Geologie Und Tektonik Am Traunsee-Südostufer Eine Erdgeschichtliche Reise Durch Raum, Zeit Und Klima

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Geologie und Tektonik am Traunsee-Südostufer Eine erdgeschichtliche Reise durch Raum, Zeit und Klima

Johannes Thomas Weidinger

Möchte man den geologischen Bau des Der populärwissenschaftlich tätige Geo- Traunsee-Südostufers samt seiner cirka loge ist dazu da, alle Fakten zu sammeln, 240 Millionen Jahre andauernden Ent- richtig zu interpretieren, sie auf ein allge- stehungsgeschichte – zumindest in An- mein verständliches Maß zu reduzieren sätzen – verstehen, sollte man sich vier und erst dann in Wort und Bild der Allge- Fragen stellen, zu deren Beantwortung meinheit zu präsentieren. Darin liegt auch man im Normalfall eine ganze Reihe die große Herausforderung dieses Aufsat- von geo wissenschaftlichen Fachdisziplinen zes. Hilfreich ist es dabei, wenn man zudem braucht (Geologische Bundesanstalt, 1996 auf andere Mittel wie z. B. museale Einrich- & 2007). tungen verweisen kann (Abb. 1).

Abb. 1: Die geologischen Modelle des Traunsee- N S Ostufers (1:2.000) Traunstein (1691 m) Erlakogel (1575 m) im Erkudok-Institut der Kammerhof Museen Eisenbach Ebensee von Gmunden. Gschliefgraben Lainaubach Zeichnung: Johannes Thomas Grünberg Weidinger, Johannes Mattes Gmunden

B ö h m i s c h e M a s s e

Ultra-Helvetikum Nördliche Kalkalpen Moränen Molasse Flyschzone Gosau-Formation Johannes Thomas Weidinger Erkudok-Institut Kammerhof Museen Gmunden Kammerhofgasse 8, 4810 Gmunden [email protected] Wie, wo und wann sind die Baumaterialien des Höh(l)enluft und Wissensraum Traunsee-Ostufers entstanden? Die Gassel-Tropfsteinhöhle Über die Entstehung der Trias-Schicht- Untersuchung von Dünnschliffen der Ge- im Salzkammergut zwischen folge(n) des Traunsee-Ostufers zwischen steine und deren Vergleich mit rezenten Alltagskultur, Naturkunde und wissenschaftlicher Forschung Traunstein und Erlakogel gibt die erdwis- Gebieten und Ablagerungsräumen. (hrsg. v. J. Mattes & D. Kuffner), senschaftliche Teildisziplin der Karbonat- Die Geschichte des im Norden stehenden Denisia 40, 2018: 019-030 Sedimentologie Antwort, dies u.a. mit der Traunsteins beginnt in der Trias (vor

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a b c

Abb. 2a–c: Die im 250-200 Millionen Jahren), als die heute Die mächtige Auflage des Traunsteins, die Bereich des Erlakogels bekannten Kontinente eine zusammen- dessen obere Steilabstürze nach Westen, vorkommenden Varie- hängende Landmasse (Pangäa) bildeten, in dessen Südhänge und auch den südlich des täten des „Traunsee- welche ein „Ur-Meer“ (Tethys) in äquato- Lainautals anschießenden Kl. Schönberg Marmors“, ausgestellt rialen Breiten eine weite Bucht nach Wes- aufbaut, besteht aus dem weiß bis hellgrau als Großproben im Erkudok-Institut der ten formte. Meereslebewesen produzierten gefärbten Wettersteinkalk bzw. -dolomit, Kammerhof Museen unter diesen lange Zeit stabilen Verhältnis- der vor ca. 235 Millionen Jahren unter we- von Gmunden: sen im Bereich von Riffen und Lagunen un- sentlich günstigeren, sauerstoffreicheren

a Adnet-Formation vorstellbar große Mengen an Kalk (CaCO3) Bedingungen entstanden ist. So weisen b Hierlatz-Kalk und anderen Salzen der Kohlensäure (Kar- darin enthaltene Kalkalgen (Dasyclada- bonate). Je nach Lage im Meer und den Bil- ceen) sowie seine dicken Schichten (Ban- c Grünanger- Formation dungsbedingungen im seichten oder tiefen kung) auf Riff-fernere Bildungsbereiche Fotos: Johannes Wasser konnten so u.a. verschiedene, oft und Lagunen hin, während er wesentlich Thomas Weidinger auch farblich zu unterscheidende Karbo- seltener auch massig (kompakt) in der nate mit mehr oder weniger kieseligen An- Nähe von Riffen entstanden sein kann. teilen entstehen. – Nur die wichtigsten Der Sockel des Traunsteins, der im Norden davon sollen im Nachfolgenden kurz be- die Zirler-Scholle aufbaut, besteht hinge- schrieben werden: gen aus dem ca. 210 Millionen Jahre alten Das älteste, mehr als 240 Millionen Jahre Hauptdolomit, der in seichten Lagunen alte Gestein des Traunsteins ist der Guten- entstanden ist. Es handelt sich um ein mit- steinkalk. Er wurde unter stark behinderter tel- bis dickbankiges, oft hellbräunliches Wasserzirkulation gebildet, ist daher und im Anschlag bituminös riechendes Ge- schwarz gefärbt und dick geschichtet (gestein, das immer wieder Algenrasen (Stro- bankt). Dem Wanderer und Bergsteiger tritt matolithe) aufweisen kann. Mit diesem Ge- er im Mittelabschnitt des „Hans-Hernler- stein beginnt auch die Schichtfolge des Er- Steigs“ auf den Traunstein und entlang des lakogels. Von diesem Gipfel weiter gegen Traunsee-Ostufers, u.a. beim „Miesweg“, Osten, bis zum Almtal und darüber hinaus, entgegen. ist der Hauptdolomit mit seiner Mächtig- keit (Gesamtdicke der aufeinander gesta- pelten Bänke) von mindestens 1500 m das flächenmäßig am häufigsten vorkom- mende Gestein. Abb. 3: Sediment - Stratigrafisch daran anschließend treten bildende Bruchstücke dünn- bis mittelbankige, graue Platten- organischen Lebens kalke und Dachsteinkalke auf (Alter: ca. (bioklastisches Mate- rial), wie die Stielglieder 207-205 Millionen Jahre), die mit Dolomit- der Seelilien, werden bänken wechsellagern. An einen tektoni- beim Hierlatzkalk schen Bruch zwischen Hauptdolomit und gesteinsbildend. der Wechsellagerung von Platten- mit Foto: Gerhard W. Mandl Dachsteinkalk ist auch die Gassel-Tropf-

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steinhöhle gebunden (Geologische Bundes- anstalt, 2007). Eingeweidesack All diese Karbonate, die vorerst während Strudelapparat Magen mit Armgerüst der Ablagerung nur als Schlammmaterial Stiel mit blinder vorlagen, legten sich in bis zu 2000 m Verankerung Darm Rückenklappe mächtigen Sedimentstapeln übereinander. Sie gehören damit zu den mächtigsten Schichtgliedern der Nördlichen Kalkalpen. Durch diesen Prozess verfestigten sie sich im Laufe von weiteren Jahrmillionen zu Kalk- und Dolomitgestein. Die Jura-Schichtfolge(n) des Traunsee- Öffner mit Mantelhöhle Ostufers zwischen Traunstein und Erlako- Schließmuskel vorderer gel sind wie folgt entstanden: Rand Ausscheideorgan Der Zerfall des vor ca. 300 Millionen Jahren entstandenen Großkontinents Pangäa in Geschlechtsorgan Mund Mantel Bauchklappe jene Einzelkontinente, die wir heute kennen, begann bereits im Jura (vor 200-145 Millionen Jahren) mit der Bildung des gurken (Echinodermata). Crinoidenkalke Abb. 4: Längsschnitt Nordatlantiks und des Penninischen Oze- treten im Jura der Tethys oft im unmittelbar durch einen ans, der als Bindeglied nach Osten, in Rich- Hangenden (in der Schichtfolge oben) von Brachiopoden. tung Tethys, anschloss. Riff-Komplexen oder Karbonat-Plattfor- Zeichnung: Plöchinger & Karanitsch (2002) Die im Bereich des Hochlindachs und des men auf, wobei es sich meist um linsenför- Erlakogels (beide am Traunsee-Südostufer) mige Gesteinskörper handelt (Jenkyns, vorkommenden, fleischfarbenen Rotkalke, 1971). Außerdem treten diese bioklasti- die Adnet-Formation (Abb. 2a) und der schen Sedimente (Abb. 3) in tektonischen Hierlatz-Crinoidenkalk (Abb. 2b) des Un- Spalten oder als Turbidite (untermeerisches terjura sowie die Grünangerbrekzie des Abgleiten von Sedimenten in Form von Mittel-Oberjura (Abb. 2c), werden auf- Trübeströmen) mit Becken-Sedimenten as- grund ihres großen Dekorwertes umgangs- soziiert auf. Sie können auch durch Strö- sprachlich als „Traunsee-Marmor“ be- mungen im Bereich von untermeerischen zeichnet und weisen ein Alter von 200-150 Vulkanen entstanden sein, wo sie dichte Millionen Jahren auf. Rasen bildeten. Während des Lias, im Un- Im Gegensatz zum Adneter Kalk der Typ- teren Jura, entstanden viele „seamounts“ lokalität bei Hallein/Salzburg weist der durch differenzielle Absenkung der durch „echte Traunsee-Marmor“ (Abb. 2a) jedoch tektonische Brüche zerstückelten Riff- keine oder nur geringe Knollenbildung auf. Komplexe und Karbonat-Plattformen, und Viel typischer für ihn ist sein brekziöses, dies mag das gehäufte Auftreten von Cri- (rind-)fleischfarbenes Aussehen, das durch noidenkalken im Lias erklären. eine intensive Kalzitdurchäderung hervor- Die Rotkalke im Bereich des Erlakogels gerufen wird. Das Gestein wird bereits seit enthalten neben den Seelilien (Crinoiden) dem Mittelalter als Bau- und Dekorstein im auch andere Fossilien. Neben seltenen Am- Traunseeraum, aber auch zur Herstellung moniten (Kopffüßer mit Außenskelett) tre- diverser Gegenstände wie Steingewichte ten vor allem auch Brachiopoden (Armfü- verwendet. Ein echter Marmor müsste ßer) auf (Abb. 4, 5). allerdings durch Druck und Temperatur Brachiopoden sind als Leitfossilien der Ma- metamorph umgewandelt worden und krofauna – mit freiem Auge sichtbare Fos- kristallin ausgebildet sein, was er definitiv silien – in den Lias-Rotkalken des Erlako- nicht ist! gels von großer Bedeutung (Siblik, 1997). Der Hierlatz-Crinoidenkalk (Abb. 2b) be- Diese Weichtiere haben eine kleinere Rü- steht u.a. aus den Bruchstücken von Seeli- ckenklappe und eine etwas größere Bauch- lien (Crinoiden). Dies sind meist am Mee- klappe. Auf letzterer ist der Stiel oder Fuß resboden festsitzende Verwandte der Sta- angewachsen, der über das Stielloch ins chelhäuter wie Seeigel, Seesterne und See- Freie gelangt und zur Haftung auf dem

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Abb. 5: Brachiopoden des Erlakogels. A Disperiferina sp. (Unter Lias) B ?Lobothyris sp. juv. (Mittel Lias); 1 (von unten), 2 (von oben fotografiert) C Liospiriferina aff. obtusa/OPPEL 1861 (Unter Lias) D Zeilleria mutabilis/OPPEL 1861 (Unter Lias); 1 (von oben), 2 (von unten fotografiert) E Gerippte Rhynchonellidae, wie Cuneirhyn- chia cartieri/OPPEL 1861 und ?Calcirhynchia plicatissima/QUENSTEDT 1852 (Unter Lias); 1 (von unten), 2 (von oben fotografiert) F „Terebratula“ schlosseri/BÖSE 1897 (Mittel Lias); diese Art findet man nur am Erlakogel und in Kramsach/Tirol; 1 (von unten), 2 (von oben fotografiert) G „Terebratula“ glacilicostata/BÖSE 1897 (Mittel Lias); 1 (von unten), 2 (von oben fotografiert) H Zeilleria aff. thurwieseri/BÖSE 1897 (Mittel Lias); 1 (von unten), 2 (von oben fotografiert) Foto: Johannes Thomas Weidinger

Meeresboden dient. Armartige Mundan- Kalke der Allgäu-Formation (Lias Flecken- hänge, die durch ein kalkiges Gerüst ge- mergel), die vor allem am Süd- und Süd- stützt werden, dringen über die Klappen- osthang des Spitzlsteins verbreitet sind. öffnung nach außen und dienen zur Nah- Von wirtschaftlichem Interesse ist bis heute rungsaufnahme (Abb. 4). der ebenfalls aus dem Oberen Jura stam- Die nachfolgenden Exemplare der wich- mende, hellweiße Plassen-Riffkalk des tigsten am Erlakogel vorkommenden Bra- Hochlindach nördlich von Karbach, der chiopoden-Arten wurden von Milos Siblik nach Norden hin zu einem Riffschuttkalk, zur Verfügung gestellt und bestimmt. Sie dem Tressensteinkalk, übergeht. Aufgrund sind im Erkudok-Institut der Kammerhof seiner Reinheit wurde er von 1885-2006 Museen von Gmunden ausgestellt (Abb. 5). bevorzugt für die Sodaproduktion in Eben- Flächenmäßig von Bedeutung sind auch see abgebaut (Mooshammer, 2003). Heute noch die hell- bis mittelgrauen, seltener werden im Steinbruch Karbach vor allem bräunlichgrauen Mergel und kieseligen Wurfsteine gewonnen.

Wie und wann kamen die Gesteine in ihre heutige Position auf der Erdoberfläche? Die Erklärung des tektonischen Baus des Plattentektonik und der Tatsache, dass die Traunsee-Ostufers zwischen Traunstein Kontinente der Erde in Bewegung sind. – und Erlakogel fußt auf dem Konzept der Dies ist das Fachgebiet der Tektoniker.

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Flyschzone Zirler-Scholle Tirolikum (= Höllengebirgsdecke) Ultra-Helvetikum Gosau Molassezone Traunstein (1691 m) Erlakogel (1575 m) Grünberg (984 m) Hochkogel (1485 m) Gasselkogel (1411 m) ben ra al iefg naut chl Lai Gs l ta Hochlindach (917 m) h c Rötelstein (1287 m) a b n e is E Gasselhöhle Traunkirchen

Tr Spitzlstein a u (1125 m) n s Karbach e e

elta un-D Tra chtal Ebensee Rindba Deltaschüttung der Traun Rindbach

Abb. 6: Ein Blick aus der Vogelperspektive von Süden über das Traunsee-Ostufer zeigt vor dem Hintergrund des Alpenvorlandes (Molassezone) im Bereich des Grünbergs die bewaldete Flyschzone (Rhenodanubikum), gefolgt vom Rutschgebiet des Gschliefgrabens (Ultra-Helvetikum). Das tiefste tektonische Stockwerk der Kalkalpen (Bajuvarikum) repräsentiert die Zirler-Scholle mit der bekannten Kaltenbachwildnis am Fuße des Traunsteins. Darüber folgt vom Traunstein an nach Süden die Höllengebirgsdecke (Tirolikum). Auch die jüngeren, vertikal stehenden Zweige der KLT-Störung sind mit den roten Linien vermerkt. Aus Südwesten kommend endet sie hier in einer V-förmig nach Norden bis Nordosten auffiedernden „Pferde-Schweif-Struktur“ (horse- tail-structure), die das gesamte Gebiet in Schollen zerlegt (Decker et al., 1994). Im Vordergrund sieht man die späteiszeitliche Deltaschüttung von Ebensee. Luftaufnahme: Ivo Baronˇ, Bearbeitung: Johannes Thomas Weidinger

Grundsätzlich ist dieser Bau durch eine die Gassel-Tropfsteinhöhle gebunden (Geo- weite Wanderung dieser heutigen Land- logische Bundesanstalt, 2007). schaftsteile von „Afrika“ bzw. der Adriati- Südlich der Kalkalpenstirn des Traunsteins schen Platte nach Ur-Europa bedingt. folgt am Ostufer des Traunsees nach Weber Zuerst wurden durch mechanische Bewe- (1958) und Tollmann (1985) ein System aus gungen in der Erdkruste die in der Trias großen Ost-West-streichenden Falten, das entstandenen, mächtigen Kalklagen im fallweise von tektonischen Brüchen unter- Jura voneinander getrennt, in Form von brochen wird. Der Bereich des extrem Gesteins-Paketen (Decken) übereinander steilen Südostufers des Traunsees wird verfrachtet und gelagert und so weiter zwischen dem Karbachtal im Norden und nordwärts transportiert. So entstand ein ty- dem Rindbachtal im Süden vom Erlakogel- pischer Decken- und Faltenbau, der am Massiv eingenommen. Traunsee-Ostufer mit dem Fuß des Traun- Stratigrafisch ist die Schichtfolge von der steins mit den „tiefsten Stockwerken“ be- Oberen Trias bis in den Oberen Jura aufge- ginnt und sich nach Süden bis zum schlossen. Dabei liegen die nach oben ge- „höchsten Stockwerk“ um den Hohen richteten Wölbungen der Falten (Antiklina- Dachstein fortsetzt (Weidinger, 2016). Da- len) im Hauptdolomit, der mit großer rüber legt sich eine wesentlich jüngere tek- Wahrscheinlichkeit von Lunzer Schichten tonische Zerstückelung entlang von senk- (bräunliche Sandsteine) und Wetterstein- recht zur Erdoberfläche stehenden Brüchen kalk unterlagert wird. Stratigrafisch höhere (Abb. 6). An einen dieser Brüche ist auch Schichtglieder, die – von Schichtlücken un-

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N S Karb ach Erla kogel (1575 m) Eisenbach Rindba ch

1500 m K 73 72 a 78 r

b 76 a c

h Gasselhöhle (1225 m) - B r

1000 m u c 79 h 80 79 68 64 70 79

70 Traunsee-Wanne

84 0 m 80

82 –500 m 84 500 m

64 Gosa uGruppe (C eno man ) 78 Dachsteinkalk gebankt (Nor-Rhät) 68 Tressensteinkalk (Ma lm) 79 Plattenkalk (Nor) 70 Grünanger Formation (? Dogg er-Malm) 80 Hauptdolomit (Nor) 72 Allgäuschichten Fleckenmergel (Lias) 82 Lunz-Formation (Oberes Karn) 73 Adn et Formation (Lias) 84 Wettersteinkalk (Anis-Karn) 76 Kössene r Mergel (Rhät)

Abb. 7: Nord-Süd Profil durch den tektonischen Faltenbau des Erlakogel-Massivs vom Eisenbach- und Karbachtal im Norden über den Erlakogel ins Rindbachtal im Süden. Die Interpretation gegen die Tiefe hin, in und unterhalb der hinein projizierten Traunsee-Wanne, basiert auf geophy - sikalischen Daten der RAG (Rohöl-Aufsuchungs-Ges.). Auch die weiter östlich liegende Gassel- Tropfsteinhöhle hat man sich hinein projiziert vorzustellen (veränderter Ausschnitt aus einem grö - ßeren Übersichtsprofil nach G. Schäffer in Daurer & Schäffer, 1983). Zeichnung: Johannes Thomas Weidinger

terbrochen – bis in den Oberen Jura rei - in Daurer & Schäffer, 1983) (Abb. 7). Diese chen, sind nur in den Mulden dieser Groß - Fossilfundstelle, in der sich hauptsächlich falten aufgeschlossen. Zu ihnen gehören verschiedenste Schneckenarten finden, auch die Rotkalke, die allesamt umgangs - ist unter Einheimischen schon seit langer sprachlich als „Traunsee-Marmor“ be - Zeit bekannt und wurde bereits im zeichnet werden. 19. Jhdt. wis senschaftlich bearbeitet (Ze - In einem vermutlich mit der KLT-Störung keli, 1852). zusammenhängenden schrägen Winkel zu Im Bereich des Erlakogels liegt nach G. diesem Faltenbau eingesenkt, findet sich Schäffer (Daurer & Schäffer, 1983) zudem entlang des Eisenbaches eine NE-SW-ver - tektonisch eine Großfalte vor, die – vom laufende Mulde, in der mit Mergel und richtigen Standort betrachtet – über mehr Sandsteinen ältere, fossilreiche Schicht - als 1.100 Höhenmeter aufgeschlossen ist. glieder der Gosau-Formation aufgeschlos - Ihre Achse verläuft in Nordostrichtung. Sie sen sind. – Sie wurden im marinen Flach - wurde im Jura angelegt, was durch eine wasser abgelagert (Hradecká et al., 2005; Diskordanz (Winkel zwischen zwei unter - Schlagintweit et al., 2003). Diese wurden schiedlichen alten Ablagerungen) zu er - auch entlang des Karbach-Bruches gegen kennen ist und später durch Einengung die Tiefe hin verschleppt (G. Schäffer weiter verstärkt wurde (Abb. 8).

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W Grünberg Traunstein Erlakogel O (984 m) (1691 m) (1575 m) Rötelstein Spitzlstein (1287 m) Mülleralpe (1125 m) (1222 m) Gmunden Gasselkogel (1411 m) 73 74 74 72 76 84 Gasselhöhle 26 72 79 58 (1225 m) Spitzlsteinalm (1060 m)

e e 74 s Kögerlstube n 78 u (810 m) a 73 r T 76 80 70 76

72 74

26 Wür m-Endm or äne (Pleist oz än) 76 Kössene r Mergel (Rhät) 58 Zementmergelserie (Campa n) 78 Dachsteinkalk gebankt (Nor-Rhät) Abb. 8: Ansichtsskizze 70 Grünanger Formation (? Dogg er-Malm) 79 Plattenkalk (Nor) der Erlakogel-Großfalte aus Süden (verändert 72 80 Allgäuschichten Fleckenmergel (Lias) Hauptdolomit (Nor) nach G. Schäffer in 73 Adn et Formation (Lias) 84 Wettersteinkalk (Anis-Karn) Daurer & Schäffer, 74 Hierlatz Crinoiden kal k(Lias) 1983). Zeichnung: Johannes Thomas Weidinger

vetikum ra-Hel ) Ult lfmeer =Sche ( ee -Tiefs Penninische rOzean Flysch pin+ lkal er ik Ka Me t Eu ropäische Pl att e au- n os a G tl Abb. 9: Der Pennini - A sche Ozean stellte eine Verlängerung des Adri atische Nordatlantiks nach Pl att e Osten zur Tethys dar. Iberische Pl atte Diese schematische, paläogeografische Karte der nordwest- lichen Tethys und ihrer angrenzenden Gebiete zeigt rot umrandet die Position des „Ur-Traun - Afri kanische Pl atte see-Ostufers“ im be - ginnenden Alt-Tertiär Kontine ntalplatte Ozea nbod en Subdu ktion szone (vor ca. 65 Mill. Jahren). Kontine ntalabhan g, Schelf Zeichnung: Johannes Thomas Weidinger, Johannes Mattes

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Granitfestland „Ur-Traunsee-Ostufer“ (Insel) („Mühlviertel“, ca. 330 Mill. J. alt) Gosau-Meer Helvetisches Schelfmeer Flysch-Tiefsee („Gschliefgraben“) „Grünberg“

B lau sc hie fe r- Ek log itb ild 1. Phase un (ca. 100-50 Mill. J. v. h.) g

Grünberg Gschlief Traunstein Gosau Flysch Mergel Karbonate Sandsteine

Molasse-Meer („Alpenvorland“) Abb. 10a, b: Zwei Phasen der Wanderung des „Ur-Traunsee- Ostufers“ nach Tauernkristallisation Norden während des Verschwindens des Wärmeaufstieg Penninischen Ozeans (verändert aus Schuster et al., 2013). 2. Phase Bearbeitung: Johannes (ca. 35-25 Mill. J. v. h.) Thomas Weidinger, Johannes Mattes

Eine Konsequenz dieser globalen tektoni- dem Meer geragt haben, wobei es zeit- schen Bewegungen im Jura war die Bildung gleich noch von weiteren Meeressedimen- des Penninischen Ozeans (Abb. 9), der aber ten – wie eben der fossilführenden Gosau durch das allmähliche Zusammenwachsen des Eisenbaches – bedeckt wurde (Abb. „Afrikas“ und Ur-Europas in der Kreide (vor 10a). Seine große Wanderung auf der 145-66 Millionen Jahren) wieder von der Erdoberfläche nach Norden kam während Erdoberfläche verschwand. So kam es in des Alt-Tertiärs (vor ca. 30 Millionen Jah- weiterer Folge zu einer sogenannten Kon- ren) zum Stillstand (Abb. 10b). An die Stelle tinent-Kontinent-Kollision und der damit des ursprünglichen Penninischen Ozeans einhergehenden Gebirgsbildung der Alpen. trat nun durch die Auflast des werdenden Unser „Traunsee-Ostufer“ mit den heuti- Gebirges vor 16 Millionen Jahren die Para- gen Gipfeln des Traunsteins und Erlakogels tethys, unser heutiges, mit Abtragungsse- könnte also bereits in der späten Kreide dimenten des entstehenden Gebirges ver- (vor ca. 85 Millionen Jahren) als Insel aus fülltes Alpenvorland.

Wie wurden Traunstein und Erlakogel zu „echten Bergen“?

Ein weiteres, interessantes Phänomen Dabei wurden auch die Nördlichen Kalk - macht den Traunsee und sein Ostufer so alpen in Schollen zergliedert, wobei sie besonders: Durch die fortschreitende sich entlang großer, steilstehender Störun- Einengung der Ostalpen in Nord-Süd- gen in Richtung Nord-Nord-Osten aus- Richtung kam es schon vor ca. 20 Millionen dehnten. Eine dieser Bewegungsbahnen Jahren zur „Tektonischen Revolution“. zwischen den Kalkschollen und Berg-

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Hausruck Gasselkogel Hochkogel (1411 m) (1485 m) Traunstein (1691 m) Erlakogel Pinsdorfberg (728 m) (1575 m) Grünberg (984 m)

Hochlindach (917 m) Rötelstein Hohenaugupf (1062 m) (1287 m)

Kl. Sonnstein (923 m) Spitzlstein Gr. Sonnstein (1037 m) (1125 m)

Abb. 11: Rekonstruktion Gasselhöhle der Ausdehnung des Würm-eiszeitlichen Langbathtal östlichen Traun gletschers htal Rindbac im Traunsee-Becken vor ca. 20.000 Jahren. Luftaufnahme: Ivo Baronˇ, Bearbeitung: Johannes Thomas Weidinger

gipfeln ist die sogenannte KLT-Störung vom Autor dieses Aufsatzes selbst), was die (Decker et al., 1994; Baronˇ , 2013). Diese Vermutung nahe legt, dass die Bewegun- verläuft vom Königsee in Bayern nach gen noch nicht restlos abgeklungen sein Osten, in einem weiten Bogen über das könnten (vgl. G. Schäffer in Daurer & Lammertal nach Bad Ischl und von dort Schäffer, 1983). entlang des Trauntals und des Traunsees Die Frage, warum und wann die Ostalpen zum Fuß des Trausteins. Bewegungen an zum Gebirge und mit ihnen das Traunsee- ihr bewirkten nicht nur, dass dieser Berg Ostufer samt Traunstein und Erlakogel zu heute ganz alleine, ca. 3 km weiter nördlich echten Bergen wurden, erklären uns die steht als das sonst gleichartig aufgebaute Geophysiker: Höllen gebirge, sondern auch zahlreiche Durch die Verdickung der Erdkruste unter vertikal stehende Brüche im Fels entstanden werdenden Alpen setzte im zentralen den, die die extrem steilen West-Wände des Bereich schon vor ca. 40 Millionen Jahren Erla kogel-Massivs und des Spitzlsteins deren phasenweise Heraushebung zum sowie die Trennflächen zwischen den Gebirge ein. Die großen Kalkalpen-Pla- Gassel türmen bilden (Abb. 6). Immer wie- teaus samt unserem Traunsee-Ostufer wur- der können entlang dieser Störungszone den aber erst in den letzten 10 Millionen auch Erdbeben wahrgenommen werden Jahren, nach der oben erwähnten Zerstü- (zuletzt im Jahre 1976 das Friaul-Erdbeben ckelung, herausgehoben.

Wie entstanden die heutigen Landschaftsformen?

Die Kalke des Traunsee-Ostufers sind für men – also Höhlen – und die häufig damit chemische Verwitterung durch Kohlensäure in Verbindung stehenden Dolinen bildeten anfällig. Daher kam es bereits im Tertiär sich aber auch entlang älterer Störungen (vor 66-2,4 Millionen Jahren), in Zeiten und Brüche im Massiv und förderten so deutlich wärmeren und feuchteren Klimas den raschen Durchfluss von Karstwasser als heute, zu Bildung von Karst. Oberirdi- im Kalk, während der Dolomit mit seinem schen Karst in Form sogenannter Karren feinen Netz an Trennfugen eher als Wasser- findet man vor allem in Zonen mit geringer speicher fungiert. physikalischer Verwitterung. Endogene, in- Die Fragen, wann und durch welche Na- nerhalb des Berges auftretende Karstfor- turprozesse die einzelnen Gipfel des Traun-

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see-Ostufers in ihre heutige Form „model - terließen diese Eismassen nicht nur die liert“ wurden, können am besten Eiszeit- Steilwände des Traunsee-Ostufers und die oder Quartär -Geologen und Geomorpho - tiefe Wanne des „Traunsees“. Die ver - logen beantworten (van Husen, 2003). mehrte Lockersedimentproduktion be - Mit dem sukzessiven Einsetzen raueren wirkte die Deltaschüttung von Ebensee bis und kälteren Klimas auf der Erde zu Beginn zum Ortsteil Langwies und verkürzte so des Pleistozäns (Eiszeitalter, ca. vor 2,4 Mil - nicht nur den „Ur-Traunsee“ (kurz nach lionen Jahren bis 11.700 Jahren) gelangte dem Eisfreiwerden) um ca. 4 km, sondern das Gebiet rund um den Traunsee in die bildete hier auch die Grundlage für einen Zone der Dauerfrostböden bzw. unter die bedeutenden Grundwasserkörper (Baum - massive Schürfwirkung des eiszeitlichen, gartner, 2003). östlichen Traun-Gletschers (Abb. 11). Zeu - Vor etwa 11.700 Jahren stellte sich mit dem gen für seine abschleifende Wirkung findet Einzug der geologischen Gegenwart (Ho - man immer wieder in Form von sogenann - lozän) allmählich wieder wärmeres Klima ten Gletscherschliffen auf glazial geformten ein. Unter dem Einfluss von Feuchtigkeit Rundhöckern. Auch der Traungletscher und wechselnden Lufttemperaturen traten folgte zu den Hochständen der Günz- (vor nun vor allem die physikalische Verwitte - 600.000), Mindel- (400.000), Riss- (150.000) rung sowie die Verkarstung der Karbonat - und Würm-Eiszeiten (20.000 Jahren) der gesteine in Erscheinung und die Vegetation vorgegebenen KLT-Störung , wobei der bahnte sich ihren Weg zurück aus den eis - obere Teil des Traunsteins und der Gipfel zeitlichen Rückzugsgebieten. Der am des Erlakogels oft nur wie Felsinseln aus Traunsee-Ostufer bis heute vom Menschen dem sich gegen Norden hin auflösenden nahezu unberührte Föhren-Eiben-Buchen- Eisstromnetz ragten. In den meist ebenso Tannen-Fichten-Mischwald mit vereinzel - langen Zwischeneiszeiten gab es hingegen ten Lindenbeständen (z.B. am Hochlin - überhaupt keine Vergletscherung, auch dach) als Relikt noch wärmeren Klimas als nicht im Hochgebirge. Nach ihrem Ab - heute ist ein Zeuge dieser Wiederbesiede - schmelzen am Ende der letzten Eiszeit hin - lung und steht daher unter Naturschutz.

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