
weiterführender Literatur) zu nennen. Diese haben die zeitliche Zuordnung des
granitisch-granodioritischen Batholithen in das Oberkarbon und/oder Unterperm
ermöglicht (FINGER et alii, 1993). Das Adjektiv „prä-granitisch“ wird in den vorliegenden Erläuterungen als chronologische Angabe für Lithotypen und geologische Prozesse benutzt, die älter sind als die Platznahme des karbonen-permischen
Batholiths. Es gibt keine U-Pb-Datierungen der Zirkone aus dem Zentralgneis
im Ahrntal. Es gibt allerdings von der Hornspitze (östlich des Möselers) und von
der österreichischen Seite einige spätpaläozoische radiometrische Alter, die auch
in der Unteren Schieferhülle wieder angetroffen wurden (VAVRA & FRISH, 1989;
CESARE et alii, 2001).
Die kretazischen (prä-Gosau) Metamorphosealter des Ostalpins gelten seit
einiger Zeit als gesichert; die Subduktions- und Regionalmetamorphose der
darunter liegenden, penninischen Einheiten (der kontinentaler Kruste und aus
Ophiolithen) haben hingegen ausschließlich eozänes Alter (THÖNI, 1999, mit weiterführender Literatur). Diese zeitliche Diskrepanz der Metamorphosealter zwischen dem Ostalpin und dem Penninikum führte zu folgender Hypothese: Die
Ostalpen erfuhren zur Kreidezeit (prä-gosauisch) eine erste Gebirgsbildungsphase
mit vermutlich westvergenten Deckenüberschiebungen in Folge der Schließung
des östlichen Tethysozeans (Meliata-Vardar). Dieser Ozean triassischen Alters
soll sich möglicher Weise bis in den alpinen Raum erstreckt haben. Das tertiäre Gebirge mit Nordvergenz entstand hingegen durch die Schließung des mesozoischen, südpenninischen, ligurisch-piemontesischen Ozeans im Eozän und
die darauf folgende kollisionale Akkretion des europäischen Kontinentalrandes
(FRANK et alii, 1987; THÖNI & YAGOUTZ, 1993; ZIMMERMANN et alii, 1994; SCHMID
et alii, 1997; KURZ et alii, 2001).
Das Alter der alpidischen Regionalmetamorphose im Ahrntal ist noch offen. Es
gibt keine endgültigen Altersdaten zur Metamorphose der Kalkglimmerschiefer
und Grüngesteine auf italienischem Gebiet des Tauernfensters. Es sind nur einige Rb/Sr-Alter aus Hochdruck-Granaten der Greiner-Serie (CHRISTENSEN et
alii, 1994) sowie aus späten Biotiten aus dem Zentralgneis (14,3-16,3 Ma; BORSI
et alii, 1973) verfügbar. Letztere entsprechen der Abkühlung der penninischen
Einheiten im Zuge der raschen Exhumation; diese Alter wurden auch durch
Apatit-Spaltspuralter bestätigt (STAUFENBERG, 1987; STÖCKHERT et alii, 1999).
Das Ahrntal zeigt keine bedeutende seismische Aktivität (ARIC et alii, 1987;
SLEJKO et alii, 1987).
Die geologischen und strukturellen Aspekte eines Autobahntunnelprojektes
durch die Zillertaler/Ahrntaler Alpen wurden von ARMARI et alii (1973) und FENTI
& FRIZ (1973a, b) beschrieben.
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IV - STRATIGRAPHIE
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1. - PENNINISCHE EINHEITEN DES TAUERNFENSTERS
C
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Die ophiolithische Glockner-Decke (Obere Schieferhülle, Kalkglimmerschiefer
mit Ophiolithen) ist entlang der gesamten orographisch linken Talflanke des
Ahrntales südwestlich des Windtales aufgeschlossen. Die Glockner-Decke wurde auf die Großvenediger-Decke in Richtung Norden und die DreiherrnspitzDecke in Richtung Nordosten überschoben. Der tektonische Kontakt zwischen
Glockner- und Großvenediger-Decke verläuft entlang des Ahrntales in NE-SWRichtung bis zur Birnlücke (Forcella del Picco) (Fig. 13).
Im Bereich von St. Peter (San Pietro) gibt es eine 400-500 m mächtige tektonische Schuppenzone, die vorwiegend aus Kalkglimmerschiefern und untergeordnet aus Marmoren und Dolomiten eines Kontinentalrandes besteht. Der Kontakt
zwischen Glockner- und Dreiherrnspitz-Decke ist durch eine komplexe Abfolge
tektonischer Schuppen gekennzeichnet, die beiden Decken angehören und an der
linken Talflanke des Windtales, der rechten Talflanke des hinteren Röttales und
am Grat zwischen Kemater Spitze (Pizzo Caminata) sowie am Rotemann Joch
(Giogo Rosso) aufgeschlossen sind (Fig. 14).
Diese Schuppenzone fehlt an der Rötspitze, hier ist der direkte Kontakt zwischen den Kalkglimmerschiefern und dem Grundgebirge aufgeschlossen (Fig. 15).
Alle tektonischen Hauptkontakte zwischen den Einheiten sind duktile Scherzonen, die zu einem späteren Zeitpunkt teilweise von spröder Deformation überprägt wurden.
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Fig. 13 - Die Birnlücke (Forcella del Picco) am Talschluss des Ahrntales markiert die duktile
Scherzone zwischen den Orthogneisen der Großvenediger-Decke (links im Bild, orographisch rechte
Talseite) und dem metamorphen Grundgebirge der Dreiherrnspitz-Decke.
Fig. 14 - Blick auf die Rötspitze (Pizzo Rosso) und das Lenkjöchl (Giogo Lungo) (im Vordergrund)
und auf den Bergrücken zwischen Rainhart Spitz (Monte Riva di Predoi) und Sattelspitz (M. Sella), wo
wiederholt Schuppen aus Kalkglimmerschiefern und Prasinite der Glockner-Decke aufgeschlossen
sind. Im Hintergrund erkennt man den Rauhkofel (Monte Fumo) (linke Pyramide) und im zentralen
Bereich den Klockerkarkopf (Vetta d’Italia) (rechts).
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1.1. - GLOCKNER-DECKE
Metasedimente
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Die ophiolithische Glockner-Decke besteht aus einer Abfolge von Metasedimenten (vorwiegend Kalkglimmerschiefer, Bündnerschiefer i.w.S.) und Einschaltungen von metamorphen Ophiolithen (Grüngesteine), die aus Metabasiten
und vereinzelten Serpentinit-Schuppen bestehen.
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Die
Metasedimente
bestehen
aus
karbonatischen
Sedimenten
(Kalkglimmerschiefer, Bündnerschiefer i.e.S.) mit vereinzelten pelitisch-siliziklastischen Einschaltungen (phyllitisch) und unreinen Marmoren mit granoblastischer Textur. Die Marmore sind von den triassischen Kalk-Dolomitmarmoren der
Schuppenzone der Dreiherrnspitz-Decke aufgrund des höheren klastischen Gehalts
und der stärkeren Schieferung immer zu unterscheiden. Die Kalkglimmerschiefer
nehmen im Allgemeinen den höheren Abschnitt der Glockner-Decke, d.h. den
Bereich oberhalb der Hauptmasse der prasinitischen Metabasalte des Röttales,
ein. Letztere bestehen meist aus prasinitischen Metabasalten und untergeordnet
aus Epidositen und albitischen Amphiboliten mit Cu-Fe-Vererzungen (Bergbau
von Prettau). Die Hauptmasse der Prasinite und Amphibolite mit Vererzungen
findet man im mittleren und äußeren Röttal, wo Mächtigkeiten bis zu 800 m erschlossen sind.
Die lithostratigraphische Abfolge der ophiolithischen Glockner-Decke besteht aus folgenden Gesteinen.
1.1.1. - Bündnerschiefer undifferenziert (TGI)
C
Hierbei handelt es sich um Kalkglimmerschiefer mit Karbonat, das bisweilen ankeritisch ist, Hellglimmer und Quarz zu verschiedenen Prozentanteilen, Turmalin,
Titanit, Epidot, Biotit, Chlorit, Albit und opaken Mineralen als Akzessorien.
Bisweilen beobachtet man eine feine Bänderung der Gesteinsabfolge, welche
möglicherweise auf Turbidite zurückzuführen ist. Zahlreiche Isoklinalfalten, die
vor allem im kleinen Maßstab sichtbar sind sowie duktile Scherzonen weisen
unmissverständlich auf eine starke Deformation der ursprünglichen lithostratigrafischen Abfolge hin.
Der Komplex der Bündnerschiefer i.w.S. beinhaltet Einschaltungen von
phyllitischen Schiefern (TGIa) mit maximalen Mächtigkeiten im Meterbereich.
Diese Einschaltungen sind gekennzeichnet von einer graduellen Zunahme des
Muskovitgehaltes und häufig von einer graphitische Färbung; Albit und Chlorit
kommen seltener vor.
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Fig. 15 - Ostwand der Rötspitze: tektonischer Kontakt zwischen den Quarz-Glimmer-Schiefern der
Dreiherrnspitz-Decke und den darüber liegenden Kalkglimmerschiefern der Glockner-Decke.
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Die bisweilen gebänderten Kalke und Marmore (TGIb) haben aufgrund ihres
granoblastischen Gefüges und des höheren Karbonatanteils ein massigeres Aussehen. Sie bilden Meter mächtige Einschaltungen in den Kalkglimmerschiefern;
die größte Marmorlage von ca. 20 m Mächtigkeit findet sich in der Nähe der Merbalm (Malga Merbe). Im Allgemeinen handelt es sich um unreine, geschieferte
Marmore, die aus granoblastischen Aggregaten von Kalzit und einem deutlich
geringeren Anteil aus Quarz, Albit, Hellglimmer ± Chlorit zusammengesetzt sind.
Akzessorische Komponenten: Titanit, Epidot, Turmalin, Pyrit, Apatit.
Alter der Ausgangsgesteine: Oberjura bis Kreide?
1.1.1.1. - Rodingitfelse (TGI1)
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Sie treten entlang der Forststraße am linken Ufer des Merbbaches (Rio Merbe), südwestlich der Merbalm, im Kern einer großen antiformalen Kofferfalte
(box-fold) aus karbonatischen Bündnerschiefern und fein geschichteten Marmoren auf (Fig. 16). Die Rodingitfelse sind feinkörnige, grünliche massige Gesteine
aus Epidot, Diopsid, Amphibol und Hellglimmer und erreichen im Aufschluss
einige Zehnermeter Mächtigkeit. Es handelt sich wahrscheinlich um eine rodin-
Fig. 16 - Kern einer Antiform aus Rodingitfels mit Epidot, Diopsid und Amphibol in den karbonatischen Bünderschiefern nahe der Merbalm.
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Ophiolithe
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gitische Reaktionszone (DAL PIAZ, 1969), welche sich zwischen den Ausgangsgesteinen der karbonatischen Bündnerschiefer und den darunterliegenden Serpentiniten entwickelt hat. Diese Serpentinite wurden 400 m weiter nordöstlich des
Aufschlusses in einer Kernbohrung für die Untersuchung von Torfablagerungen
angetroffen. Früher wurden solche Felse mit Kalziumsilikaten am Rand von Serpentinitkörpern als Kontaktskarne interpretiert, die durch die Intrusion eines ultramafischen Magmas in eine Sedimentabfolge entstanden sind.
1.1.2. - Metabasite (GPS)
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Die Metabasite sind vorwiegend aus grünlichen, fein-mittelkörnigen
Prasiniten mit plattiger Absonderung zusammengesetzt. Sie bestehen aus fast
reinen Albitporphyroblasten, grünem oder grün-azurblauem Amphibol, Chlorit,
Clinozoisit/Fe-Epidot, Akzessorien: Biotit, Apatit, Titanit, Fe- und Cu-Sulfide
und -Oxide, manchmal Quarz und Karbonat. Die chemische Zusammensetzung
des Gesamtgesteins deutet auf ein basaltisches Ausgangsgestein hin. Der geochemische Charakter reicht von „Normal“ bis „Transitional-MORB” (TOFFOLON et
alii, 2001; Fig.17, Tab. 2) und bestätigt die analytischen Ergebnisse aus anderen
italienischen Gebieten der Glockner-Decke (HÖCK & MILLER, 1980; DE VECCHI,
1989; Höck & KOLLER, 1989; KOLLER & HÖCK, 1990).
Unter dem Mikroskop zeigen die Amphibole manchmal eine Zonierung mit
einem grünlich-bläulichen Rand und einem beinahe farblosen Kern mit aktinolithischer Zusammensetzung (ZOLLET, 1975). Der Albit ist in der Regel poikilitisch mit mikrolithischen Einschlüssen von langstengeligen Amphibolen und
anderen Mineralen aus der Matrix. Einige Gesteinstypen, die den Prasininten
i.e.S. ähnlen, aber stärker geschiefert sind, erreichen hohe Chloritgehalte. In diesen Gesteinstypen treten häufig Kristalle oder kristalline Anhäufungen von FeCu-Sulfiden und -Oxiden zusammen mit chloritisch-albitischen Amphiboliten
mit feinkörniger Vererzung (GPSb) auf, wie bspw. in der Nähe des Prettauer
Bergbaues. Ähnliche Gesteine treten in der Nähe des Sattelspitz (Monte Sella) auf
und enthalten auch Chloritoid. Akzessorische Komponenten: Titanit, bisweilen
recht zahlreich, opake Minerale (Ilmenit, Magnetit, Pyrit), Kalzit.
Häufig tritt in den Prasiniten eine epidotreiche Fazies (GPSa) auf, manchmal
sind echte Epidosite vorhanden. Sie sind in der gesamten Abfolge verteilt, besonders häufig aber an der Mündung des Röttales. Der Epidot neigt dazu, sich in
Knoten und/oder dünnen Bändern anzureichern.
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VA 04
49.12
1.11
0.10
18.41
7.17
9,23
0,08
7,17
0,95
2,52
3.98
99.84
VA 38
48.74
1.43
0.18
16.24
9.27
10,74
0,15
6,3
0,19
4,32
1.91
99.47
Dy (ppm)
Er
Eu
Gd
La
Nd
Sm
Y
Yb
Zr
C
SiO2 (%)
TiO2
P2O5
Al2O3
CaO
Fe2O3tot
MnO
MgO
K2O
Na2O
Glühverlust
Tot
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Fig. 17 - Plot der Seltenen Erden aus den Metabasiten der ophiolithischen Glockner-Decke im
Ahrntal, Chondriten-normalisiert (modifiziert nach TOFFOLON et alii, 2001). Die Proben VA04 und
VA38 sind Prasinite und stammen aus Prettau bzw. von der Rainhart Spitze (Mt. Riva di Predoi).
VA 04
3,53
1,97
0,98
3,47
2,46
6,64
2,55
20,30
2,12
69,02
VA 38
4,87
2,90
1,19
4,41
2,64
9,10
3,36
27,92
3,14
85,86
Tab. 2 - Chemische Analyse (Labor CRPG Nancy, Frankreich) zweier Proben aus prasinitischen
Metasedimenten der ophiolithischen Glockner-Decke im hinteren Ahrntal.
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Die vererzten Amphibolite (GPSb) sind feinkörnig und durch Fe-Cu-Oxide
und -Sulfide gekennzeichnet, welche diffus verteilt oder konzentriert vorkommen (Bergbau von Prettau; DI COLBERTALDO & LEONARDELLI, 1963; LEONARDELLI,
1964); häufig sind sie mit chloritreichen Prasiniten und chloritisch-albitischen
Schiefern (Ovardite) mit Resten von alteriertem Granat vergesellschaftet.
Akzessorische Minerale: Quarz, Karbonat, Ilmenit, Rutil, Apatit. Häufige lithoklastische Minerale sind Albit, Adular, Titanit, Rutil und Hämatit (GASSER, 1913;
CAVINATO, 1929; CAVINATO; 1930).
Alter der Ausgangsgesteine: Mittel-Oberjura bis Kreide?
1.1.3. - Serpentinite (GSM)
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Die Ultramafite, die in anderen Bereichen der Glockner-Decke häufig vorkommen, bestehen im Aufnahmegebiet aus seltenen, Meter bis Zehnermeter
mächtigen Serpentinit- und Magnetitlinsen.
Auf der Nordseite des Löffler Sp. (Pizzo Cucchiaio) ist ein größerer Serpentinitkörper aufgeschlossen; ein weiteres Vorkommen wurde in einer Kernbohrung bei der Merbalm angetroffen. Meist sind die Serpentinite massig, bisweilen
erscheinen sie aber auch geschiefert bis laminiert oder mylonitisch, manchmal
mit Dezimeter mächtigen Lagen aus talkreichen oder chloritischen Schiefern am
Kontakt zu anderen Lithotypen. Es gibt keine Relikte, welche auf die Natur der
Ausgangsgesteine schließen lassen würden, mit Ausnahme seltener Bereiche von
wahrscheinlich Pyroxen, der von Serpentin ersetzt wurde. Aufgrund der regionalgeologischen Betrachtung handelt es sich wahrscheinlich um Peridotite aus dem
Mantel, die am Ozeanboden und während der Gebirgsbildung metamorph umgewandelt wurden; nichtsdestotrotz lässt sich das Vorkommen von krustalen Ultramafiten (kumulitisch) nicht ausschließen. Ein massiger Serpentinitkörper wurde
im Rahmen der Kernbohrung unter den quartären Ablagerungen bei der Merbalm
vorgefunden; diesem Körper ist höchstwahrscheinlich der vorher beschriebene
Rodongitfels zuzuschreiben.
Alter der Ausgangsgesteine: nicht definierbar.
1.2. - DREIHERRNSPITZ-DECKE
Diese Einheit tritt in großen Mächtigkeiten an der linken Talflanke des hinteren
Ahrntales, des hinteren Röttales (orographisch links), im Windtal (Talschluss und
orographisch rechts) und bis zum Talschluss des Ahrntales (Birnlücke/Forcella
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Metasedimente
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del Picco) auf. Die Dreiherrnspitz-Decke ist entlang einer Störung, die parallel
zum Ahrntal bis zur Birnlücke verläuft, auf die Großvenediger-Decke aufgeschoben und ist ihrerseits von der ophiolithischen Glockner-Decke überschoben. Letzterer Kontakt ist eine markante und komplexe tektonische Schuppenzone, die im
Wind- und Röttal aufgeschlossen ist (Lenkjöchl-Schuppenzone).
Die Dreiherrnspitz-Decke besteht aus karbonatischen und siliziklastischen
Metasedimenten mit vermutlich permischem und triassischem Alter, und einem
prägranitischen kristallinem Grundgebirge. Dieses kristalline Grundgebirge besteht aus verschiedenen Paragneis-Glimmerschiefern mit diffusen Einschaltungen basischer Gesteine, örtlich mit Eklogitresten, schmalen Orthogneislinsen und
untergeordnet aus zuckerkörnigen, gelblich anwitternden Marmoren mit manchmal violetten Bänderungen. Aufgrund der starken alpidischen Überprägung
konnten einige Paragneis-Glimmerschiefer nicht sicher zum polymetamorphen,
prä-granitischen Grundgebirge (Unterste Schieferhülle, HERITSCH, 1927) oder zu
den permo-karbonen, post-variszischen Abfolgen (Untere Schieferhülle) zugeordent werden. In anderen Bereichen des Tauernfensters ist diese Unterscheidung
möglich. Auch die Marmore, die früher in die Trias gestellt wurden (BIANCHI &
DAL PIAZ, 1930; BIANCHI, 1934; DAL PIAZ, 1934), werden hier - jedoch nicht zweifelsfrei - dem prä-granitischen Grundgebirge zugeordnet. Diese stratigraphische
Zuordnung der Marmore ergibt sich aus der engen Vergesellschaftung mit den
Paragneis-Glimmerschiefern mit Amphibolitlinsen und durch das Fehlen der triassischen Quarzite, welche andernorts gemeinsam mit den Schuppen aus Triasmarmoren auftreten.
C
Es handelt sich um Fragmente von permo-triassischen Abfolgen aus zukkerkörnigen Dolomiten, Marmoren, weißen, glimmerreichen Quarziten, QuarzGlimmerschiefern mit Albitporphyroblasten. Diese Metasedimente stammen
vom europäischen Kontinentalrand. Gesteinsschollen verschiedener Mächtigkeit
(Zehner bis Hunderter Meter) finden sich als tektonische Schuppen in der ophiolithischen Glockner-Decke (Merbspitze) und am Kontakt mit der darunter liegenden Dreiherrnspitz-Decke (Talschluss vom Röttal, linke Talflanke, Talschluss
vom Windtal). Eine kleine Schuppe wurde auch bei St. Peter und St. Jakob in
einer Kernbohrung am Kontakt zwischen der ophiolithischen Einheit und den
Gneisen der Großvenediger-Decke angetroffen. Diese Scholle ist in derselben Position wie die Paragneis-Glimmerschiefer innerhalb des Grundgebirges im Westen des Kartenblattes (ARMARI & DALLA PORTA MARCATO, 1976).
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1.2.1. - Kalk- und Dolomitmarmore (MCM)
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Diese Gesteine sind feinkörnig, grau-blau bis gelblich- weiß, erscheinen massig und zuckerkörnig, manchmal zeigen sie eine planare Schichtung; örtlich gibt
es Übergänge zu kritallinen, weißen oder zerklüfteten Dolomite, die mehlartig
verwittern. Die Mächtigkeiten übersteigen selten 20 m, außer in der LenkjöchlSchuppenzone, im Windtal und im Röttal (Fig. 18), wo die Marmore bis zu 70 m
mächtig sind.
Alter der Ausgangsgesteine: Mitteltrias-?Obertrias
1.2.2. - Quarzite (MCQ)
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Es handelt sich um kompakte, plattige, weiße oder graue Quarzite, die in glimmerreiche Partien mit Schichtung im Zentimeterbereich übergehen; die Schichtung wird von der alpinen Schieferung überprägt. Die Quarzite sind an der linken
Talseite des Windtales aufgeschlossen und bilden bis zu 10 m mächtige Lagen.
Sie sind mit Marmoren und Dolomiten der Mittel-Obertrias vergesellschaftet und
kommen in kleinen tektonischen Schollen innerhalb der Kalkglimmerschiefer der
Glockner-Decke entlang des Ostgrates der Merbspitze vor. Die Quarzite bilden
hier gemeinsam mit Schollen des kristallinen Grundgebirges die „obere Schuppenzone der Dreiherrnspitz-Decke“ (DAL PIAZ, 1934) und erlauben eine Unterteilung der Glockner-Decke in zwei große Teildecken.
Alter der Ausgangsgesteine: Untertrias?
1.2.3. - Quarz-Glimmerschiefer (MCW)
C
Es handelt sich um silbergraue Paragneis-Glimmerschiefer mit vorwiegend
Quarz, Hellglimmer, Albitporphyroblasten, Chlorit ± grünem Biotit, Epidot, z.T.
viel Turmalin, submillimetrischem Granat reich an Pyrop und Almandin (Py+Am
= 50-70%; Sp = 0-30%). Diese Schiefer gehen mancherorts in die vorher beschriebenen glimmerreichen Quarzite über und haben daher vermutlich PermAlter. Die häufigsten Aufschlüsse finden sich in der tektonischen Schuppenzone
am orographisch linken Talende des Windtales und orographisch rechts im Röttal
innerhalb der Kalkglimmerschiefer der Glockner-Decke. Sie bilden kleine Linsen
mit Mächtigkeit von selten 5 m.
Alter der Ausgangsgesteine: Perm?
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Fig. 18 - Dolomitmarmore, vermutlich triassischen Alters, im oberen Röttal, rechter Hang.
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Kristallines Grundgebirge
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1.2.4. - Dreiherrnspitz-Schiefer (TSB)
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Es handelt sich um einen Komplex aus Quarz-Glimmerschiefern mit Albitporphyroblasten, häufig mit Epidot, manchmal viel Biotit und Turmalin, manchmal mit Granat (Fig. 19) und selten mit Fe-haltigem Chloritoid; örtlich finden
sich Einschaltungen von glimmerreichen, plattigen Quarziten, die den QuarzGlimmerschiefern der Lenkjöchl-Schuppenzone mit vermutlich permischem Alter ähnlich sind. Diese Lithotypen sind vergesellschaftet mit Paragneisen, QuarzGlimmerschiefern mit Albit und braunem Biotit, Granatglimmerschiefern, phyllitischen, graphitischen und häufig karbonathaltigen Schiefern.
Der Komplex der Paragneis-Glimmerschiefer enthält zahlreiche schichtige
und linsenförmige Einschaltungen von Metabasiten in Form von Amphiboliten
und grobkörnigen granatführenden Amphiboliten, teilweise mit eklogitischen
Relikten. Es gibt leukokrate Orthogneisbänder (deformierte, geschieferte Gänge)
und zahlreiche Einschaltungen von kristallinen Marmoren.
Die anhand der Mikrosonde analysierten Granate der Glimmerschiefer zeigen
eine Almandin betonte Zusammensetzung (Am+Sp = 70-85%), wobei Grossular
Fig. 19 - Granatführender Glimmerschiefer aus dem Grundgebirge des Dreiherrnspitz.
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und Pyrop einen Anteil von 10-15% und 10% erreichen. Die analysierten opaken Minerale waren allesamt Ilmenit. Fig. 17 zeigt einen typischen granatreichen
Quarz-Glimmerschiefer. Die phyllonitischen Varietäten, welche in diesem Kartenmaßstab nicht darstellbar sind, haben eine bleigraue bis silbrige Farbe, sind reich
an muskovitischem Glimmer, kohliger-grafitischer Substanz und bisweilen Biotit.
Im Bereich zwischen Birnlückenhütte (Rifugio Tridentina) und Birnlücke
(Forcella del Picco) besteht der Paragneis-Glimmerschiefer-Komplex aus Wechsellagerungen von: i) hellen Quarz-Muskovitschiefern, welche in serizitische
Quarzite und Phyllonite mit Granat übergehen, ii) phyllonitischen-graphitischen
Zweiglimmerschiefern mit Granat, bisweilen reich an Albit, iii) Glimmerschiefern
und Paragneisen, reich an Chlorit und Albitporphyroblasten, bisweilen stark laminiert. Der Kamm zwischen der Birnlücke, Grasleitenkopf (Cima di Campogrande) und Dreiherrnspitz (Picco dei Tre Signori) bietet ausgezeichnete Aufschlüsse
dieser Paragneis-Glimmerschiefer. Es überwiegen Albit-Muskovitschiefer mit
Biotit, Granat ± Chlorit, Turmalin, Grafit, welche in granatführende Glimmerschiefer übergehen, die mit hellen, serizitischen Schiefern, bisweilen mit Chlorit,
vergesellschaftet sind. In der Nähe des Gipfels kommen albitführende Zweiglimmergneise mit Granat und Chlorit vor. Der Paragneis-Glimmerschiefer-Komplex
beinhaltet häufig Einschaltungen von kristallinen Marmoren und Metabasiten.
Die an der rechten Flanke des Windtales auftretenden Quarz-Glimmerschiefer mit ± Albit, Chlorit und Karbonat beinhalten eine Lage aus Quarz-Muskovitschiefern, die eine bescheidene Uranvererzung in Form von Pechblende aufweist
(BRONDI & TEDESCO, 1959; Details siehe Kapitel VI-5.2). Die Tatsache, dass die
meisten Uranvererzungen in den Alpen vorwiegend permisches Alter aufweisen, lässt vermuten, dass das kristalline Grundgebirge des Dreiherrnspitz einige
Einschaltungen von permischen Quarz-Glimmerschiefern enthält. Die primären
Kontakte und Grenzen sind aufgrund der alpidischen, durchgreifenden metamorphen und strukturellen Überprägung jedoch nicht mehr ersichtlich.
Alter der Ausgangsgesteine: Prä-Karbon bis Perm?
1.2.5. - Phyllonitische Schiefer (FSF)
Es handelt sich um grau-grünliche oder graue Gesteine, die leicht geschiefert
sind und entlang von Zonen mit intensiver alpidischer Deformation auftreten.
Unter dem Mikroskop sind sie durch einen Filz aus Chlorit und/oder Serizit gekennzeichnet, in dem manchmal größere Biotit- und Pyritkristalle vorkommen
(Napfspitz/Cima Cadini). Diese Schiefer markieren den tektonischen Kontakt
zwischen der Großvenediger- und der Dreiherrnspitz-Decke (aufgeschlossen
an der Birnlücken Hütte/Rifugio Tridentina). Manchmal haben sie eine rötliche
Kruste, welche auf die Alteration der Eisenoxide und -sulfide zurückzuführen ist.
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1.2.6. - Amphibolite (TSA)
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Es handelt sich um dunkelgrüne Gesteine, die an verschiedenen Stellen innerhalb des Paragneis-Glimmerschiefer-Komplexes (TSB) in Form von kleinen,
plattigen oder linsenförmigen Körpern auftreten und Dezimeter bis Meter (selten 5 m) mächtig sind. Bisweilen sind sie mit Bänken und Linsen von Marmor
vergesellschaftet. Sie bestehen aus reichlich grünem Amphibol, der manchmal
zoniert ist und Kerne mit aktinolithischer Zusammensetzung sowie Ränder aus
einer grün-blauen aktinolithischen Hornblende aufweist. Weitere Bestandteile:
Biotit und Granat, mit bisweilen mehrere Millimeter großen Individuen; untergeordnet Oligoklas, Quarz und Epidot. Der Granat bildet sowohl Millimeter großer Kristalle als auch kleine Körner. Die größeren Granate sind eine Mischung
aus Almandin (54-57%), Pyrop (8-10%) und Grossular (23-29%), wobei die
Ränder etwas reicher an Pyrop und etwas ärmer an Grossular sind. Die kleineren Granate sind ärmer an Almandin und Pyrop und reicher an Grossular und
Spessartin. Akzessorien: Titanit, Ilmenit und Chlorit. Aufgrund einiger mineralogischer und textureller Aspekten können die Amphibolite mit den Prasiniten der
ophiolithischen Abfolge verglichen werden (BIANCHI, 1934); allerdings zeigen
das Vorkommen von Granat und seine Zusammensetzung deutlich, dass diese
basischen Gesteine Teil des kristallinen Grundgebirges sind.
Alter der Ausgangsgesteine: Prä-Karbon
1.2.7. - Granatamphibolite (TSE)
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Im kristallinen Grundgebirge im Bereich des Lenkjöchls-Rötspitze (Giogo
Lungo-Pizzo Rosso) sind in einigen mafischen Boudins zahlreiche rötliche, euhedrale Granaten mit einem Durchmesser von 1-2 cm (Fig. 20) vorhanden.
Es handelt sich um almandin- und pyropreiche Granate (≤ 14%), die wahrscheinlich auf eklogitfazielle Metamorphosebedingungen zurückzuführen sind.
Die Matrix besteht vorwiegend aus grüner Hornblende, Biotit, Titanit und Chlorit
als Akzessorien. Bisweilen ist der Kern größerer Amphibole heller, was auf die
Existenz Na-reicher Endglieder schließen lässt (BIANCHI, 1934). Lokale Relikte
von Clinopyroxenen (größtenteils Diopsid, wo analysiert) sind auf die alpidische, amphibolitfazielle metamorphe Überprägung der „Tauernkristallisation“
zurückzuführen (SANDER, 1925). Soweit sichtbar, stimmt die Schieferung der
Amphibolite mit jener der umgebenden Glimmerschiefer überein und wird durch
Quarz- oder Karbonatklüfte durchschlagen.
Alter der Ausgangsgesteine: Prä-Karbon
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1.2.7.1. - Eklogite (TSE1)
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Fig. 20 Amphibolit reich an großen Granaten, auf 2900 m Höhe am Nordwestabhang der Rötspitze
(Pizzo Rosso).
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Das Vorkommen sicherer Eklogite, welches schon in der Karte von BIANCHI
& DAL PIAZ (1930) verzeichnet und von BIANCHI (1934) beschrieben wurde,
konnte durch einige Proben bestätigt und dokumentiert werden; diese Proben
stammen von der Südschulter des Dreiherrnspitzes auf einer Höhe von 3333 m
(Fig. 21). Sie bestehen aus Aggregaten von submillimetrischem Granat, grünen
Amphibolen, Resten von Na-reichen Clinopyroxenen (Jd = 32.3-44.6%) und bisweilen untergeordnet phengitischem Glimmer. Die physikalischen Bedingungen
für die Genese der reliktischen Eklogite werden mit T = 455°C und P = 17.7
kbar abgeschätzt. Details der mikrochemischen Analysen und Abschätzungen
der Druck- und Temperaturbedingungen werden in Kapitel V (Metamorphose)
beschrieben. Die eklogitische Metamorphose ist nicht datiert, aber höchstwahrscheinlich hat sie alpines (Eozän?) Alter. Wäre sie älter (eo-variszisch?), hätten die
Hochdruckmineralparagenesen nicht nur die alpidische Regionalmetamorphose
in Amphibolitfazies (Ca- reiche Amphibole, Diopsid, Biotit) überstehen müssen,
sondern auch die variszische mit den gleichen Charakteristiken.
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Fig. 21 - Der klassische Aufschluss der Eklogite auf einer Höhe von 3333 m an der Südflanke des
Dreiherrenspitz, kartiert und beschrieben von BIANCHI & DAL PIAZ (1930, 1934).
G
AR
C
PR
Im Labor CRPG Nancy (Frankreich) wurde der Gesamtgesteinschemismus
in vier Proben von Metabasiten des kristallinen Grundgebirge analysiert (Tab.
3): zwei Amphibol-Epidot-Eklogite mit Titanit, Karbonat, opaken Mineralen
und Biotit von der Rötspitze (TSE1: Proben VA140 und VA141); ein AlbitEpidot-Amphibolit mit Chlorit und Relikten von Granat (TSA: VA144) und ein
Granatamphibolit mit Albit, Epidot und opaken Mineralen (TSA: VA102); alle
Proben wurden an der Birnlücke genommen.
Die eklogitischen Gesteine der Rötspitze haben den geochemischen Charakter
eines „E-MORB“ (Enriched-MORB), der typischerweise durch die Anreicherung
an leichten Seltenen Erden gekennzeichnet ist (Fig. 22). Die Granatamphibolite
sind reicher an Al2O3 und MgO, dafür ärmer an CaO als die Eklogite. Abgesehen
von einer leichten Anreicherung an schweren SEE ist Verteilung der SEE ähnlich
jener der Eklogite.
Alter der Ausgangsgesteine: Prä-Karbon.
1.2.8. - Leukokrate Orthogneise (TSO)
Es handelt sich um hellgraue, fein- bis grobkörnige Gesteine. Sie treten in
Form von seltenen flachen Linsen mit einer Metermächtigkeit und einer Länge von
Zehnermetern innerhalb der Paragneis-Glimmerschiefer auf. Die Orthogneise bestehen aus K-Feldspatkristallen und/oder sichtbaren Albitblasten in einer Matrix
aus Quarz, Albit, Muskovit und selten Biotit. Die Albitporphyroblasten sind voll
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VA 144
48.11
3.32
0.41
14.16
11.43
13.00
0.29
5.74
0.17
2.23
0.99
99.85
VA 102
48.91
2.74
0.34
15.56
8.68
14.41
0.26
5.01
0.23
3.49
0.34
99.84
4.20
1.42
2.99
7.07
44.19
47.24
9.25
16.44
1.02
174.39
3.76
1.26
3.09
7.21
45.84
47.18
9.51
14.34
0.76
182.52
6.32
2.89
2.74
7.86
30.51
37.02
8.44
31.76
2.80
256.13
6.14
2.86
2.52
7.72
33.04
32.49
7.92
32.04
2.69
202.10
G
AR
PR
O
VA 141
36.42
5.12
0.45
8.23
27.33
11.74
0.15
3.77
0.09
0.45
6.51
100.26
O
G
Dy (ppm)
Er
Eu
Gd
La
Nd
Sm
Y
Yb
Zr
VA 140
42.46
4.61
0.61
8.64
25.74
10.85
0.14
3.97
-0.27
3.17
100.46
ET
T
Probe
SiO2 (%)
TiO2
P2O5
Al2O3
CaO
Fe2O3tot
MnO
MgO
K2O
Na2O
Glühverlust
Tot
C
Tab. 3 - Chemische Analyse des Gesamtgesteinschemismus der Metabasite der Dreiherrnspitz-Decke.
Proben VA140, VA141 (Rötspitze): Eklogite (TSE1); Proben VA144, VA102 (Birnlücke); Amphibolite
(TSA).
Fig. 22 - Verteilung der Seltenen
Erden in den Metabasiten der
Dreiherrnspitz-Decke (modifiziert
nach TOFFOLON et alii, 2001). Proben
VA140, VA141 (Rötspitze): Eklogite
mit Diopsid (TSE1). Proben VA144,
VA102 (Birnlücke): Amphibolite mit
Granat und Amphibolite mit reliktischen Granaten (TSA).
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mit Einschlüssen von mikrolithischem Quarz, Biotit, Epidot und Rutil, welche die
Existenz einer intern gefalteten Schieferung unterstreichen. In manchen Fällen
sind Augengneis-ähnlich Strukturen vorhanden, in anderen hingegen geschieferte
bis laminierte. Als Akzessorien treten Titanit, Epidot, Apatit, Granat, Zirkon und
selten Euklas auf (CAVINATO, 1929a, 1929b, 1929c). Die chemische Analyse dieser Gesteine hat eine alkali-granitische bis leukogranitische Zusammensetzung
ergeben (BIANCHI, 1934).
Alter der Ausgangsgesteine: Prä-Karbon?
1.2.9. - Unreine Marmore (TSM)
G
AR
C
PR
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G
Es handelt sich um gelblich anwitternde, reine und unreine Kalk- und KalkDolomitmarmore (Hellglimmer, Tremolith, Aktinolith, Epidot), bisweilen mit
violetten Bändern, die in Form von plattigen oder linsenförmigen (boudinage)
Einschaltungen innerhalb des Paragneis-Glimmerschiefer-Komplexes auftreten
(Fig. 23). Zahlreiche Vorkommen von Marmoren gibt es im Felsrücken südlich
A
B
Fig. 23 - Dünne Einschaltungen von gelblichen Marmoren in den Glimmerschiefern des Dreiherrnspitz (A); Isoklinalfalte (B).
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der Laner Alm (Malga Lana) am Rand der großen gravitativen Massenbewegung
an der linken Flanke des Ahrntales. Im Osten treten sie entlang des Grenzkammes
zwischen der Birnlücke (Forcella del Picco) und den Karen des Prettauer Kees
(Vedretta di Predoi) auf, bisweilen in enger Vergesellschaftung mit Meter mächtigen Einschaltungen von Amphiboliten. Das Vorhandensein von Isoklinalfalten
zeigt, dass die lithologische Bänderung völlig deformiert wurde und sich eine
regionale alpine S2-Schieferung gebildet hat. Die Marmore sind fein- bis grobkörnig, haben eine massige Textur und sind grobkristallin. Unter dem Mikroskop erkennt man manchmal quarz- und glimmerreiche Lagen. Der Quarz liegt in Form
isolierter Kristalle und in polykristallinen Lagen vor und bildet zusammen mit
dem Hellglimmer die primäre Foliation ab. Das Alter der Marmore ist äußerst unsicher und wurde von BIANCHI & DAL PIAZ (1930) als triassisch angesehen; nach
unserer Ansicht gehören die Marmore eher zum prä-permischen Grundgebirge.
Alter: Prä-Karbon?
1.3. - GROSSVENEDIGER-DECKE
G
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C
PR
Die Großvenediger-Decke ist entlang der gesamten orographisch rechten
Talflanke des Ahrntales aufgeschlossen (Fig. 24) und liegt an der Basis des antiformalen Deckenstapels. Die Decke besteht aus spätpaläozoischen (309 ± 5,
295 ± 3 Ma) Granitoiden (Zentralgneis), die alpidisch unter grünschiefer- bis
amphibolitfaziellen Bedingungen überprägt wurden und untergeordnet aus prägranitischen Paragneisen, die mit Amphiboliten vergesellschaftet sind („Altes
Dach“ Auct.). Die alpidische Metamorphose hat einen Großteil der ursprünglichen, metamorphen Mineralvergesellschaftungen und die prä-alpinen Texturen
der Paragneise verwischt. Die Gesteine in Grünschieferfazies dominieren im
südlichen Abschnitt der Einheit, gegen Norden nimmt der Metamorphosegrat zu
(MORTEANI & RAASE, 1974).
Auf dem Kartenblatt „Klockerkarkopf” besteht die Großvenediger-Decke
vorwiegend aus Granit-Granodioritgneisen. Die bisweilen porphyrischen Orthogneise sind mit sind kaum deformierten, massigen bis körnigen Metagranitoiden
sowie Gneisen mit vielen femischen Einschlüssen und plattigen bis geschieferten
hellglimmerreichen Gneisen vergesellschaftet. Diese Varietäten gehen auf verschiedene Modalverhältnisse zwischen den verschiedenen Mineralphasen zurück
(Plagioklas dominiert, Quarz, Biotit, Hellglimmer, Epidot, Chlorit, Aktinolith).
Zusammen mit diesen Lithotypen findet man: aplitische-pegmatitische Gänge
und größere leukokrate Körper, Amphibolite mit Amphibol und Biotit, gering
mächtige Einschaltungen von feinkörnigen Paragneisen und Glimmerschiefern.
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Fig. 24 - Blick auf den Rauhkofel (Monte Fumo) und die glazial geformten Kare an der rechten Talseite des Ahrntales, welche in Granitgneise der Großvenediger-Decke eingeschnitten sind.
PR
1.3.1. - Granitisch-granodioritische Gneise (GVO)
C
AR
Diese Gesteine bestehen aus massigen bis geschieferten, bisweilen porphyrischen Metagranitoiden sowie granitisch-granodioritisch-tonalitischen Gneisen
mit Biotit, untergeordnet Hellglimmer, Clinozoisit-Epidot ± Amphibol und magmatischen Relikten (K-Feldspat, Quarz, Oligoklas-Andesin, Biotit, grün-braune
Hornblende). Akzessorische Komponenten: Zirkon, Apatit ± Titanit, Rutil, Granat
(unter dem Mikroskop sichtbar), Epidot (Orthit-Allanit), opake Minerale, Kalzit
(in Scherzonen). Die am meisten verbreiteten Gesteine sind grau-weißliche Gneise mit einer körnigen Textur und einer undeutlichen bis deutlichen Schieferung.
Die massigen und geschieferten Bereiche gehen graduell ineinander über und
sind daher schwierig abzugrenzen. Damit vergesellschaftet sind fein- bis mittelkörnige, geschiefert-laminierte Faziestypen sowie Mylonite, welche die duktilen
Scherzonen anzeigen.
Die häufigsten metamorphen Reaktionen sind:
K-Feldspat → stark verzwillingter Albit → Albit
Plagioklas → Saussurite → Epidot + Albit + Serizit/Muskovit
Quarz I (magmatisch) → Quarz II (dynamisch rekristallisiert)
Biotit → Biotit II, Chlorit, Hellglimmer + Rutil/Titanit und opake Minerale
Grün-braune Hornblende (magmatisch) → grüner Amphibol ± Chlorit.
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Akzessorische Minerale: Apatit, Titanit, Zirkon, Ilmenit, Magnetit, Kalzit,
Rutil und Granat.
Die Zusammensetzung der Orthogneise lässt auf ein granitisch-granodioritisches und tonalitisches Ausgangsgestein schließen, welches in dioritische Gesteine mit einem höheren Gehalt an Hornblende übergeht (BIANCHI, 1934). Verwendet
man modernere Klassifikationen und vergleicht diese Orthogneise mit den analogen Orthogneisen der Möseler-Gruppe (DE VECCHI & MEZZACASA, 1986; CESARE
et alii, 2001), stellen die granitoiden Gneise des hinteren Ahrntales eine typische
kalk-alkalische Suite dar. Das Alter der Ausgangsgesteine ist spätpaläozoisch
(309 ± 5; 295 ± 3; CESARE et alii, 2001).
In der geologischen Karte wurde der oben beschriebene Komplex der GranitGranodiorit-Gneise (undifferenziert) sowie drei wichtige Varietäten ausgeschieden:
I) in den weniger stark deformierten Bereichen ist das Gestein vorwiegend
ein massiger Metagranitoid (GVOa) (Fig. 25a), bestehend aus K-Feldspat
(Orthoklas > Mikroklin), Plagioklas (An20-30), häufig reich an Mikrolithen
von Serizit und Epidot, Myrmekit, mittel-grobkörnigem magmatischem
Quarz, bisweilen mit undulöser Auslöschung, Quarz II mit dynamischer
Rekristallisation, viel primärem Biotit, manchmal chloritisiert, feinen
Körnern von Fe-Epidot, die in der Matrix aus Quarz-Plagioklas ± Hornblende ziemlich homogen verteilt sind (in den granodioritischen Typen).
II) Fazies reich an femischen Schlieren (GVOb) schwarz-grünlicher Farbe
(Fig. 26), reich an Biotit und grüner Hornblende mit linsig-gedrungener
oder stark ausgelängter Form, häufig orientiert. Einige chemische Analysen der Orthogneise, die von SEMERANO (1929) und BIANCHI (1934) durchgeführt wurden, sind in Kapitel III (Tab. 1) wiedergegeben.
Alter der Ausgangsgesteine: Oberkarbon-Unterperm.
A
B
Fig. 25 - Großvenediger-Decke: massiger Metagranitoid (A) und mylonitische Varietät (B), rechte
Talflanke des Ahrntales.
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Fig. 26 - Mäßig geschieferter Granodioritgneis mit zahlreichen femischen Schlieren.
1.3.2. - Leukokrate Gneise (GVL)
Die leukokraten Körper innerhalb der Orthogneise entsprechen ursprünglichen pegmatitischen, aplitischen oder leukogranitischen Differenziaten. Sie haben die Form linsenartiger Gänge und erreichen Mächtigkeiten von Dezimetern
bis mehreren Metern. Sie sind mit einer gewissen Regelmäßigkeit in den Ortho-
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gneisen verteilt, vor allem am NW- Rand des Kartenblattes. Es handelt sich um
fein- bis mittelkörnige Gesteine aus Quarz, K-Feldspat (Orthoklas und Mikroklin), albitischer-oligoklaser Plagioklas, untergeordnet Muskovit und geringen
Anteilen an stark verzwillingtem Albit, Epidot, Biotit, Chlorit und Kalzit. Akzessorische Minerale, meist in geringen Menegn: Epidot-Clinozoisit, Granat, Apatit,
Titanit, Zirkon, Chlorit, sagenitischer Rutil, wenige opake Minerale.
Alter der Ausgangsgesteine: Oberkarbon-Unterperm.
1.3.3. - Amphibolite (GAF)
G
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Es handelt sich um dunkelgrüne-schwarze Gesteine, die vor allem im Nordosten
des Kartenblattes, besonders zwischen dem Schüttal (Valle delle Frane) und den
Krimmler Tauern (Passo dei Tauri) sowie südlich des Klockerkarkopfes, vorkommen. Ihre Lagerung ist stratiform oder linsenförmig und sie erreichen selten eine
Mächtigkeit von zehn Metern. Die Amphibolite sind gekennzeichnet durch einen
hohen Gehalt an grüner Hornblende und rötlichem Biotit sowie untergeordnete
Mengen von andesitischem Plagioklas, Quarz, Epidot und Chlorit. Akzessorien:
Rutil, Titanit, Zirkon, Apatit, opake Minerale und bisweilen Granat. Manchmal
entwicklen sich die Amphibolite zu amphibolitschen-chloritischen Endgliedern
und/oder amphibolitschen-biotitischen Endgliedern mit einer deutlicheren
Schieferung. Sie stammen von basischen Vulkaniten, die mit dem Magmatismus
des Batholithen in Zusammenhang stehen. Das Vorkommen der Metabasite, welches auf der Karte westlich des Waldner Sees (Rauhkofl) (Lago Della Selva (M.
Fumo)) eingezeichnet ist, besteht aus feinkörnigen, grünlichen oder schwärzlichen Amphiboliten, die reich an bronzefarbenem Biotit sind. Diese Amphibolite
enthalten zusätzlich einen Meter mächtigen Horizont aus glimmerreichen
Quarziten mit Biotit und sind zusammen mit den umgebenden Orthogneisen
deutlich gefaltet (Deformationsphasen D2 und D3). Diese Orthogneise bestehen
aus geschiefert-laminierten Amphibolit-(Tonalit)Gneisen mit örtlich aplitischen
Gneisgängen und einer hydrothermalen Quarzlinse.
Alter der Ausgangsgesteine: Oberkarbon-Unterperm.
1.3.4. - Großvenediger-Schiefer (GVP)
Diese Gesteinseinheit besteht aus Paragneisen und Glimmerschiefern, die vorwiegend im Gebiet zwischen dem Klockerkarkopf und der Birnlücke in Form von
wenigen Meter mächtigen Körpern auftreten. Sie haben eine ausgeprägte mylonitische Schieferung und eine Runzelschieferung, sind fein- bis mittelkörnig und
haben eine grau-braune Farbe mit einer braun-rötlichen Verwitterungsschicht.
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Die weniger stark deformierten Varietäten sind den Paragneisen und
Glimmerschiefern der Dreiherrnspitz-Decke ähnlich. Diese Analogie wird durch
das Vorkommen von Relikten eines rötlichen Biotites in einigen Proben bestätigt.
Unter dem Mikroskop hat das Gestein phyllitischen-phyllonitischen Charakter
mit Einschaltungen von glimmerreichen Quarziten und besteht aus Aggregaten
von polykristallinem Quarz in Wechsellagerung mit Lagen von Hellglimmer,
untergeordnet Biotit, Chlorit und manchmal Granat. Granatglimmerschiefer mit
Kyanit und Chlorit (aus Biotit) kommen laut BIANCHI (1934) in der Nähe des
Grenzkammes, im Westen des Kartenblattes, vor. Akzessorien: Epidot, Titanit,
opake Minerale und Albit. Die Großvenediger-Schiefer sind als restlichem
prä-granitische Dachgesteine zu betrachten, in welche der granitoide Batholit
(Protholith des GVO) eingedrungen ist. Bei der alpidischen Metamorphose und
Deformation wurden die mineralogische Zusammensetzung und die strukturellen
Merkmale jedoch völlig verändert.
Alter der Ausgangsgesteine: Prä-Karbon.
1.3.5. - Quarzgänge
G
AR
C
PR
Im gesamten untersuchten Gebiet trifft man auf Quarzgänge und -klüfte. Sie
durchkreuzen mit verschiedener Orientierung die drei tektonischen Hauptdekken. Die größeren Gänge erreichen eine Länge von 20-30 m, die Mächtigkeit
übersteigt selten einen Meter. Sie sind monomineralisch und durch die Vergesellschaftung von Quarz und Albit gekennzeichnet. Ebebnso häufig sind Geoden und Kluftminerale (GASSER, 1913; CAVINATO, 1930). Aufgrund der geringen
Dimension sind die Gänge nur in der Kartierung 1:10.000 verzeichnet und der
Datenbank der Autonomen Provinz Bozen enthalten. Die Quarzgänge gehören
zum alpidischen Zyklus.
2. - QUARTÄRE KONTINENTALE ABLAGERUNGEN
Die Untersuchung der quartären Ablagerungen wurde anhand der vorhandenen Literatur, durch Geländeaufnahmen und die Interpretation von Luftbildern und Orthofotos durchgeführt. Außerdem wurden zwei Kernbohrungen (SG1
und BS1) durchgeführt - eine in St. Jakob (San Giacomo) im Ortsteil „Am Bühel“
(1167 m) und eine nahe der Merbalm (2005 m). Die Tiefe der erste Bohrung
betrug 20,70 m, wobei bei 12,50 m der Felsuntergrund angetroffen wurde. Die
zweite Bohrung hat den Felsuntergrund bei 6,60 m erreicht und wurde in 11,70
m Tiefe beendet. Diese Bohrkerne enthielten Lagen von organischem Material,
welches mit der 14C-Methode datiert wurde.
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2.1. - QUARTÄREINHEITEN
Klimatische
Einheiten
G
Fazies
Kürzel
Ältere Autoren
Amola-Subsynthem
Glaziale und fluvioglaziale
Ablagerungen, aktive
Blockgletscher
PTG1
Holozäne
Ablagerungen
Formeller Name
C
Alter
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G
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Die quartären Ablagerungen wurden nach den Kriterien der so genannten UBSU (Unconformity-bounded Stratigraphic Units), d.h. in Einheiten, die
von Unconformities begrenzt sind, unterteilt. In jeder Einheit wurden die lithologischen Eigenschaften und vor allem die Variationen der Faziestypen
dieser Lockersedimente (alluvionale, lakustrine, fluvioglaziale Ablagerungen
und Eisrandsedimente, usw.) unterschieden. Anhand der Farbe der jeweiligen
Übersignatur lässt sich auf der geologischen Karte die genetische Interpretation
der jeweiligen Ablagerung darstellen; dies gilt auch für sehr heterogene
Ablagerungen wie glaziale Sedimente oder Massenbewegungskörper. Die
Übersignaturen überlagern sich dabei mit den Farben der entsprechenden stratigraphischen Einheiten. Um die verschiedenen Quartärablagerungen zu korrelieren und ihre Zugehörigkeit zu den verschiedenen stratigraphischen Einheiten
festzulegen, wurden die Kriterien für geologische Aufnahme des kontinentalen
Quartärs, welche im „Quaderno 1, serie III, del S.G.N. (1992)“ vorgeschlagen werden, angewandt. Die Unterteilung der Quartäreinheiten erfolgte in Abstimmung
mit benachbarten Gebieten des Etsch-Einzugsgebietes. Zusätzlich wurde die ursprüngliche Definition der UBSU leicht abgewandelt, um sie auch in den kleinräumigen alpinen Gebieten anwenden zu können. In der Tabelle 4 sind die von
Unconformities begrenzten kontinentalen, pliozänen bis quartären Einheiten des
Blattes „Klockerkarkopf“ kurz dargestellt. Neben dem Alter der einzelnen stratigraphischen Einheiten sind auch die wichtigsten lithologischen Merkmale beschrieben und die von früheren Autoren verwendeten Bezeichnungen angegeben.
Es wurden zwei Einheiten mit dem Rang eines Synthems und zwei mit dem
eines Subsynthems unterschieden. Insbesondere wurde die postglaziale Einheit
eingeführt, welche als Alpines Postglaziales Synthem (PTG) definiert wurde und
HeuteKleine EiszeitHolozän p.p.
Heute
HolozänOberes
Pleistozän p.p.
PostglazialSpätglazial
Alpines Postglaziales
Synthem
Glaziale und alluviale
Ablagerungen,
Hangablagerungen
PTG
Holozäne
Ablagerungen
Oberes
Pleistozän p.p.
Spätglazial
Kasern-Subsynthem
(Einheit der Hochtäler)
Glaziale und andere,
damit korrelierbare
Ablagerungen
SGD7
Spätglaziale,
stadiale Phasen
(Gschnitz)
Oberes
Pleistozän p.p.
SpätglazialHochglazial
Garda-Synthem
Glaziale und andere,
damit korrelierbare
Ablagerungen
SGD
Würm III
Tab. 4 - Übersicht der kontinentalen, pliozänen bis quartären Einheiten des Blattes Klockerkarkopf.
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alle Ablagerungen seit dem Ende des letzten Glazials bis heute beinhaltet. Das
Garda-Synthem (SGD) beinhaltet die glazialen und fluvioglazialen Ablagerungen
in Zusammenhang mit dem letzten glazialen Hochstand (Last Glacial Maximum
= LGM). Die Verwendung des Garda-Synthems wurde insofern nötig, als alle
Ablagerungen des LGM innerhalb des Etsch- und Garda-Einzugsbeckens, zu
welchem auch das Ahrntal gehört, potenziell korrelierbar sein sollten.
Innerhalb des Alpinen Postglazialen Synthems war es möglich, das AmolaSubsynthem (PTG1) auszuscheiden, welches die glazialen Ablagerungen, die
Blockgletscher aus der Kleinen Eiszeit und die rezenten Blockgletscher beinhaltet (Fig. 27).
Innerhalb des Garda-Synthems wurde das Kasern-Subsynthem (SGD7) eingeführt, welches glaziale Ablagerungen und stadiale Eisrandsedimente nach dem
letzten glazialen Hochstand (LGM) beinhaltet (Fig. 28). Bei der Merbalm (Alpe
di Merbe) gibt es ein Torfmoor, welches sich hinter einer stadialen Moräne des
Kasern-Subsynthem gebildet hatte. In diesem Bereich wurde die Bohrung BS1
abgeteuft. Die Datierung des organischen Materials aus der Bohrung hat ein Alter
von 3105 ±25 Jahren BP ergeben. Diese Datierung liefert jedoch keinen sicheren
Hinweis auf das Alter dieses stadialen Ereignisses, da es nicht möglich ist, die
Zeitspanne zwischen dem Rückzug der Gletscherzunge und der Entstehung des
Fig. 27 - Rechtseitiger Moränenwall des Lahner Kees (Vedretta di Lana) und dahinter die
Seitenmoränen des Prettau Kees (Vedretta di Predoi). Im Hintergrund der Grasleitenkopf (Cima di
Campogrande).
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Torfmoores mit der Ablagerung des organischen Materials zu bestimmen.
Das Ahrntal war wegen seiner geographischen Lage und der relativ großen, mittleren Höhenlage während des Pleistozäns immer wieder starken
Vergletscherungen ausgesetzt. Während dieser Zeit lag ein Großteil des Gebietes
fast immer oberhalb der Schneegrenze, wahrscheinlich waren die Formen und
Ausmaße der Gletscher zu verschiedenen Zeiten immer ungefähr gleich. Daraus
folgt, dass die Spuren älterer Vereisungen verwischt sind; und bis heute wurden
keine Ablagerungen gefunden, die auf Vergletscherungen vor dem LGM zurückzuführen sind.
2.1.1 - Garda-Synthem (SGD)
G
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G
Das Garda-Synthem beinhaltet die glazialen Eisrandsedimente und die fluvioglazialen Ablagerungen, die in Zusammenhang mit dem Hauptgletscher des
Ahrntales während des letzten eiszeitlichen Hochstandes (LGM) abgelagert
wurden. Die Ablagerungen dieser Einheit gehen weit über die Grenzen dieses
Fig. 28 - Überschneidung der Moränenwälle des Kasern-Subsynthems mit den Seitenmoränenwällen
des Talgletschers im Vordergrund (Garda-Synthem).
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Kartenblattes und des Ahrntales hinaus und sind daher mit den Ablagerungen
derselben glazialen Phase des Pustertales, des Eisacktales und schließlich mit
den Endmoränen im Beeich des Gardasees korrelierbar. Aus dieser Feststellung
stammt der Name dieses Synthems.
Alter: Oberes Pleistozän p.p.
Folgende Faziestypen werden unterschieden:
G
AR
C
PR
O
G
Till undifferenziert
Unter dieser Bezeichnung werden die glazialen Ablagerungen im
Allgemeinen sowie die Ausschmelz- und Grundmoränen zusammengefasst.
Die Ausschmelzmoräne ist ein massiger Diamikt mit sandig-siltiger Matrix,
meist von grau-rötlicher Farbe und mit Blöcken von einigen Zentimetern
bis über einem Meter Größe. Das Gefüge ist teilweise klastengestützt. Die
Verwitterungsschwarte reicht bis 40-50 cm Tiefe. Diese Moränen bilden stumpfe,
abgeflachtem Wälle, sind bewachsen und liegen meist auf Grundmoränen oder
auf Festgestein. Andernfalls sind diese Moränen über weite Flächen verstreut,
überlagern Grundmoränen, den Festgesteinsuntergrund oder möglicher Weise
auch prä-LGM glazigene Sedimente. Die Obergrenze der Moränen wird vielfach
durch die Topographie bestimmt, in anderen Fällen werden die Moränen von
Schutthalden aus den höher liegenden Felswänden, von Blockgletschern oder von
Moor- und Torfablagerungen überlagert
Die am höchsten gelegene Seitenmoräne, welche zu dieser Einheit gehört,
liegt auf der orographisch rechten Talflanke in einer Höhe von 2070-2100 m
nahe der Starkl Alm (Malga Prato Alto). Diese Seitenmoräne wird von mehreren
Moränen der Kargletscher aus den seitlichen Hängetälern überlagert, die dem
Kasern-Subsynthem (Einheit der Hochtäler) zuzurechnen sind.
Der Till undifferenziert besteht aus einem Diamikt ähnlich jenem der
Ausschmelzmoräne, aber ohne die entsprechende Formen, da Auswaschungen
durch Fließgewässer und gravitative Prozessen nachträglich zu Umgestaltungen
führten.
Die Grundmoräne (engl. lodgement till) ist ein massiger Diamikt, meist von
grau-rötlichen Farbe, mit einer sandig-siltigen Matrix und Blöcken von einigen
Zentimetern bis über einem Meter Größe. Die Blöcke und der Kies sind subgerundet bis subangular. Das Gefüge ist matrixgestützt. Die Verwitterung reicht in
jenen Aufschlüssen, an denen eine Untersuchung möglich war (Umgebung der
Starkl Alm) bis in eine Tiefe von 65-70 cm und zeigt einen 20-30 cm mächtigen, braun-grauen Bodenhorizont. Unter diesem Bodenhorizont tritt ein Diamikt
mit einer tonig-siltigen Matrix, roter Farbe (ca. 5Y/R) und Geröllen von alterierten Gneisen (sind mit der Schaufel zerkleinerbar) zu Tage. Die Grundmoränen,
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die auf Festgestein oder auf älteren glazigenen Sedimenten liegen, werden von
Ausschmelzmoränen stadialer Phasen des LGM oder von glazialen Sedimenten
der darauf folgenden Phasen überlagert. Diese Lagerungsverhältnisse sind in tektonischen Gräben nahe der Starkl Alm und in Aufschlüssen, die durch kleine,
nicht kartierbare Rutschungen entstanden sind, ersichtlich.
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Eisrandsedimente
Es handelt sich um massige, heterogene Ablagerungen bestehend aus einem
Diamikt mit klasten- bis matrixgestütztem Gefüge; die verschieden großen Klasten
sind eckig bis angerundet. Je nach dem Verhältnis zum Gletscher sind manchmal
eine grobe Schichtung, Schrägschichtung oder andere sedimentäre Strukturen
vorhanden. Eisrandsedimente sind aufgrund ihrer Form erkennbar und nach oben
hin durch die Topographie begrenzt. Lateral grenzen sie an Hangschutt oder an
kolluviale Ablagerungen. Sie überlagern Ausschmelz- oder Grundmoränen oder
direkt das Festgestein. Aufschlüsse von Eisrandsedimenten finden sich auf der
orographisch rechten Talflanke des Ahrntales westlich der Hollenzalm (Malghe
di Landro).
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2.1.1.1 - Kasern-Subsynthem (SGD7)
AR
C
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Das Kasern-Subsynthem beinhaltet glaziale Ablagerungen, Eisrandsedimente
und fluvioglaziale Sedimente einer sich rasch zurückziehenden Gletscherzunge
am Talboden und später von Gletschern aus den nördlichen und südlichen Seitentälern. Diese Gletscher überschneiden die Moränen des LGMHauptgletschers. Die Ablagerungen des Kasern-Subsynthems entsprechen wahrscheinlich den verschiedenen Stadialen nach der Steinach-Phase (KERSCHENR,
1999). Als sich der Hauptgletscher bereits zurückgezogen hatte und lokal Schollen
von Toteis am Talboden zurückließ, stießen die Gletscher aus den südlichen, nordexponierten Seitentälern bis in das Haupttal vor und hinterließen Seitenmoränen
auf beiden Talseiten. Diese Gegebenheit ist zumindest an einem Beispiel in
Kasern (Casere) dokumentiert, von wo auch der Name des Subsynthems stammt.
In Kasern sind die Moränen jenes Gletschers erhalten, der aus dem Röttal vorstieß und die glazialen und fluvioglazialen Ablagerungen des LGM überlagert.
Im Gebiet der Starkl Alm (Malga Prato Alto) und der Fuchsalm (Malga della
Volpe) werden die rechten Seitenmoränen des Hauptgletschers des LGM (GardaSynthem) von Moränen einiger Gletscher aus den nördlichen Seitentälern überlagert (siehe Fig. 28); damit lässt sich die Grenze des Kasern-Subsysnthems mit
dem Garda-Synthem definieren. Aufgrund der unterschiedlichen Exposition sind
die Gletscherzungen aus den nördlichen, südexponierten Tälern weniger ausgeprägt als jene der gegenüber liegenden Talseite. Im Talboden gibt es bei St. Jakob
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(San Giacomo) einen quer zum Tal verlaufenden Rücken, der von KLEBESBERG
(1929) als ein bedeutender Moränenkörper interpretiert wurde. Wie schon in
Kapitel II erwähnt, handelt es sich aber um eine Festgesteinsscholle, die durch
die sinistrale Transpressionstektonik aufgeschoben wurde und nur von gering
mächtigen glazialen Ablagerungen und einem Moränenwall überbedeckt ist.
Diese Quartärablagerungen sind dem Kasern-Subsynthem zuzuordnen und belegen eine stadiale Rückzugsphase des Hauptgletschers, die vor dem erneuten
Gletschervorstoß bei Kasern stattgefunden hat. Die Eisrandsedimente an beiden
Flanken in der Nähe des Talbodens werden ebenfalls zu dieser Einheit gerechnet.
Alter: Oberes Pleistozän p.p.
Folgende Faziestypen werden unterschieden:
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Till undifferenziert
Hierbei sind Ausschmelz- und Grundmoränen zusammengefasst. Bei der
Ausschmelzmoräne handelt es sich um einen grauen, massigen Diamikt mit sandig-siltiger Matrix und einigen Zentimeter bis über einem Meter großen Klasten.
Mancherorts ist eine dünne Verwitterungsschicht (max. 15 cm) mit beginnender
Bodenbildung vorhanden. Die Moränenwälle zeigen abgerundete Scheitel, sind
häufig bewachsen und lagern auf Ausschmelz- oder Grundmoränen des LGM
oder auf Festgestein. Zudem findet man undifferenzierten Till innerhalb der obgenannten Moränenwälle, wo er Ausschmelz- oder Grundmoränen der vorhergehenden glazialen Phasen oder das Festgestein bedeckt. Die Obergrenze der
Moränen wird durch die derzeitige Oberfläche gebildet, manchmal werden sie von
Sturzschutthalden, von Blockgletschern oder von Torf- und Moorablagerungen
überlagert.
Der am tiefsten liegende Moränenwall, der zum Kasern-Subsynthem gehört,
ist nahe der Ortschaft St. Jakob auf einer Höhe von 1140 m sichtbar. Es handelt sich
um einen bewachsenen und von Menschenhand stark umgeformten Moränenwall
mit einem abgeflachten Scheitel. Die wichtigsten Moränenwälle sind die bereits
erwähnten in der Ortschaft Kasern. Der Till undifferenziert besteht aus einem
Diamikt mit vergleichbaren Eigenschaften wie eine Ausschmelzmoräne, aber
ohne die entsprechenden Formen, da nachträgliche Auswaschungen und gravitative Prozesse zur Umgestaltung der Ablagerungen geführt haben.
Die Grundmoräne besteht aus einem massigen Diamikt mit einer grau-rötlichen, sandig-siltigen Matrix und Zentimeter bis Dezimeter großen, subgerundeten bis subangularen Klasten. Das Gefüge ist martixgestützt und das Verhältnis
Klasten/Matrix ist kleiner verglichen mit jenem der Ausschmelzmoränen. Die
Matrix ist überkonsolidiert. Die Verwitterungsschicht reicht bis in eine Tiefe von
30-40 cm. Bei der Verengung von St. Peter werden die tektonischen Schollen aus
Kalkglimmerschiefern (Bünderschiefer) von Grundmoräne überdeckt, die ihrerseits von Ausschmelzmoräne überlagert wird.
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Eisrandsedimente
Es handelt sich um massige, heterogene Ablagerungen bestehend aus Diamikt
mit klasten- bis matrixgestütztem Gefüge und verschieden großen, eckigen bis
angerundeten Klasten. Die Eisrandsedimente können je nach Nähe zum Gletscher
eine Grobschichtung, Schrägschichtung und andere sedimentäre Strukturen aufweisen. Diese Sedimente sind aufgrund ihrer Form erkennbar und sind nach
oben hin durch die Topographie begrenzt. Sie überlagern Ausschmelz- oder
Grundmoränen oder das Festgestein. Seitlich grenzen sie an Hangschutt oder
kolluvialen Ablagerungen. Eisrandsedimente kommen auf beiden Seiten des
Ahrntales in der Umgebung von Prettau und am Talausgang des Windtales, nahe
der Labesau Alm (Malghe di Labes), vor.
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2.1.2. - Alpines Postglaziales Synthem (PTG)
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Diese Einheit umfasst Sturzschutt- und Schuttfächerablagerungen, gemischte
Ablagerungen, Massenbewegungskörper, inaktive Blockgletscher, alluviale und
kolluviale Ablagerungen sowie Torf- und Moorablagerungen aus dem Zeitraum
vom Oberen Pleistozän bis zum Holozän. Innerhalb des Alpinen Postglazialen
Synthems wurde das Amola-Subsynthem (PTG1) ausgewiesen, das den Zeitraum
vom 16. bis 19. Jhdt., die so genannte Kleine Eiszeit, einnimmt.
Alter: Oberes Pleistozän p.p.-Holozän.
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Folgende Faziestypen wurden unterschieden:
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Kolluvium
Es handelt sich um massige, feinkörnige Ablagerungen mit vereinzelt Klasten
in einer braunen Matrix, matrixgestütztem Gefüge und schlechter Sortierung.
Mitunter ist eine Grobschichtung vorhanden. Diese Ablagerungen liegen auf alluvialen, fluvioglazialen Sedimenten, Eisrandsedimenten und auf Hangschutt. Die
Grenzflächen können dabei scharf oder graduell ausgebildet sein.
Rezente Moorablagerungen
Neben den rezenten Moorablagerungen sind auch kleine Torfvorkommen miteinbezogen. Die Moorablagerungen sind grau bis ockergelb, feinkörnig, bisweilen laminiert und durch starke Vegetation sowie hohen Gehalt an Pflanzenresten
gekennzeichnet. Die Ablagerungen bilden sich in kleinen Pfützen und Gebieten,
die über längere Zeit mit Wasser gesättigt sind. Sie lagern im Allgemeinen auf
glazigenen Sedimenten, da diese beinahe wasserundurchlässig sind (besonders
Grundmoränen wirken als Wasserstauer für die Oberflächenwässer).
Torfablagerungen enthalten hohe Mengen an organischer Substanz, wel-
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che in einigen Fällen das Stadium von grauem bis schwarzem Torf erreicht.
Diese Ablagerungen können geschichtet sein und kiesige Lagen enthalten. Im
Allgemeinen lagern sie auf Ausschmelz- oder Grundmoräne oder sogar auf
Hangschutt. Sie bilden sich in Senken und können lateral mit Hangschutt verzahnen. Die Obergrenze wird durch die Topographie bestimmt. Die wohl bedeutendste Torfablagerung ist jene nahe der Starkl Alm (Malga Prato Alto) auf der
orographisch rechten Talflanke in einer Höhe von etwa 2080 m (Fig. 29).
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Alluviale Ablagerungen
Es handelt sich um geschichtete, feine bis grobe, sortierte Kiese mit einer
sandig bis siltigen Matrix, die den sandig-siltigen Lagen in Form von Linsen
oder Barren eingeschaltet sind. Die Sedimentkörner zeigen häufig normale
Gradierung. Sedimentäre Strukturen umfassen Kreuzlamination in den feineren
Lagen, Imbrikation der gelängten Klasten in den gröberen Lagen sowie EpsilonKreuzschichtung in den Sandbarren. Alluviale Sedimente kommen im Talboden
des Ahrntales aufgrund des engen Querschnittes nur in kleinen Gebieten vor.
Sie liegen auf den glazialen Sedimenten des Kasern-Subsynthems, grenzen lateral scharf an Hangschuttablagerungen und Ablagerungen gemischter Fächer
oder verzahnen mit diesen; nach oben hin sind sie von Schuttkegeln, kolluvialen
Sedimenten und durch die Topographie begrenzt.
Fig. 29 - Kleine Torfbildung in der Mulde oberhalb der Starkl Alm, orographisch rechte Seite des
Ahrntales.
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Ablagerungen gemischter Fächer
Es handelt sich um einen massigen bis grob geschichteten Diamikt, der aufgrund der Überlagerungen folgender Sedimenttypen sehr uneinheitlich aufgebaut
ist:
- massige, matrixgestützte Lagen mit verschieden große Klasten;
- kiesige Lagen mit eckigen Klasten, mäßig gut sortiert und geschichtet, klastengestütztes und teilweise klastengestütztes Gefüge;
- chaotische Lagen aus Blöcken und Matrix, enthalten manchmal große
Pflanzenreste.
Diese Fächer entstehen durch die Überlagerung von Murschuttsedimenten,
Wildbach- und Lawinenablagerungen. Sie sind im Talboden des Ahrntales recht
häufig verbreitet und überlagern alluviale, fluvioglaziale und glaziale Sedimente;
nach oben sind sie durch die Topographie begrenzt.
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Hangschutt
Es handelt sich um massige, schlecht sortierte, kiesige Ablagerungen mit ekkigen bis angerundeten Klasten - auch abhängig von der Lithologie. Hangschutt
kann matrixfrei sein und ein klastengestütztes Gefüge zeigen oder auch ein reiferes Stadium erreichen, wobei das Gefüge teilweise matrix- oder klastengestützt
ist. Es wurde keine Schichtung vom Typ grèzes litées beobachtet. Hangschutt
bzw. Sturzschutt kommt am Fuß der Felswände vor, wo sie ausgedehnte Halden
formen und bisweilen Kegel beachtlichen Ausmaßes bilden. Die Untergrenze besteht aus Festgestein, aus glazialen Ablagerungen vor der Kleinen Eiszeit oder
aus fluvioglazialen und alluvialen Sedimenten, mit denen der Hangschutt auch
verzahnen kann. Nach oben hin sind diese Ablagerungen durch die Topographie
begrenzt, oder werden von Verwitterungsschutt, kolluvialen Ablagerungen und/
oder Torf- und Moorablagerungen überlagert.
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Ablagerungen von Massenbewegungen
Diese Ablagerungen bestehen aus verschieden großen Blöcke mit matrix- bis
klastengestütztem Gefüge. Im Fall der relativ alten Massenbewegung vom Trinkstein (Fonte alla Roccia) ist die Oberfläche von Wald und Vegetation bewachsen.
Die Rutschmasse liegt auf glazigenen Sedimenten des Kasern-Subsynthems und
ist nach oben hin von Schutthalden bzw. von der Topographie begrenzt. Die Massenbewegungen an der Verengung bei St. Peter sind rezent und aktiv, schwach bewachsen und liegen ebenfalls auf glazigenen Sedimenten des Kasern-Subsynthems.
Blockgletscher
Es handelt sich um Ablagerungen eckiger, örtlich angerundeter Blöcke verschiedener Größe, manchmal mit Matrix, und einem klasten- bis teilweise klastengestützten Gefüge. Das Blockmaterial kann dabei sowohl aus Hangschutt
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als auch aus Till abstammen. Blockgletscher treten in Form von zungenförmigen
oder lobaten Körpern mit mäßig erhobenen Stirnen auf und zeigen intern Kollapsstrukturen. Die Blockgletscher des Alpinen Postglazialen Synthems werden
für inaktiv gehalten. In den tieferen Lagen können sie durch eine dünne Vegetationsschicht bedeckt sein. Sie lagern auf Ausschmelzmoränen früherer glazialer
Phasen und sind nach oben hin durch die Topographie begrenzt.
2.1.2.1 - Amola-Subsynthem (PTG1)
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In dieser Einheit wurden die glazialen Ablagerungen und die holozänen
Blockgletscher von der Kleinen Eiszeit bis heute zusammengefasst.
Der Name des Synthems stammt vom gleichnamigen Kees, welcher sich am
Ostabhang der Presanella (Blatt Malè) befindet. Im Ahrntal findet man die größten und best erhaltenen Ablagerungen aus der Kleinen Eiszeit in der Nähe des
Prettauer (Vedretta di Predoi) und Lahner Kees (Vedretta di Lana) am Nordabhang
des Dreiherrnspitz (Picco dei Tre Signori); hier befinden sich auch die bedeutendsten rezenten Gletscherkörper.
Alter: Holozän bis heute.
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Folgende Faziestypen werden unterschieden:
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Blockgletscher
Es handelt sich um Anhäufungen vorwiegend eckiger Blöcke verschiedener
Größe, meist frei von Matrix und einem klastengestützten Gefüge. Sie zeigen typische zungenförmige oder lobate Körper mit einer mächtigen Stirn. Sie bestehen
aus Hangschutt und/oder Till (wahrscheinlich Ausschmelzmoräne). Diese Blockgletscher werden aufgrund ihrer Mächtigkeiten und ihrer geographischen Lage,
welche die Erhaltung des darunterliegenden Eises begünstigt, als aktiv betrachtet.
Häufig beobachtet man an der Stirn eine oder mehrere Quellen. Die Blockgletscher lagern auf Ausschmelzmoränen älterer glazialer Phasen und sind nach oben
durch die Topographie begrenzt.
Till undifferenziert
Damit werden die glazialen Sedimente im Allgemeinen bezeichnet. Die
Ausschmelzmoräne ist ein grauer, massiger Diamikt mit einer sandig-siltigen
Matrix und mit gerundeten bis subangularen Blöcken von Zentimeter bis über
einem Meter Größe. Die Moränenwälle haben einen spitzen Scheitel, sind nicht
bewachsen und lagern auf Moränen der Stadiale des LGM oder auf Festgestein.
Weiters findet man die Tille innerhalb der obgenannten Moränenwälle, wo sie
Ausschmelz- oder Grundmoränen der vorangegangenen glazialen Phasen oder
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das Festgestein überlagern. Die Obergrenze wird durch die Topographie bestimmt, bisweilen sind diese Moränen von Sturzschutthalden aus den höher gelegenen Felswänden überlagert. Die Moränenwälle können bis auf eine Höhe von
2150 m hinunterreichen (rechter Moränenwall des Lahner Kees).
Der Till undifferenziert ist ein Diamikt mit ähnlichen Charakteristika wie die
Ausschmelzmoränen, aber ohne die entsprechenden Formen, da er durch Auswaschung und gravitative Prozesse nachträglich umgestaltet wurde.
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V - TEKTONIK UND METAMORPHOSE
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Das Kartenblatt „Klockerkarkopf” liegt an der südlichen Flanke der großen
Großvenediger-Antiform. Das Gebiet wird von einer Deckentektonik aus kontinentalen und ozeanischen Krustensegmenten, von duktilen Deformationen nach
den Deckenüberschiebungen sowie einer alpinen, polyphasen Metamorphose bestimmt. Die Deformation ist nicht homogen: Dies zeigt sich besonders in den granitoiden Gneisen des Großvenedigers, wo man in den weniger stark deformierten
Bereichen häufig reliktische magmatische Minerale (K-Feldspat, Quarz, Plagioklas, Biotit, Hornblende, Allanit) findet. Dagegen sind die primären Kontakte
zwischen den Granitoidgneisen und den Schiefern im Hangenden vollkommen
durch die alpidische Überprägung verwischt. In den Paragneis-Glimmerschiefern
gibt es keine eindeutigen variszischen Relikte, weder mineralogische noch strukturelle. Die in einigen basischen Boudins des kristallinen Grundgebirges der Dreiherrnspitz-Decke erhaltenen Eklogitreste haben vermutlich alpidisches, eozänes
Alter, vergleichbar mit der „Eklogit-Decke“ weiter im Osten. Die Ophiolithe der
Glockner-Decke haben eine starke regionalmetamorphe Überprägung erfahren
und es gibt weder Spuren magmatischer Relikte noch Minerale der Eklogit- oder
Blauschieferfazies (rautenförmige Pseudomorphosen von einem Mineralgemenge nach Lawsonit) wie in anderen Bereichen des Tauernfensters. Nichtsdestotrotz
sind zonierte Amphibole mit Na- und Ca-reichen Kernen vorhanden.
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1. - TEKTONIK
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Die Hauptüberschiebungen, welche die kontinentalen Einheiten europäischer
Herkunft (Großvenediger- und Dreiherrnspitz-Decke) von den ozeanischen Krustenteilen (Glockner-Decke) abgrenzen, sind durch duktile Scherzonen gekennzeichnet. Diese bildeten sich während der kollisionalen Subduktion und Akkretion (D1) und durch Rekristallisation in Amphibolit/Grünschieferfazies während
der duktilen postkollisionalen Extrusion (D2-D3). Die Überschiebungsbahnen
sind im Meter- bis Hundertermeter Maßstab gefaltet und wurden anschließend
von spröder Deformation überprägt.
Der Kontakt zwischen Glockner- und Dreiherrnspitz-Decke, bestens aufgeschlossen entlang der Wasserscheide des Lenkjöchls zwischen dem Röt- und
Windtal, ist geprägt von einer Schuppenzone, die zwischen wenigen Metern und
einigen hundert Metern mächtig ist. Diese Deckengrenze wurde großmaßstäblich
gefaltet und weist asymmetrische Parasitärfalten (D3) mit Dimensionen von Dezimeter- bis Metergröße auf. Die Achsen tauchen mit 30-45° nach N240-280° ab. An
der Merbspitze (Punta Merbe) ist eine Scholle aus permo-triassischen Gesteinen
den Kalkglimmerschiefern mit Grüngesteinen der Glockner-Decke eingeschaltet,
sodass diese in zwei große Sub-Decken unterteilt werden kann (DAL PIAZ, 1934).
Der tektonische Kontakt verläuft unregelmäßig entlang der linken Flanke des
Windtales südlich von Prettau weiter (siehe tektonisches Schema am Blattrand).
Der Kontakt zwischen den Kalkglimmerschiefern der Glockner-Decke und
den darunter liegenden Granitgneisen der Großvenediger-Decke ist meist von
Talalluvionen der Ahr verschüttet. Einzig bei St. Peter ist der Kontakt mit einer
70° nach Süden einfallenden Scherfläche aufgeschlossen. Entlang des Kontaktes kommen Schollen aus Quarz-Glimmerschiefern, laminierten und kataklastischen Marmoren vor, die der Schuppenzone mit permo-triassischen Gesteinen im
Bereich der Lenkjöchlhütte stark ähneln. Die Orthogneise des Großvenedigers
sind entlang des Haupttales meistens geschiefert bis laminiert und werden nach
Norden hin immer massiger. Auch in den weniger stark deformierten Bereichen
kann man Zonen intensiver duktiler Deformation im Dezimeter- bis Meterbereich
ausmachen. Die Lagerungsverhältnisse der Kalkglimmerschiefer und der Orthogneise stimmen meist überein; dadurch ist es möglich, die tektonische Grenzfläche zwischen den beiden Einheiten auch dort zu rekonstruieren, wo diese unter
Quartärsedimenten begraben ist.
Der Kontakt zwischen Glockner- und Großvenediger-Decke ist geprägt von
einer NE-SW-verlaufenden, subvertikalen, duktilen und duktil-spröden Scherzone mit sinistraler Kinematik. Nordöstlich der Einmündung des Windtales in das
Haupttal verlässt die Scherzone den Komplex der Bündnerschiefer mit Grüngesteinen und folgt mit derselben Orientierung und Kinematik dem Kontakt zwi-
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Fig. 30 - (A) Isoklinalfalte im Granitgneis des Großvenedigers im unteren linken Abschnitt des Fotos;
(B) Detailansicht des Scharniers.
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schen Großvenediger- und Dreiherrnspitz-Decke bis zur Birnlücke. Wie bereits
erwähnt, hat sich entlang dieser großen, teilweise spätalpinen Struktur, das Windtal herausgeformt (siehe Profile, tektonisches Schema am Blattrand und Blockbild von Fig. 11).
Auf Basis struktureller Analysen wurden vier Deformationsphasen mit folgenden geometrischen Eigenschaften unterschieden:
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D1: abgescherte Isoklinalfalten
Sie sind Zentimeter groß, lokal innerhalb der Hauptschieferung S2 erhalten
und werden durch dünne Quarzlagen sichtbar. Sie wurden in den ParagneisGlimmerschiefern der Dreiherrnspitz-Decke und in den Bündnerschiefern
mit Quarzlinsen der Glockner-Decke vorgefunden. In den Metabasiten
erkennt man die S1-Schieferung nur unter dem Mikroskop in wenigen,
schwach deformierten Bereichen mit sigmoidalen Einschlüssen (Mikrolithe aus Hellglimmer, Quarz, Epidot, Amphibol) im Granat und in Relikten
von azurfarbenem-farblosem Amphibol; diese Einschlüsse sind älter als die
regionale S2-Schieferung, welche durch Mineralparagenesen im Grenzbereich zwischen Grünschiefer- und Amphibolitfazies gekennzeichnet ist.
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D2: koaxiale Isoklinalfalten, meist offener als die vorhergehenden Falten
Diese Phase ist für die Entwicklung einer Achsenebenenschieferung (S2)
verantwortlich, welche die primären Kontakte stark überprägt hat und regional verbreitet ist. Die Schieferung wird durch Minerale in Amphibolit- bis Grünschieferfazies nachgezeichnet (Biotit, Muskovit, Amphibolit,
Andesin-Albit) und verläuft meist parallel zu den Grenzen der unterschiedlichen tektonischen Einheiten und Lithologien. Die S2-Schieferung streicht
in der Nähe der Überschiebung im Haupttal mit N150-170° und fällt steil
(70-90°) ein. Mit Entfernung vom Haupttal rotiert sie nach N330-350°,
steht aber immer noch steil (70-90°). Im Windtal schwankt die Orientierung der Schieferung zwischen N135° und N270° - vermutlich das Ergebnis
nachfolgender Deformationsphasen.
Oberhalb des Waldner Sees (Lago della Selva) ist der Granitgneis, der gewöhnlich planar geschiefert ist, durch eine Isoklinalfalte (Fig. 30) verformt.
Weitere D2-Isoklinalefalten sind durch Einschaltungen von Marmoren innerhalb der Quarz-Glimmerschiefer der Dreiherrnspitz-Decke im Gebiet
des Grasleitenkopfes (Abb. 23 und Abb. 31) sichtbar.
D3: offene Falten
Es handelt sich um Falten im mittleren Maßstab bis Großmaßstab mit MGeometrien im Scharnierbereich und S- und Z-Geometrien in den Schen-
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Fig. 31 - Spitze und runde Faltungsformen („Cuspate-lobate“-Strukturen) in den prä-triassischen
Marmoren und den umgebenden Schiefern, Dreiherrnspitz-Decke, Grasleitenkopf (siehe Abb. 20).
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keln. Sie kommen in den Paragneis-Glimmerschiefern der DreiherrnspitzDecke häufig vor. Die Achsenebene steht subvertikal und streicht zwischen
N50° und N60°. Diese Deformationsphase verursacht lokal eine Schieferung (S3) in Gesteinen, die reich an Phyllosilikaten sind. Zu den Falten gesellt sich auch eine Runzelschieferung (Krenulation) verschiedenen Ausmaßes (Fig. 32) mit Linearen (L3), die konstant mit 30-60° nach N220-240°
abtauchen.
D4: RegionaleFalten mit subvertikalen Achsen
Die vorher erwähnten Deformationen werden von weit gespannten Falten
(D4) überprägt, die eine gewisse Streuung der strukturellen Trends verursachen.
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Auf die duktilen Deformationsphasen folgen spröde Bruch- und Kluftflächen,
in denen teilweise Quarz ± Albit auskristallisiert sind. Die Analyse von Satellitenbildern und die Geländeaufnahmen haben die Existenz von zwei Hauptstrukturen
gezeigt:
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NE-SW-orientiertes System
Diese Strukturen treten in der Talenge von St. Peter zu Tage, sind aber oft von
alluvialen Sedimenten verschüttet: sie zeigen eine sinistrale transpressive Kinematik mit Relikten einer früheren, schwer auflösbaren Deformation.
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NW-SE-orientiertes System
Dieses Flächensystem wurde in der Glockner-Decke entlang der Taleinschnitte südlich von St. Jakob vorgefunden und hat nur kleinräumigen Charakter. Am
Talboden findet man einzelne Aufschlüsse mit Kataklasiten. Besonders stark zerlegte Orthogneise findet man im äußersten Griesbachtal (Val di Gries) und orographisch rechts der Ahr, oberhalb der Talenge von St. Peter. Hier tritt oberhalb
des Flusses eine kataklastische Zone zu Tage, die aus zwei Karbonatschollen innerhalb der Kalkglimmerschiefer besteht. Auch in diesem Fall sind die Strukturen
stark zerlegt und von hydrothermaler Alteration überprägt; dies wird durch das
Vorkommen von Sulfaten ersichtlich, die wahrscheinlich durch die Auswaschung
stark verwitterter Gesteine entstanden sind. Am Ausgang des Purschtales (Valle
del Porco) sowie im Einschnitt knapp südlich von St. Jakob sind kataklastische
Prasinite mit Harnischflächen aufgeschlossen, die von Mn-haltigen Krusten überzogen sind und eine Kluft mit massigem Kalksilikat enthalten.
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2. - METAMORPHOSE
Fig. 32 Krenulation der Phase D3
in den Kalkglimmerschiefern
mit Quarzlinsen.
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2.1. - METAMORPHE ENTWICKLUNG DES TAUERNFENSTERS: ALLGEMEINE ÜBERSICHT
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Die Einheiten des penninischen Grundgebirges im Tauernfenster wurden von
der alpidischen Metamorphose durchgehend überprägt. Dennoch wurden in einigen Bereichen des Tauernfensters ältere metamorphe Ereignisse dokumentiert
(siehe NEUBAUER et alii, 1999; THÖNI, 1999; SCHUSTER et alii, 2004, für eine Zusammenfassung der metamorphen Entwicklung und der geochronologischen Daten der Ostalpen), wie bspw. in den Habach-, Storz- und Stubach-Komplexen von
Österreich (GRUNDMANN, 1989; VAVRA & HANSEN, 1991). Es handelt sich größtenteils um Mineralparagenesen der Amphibolit oder Epidot-Amphibolifazies der
variszischen Metamorphose. Aus den südöstlichen Gebieten des Tauernfensters
beschrieb DROOP (1981) Vergesellschaftungen von Granat, Staurolith und Kyanit.
Die Intrusion der variszischen Granite (ca. 330-300 Ma) hat eine verbreitete Migmatisierung der Umgebungsgesteine und die Entstehung von HochtemperaturMineralparagenesen verursacht.
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In den südöstlichen und zentralen Bereichen des Tauernfensters wurden außerdem Eklogitgesteine gefunden, welche älter sind als die variszische Regionalmetamorphose und eine Migmatisierung anzeigen; die entsprechenden Altersdatierungen belaufen sich auf 418 ± 18 Ma (U-Th), 415 ± 18 Ma (laser ablation
ICP-MS) und 421 ± 16 Ma (Sm-Nd) (VON QUADT et alii, 1997). Schließlich wurden innerhalb von Scherzonen lokale metamorphe Hochtemperatur-Mineralparagenesen permischen Alters dokumentiert (FRANK et alii, 1987). EICHHORN et alii
(1995) haben diese Gesteine mit U-Pb in Titanit auf 282 ± 2 Ma datiert.
Die prä-alpidische Metamorphose innerhalb des Tauernfensters verlief mehrphasig und ist charakterisiert von einem silurischen Hochdruckereignis, gefolgt
von einer variszischen Hochtemperatur-Überprägung in Zusammenhang mit der
Intrusion der granitischen Plutone und schließlich einer zweiten metamorphen
Hochtemperatur-Überprägung im Perm. Es gilt jedoch anmerken, dass es aufgrund der wenigen geochronologischen Daten in vielen Bereichen des Tauernfensters schwierig ist, die metamorphen Ereignisse verschiedenen Alters, jedoch mit
ähnlichen Mineralparagenesen, zu unterscheiden. Die prä-alpidischen Hochtemperatur-Metamorphosebedingungen wurden außerdem durch eine durchgehende,
alpidische Rekristallisation in Amphibolitfazies überprägt und somit die älteren,
texturellen und mineralogischen Merkmale größtenteils verwischt.
Die verfügbaren pertrologischen Daten zeigen, dass die alpidische Metamorphoseentwicklung des Tauernfensters nicht durch einen einzigen Druck-Temperatur-Pfad beschrieben werden kann (DACHS et alii, 1991, ZIMMERMANN et alii,
1994); die Entwicklung ist im Allgemeinen durch drei verschiedene Ereignisse charakterisiert: ein eklogitisches Ereignis, das Bedingungen von 20 kbar und
550-630°C erreicht hat, eine Metamorphose in Blauschieferfazies und eine letzte
Überprägung in Grünschiefer- bis Amphibolitfazies (KURZ et alii, 1998, mit weiterführender Literatur). Die eoalpinen Alter der Eklogite, welche im ostalpinen
Grundgebirge dokumentiert sind (THÖNI, 1999), scheinen in den penninischen
Einheiten zu fehlen. Die eklogitischen Relikte sind vor allem in den Metabasiten und bisweilen in den Metasedimenten der sog. „Eklogitzone“ erhalten. Dabei
handelt es sich um tektonische Einheiten, die im zentralen und südlichen Bereich
des Tauernfensters zwischen den kontinentalen, paläo-europäischen Grundgebirgseinheiten und den ozeanischen Einheiten vorkommen (MILLER, 1974; DACHS,
1986; HOSCHEK, 2001; KURZ, 2005). Radiometrische Alter von 32-36 Ma sind
hingegen auf die metamorphe, post-eklogitische Überprägung in Blauschieferfazies zurückzuführen (ZIMMERMANN et alii, 1994); die Alter von ca. 30 Ma spiegeln
den Temperaturhöhepunkt in den westlichen Bereichen des Tauernfensters wider (CHRISTENSEN et alii, 1994). Hierbei handelt es sich um Abkühlalter aufgrund
der Tatsache, dass die Schieferung in Amphibolit- und Grünschieferfazies in den
Kalkgkimmerschiefern der Glockner-Decke im südwestlichen Abschnitt des Tauernfensters von schwach metamorphen Andesitgängen durchschlagen wird, die
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dem oligozänen Magmatismus zuzurechnen sind (SCOLARI & ZIRPOLI, 1972; MÜLLER et alii, 2001; BISTACCHI et alii, 2004, mit weiterführender Literatur).
Die Metamorphoseentwicklung nach dem Eklogit/Blauschieferereignis zeigt
eine Zunahme des Metamorphosegrades von den externen und im penninischen
Deckenstapel am höchsten gelegenen Sektoren (im Westen und Süden) zum Zentrum hin. Dies zeigt sich besonders in der variablen Zusammensetzung der Amphibole in den Metabasiten, welche zwischen Aktinolith bis zu Mg-Hornblende
variiert (FRANK et alii, 1987) und ebenso in jener von Plagioklas, die zwischen
Albit und Oligoklas (An15-25) schwankt.
2.2. - METAMORPHE ENTWICKLUNG DES GRUNDGEBIRGES IM AHRNTAL
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Die durchgeführten petrographischen und mikrochemischen Analysen zeigen,
dass alle im Bereich des Kartenblattes auftretenden Gesteine eine durchgehende
alpidische Überprägung in Grünschiefer- oder Amphibolitfazies erfahren haben.
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Glockner-Decke
Die Ophiolithe der Glockner-Decke zeigen keine Spuren einer Subduktionsmetamorphose (Eklogite, Na-Amphibole oder rautenförmige Pseudomorphosen
nach Lawsonite), weder die Metabasite noch die Metasedimente; dergleichen
wurde z.B. in der „Eklogitzone“ (FRANK et alii, 1987) oder in wenigen anderen
Bereichen des Tauernfensters festgestellt. (z.B. im Pfitschtal, BISTACCHI et alii,
2004). In den Metasedimenten sind almandinreiche Granate (Alm = 60-70%) und
Fe-Chloritoide vorhanden. Bei den ophiolithischen Metabasiten handelt es sich
um Grüngesteine mit seltenen Relikten von Granat und Rutil.
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Dreiherrnspitz-Decke
Die Gesteine des kristallinen Grundgebirges der Dreiherrnspitz-Decke sind
vorwiegend durch Mineralparagenesen in Amphibolitfazies gekennzeichnet.
Trotzdem findet man reliktische Eklogite in einigen der zahlreichen Granatamphibolitlinsen innerhalb der Glimmerschiefer (TSB). Einige Proben vom Grat
südwestlich des Dreiherrnspitz bestehen aus Aggregaten von submillimetrischem
Granat, grünem Amphibol und Relikten von Na-Clinopyroxenen ± Phengit. Die
Granatkristalle (Alm + Sp = 58-68%; Gr + Ad = 27-34%; Py = 4-7%) zeigen
keinen signifikanten chemischen Zonarbau, mit Ausnahme einer leichten Anreicherung von Pyrop am Rand. Die Clinopyroxene haben omphazitische Zusammensetzung (Jd = 32.3-44.6%) und die in der Mikrosonde analysierten grünen
Amphibole sind Winchite (LEAKE, 1978).
Eine Abschätzung der Druck- und Temperaturbedingungen während des
Wachstums von Clinopyroxen und Granat in den reliktischen Eklogiten ergibt
durch die geothermometrischen und barometrischen Berechnungen (ELLIS &
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GREEN, 1979; POWELL, 1985; AI, 1994; BERMAN et al., 1995; KROGH, 1998, 2000,
WATERS & MARTIN, 1993) Temperaturen von 455°C und Drücke von 17,7 kbar.
Die reliktischen eklogitischen Mineralparagenesen sind nicht datiert: Sie können
auf eine frühe Phase des variszischen Zyklus oder, wahrscheinlicher, auf die alpidische Orogenese im Zuge der synkollisionale Subduktion (Eozän) des europäischen Kontinentalrandes zurückzuführen sein.
Entlang des Weges zwischen Lenkjöchl (Giogo Lungo) und der Rötspitze
(Pizzo Rosso) gibt es zahlreiche Linsen aus grobkörnigen Granatamphiboliten.
Sie sind arm an Na-Pyroxenen und sehr ähnlich den Gesteinen, welche von Punkt
3333 m am Grat des Dreiherrnspitz von BIANCHI (1934) und DAL PIAZ (1934)
beschrieben wurden. Der Granat hat einen euhedralen Habitus, ist rötlich gefärbt,
wird bis zu einigen Zentimetern groß und zeigt einen Zonarbau mit almandin(Alm + Sp = 73%) und pyropreichen Kernen (Py bis zu 14%), welche auf die
eklogitische Phase zurückgehen. Die Ränder sind an Pyrop verarmt (Py = 7%). In
einigen Proben ist der Granat wahrscheinlich aufgrund metasomatischer Prozesse
an Grossular angereichert (Gr + Ad = 50%; Am + Sp = 50%). Die Hauptüberprägung in Amphibolitfazies zeigt sich besonders in den basischen Gesteinskörpern
in der Gegend der Birnlücken Hütte (Rif. Tridentina) und ist gekennzeichnet durch
Pyroxene und/oder Ca-Amphibole ± Plagioklas, Epidot und Titanit. Makroskopische Blasten von Kyanit wurden aus der Zone Schwarzenstein-Trippbachscharte
(Sasso Nero-Forcella Rio Torbo) westlich des Kartenblattes von BIANCHI (1934)
in einem Band von Chlorit-Granat-Glimmerschiefern innerhalb der Orthogneise
beschrieben.
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Großvenediger-Decke
Die petrographische Untersuchnungen der Proben aus der GroßvenedigerDecke zeigen, dass auch diese Gesteine vor allem durch Grünschiefer- bis Amphibolitfazies metamorph überprägt wurden; letztere wird besonders durch grüne
Amphibole und Granat in den Paragneisen bestätigt.
Die Dünnschliffanalysen zahlreicher Proben decken sich mit den Daten aus
der Literatur. Es wurden keine mineralogischen Relikte in Blauschieferfazies
(post-eklogitisch) beobachtet und die Zuordnung der eklogitischen Gesteine zum
alpidischen metamorphen Zyklus ist aufgrund des Fehlens von geochronologischen Datierungen unsicher (wenn auch wahrscheinlich). Trotzdem kann man
für die penninischen Einheiten im Ahrntal einen P-T-Pfad entsprechend der alpidischen Metamorphose annehmen (Fig. 33), da diese Einheiten vergleichbar sind
mit anderen Segmenten des Tauernfensters (HOINKES et alii, 1999; mit weiterführender Literatur).
Aus den gesammelten Daten geht außerdem hervor, dass im Ahrntal der
Metamorphosegrad der alpidischen Metamorphose allmählich gegen Norden
zunimmt. Tatsächlich nimmt der Anteil an Anorthit im Plagioklas von 0-4%
in den Metaophiolithen der Glockner-Decke auf über 16% in den Gneisen des
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Großvenediger im Norden des Kartenblattes zu (MORTEANI & RAASE, 1974). Das
untersuchte Gebiet liegt zwischen den 500- und 600°C-Isothermen. Die 550°CIsotherme verläuft parallel zur Talachse im Bereich der glazialen Verebnungen an
der nördlichen Talflanke, und trennt die gebänderten Gneise von den massigen,
die weiter im Norden in Richtung der Staatsgrenze auftreten. Diese Unterteilung
der Isothermen stimmt mit den Sauerstoffisotopenwerten (FRIEDRICHSEN & MORTEANI, 1979) und der Umwandlung von Mikroklin zu Sanidin überein (BERNOTAT
& MORTEANI, 1982).
Fig. 33 - Qualitativer P-T-Pfad für die Einheiten des penninischen Grundgebirges und die Ophiolithe
des Ahrntales. Metamorphosefazies (aus SPEAR, 1993): Lws-EC = Eklogitfazies mit Lawsonit; BS =
Blauschieferfazies; Amp-EC = Eklogitfazies mit Amphibolen; EA = Amphibolitfazies mit Epidot; AM
= Amphibolitfazies; GS = Grünschieferfazies; GR = Granulitfazies.
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1. - LAWINEN
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VI - UMWELTGEOLOGIE UND ROHSTOFFE
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Das Ahrntal ist geprägt von vielen Lawinenabgängen, was auf die ergiebigen
Schneefälle und auf die Steilheit der Hänge zurückzuführen ist. Die Lawinengefahr
wird durch die Talenge noch erhöht und hat deutliche Auswirkungen auf
Infrastrukturen und die bewohnten Gebiete. Die ergiebigen Schneemassen des
Winters 1999 haben im Frühjahr zu zahlreichen Lawinenabgängen geführt,
besonders am Nordhang entlang der Straße von Trinkstein zur Lahneralm; hier
wurden einige Almen zerstört. Außerdem sind aus historischen Aufzeichnungen
Lawinenschäden bekannt, unter anderem die Zerstörung von St. Johann, einer
talauswärts gelegen Ortschaft (außerhalb des Kartenblattes), im 17. Jahrhundert.
2. - FELS- UND BERGSTÜRZE
Neben den jüngsten Bewegungen ist in der Literatur eine Massenbewegung
vom 2. September 1928 nahe der Ortschaft St. Jakob bekannt (CARDINALI et alii,
1998a).
Im Kataster der Massenbewegungen der Autonomen Provinz Bozen werden
wiederholt Felsstürze in der Talenge von St. Peter verzeichnet. Die Blockmassen
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bestehen aus ca. 400.000 m³ Kalkglimmerschiefern, die von der orographisch
linken Talseite im Jahr 1975 und 1990 abgebrochen sind. Dieses Gebiet scheint
noch immer in Bewegung zu sein.
An der rechten Talflanke des Ahrntales, gegenüber der Einmündung des
Alprechtales am Felsvorsprung östlich von Peteregg, ereignete sich im Juni
2001 ein Felssturz, der wahrscheinlich durch die Hangunterschneidung durch
fluviatile Erosion der Ahr ausgelöst wurde. Diese Massenbewegung betrifft die
mylonitische Fazies der Kalkglimmerschiefer am subvertikalen Kontakt mit den
geschieferten Orthogneisen entlang einer ca. 350 m hohen Abbruchfläche. Die
Massenbewegung erstreckt sich über den gesamten Hang und es besteht noch
immer die Gefahr von Felsstürzen und einer teilweisen Verklausung der Ahr.
Diese Massenbewegung wird zur Zeit über die Vermessung einiger fixierter
Messpunkte überwacht.
3. - TIEFGRÜNDIGE MASSENBEWEGUNGEN
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Die linke Talflanke des Ahrntales zwischen der Lahneralm und Trinkstein
wird von einer tiefgründigen Massenbewegung (Sackung) mit vielen Gräben
und Wällen verformt (Fig. 8 und 9). Der bis heute aktive Prozess zeigt sich in
Form von oberflächlichem Kippen der Gesteinsschichten (Toppling), Bildung
von Zerrgräben, geradlinigen Rückfallkuppen und mehreren, deutlich sichtbaren
Abrisskanten. Die wenigen Aufschlüsse bestehen aus Gesteinen der DreiherrnspitzDecke mit offenen Brüchen und chaotischer Lagerung. Die Rutschung betrifft eine
Fläche von etwa 5 km², wobei die Bewegungen jedoch unterschiedlich entwickelt
sind. Der Abrissbereich der tiefgründigen Massenbewegung unterhalb des Grates
zwischen Hohem Rosshuf (Piè di Cavallo) und Achsel (Segnale Est Santo Spirito)
ist von Schutt bedeckt. Der Hang zeigt im oberen Abschnitt ein Verflachung und
im unteren Abschnitt einen leichten Vorsprung. Diese Morphologie ist Anzeiger
für eine noch wenig entwickelte tiefgreifende Hangverformung. Die Geländeform
hängt vor allem von der Einsackung der oberflächlichen Bereiche entlang von
tiefen und durchgehenden Brüchen ab, was Dehnungserscheinungen und den
Zusammenbruch der Gesteinsmassen zur Folge hat.
Gräben, geradlinige Wälle und Abrisskanten erkennt man auch an der
gegenüberliegenden Talflanke, besonders im Kar südlich des Großen Tauernkopfs
(Testa dei Tauri). In diesem Fall handelt es sich allerdings um relativ oberflächliche
Phänomene. Die Gräben, Wälle und die Abrisskanten verlaufen ungefähr
ENE-WSW und sind im unteren Bereich des Hanges, wo es einige historische
Massenbewegungen gegeben hat, deutlicher erkennbar.
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4. - HYDROGEOLOGIE
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5. - ROHSTOFFE
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Das hintere Ahrntal ist vorwiegend durch Wässer der gesättigten Zone
charakterisiert. An beiden Talflanken gibt es zahlreiche Quellaustritte im
Festgestein entlang von stark zerlegten Zonen, die mitunter jedoch von Schutt
überbedeckt sind. Weitere Quellen treten am Fuß von Schuttablagerungen oder an
der Grenze mit Moränenablagerungen zu Tage. Die Schüttung ist meistens gering
(<1-5 l/sec). Quellen mit höherer Schüttung wurden für die Trinkwasserversorgung
gefasst; diese konzentrieren sich vor allem auf die tiefsten Bereiche der Talflanken
am Fuß von Schuttkegeln, wie z.B. in der Nähe von St. Jakob.
Es wurden keine Quellhorizonte beobachtet, die an das Vorhandensein von
undurchlässigen Gesteinsschichten gebunden sind.
5.1. - BERGBAU VON PRETTAU
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Die Geschichte der Menschen im Ahrntal steht in einem engen Zusammenhang
mit dem Bergbau (BEVILACQUA, 1955). Besonders der Abbau von Eisen und
Kupfer in der Nähe der Ortschaft Prettau (Predoi) stellte einen bestimmenden
Faktor in der wirtschaftlichen Entwicklung des Tales dar.
In den 1980er Jahren wurden Prospektionen auf Scheelit in alluvialen
Sedimenten durchgeführt, da diese in der Nähe von Luttach (Luttago) hohe
Konzentrationen an diesem Mineral gezeigt hatten (BRIGO & OMENETTO, 1983).
Es gibt nur wenige Gruben und Steinbrüche für die Entnahme von
Lockermaterial und Bausteinen.
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Die ältesten Dokumente bezeugen einen Abbau im Bergwerk von Prettau (Fig.
34) mit Beginn im 15. Jhdt., wobei wahrscheinlich bereits seit prähistorischer Zeit
bekannte Abbaue genutzt wurden (MUCH, 1902). Der Bergbau wurde aufgrund
verschiedener Ursachen in den frühen 1970er Jahren aufgelassen (SCHMIDT, 1868;
KOBER, 1912; ENZENBERG, 1921; MEUSBURGER, 1926; SCHWÄRZLER, 1926; KOBER,
1955; ENZENBERG und PREUSCHL, 1959; DI COLBERTALDO & LEONARDELLI, 1963;
NORINELLI, 1963; LEONARDELLI, 1964; GUZZON et alii, 1974; MUTSCHLECHNER,
1978; NOTHDURFTER, 1978).
Das abgebaute Mineral bestand aus Fe-Cu-Sulfiden und -Oxiden (vor allem
Chalkopyrit) und diente der Gewinnung von Kupfer. Das Rohmaterial, welches
im Winter mit Schlitten ins Tal befördert wurde, wurde in der Umgebung von
Steinhaus und St. Johann verhüttet (BEVILACQUA, 1955).
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Fig. 34 - Alter Knappensteig im Fe-Cu-Bergbau von Prettau.
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Der Bergbau entwickelte sich auf verschiedenen Ebenen zwischen einer
Höhe von 1988 m (St.-Jakob- und St.-Peter-Stollen) und 1586 m, dem ältesten
sogenannten St.-Ignaz-Stollen. Der jüngste Abbau, welcher über den ErzherzogJohann-Schacht erreicht wurde, liegt 86 m tiefer als der St.-Ignaz-Stollen. Die
Stollen haben eine Gesamtlänge von 15 km und folgen den Erzkörpern.
Die Erzkörper sind linsenförmig abgeplattet, verlaufen N70E und stehen
subvertikal. Die Eisen- und Kupferminerale finden sich in den Chlorit- und
Chloritalbitschiefern (Ovardite) und liegen konkordant in den umgebenden
Grüngesteinen und Kalkglimmerschiefern (Abb. 35).
Folgt man der mineralogischen Beschreibung von DI COLBERTALDO &
LEONARDELLI (1963), so ist Pyrit das häufigste Mineral des Vorkommens. Der
Pyrit ist in Form von meist rundlichen und linsigen Kristallen entwickelt, häufig
stark deformiert und hat zahlreiche kleine Einschlüsse von Chalkopyrit, Hämatit,
Ilmenit, Magnetit und Bornit. Mit dem Pyrit vergesellschaftet findet man in
sehr geringen Mengen Chalkopyrit und Pyrrothin. Chalkopyrit tritt in Form
von unregelmäßigen Körnern mit Entmischungen von skelettartigem Sphalerit,
Valeriit und lamallarem Cubanit auf. Pyrrothin bildet feinste blättrige Aggregate.
Als Alterationsprodukte sind Chalkosin und Covellin sehr verbreitet. Zudem
kommen zahlreiche Oxide und Hydroxide vor, vor allem Magnetit, Ilmenit,
Hämatit, Limonit und Goethit.
Fig. 35 - Schematische Darstellung der Position der Stollen im Bergbau von Prettau (verändert nach
TASSER, 1996).
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Die ursprüngliche Vererzung geht laut DI COLBERTALDO & LEONARDELLI (1963)
auf liquidmagmatische Prozesse im Zusammenhang mit dem ophiolithischen
Zyklus zurück.
Auch wenn keine genauen Untersuchungen bezüglich des Vorkommens
vorgenommen wurden, scheint es sich um hydrothermale Ablagerungen zu
handeln, analog zu jenen, die sich auf den rezenten Ozeanböden bilden bzw.
auf alten gebildet haben. Die Vererzungen wurden dann zusammen mit den
Umgebungsgesteinen in die alpidische Metamorphose und die damit verbundenen
Deformationen miteinbezogen.
5.2. - RADIOAKTIVE MINERALE
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In den 1950er Jahren hat die Abteilung für Erze des „Comitato Nazionale
Ricerche Nucleari“ (CNRN) systematische Prospektionen auf radioaktive Minerale
(U-Th) im gesamten italienischen Gebiet der Alpen durchgeführt (IPPOLITO et alii,
1961). Die wichtigsten Vorkommen, jedoch ohne industrielle Bedeutung, wurden
in den westlichen und zentralen Alpen innerhalb von klastischen und vulkanischen
Gesteinen permischen Alters in den nicht metamorphen Südalpen oder in den
metamorphen, penninischen Schiefer angetroffen. In Trentino-Südtirol wurden
einige Mineralisationen in den nicht metamorphen Grödner Sandsteinen (Daone,
Val Rendena) und in den permischen Porphyren bei Hafling (Avelengo) gefunden.
In den vermutlich permischen Quarz-Glimmerschiefern des Hochfeilers und des
Dreiherrnspitz wurden unbedeutende Anomalien festgestellt (BRONDI & TEDESCO,
1959).
Die beiden Anomalien sind an penninische Einheiten des westlichen
Tauernfensters gebunden. Die erste befindet sich innerhalb der paläozoischen
Greiner-Serie (BAGGIO et alii, 1975; DE VECCHI & BAGGIO, 1982), welche entlang
der Pfunderer Seite des Hochfeilermassives aufgeschlossen ist, und besteht aus
Uranoxiden zusammen mit Blenden, Pyrit, Chalkopyrit und Pyrrothin.
Die zweite Anomalie befindet sich innerhalb des Kartenblattes Klockerkarkopf.
Sie wurde von BRONDI & TEDESCO (1959) an der rechten Flanke des Windtales,
entlang eines ca. 2 km langen Abschnittes entdeckt, der sich von 2100 m bis
2600 m Seehöhe erstreckt. Die Urananomalie befinden sich innerhalb einer
Abfolge von Quarz-Muskovit-Schiefern mit ± Albit, Chlorit, Biotit, Karbonat,
Gneisen mit wenig Albit, bisweilen reich an Epidot, Granatglimmerschiefern und
selten Quarz-Chlorit-Schiefern. Die Mineralisation ist innerhalb einer Bank von
gelblichen Schiefern verstreut, die reich an Quarz und Muskovit sind und eine
variable Mächtigkeit von wenigen Dezimetern bis zu 5 m haben. Das uranhaltige
Mineral ist eine Pechblende, welche in Form von kleinen rundlichen Kristallen
in einer quarz- und glimmerreichen Matrix verteilt ist und bisweilen mit Pyrit,
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Limonit oder Turmalin vergesellschaftet ist. Der Gehalt an Uran variiert örtlich
sehr stark, die durchschnittlichen Werte sind relativ niedrig, nur lokal sind sie
stark erhöht (2.10–3.28% U, BRONDI & TEDESCO, 1959).
Die Vererzung kann für die noch offene Frage bezüglich des Alters des
Grundebirges der Dreiherrnspitz-Decke eine gewisse Bedeutung haben.
Berücksichtigt man, dass die meisten Uranvererzungen in den Alpen permisches
Alter haben, so ist es wahrscheinlich, dass die umgebenden Schiefer permisch sind
und somit zu den post-variszischen Sedimentabfolgen, wie jene der Greiner-Serie
innerhalb der Dreiherrnspitz-Decke, gehören (DE VECCHI & BAGGIO, 1982). Es war
aufgrund der alpidischen metamorphen Überprägung nicht mehr möglich, diese
Einheit abzugrenzen und sie mit der erforderlichen Genauigkeit vom variszischen
Grundgebirge abzutrennen. Die alpidische Metamorphose und Deformation
haben die prä-alpidischen Gefüge ausgelöscht und damit ist die Unterscheidung
zwischen polymetamorphen Einheiten von möglichen monometamorphen nicht
mehr möglich.
5.3. - KIESGRUBEN
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In der alluvialen Ebene südwestlich von St. Jakob (San Giacomo) gibt es einen
kleinen Kiesabbau zur Verwendung als Baumaterial. Bei den Geländeaufnahmen
hatte die Kiesgrube eine Tiefe von 1–2 m. Die Grube wird mit verschiedenen
anderen Materialien aufgefüllt.
6. - ANTHROPOGENE EINGRIFFE
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Aufgrund der starken Besiedelung und der intensiven landwirtschaftlichen
Nutzung (Mähwiesen und Weideflächen) weist das Haupttal zahlreiche künstlich
geformte Oberflächen auf. Es gibt außerdem kleine Deponien, Wälle und andere
Strukturen, die auf den Bergbau in Prettau zurückzuführen sind. Das Bergwerk
wird heute zu touristischen Zwecken verwendet.
Außerdem gibt es zahlreiche Lawinenschutzbauten, auch größeren Ausmaßes,
und andere, damit verbundene Bauwerke zur Instandhaltung dieser Schutzbauten.
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VII - ABSTRACT
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The 1:50 000 geological map Vetta d’Italia covers the north-eastern edge of the
Italian eastern Alps, at the head of the Aurina valley, Bolzano/Bozen Province.
It is located within the south-western edge of the Tauern window, a crucial area
of the Alpine orogen where a stack of Penninic continental and oceanic nappes
is exposed below the capping Austroalpine thrust system. These nappes are thin
and coherent crustal fragments of the European passive continental margin (Gran
Veneziano and Picco dei Tre Signori) and Mesozoic ocean (ophiolitic Glockner
nappe), strongly deformed and metamorphosed during the Alpine orogeny. The
Aurina valley is modelled along the left-lateral, ENE-trending ductile shear
zone which separates the Gran Veneziano basement nappe (to the north) from
the overlying Picco dei Tre Signori basement and cover nappe (to the south).
The latter, in turn, is overrided by the Glockner nappe, derived from the closure
of the South-Pennidic (Piedmont-Ligurian) ocean during the Europe/Adria
continental collision. The Gran Veneziano nappe consists of massive to porphyric
(K-feldspar), poorly to pervasively foliated or sheared gneisses, mainly derived
from granitic-granodioritic protoliths of Late Paleozoic age (309 ± 5, 295 ± 3 Ma).
Minor amphibolite bodies and garnet micaschists locally occur. The Picco dei Tre
Signori nappe consists of cover metasediments and cristalline basement rocks.
The former unit is represented by strongly transposed Permian-Triassic cover
slices, including quartz-muscovite ± albite, chlorite and biotite clastic schists
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(Permian), massive to tabular quartzites (Lower Triassic-Upper Permian), and
calcareous or dolomitic marbles (Middle-Upper Triassic). The clastic sequence
may be correlated to the Greiner Series Auct. The latter unit is a Variscan basement
strongly reworked by the Alpine overprint. It is represented by garnet micaschist
and paragneiss, including transposed dykes of gneissic aplite, impure marbles and
mafic bodies, as well as some albite-bearing quartzitic micaschists of debated age,
locally Uranium-rich (Permian or older ?). The overlying Glockner nappe mainly
consists of Mesozoic metasediments, ranging from impure marbles to graphitic
quartz-phyllites, through dominant calcschists (quartz, carbonate, minor white
mica and chlorite). The associated ophiolitic suite is represented by greenschist
facies prasinites (from tholeiitic basalts) which mainly occur in the lower part
of the nappe, and very few small slices of serpentinite (antigorite-magnetite ±
carbonate). A Cu-Fe mineral deposit was exploited in the past near the village
of Predoi: it is an ocean-floor hydrothermal deposit pervasively reworked by the
Alpine orogeny. As a whole, the basement, cover and ophiolitic units occurring
in the geological map are pervasively characterized by a post-nappe metamorphic
imprint of Eocene-Lower Oligocene age, grading from the amphibolite to the
high-T greenschist facies zone. No traces of the eclogitic or blueschist facies
relics occurring elsewhere in the Tauern window have been found in the mapped
ophiolitic sequences. By contrast, relics of an eclogitic assemblage (almandinerich garnet, omphacite, winchite) has been recognized in some mafic boudins
inside the Picco dei Tre Signori basement, confirming the former discovery of
BIANCHI & DAL PIAZ (1930). The age of the eclogitic imprint is probably Alpine
(Eocene?). The nappe stack is characterized by four ductile deformation phases,
ranging from thrust-related and isoclinal rootless folds (F1), to coaxial isoclinal or
tight folding (F2) and related regional scistosity (S2), NE-ENE-trending, mesomegascopic open folds (F3) with a local foliation (S3), and large ondulations (F4)
along high-angle axis. The subsequent tectonic evolution is characterized by two
main brittle features: i) the NE-SW fault system, with a left-lateral transpressive
kinematics, ii) the NW-SE fault system. The Quaternary successions are
represented by continental deposits. They are subdivided into the Postglacial
Alpine Synthem and the Garda Synthem, each grouping various glacial, alluvial
and gravitational facies. The mapped area is also characterized by large and active
gravitational mass-movements.
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ANHANG
Tabelle mit den Ortsnamen in deutscher und italienischer Sprache
ITALIENISCHE ORTSNAMEN
Merb Alm
Zillertaler Alpen
Hohe Tauern
Bruneck
Steinhaus
Sand in Taufers
Kasern
Napfspitz
Arhner Kopf
Schneespitz
Gabelspitz
Trinkstein
Birnlücke
Heilig Geist Jöchl
Lenk Jöchl
Rotemann Joch
Eisack
Waldner See
Luttach
Faden
Rauhkofel
Rainhart Spitz
Sattel Spitz
Obere Tauernalm
Waldneralm
Kehrer Alm
Lahner Alm
Starkl Alm
Labesau Alm
Hollenzalm
Hofer
Krimmler Tauern
Hundskehljöchl
Dreiherrnspitz
Hoher Rosshuf
G
AR
C
PR
O
G
ET
T
Alpe di Merbe
Alpi Aurine
Alti Tauri
Brunico
Cadipietra
Campo Tures
Casere
Cima Cadini
Cima del Vento
Cima della Neve
Cima Forca
Fonte alla Roccia
Forcella del Picco
Forcella di Campo
Giogo Lungo
Giogo Rosso
Isarco
Lago della Selva
Luttago
M. Faden
M. Fumo
M. Riva di Predoi
M. Sella
Malga Alti Tauri
Malga della Selva
Malga della Svolta
Malga di Lana
Malga Prato Alto
Malghe di Labes
Malghe di Landro
Maso Hofer
Passo dei Tauri
Passo del Cane
Picco dei Tre Signori
Pié di Cavallo
DEUTSCHE ORTSNAMEN
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ITALIENISCHE ORTSNAMEN
DEUTSCHE ORTSNAMEN
O
Kematen Spitz
Rötspitz
Prettau
Merbspitz
Rienz
Lenk Jöchl Hütte
Birnlücken Hütte
Steinerbach
Walcherbachtal
Reinbach
St. Jakob
St. Johann
St. Peter
Schwarzenstein
Achsel
Gr. Tauernkopf
Ahr
Schüttalalm
Griesbachtal
Pustertal
Ahrntal
Purschtal
Windtal
Hasental
Alprechtal
Griesbach Tal
Hollenztal
Weißenbach Tal
Reintal
Tauferer Tal
Röttal
Mühlwalder Tal
Prettau Kees
Lahner Kees
G
AR
C
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O
G
ET
T
Pizzo Caminata
Pizzo Rosso
Predoi
Punta Merbe
Rienza
Rifugio Giogo Lungo
Rifugio Tridentina
Rio del Sasso
Rio di Mezzo
Rio di Riva
San Giacomo
San Giovanni
San Pietro
Sasso Nero
Segnale Est Santo Spirito
Testa dei Tauri
Torrente Aurino
Val delle Frane
Val di Gries
Val Pusteria
Valle Aurina
Valle del Porco
Valle del Vento
Valle della Lepre
Valle di Alprè
Valle di Gries
Valle di Landro
Valle di Rio Bianco
Valle di Riva
Valle di Tures
Valle Rossa
Valle Selva dei Molini
Vedretta di Lana
Vedretta di Predoi
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