Grundmoräne
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Vorkommen und Lithologie
Ein ausgedehntes Areal mit Grundmoränenbedeckung erstreckt sich im Bereich des Radochsberges, auch im Bereich Rigaus-Klausegg konnte an einigen Stellen Grundmoränenmaterial angetroffen werden. Es kann daraus geschlossen werden, dass das Gebiet ehemals vollständig mit Eis bedeckt war. Die Grundmoränen stellen ein durch die ehemalige Auflast des Gletsches überkonsolidiertes, zähplastisches bis hartes, sowohl kompositionell als auch texturell unreifes Sediment dar. Leicht erkennbar ist es durch das lebhaft bunte Erscheinungsbild und und die inhomogene Kornzusammensetzung, wobei größere Komponenten wie Rosinen im Kuchenteig eingebettet sind. Das Material entstammt größtenteils den Gesteinen des Untergrundes der näheren Umgebung, doch kann auch manchmal ein größerer Anteil weiter transportierten Komponenten angetroffen werden (z.B. Bachbett westlich Radochbauer (R 4 5460 H 2 7120). Da die Grundmoränen nahezu wasserdicht sind, treten im Gelände häufig versumpfte Landschaften, feuchte Wiesen und Moore auf. Als Beispiel soll das als Naturdenkmal ausgewiesene Hochmoor ca. 200m NW des Spulhofs genannt werden (R 4 5500, H 2 7220). |
Zwieselalmschichten (Obermaastricht - oberes Paleozän)
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Vorkommen Im Bereich Radochsberg-Schorn sind die Zwieselalmschichten im Westteil des Arbeitsgebietes im weiteren Umkreis um den Spießhof im mehreren Gräben erschlossen. So ca. 200m SW Spießhof in einem Profil mit einer Erstreckung von mehreren hundert Metern(R 4 5570, H 2 7190), ca. 300m westlich Hörndlhof (R 4 5600, H 2 7230) und unterhalb Kote 976 (R 4 5580, H 2 7270). Weite Verbreitung finden die Zwieselalmschichten im Bereich Rigaus. Sie erstrecken sich vom Ostabhang des Retschegg bis nach Grubreit. Schöne Aufschllüsse sind am Forstweg unterhalb der Klauseggkapelle (R 4 5530, H 2 7540), im Bachbett NW Klausegg (R 4 5460, H 2 7490) und in den Gräben des Ostabhanges des Retschegg (R 4 5430, H 2 7495)anzutreffen. |
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Lithologie, megaskopisch Die Zwieselalmschichten sind charakterisiert durch ihr flyschoides Erscheinungsbild. Helle, graue bis gelbliche, gelblich-grüne Mergel wechsellagern mit quarz- und phyllitreichen Sandsteinbänken. Es ist eine Horizontalschichtung eines Sedimentationszyklus aus zwei alternierenden Gesteinsarten. Die Wechselfolge aus Schichten ungleicher Mächtigkeit läßt darauf schließen, dass von einer zeitlich ungleichmäßigen Ablagerung ausgegangen werden muss. Die kontinuierliche Mergelsedimentationn wurde immer wieder von durch das im zeitlich ungleichmässigen Rhythmus sich wiederholende, turbiditische Eingleiten von Sandsteinlagen unterbrochen. Die glimmerreichen weichen Mergellagen, die teilweise auch rötliche bis dunkelrote Färbungen annehmen können (und darum megaskopisch nicht von Nierentaler Schichten unterschieden werden können), haben eine Mächtigkeit im Bereich von einigen bis zu mehreren Dezimetern. Sie zeigen interne Feinschichtung, teilweise sind sie flasrig ausgebildet. Die phyllithaltigen, rhythmisch mit den Mergeln wechselnden Sandsteinbänke weisen Mächtigkeiten von unter 10 cm bis hin zu mehreren dm auf. Sie sind in sich laminiert, was auf internen Materialwechsel hinweist. Das kalkige Bindemittel ist grau. Meist handelt es sich um Feinsandsteine, doch sind Übergänge zu Fein- und Grobkonglomeraten bzw. -brekzien mit Komponentengrössen von einigen Zentimetern anzutreffen. Die Konglomerat- und Brekzienbänke sind in einer Mächtigkeit von bis zu ca. einem Meter entwickelt. Allen gemeinsam ist ein hoher Quarz und Phyllitanteil. Gradierung ist vorhanden. Die Gesamtmächtigkeit im Kartiergebiet beträgt etwa 200 bis 300m. |
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Dünnschliffanalyse eines Biomikrites Probe B2 (R 4 5532, H 2 7540) |
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Die Matrix ist mikritisch, untergeordnet mikrosparitisch, wobei das Verhältnis Mikrit:Sparit etwa 80:20 beträgt. Als Bioklasten treten häufig Rotalgen-Thalli mit ihrer charakteristischen Mikrostruktur aus Netzzellen auf. Die Probe zeigt eine sehr reiche Foraminiferenfauna. Es sind vorwiegend: orbitoide Foraminiferen, erkennbar an ihrer linsenförmig-flachen Gestalt und ihrem Aufbau aus zwei Lateralschichten und einer Äquatorialschicht. miliolide Foraminiferen, charakterisiert durch ihre undurchsichtige, auf dem Bild schwarz erscheinende Schale, wie z.B. Alveolinen mit ihren röhrenförmigen Kämmerchen sowie Quiqueloculinen. Weiterhin sind Nummuliten und einige Globigerinen enthalten. Auch Bruchstücke von Bryozoenkolonien mit ihren durch Querböden getrennten Röhren treten häufig auf. An Komponenten terrigener Herkunft ist Biotit sowie Quarzdetritus in Form angularer Körner als auch intraklastischer Calcit enthalten. Ihre Größe bewegt sich in einem Bereich von 100my bis ca. 600my (arenitisch). Die vorhandenen, bis 2mm großen Lithoklasten erscheinen schwarz, ihr Inhalt ist hyalin und besteht aus Globigerinen. Das Gefüge ist korngestützt (grain-support). Kluftporen sind mit Blockzement erfüllt. | ||||||||||||||||||||||||||||
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Klassifikation: FOLK: dicht gepackter Algen-Foraminiferen Biomikrit DUNHAM: Floatstone Fazieskriterien: Sowohl der reiche Algeninhalt als auch die häufig vorkommenden benthonischen Foraminiferen weisen auf eine primäre Ablagerung des Sediments in einem durchlichteten (geringe Wassertiefe), niederenergetischen Bereich am Plattformhang hin. Der Geländebefund sowie die Globigerineneinschlüsse zeigen, dass das noch unverfesstigt Sediment als Rutschmasse in tiefere Bereiche gelangt ist und dort endgÜltig zur Ablagerung kam. |
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Schlämmprobe eines Mergels Probe B1 (R 4 5530, H 2 7540) |
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Aufgrund des Fossilinhaltes kann auf eine Bildung des Sediments im Tiefwasser geschlossen werden. Zeitlich ist die Probe bereits ins Tertiär einzustufen.
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Nierentaler Schichten (Campan-Maastricht)
| Vorkommen | |||||||||||||
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Gute Aufschlussverhältnisse sind im Bereich Schorn im Bachbett ca. 650 Meter NE
Gasthaus Schorn unterhalb Kote 778 (R 4 5570, H 2 7150) sowie direkt unterhalb der
Radochsberg-Ringstrasse (R 4 5540, H 2 7190), an der Radochsberg-Ringstrasse ca. 150m NW
Spießhof in der Ostkurve (R 4 5570, H 2 7225) und unterhalb der Nordkurve
(R 4 5510, H 2 7290). Im Bereich Retschegg-Rigaus sind sie an der Postalmstrasse(R 4 5400, H 2 7485) sowie im Bachbett ca. 350m östlich (R 4 5435, H 2 7490)aufgeschlossen. |
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Lithologie, megaskopisch |
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Bei den Nierentaler Schichten handelt es sich um meist ziegelrote bzw. fleischrote,
untergeordnet auch blaßrosa bis grünlich-weiß gefärbte, kalkige
Mergel mit schwankender Härte. Grün-graue Partien treten fleckenhaft bzw. als dünne Bänderung in rotem Gestein auf, wohingegen in den grünlich-grauen Anteilen immer wieder blaßrosa Partien auftreten. Die Färbung ist regellos und überschneidet auch Schichtflächen. Aufgrund der typischen roten Färbung sind die Nierentaler Schichten sofort und leicht erkennbar. (Es können allerdings Verwechslungen mit gleichartig gefärbten Zwieselalmschichten erfolgen. In diesen Fällen kann nur aufgrund des mikropaläontologischen Befundes eine Unterscheidung vorgenommen werden.) Die Mächtigkeit der Schichtung reicht von feinschichtig über plattig bis dünnbankig. Auch massige Partien können auftreten. Die Gesamtmächtigkeit beträgt im Gebiet etwa 200m. |
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Dünnschliffanalyse eines roten Mergels Probe B32 (R 4 5520, H 2 7200) |
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Die Grundmasse besteht aus einer mikritisch-tonigen Matrix mit einer charakteristischen
rotbraunen Färbung, sowie aus Mikroklasten in Siltkorngrösse (Durchmesser ca.
10my), wobei es sich um Calcit, evtl. biogener Herkunft handeln könnte. Der darin eingebettete Fossilinhalt besteht ausschließlich aus hyalinschaligen, planktonischen Foraminniferengehäusen verschiedener Globotruncanenarten in diversen Schnittlagen mit einer Größe von einigen 100my. Vereinzelt treten auch Schwammnadeln und Filamente auf. An terrigenen Komponenten ist detritogener Quarz als auch Glimmmer in geringer Menge enthalten. Das Gefüge ist Mud-supported. Klassifikation: FOLK: biogenführender Mikrit DUNHAM: Mudstone Fazieskriterien und Interpretation Der ausschliesslich aus pelagischen Mikrofaunenelementen bestehende Fossilinhalt, die bunte Gesteinsfarbe sowie die mikritische Matrix weisen nach FLÜGEL (1978) auf eine Entstehung des Sediments in einem tiefmarinen Ablagerungsraum (Fondothem) oberhalb der CCD hin. Dies entspricht der Fazieszone 1 nach dem Wilson-Modell. Fossilinhalt An Foraminiferen sind enthalten: Globotruncana ArcaCushman 1926, G. linneianaD orbigny 1839, G. elevata Brotzen 1935, entspricht Rosita contusaCushman 1926 . Weiterhin Heterohelixsp., Abadoomphalussp., Pseudotextulariasp., Hedbergellasp., Rugoglobigerinasp. Die Probe muss somit ins Mittlere Maastricht eingestuft werden. |
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Schlämmprobe eines roten Mergels Probe B4 (R 4 5580, H 2 7550) |
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Interpretation: Der Fossilinhalt repräsentiert eine typische pelagische
Mikrofauna der Oberkreide. Eine differenzierte Bestimmung des Fossilinhaltes ergab: Globotruncana stuarti De Lapparent 1918, Globotruncana stuartiformis Dalbiez 1955, Globotruncana arca Cushman 1926, Rosita cf. walfischensis Todd 1970, Pseudotextulariasp., Heterohelixsp., Rugoglobigerina sp., ?Plonoglobulinasp. Alter: Mittleres Maastricht. |
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"Riffkomplexe" (Hochmoosschichten und Rudistentrümmerkalk) - Santon
| Vorkommen | ||
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Im Bereich Radochsberg-Schorn sind die dem Riffkomplex zugerechneten Gesteine
auch ausserhalb der Gräben aufgrund ihrer erhöhten Verwitterungsresistenz
als morphologische Erhebungen zu erkennen.
Ein hervorragender Aufschluss eines Kalkarenit- bzw. Rudistentrümmerkomplexesist im Wald einige 100m nordwestlich des Spulhofes anzutreffen (R 4 5515, H 2 7235). Weitere Vorkommen befinden sich im Bereich Schorn am Abhang zum Rußbach (R 4 5540, H 2 7140), nördlich des Reisenbichlhofes (R 4 5450, H 2 7190), im Bereich "Wagner"(R 4 5490, H 2 7190), im Graben ca. 300m nördlich des Sattelhofes (R 4 5480, H 2 7250)und 300m westlich des Lederhofes (R 4 5520, H 2 7275). An beiden letzgenannten Punkten ist nur der, dem Riffkomplex zugeordnete, grobgebankte bis ungeschichtete, mächtige Sandsteinkomplex ohneMakrofossilinhalt aufgeschlossen. Im Bereich Rigaus bildet ein ausgedehntes Riffkomplex-Areal den Abhang zwischen Retschegg und dem Rigausbach, wo an mehreren Punkten die steil abfallenden Wände der Riffkomplex-Gesteine erschlosssen sind. So am Rigausbach bei Kote "772"(R 4 5420, H 2 7380), am Forstweg zwischen Klausegg und Sallabach (R 4 5430, H 2 7470) bis zum Bachbett ca. 300m westlich Klausegg (R 4 5450, H 2 7480)und an derPostalmstrasse (R 4 5400, H 2 7470). Auch hier handelt es sich ausschließlich um Kalkarenite und Riffschutt-Gestein. |
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Lithologie |
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Die dem
Riffkomplex
zugeordneten Gesteine können in die eigentlichen
Rudistenriffe, in eine Fossilschuttlage und in einen mächtigen, massigen,
ungeschichteten Sandsteinkomplex unterteilt werden.
Eingeschaltet sind rasch auskeilende Konglomeratbereiche Ein "ungestörtes" Rudistenriff wurde im Arbeitsgebiet nicht angetroffen. Eine Vorriff-Schuttkalkfazies ist beim Spulhof und unterhalb Retschegg aufgeschlossen. Die ockergelben Kalkarenite enthalten gut erhaltene, allerdings nur relativ kleinwüchsige (bis einige Zentimeter grosse) Hippuriten sowie Schalenbruchstücke von bis zu einigen cm Größe. Im Blockschutt unterhalb des Spulhofaufschlusses konnten im Hangschutt Hinweise für eine in-situ Einbettung von Rudisten gefunden werden. Dabei handelt es sich um einige im Bündel angeordnete, kleinwüchsige Gehäuse. |
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Mikroskopische Dünnschliff-Analyse eines Rudistentrümmerkalkes Probe B61, Spulhof, R 4 5515, H 2 7235) |
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In einer mikritischen bis mikrosparitischen Matrix sind als Bioklasten
ausschließlich Hippuritenwandbruchstücke eingebettet.
Im Bild ist gut die charakteristische, aus rechteckigen Maschen bestehende
Mikrostruktur erkennbar.
Die kalkarenitischen Klasten sind angular. Die Größe der bioklatischenKomponenten bewegt sich im Bereich von einigen 100 my bis zu einigen Zentimetern. Als Komponenten sind weiterhin Pellets in einer Größenordnung kleiner 50my enthalten. Hohlräume in der Größe von einigen 100my mit unregelmässigen Umrissen sind ungleichmässig im Gestein verteilt.Ihre Füllung besteht aus granularem Blockzement. Klassifikation: FOLK: schwach ausgewaschener Biomikrit DUNHAM: Floatstone Fazieskriterien und Interpretation: Aufgrund der Größe der Bioklasten, der monomikten Fauna (ausschließlich Rudistenschalentrümmer) als auch der mikritischen Matrix sowie der Pellets kann auf eine Ablagerung in der Rückriffzone, im Schuttbereichin unmittelbarer Nähe des Riffkerns geschlossen werden. Wegen der sparitischen Komponenten sowie der eckigen Klasten könnte auch eine Bildung in einem etwas höherenergetischen Bereich, wie es z.B. für das offene Subtidal charakteristisch ist, vorstellbar sein. |
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Graue Gosaumergel (Streiteck- und Grabenbachschichten Äquivalente)
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Vorkommen
Die Grauen Mergel sind vor allem im Bereich Radochsberg-Schorn weit verbreitet. Gute Aufschlüsse zeigen die Gräben der Zuflüsse in den Rußbach im Süden des Kartiergebiets 200m und 700m östlich des Gasthauses Schorn, wo Profile mit einer Erstreckung von bis zu einigen hundert Metern erschlossen sind (R 4 5500, H 2 7140) und (R 4 5500, H 2 7140) . Weitere Vorkommen sind ca. 200m NW Kote "929" (R 4 5440, H 2 7240), ca. 200m nördilich Sattlhof im Bachbett (R 4 5490, H 2 7240) und im Graben nördlich des Lederhofs (R 4 5500, H 2 7275) anzutreffen. Im Bereich Rigaus befindet sich ein Vorkommen mit grauen Mergeln, welche im Bett des Rigausbaches direkt am Dachsteindolomit des Taborberges anliegen (R 4 5490, H 2 7460). |
Lithologie, megaskopisch Es ist ein mächtiger Mergel-Sandsteinkomplex. Die Mergel haben eine dunkelgraue, im nassen Zustand dunkelblaugraue Farbe. In den unteren Bereichen treten die Sandsteinzwischenlagen zurück, der Mergelkomplex erscheint monoton, homogen und massig, eine Schichtung kann andeutungsweise erkannt werden. Die Mergel verwittern meist unter Bildung eines feinen Mergelgrusses oder knollig. Die Verwitterungsprodukte springen muschelig vom Gestein ab, dies vor allem in den stratigraphisch höheren Bereichen. Einschlüsse von Pflanzenhäcksel ("Kohle")sind am Aufschluß Lederhof erkennbar. (R 4 5510, H 2 7270) Im oberen Bereich (Bachbett 700m östlich Gasthaus Schorn (R 4 5570, H 2 7145) wurde eine Konglomeratbank (dünnbankig im dm-Bereich) mit hellen Komponenten im cm-Bereich sowie direkt darüber eine ausgesprochen fossilreiche Lage mit einer Makrofauna aus Bivalven, Einzelkorallen und Gastropodengehäusen festgestellt. Zugeordnet wurden : Einzelkoralle Cunnolites sp., Parasimila sp.sowie ein Plagioptychus-deckel. Die Gesamtmächtigkeit der Grauen Mergel kann mit etwa 300m angegeben werden. |
Dünnschliffanalyse eines bioklastenreichen Kalkarenites Stratigraphisch oberster Teil der Grauen Gosau-Mergel Probe B42 (R 4 5570, H 2 7145)
Drei Teilbereiche sind unterscheidbar: |
Schlämmprobe eines Mergels Probe B 42 (R 4 5570, H 2 7145) |
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Weiterhin sind enthalten: Seeigelstacheln, Seeigelgehäusebruckstücke, Muschelschalenreste und Bruchstücke von Bryozoenkolonien. Es ist eine typische Flachwasservergesellschaftung der Oberkreide. |
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Schlämmprobe eines Mergels Probe B 18 (R 4 5495, H 2 7150) |
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Die Probe ist stark pyritisiert. Sie zeigt eine vorwiegend für Flachwasser typische Faunenvergesellschaftung, wie sie in der Oberkreide auftritt. Es muss sich zumindest in Bodennähe um ein anoxisches Milieu gehandelt haben, da Bathysiphon Pyrit als Baumaterial zur Verfügung stand. |
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Gosau-Grundkonglomerat (?Oberconiac - Untersanton)
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Kleinere Vorkommen im Bereich Radochsberg-Schorn finden sich im Bachbett ca. 700m östlich Gasthaus Schorn (R 4 5700, H 2 7140), Im Bachbett ca. 150 m südlich Lederhof (R 4 5500, H 2 7250)und am Taborberg ca. 200m nördlich bis nordwestlich Kote "976" (R 4 5580, H 2 7300). |
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Lithologie |
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Die basale Bildung der Gosauschichten ist stets dickbankig (über 1m bis einige m Mächtigkeit). Das mergelige, tonige bis sandige Bindemittel ist immer rot gefärbt. Die Komponenten sind meist gut gerundet, können aber auch brekziös sein, wie am Taborberg. Ihr Durchmesser bewegt sich im Zentimeter- bis Dezimeterbereich. Die Gerölle bestehen vorwiegend aus hellen, weissen, gelblich-grauen und grauen Kalken. Es treten auch braune, sowie selten dunkelrote und grünliche Sandsteine sowie rote Hornsteine auf. Gradierung oder Geröllimbrikation konnte nicht festgestellt werden. |
Dachsteindolomit (Nor)
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Dachsteindolomit konnte im NE des Arbeitsgebietes im gesamten Bereich des Taborberges grossflächig auskartiert werden. Der Dachsteindolomit, welcher nach TOLLMANN, 1976 als Äquivalent des Hauptdolomits angesehen wird, ist ein helles, weißlich-gelbes, undeutlich gebanktes bis massig erscheinendes Gestein. Er ist stets bitumenfrei. Auffällig ist der charakteristische, polygonale Verwitterungsschutt. |
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Anschliff eines laminierten Dolomits Probe B69 R 4 4590 H 2 7310) |
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Das Gestein ist im Millimeterbereich gebändert. Diese Bänderung wird durch einen Wechsel von Farbe, Struktur bzw. Dolomitgehalt innerhalb der Algenlaminate hervorgerufen. Weiterhin tragen schichtparallele Schrumpfungsrisse zum gebänderten Erscheinungsbild bei. Die Algenlaminate sind im unteren Teil gekräuselt und gehen nach oben in horizontal gebänderte Laminate über. Typische Hohlraumgefüge, sog. "birdseyes" und mud cracks vervollständigen das Bild. An einem Teil des Anschliffes kann eine Krümelstruktur sowie Intraklasten beobachtet werden.. Einige grosse, unregelmässige Fenster, die mit Calcit gefüllt sind treten auf. Das Gestein ist von senkrecht verlaufenden, mit Sparit gefüllten Luftporen durchsetzt. Klassifikation: Loferit Fazieskriterien und -interpretation Sowohl die Lamination als auch die charakteristischen birdseyes (laminiertes Fenstergefüge) sind besonders in pelmikritischen und mikritischen Sedimenten der inter- bis supratidalen Zone häufig. Die Bildung muss somit in diesem Environment erfolgt sein. |
Hauptdolomit (?Karn-Nor)
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Vorkommen Am Nordwestrand des Arbeitsgebietes oberhalb der Postalmstrasse ist Hauptdolomit grossräumig aufgeschlossen. Lithologie Der Hauptdolomit ist ein massiges Gestein von meist heller, bräunlich-grauer Farbe. Der frische Anschlag riecht charakteristisch bitumös. Aufgrund der grossen lithologischen Gleichartigkeit mit dem Dachsteindolomit sei zur eingehenden Beschreibung auf diesen verwiesen. Hierzu auch ein Zitat von TOLLMANN, 1976: Es ist jedoch..."derzeit nicht möglich, eine klare Abgrenzung des Dachsteindolomits vom Hauptdolomit zu geben" |
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Gutensteiner Schichten (Anis)
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Vorkommen Direkt im Hangenden der Reichenhaller Schichten sind im selben Bachbett (nördlich anschliessend) Gutensteiner Schichten aufgeschlossen.(Die genaue Lokalität siehe daher unter Reichenhaller Schichten) Lithologie Es ist ein dünnbankiges (um 1 dm), ebenflächiges dunkles, graubraun bis schwarzes, mikritisches, häufig auch dolomitisches Gestein (Gutensteiner Dolomit) mit dazwischengeschalteten Mergelbändern im cm-Bereich. |
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Dünnschliffanalyse eines Dolomites (Probe B 14 R 4 5465 H 2 7095) |
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Das Schliffbild zeigt sowohl idiomorph, rhomboedrisch ausgebildete, als auch ein Mosaikgefüge aus xenomorphen Dolomitkristallen. Bei den wolkenartig erscheinenden, in parallelen Lagen zwischengeschalteten mikritischen Bereichen von rotbrauner Färbung handelt es sich um Einschlüsse von Eisenoxiden, wie sie bei der Umwandlung von Dolomit in Calcit auftreten. Die Reaktion des Schliffes auf Alizarin-Rot, wobei eine rosafärbung der Kristalle mit rhomboedrischem Habitus auftrat, gibt einen weiteren Hinweis auf stattgefundene Dedolomitisierung. Die makroskopisch erkennbare Feinschichtung weist auf eine ehemalige Lamination hin. Klassifikation: Dedolomit Fazieskriterien und -interpretation: Sowohl die reliktisch erhaltene Lamination als auch die ursprünglich vorhandene dolomitische Ausbildung lassen auf eine Bildung im randmarinen, supra- bis intertidalen lagunären Bereich schliessen. Fazieszonen 8 oder 9 nach dem Wilson-Modell; aus FLÜGEL, 1978). |
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Reichenhaller Schichten (Unteranis)
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Lithologie Die Reichenhaller Schichten stellen die basale Schichtgruppe der karbonatisch ausgebildeten Trias dar. Es ist eine teilweise rauhwackig-sandig-kalkig-dolomitische Serie im Liegenden der rein kalkig-dolomitischen Folge von Gutensteiner Kalken bzw. Dolomiten. Die gelblich-graue, großluckige Reichenhaller Rauhwacke zeichnet sich durch ihre zellenartigen, von geraden Wänden begrenzten, Kristallstrukturen nachbildenden Hohlräumen im cm-Bereich aus. Teilweise hat das Gestein ein brekziöses Erscheinungsbild. Die aus grauem Mikrit bestehenden Komponenten werden von hellbraunen, bzw. ockerfarbenem mikritischen Material umgeben. Als Bildungsmilieu für die Reichenhaller Rauhwacke wird ein hypersalinares, küstennahes Becken angenommen. |
Dünnschliffanalyse eines Mikrits Probe B 13 (R 4 5465, H 2 7075) |
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Matrix: Reiner Mikrit, es sind keine Komponenten enthalten. Gefüge: Regelloses Wühlgefüge. Mit mikrosparitischer Hülle umgebene, hohle Poren der Grössenordnung um einige 100 my bilden ein teilweise mit Calcit gefülltes Hohlraumgefüge. Klassifikation: Bioturbater Mikrit nach FOLK Mudstone nach DUNHAM Fazieskriterien und Interpretation: Ein nichtlaminierter, homogener, fossilfreier Mikrit mit Bioturbation, abgelagert in einem niederenergetischen, randmarinen Bereich. (Standard-Mikrofaziestyp 23 nach dem Wilson-Modell) . Die Kriterein weisen auf einen Bildungsraum des Sediments im geschlossenen Plattformbereich, d.h. in einer abgeschlossenen Lagune oder Küstentümpel mit eingeschränkter Wasserzirkulation (Fazieszone 8) hin. (FLÜGEL, 1978) |
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Haselgebirge (Oberperm)
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Lithologie |
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Dünnschliffanalyse eines Haselgebirgs-Diabases Probe B76 (R 4 5435, H 2 7390) |
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Erläuterungen
Geographischer und Geologischer ÜberblickDas Arbeitsgebiet liegt im Lammertalbereich bei Abtenau im Tennengau (Südteil der Salzburger Kalkalpen, Land Salzburg).Nördlich wird es durch den Südrand der Osterhorngruppe, nordöstlich durch den Taborberg und südlich durch den Rußbach begrenzt. Das westlich anschliessende Kartiergebiet wurde von meinem Kommilitonen Klaus Dorsch bearbeitet. Gauss-Krüger Koordinaten: Die westliche Begrenzung des Arbeitsgebietes folgt exakt dem Gauss-Krüger Meridianstreifen 454, die östliche der Koordinate 456, (Angaben in BMN-Koordinaten). Die Hochwerte der Eckpunkte ergeben sich wie folgt: NW: 2755 NE: 2756 SW: 2706 SE: 2712 Das Arbeitsgebiet umfaßt eine Fläche von etwa 9 Quadratkilometern. Kartiert wurden vorwiegend Gosauschichten, welche in einem Rahmen von Triaskalken bzw. -dolomiten eingebettet sind. Die Gesteine der Gosau-Formation gehören zwei räumlich getrennten Bereichen an: 1. Den Gosauschichten von Schorn, die zwischen Abtenau und Rußbach angesiedelt sind. Diese werden im NW vom Rigaus-, im SW vom Lammer-, im SE vom Rußbachtal und im NE vom Taborberg begrenzt. 2. Den Gosauschichten von Rigaus, die im Süden durch den Rigausbach und im Norden durch den Einbergzug (Südrand der Osterhorngruppe) begrenzt sind. Das kartierte Gebiet gehört hauptsächlich der tiefjuvavischen Hallstätter Decke an, die größtenteils von Gosauschichten überlagert wird. Im Norden wird diese von dem dem Tirolikum angehörenden kamisch-norischen Hauptdolomit des Einbergzuges, im Nordosten vom, dem Hochjuvavikum zuzurechnenden norischen Dachsteindolomit des Taborberges begrenzt. Geomorphologischer Überblick Weiche Oberflächenformen mit leicht gerundeten Hügeln und mäßig steilen Hängen, die hauptsächlich als Gras- bzw. Weideland sowie als Forstflächen genutzt werden und tief ins Gelände eingeschnittene Bachläufe bestimmen das Bild des Geländes im Bereich Radochsberg (Südlicher Anteil des Kartiergebietes). Im Nord- und Nordostteil des Gebietes hingegen prägen die steil abfallenden und teilweise wandbildenden Kalk- und Dolomitmassen des überwiegend bewaldeten Taborberges und des Einbergzuges sowie die fast ausschließlich bewaldeten Gebiete um Klausegg nördlich des Rigausbaches das Landschaftsbild. Das Relief der Landschaft verdankt seine Entstehung sowohl der unterschiedlichen Erosionsfähigkeit des Untergrundes als auch eiszeitlicher Einwirkung in Form von glazialer Abrasion und durch Ablagerung von Grundmoränenmaterial. Kurze Zusammenfasssung der orogenetischen bzw. tektonischen und geologischen Entwicklung der Nördl. Kalkalpen Die kalkalpinen Deckensysteme des Tirolikums und des Juvavikums (sowie auch des nicht im Kartiergebiet vertretenen Bajuvarikums) gehören dem tektonisch höchsten Teil der Ostalpen und damit des Oberostalpins an und liegen vollkommen allochthon auf z.T. erheblich jüngeren Gesteinen (BÖGEL& SCHMIDT 1976). Die mesozoischen Sedimente der Nördlichen Kalkalpen entstammen einem einst im Süden der heutigen Tauernaufwölbung gelegenen Absatzraum, dem: "einige hundert Kilometer breiten und tausende Kilometer langen, Meerestrog der Tethys der, auf kontinentaler Krüste gelegen, in unserem Raum in drei Teiltröge oder Meereszonen gegliedert war, und in dessen südlichster Zone sich bei laufender Absenkung die mächtigen Sedimente des Ostalpins anhäuften"(PLÖCHINGER 1983). Die gebirgsbildenden Krustenbewegungen begannen in der Unterkreide und hielten bis in das Altquartär an. In den Ostalpen ereignete sich die Hauptfaltung in der Kreide. Zur Zeit der kretazischen Gebirgsbildung (austrische und vorgosanische Faltung) wurden die Gesteine des Ostalpin von Süden nach Norden gefaltet, in Decken gestapelt und über die Gesteine des Penninikums geschoben. Im Coniac wurden die kalkalpinen Deckenstapel vom Gosaumeer überflutet und Sedimente wechselnder Fazies wie Konglomerate, marine Mergel und Kalke sowie kohlenführende humische Gesteine kamen zur Ablagerung (Gosau-Fazies). Die Sedimentation der Gosauschichten kann nach WILLE-JANOSCHEK (1966) bis ins Untereozän verfolgt werden. Kartengrundlage, bisherige BearbeitungenFolgende Karten wurden für die Geländearbeit verwendet:topographische Karten: Österreichische Karte 1:50.000; Blatt 95 St. Wolfgang im Salzkammergut, BMN 4814, Bundesamt für Eich- und Vermessungswesen, Wien, als Kartengrundlage. Wanderkarte WFK 392-1 Abtenau- Postalm- Gosan 1:25.000, Freytag & Berndt. geologische Karten: Blatt 95 St. Wolfgang 1:50.000, Geol.B.A. Wien, 1982. Geologische Karte der südlichen Osterhorngruppe 1:25.000 (aufgenommen von B. PLÖCHINGER, aus: Jb. Geol. B.A., Band 96, 1953). Geologische Karte der Gosau von Rigaus und Schorn 1:25.000 (aufgenommen von U. WILLE JANOSCHEK, aus Jb. Geol.B.A. Band 109, 1966). Die vorliegende Arbeit basiert vorwiegend auf der früheren Bearbeitung desselben Gebietes von U.WILLE-JANOSCHEK (1966): Stratigraphie und Tektonik der Schichten der Oberkreide und des Alttertiärs im Raume von Gosau und Abtenau (Salzburg). - Jb. Geol. B.A., 109, 5 91-172; Wien. Dort finden sich weitergehende ausführliche Hinweise auf frühere Bearbeitungen. Interpretation der Ablagerungsbedingungen und des Ablagerungsraumes der Gosauschichten Im allgemeinen werden die Gosauabfolgen in zwei Untergruppen unterteilt: einem unteren Komplex, charakterisiert durch limno-fluviatile und flachmarine Fazies, und einem oberen Tiefwasser -Komplex, welcher als ,"Flyschgosau" bezeichnet wird (FAUPL et al. 1987). Die Untere Gosau Die Gosausedimentation setzt mit der Bildung des GosaugrundkongIomerates (Kreuzgrabenschichten) im Oberen Coniac ein. Aufgrund der generellen Rotfärbung der groben Korngrößen und der fehlenden Gradierung kann nach WAGREICH (1988) auf alluviale schwemmfächer als Ablagerungsraum geschlossen werden, wobei wegen des Fehlens von exotischen Geröllen eine Schüttung aus der näheren Umgebung angenommen werden kann. Die darauf folgenden Grauen Mergel und Sandsteine(Untersanton bis unteres Obersanton) setzen mit Konglomeratbänken und einzelnen, Kohlestückchen führenden grauen Mergeln ein. Sie gehen in einen mächtigen Mergel-Sandsteinkomplex, mit gegen das Hangende zunehmenden Sandsteingehalten über. Diese, die Streiteck- und Grabenbachschichten umfassende Serie, läßt sich im Arbeitsgebiet aufgrund der schlechten Aufschlußverhältnisse und der Unbeständigkeit im Streichen der einzelnen Schichtglieder nicht differenziert auskartieren und wurde unter dem Oberbegriff Graue Gosaumergel zusammengefaßt. Dokumentiert wird eine kontinuierliche Abtiefüng des Ablagerungsraumes, von einem randlichmarinen Deltabereich, über einen seicht- bis flachmarinen Abschnitt bis hin zu einem Schelfbereich unter hochmarinem Einfluß. Zwischengeschaltete Sandsteinbänke in den Mergeln sind als Zeugnisse von Sturmereignissen im Scheifbereich zu interpretieren, wobei nach WAGREICH (1988) eine Ablagerungstiefe zwischen mittlerer Wellenbasis und Sturmwellenbasis angenommen werden kann. Die zunehmenden Sandsteingehalte gegen das Hangende der Grauen Mergel deuten auf ein langsames Verflachen bzw. auf eine Aufflüllung des Sedimentationsraumes hin, d.h. zum Ende dieses Sedimentationsabschnittes setzen regressive Tendenzen ein. Die im Arbeitsgebiet auftretenden Rudistenriffe wurden zusammen mit den damit im Verband stehenden Schuttkalken (Rudistentrümmerkalk), massigen Sandsteinen, Konglomeraten und Mergeln unter dem Überbegriff Riffkomplex auskartiert. Diese im Obersanton anzusiedelnden Einheiten entsprechen den Hochmoosschichten der herkömmlichen Terminologie. Im Gegensatz zu den Grauen Gosaumergeln sind diese Gesteine des Rifikomplexes auch außerhalb der Gräben morphologisch zu erkennen und auszukartieren. Die im Hangenden der Grauen Gosaumergel bereits erkennbare regressive Tendenz setzt sich fort, aufgrund von Faunenuntersuchungen kann "auf abnehmende Wassertiefen bis hin zu extrem seichten Bereichen des inneren Schelfs unter Welleneinfluß"(WAGREICH 1988) geschlossen werden Erodierte Riffkomponenten wurden als Riffschutt in der Folge in tieferen Bereichen des Beckens abgelagert (BUTT 1981), während die Biogenschutt-Feinsandsteinlagen als Sturmlagen des inneren Schelfs zu interpretieren sind (WAGREICH 1988). Die Gosausedimentation mit ihrer Rudistenriff-Fazies (und ihrer mikrofaziellen Ausbildung) läßt nach BUTT (1981) den Rückschluß auf ein tropisches Klima in diesem Bereich der Tethys zu. WAGREICH (1988) nimmt für den gesamten Beckenbereich (Becken von Gosau einschließlich des Gebietes von Schorn und Abtenau) eine initiale N-S Erstreckung von etwa 8-10 km und eine W-E Erstreckung von etwa 15 - 20 km an. Für die Schichten der Unteren Gosau ist es sehr schwer, eine einheitliche, beckenübergreifende sedimentologische Entwicklung zu rekonstruieren, da es sich bei den Gosaubecken um inhomogene, kleinräumig zerstückelte Sedimentationsräume handelte, welche durch nicht überflutete Areale getrennt waren. Die Obere Gosau Das Einsetzen der Oberen Gosau (Flyschgosau) ist gekennzeichnet durch eine kontinuierliche Subsidenz des Ablagerungsbereiches. Es entstand nun, im Gegensatz zur Unteren Gosau mit ihren kleinräumig zerstückelten Sedimentationsbereichen ein wirklich ausgedehntes Meeresbecken, in dem Schichten mit weithin gleicher Ausbildung zur Ablagerung kamen. Dieser Faziesumschwung läßt nun eine beckenübergreifende paläogeographische Rekonstruktion zu. Die Nierentaler Schichten des Oberen Campan und Unteren Maastricht sind Sedimente eines pelagischen Ablagerungsraumes nicht-turbiditischer Herkunft. Bei den, unmittelbar im Hangenden konkordant anschließenden, vom Oberen Maastricht bis ins Paläogen reichenden Zwieselalmschichten handelt es sich um eine tiefmarin (bathyal) abgelagerte Schichtfolge mit typisch flyschoiden Zügen. Man kann in beiden Fällen von einer hochpelagischen, kontinuierlichen Mergelsedimentation ausgehen, in die mit dem Einsetzen der Zwieselalmschichten vom Beckenrand ins Beckeninnere in bestimmten Zeitabständen gröberklastisches Material geschüttet wurde, so daß es zur Herausbildung von Sandsteinbänken kam (,,turbidity currents"). Tektonischer TeilGroßtektonische ÜbersichtIm Abschnitt des kartierten Gebietes treten Decken bzw. Schollen folgender, dem Oberostalpin zugehörigen, tektonischen Großeinheiten auf 1. Das Osterhorn-Tirolikum: Es bildet die nördliche Begrenzung des Arbeitsgebietes, 2. Die dem Hochjuvavikum angehörende Dachsteindecke ist im Nordwesten des Gebietes durch den Taborberg vertreten 3. Die dem Tiefjuvavikum (Hallstätter Decke) zuzurechnende Lammereinheit, welcher der Großteil des Kartiergebietes angehört. Der Bereich der Salzburger Kalkalpen kann annäherungsweise als eine Großmulde des Tirolikums (=Staufen-Höllengebirgsdecke) bezeichnet werden. In dieser tirolischen Großmulde liegen sowohl die tiefjuvavischen Hallstätter Schollen mit ihren geringrnächtigen Gesteinsserien pelagischer Hallstätter Kalke, als auch Teile der fernüberschobenen hochjuvavischen Dachsteindecke. Tektonische Stellung der Gosau Über die vorgenannten tektonischen Strukturen hinweggreifend, liegen mit klarer Diskordanz abgesetzt, die Gosaugesteine auf. Nachdem im Zuge der vorgosanischen Bewegungen der Zusammenschub der ostalpinen Einheiten erreicht war und sich das altalpidische Orogen heraushob brachen seit der Coniac-Stufe bis zum Eozän Innenbecken ein, deren Sedimentfüllung unter dem Begriff Gosau firmiert. Die Ablagerungen dieser Becken spiegeln eine mehr oder weniger kontinuierliche Absenkung des Sedimentationsraumes vom Coniac bis ins Alttertiär wieder. Die Gosauschichten werden in zwei Untergrupppen' die Untere Gosau und die Obere Gosau unterteilt. Diese begründen sich nach FAUPL et al, (1987) aus einem durch tektonische Aktivitäten im Untercampan hervorgerufenen Fazieswechsel. So hatte die Gosau zunächst molasseähnlichen bis flachmarinen Charakter, während die Gesteine ab dem Untercampan bis zum Ende der Gosausedimentation pelagische und flyschähnliche Züge annahmen. Rezent sind die Bereiche mit Gosausedimenten als Folge intensiver Erosion und post-gosauischer Deformation meist als unzusammenhängende, isolierte Abschnitte innerhalb des nördlichen Alpenbereiches erhalten. Das Lammer- Einheit- Problem Die Stellung des tektonisch allseits begrenzten Streifens der Lammer-Einheit ist nach TOLLMANN (1985) recht umstritten. Nachfolgend die Zusammenstellung einiger Theorien: (aus HLAUSCHEK 1983): Die Hallstätter Gesteine werden von H.P. CORNELIUS und B. PLÖCHINGER (1952) als Reste einer tiefjuvavischen Decke betrachtet, die vom Süden vorgosauisch auf das Tirolikum aufgeschoben wurde. Nach V. HÖCK und W. SCHLAGER (1964) ist die die Hallstätter Zone des Lammertales innerhalb des Tirolikums beheimatet und nicht vorgosauisch als Decke vom S-Rand der Kalkalpen eingeschoben. Die Hallstätter Zone des Lammertales liegt eingebunden zwischen Dachsteinkalkstöcken, wobei sie (in Übereinstimmung mit H. ZANKL) eine primäre ringförmige Einfassung der Dachsteinmasse durch Hallstätter Fazies annehmen. Das Gesteinsbild der Hallstätter Kalke weist auf eine Entstehung in einem von den Flachwasser-Plattformen des Dachsteinkalkes begrenzten Hungerbecken mit geringer Absatzrate und starker Subsolution, zusätzlich aber auch auf die Wirkung synsedimentärer Tektonik hin. Diese Theorien von SCHLAGER und ZANKL betrachten eher rasche Faziesübergange als Hauptfaktor der Gesteinsbildung und weisen der Tektonik (Deckenüberschiebungen) eine geringere Rolle zu. In Anlehnung an die von MOJSISOVICS 1903 aufgestellte Kanaltheorie handelt es sich also bei der Einheit um einen Bestandteil des paraauthochthonen Hallstätter Nordkanals. Wiederum vertreten wird die Theorie einer allochthonen Herkunft der Lammer-Einheit z.B. von PLÖCHINGER (1983): "Es bestehen genügend viele Anhaltspunkte dafür, wonach die ganze Hallstätter Masse im Raum östlich von Golling während der Sedimentation der Oberalmer Schichten (Tithon) einglitt." Wie neueste Untersuchungen von GAWLICK&KÖNIGSHOF (1993) belegen, muß mit ziemlicher Sicherheit von einer allochthonen, im frühen Oberjura eingeglittenen, orogenen Beckenfüllung ausgegangen werden. Die Hallstätter Gesteine der Lammereinheit sind somit nicht Teil des Hallstätter Nordkanales. Darstellung der groß- und kleintektonischen Strukturen des Arbeitsgebietes Der an der Südgrenze des Arbeitsgebietes gelegene Komplex aus Reichenhaller und Gutensteiner Schichten liegt in überkippter Lagerung vor. Innerhalb des Aufschlusses, im Liegenden der Reichenhaller Schichten tritt Haselgebirge auf. Diese Erscheinung der überkippten Lagerung könnte dahingehend interpretiert werden, daß diapirartig aufgestiegenes Haselgebirge die Masse aus Reichenhaller- und Gutensteiner Schichten in ihre rezent vorliegende Raumlage gedrückt hat. Die Gosauvorkommen des Arbeitsgebietes liegen in zwei voneinander getrennten Teilbereichen vor. Die Gosau von Rigaus im nördlichen Abschnitt des Kartiergebietes und die Gosau von Schom in dessen südlichen Teil sind durch einen mehr oder weniger breiten Haselgebirgszug voneinander getrennt. Dabei handelt es sich um das rezente Bild. Der Sedimentationsraum beider Vorkommen war ursprünglich derselbe. Die Gosau von Schorn liegt an ihrem Nordostrand der hochjuvavischen Dachsteindecke des Taborberges auf (Grundkonglomerat am Fundpunkt R 45580, H 2730), während sie im Süden und Westen durch Haselgebirge der tiefjuvavischen Hallstätter Decke begrenzt ist. Im Süden ist die Schorner Gosau durch einen schmalen Sedimentstreifen mit der Gosau von Gosau verbunden. Die Sedimente der Gosau bilden nach WILLE-JANOSCHEK (1966) eine NW-SE streichende Mulde, wobei aufgrund von tektonischer Einmuldung Sedimente der Zwieselalmschichten, die stratigraphisch bis ins Eozän reichen, erhalten blieben. Die Kartierung förderte keine überzeugenden Hinweise zutage, die auf eine größere Einengung der im Gebiet anzutreffenden Gosauschichten hindeuten. Es kann zur Erklärung des vorliegenden geologisch- tektonischen Bildes u.U. auch eine reine Bruchtektonik herangezogen werden, wobei die jüngeren Sedimentgesteine in den Gräben erhalten blieben. Die einzelnen Schollen können aufgrund der verschiedenen Streich- und Faliwerte unterschieden werden. Die z.T. erhebliche Verstellung der Bruchschollen gegeneinander kann möglicherweise auf die Auslaugung des die Gosausedimente unterlagernden Haselgebirges, sowie dessen Plastizität bzw. Mobilität zurückgeführt werden. Es muß somit eine Beeinflussung des tektonischen Bildes durch die Aktivität des unterlagernden Haselgebirges, durch die postgosauischen orogenetischen Phasen als auch eine Verstellung der Schichten durch mehr oder weniger rezente Hangrutschungen in betracht gezogen werden. Die Gosau von Rigaus wird nördlich durch das Osterhorn-Tirolikum begrenzt. Das Vorhandensein von Haselgebirgsschollen am Nordrand dieses Vorkommens deutet jedoch daraufhin, daß die Rigauser Gosau nach WILLE-JANOSCHEK (1966) zur Gänze auf der in diesem Abschnitt bereits vorgosauisch bis auf das Haselgebirge erodierten Hallstätter Decke zur Ablagerung kam. Südöstlich wird die Gosau von Rigaus durch die Dachsteindolomitmasse des Taborberges bzw. an dessen Nordostrand verlaufenden Bachbett des Rigausbaches begrenzt. Die direkt an den Taborberg anliegenden Gosauvorkommen z.B. Aufschluß (R 45480, H 27460) und die in unmittelbarer Nähe aufgeschlossenen, im Liegenden des Dolomits anzutreffenden Haselgebirgsschollen stützen die von B. PLÖCHINGER 1948 aufgestellte Hyphothese eines postgosauischen Nordschubes des Taborberges. Innerhalb der Gosauschichten von Rigaus konnte in seiner West-Ost-Erstreckung ein mehrmaliger Wechsel von roten und gelblich-grauen Schichten festgestellt werden. Dabei ist lithologisch nicht feststellbar, ob es sich lediglich um einen Farbwechsel innerhalb der Zwieselalmschichten, oder um einen sich wiederholenden Wechsel zwischen Nierentaler und Zwieselalmschichten handelt (lamellenartige Schuppen nach B. PLÖCHINGER 1949). Nach U. WILLE-JANOSCHEK (1966) reicht eine mehr oder weniger einfache Bruchtektonik zur Erklärung der vorgefundenen Erscheinungen aus. Literaturverzeichnis
Kartenskizze
Links:Diplomarbeit: Geochemie und Petrografie von spätvariskischen Ganggesteinen des Vorderen Bayerischen Waldes (Zusammenfassung)Isarkiesel, Geologie der Alpen. Gesteinsbilder und Gesteinsbestimmung: www.isar-kiesel.de | ||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
