Kleinschmidt G., Wurm F. / 1966 Textauszug |
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Die
geologische Neuaufnahme des Saualpenkristallins (Kärnten), X. Paläozoikum
und epizonale Serien zwischen St. Andrä im Lavanttal und Griffen. Von G. Kleinschmidt und F. Wurm Einleitung
Die vorliegende Arbeit faßt die wichtigsten Ergebnisse der Diplomarbeiten von G. KLEINSCHMIDT (1964) und F. WURM (1964) zusammen. Sie wurden im Rahmen der Neukartierung des Saualpenkristallins in Kärnten durch die Arbeitsgemeinschaft der Ge010gischen Institute Clausthal, Tübingen, Wien und der Lagerstättenuntersuchung der ÖAMG, Knappenberg, durchgeführt. Hauptaufgabe war es, die südöstlichen Ausläufer der Saualpe zwischen St. Andrä i. L. und Griffen im Maßstabe 1 : 10000 aufzunehmen. Allen, die unsere Arbeit durch Kritik, Ratschläge und
Anregungen unterstützten, danken wir herzlich, besonders unserem
verehrten Lehrer, Herrn Prof. Dr. R. SCHÖNENBERG, Tübingen, den Herren
Prof. Dr. H. MEIXNER und Dr. W. FRITSCH, Knappenberg, Herrn Dr. W.
LODEMANN, Tübingen, sowie unserem Kollegen Dr. F. THIEDIG, Harnburg. Für
finanzielle Hilfe sei der Deutschen Forschungsgemeinschaft gedankt. A. Gliederung der Gesteinsfolge I. Das nicht metamorphe Gebirge
1. Quartär Die jüngsten Bildungen sind die
Talfüllungen der größeren Bäche einige Blockströme und zahlreiche
Rutschungen. Würmzeitliche feinkörnige Sande bilden am Westrand des,
unteren Lavanttales bei ca. 430mn ü. NN eine deutliche Terrasse. Sie
wurden in einem durch die Drau aufgestauten See abgelagert (PENCK 1909).
Auf Rückstauerscheinungen der Würmvereisung ist nach BOBEK (1959) die
Talerweiterung N Griffen zurückzuführen. Vorwürmzeitlich wurden
Schotterreste die 20-4° m über der heutigen Talsohle des Pölling- und
Renkerbaches liegen, von diesen Bächen abgelagert. Auch bei den Vorkommen
geröllführender Sande N und S Schönweg handelt es sich um ältere
Bachablagerungen und nicht um "basale Blockschotter des Schönweger
Tertiärs" (BECK-MANNAGETTA 1951), denn ihre Höhenlage wird durch
die postmiozäne Störung W Priechl nicht beeinflußt. 2. Tertiär Größere "flächen des
Arbeitsgebietes werden von miozänen Ablagerungen eingenommen. Zu den
Dachbergschottern, die BECK-MANNAGETTA (1952 c) ins Obertorton stellt, gehören
spärliche Vorkommen von Sanden mit reichlich Quarzgeröllen SE wieder größer.
Die mindestens 50 m mächtigen Sande und Tone von Schönweg
enthalten eine untertortone Süßwasserfauna mit Muscheln und Schnecken,
dazu Pflanzenabdrücke (BECK-MANNAGETTA 1952 a). Beim Gasthof Brenner war
zeitweise ein ca. 40 m umfassendes Profil aufgeschlossen. In die blaugrünen,
von Geröllen und Braunkohlestückchen durchsetzten Tone schalten sich
gelegentlich unterschiedlich verfestigte Sandsteine mit Geröllagen und
Kohleschmitzen ein. Im oberen Teil des Profiles wechseln helle kalkhaltige
Tone und feinkörniger Sand oder mergeliger Sandstein miteinander ab; die
Pflanzenreste werden häufiger, und es treten bis 7° cm mächtige
Braunkohlenflöze auf. die tektonisch isolierten, aber in ihrer Ausbildung
sehr ähnlichen Tertiärvorkommen N und S des Judenbachls und SE Jauk
deuten darauf hin, daß die Verbreitung des Schönweger Tertiärs einst größer
gewesen ist. Die Granitztalschotter (H. BECK (1928} oder Granitztaler
Schichten (BECK-MANNAGETTA 1951), die weiter im S nördlich der St. Pauler
Berge große flächen bedecken (HÖFER 1894), durchziehen das
Arbeitsgebiet in zwei NW-SE gerichteten Schotterrinnen, dem Erlacher und
dem Pustritzer Schotterschlauch (BECK-MANNAGETTA 1951, 1954). Da die
fossilfreien Schotter im Lavanttal bei Mühldorf von den sicher
mitteltortonen Mühldorfer schichten überlagert werden, wird für die
Granitztaler Schichten ein untertortones bis oberhelvetisches Alter
angenommen (H. BECK 1928, BECK-MANNAGETTA 1952 a, 1952 c). Die
Granitztaler schichten stellen schlecht sortierte, heterogen
zusammengesetzte Wildbachschotter dar. Neben gut gerundeten Geröllen
finden sich -besonders im Oberlauf der fossilen Bäche -auch eckige, z. T.
metergroße Blöcke. Die Bestandteile, Perrnoskythsandstein (besonders im
s), Phyllite, Grünschiefer, Amphibolite und verschiedene Glimmerschiefer,
liegen meist regellos durcheinander und sind in schwach verfestigtem Sand
eingebettet. Dieser zeigt zuweilen deutliche Schichtung, z. T.
Kreuzschichtung mit angedeuteter gradierter Schichtung und
dachziegelartiger Lagerung der Gerölle (700 m SW Tabakfastl). Der Erlacher Schotterschlauch ist weniger gut erhalten als
der Pustritzer. Von NW Diete zieht er in ca. 400 m Breite nach S, dehnt
sich in Höhe Kernpeis nach Wund E weit aus und endet etwa 1300 m N
Griffen. Die Verbindung zu den großen Schottergebieten der Griffener und
St. Pauler Berge ist durch junge Erosion unterbrochen. Der Pustritzer Schotterschlauch beginnt ca. 1 km NW
Pustritz. Das zunächst 200-400 m breite Band erweitert sich zwischen
Bierbaucher und Marburger auf über 1000 m und mündet schließlich in der
Gegend von Gönitz in den größeren zusammenhängenden Granitztaler
Schotterbereich, welcher in Zellbach etwas nach N vorstößt. In Resten
haben sich Sedimente von etwa sechs Nebenbächen jenes tertiären
Wildbaches erhalten (W Pustritz, NW Morlack, bei Kamper, bei
Neubauer-Kastraun, SE Marburger). Besonders deutlich zieht der Nebenbach
von der Einsattelung NW Neubauer nach SE über den Kogel S Kastraun,
zweimal von junger Erosion unterbrochen (vgl. BECK-MANNAGETTA 1953 b). Die
Rekonstruktion. der Erosionssohle des Schotterschlauches aus zahlreichen
Profilen (s. Karte) stimmt annähernd mit der von BECK-MANNAGETTA (1953 b)
auf anderem Wege gefundenen Talsohle überein. In seinem ausführlichen
Rekonstruktionsversuch kommt BECK-MANNAGETTA zu einem Gefälle von 8,5% für
die Haupt-und 14-15% für die Neubauer-Kastraun Nebenrinne. Nach den
Profilkonstruktionen ergaben sich etwas geringere Durchschnittswerte:
Neubauer-Kastraun-Nebenbach 7,5%, 5,5% für den Hauptbach. Das Tertiär
erreicht im Pustritzer Schotterschlauch Mächtigkeiten von ca. 150 m. Der
aufgearbeitete Untergrund des Tertiärs ist in Form von
Permoskythsandstein an der Bundesstraße beim Punkt 551 zu sehen (DREGER
1907). Tertiäres Alter haben wohl auch die Roterdebildungen N
Griffen (Guttenberger) und auf dem Burgstallrücken bei Sonntag und
Geisselbacher (vgl. THIEDIG 1962). 3. Trias und Perm Gelbliche, stark brekziöse fossilleere Dolomite und
Rauhwacken S Framrach gehören in die untere Trias. Die Rauhwacken liegen
N Holzhansl unmittelbar auf Werfener Tonschiefern und sind somit ins Anis
zu stellen. Die Dolomite (Ladin?) verwittern in ihren tieferen Teilen oft
sandig. Die Werfener Schichten werden SE Framrach durch grünlichbraune
feinkörnige glimmerreiche Sandsteine mit Grabspuren und schlecht
erhaltenen Muschelabdrücken (Pseudomonotis sp. ?) repräsentiert. Im
Gegensatz zu den tektonisch isolierten Vorkommen NW Holzhansl und W
Bierbaumer ist hier auch das Liegende -rote teilweise konglomeratische
Permoskythsandsteine -aufgeschlossen. BECK-MANNAGETTA (1953 a) beschreibt
von dieser Stelle einen Fund von Naticella costata MÜNSTER, einem
Leitfossil der oberen Werfener Schichten (= Campil). NW Holzhansl wird die
Grenze zu den anisischen Rauhwacken im Hangenden durch rotbraune
crinoidenführende Tonschiefer gebildet. Die in einzelnen Lagen
zusammen geschwemmten Stielglieder gehören zur Ordnung der Isocrinidae,
die von der unteren Trias bis heute reicht. Analog zu diesen Tonschiefern
gehören wohl auch die eingeschleppten Vorkommen SE Wiesenhüter zu den
Werfener Schichten. Im S des Gebietes fallen bis 200 m mächtige mittel- bis
grobkörnige, oft konglomeratische Sandsteine wegen ihrer roten Färbung
besonders auf: BECK-MANNAGETTA (1953. a) hat für diese von HÖFER (1894)
als "Grödener Sandsteine" bezeichneten Gesteine den Namen II
Griffener Schichten vorgeschlagen. Ursprünglich umfaßte dieser Begriff
nur das untere Skyth, später weitete er ihn auf das obere Perm aus
(1963). RIEHL-HERWIRSCH (1965) hat diese folge in der Umgebung des
Christofberges NE Klagenfurt genauer untersucht und sie als „Permoskythsandstein“
bezeichnet. Dies scheint auch für die Vorkommen an der SE-Seite der
Saualpe angebracht, denn sie werden einerseits von Werfener Schichten
konkordant überlagert, andrerseits ähneln sie in Mächtigkeit und Fazies
den Verhältnissen am Christofberg. Eine Abtrennung von Unterperm
(Rotliegend) war im Gelände nicht möglich; jedoch zeigt die
Schwermineralverteilung einer N Zisernig entnommenen Probe (untersucht von
Frau Dr. G. WOLETZ, G. B. A. Wien) sehr gute Übereinstimmung mit recht
gut gesicherten Rotliegend-Gesteinen aus dem Gebiet RIEHL-HERWIRSCH. Auch
die sonstigen Schwermineralspektren aus dem Permoskythsandstein und den
Werfener Schichten stimmen gut mit den dort gefundenen Werten überein (RIEHL-HERWIRSCH
1965). Die Grenze gegen das metamorphe Paläozoikum ist nirgends
aufgeschlossen; E des Granitzbaches spricht der Verlauf im Gelände für
einen tektonischen Kontakt (Abschiebungen mit wechselndem Einfallen). II.
Das metamorphe Gebirge
Im Westen der Saualpe gehört das jüngste nachgewiesene
anchimetamorphe Paläozoikum ins Oberdevon II ß (CLAR, FRITSCH, MEIXNER,
PILGER und SCHÖNENBERG 1963); das Westfal C/D bzw. Stefan ist bereits
nicht mehr von der Metamorphose betroffen (RIEHL-HERWIRSCH 1962, 1965).
Daraus ergibt sich das variskische Alter von Regionalmetamorphose und
alplnotyper Deformation. Die alpidische Orogenese hat sich nur noch als
Bruchtektonik ausgewirkt. Das Kristallin des kartierten Rauches umfaßt
zahlreiche in Gesteinsbestand, Metamorphosegrad und Mächtigkeit sehr
verschiedene Serien. Da die Isograden, das stoffliche “s“ und zum größten
Teil auch die Schieferung hier wie in der gesamten Saualpe etwa parallel
verlaufen (CLAR et al. 1963), sind die im folgenden verwandten Seriennamen
in erster Linie als stratigraphische Hilfsbezeichnungen aufzufassen. Die
Grenzen der Serien sind also durch stofflichen Wechsel und z. T. durch Änderungen
des Metamorphosegrades bedingt. Die Einstufung der kristallinen Gesteine
in die geländemäßig gut zu unterscheidende Anchi-, Epi- und Mesozone
geschah vor allem nach der Größe der Hellglimmer in den Tonabkömmlingen.
ferner half das Auftreten gewisser Indexminerale bei der Abgrenzung der
Metamorphosezonen, wie z. B; das beginnende Granatwachstum in den
phyllitischen Glimmerschiefern. Bei den Gesteinsbezeichnungen halten wir
uns im wesentlichen an die Vorschläge des Symposions (1962). Die
Zuordnung der Kartiereinheiten zu Mineralfazien erfolgt nach H. G. F.
WINKLER (1965). 1. Das anchimetamorphe Paläozoikum Von Framrach nach Rausch zieht
sich ein mehrfach unterbrochener Streifen einer anchimetamorphen
Wechselfolge aus phyllitischen Tonschiefern, Diabasen und Tuffen (Quarz-Albit-Muskovit-Chlorit-Subfazies
der Grünschieferfazies) .Maßgebend für die Einstufung dieser Gesteine
ins-Silur ist die Conodontenfauna aus einem grauen stark verunreinigten
Kalk im unteren Teil des phyllitischen Tonschiefer Komplexes NE Tabakfastl.
Sie wurde von Herrn R. SCHULZE, Tübingen, freundlicherweise bestimmt und
auf Grund von Spathognathodus sagitta bohemicus W ALLISER der unteren
Monograptus-nilssoni-Zone des Unterluchow zugewiesen. Damit fallen auch im
SE der Saualpe die anchimetam9rphen Gesteine in den von STREHL (1:962) an
der Westseite der Saualpe fossilmäßig belegten Zeitraum vom Landovery
(e a1) bis Oberdevon I a und entsprechen der "Magdalensbergserie"
KAHLER's (1953). Die phyllitischen Tonschiefer
bestehen zum größten Teil aus einer serizitischen Grundmasse, in die
sich vereinzelt mm-starke Quarzitlagen einschalten. Beispiel u. d. M.: 89% Serizit (Ø0,01-0,02
mm); 7% Quarz, 1% Feldspat (Ø 0,06-0,25 mm); 3% Quarzitanteil (Ø
0,04-0,1 mm). Im gleichen phyllitischen
Tonschiefer kommen Wund E des Granitztals bis 3a cm mächtige violette und
grüne Grauwackenlagen vor. U. d. M.: In einer
Feldspat-Quarz-Serizit-Grundmasse liegen tektonisch gelängte Gerölle
bzw. Gesteinsbruchstücke von Quarzit Gangquarz, "Grünschiefer",
Diabas u. a. Die einzelnen Komponenten erreichen Größen von 5 mm. Wie am Westrand der Saualpe
liegen unter der Tonschiefer-Grauwacken-Kalkfolge Diabase und graugrüne
und violette Fein- bis Staubtuffe und -tuffite. Grüner Tuff u. d.. M. : Das
deutlich geschieferte Gestein zeigt in einer feinkörnigen Grundmasse aus
Chlorit, Serizit und Erz eingestreute größere nach dem Karlsbader und
Albitgesetz verzwillingte Feldspäte (An0-5) und
Feldspa1aggregate. Derartige Tuffe sind in geringer
Mächtigkeit auch im Hangenden der Tonschiefer-Grauwacken-Kalkfolge
anzutreffen. Andrerseits schalten sich auch in die vulkanische Folge immer
wieder phyllitische Tonschiefer ein. Die leicht erkennbaren
schmutzig-grünen Diabase sind besonders W des Granitztales verbreitet.
Sie drangen -soweit erkennbar s-parallel in die Klastika ein, bilden also
sillartige Körper. Im Kontaktbereich kam es stellenweise zur Bildung von
Knotenschiefern (Fahrweg SE Nusitz; vgl. BECK-MANNAGETTA 1953 c). U. d. M. entpuppen sich schmale
Zonen als Diabastuff. In den echten Diabasen treten als Charakteristikum
leistenförmige Plagioklase (albitisiert: An1-5) hervor, die
die sperrige, z. T. ophitische Struktur bedingen. Weiterer wichtiger
Gemengteil ist Augit, der meist völlig chloritisiert ist. Beispiel: 58%
Plagioklas (zersetzt), 20% Augit, 12% Chlorit, 8% Ilmenit, dazu fein
verteilt Titanit; auf Klüften Serpentinasbest. E Wiesenhüter konnten im
phyllitischen Tonschiefer zu dem von BECK-MANNAGETTA (1963) beschriebenen
Metaquarzporphyr-Vorkommen zwei weitere bis 10 m mächtige sicher
anstehende Linsen dieses Gesteins entdeckt werden. Der hellgraue schwach
geschieferte Metaquarzporphyr erinnert stark an den Blasseneck-Porphyroid
vom Präbichl (Steiermark). U. d. M. erkennt man in einem
feinen Grundgewebe aus Quarz, etwas Feldspat und Serizit bis 5 mm große häufig
idiomorphe Quarze (Dihexaeder) mit gut erhaltenen Korrosionsschläuchen
sowie teilweise serizitisierte Feldspatkristalle. 2. Das epizonale
Kristallin In Übereinstimmung mit den
Nachbargebieten konnte für die Epizone folgende Seriengliederung
aufgestellt werden: a)
Serie der hangenden Grauen Phyllite (FRITSCH 1957). Sie entsprechen
wohl dem tiefsten Teil der Bischofbergserie (THIEDIG 1966), die im SW der
Saualpe zwischen Anchi- und Epizone vermittelt. b)
Haimburg-Trixener Marmorserie (THIEDIG 1966), c)
Wandelitzenserie (BECK-MANNAGETTA 1954, genauer gefaßt bei THIEDIG
1966, entspricht mit der Haimburg-Trixener Marmorserie der Murauer
Kalkphyllitserie BECK-MANNAGETTA's, 1959) d)
Wietingserie (THIEDIG 1966) a)
Die Grauen Phyllite (Quarz-Albit-Muskovit-Chlorit-Subfazies) Die
Grauen Phyllite, im E des Gebietes an Störungen ausgefallen, bilden im
Weine flach liegende Platte. Nach Handstück und Schliffbild, nach
Mineralbestand und Korngröße sind diese Gesteine als typische Phyllite
anzusprechen. Lithologisch eine eintönige, 250-300 mächtige Serie
ehemaliger Tonschiefer. Sie sind flaserig-flatschig gewellt und geradezu
typisch von linsigen Quarzknauern durchsetzt. Die s-Flächen sind mit
verschiedenen, meist feinen Linearen dicht übersät. U. d. M.: mm-dicke Lagen von
Serizit wechseln mit quarzreicheren und zeigen starke Fältelung und
Trainsversalschieferung. Beispiel: 60% Serizit ( Ø 0,06 mm), 15% Quarz
und 10% Feldspat (Ø 0,05 mm), 15% Chlorit. b) Die Haimburg-Trixener
Marmorserie (Quarz-Albit-Muskovit-Chlorit-Subfazies) Unter den Grauen Phylliten folgen
gut kartierbare Karbonatgesteine, als Haimburg-Trixener Marmorserie
zusammengefaßt, die sich noch vierfach untergliedern lassen: in einen
dunklen ("blauen") oberen Marmor, einen hellen ("weißen")
unteren Marmor, in meist karbonatische, graphitische Phyllite und in den
sog. "Phyllitflatschenmarmor". Diese Serie durchzieht von E nach
W das ganze Gebiet, ist allerdings an Störungen z. T. ausgefallen, z. T.
nur in Resten und Fetzen erhalten. Die Trennung in den blauen Marmor oben
und den weißen unten zeichnet diesen Horizont als beste Leitschicht in
der südlichen Saualpe aus (THIEDIG 1966). Kennzeichen des dunklen Marmors
ist neben der bläulich-grauen Färbung stets Plattigkeit oder Bänderung.
Oft ist er stark verunreinigt; so geht er z. B. N Tamerl teilweise in
Kalkphyllit über. Der dunkle Marmor ist meist ein
Kalk-, seltener ein Dolomitmarmor (W Bierbaucher). Die Karbonatkristalle
haben Durchmesser von 0,25 mm. Weitere Gemengteile sind Graphit, Limonit,
Pyrit, Serizit und Quarz. Dort, wo seine Mächtigkeit nicht
durch junge Störungen reduziert ist, erreicht er 120 m, kann aber primär
auf wenige Meter zusammenschrumpfen oder wie bei Schönweg ganz ausfallen.
Linsen dieses Gesteines kommen auch tiefer im Bereich der hellen Marmore
vor (zwischen Rappatz und Pichs), möglicherweise z. T. eingeschuppt. Der helle Marmor ist
charakterisiert durch ein feines Korn und seine weiße bis gelbe, zuweilen
auch blaßgraue Farbe. Die Mächtigkeit dieses massigen, nur selten gebänderten
oder plattigen Marmors schwankt zwischen 40 und 150 m. N Kernpeis bildet
er eine große flach liegende Platte; weiter nördlich tritt er in
tektonisch bedingten Linsen auf. Von da läßt er sich bis Schönweg
verfolgen, oft im dm und m-Bereich verfaltet. Im Zusammenhang mit jungen
Störungen kam es zur Bildung von Myloniten (N Pichs), Brekzien (5 Schönweg)
und.partieller Dolomitisierung (z. B. N Tamerl). Beispiel u. d. M..:95% Karbonat (Ø
0,03 mm), 3% Serizit (Ø 0,06 mm), 2% Quarz. Besonders zwischen Leouk und
Pichs liegen im hellen Marmor stark beanspruchte Phyllite, ohne einen
einheitlichen Horizont zu bilden. Sie scheinen teils zu geringerer Mächtigkeit
ausgequetscht (N Pichs), teils tektonisch angereichert zu sein (SE Rappatz)
und haben einen stark schwankenden Karbonat und "Graphit" -Gehalt.
Beispiel u. d. M.: 37% Quarz, 27%
Serizit, 13% Feldspat, 12% Karbonat, 8% ,Graphit", 3% Chlorit. Eine merkwürdige Ausbildung des
Phyllites kommt N Pichs vor: In dem schwarzen graphitischen
Karbonatgestein glänzen zahlreiche s-parallele, mm-große, chitinartig
schimmernde Schüppchen auf, die sich u. d. M. als Neusprossungen eines
hellen Glimmerminerals erweisen. Im unteren Grenzbereich der
Haimburg-Trixener Marmorserie tritt im SW des Arbeitsgebietes als
Seltenheit ein Gestein auf, das als "Phyllitflatschenmarmor"
bezeichnet wird und in dem westlich anschließenden Rauch große Teile der
Wandelitzenserie ersetzt (THIEDIG 1966) .Es besteht aus einer
karbonatischen Grundmasse, in der zahlreiche Phyllitflatschen und
eindeutige Quarz- und Quarzitgerölle schwimmen, deren Längsachse etwa
parallel B verläuft. Ob es sich bei den Phyllitflatschen ebenfalls um
ehemalige Gerölle, um metamorphe Tong~llen oder um zerscherte
Phyllitlagen handelt, konnte nicht. entschieden werden (vgl.
BECK-MANNAGETTA 1954, THIEDIG 1966). U. d.. M.: 75%
Karbonat-Grundmasse, 20% Phyllitflatschen (bis 2 cm Längsdurchmesser), 5%
Quarz(it)gerölle (bis 1,6 cm Längsdurchmesser). b) Die Wandelitzenserie (im
obersten Teil Übergang von der Quarz-Albit-Muskovit-Chlorit-Subfazies zur
Quarz-Albit-Epidot-Biotit-Subfazies, im tiefsten Teil bereits
Quarz-Albit-Epidot-Almandin-Subfazies der Grünschieferfazies) Die Wandelitzenserie, eine
600-900 m mächtige Folge nach Aussehen und Abkunft verschiedenartigster
Gesteine, läßt sich mit Hilfe einiger marakteristismer Glieder
stratigraphisch weiter unterteilen. Die Serie umfaßt in ihrem oberen
Teile helle feldspatreiche z. T. umgelagerte Metatuffe und -tuffite und
Meta-Effusiva, weiter unten Albitphyllite bis quarzitische Phyllite und
schließlich Grünschiefer, also dunklere vulkanogene Gesteine. Diese
Dreiteilung in helle Tuffe, Phyllite und Grünschiefer ist nur im E des
Arbeitsgebietes deutlich zu erkennen. Erstere kann man -besonders W des
Renkerbachs noch folgendermaßen aufgliedern : Unter der Haimburg-Trixener
Marmorserie folgt auf der gesamten E-W-Erstreckung des Arbeitsgebietes der
"blaugraue feine Feldspat-Metatuff" (1) .Die "quarzitischen
Metatuffite" (2) bilden das nächste Schichtglied mit Leitwert.
Darunter folgen die ;,mloritführenden Metatuffe" (3) und schließlich
die "grobkörnigen Feldspat-Metatuffe" (4). Viele Metatuffe und
-tuffite lassen sich allerdings keinem dieser Typen anschließen. Bei den Grünschiefern sind die
"Epidot-Chlorit-Schiefer" (5) von den stärker metamorphen
"Hornblende-Epidot-Chlorit-Schiefern" (6) zu unterscheiden. Ihr
geschlossenes Vorkommen löst sich nach W in einzelne Linsen auf, ebenso
verhalten sich die erst später zu besprechenden quarzitischen bzw.
Albitphyllite. Vereinzelt finden sich auch kleinere Einschaltungen z. T.
recht spezifischer Marmore (7). (1)Der blaugraue feine Metatuff
weist im allgemeinen nur eine Mächtigkeit im Zehnermeterbereich auf, kann
aber auch mächtiger werden und vertritt dann die tieferen Gesteinstypen.
Dieses Gestein ist im Gelände an seiner bläulichen bis blaugrauen Färbung,
seiner plattigen Absonderung und dem splittrigen Bruch gut zu erkennen.
Seine etwas flaserige Ausbildung im E mag auf höherem Blattsilikatanteil
oder größerer tektonischer Beanspruchung beruhen. Als Feldspatgestein
gibt es sich erst u. d. M. zu erkennen, denn makroskopisch erinnert es
stark an einen dunklen Quarzit. Sämtliche Schliffe ergaben, daß
es sich um quarzfreie (!) Metatuffe handelt, wenn nicht gar um echte
umgewandelte Effusiva. Für letzteres spricht die gelegentliche
intersertale Anordnung von Feldspatleisten in feinstem
Feldspatgrundgewebe. In vielen Schliffen treten
Feldspat-"Einsprenglinge" auf, meist etwas zerbrochen und nach
dem Karlsbader Gesetz verzwillingt. Sämtlicl1e untersuchten Feldspäte
liegen heute als Albite vor. Beispiel: 10% Feldspatleisten (Ø 0,3 mm),
77% Feldspatgrundmasse (Ø 0,02-0,06 mm), 10% Serizit (Ø 0,04-0,1 mm), 3%
Erz. ausgeprägte Lineation, die Bruchflächen
sind eben, die Bruchstücke oft brettartig (BECK-MANNAGETTA 1954:
"brettartig laminierte Gneismylonite"). In Handstück und
schliff geben sie sich z. T. massig, z. T. gefältelt, meist deutlich
geschiefert. Neben der quarzitischen Grundmasse enthalten sie
Einzelkristalle großer, rundlicher, selten hypidiomorpher
schachbrettalbite in stark wechselnden Anteilen, die schon im Handstück
als kleine Knoten zu erkennen sind. Die Gesteine sind als metamorphe
Tuffite oder Umlagerungsprodukte vulkanischer Gesteine zu deuten. Beispiel u. d. M.: 62% Quarz, 24%
Feldspat, 14% Serizit; 13% des Gesteins besteht aus großen
Schachbrettalbiten; akzessorisch Biotit und idiomorpher Zirkon. In manchen Fällen fehlt der
Feldspatanteil, und es bleiben fast .eine Quarzite übrig, z. B. N Pichs. (3) Unter der Bezeichnung der
chloritführenden Metatuffe bzw. -tuffite werden verschiedene Gesteine
zusammengefaßt, die teils echte Tuffe, teils Tuffite, teils wohl auch
umgelagertes Tuffmaterial gewesen sind. Neben viel Feldspat enthalten
diese Gesteine meistens grünen Biotit oder Chlorit, auch gewisse Mengen
Epidot. Sie leiten so in vielen Varianten schon zu den Grünschiefern
über. In den relativ dunklen Gesteinen tritt der Feldspat in kleinsten
Linsen und Knöpfen weiß hervor. Sie sind deutlich geschiefert, die s-Flächen
unregelmäßig flaserig gewellt. Erst die Betrachtung im Mikroskop läßt
einen Schluß auf das Ursprungsgestein zu. Eine Trennung der zahlreichen
Abarten ist unmöglich, hingegen ergibt die gemeinsame Auskartierung einen
einigermaßen geschlossenen, 100 bis 250 m mächtigen Komplex, der von
Leouk bis N Marschnig reicht und dem sich weite Teile der Metatuffe E des
Renkerbachs anschließen lassen. Das mikroskopische Bild erweist
sich ebenfalls als sehr variabel, wie die folgenden Schliffanalysen zeigen
sollen. Kennzeichnend sind u. d. M. besonders die einsprenglingsartigen
Feldspatkristalle. Schliff 360 und 361 bilden Übergänge
zum Hangenden (quarzitische Metatuffite), 364/182 und 364/227 leiten zu
den Gesteinen sedimentärer Abkunft der Wietingserie über. Schliff
364/182 zeigt mikrographische Verwachsungen von Quarz und Feldspat. (4) Als 20-100 m mächtige Lage
treten die grobkörnigen Feldspat-Metatuffe recht gut verfolgbar zwischen
dem Rudnigbach E Rappatz und Grubelnig auf. Seiner besonderen Merkmale
wegen ist es als Leitgestein brauchbar: Schon mit bloßern Auge kann man
weißliche, knotige große Feldspatkristalle erkennen. Die Farbe des
Gesteins ist grau bis weißlich-grau, teils mit hellen, linsig
ausgewalzten Feldspatkörpern. Bei fehlender Schieferung erscheint das
Gestein massig. U. d. M. Beispiel: 47% Feldspat,
z. T. große Einzelkristalle, 19% grüner Biotit, 15% Quarz, 13% Epidot,
5% Serizit, 1% Chlorit. An den großen Feldspatindividuen verschiedener
Schliffe sind neben Zwillingen nach dem Albit- und Karlsbader Gesetz
Komplexzwillinge, Schachbrettalpite und Mikroklinreste, perthitische
Entmischungsstrukturen und Andeutungen der ursprünglichen Kristallform zu
beobachten. 150 m E Schatz ist innerhalb
dieses Horizonts ein metamorpher, Magmatit aufgeschlossen. Das zähe
Gestein besteht zu 12% aus eingeregelten und zerbrochenen großen Feldspäten,
die u. d. M. meist nach dem Albitgesetz verzwillingt erscheinen. An bis zu
1 cm großen "sanidinartigen" Einsprenglingen fällt schon im
Handstück das Karlsbader Gesetz auf. Die Feldspäte sind in der
Plagioklasreihe als Albit ( An5-10 ) einzustufen, jedoch ist
ein gewisser Or-Anteil möglich, wofür die mikroklinartige Gitterung
einzelner Zwillingslamellen spricht. Wahrscheinlich erfolgte die
Umwandlung der Einsprenglinge vom vulkanogenen Sanidin über ein
Mikrokliristadium zu dem Endprodukt Albit (vlg. FRITSCH:1961 a). Als
weiteres seltenes Relikt haben sich im gleichen Aufschluß Mandeln
erhalten. Es sind dies mit Epidot gefüllte, scharf begrenzte, etwa
ellipsoidische Körper von recht unterschiedlicher Größe: im Schliff
wurden 1,5-2,5 mm gemessen/makroskopische erreichen gut 1 cm. Beispiel u. d. M. 60%
Feldspatgrundmasse (Ø ca. 0,025 mm), 12% Feldspateinsprenglinge, 12%
Epidot in Mandeln, 7% Epidot in der Grundmasse, 3% Biotit, 2% Quarz in
Mandeln, 2% Erz, 1G/o Chlorit, 1G/o Titanit. Ein zweites reliktisches
Mandelsteinvorkommen konnte im Wölfnitztal 600 m N Pichs in
stratigraphisch etwas höherer Position entdeckt werden. Es handelt sich
um ein linsenartiges, wohl tektonisch geschontes oder widerstandsfähiges
Gebilde von nur 30 cm Länge und 10 cm Mächtigkeit. Auch hier sind die
alten Blasenhohlräume von Epidot erfüllt. Die feine Feldspatgrundmasse
bildet ein geregeltes Gefüge, das die bis 1,5 mm großen Mandeln umschließt
(Abb. 3). Mit der gleichen Signatur wurde
Eine größere Gesteinslinse ca. 30b m SW Schatz versehen, die ebenfalls
stratigraphisch etwas höher liegt und schon im Felde stark an einen
Trachyt oder Andesit erinnert. Die Schieferung tritt weitgehend zurück.
Bis 1 cm große sanidinähnliche Feldspäte sind mit freiem Auge als
Karlsbader Zwillinge zu erkennen. Im Schliff beobachtet man folgendes:
Neben Serizit und Erz besteht das Gestein völlig aus leimt eipgeregelten
und teilweise fächerförmig angeordneten Feldspatleisten bzw. -platten.
Größere Kristalle haben ihre idiomorphe Gestalt bewahren können,
deutlich sind die meisten nach dem Karlsbader Gesetz verzwillingt (Abb.
4). Fast alle Feldspäte liegen als feine schachbrettalbite vor, z. T. mögen
die mehr spindelartigen, wechselnd auslöschenden Feldspatlamellen
perthitisch sein. Bei den meisten .hat eine schwache Serizitisierung
eingesetzt, und ein großer Teil des "freien" Serizites mag
ebenfalls auf Feldspatzersetzung zurückzuführen sein. Die optischen
Daten der Feldspäte weisen auf Albit hin, jedoch zeigt der Kern mancher
größerer Kristalle deutliche Mikroklingitterung (Abb. 5). Weiterhin
wurde eine angeschliffene Gesteinsprobe nach dem Verfahren von GABRIEU COX
(1929) bzw. HAYES/KLUGMAN (1959) mit Flußsäure und Natriumkobaltnitrit-lösung
behandelt. Die deutliche Gelbfärbung zeigte Kalifeldspatgehalt an.
Zumindest einige der. Feldspäte tragen also noch ihre ursprünglichen
Merkmale als Kalifeldspäte. Kristall.. gestalt und glasig-rissige
Beschaffenheit weisen auf ursprünglichen vulkanogenen Sanidin hin,
welcher auch hier zunächst zu Mikroklin und schließlich -nicht in allen
Fällen vollständig -zu (Schachbrett) Albit umgewandelt wurde. Magmatischen Ursprungs sind auch
zwei Feldspatgesteinslinsen 200 bzw. 600 m W Käfer. Das schmutzig-weiße
Gestein der ersten linse ist gleichmäßig wirr mit goldbraunen
Stilpnomelanplättchen durchsetzt (Abb. 6). Die Grundmasse besteht zu 90%
aus divergentstrahligen, fächerhaft auslöschenden Feldspäten. Diese
Erscheinung zeigt die zweite Linse noch besser (Abb. 7). Statt
Stilpnomelan finden sich dort Nester von grünem Chlorit. An Pillowlava erinnert eine
helle, massige, nierenförmige Linse in Epidot-Chlorit-Schiefern an der
Straße nach Lamm ca. 150 m NE Riedl (Abb. 8, vgl. FRITSCH 1961a). U. d. M. zeigt sich, daß die
Schieferung eventuelle Pillowstrukturen verwischt halt. In einer feinkörnigen
Grundmasse sind mm-große Schachbrettalbite eingesprengt; langgezogene
Quarz-Kalzit-Linsen mögen ausgewalzte Mandelreste sein. Die
Schieferungsflächen werden von Chlorit und Serizit nach gezeichnet. Unter
den Akzessorien sei idiomorpher Zirkon hervorgehoben. Außer dem bereits erwähnten,
von Schwaiger bis zum Renkerbach durchziehenden, sich weiter im W in
Linsen auflösenden Grünschieferzug ließ sich ein weiterer, mehrfach
verzweigter Grünschiefer-Horizont zwischen Agsdorf und Lamm in der
Wietingserie auskartieren. Seine Gesteine sollen ebenfalls schon an dieser
Stelle besprochen werden. (5) Beide Züge bestehen .z. T.
aus gelb bis dunkelgrünen, oft massigen Epidot-,Chlorit-Schiefern, die
sich auch sonst im gesamten Bereich der Wandelitzenserie immer wieder
einschalten. Sie sind wie die bisher besprochenen Gesteine dieser Serie
vulkanogener Abkunft, lediglich ihr Gehalt an Mafiten ist etwas höher. An
der Untergrenze der oberen Grünschieferzone ist fast durchgehend eine
starke Magnetitanreicherung zu beobachten. Ein entsprechendes
Magnetit-Niveau findet sich in der westlichen Saualpe (THIEDIG 1962). Ein
zweiter Magnetithorizont im tieferen Grünschiefer reimt vom Pöllingbachtal
W Lex bis nach Agsdorf. U. d. M. sind manche Grünschiefer
als sichere schichtige Metatuffite anzusprechen. Bei ihnen wechseln
Tufflagen aus Epidot, Chlorit, Glimmer, Erz und Feldspat mit
sedimentogenen Lagen aus Quarz und/oder Kalzit (Abb. 9.; Beispiel vom
Steinbruch a. d. Straße nach Pustritz, 750 m NW Bierbaucher: 1% Epidot,
30% Chlorit, 9% grüner Biotit, 2% Erz, 20% Feldspat; 10% Quarz, 10%
Kalzit, 1% Apatit). Auf die ehemalige Tuffnatur weist auch die
hypidiomorphe Erhaltung mancher Feldspäte hin.. In vielen Schliffen
erkennt man Neusprossungen eines fast farblosen, wohl tremolitischen
Amphibols. .Ebenso wie in den hellen Tuffen ist
der Titangehalt oft recht hoch: neben Titanit sind schnurförmige
Leukoxen-Rutil-Aggregate mit Ilmenit ziemlich häufig. (6) Für die
Hornblende-Epidot-Chlorit-Schiefer ist neben den bisherigen Grünschiefer Mineralen
das Auftreten von Hornblende mit grünem bis blaugrünem, barroisitismem
Pleomroismus kennzeichnend. Die stratigraphisch höchsten
Hornblendegesteine sind im unteren Wölfnitzgraben, im Lammbachtal W Käfer
und im Pöllingbarotal (Steinbruch E Schmieger) aufgeschlossen. Das nächst
tiefere, umfangreichere Vorkommen liegt SW Pribernig, und das
Hauptverbreitungsgebiet ist die untere Grünschieferfolge zwischen
Renkerund Pöllingbachtal. Im Gelände ist das Gestein an der intensiv
dunkelgrünen Farbe und den häufig sichtbaren, bis zu 5 mm großen
Hornblendekristallen leimt zu erkennen. Der Hornblendegehalt der höchsten
Vorkommen scheint der dort herrschenden
Quarz-Albit-Epidot-Biotit-subfazies zu widersprechen. Er erklärt sich
daraus, daß es sich bei den Hornblenden nicht um Neusprossungen handelt,
sondern um Pseudomorphosen nach Augit (Uralite), möglicherweise auch um
prämetamorphe Hornblenden. Der Ti-Gehalt schnur- und knäuelartiger
Aggregate von Rutil und Titanit, welche als feine Säume teilweise die
pseudotetragonalen Augitumrisse innerhalb von Hornblendennachzeichnen, dürften
z. T. aus Titanaugit stammen. Für den Prozeß der Uralitisierung war nur
Wasser notwendig, und so konnte sich diese Umwandlung auch unter den
p-t-Bedingungen der Quarz-Albit-Epidot-Biotit-subfazies vollziehen, die
eine Neubildung von Hornblende aus anderen Mineralen noch nicht ermöglicht
hätten. In den tieferen Vorkommen SW Pribernig und s Marx erscheinen
neben uralitischen Hornblenden bereits Neusprossungen von Bairoisit, die
Grenze zur Quarz-Albit-Epidot-Almandin-subfazies der Grünschieferfazies
ist überschritten. Die
Hornblende-Epidot-Chlorit-schiefer der Wietingserie sind nach ihrem
Stoffbestand schon nahezu Amphibolite, aber die bessere Paralleltextur,
hellere Färbung und geringere Widerstandsfähigkeit machen die Abgrenzung
gegen die Epidot-Amphibolite der Mesozone nicht schwierig. Auch diese
hoher metamorphen Hornblende-Epidot-Chlorit-Schiefer enthalten neben überwiegend
neu gesproßter Hornblende zuweilen noch Bruchstücke großer ehemaliger
Augitkristalle. Es sei noch darauf hingewiesen,
daß in den Grünschieferzügen der Wandelitzen- und Wietingßerie die
Hornblendebildung nach E aussetzt, im unteren Zuge etwa im Pöllingbachtal,
im höheren E des Lammbachs. Offenbar werden die Grünschieferhorizonte
schräg von der Grenze der Quarz-Albit-Epidot-Biotit-Subfazies gegen die
Quarz-AIbit-Epidot-Almandin-Subfazies geschnitten. U. d. M.: Die
Hornblende-Porphyroblasten durchdringen das Gestein teils richtungslos,
teils wachsen sie mit der c-Achsei//B, auch wirbelförmige Anordnung kommt
vor. Beispiel (Prasinit): 47% barroisitische Hornblende, 15% Epidot, 6%
Chlorit, 11% Quarz, 13% Feldspat, 8% Titanit. (7) Die Marmore der
Wandelitzenserie sind deutlich gröber als die Haimburg-Trixener Marmore.
Die geringmächtigen Vorkommen (selten über 5 m) weisen meist eine
hellgraue Färbung auf. U. d. M. (Beispiel aus den
tektonisch isolierten Klötzen um Leouk): 97% Kalzit (Ø 0,5-0,75mm, max.
1,75mm), 2% Muskovit (Ø 0,4 mm), 1% Quarz (idiomorph). Interessant sind fünf kleine
Linsen eines Magnetit-Marmors. Sie treten etwa in gleicher
stratigraphischer Position S Rappatz, SW Schatz und W Jölly auf. ßs sind
ziemlich unreine, eisenreiche Kalkmarmore, die mit bis zu 5 mm großen
Magnetitkörnern gespickt sind. Man muß wohl an einen genetischen
Zusammenhang mit den umgebenden. Vulkanitabkömmlingen denken. Eine der
Linsen läßt sich auf 500 m Länge verfolgen, wenn. auch der Erzgehalt
nicht so weit durchhält. U. d. M.: 77% Karbonat, 5%
Magnetit, 5% Biotit, 3% Chlorit, 3% Pistarzit, 3% Klinozoisit, 2% Feldspat
und 2% Quarz. Zu den metamorphen Vulkaniten sei
hier noch einiges Allgemeine gesagt: Schon frühere Bearbeiter der
weiteren Saualpe erkannten eine gewisse Eigenständigkeit der von uns als
Metatuffe usw. gedeuteten Gesteine an, wenn sie sie auch zunächst als
Diaphthorite im Sinne F . BECKEs (1909) bezeichneten (H. BECK 1926, 1929;
ähnlich BECK-MANNAGETTA 1953 c: "Pegmatit-Diaphthorite", 1954:
"Gneismylonite" usw.). H. BECK gibt bereits 1929 auch Vulkanite
als mögliche Ausgangsgesteine im Rauch Guttaring und in der westlichen
Saualpe an. BECK-MANNAGETTA bezeichnet die Serie 1963 als "Porphyroid-Serie".
Die Deutung der Serie als
Diaphthoresezone wird jedoch als Beweis für die Existenz verschiedener
alpidischer Deckeneinheiten -auch in unserem Arbeitsgebiet -benutzt
(TOLLMANN 1963). Die Deutung als Diaphthorite gründet sich vornehmlich
auf das Vorkommen der großen zerbrochenen Feldspäte, vielleicht noch auf
den Chloritgehalt dieser Gesteine (vlg. H. BECK 1926, 1929;
BECK-MANNAGETTA, 1952b, 1953C, 1954, 1959). Andere so deutbare Erscheinungen
treten jedenfalls im Bereich der Wandelitzenserie nicht auf. Dagegen seien
die Argumente für die Effusiv-bzw. Tuffnatur eines Großteils der Serie
noch einmal zusammengefaßt: 1. An zweitektonisch geschonten
Stellen haben sich Mandelsteinreste erhalten (Abb. 3). Völlig gleiche
Bilder sind übrigens aus dem Tauernkristallin bekannt geworden: auch dort
sind in sehr ähnlichen Gesteinen scharf begrenzte epidotgefüllte
Blasenhohlräume erhalten (FRASL 1958). 2. An einem der
Mandelsteinvorkommen und einem weiteren Aufschluß wurden größere
sanidinähnliche Feldspatkristalle entdeckt (Abb. 4). 3. In vielen Schliffen sind fächerförmig
angeordnete Feldspatleisten zu beobachten (Abb. 7), von denen die größeren
Aggregate als intersertales Gefüge, die feineren vielleicht als veränderte
Entglasungserscheinungen (Sphärolithe) zu deuten sind. 4. In dem in vielen dieser
Gesteine auffallenden Gegensatz zwischen großen Feldspat-Einzelkristallen
und feinem Grundgewebe ist offensichtlich der alte Kontrast Einsprenglinge
-Grundmasse bewahrt worden (Abb. 10) daß ein derartiges Bild bei zunächst
progressiver und dann wieder regressiver (diaphthoritischer) Metamorphose
zustande kommen soll, ist kaum denkbar. 5. Einige von vornherein tuff-
bzw. vulkanitverdächtige Gesteine enthalten idiomorphe, wohl prämetamorphe
Zirkone (v. CHRUSTSCHOFF1886, HOPPE 1962), die in den anderen kristallinen
(rein sedimentogenen) Gesteinen fehlen (vgl. STOFFLER 1963). 6. In etwas dunkleren Gesteinen
sind des öfteren Hornblenden deutlich aus Augiten hervorgegangen. 7. Der hohe Erzgehalt (besonders
Magnetit, Titanit und Ilmenit) vieler Bereiche der Wandelitzenserie läßt
sich gleichfalls zwanglos aus deren vulkanischer Abkunft erklären. 8. In einem nierenförmigen
Feldspatgesteinskörper kann man Pillowlava vermuten Überdies läßt sich für manche
Typen das vulkanische Ausgangsmaterial mit einiger Sicherheit ermitteln.
Die "blaugrauen feinen" und die "grobkörnigen
Feldspatmetatuffe" bestehen zum größten Teil aus Feldspat. für
diesen muß man auf Grund des äußeren Habitus, der optischen Befunde,
des Auftretens von Mikroklinresten und Resten von Kalifeldspat nach der Färbung
von GABRIEL/COX, HAYES/ KLUGMAN einen ursprünglichen Kali- oder auch
Kali-Natron-Feldspat (Sanidin) fordern. Da außerdem in den entsprechenden
Schliffen Quarz völlig fehlt, ist ein Alkalitradlyt (Keratophyr) bis
Tradlyt (Orthophyr) und der zugehörige Tuff als Ausgangsgestein
anzunehmen (daher ist die Bezeichnung "Porphyroid-Serie" von
BECK-MANNAGETTA 196) unglücklich). Nur wenig basischere Typen liegen in
den Grünschiefern vor, noch basischere Vulkanite waren die
Hornblendegesteine mit Augitpseudomorphosen. Die überwiegende Masse der
Effusivgesteins und Tuffabkömmlinge der Wandelitzenserie ist einem sauren
bis intermediären kalireichen Vulkanismus zuzuordnen. Damit liegen etwa
die gleichen Verhältnisse wie im Rauche NW St. Veit/Glan vor (FRITSCH
1961a). Die Deutung dieser bis 700 m mächtigen
Gesteinsfolge also "Diaphthoreseschleier" und damit als
Deckenbahn (TOLLMANN 196), S. 7) dürfte damit widerlegt sein. b)Die Wietingserie (Quarz-Albit-Epidot-Almandin-Subfazies
der Grünschieferfazies ) Die Wietingserie besteht im wesentlichen aus
einer ca. 500 m mächtigen metaklastischen Gesteinsfolge, in die sich E
des Renkerbaches die schon besprochene untere Grünschieferzone
einschaltet. Die Gliederung der recht eintönigen Serie erfolgt hauptsächlich
nach dem Metamorphosegrad. Entscheidend für die Gesteinsbezeichnung ist
die Größe der Hellglimmer: Phyllit:
Serizit: Muskovit > 2 :1 glimmerschiefriger Phyllit:
Serizit: Muskovit = 2 1 bis 1 1 phyllitischer Glimmerschiefer:
Serizit: Muskovit = 1 1 bis 1 :2 Glimmerschiefer:
Serizit: Muskovit < 1:2 (FRITSCH :1961b) 1. Die quarzitischen und
Albitphyllite, geländemäßig nicht trennbar, haben ihre größere
Verbreitung im Bereich der Wandelitzenserie, vor allem E des Renkerbaches.
In der Wietingserie bauen sie ein umfangreicheres Gebiet W St. Andrä auf.
Das makroskopische Bild ist nicht sehr spezifisch: von kleinen
Beimengungen, wie Chlorit oder Karbonat, abhängiger Habitus, sonst von
schmutzig-grauer Farbe und mit wechselnd ausgeprägter Schieferung. Der
relativ hohen fein verteilte Feldspatgehalt der Albitphyllite (übrigens
auch mancher glimmerschiefrigen Phyllite) erschwert sicher Rückschlüsse
auf das Ausgangsgestein. Die Zusammensetzung dürfte am ehesten feinkörnigen Tuffiten oder Arkosesandsteinen, eventuell auch feinkörnigen Grauwacken
entsprechen. Beispiel von quarzitischem
Phyllit: 56% Quarz, 27% Serizit (Ø 0,05 mm), 5% Feldspat, 4% Erz, 1%
Epidot, 7% Chlorit, akzessorisch . Turmalin. Beispiel von Albitphyllit: 28%
Quarz, 45% Serizit, 25% Feldspat, 1% Erz. 2. Die 150-250 m mächtige,
mehrfach an tektonischen Fugen versetzte Einheit der glimmerschiefrigen
Phyllite setzt erst W des Burgstallrückens ein. Sie gehen dort infolge höherer
Metamorphose aus Albitphylliten hervor, entsprechend der
Metamprphosezunahme von E nach W in den Grünschieferhorizonten.
Muskovitplättchen werden mit freiem Auge erkennbar. Der meist vorhandene,
zuweilen eisenreiche Karbonatanteil kann zur Einlagerung von Marmorlinsen
führen Beispiel u. d. M.: 40% Karbonat,
16% Chlorit, 13% Serizit (Ø 0,080-1 mm), 12% Quarz, 8% Muskovit, 7%
Feldspat, 4% opak. 3. Der 300 m mächtige Komplex
der phyllitischen Glimmerschiefer schließt die Epizone zum Liegenden hin
ab. Außer dem beginnenden Auftreten von Granat ist vor allem eine weitere
Kornvergrößerung der Hellglimmer zu bemerken: Allerdings beobachtet man
gerade hier stärkere Schwankungen im Metamorphosegrad. Beispielhaft ist
dafür das mittlere Wölfnitztal: Gesteine mit Phyllit- und
Glimmerschiefercharakter wechseln mehrmals. Der Begriff "phyllitischer
Glimmerschiefer" stellt in solchen Fällen einen Mittelwert dar. Die
Variationsbreite der phyllitischen Glimmerschiefer reicht von stark
karbonatischen über stark quarzitische zu graphitreichen Typen. Für das
Gebiet NW Agsdorf ist ein gewisser Chlorit-und Epidotgehalt
charakteristisch, der dem Gestein einen dunkelgrünen Ton verleiht. Beispiel u. d. M.: 38% Muskovit +
Serizit, 37% Quarz, 20% Biotit, 4% Granat, 1% Feldspat, akzessorisch:
Apatit. In vielen Schliffen aller sandig-tonigen Abkömmlinge der
Wietiagserie konnten zonar gebaute Epidote mit feinem Si im Kern
beobachtet werden. Das helizitische oder verfältelte Si steht" in
keiner Beziehung zum Se SO daß eine Zweiteilung des Deformations und
Metamorphosevorgangs vermutet werden kann (vgl. LODEMANN 1966). 3. Das mesozonale
Kristallin Eine Zuordnung der
Kartiereinheiten der Mesozone zu den bisher in der Saualpe erarbeiteten
mesozonalen Serien (FRITSCH, MEIXNER, PILGER und SCHÖNENBERG 1960) ist
trotz tektonischer Zerstückelung und geringer flächenmäßiger
Verbreitung auf Grund der Aufnahmen von LODEMANN (1966), KLEINSCHMIDT und
WURM (unveröff.) möglich geworden: a) Waitschacher Serie b) Kräupingserie c) Zossener Serie Die Gesteine
dieser drei Serien sind unter den Bedingungen der Staurolith- Almandin-Subfazies der Almandin-Amphibolit-fazies entstanden. a) Die Waitschacher Serie Zur Waitschacher Serie gehören
die Granatglimmerschiefer-Vorkommen W Gohle, SW Arnold, NW Pustritz und E Gosler. Die Hellglimmergrößen der feinschuppigen Granatglimmerschiefer
streuen von 0,08 bis 0,2 mm. Höherer Quarzgehalt und Graphitanteile täuschen
gelegentlich eine geringere Metamorphose vor. Beispiel u. d. M.: 59%
Serizit-Muskovit, 24% Quarz, 9% Almandin (zonar), 6% Chlorit, 2% Erz. -In
einigen Fällen schließen amöboide, posttektonische Feldspäte als Si
Graphit ein, welcher auch das gröbere, dem si parallele se abbildet. b) Die Kräupingserie In die Kräupingserie ist der Hauptteil des 700 m mächtigen Amphibolit-Komplexes des Sauerschnig zu stellen, dessen obere Partien allerdings auf Grund marmorführender Glimmerschiefer-Einschaltungen hier die Waitschacher Serie vertreten. Die schweren, schwarzgrünen Gesteine, deren
helle Bestandteile (Quarz und Feldspat) sich öfters zu dünnen Bändern,
gelegentlich zu Schlieren und Linsen anreichern, sind wohl von basischen
Vulkaniten oder sillartig intrudierten Subvulkaniten abzuleiten. Dem
Sauerschnig-Amphibolit entsprechen die Vorkommen NW des Hutterkogels, die
teilweise schon Granat führen. U. d. M. ist der rein grüne
Pleochroismus der Hornblenden zu erkennen. Beispiel: 59% Hornblende, 29%
Feldspat, 5% Quarz, 4% Erz, 3% Epidot (fehlt nie ganz). Aus der Störungszone
NE Raunig stammt der einzige "Diaphthorit" unseres
Kartiergebietes. Sämtliche Hornblenden wurden unter teilweiser Erhaltung
ihrer Kristallgestalt zu Chlorit und Kalzit umgewandelt, insbesondere ist
die Spaltbarkeit der früheren Hornblenden noch deutlich zu erkennen. Mit den Amphiboliten verzahnen
sich N Gohle und SE Paterham, grobschuppige staurolithführende
Granatglimmerschiefer. Beispiel u. d. M.:46% Quarz, 30%
Muskovit (Ø oft 5 mm), 141% brauner Biotit, 9% Almandin ( Ø um 1 cm),
akzess. Staurolith und Turmalin. In anderen Schliffen auch Chloritoid und
Oligoklas. c) Die Zossener Serie Das im ,Kartierbereich stärkst
metamorphe, stratigraphisch tiefste Gestein taucht an der Ostböschung des
mittleren Wölfnitzgrabens auf ein Granatglimmerschiefer mit flaserigen
Disthen-Aggregaten. Die Disthenflasern sind trotz ihrer Größe (ca. 5 mm)
erst u. d. M. zu erkennen und entpuppen sich dort als feiner Disthenfilz.
Der Feldspat ist auch hier ein Oligoklas (An25). Beispiel: 4% Muskovit, 29%
Quarz, 15% Almandin (zonar), 8% Disthen, 4% Oligoklas, 11% Staurolith
und 31% Chlorit. – B. Fazies - Zusammenhänge
Betrachtet man die jetzt fast
vollständig kartierte Epizone der südlichen und westlichen Saualpe und
der östlichen Ausläufer der Gurktaler Alpen im Zusammenhang, so stehen
einer ausgesprochen karbonatreichen Schichtfolge zwischen Brückl und
Griffen (THIEDIG 1966) mächtige vulkanogene Serien mit nur geringem
Karbonatanteil gegenüber. Im W ist es das von FRITSCH (1957, 1961a)
bearbeitete Gebiet um den Sonntagsberg bei St. Veit a. d. Glan und W Hüttenberg
(Urtelgraben). Im E -zwischen Griffen und St. Andrä i. L. -nimmt die
Bedeutung der karbonatischen Gesteine ebenfalls ab. Die Haimburg-Trixener
Marmore dünnen in unserem Kartiergebiet von insgesamt 250 mim W auf 4°
mim E aus. Ein Teil des Mächtigkeitsschwundes ist allerdings durch
Bruchtektonik bedingt. Daß diese jedoch nicht die einzige Ursache dafür
ist, ergibt sich aus dem westlich anschließenden Bereich: Vom
Dragonerfels NW Völkermarkt nehmen blauer und weißer Marmor etwa
kontinuierlich in Richtung Griffen von ca. 400 m auf 25° m ab (THIEDIG
1966). Aber auch innerhalb der
vulkanischen Abfolge der Wandelitzenserie und der höheren Wietingserie
stellen wir fazielle Unterschiede im Streichen fest: Zunahme der
klastischen Abkömmlinge nach E, Einschaltung zweier größerer Grünschieferlagen
mit maximaler Mächtigkeit im Bereich des Lammbaches, schwankende Mächtigkeiten
charakteristischer Tuffe und Tuffite und deren teilweises Ausklingen im
Kern des Gebietes. Die Eruptionszentren dürften für die basischeren
Metavulkanite zwischen Lamm- und Renkerbach (mächtigste Grünschiefer mit
Uraliten), für die sauer-intermediären etwas weiter westlich um das Wölfnitzta1(grobe
Metatuffe, echte Laven) zu suchen sein. In dem übereinander von
Ultrabasifen der hohen ZosseneriSt. Martiner Serie (LODEMANN 1966),
Amphiboliten des Sauerschnig (Kräuping und Waitschacher Serie), Grünschiefern
der Wieting- und tieferen Wandelitzenserie und Metilkeratophyren ,usw. der
höheren Wandelitzenserie spiegelt sich eine Entwicklung von
ultrabasischem über basischen und intermediären zu intermediär-saurem
Magmatismus wider. Man darf daher wohl für die Zossener- St. Martiner-, die
Kräuping-, die Waitschacher-, die Wieting- und die Wandelitzenserie ein
zeitliches Nacheinander in der Ablagerung annehmen, mögen auch manche der
metamagmatischen Körper lakkolithartige Bildungen sein. C. Tektonik Das gesamte Kartiergebiet stellt
einen nach SE geneigten Block dar, der von einem WSW-ENE und einem
NNW-SSE-Störungssystem in mehrere Schollen zerstückelt ist. Die Störungsdichte
nimmt von W nach E ab. Diese Tendenz ist umso merkwürdiger, als die
Hauptstörungen deutliche Beziehungen zur Lavanttaler Störungszone haben:
Sie laufen ihr parallel und bilden -großräumig betrachtet Staffelbrüche
gegen das Lavanttal. Das metamorphe Gesteinspaket ist bis in den
mikroskopischen Bereich hinein intensiv verfaltet. Die Großstrukturen des
2500 m mächtigen Komplexes sind klar und einfach und lassen sich z. T.
schon im Aufschluß verkleinert wiedererkennen (Abb. 13) : Zonen mit
flachem S-Fallen wechseln mit Bereichen starken Abtauchens oder
ausgesprochener Steilstellung. 1. Die meßbaren
tektonischen Elemente Aus den synoptischen
Sammeldiagrammen (Taf. II, 10 u. 11) erkennt man ein durchschnittliches
Streichen und Fallen der s.,Flächen von 70-80/30 SE, was sich deutlich im
Kartenbilde ausprägt. Die meßbaren s-Flächen sind in
allen beobachteten Fällen identisch mit der Schieferung (sf). Dem sf
laufen meist auch die stofflichen Grenzen parallel, d. h. für diese Fälle
gilt sf = ss. Ausnahmen davon liegen vor allem in den phyllitischen
Tonschiefem der Magdalensbergserie und in den Grauen Phylliten vor. Das
Bild, ss Λ sf, scheint für diese höchsten Teile des Kristallins
typisch zu sein. Dasselbe konnte auch THIEDIG (1966) beobachten. Es
handelt sich bei dieser Schieferung um Transversalschieferung, die mit
intensiver Scherfaltung verbunden ist, im tieferen Kristallin dagegen um
"hypertrophierte Transversalschieferung" (CLAR et al. 1963) +
Kristallisationsschieferung. Die Beobachtung einfacher
Transversalschieferung und Scherfaltung auch in tieferen Serien stört
allerdings die Vorstellung einer Stockwerkstektonik. Echte Faltenachsen sind selten meßbar,
die Angaben über Achsenrichtungen wurden in erster Linie aus B-parallelen
Lineationen auf den s-Flächen gewonnen. Durchschnittlich streichen die
Achsen bei fast horizontaler Lage 90 bis 1000. Daneben ist weit schwächer
eine zweite Achsenrichtung von 10 bis 200 ausgeprägt (vgl. Diagramm 5,
Taf. II). Für den Westteil des Gebietes geht aus den stereographischen
Projektionen 1 bis 4 (Taf. II) eine Drehung der Achsenrichtung von 110°
im N über 100°0 und 90° auf 70° im S hervor. Das starke Abweichen von
der in der Saualpe üblichen B-Achsenrichtung 100 bis 110° ( v. KAMP u.
WEISSENBACH 1961, THIEDING 1962, 1966) im S entspricht etwa der Richtung
der Saualpensüdrand-Flexur (s. u.) und dürfte von ihr beeinflußt sein. Die Sammeldiagramme der Kluftpole
(Taf. II, 8 und 9) zeigen deutlich zwei bevorzugte Richtungen 110° und um
180°. Bei der N-S-Richtung handelt es sich vielleicht um die zur Faltung
gehörende ac-Klüftung. Eindeutiger ist die wechselseitige Abhängigkeit
von Klüften und Störungen. 2. Die Falten Die beobachteten Falten sind von
wenigen Ausnahmen abgesehen rekristallisiert. Das bedeutet, daß die
Faltung mindestens syn-, wenn nicht präkristallin ist (v. KAMP u.
WEISSENBACH 1961. Die Falten weisen materialbedingt
recht unterschiedliche Gestalt und Dimension auf. Größere Falten mit
Wellenlängen und Amplituden von 1 m und mehr sind selten. Sie finden sich
hauptsächlich in den Marmorlagen, aber auch phyllitische Gesteine können
in dieser Größenordnung verfaltet sein. Alle diese größeren Falten
weisen bis auf eine Ausnahme eine klare S-Vergenz auf (Abb. 12). Häufiger
beobachtet man Falten im Größenbereich von :10 bis 50 cm. Sie sind im
allgemeinen an dünnplattige Marmore und schmale Karbonatlagen in
Phylliten gebunden. Bei ihnen handelt es sich um -parallele, bei flachem s
liegende Isoklinalfalten mit einer gewissen Tendenz zur Scherfaltung. In
den tieferen phyllitischen Gesteinen gehen sie in lang ausgezogene,
s-parallele Spitzfalten mit minimaler Wellenlänge über. Der
Faltenscheitel entzieht sich oft derBeobamti1ng, oft mag er gar nicht
ausgebildet sein. Von den langen Spitzfalten kann auf eine Art "laminaren
Übereinanderschiebens", also eine beträchtliche Einengung und eine
starke tektonische Vergrößerung der Mächtigkeiten besonders der
phyllitischen Partien, geschlossen werden. Dazu kommt eine im mm-Bereich
liegende feine Verfältelung, die ebenfalls eine scheinbare Vergrößerung
der Mächtigkeiten bewirkt. 3. Die Steilstellungszone östlich
des Renkerbaches liegen die gesamten glimmerschiefrigen Phyllite und Teile
der angrenzenden Grüngesteine in einer Steilstellungszone (Abb. 11,
Profil I und II). Im N reicht sie bis zur Linie
Kogelbauer-Sieber-Geisselbacher-Schwaiger, die Südgrenze verläuft
vom Renkerbach W Tschori über Muritzer ebenfalls zum Gehöft
Schwaiger. Innerhalb der Steilstellungszone sind die Schichten nicht
einfach senkrecht aufgerichtet, sondern zusätzlich wellblech-oder
treppenartig verformt. Die II Wellblechfaltung" setzt sich aus dm-großen
falten mit mehr oder weniger senkrecht stehenden Faltenspiegel zusammen
(Abb. :13). Die II Treppenfaltung" erfaßt etwas größere Bereiche,
Höhe und Breite der einzelnen "Stufen" haben Ausmaße von
einigen Metern bis Zehnermetern. Derartige verfaltete Gesteinspartien
fallen als ganzes mit etwa 60 bis 70 Grad ein. Das Gebiet zwischen Sieber,
Brunner und der Kirche von Lamm zeigt diesen Verformungstyp am
deutlichsten. Wellblech- und Treppenfaltung erinnern in der form an di~ von
FALCON u. HARRISON (1934) u. a. beschriebenen IIcollapse structures".
Das s-flächen-Diagramm der
Steilstellungszone (Taf. II, Nr. 6) beweist das einheitliche Streichen und
das flache E-fallen der Achsen dieser Struktren. Die beiden dem
Mittelpunkt benachbarten Maxima entsprechen den bei der Wellblechfaltung
auftretenden Fallrichtungen, während das dritte Maximum der
Treppenfaltung zuzuordnen ist. 4. Die Flexur Eine zweite große Abtreppung der
südlichen Saualpe bildet die Saualpensüdrand-flexur. Mögen ihre Anlagen
auch variskisch sein, so ist ihr heutiges Bild doch alpidisch geprägt.
Diese Flexurzone erstreckt sich etwa von leouk im W unter dem Erlacher
Schotterschlauch nach E über den Rudnig- und Wölfnitzbarn bis NE Pims.
Von dort an ostwärts ist der Südrand der Saualpe durch eine Störung
markiert. Im W wird die Flexur am Griffener Verwurf abgeschnitten, sie
setzt sich weiter südlich (Griffener Schoßberg) nach W fort (THIEDIG
1966). Die Steilstellungszone der Flexur (Taf. II, Diagramm 7) liegt im
Bereich der Haimburg-Trixener Marmore. südlich ist der Flexur
streckenweise eine Einmuldung vorgelagert (Abb. 11, Profil VII u. VIII).
Parallel zur flexurachse laufen in den dolomitischen Marmoren mehrere
Mylonitisierungszonen. An Blatt-Verschiebungen wird die Flexur mehrfach um
geringe Beträge versetzt. Möglicherweise besteht beim Kernpeis eine
weitere, zur ersten parallele Abtreppung, da sich dort ein Abbiegen der
sonst söhligen Smid1tung nach S andeutet. 5. Die Störungen Die einzige große WSW-ENE-Störung
ist die "Bierbaumerstörung" I die bei Pims aus der Saualpensüdrand-flexur
hervorgeht. Diese wird hier also zur Saualpensüdrand-Verwerfung. Von Pims
zieht sie über den Bierbaumersattel unter dem Pustritzer Schotterschlauch
hindurch, das Granitztal querend, durch dei Salzburger Wald ins Lavanttal.
S Wiesenhüter gabelt sie sich in mehrere Äste. Aus Profilen durch den
Pustritzer Schotterschlauch und aus dem Geländebefund geht hervor, daß
jene Schotter nicht mehr mitversetzt wurden. Allerdings lebte der Sprung
im Rauch Schönweg wieder auf, denn dort ist zwar zuerst auch Paläozoikum
und Permotrias gegen epizonales Kristallin versetzt worden, später sind
dann aber noch zwei Schollen mit untertortonern Tertiär eingebrochen. Die Sprunghöhe nimmt nach E von
ca. 100 m auf ca. 400 m zu. An kreuzenden N-S-Verwerfern scheint sie nur
beim Bierbaumer um 50 m nach N versetzt zu sein, was für ein ziemlich
senkrechtes Einfallen spricht. Markierungen des genauen Verlaufs sind u.
a. eingeklemmte Linsen von hellem und dunklem Marmor, Grauem Phyllit und
Werfener Tonschiefern. Parallel dazu verlaufen im Deckgebirge des
westlichen Salzburger Waldes mehrere Abschiebungen, Gräben und Horste. Die Saualpensüdrand-Störungszone
zeigt in ihrem gesamten bisher bekannten Verlauf von Trixen bis zum
Granitztal (THIEDIG 1966) keine nennenswerten Einengungserscheinungen, und
auch der komplizierte Abschnitt bis zum Lavanttal läßt sich zwanglos
durch Abschiebungserscheinungen erklären. Die bei BECK-MANNAGETTA (1963)
beschriebene Einengungstektonik mit Schuppenbau stützt sich im
wesentlichen auf drei angeblich durch jüngere Schichten vom übrigen
Gesteinsverband abgetrennte Vorkommen von Permoskythsandstein. Die auf
Trias liegenden "Permoskyth-Deckschuppen“ NW Grabenbauer bestehen
jedoch aus sandig verwitterndem Dolomit, sie gehören also zum
Triasdolomit der Umgebung. 500 m NW Proprat sollen innerhalb eines reinen
Permoskythsandstein-Gebietes mit z. T. tiefgründiger Verwitterung.
Serizitschiefer Lamellen II eine weitere Schuppe abgrenzen. Dies erscheint
als Nachweis kaum ausreichend. Die Werfener Schichten und Anis-Rauhwacken
N Holzhansl sind vollständig von Permoskythsandstein umgeben und als
kleiner Graben zu deuten. Der bedeutendste NNW-SSE-Sprung
ist der Griffener-Verwurf (HÖFER 1894), ein Parallsprung zur Lavanttaler
Störungszone. Von Eberstein über die Saualpe streichend erreicht er NW
Diete den westlichen Kartenrand. Mehrfach verzweigt windet er sich W an
Erlach vorbei über Griffen ins untere Wölfnitztal, um sich schließlich
über Bleiburg in die östliche Petzen hinein fortzusetzen (SPITZ 1919);
In dem bisher genauer bekannten Abschnitt ist stets die Ostsmolle
abgesunken, wenn auch um recht unterschiedliche Beträge: E Griffen ca.
1000 m (THIEDIG 1966), S Kernpeis (Rakounig) ca. 400 m, N Leouk insgesamt
1000 m. Der Griffener Verwurf versetzt im N mesozonale Gesteine gegen
epizonale und bildet hier die Ostbegrenzung des großen mesozonalen
Horstes E Grafenbach. Dessen Südende bricht NW Leouk treppenförmig ab,
und es entsteht .ein recht kompliziertes Hackfeld mit ankeritischen
Myloniten, Versumpfungen und Quellaustritten, dessen Übersichtlichkeit
auch noch stark von der tertiären Bedeckung beeinträchtigt wird. Neben der vertikalen hat der
Griffener Verwurf auch eine ganz beträchtliche horizontale Komponente,
wenn auch nicht in dem von HÖFER vertretenen Ausmaße von 8 km. Der
Griffener Verwurf bewirkt eine Versetzung der Saualpensüdrand-flexur um
mindestens 1800 oder gar um 2200 m, und zwar im Sinne einer
"Linksseitenverschiebung". Dieser Versatz erklärt sich nur zum
Teil aus der vertikalen Sprunghöhe, deren Anteil hauptsächlich von der
Neigung der Flexur abhängt und höchstens 600 m beträgt. Es ist also ein
horizontaler Verschiebungsbetrag von mindestens 1200 m anzunehmen. Ein Nebenast des Griffener
Verwurfes zieht als Zerrüttungszone mit Sprunghöhen von kaum mehr als 50
m ins Rudnigbachtal hinein. Aus Richtung Greutschach kommend
durchläuft der "Kaunzer Verwurf" vielfach verästelt die
Ortschaft Kaunz, einen Teil des Wölfnitzgrabens, zielt SE Nusitz in den
Kollmanngraben und vereinigt sich bei St. Kollmann mit dem Griffener
Verwurf (HÖFER 1894). Seine größte Sprunghöhe erreimt er mit 300 m
zwischen Hartl und Gohle. Bedeutsam ist eine der zahlreichen Abzweigungen
bei Hartl, die bei Raunig in E-W-Richtung umbiegt. Ihre Sprunghöhe muß
im Wölfnitzgraben mehr als 500 m erreichen (Zossener gegen untere
Wietingserie). Die Störung ist im Anriß des Wölfnitzbaches als steile
Aufschiebung aufgeschlossen. In Richtung Pustritz splittert sie stark auf.
Der "Pustritzer Verwurf"
zieht etwa in N-S-Richtung aus den Arbeitsgebieten. LODEMANN und WURM
knapp E Pustritz nach S zum Bierbaumer. N Pustritz läßt er phyllitische
Glimmerschiefer hinter Granatglimmerschiefer zurückspringen, im S nimmt
seine Sprunghöhe auf weniger als 100 m ab. Er bildet hier weitgehend die
Westbegrenzung des Granitztaler Tertiärs. Dieses ist also von den N-S-Störunge.n
wohl noch betroffen. Es ist dies ein. weiterer Hinweis auf den
Altersunterschied zwischen den N-S-Sprüngen und der quer dazu
verlaufenden Bierbaucherstörung. S der Kreuzung mit der Bierbaucherstörung
ist im Zuge des Pustritzer Verwurfs ein kleiner Graben mit
Permoskythsandstein in die Magdalensbergserie eingebrochen. Die;,Renkerbachstörung"
zieht etwa parallel zum unteren Renkerbach nach S ins Granitztal und ist
auch nach N weiter verfolgbar. Auch diese Störung ist im N bedeutender,
wo sie den Sauersmnig-Amphibolit von phyllitischen Glimmerschiefern
trennt. Der Bewegungssinn der "Agsdorfer
Störung" NW St. Andrä ist dem der anderen entgegengesetzt (NE =
Hochscholle). Ihr Verwerfungsbetrag wächst gegen das Lavanttal auf 200 m
an. Eindeutige Aufschlüsse über die
Grenze des Kristallins gegen das Lavanttal konnten nicht gewonnen werden.
Das Abtauchen der B-Achsen gegen das Tal (Taf. II, Diagramm 5) scheint die
Annahmen WINKLER-HERMADENs (1937) und BECK-MANNAGETTAs (1952a) zu bestätigen,
daß das Saualpenkristallin ± störungsfrei abbiegt. Zusammenfassung: Es wurde ein Ausschnitt aus dem höheren Teil des
Kristallinkomplexes der Saualpe zwischen Griffen und St. Andrä im Maßstab
1 : 10000 neu aufgenommen. Das bearbeitete Gebiet umfaßt ancliibis
mesozonale, in der Hauptsame aber epizonale Gesteinsserien. An NNW-SSE-Störungen
ist es treppenartig gegen das Lavanttal hin abgesetzt. Quer dazu verläuft
die Saualpensüdrand-Flexur-und Störungszone. Ihr parallel, aber schon
variskisch entstanden, streicht eine Steilstellungszone mit
charakeristischer " Wellblech- und Treppenfaltung". Die
durchschnittliche B-Achsenrichtung von 100° paßt zu dem sonst in der
Saualpe gefundenen Wert. Soweit erkennbar, weisen die Falten Südvergenz
auf. Die stratigraphische Gliederung läßt sich gut mit den
Gliederungen der Nachbargebiete und auch der gesamten übrigen Saualpe
vergleichen, jedoch machen sich in E-W-Richtung deutlich fazielle
Unterschiede bemerkbar. Im anchimetamorphen Paläozoikum konnte mit Hilfe
von Conodonten Unterludlow nachgewiesen werden. Auffallendste Glieder der
gesamten Folge sind Abkömmlinge von Tuffen, Tuffiten und deren
Umlagerungen sowie echter Magmatite. Hervorzuheben sei die Entdeckung
epimetamorpher Mandelsteine und porphyrischer Gesteine mit "Sanidin"-Einsprenglingen.
Der Vulkanismus ging nach dem basisdien der Mesozone in
alkalitrachytischen bis trachytischen in der Epizone über. Schrifttum:
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