Jb. Geol. B.-A. ISSN 0016-7800 Band 128 S.43-73 Wien, Mai 1985
Zur Geologie des Hochlantsch (Grazer Paläozoikum, Steiermark)
Von JOHANN GOLLNER & CHRISTIAN ZIER*) Mit 9 Abbildungen, 2 Tabellen und 6 Tafeln
Steiermark Grazer Paläozoikum Stratigraphie 6sterreichische Karte1: 50.000 Fazies Blatt 134 Tektonik
Inhalt
Zusammenfassung, Summary 43
1. 6i;~e~~~~O~~ik~~':::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::::: 1.1. Die Hochlantschgruppe 44 1.1.1. Dolomitsandsteinfolge 46 1.1.2. "Gesteine des Breitalmkreuz" 47 1.1.3. Barrandeischichten " 47 1.1.4. Tyrnauer Alm-Formation 48 1.1.5. Zachenspitzformation 50 1.1.6. Steinbergkalk 51 1.1.7. Hochlantschkalk 51 1.1.8. Mixnitzer Karbon 52 1.2. Laufnitzdorfer Gruppe 52 1.3. "Kalkschieferfolge" 53 1.3.1. Tektonische Position der "Kalkschieferfolge" 53 1.3:2. "Gschwendtformation", "Heubergformation" , "Koglerformation", "Höllgrabeneinheit" 53 1.3.3. Größkogelgruppe 54 2. Postpaläozoische Ablagerungen 55 2.1. Gams/Bärenschützkonglomerat 55 2.2. Tertiärkonglomerat 55 2.3. Burgstallbrekzie 55 2.4. Gehängebrekzien und Schuttbildungen 56 2.5. Quartäre Spalten 57 3. Tektonischer Bau 57 ~i~;r~tu'r' : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : ~g
Zusammenfassung campan) verglichen wird, tritt in unterschiedlichen Höhenni- Der Hochlantsch als nördlicher Eckpfeiler des Grazer Paläo- veaus im Hangenden des Hochlantschkalks (Hochlantschgrup- zoikums ist gekennzeichnet durch einen Decken- und Schup- pe) auf. Am Hochlantsch sind seit dem höheren Neogen gebil- penbau. Diese können drei verschiedenen lithostratigraphi- dete Hangschuttbrekzien, Schuttfächer, Felssturzmassen etc. schen Einheiten zugeordnet werden: weit verbreitet. Die verschiedenen Möglichkeiten der Genese 1. Hochlantschgruppe (Unterdevon - Oberkarbon), der Burgstallbrekzie (Abb. 1) werden diskutiert. 2. Laufnitzdorfer Gruppe (Obersilur - Oberdevon), 3. "Kalkschieferfolge" (Unterdevon - Oberdevon). Summary Die Hochlantschgruppe als höchstes tektonisches Element ist in ihren stratigraphisch tieferen Anteilen und hinsichtlich ih- The Hochlantsch area is located in the northern part of the rer hohen Position mit der Rannachfazies des näheren Grazer Graz Paleozoic. The tectonic structure is characterised by Raumes vergleichbar. Vom höheren Mitteldevon bis ins Ober- nappes and wedges. These can be assigned to three lithostra- karbon sind jedoch bedeutende lithologische und fazielle Un- tigraphic units: terschiede erkennbar. Die pelagische Laufnitzdorfer Gruppe 1. Hochlantsch Group (Lower Devonian - Upper Carbonife- und die vermutlich flachmarine "Kalkschieferfolge" bilden ein rous), basales Decken- und Schuppenpaket, welches sowohl im Han- 2. Laufnitzdorf Group (Upper Silurian - Upper Devonian), genden (Hochlantschgruppe) wie auch im Liegenden (Glein- 3. "Kalkschiefer-Folge" (sensu Group) (Lower Devonian - almkristallin) diskordant begrenzt wird. Upper Devonian). Das Gams/Bärenschützkonglomerat, welches mit dem Ba- The Hochlantsch Group is comparable to the Rannach-Fa- siskonglomerat der Kainacher Gosau (Obersanton-Unter- zies (sensu Group), because both form the highest nappe in the Graz Paleozoic and consist of the same formations from lower Devonian to Eifelium. However from the Givetian to the *) Anschrift der Verfasser: Dr. JOHANNGOLLNER,Institut für upper Carboniferous there are significant differences. The ba- Geologie und Paläontologie der Universität Graz, Heinrich- sal nappe system with discordant thrust boundaries includes straße 26, A-8010 Graz; Dr. CHRISTIANZIER, Dorfstraße 15, the pelagic Laufnitzdorf Group and the "Kalkschiefer-Folge" A-8592 Salla. (presumably shallow marin).
43 The Hochlantsch Group is locally overlaid by deposits of the Neogen,Quartär (Hangschutt, mesozoic Gams/Bärenschütz-Konglomerat (comparable with Felssturzmassen etc.) the santonian to campanian Basiskonglomerat of the Kainach Gosau). In the Hochlantsch area talus deposits since upper Burgstallbrekzie (?) Neogene are widely distributed. Various possibilities of the ge- nesis of the Burgstall-Brekzie are discussed. Tertiärkonglomerat
Gams/Bärenschützkonglomerat Einleitung (Gosau)
Vorliegende Darstellung ist eine Zusammenfassung Hochlantschgruppe der stratigraphisch-tektonischen Ergebnisse einer Neu- ~ Mixnitzer Karbon (cu-co) kartierung des Hochlantschgebietes (GOLLNER, 1981, 1983, 1984, 1985; GOLLNER & ZIER, 1982; GOLLNER et Steinbergkalk (do) aI., 1982, 1983; ZIER, 1981, 1982, 1983). Ziele dieser 11IIII waren neben der Erstellung einer geologischen Karte Hochlantschkalk (dm-do) 1 : 10.000 eine biostratigraphische, fazielle und sedi- mentologische Bearbeitung, nachdem die letzte Unter- Zachenspitzformation (dm) suchung mehr als 50 Jahre zurückliegt. Diese von CLAR et al. (1929) vorgelegte geologische Karte mit Erläute- ~ östl. Member rungen sowie deren tektonisches Modell eines "Stock- .. westl. Member werkbaus" am Hochlantsch bildete auch die Basis für darauffolgende geologisch-tektonische Arbeiten (CLAR, ~ Tyrnauer-Alm-Formation (dm) 1935; BOIGK, 1951; FLÜGEL, 1975, u.a.). Während je- doch das höchste "Stockwerk" infolge seines Fossil- ~ Barrandeischichten (du-dm) reichtums seit langem Ziel stratigraphischer Untersu- chungen war (C. CLAR, 1871, 1874; PENECKE, 1889, ~-----IDolomitsandsteinfolge (du) 1894; HERITSCH, 1917, CLAR et aI., 1929; FLÜGEL & SCHIMUNEK, 1961; FLÜGEL, 1971, 1980), fehlen diese in I;:~::::';~~IGesteine des Breitalmkreuz den tieferen, makrofossilarmen "Stockwerken" weitge- (du?) hend. In diesen, aber auch im höchsten "Stockwerk" Laufnitzdorfer Gruppe . konnten v. a. mit Hilfe der Conodontenstratigraphie, we- sentliche Neuergebnisse gewonnen werden, wobei sich IA~ ~ r Harrbergerformation (du-do) die Bestimmung der Conodonten auf folgende Literatur stützt: Hackensteinerformation (so-du) BISCHOFF & ZIEGLER (1957), BULTYNK (1971), CARLS & GANDL (1969), EBNER (1977), GLENISTER & KLAPPER ~ oberes Member (1971), KLAPPER, PHILIP & JACKSON (1970), KLAPPER & ~ unteres Member JOHNSON (1975), KLAPPER, ZIEGLER & MASHKOVA (1978), KREBS (1959), KRYSTYN (1973, 1980), LANE & ORMISTON Kalkschieferfolge (1979), LANE, SANDBERG & ZIEGLER (1980), MORZADEC & WEYANT (1982), MOSHER (1968, 1970), ORCHARD Größkogelgruppe (dm-do) (1978), SCHÖNLAUB (1980), SCHULZE (1968), WALLISER ~ Gk-Fl.,erkalk (1964), WEDDIGE (1977), WIRTH (1967), WITTEKINDT Gk-Kalk (1966), ZIEGLER (1958, 1962, 1966, 1973, 1975, 1977), Gk-Dolomit ZIEGLER, KLAPPER & JOHNSON (1976).
~ Heubergformation (du?,dm)
1. Das Paläozoikum ~ Koglerformation (du,dm)
Der Hochlantsch wird von drei paläozoischen Ent- ~ Höllgrabeneinheit (du) wicklungen aufgebaut, die (soweit nachweisbar) einen teilweise übereinstimmenden zeitlichen Umfang besit- ~ Gschwendtformation (du,dm) zen.Es sind dies die Hochlantschgruppe, die Laufnitzdorfer Gruppe und die "Kalkschiefer- r+++1 f 0 Ig e". Hierbei beschränkt sich die erstgenannte ~ Kristallin Gruppe auf die Hochlantschdecke (im Sinne von FLÜ- GEL & NEUBAUER, 1984), während die beiden anderen in -300 0 0 unterschiedlichen tektonischen Positionen auftreten -:-60 - 85 saiga invers ..L ..L (Kap. C, Abb. 1, 8, 9). -'- -+- -+ Störung, Uber- ...... --...... schiebung 1.1. Die Hochlantschgruppe - (vermutet) Diese südlich des Mixnitzbaches bis zu 2000 m '" mächtige Gruppe umfaßt stratigraphisch Ems bis Na- Bergbau (stillgelegt)
44 GEOLOGISCHE KARTE DES HOCHLANSCH
a 500
-= Graz o 5 10km
Abb. 1: Verbreitung der lithostratigraphischen Einheiten am Hochlantsch.
45 c: jedoch lokal eine offenmarine Beeinflussung feststellbar 0 C , ';;: <- ::> - ist. Im dm/do Grenzbereich kommt es einerseits zur Cl> B t------'" E ----"--- 0 0 Entwicklung einer pelagischen, conodonten- und tenta- Z z A Mixni tz e r 0 c: kulitenreichen Stillwasserfazies, andererseits zeigen 0 cu III Karbon CD Cl>
Abb. 2: Stratigraphie und Mächtigkeit der Schichten in der C Hochlantschgruppe. o > W "0 L- mur B. Das Fehlen älterer Schichtglieder ist wahr- QJ 00 scheinlich auf eine diskordante Überschiebung mit ba- o saler Amputation zurückzuführen. Die stratigraphische Stellung und Mächtigkeit der einzelnen Formationen ist in Abb. 2 dargestellt. Die Hochlantschgruppe läßt sich vor allem aufgrund C Ty d ihrer tektonisch hohen Position und z. T. wegen ihrer Ii- ...... thofaziellen Entwicklung mit der Rannachfazies des nä- QJ > heren Grazer Raumes vergleichen (Abb. 3). Im höheren ~ Mitteldevon kommt es jedoch zu einer fazielien Diffe- Ty renzierung (dem Kanzelkalk der Rannacnfazies steht die Tyrnauer Alm-Formation, die Zachenspitzformation C und der Hochlantschkalk gegenüber) und gleichzeitig d zur Entwicklung eines starken Vulkanismus in der QJ Hochlantschgruppe, der im wesentlichen in der Ran- -w nachfazies fehlt. Auch im Oberdevon ist am Hoch- lantsch neben einer vergleichbaren pelagischen Ent- C wicklung (Steinbergkalk) eine der Rannachfazies frem- d de Flachwasserfazies (Hochlantschkalk) ausgebildet. If) DFS E Über einer Schichtlücke vom do II/III bis cU II (sowohl I..LJ am Hochlantsch wie auch lokal in der Rannachfazies nachgewiesen) folgt in beiden Räumen eine pelagische Entwicklung, die jedoch am Hochlantsch bis ins Ober- Abb. 3: Schematische Darstellung der bathymetrischen Ent- wicklung der Hochlantschgruppe im Vergleich zur Rannachfa- karbon reicht, während sie in der Rannachfazies von zies. 1,2 (voll durchgezogene und strichpunktierte Linie) einer als Flachwasserbildung gedeuteten oberkarbonen = Hochlantschgruppe (Faziesaufspaltung im dm); 3 (strichlier- Folge (Schichten der Dult) abgelöst wird (vgl. EBNER et te Linie) = Rannachfazies (nach EBNERet aI., 1980; HAFNER, aI., 1980, cum Iit.). 1983); DSF = Dolomitsandsteinfolge; BS = Barrandeischich- Die Hochlantschgruppe besteht überwiegend aus kar- ten; MD = Mitteldevondolomit; TY = Tyrnauer Alm-Formation; bonatischen Gesteinen. Vom Ems bis ins untere Givet Z = Zachenspitzformation; HK = Hochlantschkalk; K = Kan- zelkalk; St = Steinbergkalk; Ss = Sanzenkogelschichten; (Dolomitsandsteinfolge, Barrandeischichten, Tyrnauer MK = Mixnitzer Karbon; D = Dultschichten. Alm-Formation) handelt es sich hierbei um Ablagerun- gen eines küstennahen, inter(supra}- bis flach subtida- len Environments mit wechselnden energetischen Ver- hältnissen. Im mittleren Givet ändert sich dieses in eine 1.1.1. Dolomitsandsteinfolge flach subtidale, wahrscheinlich mäßig eingeschnürte Die Dolomitsandsteinfolge bildet südlich und nördlich Ruhigwasserfazies mit biohermalen Bildungen, in der des Mixnitzbachs den Kern einer Antiklinale (Kap. 3.,
46 Abb. 1, 9). Während sie jedoch im Norden nur als weni- 1.1.2. "Gesteine des Breitalmkreuz" ge 10er m mächtige Folge aufgeschlossen ist, bildet sie Im Bereich des Breitalmkreuzes, nördlich der Tei- im Süden eine bis 500 m mächtige Wechsellagerung chalm tritt im Liegenden der Hochlantschdecke eine verschiedener Dolomite, in die untergeordnet Kalke, über den bearbeiteten Bereich hinausreichende Folge Sandsteine und Tonschiefer eingeschaltet sind. Das von gebankten, hellgrauen bzw. gelbbraunen karbonati- Fehlen von Vulkaniten (im Gegensatz zur Rannachfa- schen Sandsteinen, gut geschichteter blaugrauer Z. T. zies) könnte sowohl primär bedingt sein als auch auf Echinodermaten führender sandiger Kalke und Mergel den basalen tektonischen Zuschnitt (Kap. 3.) zurückzu- auf, deren Lithologie an diverse Schichten der "Kalk- führen sein. schieferfolge" erinnert. Das Hangende bilden mehrere Die Schichtfolge wird dominiert von einer Wechsella- m mächtige dunkelgraue, ebenflächig brechende Ton- gerung dunkelgrauer, grobgebankter bis massiger, schiefer, in die ein ca. 15 m mächtiger, grobkörniger spätiger, two fossilführender (v. a. Amphiporen und Cri- Metabasit schichtparallel eingeschaltet ist. Aufgrund noiden, seltener Korallen, Brachiopoden und Gastropo- des groben, intersertalen Gefüges aus bis 5 mm großen den) Dolomite (Taf. 1, Fig. 1) und hellgrauer, im dm Be- Plagioklasen und Pyroxenen (vermutlich Diopsid) deu- reich gebankter, dichter bis feinkörniger, two laminierter tet ANGEL(1931, 1932) diesen Vulkanit als Lagergang und fenestrierter Dolomite. (Tat. 6, Fig. 4, 5). In verschiedener Position sind in dieser Folge bis Ob der Verband zu den im Hangenden folgenden max. 20 m mächtige, gebankte, graue bis graublaue, Barrandeischichten sedimentär oder tektonisch ist, karbonatische Feinsande eingeschaltet. Vor allem in konnte infolge fehlender biostratigraphischer Hinweise den höheren Anteilen finden sich bis 20 m mächtige, nicht geklärt werden. Bei sedimentärem Kontakt wäre gebankte, oft äußerst fossilreiche Kalke (Tat. 1, Fig. 3), eine Deutung der "Gesteine des Breitalmkreuz" als fa- die denen der Barrandeischichten gleichen. Verschie- zielle Vertretung des Hangendanteils der Dolomitsand- dentlich sind cm bis wenige dm dicke Lagen von 0010- steinfolge naheliegend, wobei ein flach subtidaler Abla- mitmergeln und schwarzen, fein blättrigen Tonschiefern gerungsraum wahrscheinlich ist (die Bezeichnung "Ge- eingeschaltet. steine des Breitalmkreuz" ist vorerst als informeller Ii- Die Dolomitsandsteinfolge der Hochlantschgruppe thostratigraphischer Arbeitsbegriff zu verstehen, da der wird als zyklische, peritidale Entwicklung gedeutet (vgl. östlich anschließende Raum noch in Bearbeitung steht FENNINGER& HOLZER,1978), wobei die einzelnen Zyk- und es zu hoffen ist, daß diese zu einer Klärung der len von two biostromalen, subtidalen bis zu supratidalen Stratigraphie führt). Ablagerungen reichen können (BATHURST,1975, 1983; CHILINGARet aI., 1979; DEELMAN, 1972, E. FLÜGEL, 1982; FÜCHTBAUER& MÜLLER, 1977; RICHTER, 1974; 1.1.3. Barrandeischichten WILSON,1975, U. a.). Die hellgrauen, feinkörnigen Dolo- Es handelt sich um eine bis 45 m mächtige, intensive mite können wegen des Auftretens von Algenlaminiten, Wechsellagerung verschiedener Kalke (dominant), Do- stromatolithischen Autoklasten (Tat. 2, Fig. 1), sedi- lomite und Mergel, sowie untergeordnet Tonschiefer mentären Brekzien, Erosionsflächen, geringer Fossil- und Sandsteine. Die deutlich im cm- bis m-Bereich ge- häufigkeit und -diversität einem inter- bis supratidalen bankten, überwiegend fossil reichen Kalke liegen entwe- Ablagerungsraum zugeordnet werden. Während diese der als autochthon - geringdetritische oder als allocht- Dolomite als frühdiagenetische Bildungen angesehen hon - stark detritische Bildungen vor. In ersteren, werden, spricht das grobspätige, oft idiotopische Gefü- meist dunkelgrauen bis schwarzen, Z. 1. bituminösen, ge in den dunkleren Typen für eine spätdiagenetische dichten Kalken finden sich auf einzelne Bänke be- Entstehung. Letztere sind aufgrund der höheren Fossil- schränkt massive bzw. globuläre Stromatoporen und häufigkeit und -diversität, dem Auftreten von Amphipo- Korallen in Lebensstellung sowie rasenbildend dendroi- rendolomiten, der meist groben Bankung, der engen de Tabulata (Taf. 1, Fig. 5). Die Bioklasten (verschiede- Wechsellagerung mit den hellen Dolomiten als flach ne Korallen und Stromatoporen, Brachiopoden, Gastro- subtidale Bildung anzusehen. Das Auftreten autochtho- poden, Crinoiden, Ostrakoden, Echinoideenstacheln) ner bis parautochthoner Gerüstbildner innerhalb ge- sind schlecht sortiert und nicht gerundet. In den grau- bankter Kalke läßt an biostromale Bildungen in einem braunen, oft sandigen, matrixfreien Biogenschuttkalken flach subtidalen Bereich denken. Die Sandsteine wur- finden sich die erwähnten Fossilien oft als gut sortierte den über der Wellenbasis (Ausbildung von Oszillations- und gerundete Klaste. Charakteristisch ist eine selekti- rippeln - Tat. 1, Fig. 2) in Form ausgedehnter Fein- ve, oft fleckige Dolomitisierung, die vor allem dicht ge- sanddecken sedimentiert (ALLEN, 1968, 1982; REINECK packte Biogenschuttkalke und Kalke mit hohem Tonge- & SINGH, 1980). halt erfaßt (Tat. 1, Fig. 4). Typisch ist die Ausbildung Wäh'rend die stratigraphische Liegendgrenze unbe- von Schillagen dickschaliger Brachiopoden (vermutlich kannt ist, konnte in den oberen Anteilen der Dolomit- Formen der Gattung Zdimir). Untergeordnet sind dm bis sandsteinfolge in zwei Kalkbänken, die durch 100 m wenige m mächtige Tonschiefer-, Dolomit- und Sand- mächtige Dolomite getrennt sind, Emsium (oberes Un- steinlagen eingeschaltet. terems bis unteres Oberems) mit Latericriodus bilatericres- Eine litho-fazielle Vertretung der Barrandeischichten cens und Latericriodus huddlei nachgewiesen werden. Dies bildet im Süden, im Bereich des Gehöftes Steindl, eine läßt vermuten, daß ein Großteil der Dolomitsandstein- ca. 40 m dicke, massige bis schlecht geschichtete, fos- folge ein Ems-Alter besitzen dürfte. silreiche Kalkbank und im oberen Tyrnauergraben Die Dolomitsandsteinfolge wird lokal direkt von Dolo- dünnschichtige, sandige Kalke (ähnlich der "Kalk- miten der Tyrnauer Alm-Formation überlagert. Dies schieferfolge") (vgl. Abb. 1). könnte auf eine fazielle Vertretung der Barrandeischich- Die Barrandeischichten werden als flacher, sublitora- ten zurückzuführen sein, jedoch ist ein Störungskontakt ler, gut durchlichteter, offener Plattformbereich mit stark nicht auszuschließen. wechselnden energetischen Bedingungen gedeutet, wo-
47 bei die Folge aus Ablagerungen der Gezeitenebene Amphiporen führender Dolomite und hellgrauer, dichter, (Dolomitsandsteinfolge) hervorgeht und teilweise auch dünnbankiger, two laminierter und fenestrierter Typen durch diese vertreten wird. (Taf. 3, Fig. 2-5). Untergeordnet sind bis zu 5 m dicke Für stark unterschiedliche Wasserenergie spricht die Sandsteinlagen ausgebildet, die denen der Dolomit- rasche Wechsellagerung von niedrig- und hochdetriti- sandsteinfolge entsprechen. Vor allem im Hangendbe- schen Kalken. Erstere sind gekennzeichnet durch au- reich aber auch in den basalen Anteilen finden sich bis tochthones, sessiles Benthos, mm- bis dm-Detritus in zu 15 m mächtige Kalkzwischenlagen. Lokal treten we- mikritischer Matrix ("mud-support"), schlechte Sortie- nige 10er-m mächtig Rauhwacken auf. Es handelt sich rung und fehlende Rundung der Bioklasten (Taf. 2, um gebankte, grob kavernös verwitternde, spätige, do- Fig. 2, 3). Trotz lokal hohen Tonanteils dürfte aufgrund lomitsch-kalzitische Gesteine, die lateral in brekzierte einer geringen Sedimentationsrate ein gut durchlichte- Dolomite übergehen. tes Wasser ein reiches Organismenwachstum (Bildung Das obere Member wird im Raum Teichalm - Tiefen- von Biostromen) ermöglicht haben. Die Merkmale der bachgraben überwiegend von Kalken aufgebaut. Auf Biogenschuttkalke (Fehlen von mikritischer Matrix, der Südseite des Hochlantsch ist im Bereich von weni- "grain-support", Einregelung und meist gute Sortierung gen km einerseits eine deutliche Trennung von einem der arenitischen Komponenten, Kantenrundung, geope- basalen dolomitischen und einem hangenden kalkigen tale Füllungen (Taf. 2, Fig. 4), Quarzdetritus, zerbro- Member möglich, andererseits liegen auch über 100 m chene Kolonien von Gerüstbildnern) sprechen für eine mächtige, intensive Kalk-Dolomit-Wechsellagerungen rasche Ablagerung unter höher energetischen Bedin- im Grenzbereich vor (Abb. 4). gungen. Die enge Verknüpfung mit Dolomiten der Gezeitene- SW Röthelstein Rate Wand Tyrnauer-Alm NE bene (sowohl im Liegenden als auch im Hangenden) läßt eine Deutung als neritische, sehr flache Entwick- SOOm lung zu, in die sich die Bildung von Mikritrinden um Bio- klasten, von Peloiden und Biostromen, sowie die Cono- dontenfauna (Dominanz der Gattung Icriodus) einfügt (FABER, 1980; E. FLÜGEL,1982; SEILACHER,1978; WED- DIGE & ZIEGLER,1976; WILSON, 1975 u. a.). Da eine moderne Bearbeitung der Makrofauna fehlt, ist der stratigraphische Umfang unsicher. Conodonten treten nur spärlich auf. Im Bereich des oberen Tiefen- ~3 bachgrabens konnte an zwei Punkten in basalen Antei- @4l"'Sl len Oberems-Alter (Icriodus corniger ssp. und Latericriodus sp.), am Hochlantsch-Südabfall aus dem mittleren Be- ~5 reich der Folge Eifelium (Icriodus struvei) nachgewiesen werden. Die reiche Makrofauna der SteinentnahmesteI- Sarrandeischichten le beim Gh. Pierer spricht nach FLÜGEL(1971, 1972) für .....300m Eifelium. FLÜGEL (1980) beschreibt aus diesem Auf- Abb. 4: Lithostratigraphische Gliederung der Tyrnauer Alm- schluß Calceola sandalina. Formation am Süd abfall des Hochlantsch. 1 = Kalk; 2 = Dolo- Die Barrandeischichten am Hochlantsch dürften somit mit; 3 = Vulkanit; 4 = Sandstein; 5 = Rauhwacke. wie auch in der näheren Umgebung von Graz (HAFNER, 1983) den Zeitbereich Oberems bei Eifel einnehmen. Die graublauen, bis dunkelgrauen, dichten Z. T. bi- tuminösen Kalke sind meist fossilreich (Taf. 2, Fig. 5, 6). Es treten verschiedenste Korallen (Favosites grandis 1.1.4. Tyrnauer Alm-Formation, HERITSCH,Favosites styriacus styriacus PENECKE,Grypophyllum Der Begriff der Calceolaschichten (PENECKE,1889) frech! BIRENHEIDE?, Sociophyllumy sp., lelophyllia ? cornu- wird, da FLÜGEL(1980) zeigen konnte, daß Calceola san- vaccinum (PENECKE)det. H. W. FLÜGEL,vgl. auch FLÜGEL, dalina bereits in den Barrandeischichten auftritt, durch 1971, 1975) sowie Stromatoporen, Crinoiden und nicht "Tyrnauer Alm-Formation" ersetzt, wobei die Ty- näher bestimmbare Schalenklaste auf. In tieferen Antei- puslokalität "Tyrnauer Alm" östlich der Roten Wand len des oberen Member sind die gut gebankten Kalke liegt (GOLLNER & ZIER, 1982; FLÜGEL & NEUBAUER, oft fleckig dolomitisiert, zum Teil auch mergelig und 1984). In diesem Bereich ist - wie bereits CLAR et al. ähneln sehr stark den Barrandeischichten, wobei je- (1929) feststellte - eine Zweigliederung der bis 500 m doch matrixfreie Biogenschuttkalke seltener auftreten mächtigen Folge in ein tieferes, vorwiegend dolomiti- und der silici-klastische Anteil geringer ist. Im Süden sches und ein hangendes, vorwiegend kalkiges Member sind im Hangenden überwiegend massige bzw. schlecht möglich, wobei im Grenzbereich, aber auch innerhalb gebankte, dunkel- bis hellgraue, reinere Kalke, die all- der kalkigen Schichtfolge, Vulkanite (vorwiegend Pyro- mählich in den Hochlantschkalk überleiten, entwickelt. klastika) eingeschaltet sind. Im Raum Teichalm - Tie- In beiden sind autochthone Korallen-Stromatoporen As- fenbachgraben ist eine entsprechende, allerdings gerin- soziationen häufig. Im Raum Teichalm-Tiefenbachgra- ger mächtige (etwa 150 m) Entwicklung ausgebildet. ben fehlen die hellen reinen Kalktypen, sodaß eine fa- Die Vulkanite (vorwiegend Ergußgesteine) treten hier zielle Vertretung durch die im Hangenden folgende Za- lagenkonstant im Grenzbereich zwischen unterem und chenspitzformation wahrscheinlich ist. Dafür spricht oberem Member auf. auch die geringere Mächtigkeit in diesem Raum. Das untere Member wird dominiert von Dolomiten, Charakteristisch ist in diesem Bereich das Auftreten die große Ähnlichkeit zur Dolomitsandsteinfolge zeigen. von zwei lateral weit verfolgbaren, 10 bis 20 m mächti- Wie dort findet sich eine zyklische Wechsellagerung gen Metabasishorizonte, die durch mehrere m mächti- (Taf. 3, Fig. 1) dunkelgrauer, körniger, dickbankiger, two ge, Z. T. fossilführende Kalke und/oder Dolomite ge-
48 trennt sind. Es handelt sich um grüngraue bis dunkel- Sekundäre Veränderungen wie Umwandlung der AI- grüne, dichte bzw. sehr feinkörnige, massige Ergußge- kalifeldspäte in Schachbrettalbite, Serizitisierung der steine, die oft ein porphyrisches Gefüge mit bis 5 mm Feldspäte und Pyroxene, Bildung von Karbonat und großen Feldspat- und Pyroxeneinsprenglingen zeigen. leukoxen etc. haben den Chemismus verändert, sodaß In den intensiv zerscherten und sekundär stark verän- eine Interpretation erschwert wird. derten Gesteinen sind vereinzelt Fließtexturen und ?Pil- Von den zuvor erwähnten sowie von zwei weiteren, lowstrukturen zu erkennen. lokal treten massige Man- ebenfalls aus der Tyrnauer Alm-Formation stammenden delsteine mit z. T. über 1 em großen vorwiegend karbo- Proben, bestimmt KOLMER (1978) die Ti-, Sr-, Y- und natisch gefüllten Blasen auf. Zr-Gehalte. Ihm zufolge entspricht die Verteilung dieser Neben den von WELISCH (1910) veröffentlichten che- Elemente im weiteren Sinn jener von Insel- oder Kon- mischen Analysen vulkanitischer Gesteine vom Hoch- tinentalbasalten ("within plate basalts"). lantsch, die infolge fehlender bzw. ungenauer Fundort- Aus den Gehalten von relativ inmobilen Elementen bezeichnungen keiner stratigraphischen Einheit zuge- wie Ti02' P20S usw. ergibt sich ein alkalischer Trend, ordnet werden können, liegen aus den Metabasiten der der zusammen mit der Subsidenzentwicklung auf ein Tyrnauer Alm-Formation drei Analysen (Tab. 1), durch- Rifting hindeutet. An der Basis des liegenden Metabasits sind mehrere m mächtige, grünlichgraue, feinschichtige, pyroklasti- Tabelle 1: Chemische Analysen der Proben F 10, F 11, F 12 sehe Sedimente ausgebildet, wobei lapillituffe, Aschen- (Hauptelemente in %, Spurenelemente in ppm). tuff(it)e und tuffitische Sedimente wechsellagern (SCHMID, 1981; FISHER & SCHMINCKE, 1984). Nr. : F 10 F 11 F 12 Dagegen sind im Süden des Hochlantsch Ergußge- steine se/te'n. Es dominieren lateral rasch auskeilende Si02 47,46 48,28 45,35 bis zu 30 m mächtige Pyroklastika, wobei verschieden- ste Typen von pyroklastischen Brekzien (neben vulkani- Ti02 3,03 2,75 3,76 tischen Komponenten auch bis dm große Kalkgerölle A1 0 18,24 17,99 16 ,11 2 3 führend), lapillituffe, Aschentuffe und tuffitische Sedi- Fe203 10,18 9,84 13,07 mente auftreten. MnO 0,12 0,14 0,14 Das untere dolomitische Member entspricht litholo- MgO 3,98 3,66 4,87 gisch der Dolomitsandsteinfolge und wird wie diese als zyklische peritidale Entwicklung (flach subtidal bis su- CaO 6,73 8,43 6,15 pratidal) angesehen. Diese fazielle Interpretation läßt 3,7 Ma20 4,39 2,77 eine Deutung der Rauhwacken als ursprüngliche Dolo- 1,22 mit/Anhydrit bzw. Gips-Wechsellagerung (MÜLLER, K20 1,49 1,62 1982) als möglich erscheinen. Die überwiegend gering P205 0,48 0,45 0,41 detritischen Kalke des oberen Member werden infolge Glv. 3,59 2,46 6,09 --- der Ausbildung von Korallen-Stromatoporen Biostro- 99,42 99,19 100,34 men, der hohen Fossilhäufigkeit, der häufigen Mikriti- sierung der Komponenten, der mikritischen Matrix Ba 255 312 231 (mud-support), der geringen terrigenen Beeinflussung und dem Hervorgehen aus Dolomiten der Gezeitenebe- Co 37 41 49 ne als Bildung eines ruhigen, flach subtidalen, gut Cr 52 42 51 durch lichteten Environments gedeutet. Für verschie- Cu 24 28 62 dentlich höhere Wasserenergie spricht die seltene Aus- bildung von matrixfreien Biogenschuttkalken. Ni 73 69 87 Demzufolge ist innerhalb der Tyrnauer Alm-Formation Sr 359 675 272 eine transgressive Tendenz vom Gezeitenbereich in V 245 230 297 eine flach subtidale Fazies zu erkennen (Abb. 3). Rb 18 20 24 Da wie in den Barrandeischichten eine moderne Be- arbeitung der Makrofauna mit Ausnahme der Bestim- geführt vom "Centre National de la Recherche Scientifi- mungen von FLÜGEL (1971) und der zuvor angeführten que de Recherches Petrographiques et Geochimiques", Korallenfauna fehlt, ist der biostratigraphische Umfang vor. Die drei Proben mit den Bezeichnungen F10, F11 unsicher. FLÜGEL (1971) nimmt an, daß die Folge zur und F12 wurden von H. W. FLÜGEL westlich des Breit- Gänze dem tieferen Givet angehört. Die wenigen Cono- aimkreuzes in unmittelbarer Nähe der Kote P1345 ge- dontenfunde stützen diese Ansicht, wobei jedoch nicht nommen, wobei erstere aus dem hangenden und die auszuschließen ist, daß basale Anteile noch dem Eife- beiden anderen aus dem liegenden Metabasithorizont Iium angehören. Neben einigen Fundpunkten mit Mittel- stammen. Die von F. NEUBAUER durchgeführte Berech- devon-Durch/äuferformen (Polygnathus linquiformis ssp., nung des modalen Mineralbestands (Rittmann-Norm) nicht näher bestimmbare Icrioden), konnte am Fuße ergab nach dem QAPF-Diagramm (STRECKEISEN, 1980) des Röthelsteins, ca. 150 m unter der Hangendgrenze folgende Zuordnung: Givetium (varcus Zone aufgrund von Latericriodus lateri- crescens latericrescens, I. brevis und I. difficilis) nachgewiesen werden. Wenige m über dem Metabasit, der nördlich Probe: Annahme 0 % CO2 Annahme 2 % CO2 der Zechnerhube auftritt, konnte mit Hilfe von Eognatodus F 10 leukoolivinbasalt Tholeiitischer Hawaiit b. bipennatus, Icriodus Iindensis, I. obliquimarginatus tieferes F 11 Olivinhawaiit Tholeiitischer Hawaiit Givetium (ensensis Zone bis tiefere varcus Zone) be- F12 Olivinführ. Mugearit Quarzführ. latibasalt legt werden.
49 Das stratigraphische Hangende der Tyrnauer Alm- sind häufig kleine (mm-Bereich und darunter) Dolomit- Formation bildet im südlichen Bereich der Hochlantsch- aggregate vor allem innerhalb echinodermatenreicher kalk, im Raum Teichalm - Tiefenbachgraben die Za- Lagen ausgebildet. Dagegen treten Gesteine mit ge- chenspitzformation. Dies ist auf eine teilweise fazielle schlossenem Dolomitgefüge nur untergeordnet auf. Die Vertretung beider zurückzuführen. grauen, grobspätigen, nicht schichtgebundenen Gestei- ne sind Bildungen der späten Diagenese (RICHTER, 1974; FÜCHTBAUER& MÜLLER,1977, u. a.). Ihre Mäch- 1.1.5. Zachenspitzformation tigkeit beträgt meist wenige m, kann aber auch mehrere Der Begriff der Quadrigeminumbänke (HERITSCH, 10er m erreichen. 1917) wird durch Zachenspitzformation ersetzt, Die Schichtfolge des "westlichen Member" ist benannt nach der Zachenspitze (P1601), östlich des aus geflaserten und geschichteten Kalken, verschiede- Hochlantschgipfels (Taf. 4, Fig. 1). Schon FLÜGEL & nen pyroklastischen Sedimenten und untergeordnet ge- SCHIMUNEK(1961) führen an, daß bei einer Eingliede- ring mächtigen, feinblättrigen, schwarzen Tonschiefern rung in die chronologische Skala eine Neubenennung aufgebaut. Die grauen dichten Kalke führen neben dieser Einheit zu erwägen wäre, da die Bezeichnung Echinodermaten pelagische Mikrofossilien (Conodon- "Quadrigeminum Bänke" insofern irreführend ist, da He- ten, Tentakuliten) sowie vereinzelt Fragmente riffbilden- xagonaria quadrigemina in diesen Schichten nicht nachge- der Organismen. Die Pyroklastika treten in mindestens wiesen werden konnte. zwei verschiedenen Horizonten als mehrere m mächti- Entgegen GOLLNER& ZIER (1982) werden jedoch die ge grünlich graue, braun verwitternde Lapilli- oder im Hangenden auftretenden oberdevonen Flaserkalke Aschentuff(it)e auf. Übergänge zu den Kalken sind im aufgrund ihrer Iithofaziellen Ausbildung von der Za- Gelände beobachtbar. chenspitzformation abgetrennt und zu den Steinberg- kalken gestellt. Das Environment der Zachenspitzformation wird als Innerhalb der Zachenspitzformation können zwei fa- flach subtidaler, zumindest leicht eingeschnürter Ruhig- ziell unterschiedliche Member getrennt werden. Den bei wasserbereich mit einzelnen Riffknospen gedeutet, wo- weitem überwiegenden Anteil nimmt eine, vor allem im bei Hinweise für zeitweilige offenmarine Einflüsse Osten des Aufnahmegebietes aufgeschlossene bis etwa ("westliches Member") zu erkennen sind. 300 m mächtige kalkige Entwicklung ein ("östliches Die massigen Kalke werden aufgrund der Ausbildung Member"). Basale Anteile desselben verzahnen sich im von autochthonen bis parautochthonen Gerüstbildnern Westen mit einer max. 80 m mächtigen heterogenen und der "Iinsenfömrigen" Geometrie als biohermale Bil- Folge von Kalken, Tuff(it)en und Tonschiefern ("westli- dungen angesehen, wobei jedoch in den meist sehr rei- ches Member"). nen Kalken infolge starker Umkristallisation biogene Das "östliche Member" ist, abgesehen von einem und sedimentäre Strukturen weitgehend verwischt sein wenige m mächtigen, lateral rasch auskeilenden Tuffho- können. Die dominierenden Gerüstbildner waren meist rizont am Zachenspitz Südostkamm, aus Karbonatge- Stromatoporen. Nur im Bereich der Zachenspitze und steinen aufgebaut, wobei Kalke gegenüber Dolomiten des Wöllingergrabens dominieren Hexagonarien. Die in bei weitem dominieren. Eine gröberklastische, terrigene verschiedener Position gesteinsbildend auftretenden Beeinflussung ist nicht festzustellen. Amphiporen werden als z. T. aufgearbeitete Rasen ge- Es treten verschiedenste Kalktypen auf, die sich late- deutet (Taf. 4, Fig. 5). ral wie vertikal rasch vertreten. Hellgraue bis braun- Letztgenannte sind nach KOVAN (1964), KREBS graue, dichte, z. T. auch spätige, meist fossilarme (nur (1974), WILSON(1975), BURCHETTE(1981) u. a. typisch lokal Gastropoden und Echinodermaten führend) Kalke für eine eingeschnürte flach marine Fazies, in die sich dominieren, wobei feinschichtige Typen mit tonigen Be- die Bildung von Calcisphären und Peloiden, die teilwei- lägen auf den Schichtflächen mit allen Übergängen bis se Mikritisierung der Komponenten sowie das Fehlen hin zu dickbankigen Kalken wechsellagern. Morpholo- pelagischer Faunenelemente einfügt. Dies erklärt auch gisch als Felsköpfe treten bis max. 30 m mächtige, die Abwesenheit von Conodonten (CHATTERTON,1976). massige (hell-) graue, oft spätige Kalke deutlich hervor, Die Sedimentation von mikritischem Kalkschlamm wobei es lateral rasch zur Vertretung durch geschichte- spricht für Ruhigwasserbedingungen, wobei die Bioher- te Karbonatgesteine kommt. Im dm-Bereich sind darin me mit Stromatoporen möglicherweise über die Weilen- des öfteren massive und seltener dendroide Stromato- basis reichten (vgl. LECOMPTE,1970; WILSON, 1970). poren ?in situ beobachtbar (Taf. 4, Fig. 2, 3). In ver- Davon abweichend ist die Fazies des "westlichen schiedener Position sind immer wieder wenige m bis Member" durch das Auftreten von pelagischen Faunen- mehrere 10er m mächtige, gebankte (cm-dm-Bereich), elementen (Tentakuliten und Conodonten) zusammen dunkelgraue, z. T. bituminöse reichlich biogenführende mit. Fragmenten gerüstbildender Organismen, von Fla- Kalke ausgebildet. Lokal sind diese Gesteine auch ser- und Knollenkalken, von einer meist mikritischen massig und morphologisch in Form von Felsköpfen aus- Matrix, von Peloiden sowie durch eine typische Cono- gebildet, wobei vor allem das Blockwerk an der Basis dontenfauna, in der polygnathiforme Elemten gegen- dieser Felswände durch den Fossilreichtum auffällt. über icriodoniformen Elementen im Verhältnis zwischen Neben Stromatoporen, Amphiporen, Gastropoden 3:1 und 10:1 dominieren, als offenmarines, flach subti- (Tat. 4, Fig. 4), Zweischaler, Echinodermaten, Ostrako- dales, niedrig energetisches Environment zu interpretie- den und Foraminiferen finden sich verschiedenste Ko- ren (CHATTERTON,1976; WILSON,1975; E. FLÜGEL,1982 rallen (dendroide und massive Tabulata, Helioliten, soli- u. a.). täre Rugosa und Hexagonarien). Letztere für die Za- Die Zachenspitzformation dürfte großteils höheres Gi- chenspitzformation typische Koralle, die vor allem im vetium vertreten. Dafür spricht neben der stratigraphi- Bereich des Wöllingergrabens in 1120 m Sh. gehäuft schen Postion, das Auftreten zeitlich entsprechender als mehrere dm3 große Stöcke auftritt, wurde als Hexago- Korallen (FLÜGEL, 1971, 1975) sowie die Conodonten- naria darwini bestimmt (F. MAYR, 1982). In den Kalken funde im "westlichen Member". Von 15 conodontenfüh-
50 renden Proben konnten 8 der varcus-Zone (durch das tektonisch von Gesteinen der Zachenspitzformation Auftreten von Polygnathus ex. gr. "P. varcus" und dem Feh- überlagert. Dieser Schuppenbau dürfte auch für geringe len oberdevoner Elemnte) zugeordnet werden. Einige laterale Verbreitung verantwortlich sein (Abb. 1). schlecht erhaltene Bruchstücke von Polygnathus xylus en- Die Schichtfolge wird von im cm Bereich geflaserten sensis und Polygnathus? pseudofoliatus zusammen mit Poly- und geschichteten, selten auch im dm Bereich gebank- gnathus xylus xylus könnten als Hinweis für die mittlere ten, dichten, grauen Kalken mit Tentakuliten (im dol), varcus-Zone gewertet werden. Conodonten und vereinzelt Echinodermatenresten auf- Das stratigraphisch Liegende der Zachenspitzforma- gebaut. tion bildet die Tyrnauer Alm-Formation (tieferes Givet), Das Auftreten dieser Mikrofossilien, das Fehlen riffbil- das stratigraphisch Hangende einerseits der oberdevo- . dender Organismen, die feinkörnige Matrix, die Flase- ne Steinbergkalk (dol-doll), andererseits der sich mit rung der Kalke, die Übereinstimmung mit den Stein- den höheren Anteilen der Zachenspitzformation verzah- bergkalken der näheren Grazer Umgebung (BUCHROITH- nende Hochlantschkalk (höheres Givet - doll/doll I). NERet aI., 1979; EBNERet aI., 1980) spricht für einen Oberdevon konnte innerhalb der Zachenspitzformation offen marinen, tieferen (? unterhalb der gut durchlichte- nicht nachgewiesen werden. Da in den letzten Jahren ten Zone) subtidalen Ruhigwasserbereich mit einer ge- innerhalb der Rannachfazies der heterochrone Charak- ringen Sedimentationsrate (innerhalb eines etwa 8 m ter der Grenze Kanzelkalk Steinbergkalk nachgewiesen mächtigen Profils konnten im Zeitraum dola bis dolla werden konnte (vgl. EBNERet aI., 1980; HAFNER,1984), nahezu sämtliche Zonen belegt werden, was einer wären ähnliche Verhältnisse auch am Hochlantsch durchschnittlichen Zonenmächtigkeit von 1,5 m ent- denkbar. spricht). In diese fazielle Interpretation fügt sich die Co- nodontenfauna ein, in der die Gattungen Ancyrodella und Im Bereich des Tiefenbachgrabens tritt an der Basis Palmatolepis dominieren, Icriodus selten auftritt und Ancyro- der Hochlantschdecke im Liegenden der Tyrnauer Alm- gnathus (typisch für den riffnahen Flachwasserbereich) Formation eine an die 100 m mächtige Folge auf, die nahezu vollständig fehlt (KLAPPER & ZIEGLER, 1979; HERITSCH(1917) als "auffallendes Kalkband" (seiner SCHUMACHER,1976). Ansicht vom Mooskogel bis in den Zachenspitz Nord- Der Steinbergkalk besitzt einen biostratigraphisch hang streichend) bezeichnete und infolge von Fossil- nachgewiesenen Umfang vom dola bis dolla. Folgende funden am Mooskogel (östlich des hier beschriebenen zeitliche Einstufungen waren möglich (mit wichtigen Gebietes) in das Barrandeiniveau stellt. Leitformen aus 6 verschiedenen Proben): Neben der regionalgeologischen Situation spricht die hermanni- bis mittlere asymetricus-Zone lithologische Übereinstimmung mit Gesteinen des ."öst- lichen Member" und der Biogeninhalt (u. a. durch das (Polygnathus cristatus) Auftreten von für die Zachenspitzformation charakteri- - obere asymetricus- bis untere An. triangularis-Zone stischen Hexagonarien) für die Zugehörigkeit zur Za- (Ancyrodella nodosa, Ancyrodella rotundiloba rotundiloba + chenspitzformation, wobei der lithostratigraphische Ver- alata, Polygnathus ancyrognathoideus) - An. triangularis- bis unteren gigas-Zone band (vom Liegenden ins Hangende: Zachenspitzfor- mation, oberes Member der Tyrnauer Alm-Formation, (Ancyrodella buckeyensis, A. gigas, A. nodosa, Palmatolepis unteres Member der Tyrnauer Alm-Formation, Barran- punctata) - gigas-Zone deischichten, Dolomitsandsteinfolge) für eine inverse Abfolge spricht. Sedimentologische Nachweise etwa in (Palmatoleis gigas, Pal. punctata vel unicornis) Form von Geopetalgefügen konnten nicht erbracht wer- - ?triangularis-Zone den. Nach derzeit laufenden Untersuchungen dürfte (Palmatolepis ? triangularis) - obere crepida-Zone das "auffallende Kalkband" nicht bis zum Mooskogel streichen sondern wenige 100 m östlich des Tiefen- (Palmatolepis glabra pectinata, Pal. tenuipunctata) bachgrabens tektonisch enden. (Die Zachenspitzformation steht in unmittelbarem Zu- 1.1.7. Hochlantschkalk sammenhang mit der Schichtfolge des Schweinegg, Der massige bis etwa 800 m mächtige Hochlantsch- südlich des Mixnitzbachs ["Schweinegg-Kalk": GOllNER kalk (C. ClAR, 1871) zeichnet sich infolge seiner Fels- & ZIER, 1982]. Diese Gegebenheit spricht nach Ansicht wand bildungen als weithin sichtbares Schichtglied der des Erstautors für die Zugehörigkeit des Schweinegg- Hochlantschgruppe aus. Es handelt sich um eine mono- Kalks zur Zachenspitzformation (GOllNER, 1984). Da- tone Kalkentwicklung, in der Dolomite und klastische gegen betrachtet der Zweitautor den "Schweinegg- Gesteine fehlen. Vulkanitische Einschaltungen (Tuffe Kalk" aufgrund der Stellung am Schweinegg-Südhang bzw. massige Mandelsteine) treten in geringer lateraler zwischen Dolomiten der Dolomitsandsteinfolge und der Verbreitung an zwei Stellen südlich des Mixnitzbachs Tyrnauer Alm-Formation als Äquivalent der Barrandei- auf. Typisch für den Hochlantschkalk sind zahlreiche, schichten. Eine Klärung dieses Problems ist erst durch meist nicht schichtgebundene Farbvariationen, die von Untersuchungen, die über den hier dargestellten Be- hellgrau (dominant), blaugrau, rötlich, bräunlich bis zu reich hinausgehen, sowie durch eine Bearbeitung der dunkelgrau reichen. Ein weiteres charakteristisches Makrofauna zu erwarten). Merkmal ist die Bildung von roten (Eisenoxidhydrat) Be- lägen längs von Klüften, Bankungsfugen, Störungen und Stylolithen. Der Hochlantschkalk ist massig, lokal 1.1.6. Steinbergkalk auch im m bis 1a m Bereich gebankt und nur äußerst Der max. 15 m mächtige Steinbergkalk ist nur am selten dünnschichtig ausgebildet. Hochlantsch Nordabfall in einer lateralen Verbreitung In den reinen, rückstandsarmen Kalken sind gegen- von ca. 500 m zwischen Wöllingergraben und Lantsch- über den anderen Schichtgliedern der Hochlantschgrup- mauern ausgebildet. Er wird hier infolge interner Ver- pe verstärkten Umkristallisationserscheinungen zu be- schuppung der Hochlantschdecke (Kap.3.; Abb. 1,8) obachten. Es dominieren spätige bis grobspätige Ty-
51 pen, wärend dichte (mikritische) Gesteine nur selten Westwand sowie ein Conodontenfundpunkt (mit mittel- auftreten. Im Westen, wo der Hochlantschkalk der kri- devonen Polygnathen) aus der unteren Bärenschütz stallinen Basis tektonisch auflagert, zeigt er entlang hin. Südlich des Mixnitzbachs konnten im Bereich des dieser Grenze lokal in einem wenige m mächtigen Röthelstein-Gipfels und am Fuße der Roten Wand Streifen ein grobkristallines Gefüge mit bis cm große Oberdevon (dol und doll/lll) conodontenstratigraphisch . ~.alzitkristallen. nachgewiesen werden . 'Innerhalb des Hochlantschkalks sind häufig Brekzien- Der damit belegte stratigraphische Umfang (hohes bildung~n zu beobachten, die auf Drucklösung ("Stylo- Givet bis doll/III) weist auf eine weitgehende Vertretung brekzien") und/oder tektonische Durchbewegung ("Ka- mit der Zachenspitzformation und dem Steinbergkalk taklasite") zurückzuführen sind (LOGAN & SEMENIUK, (höheres Givet bis doll) hin. Der Übergang der Zachen- 1976; RICHTER& FÜCHTBAUER,1981). spitzformation in den Hochlantschkalk ist am Hoch- An verschiedenen Stellen sind Anreicherungen von lantsch Nordabfall knapp westlich des Wöllingergrabens bis cm großen, authigenen Quarzen (bis zu 14 Vol.-%) zu erkennen (Übergang der gebankten Kalke in die anzutreffen (Taf. 5, Fig. 3,4). Die idiomorphen Kristalle massigen Felswände des Hochlantsch), wobei die sind stengelig langprismatisch (durchschnittlicher Län- Hochlantschkalke gegen das Hangende vorgreifen. gen-Breiten Index 4,8 : 1), während in salinarem Milieu Dies deutet darauf hin, daß in diesem Bereich weite gebildete Quarze nach GRIMM(1964) einen gedrunge- Teile des Hochlantschkalks dem Givetium angehören. nen Habitus aufweisen (LIB-Index 1-3,5 : 1). Die Quar- Dagegen läßt die Lage der stratigraphischen Fixpunkte ze werden als spätdiagenetische, prätektonische (Kata- im Bereich des Röthelsteins, unter Ausschluß eventuel- klase und Rotation der Quarze) Bildungen betrachtet, ler tektonischer Komplikationen, ein etwa 600 m mäch- wobei die kieselsäurereichen Porenlösungen in Zusam- tiges Oberdevon konstruieren (GOLLNER& ZIER, 1982), menhang mit dem Vulkanismus (siehe oben) stehen wobei jedoch auf die nur spärlichen stratigraphischen könnten. Daten hingewiesen werden muß. Dagegen beträgt die Charakteristisch für den Hochlantschkalk ist das Auf- Mächtigkeit der benachbarten, in etwa den gleichen treten von Amphiporen, die sowohl in basalen wie auch Zeitraum einnehmenden Steinbergkalke nur wenige m. in hangenden Anteilen in gesteinsbildender Häufigkeit Bemerkenswert ist weiters die Kontinuität der Sedimen- vorzufinden sind (Taf. 5, Fig. 1). Neben den Amphipo- tationsbedingungen bis ins tiefere Famenne, während ren sind massive Tabulata und Stromatoporen (? in si- in den übrigen flach marinen Entwicklungen des Grazer tu) an mehreren Stellen in einer Anschnittlänge von Paläozoikums ein deutlicher Fazieswechsel im weiteren mehreren m, weiters dendroide Tabulata, solitäre und dm/do Grenzbereich hin zu einem pelagischen Environ- stockbildende Rugosa (letztere nur im oberdevonen An- ment stattfindet (EBNER et aI., 1980; HAFNER, 1984). teil nachgewiesen) zu beobachten. Untergeordnet tre- Diese Gegebenheiten sowie der ausgeprägte Vulkanis- ten Crinoiden, Gastropoden, Zwei schaler und Foramini- mus deuten auf eine beginnende Blockbildung ("rif- feren auf (Taf. 5, Fig. 2). ting") im Grazer Paläozoikum während des Givetiums Die Hauptmasse des Hochlantschkalks scheint je- hin. doch fossilleer zu sein, wobei allerdings organische Strukturen bedingt durch die starken Umkristallisations- 1.1.8. Mixnitzer Karbon erscheinungen verwischt sein mögen (KREBS, 1974). Östlich von Mixnitz am Fuße der Nordabstürze der Dies läßt sich an Hand von Amphiporen führenden Kal- Roten Wand und des Röthelsteins folgt über einem Ero- ken zeigen, wo sämtliche Übergänge von deutlich und sionsrelief des Hochlantschkalks das Mixnitzer Karbon. scharf ausgebildeten bis zu unscharf begrenzten, kaum Die Sedimentation beginnt mit einer cm bis dm mächti- noch von der Matrix unterscheidbaren Amphiporen vor- gen Trangressionsbrekzie, die eine Conodontenmisch- liegen. fauna mit Elementen des doll/III und cull enthält. Das Eine mikrofazielle Typisierung ist aus diesen Grün- Fehlen von Conodonten des dazwischen liegenden Be- den problematisch. Nach KREBS (1974), E. FLÜGEL& reichs wird mit einer Heraushebung, Deformation (Kluft- HÖTZL(1976), BURCHETTE(1981) u. a. sind Amphiporen bildung) und Erosion (lokal bis ins dol) in Zusammen- Indikatoren für eine sehr flache (weniger als 20 m) hang gebracht. Über der Brekzie folgen graubraune kaum bewegte, häufig eingeschnürte "Backreef-Fa- bzw. rötliche, massige oder gebankte, etwa 100 m zies". Conodonten treten nur äußerst selten auf. Nach mächtige Karbonkalke (Tournai bis Namur B), die tekto- CHATTERTON(1976) ist dies ebenfalls typisch für einen nisch bedingt in dreifacher Schichtwiederholung auftre- flachen, zumindest two eingeschnürten Ablagerungs- ten. Im oberen Vise kommt es wie in der Rannachfazies raum. Pelagische Faunenelemente fehlen. Eine terrige- zur Hornsteinbildung. Das Mixnitzer Karbon wird als ne Beeinflussung ist nicht festzustellen. Auch in den eine über den gesamten Zeitraum hinweg andauernde stratigraphisch jüngsten Abschnitten (dol-doll/III) wei- pelagische Entwicklung (Cephalopoden und Radiolarien sen biohermale Bildungen stockbildender Rugosen führende Kalke - Taf. 5, Fig. 5,6) gedeutet. Dies steht (Dendrostella sp. FLÜGEL,1984) sowie Stromatolithen auf wie bereits erwähnt im Gegensatz zur Rannachfazies, die Flachwassernatur des Sedimentationsraumes hin. in der die unterkarbonen, pelagischen Sanzenkogel- Zusammenfassend wird der Hochlantschkalk als Bil- schichten von einer als Flachwasserentwicklung gedeu- dung eines sehr flachen, subtidalen, möglicherweise teten Oberkarbonentwicklung (Schichten der Dult) über- eingeschnürten, gut durch lichteten Environments mit lagert werden. Amphiporen-Rasen und biohermalen Bildungen gedeu- Eine ausführliche Beschreibung ist bei ZIER (1981, tet. Das Liegende des Hochlantschkalks bilden die Tyr- 1983) zu finden. nauer Alm-Formation bzw. basale Anteile der Zachen- spitzformation (Abb.1). Im Hangenden transgrediert über einer Schichtlücke das Mixnitzer Karbon. 1.2. Laufnitzdorfer Gruppe Auf mitteldevones Alter weisen die von HERITSCH (1917) beschriebenen Helioliten aus der Röthelstein Zur Laufnitzdorfer Gruppe sind die in unterschiedli-
52 cher tektonischer Position auftretende Hackensteiner- Formation (Givetium) wahrscheinlich erscheint. Im und Harrbergerformation zu stellen (vgl. Abb. 1). An der Oberdevon kommt es möglicherweise zur faziellen An- Typuslokalität im Raum Laufnitzdorf, westlich des hier gleichung unter Bildung von pelagischen Flaserkalken beschriebenen Gebietes kann erstere, den Zeitbereich in beiden Bereichen. Llandovery/Wenlock bis Ems umfassende Formation in ein unteres, mittleres und oberes Member gegliedert 1.3.1. Tektonische Position werden. Am Hochlantsch Nordabfall ist nur das mittlere der "Kalkschieferfolge" und obere Member (Obersilur bis Ems) in einer maxi- malen Mächtigkeit von etwa 300 m entwickelt. Die bis Da die tektonisch tieferen Einheiten ("Kalkschieferfol- 200 m mächtige Folge, die im SW-Teil des Hoch- ge" , Laufnitzdorfer Gruppe) am Westrand des Hoch- lantschgebietes (Heuberggraben, Wetterbauersattel) lantschstocks amputiert werden (vgl. Abb. 1), ist eine auftritt, wird aufgrund lithologischer Vergleiche dem direkte Verbindung der im Norden ausgebildeten mittleren Member zugerechnet. Biostratigraphische Hin- Schichten mit denen im Süden nicht möglich. Allerdings weise liegen nicht vor. tritt die "Kalkschieferfolge" an der Nordseite wie auch Die ca. 70 m mächtige Harrbergerformation besitzt an der Südseite in gleicher tektonischer Position einmal einen stratigraphischen Umfang von Oberems bis ins als Basis des Paläozoikums über dem Gleinalmkristallin Oberdevon (dol), wobei im Bereich der Typuslokalität zum anderen Mal über Gesteinen der Laufnitzdorfer eine zumindest zweifache 'Schichtwiederholung mit Folge auf. Die tektonisch tiefere Folge bildet einen Teil einer aufrechten Unter- bis Mitteldevon umfassenden der "Gschwendtformation" (TSCHELAUT,1984a, FLÜGEL "Liegendschuppe" und einer aufrechten Unter- bis & NEUBAUER,1984). Da die tektonisch höheren "Kalk- Oberdevon umfassenden "Hangendschuppe" nachge- schieferfolgen" des südlichen und nördlichen Bereichs wiesen werden konnte. beträchtliche Iithologische Unterschiede aufweisen und Als Ablagerungsraum ist für den gesamten Zeitraum auch ihre primäre Verknüpfung fraglich erscheint (Kap. vom Obersilur bis ins Oberdevon eine mehr oder min- 3.), wird von einer nominellen Zusammenfassung abge- der gleichbleibende, tiefer marine, pelagische Ruhig- sehen. Als informelle Arbeitsbegriffe werden daher für wasserfazies in Betracht zu ziehen. Ein charakteristi- den südlichen Bereich die Bezeichnung "Heubergfor- sches Element dieser Entwicklung sind Radiolarien füh- mation" , benannt nach dem Heuberg südöstlich von rende Lydite (Taf. 6, Fig. 3), die vom Obersilur bis ins Mixnitz (Abb. 1) und für den nördlichen Bereich die Be- Emsium verbreitet sind. zeichnung "Koglerformation" nach dem Gh. Kogler süd- Eine ausführlich Beschreibung ist bei GOLLNER lich von St. Erhard (Abb. 1) eingeführt. (1981), GOLLNERet al. (1982) und TSCHELAUT(1984a) Die "Gschwendtformation" bildet vermutlich die strei- zu finden. Innerhalb der Laufnitzdorfer Gruppe sind chende Forsetzung der nordwestlich des Arbeitsgebie- auch die in diesem Raum auftretenden Vererzungen tes ausgebildeten Hochschlagformation (THALHAMMER, (am Hochlantsch Nordabfall der in Betrieb stehende 1982; FLÜGEL& NEUBAUER,1984), was eine Zusam- Magnesitbergbau [GOLLNER,1985] und die einst bebau- mengehörigkeit dieser Folgen wahrscheinlich macht. ten manganhältigen Toneisensteine, sowie im Heuberg- Von einer nominellen Zusammenfassung wird abgese- graben an Vulkanite gebundene, einst genutzte Häma- hen, da derzeit laufende Untersuchungen eine Klärung titvererzungen) anzutreffen (Abb. 1). erwarten lassen. In der Position der "Heubergformation" tritt am SW- Abfall des Hochlantschgebietes eine isolierte Deck- scholle (Größkogelgruppe) im Hangenden der Laufnitz- 1.3. "Kalkschieferfolge" dorfer Gruppe bzw. der "Gschwendtformation" auf (vgl. Sowohl am Nord- wie auch am Südabfall des Hoch- Abb. 1, 8), die im folgenden trotz Iithologischer und lantschgebietes sind heterogen zusammengesetzte Ab- stratigraphischer Unterschiede aufgrund ihrer Position folgen ausgebildet, die aufgrund ihrer lithofaziellen zur "Kalkschieferfolge" gezählt wird (Abb. 7). Ähnlichkeit zur "Kalkschieferfolge" (CLAR, 1874; vgl. Im hinteren Tyrnauergraben ist die Kalkschieferfolge FLÜGEL,1975 cum lit.; EBNERet aI., 1979, 1980 cum lit.; ("Höllgrabeneinheit") vermutlich schichtparallel der FLÜGEL& NEUBAUER,1984; TSCHELAUT,1984a) zusam- Hochlantschgruppe aufgeschoben. mengefaßt werden. Diese bildet im Unter- und Mitteldevon eine eigen- ständige fazielle Entwicklung neben der extrem flach- 1.3.2. "Geschwendtformation" l marinen, z. T. lagunären Entwicklung der Hochlantsch- "Heubergformation" , "Koglerformation", gruppe und der pelagischen Laufnitzdorfer Gruppe. Als "Höllgrabeneinheit" Hinweis für eine nahe Position von "Kalkschieferfolge" und Hochlantschgruppe könnte die Ausbildung von Charakteristisch für diese Folgen ist das Dominieren mehrere 100 m mächtige Dolomiten am Hochlantsch von gut geschichteten, unterschiedlich gebankten (mm- Südabfall, die denen der Dolomitsandsteinfolge glei- bis dm-Bereich, selten auch im m-Bereich), blaugrauen chen, gedeutet werden. Dafür sprechen auch Profile im bis dunkelgrauen z. T. bituminösen, mit Ausnahme von Bereich der Hubenhalt (südlich des hier dargestellten Echinodermatenklasten fossilieeren Kalken mit unter- Raumes), in denen die "Kalkschieferfolge" vermutlich schiedlicher Quarzsand- bzw. siltführung (Taf. 6, sedimentär von Gesteinen der Hochlantschgruppe (Tyr- Fig. 1). Vor allem in den feinschichtigen Kalken sind nauer Alm-Formation) überlagert wird (HUBAUER,1984). häufig längs der Schichtflächen tonige Beläge ausgebil- In diesem Bereich sind im Hangenden der "Kalk- det. Abgesehen von diesen gemeinsamen Merkmalen schieferfolge" korallenführende Kalke eingeschaltet, sind die Iithologischen Unterchiede in den einzelnen deren Fauneninhalt für Barrandei-Niveau spricht (FLÜ- Verbreitungsgebieten beträchtlich. GEL& HUBAUER,1984), sodaß ein stratigraphischer Ver- Die über das Aufnahmsgebiet gegen SW hinausstrei- band mit der im Hangenden folgenden Tyrnauer Alm- chende "Gschwendtformation" (vgl. TSCHELAUT,1984a)
53 zeigt am Hochlantsch Südabfall eine überaus starke möglicherweise leicht eingeschnürtes (weitgehendes sandige Beeinflussung mit bis zu 30 m mächtigen Fehlen von pelagischen Faunenelementen) Environ- Sandsteinhorizonten, während nördlich des Hoch- ment, welches zeitweise (im Emsium und Eifelium lantsch Ouarzdetritus nur untergeordnet auftritt. nachgewiesen) durch ein offenmarines Flachwasser er- Die bis 700 m mächtige "Heubergformation" beginnt setzt wurde. mit bis 300 m mächtigen Dolomiten, die denen der Do- Der stratigraphische Umfang der "Gschwendt"-, lomitsandsteinfolge der Hochlantschgruppe gleichen. "Kogler"- und "Heubergformation" dürfte Unter- und Erst darüber folgt die typische "Kalkschieferentwick- Mitteldevon umfassen, während die "Höllgrabeneinheit" lung" mit unterschiedlich gebankten Kalken und unter- wahrscheinlich zur Gänze ins Unterdevon zu stellen ist. geordnet karbonatisch zementierten Sandsteinen. Diese Annahme stützt sich auf relativ wenige und weit Die bis 800 m mächtige "Koglerformation" wird domi- verstreute biostratigraphische Fixpunkte, sodaß strati- niert von plattigen, z. T. schwach sandigen Kalken, graphisch belegte Profile, in denen Schichtwiederholun- während Sandsteine und Dolomite nur selten auftreten. gen ausgeschlossen werden könnten, fehlen. In diesem Raum schalten sich im Hangenden wenige Folgende conodontenstratigraphische Fixpunkte lie- 10er m mächtige Biogenschuttkalke und -mergel mit gen vor: Innerhalb der "Heubergformation" konnte Mit- Stromatoporen-, Korallen-, Crinoiden- und Schalenkla- teldevon (eine Probe mit Polygnathus linquiformis linquifor- sten ein. Derartige Kalke und Mergel beschreibt TSCHE- mis) nachgewiesen werden, aus der "Koglerformation" LAUT (1984a) innerhalb der "Gschwendtformation" aus liegt ein Obersilur/Unterdevon- (eine Probe mit spatho- der Umgebung von Röthelstein. gnathodifomren Pa-Elementen dieses Zeitbereichs) und Nördlich wie auch südlich des Hochlantsch sind in ein Eifel-Alter (eine Probe mit Icriodus corniger ssp. und "Gschwendt"-, "Kogler"- und "Heubergformation" late- Polygnathus linquiformis ssp. aus den hangenden Biogen- ral nicht weit verfolgbare Vulkanite in Form gering- schuttkalken) vor. mächtiger (dm bis wenige m), grüner, feinschichtiger Innerhalb der "Gschwendtformation" blieben eigene Metaaschentuffe bzw. -tuffite eingeschaltet. Es könnte Untersuchungen auf Conodonten erfolglos. Dagegen sich um zwei oder drei Horizonte handeln, deren alters- sind aus dem im SW anschließenden Bereich mehrere mäßige Einstufung jedoch unklar ist. Punkte mit Emsium (sowohl innerhalb von Biogen- Die ca. 200 m mächtige "Höllgrabeneinheit" zeigt die schuttkalken wie auch in den typischen Schichtfolgen typische Folge von gut geschichteten, two sandigen Kal- mehrmals nachgewiesen) und Givetium (ein Proben- ken und karbonatisch zementierten Sandsteinen. Bio- punkt) bekannt geworden (TSCHELAUT,1984a). In der genschuttkalke und Vulkanite fehlen. "Höllgrabeneinheit" konnte der Bereich höchstes Ober- Eine fazielle Interpretation dieser "Kalkschieferfol- silur bis Oberdevon (drei Proben mit spathognathodifor- gen" ist schwierig, da fazieskritische Merkmale weitge- men Elementen von Ozarkodina remscheidensis ssp. oder hend fehlen. Pandorenellina steinhornensis ssp. und Ozarkodina excavata exca. Die Interpretation der "Gschwendtformation" als sub- vata) und ein Ems Alter (Pandorenellina steinhornensis stein- tidaler Ablagerungsraum mit wechselnden Strömungs- hornensis) belegt werden. verhältnissen (daraus resultierend die unterschiedliche und rasch wechselnde Führung an Ouarzdetritus) und two reduzierenden Bedingungen (bituminöse Kalke) 1.3.3. Größkogelgruppe (TSCHELAUT,1984a) dürfte auch für die lithologisch sehr ähnliche "Heuberg"- und "Koglerformation" zutreffen. Die ca. 200 m mächtige Größkogelgruppe stellt ein Hinweise auf den Ablagerungsraum liefern die unterge- eigenes tektonisches Element dar (Abb. 1, 8). Sie zeigt ordnet auftretenden "Begleitgesteine" wie Biogen- einen von den übrigen Kalkschieferfolgen abweichen- schuttkalke und frühdiagenetische Dolomite. Erstere den Iithologischen Aufbau. Die Basis bilden, tektonisch treten nördlich des Hochlantsch im Hangendanteil der im Liegenden begrenzt, die etwa 50 m mächtigen Größ- "Koglerformation" auf. Die Ausbildung von Enkriniten kogeldolomite. Es handelt sich um dm-rn gebankte, und Schuttkalken mit cm großen, schlecht sortierten dunkelgraue, grobspätige Dolomite, die Z. T. reichlich und kaum gerundeten Bioklasten, die hohe Diversität Amphiporen führen können. Sandsteine fehlen. Im stra- und Häufigkeit der Organismen, die Ausbildung von Pe- tigraphisch Hangenden folgen die etwa 100 m mächti- loiden und bioturbaten Gefügen, das Dominieren von gen, hell- bis mittelgrauen Größkogelkalke, wobei der Formen der Gattung Icriodus in der Conodontenfauna, Liegendanteil überwiegend massig und der höhere Be- spricht für einen gut durchlichteten, offenmarinen, be- reich im dm-rn Bereich geschichtet ausgebildet ist. Ne- wegten Flachwasseraum mit Biostrom- und Rasenbil- ben Crinoidenschutt treten vor allem in den massigen dungen und einem reichen Bodenleben. Diese ins Eife- Kalken massive Tabulata und Stromatoporen, sowie Iium eingestuften Gesteine bitden das Hangende der Heliolitenstöcke (? in Form biohermaler Bildungen) auf. Schichtfolge in diesem Bereich. Daß es sich dabei nicht Innerhalb der gebankten Kalke konnte Givetium (Poly- um einen allgemeinen Fazieswechsel im Mitteldevon gnathus pseudofoliatus, Po. xylus xylus und Icriodus brevis bele- handelt, geht daraus hervor, daß einerseits derartige gen die varcus-Zone) und Oberdevon (dol durch Ancyro- Gesteine auch im Emsium auftreten (TSCHELAUT,1984), della sp. und Palmatolepis sp.) nachgewiesen werden. andererseits Emsium und Givetium aus typischen Darüber folgen mit sedimentärem Kontakt die ca. 40 m , Schichtfolgen der Kalkschieferfolge belegt sind. mächtigen Größkogelflaserkalke. Die graublauen tenta- Weitere Hinweise liefern die zumindest two frühdiage- kuliten- und conodontenführenden Kalke zeigen, be- netisch gebildeten Dolomite der "Heubergformation" , dingt durch eine inhomogene Verteilung des tonig-sitti- die für einen intertidalen bis sehr flach subtidalen Be- gen Anteils eine geflaserte bis knollige Struktur (Taf. 6, reich sprechen. Fig. 2). Stratigraphisch gehören die Kalke ins tiefe Die gegenseitige Vertretung von Biogenschuttkalken Oberdevon (dol), wobei in fünf verschiedenen Proben und Dolomiten mit typischen Schichten der "Kalk- Ancyrodella nodosa und Palmatolepis sp. nachgewiesen wer- schieferfolge" spricht für ein eher flaches subtidales, den konnte.
54
Tabelle 2: Neogene Landformungen am Hochlantsch (nach WINKLER-HERMADEN,1957, und eigenen Ergänzungen)
Einstufung Seehöhe Beispiele
Kor Niveau 1450-1500 Gipfelfluren des ob. Sarmat Hochlantsch
ob. Wolscheneck N. 1450-1500 Gipfelplateau der unto Pannon Roten Wand
unto Wolscheneck N. 1300-1350 Breitalm, unto Pannon Tyrnauer-Alm
Hubenhalt N. 1200-1250 Teichalm, mitt!. Pannon Schwaigeralm
Trahüttener N. 1000-1100 Hochlantsch Nord- ob. Pannon abfall, Burgstall
Hochstradener N. 800-850 Schwaigerbauer Astium
Stadelberg N. 700-750 Burgstall Pliozän/Pleistozän setzung etc. sprechen für eine Interpretation als Fels- fende präastische Erosion schließen lassen (vgl. WINK- sturzmassen. CLAR et al. (1929) deuten die Brekzie als LER-HERMADEN,1957). pleistozäne Gehängebrekzie, WINKLER-HERMADEN Dagegen würde ihre Interpretation als "astische (1957) spricht sich für eine oberpannonische Bildung Karstbrekzie" (Verbruchsdoline) die Gegebenheiten als Äquivalent der Eggenberger Brekzie aus. Erstere leichter erklären. Die Denutation des Hochstradener Ansicht ist aufgrund der heutigen Morphologie, die eine Systems führt zum Einsturz der Decke riesiger, prä- Ableitung der Gerölle daraus ausschließt, nicht möglich. astisch gebildeter Höhlen und zur Verfüllung mit Schutt. Die Interpretation als oberpannone Gehängebrekzie Darauf zwischen Hochstradener und Stadelberg System (WINKLER-HERMADEN,1957) würde bedeuten, daß es kommt es zur Erosion der südseitigen Höhlenwandung. schon früh, vermutlich in Erosionsphase zwischen Tra- Dagegen spricht allerdings, daß keine für eine verstürz- hüttener Niveau und Hochstradener System örtlich zu te Höhle typischen Komponenten wie Sinter, Tropfstei- einer tiefgreifenden Erosion bis in mindestens 700 m ne etc. gefunden wurden. Sh., zur Verfüllung der entstandenen Hohlformen und Am wahrscheinlichsten erscheint eine Interpretation anschließend zur teilweisen Abtragung der Burgstali- als ältere, vermutlich intramiozäne Bergsturzmasse, brekzie bis auf das Hochstradener Niveau gekommen wobei die gegenwärtige tiefe Position in Zusammen- sein muß. Die Bildung der Steilwandmorphologie müßte hang mit neogenen Störungen zu verstehen ist. Daß in darauf in der erosiven Phase zwischen Hochstradener diesem Raum jungtertiäre Störungen mit Verstellungs- und Stadel berg System erfolgt sein. Aus dem Hoch- beträgen von mehreren 100 m auftreten, geht aus der lantschgebiet und der weiteren Umgebung sind jedoch unterschiedlichen Höhenlage der Gams/Bärenschütz- keine Bildungen bekannt, die auf eine derartige tiefgrei- konglomerate hervor (siehe vorne).
N 5
2.4. Gehängebrekzie und Schuttbildungen (Pannan, Quartär) Hochstradener - N. Sh Die weit verbreiteten Gehängebrekzien bestehen vor- wiegend aus eckigen bis kantengerundeten, kaum sor- tierten Komponenten (Lokalschutt) mit einem oft rötli- ehen, kalkigen Bindemittel. Die Mächtigkeit der häufig hangparallel geschichteten Brekzien kann bis zu 20 m erreichen. Es handelt sich dabei um verschieden alte,
Stadelberg- N. pannonische und quartäre Bildungen, die sowohl ge- bunden an ein altes Relief (v. a. den Kämmen und Rük- ....0-9 03 ° ° ° 700m Sh o 0°0 ken der Trahüttener Landschaft auflagernd), als auch in Mixnitzbach jungen Bacheinschnitten auftreten. Mächtige Schuttfächer und -ströme sind am gesam- Abb. 6: Schematische Darstellung (überhöht) der geomorpho- ten Hochlantsch Nordabfall und am Fuße der roten logischen Position der Burgstallbrekzie. 1 = quartäre Schutt- Wand weit verbreitet, wobei oft eine beginnende Verkit- bildungen mit Hochlantschkalk- und Gams/Bärenschützkonglo- meratgeröllen; 2 = Burgstallbrekzie; 3 = Gams/Bärenschütz- tung zu beobachten ist. Felssturzmassen großen Aus- konglomerat; 4 = Hochlantschkalk. maßes mit hausgroßen Hochlantschkalkblöcken findet
56 gegen Westen zu immer höhere tektonische Einheiten wicklung ("Heubergformation"), deren Stellung derzeit der "Basisdecken" ab und trennt sie von der unterdevo- noch unklar ist (vgl. Kap. 1.3.). Die Verhältnisse werden nisch-oberkarbonen Schichtfolge der Hochlantschdek- dadurch kompliziert, daß hier südlich des Hochlantsch ke, wobei zufolge deren großräumigen Verfaltung von im Bereich der Tyrnau die stratigraphisch tieferen Westen nach Osten immer tiefere stratigraphische Schichtglieder der Hochlantschdecke (Dolomitsand- Schichtglieder derselben an die Überschiebungslinie steinfolge, Barrandeischichten) eine Antiklinale zu bil- herantreten (vgl. Abb. 1). den schienen, wobei jedoch diesen Antiklinalbau die Die Iiegendste tektonische Einheit der "Basisdecken" höheren stratigraphischen Folgen nicht mitmachen. Die bildet als Teil der "Kalkschieferfolge" die "Gschwendt- Kalkschiefer ("Heuberformation") zeigen im Bereich Formation" (du bis dm). Sie ist vor allem nördlich des des Höllgraben nördlich des Tyrnauerbaches eine in ih- Breitenauer Tales außerhalb des hier dargestellten Be- rer Bedeutung noch nicht durchschaubare tektonische reiches verbreitet, wobei ihr vermutlich auch der Hoch- Komplikation mit Entwicklung einer eigenen tektoni- schlag zuzurechnen ist. Tektonisch hangend folgen die schen Einheit ("Höllgrabeneinheit"), die, soweit die zur Laufnitzdorfer Gruppe gehörenden Gesteine der schlechten Aufschlußverhältnisse erkennen lassen, Hackensteinerformation (si bis du) mit der Dornerkogel- schichtparallel den Barrandeischichten der Hoch- formation nördlich von Breitenau (THAlHAMMER & lantschdecke aufgeschoben ist (Abb. 8). TSCHElAUT, 1983). Als eigene tektonische Einheit fol- Eine weitere Komplikation ergibt sich in der Position gen im Hangenden erneut "Kalkschiefer" des Unter- der Größkogelgruppe, die als isolierte Deckscholle mit und Mitteldevons ("Koglerformation"). Diese wird von flachem NE streichenden Synklinalbau auf den früher der Harrbergerformation (du bis do) als Teil der Lauf- erwähnten Gesteinen der Hackensteinerformation lie- nitzdorfer Gruppe überlagert, die gleichzeitig in dem gen und damit bei völlig anderer fazieller Entwicklung betrachteten Bereich höchstes tektonisches Element (Ähnlichkeit zur Rannachfazies) eine Position haben, der" Basisdecken" ist. Es wur.de bereits darauf verwie- die eigentlich der "Heubergformation" in diesem Raum sen, daß die Hochlantschdecke in ihrem nordöstlichen zukommt (Abb. 9). Teil als große liegende N (bzw. NNE) vergente Falte Innerhalb der Harrbergerformation bildet eine ca. ausgebildet ist. Besonders klar zeigt sich dies am Ost- 70 m mächtige sedimentäre Folge, vom Emsium bis in hang der Zachenspitze im umlaufenden Streichen der dol .reichend, eine aufrechte "Hangendschuppe" . Auf- Tyrnauer Alm-Formation (vgl. Abb. 1). Diese Falte wird grund der nur wenigen biostratigraphischen Hinweise im Liegenden durch die bereits erwähnte diskordante aus dem ca. 100 m mächtigen Liegendanteil sind darin Überschiebung abgeschnitten. Im Bereich des Hoch- weitere Verschuppungen nicht auszuschließen (Gall- lantschnordabfalles kommt es innerhalb der Hoch- NER, 1981). lantschdecke zu einer Schuppung mit einem etwa Schuppungen bzw. liegende Großfalten wie sie 200 m mächtigen aufrechten Liegendanteil aus Give- TSCHElAUT (1984b) aus dem Frohnleitner Raum be- tium und tieferem Oberdevon (Zachenspitzformation, schreibt, sind zwar in den übrigen tieferen Einheiten Steinbergkalk) und einer aufrechten Hangendschuppe nicht nachgewiesen, aber aufgrund des im Kleinbereich des Givetium (Zachenspitzformation, Hochlantschkalk). beobachtbaren Verformungsstils (überkippte bzw. iso- Im Vergleich dazu sind die Verhältnisse im Süden be- klinale, z. T. abgescherte Kleinfalten mit Nordvergenz) deutend komplizierter (Abb. 8, 9). Die erwähnte diskor- durchaus wahrscheinlich, wodurch auch die z. T. sehr dante Überschiebung an der Basis der Hochlantschdek- großen Mächtigkeiten (z. B. "Koglerformation") ihre Er- ke ist hier in analoger Folge nur im Bereich dees Heu- klärung finden. berggraben klar erfaßbar, wo unter der Hochlantsch- Neben diesem Falten-, Decken- und Schuppenbau decke die beiden tiefsten tektonischen Einheiten des wird das tektonische Bild am Hochlantsch geprägt Nordens (" Gschwendtformation", Hackensteinerforma- durch eine markante Bruchtektonik. Die bedeutendsten tion) in gleicher Position und mit vergleichbarem Iihtolo- Verstellungen sind dabei an N-S bzw. NE-SW strei- gischen Inhalt auftauchen. Andererseits schiebt sich chende Störungsbündel gebunden (Abb. 1). Neben hier zwischen diesen "Basisdecken" und der normalen zahlreichen kleinen Brüchen treten einige Zonen mit Abfolge der Hochlantschdecke eine vor allem südlich Verstellungen im 100er m Bereich hervor. Ein deutli- des Tyrnauergrabens breit entwickelte Kalkschieferent- ches Lineament verläuft im Tyrnauergraben, begleitet N s
Abb.8: Schematische Darstellung der Position der tektonischen Einheiten. I = Hochlantschgruppe; II = Harrbergerformation; III, = Heubergformation; 1112= Koglerformation; III. = Höllgrabeneinheit; Illb = Größkogelgruppe; IV = Hackensteiner Formation; V = Gschwendtformation.
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59 von auffälligen Gefügeverstellungen. Eine weitere be- CLAR, C.: Vorläufige Mitteilungen über die Gliederung des deutende Bruchzone zieht innerhalb des Hochlantsch- Hochlantschzuges. - Verh. Geol. R.-A., 1871, 113-114, kalks mit Hochschleppung der basalen Laufnitzdorfer Wien 1871. Gruppe NE-SW streichen von Röthelstein bis in die CLAR, C.: Kurze Übersicht der geotektonischen Verhältnisse untere Bärenschütz und setzt sich von hier etwa N-S der Grazer Devonformation. - Verh. Geol. R.-A., 1874, 113-114, Wien 1984. streichend über den Sattel zwischen Ranerwand und CLAR, E.: Vom Bau des Grazer Paläozoikums östlich der Mur. Harterkogel bis weit in das Kristallin hin fort. Ein weite- - N. Jb. Geol., Beil. B., 74/B, 1-39, Stuttgart 1935. res etwa NE-SW streichendes Störungssystem, weI- CLAR, E., CLOSS, A., HERITSCH, F., HOHL, 0., KUNTSCHNIG,A., ches östlich von Mixnitz über die untere Bärenschütz PETRASCHEK,W., SCHWINNER, R. & THURNER, A.: Die geolo- bis zur Schwaigeralm verfolgbar ist, dürfte für die Zerle- gische Karte der Hochlantschgruppe in Steiermark. - Mitt. gung des Mixnitzer Karbons (dreifache Schichtwieder- naturwiss. Ver. Steiermark, 64/65, 3-28, Karte1: 25.000, holung [ZIER, 1981]) und für die großen Niveauunter- Graz 1929., schiede (zwischen 600 und 1300 m Sh.) im Gams/Bä- DEELMAN, J. C.: On mechanisms causing birdeye structures. - renschütz-Konglomerat verantwortlich sein. Ein etwa N. Jb. Geol. Paläont. Mh., 1972, 582-595, Stuttgart 1972. gleich streichendes Lineament ist auch auf der Tei- DRAXLER, I.: Das Quartär. In: OBERHAUSER, R. (Wissen schaf tl chalm verfolg bar (FLÜGEL, 1971). Ein ungefähr N-S Red.): Der Geologische Aufbau Österreichs. - 56-69, Wien - New York (Springer) 1980. streichendes Störungsbündel verläuft knapp östlich des Hochlantschgipfels über die Zechner-Hube bis in den EBNER, F.: Die Gliederung des Karbons von Graz mit Cono- Sattel zwischen Schweinegg und Tyrnaueralm mit Ver- donten. - Jb. Geol. B.-A., 120, 449-493, Wien 1977. setzungen im 100 m Bereich. EBNER, F., FENNINGER,A. & HOLZER, H.-L.: Die Schichtfolge im Übergangsbereich Rannach-Fazies - Hochlantsch-Fazies (Grazer Paläozoikum) im Raume St. Pankrazen - Groß Stü- Dank bing. - Mitt. naturwiss. Ver. Steiermark, 109, 85-95, Graz Herrn Univ.-Prof. Dr. H. W. FLÜGEL sei für zahlreiche Anre- 1979. gungen, Diskussionen und letztendlich für die Durchsicht des EBNER, F., FENNINGER, A. & HOLZER, H.-L.: Die Rannach-Fa- Manuskripts unser besonderer Dank ausgesprochen. zies des Grazer Paläozoikums. - Mitt. Abt. Geol. Paläont. Bergb. Landesmus. Joanneum, 41, 249-269, Graz 1980.
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Tafel 1
Fig. 1: Gastropoden führender Dolomit (Floatstone). Dolom itsand stei nfolge. Fig. 2: Dolomitisch zementierter Feinsandstein mit Oszillationsrippeln. Die symmetrischen Rippeln (Symmetrieindex 1,18) zeigen einen geraden und unverzweigten Kammverlau!. In den Achsen der Täler Ausbildung von Sekundärkämmen. Dolom itsandsteinfolg e. Fig. 3: Bituminöse Kalke mit dendroiden Tabulata und dickschaligen Brachiopoden (parautochthon). Dolomitsandsteinfolge; Balken = 5 em. Fig. 4: Fleckig dolomitisierte Kalke. Die Dolomitisierung erfaßt bevorzugt ton- und fossilreiche Lagen. Barrandeischichten. Fig. 5: Korallen und Stromatoporen (massive und globuläre Typen) führender Kalk (autochthon). Solitäre Korallen fast immer von Stromatoporen umwachsen. Barrandeischichten. Fig. 6: Rugosa von Stromatoporella sp. konzentrisch umwachsen (Ausschnitt aus Fig. 5). Schliffnegativ Ty25d, Balken = 5 mm.
62
Tafel 2
Fig. 1: Laminierter Dolomit mit stromatolithischen Autoklasten; basal dichter, strukturloser Dolomit (Mudstone). Dolomitsandsteinfolge, Schliffnegativ 360, Balken = 5 mm. Fig. 2: Dolomitischer Kalk mit umgelagerten Favositen- und Heliolitenstöcken (Floatstone). Bevorzugte Dolomitisierung der Matrix. Barrandeischichten. Fig.3: Dolomitischer Kalk mit dendroiden Tabulata (autochthon bis parautochthon). Barrandeischichten, Schliffnegativ Ty25c, Balken = 5 mm. . Fig. 4: Gastropodenquerschnitt mit Sparithaube (Geopetalgefüge); Biogenschuttkalk (Floatstone/Wackestone). Barrandeischichten, Schliffnegativ Ty51, Balken = 5 mm. Fig. 5: Korallenführender Kalk (Floatstone). Tyrnauer Alm-Formation, oberes Member. Fig. 6: Dicht gepackter Echinodermaten-Schuttkalk (Floatstone/Rudstone). Tyrnauer Alm-Formation, oberes Member, Schliffnegativ 219, Balken 5 mm.
64
Tafel 3
Fig. 1: Zyklische Dolomite der Tyrnauer Alm-Formation, unteres Member. Ein Idealzyklus besteht aus dunkelgrauen, grobkörni- gen, two Amphiporen und/oder Bioklaste führenden Dolomiten (A), hellgrauen, dichten, strukturlosen Dolomiten (B) und laminierten und z. T. fenestrierten Dolomiten (C). Die Zyklen sind häufig nicht vollständig entwickelt. Die Mächtigkeiten sind sehr unterschiedlich (dm- bis m-Bereich). Fig. 2: Laminierter Dolomit. Tyrnauer Alm-Formation, unteres Member. Fig. 3: Algen-Laminit (Ausschnitt aus Fig. 2). Schliffnegativ 412, Balken = 5 mm. Fig. 4: Wechsel von fenestriertem und strukturlosem Dolomit. Tyrnauer Alm-Formation, unteres Member. Fig. 5: Ostrakoden und Peloide führender, fenestrierter Dolomit. Fenstergefüge: Typus Stromatactis (LF-B- Gefüge: E. FLÜGEL, 1982). Ausschnitt aus Fig. 4. Dünnschliff 176, Balken = 2 mm.
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Tafel 4
Fig. 1: Zachenspitz (Blick von der Straße Breitenau - Teichalm gegen W). Z = Zachenspitzformation; T = Tyrnauer Alm-Forma- tion. Fig. 2: Massige Kalke mit massiven Stromatoporen (S = vermutlich Bioherme) in Wechsellagerung mit gebankten Kalken. Zachenspitzformation (Ausschnitt aus Fig. 1). Fig. 3: Stromatoporen-Boundstone (Ausschnitt aus Fig. 2). Schliffnegativ 175, Balken = 5 mm. Fig. 4: Gastropoden führender Kalk (Floatstone/Wackestone). Zachenspitzformation, Schliffnegativ 363, Balken 5 mm. Fig. 5: Amphiporenkalk (Boundstone/Floatstone). Zachenspitzformation, Schliffnegativ 364, Balken = 5 mm.
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Tafel 5
Fig. 1: Amphiporen und Korallen führender Kalk (Floatstone). Hochlantschkalk, Schliffnegativ 26, Balken = 5 mm. Fig. 2: Echinodermaten führender Kalk (Wackestone). Echinodermaten randlich gelöst und durch Fe-Dolomit ersetzt. Hochlantschkalk, Dünnschliff 186, Balken = 2 mm. Fig. 3: Hochlantschkalk mit authigenen Quarzen. Dünnschliff 109, N+, Balken = 2 mm. Fig. 4: Flüssigkeits- und/oder Gaseinschlüsse in authigenem Quarz (Ausschnitt aus Fig. 3). Dünnschliff 109, NIl. Balken = 0,02 mm. Fig. 5: Cephalopoden führender Kalk (Floatstone). Mixnitzer Karbon, Schliffnegativ E, Balken = 5 mm. Fig. 6: Radiolarien führender Kalk (Mudstone/Wackestone). Mixnitzer Karbon, Dünnschliff B6, Balken = 2 mm.
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Tafel 6
Fig. 1: Feinschichtige Kalke mit unterschiedlicher Echinodermatenführung (Mudstone/Wackestone). Gschwendtformation. Fig. 2: Tentakuliten führender Knollen-, Flaserkalk (Mudstone). Größkogelflaserkalk. Fig. 3: Radiolarien führender Lydit. Harrbergerformation, Dünnschliff 195, Balken = 1 mm. Fig. 4: Grobkörniger Metabasit mit Pyroxen(Diopsid)- und Plagioklaseinsprenglingen (Intersertales Gefüge). Gesteine des Breitalmkreuz, Schliffnegativ T24, Balken = 5 mm. Fig. 5: Tilanomagnetit (Ausschnitt aus Fig. 5). Dünnschliff T24, NIl. Balken = 0,2 mm.
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