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Zu Beginn dieser Seminararbeit soll festgehalten werden, daß es
sich hierbei um einen Versuch einer vollständigen Darstellung der Geologie des
Dachsteingebirges handelt. Weiters wurde das dargestellte Gebiet nach eigenem Ermessen
abgegrenzt und deshalb soll vorab darauf hingewiesen werden, daß auch nach anderen
Abgrenzungskriterien das Untersuchungsgebiet umschrieben werden kann.
Es wird in diesem Seminar vor allem auf die geologischen
Besonderheiten hingewiesen, außerdem wird der Unterschied zwischen geologischer und
morphologischer Betrachtungsweise so wie deren unterschiedliche Erklärungsversuche näher
diskutiert.
Die Arbeit enthält neben einer kurzen geographischen Übersicht,
die hauptsächlich der Orientierung und Abgrenzung dient, einen geologischen Überblick.
Letzterer soll vor allem die großräumigen Verhältnisse wiedergeben so wie die
wichtigsten Gesteine und Minerale näher beschreiben. Auch die Stratiegraphie
(Schichtenkunde) und die tektonischen Verhältnisse werden nicht unbeachtet bleiben.
Im abschließenden Teil werden die zuvor beschriebenen geologischen
Gegebenheiten an lokalen Beispielen verdeutlicht. Für diese Beispiele gaben vor allem die
dort auftretenden Erscheinungen den Ausschlag, daß sie für diese Arbeit herangezogen
wurden.
Um genauere und vollständigere Einblicke in die Geologie des
Dachsteingebirges zu erhalten wird auf die einschlägige Literatur verwiesen.
Dennoch soll diese Seminararbeit die vorrangigsten Themen behandeln
und das Interesse für die geologischen Gegebenheiten des Dachsteins wecken.
Der Alpenkörper ist ein etwa 700km langer Gebirgswall zwischen Wien und dem Genfer See, der im Westen in einem großen Bogen nach Süden schwenkt und am Mittelmeer endet.
Der geologische Bau der Westalpen unterscheidet sich erheblich von dem der Ostalpen. Ein Blick auf die tektonische Übersichtskarte (Abb. 3) zeigt, daß die geologische Abgrenzung beider Einheiten weit schwieriger ist, als die geographische Trennung (Abb. 4). Bestimmte, für die Westalpen typische Gesteinsserien aus der Schweiz ziehen nach Osten weiter und somit setzen sich die Westalpen, im geologischen Sinne, in die Ostalpen hinein fort. Westalpen-Gesteine erscheinen dort nicht nur am Gebirgsnordrand, sondern treten auch in einer Reihe tektonischer Fenster (z.B. Tauernfenster) im Ostalpeninneren zutage.
Das Westalpin kann von N nach S in mehrere, teils übereinander,
teils hintereinander angeordnete Einheiten untergliedert werden: in das Helvetikum, das
Ultrahelvetikum, die Flyschzone und in das Penninikum, das z. B. im Tauernfenster
erscheint.
Das Ostalpin kann in ein Oberostalpin und ein Unterostalpin zerlegt
werden. Auch diese ursprünglich hintereinander folgenden Einheiten wurden als Decken
übereinander gestapelt, wobei die tieferen tektonischen Teile, eben das Unterostalpin,
sehr stark ausgewalzt wurden.
Demgegenüber ist die Architektur des Südalpins verhältnismäßig
einfach. Hier herrschen Brüche und meist südwärts gerichtete Überschiebungen
geringerer Reichweite vor. Ein den Ostalpen im engeren Sinne vergleichbarer Deckenbau
fehlt.
Tollmann 1963 nahm eine noch weiterreichende Unterteilung des
Ostalpins vor. Er gliederte das Ostalpin nicht in zwei, sondern in drei Baueinheiten. Das
Oberostalpin wird von ihm in ein tiefer liegendes Mittelostalpin und höheres Oberostalpin
zerlegt.
Zum Oberostalpin gehören die Nördlichen Kalkalpen, die Nördliche
Grauwackenzone und einzelne Schollen altpaläozoischer Gesteine auf dem Altkristallin und
der Drauzug. Nahezu das gesamte Altristallin der Ostalpen mit dem darauf abgelagerten,
Zentralalpinen Mesozoikum, weist Tollmann dem Mittelostalpin zu.
Für die Dreiteilung des Ostalpins gibt es Gründe. Auf das
Altkristallin, das heute über das Unterostalpin geschoben ist, transgregierte zunächst
das erwähnte Zentralalpine Mesozoikum. Über diesem folgt tektonisch ein oberostalpines
Paläozoikum, das seinerseits eine mesozoische Auflagerung trägt.
Man kann diese Dreiteilung regionale und damit grundsätzliche
Bedeutung beimessen, kann sie aber auch als eine mehr örtlich bedingte Komplikation im
tektonischen Bau betrachten.
Die Zweiteilung des Oberostalpin in ein Mittelostalpin und ein
höheres Oberostalpin ist in der Fachwelt zwar anerkannt und üblich, dennoch wird zwecks
der Vereinfachung in den folgenden Ausführungen an der Zweiteilung festgehalten.
Zunächst werden die geologischen Zonen der Ostalpen überblicksmäßig charakterisiert (vergleiche dazu auch Abb. 5 und Abb. 6).
Die nördliche Molassezone:
Sie reicht etwa vom heutigen Donautal im Norden bis zum Nordrand der
Nördlichen Kalkalpen im Süden. Die Molassezone ist aus Sedimentgesteinen aufgebaut und
bildet einen circa 5000m tiefen Trog, der im Süden noch weit unter die nördlichen
Kalkalpen reicht. Im Verlauf der Gebirgsbildung wurde der Südteil der Senke
zusammengeschoben und gefaltet und es entstand die Faltenmolasse. Im Gegensatz dazu blieb
weiter nördlich im Bereich der Vorlandmolasse die ursprünglich horizontale Lagerung der
Sedimente weitgehend erhalten.
Die Schichtfolge der Molassesenke reicht vom Obereozän bis ins
Pliozän und umfaßt im Wechsel marine, brackische und terrestrische Ablagerungen, wobei
im Westen die terrestrischen, im Osten die marinen Sedimente vorherrschen. Man findet
Tonmergel, Sand und Sandsteine, örtlich Einschaltungen von Kohleflözen, und vor allem im
Westen mächtige Konglomerate. Im Norden sind unverfestigte Schotter weit verbreitet.
Erdölbohrungen gaben Aufschluß, daß der alpine Überschiebungsbau
weit nach Norden vorgreift und Molassesedimente noch südlich der Flyschzone unter den
Nördlichen Kalkalpen zu finden sind. Die Sedimente selbst liegen auf Gesteinen der
helvetischen Zone und auf der südlichen Fortsetzung des Kristallins der Böhmischen
Masse.
Helvetikum und Ultrahelvetikum:
Helvetische Gesteine treten in einer breiten Zone aus der Schweiz
ins Allgäu über und ziehen am Nordrand der Flyschberge in einem immer schmaleren
Streifen nach Osten weiter, bis sie in der Landschaft kaum mehr in Erscheinung treten. Es
sind marine Sedimente (Oberjura bis Obereozän), die von ihrem ursprünglichen
Ablagerungsraum weiter im Süden tektonisch abgeschert und weit nach Norden über die
Molasse geschoben wurden. Im Allgäu und in Vorarlberg werden sie bis zu 1000m mächtig,
schrumpfen aber nach Osten auf 100-200m zusammen. Im Raum Salzburg verschwinden sie fast
ganz.
Zwischen der Helvetikum-Zone und dem Flysch ist das Ultrahelvetikum
eingeschaltet. Die Ablagerungen dieser Zone – mittlere bis höhere Kreide und
Alttertiär – zeigen teilweise Ähnlichkeit mit dem Helvetikum, teilweise aber auch
mit dem Flysch. Tonig-sandige Gesteine dieser Serie werden auch als Buntmergel,
sandig-konglomeratische als Wildflysch bezeichnet. Sie sind in der Regel an der Basis der
mächtigen Flysch-Decke bis aufs äußerste tektonisch ausgewalzt und meist nur mehr in
ganz kleinen Resten auffindbar.
Die Flyschzone:
Über dem Ultrahelvetikum folgt die Rhenodanubische Flyschzone. Sie
reicht vom Nordpenninikum der Schweizer Alpen ohne Unterbrechung bis zu den Karpaten und
stellt tektonisch, wie auch ihrem Gesteinsinhalt nach, eine klar abgrenzbare Einheit dar.
Die fast ausschließlich klastischen Flyschgesteine reichen von der höheren Unterkreide
bis in das Alttertiär, sind meist sehr mächtig, aber außerordentlich arm an Fossilien.
Die Gesteine der Flyschzone wurden während der Gebirgsbildung von ihrer ursprünglichen
Unterlage abgelöst und weit nach Norden, auf die Molasse, überschoben. Das überfahrene
Helvetikum und Ultrahelvetikum kommt unter der Flyschdecke in mehreren Fenstern zum
Vorschein. Typisch für die Flyschzone sind sanfte Bergformen, deren tonreiche Gesteine zu
Hanggleitungen neigen.
Die Nördlichen Kalkalpen:
Die Nördlichen Kalkalpen erstrecken sich von Vorarlberg bis Wien,
meist mit schroffen Kalk- und Dolomitwänden südlich an die weicheren Formen der
Flyschzone aufsteigend.
Unter den mächtigen Sedimentfolgen (Perm bis Jungtertiär) der
Nördlichen Kalkalpen spielen die Kalke und Dolomite der Trias die weitaus bedeutendste
Rolle. Es handelt sich vor allem um Flachwasserablagerungen mit Riffen, denen gegenüber
klastische Gesteine zurücktreten. Bekannte Kalkgipfel sind unter anderem die Parseier
Spitze in den Lechtaler Alpen, die Zugspitze, der Watzmann, der Dachstein und der
Schneeberg. Der Jurazeit entstammen bis 1500m dicke kalkig-tonige Beckensedimente und etwa
gleichalte, aber stets geringmächtigere bunte Kalke, die auf untermeerischen Schwellen
abgelagert wurden. Riffgesteine sind selten, fehlen aber im höheren Jura nicht völlig.
Mit der Unterkreide endet die geschlossene Ablagerungsfolge der
Nördlichen Kalkalpen. Die mittlere, vor allem aber die höhere Kreide, die sogenannte
Gosau (wird in einem nachfolgenden Kapitel noch näher erläutert), greift über
verschieden alte Schichten über und ermöglicht damit die zeitliche Einordnung der ersten
bedeutenden gebirgsbildenden Bewegungen (vergleiche Abb. 7).
Auch das Tertiär liegt diskordant auf älteren Gesteinen, besitzt
aber, sieht man von den inneralpinen Tertiärbecken im Osten einmal ab, nur geringe
Verbreitung.
Das tektonische Bild der Nördlichen Kalkalpen wird von einem
intensiven Falten-, Schuppen- und Deckenbau beherrscht. Dabei überwiegt im Westen die
Faltung, die in Schuppen und Decken übergeht, während in den mittleren Kalkalpen, etwa
im Salzburger Raum, mehr schollenartige Überschiebungen vorherrschen. Ganz im Osten der
Kalkalpen, in Niederösterreich, kommt es wieder zu stärkerem Falten- und Schuppenbau.
Die Überschiebung der Kalkalpen als Ganzes auf den Flysch ist vor
allem in Ober- und Niederösterreich klar zu erkennen. Das wird besonders deutlich in den
tektonischen Fenstern östlich von Salzburg (Wolfgangseefenster, Fenster von
Windischgarsten), in denen der Flysch und das Ultrahelvetikum bis zu 25km vom Nordrand der
Kalkalpen entfernt, unter dem Oberostalpin zum Vorschein kommen.
Die Nördliche Grauwacken-Zone:
Die schroffen Kalkmassive der Nördlichen Kalkalpen werden im Süden
von der Nördlichen Grauwacken-Zone abgelöst, eine Landschaft die sich durch bewaldete
oder mit Alpenmatten bedeckte Bergrücken auszeichnet. Da die altpaläozoischen Schiefer
und Grauwacken der Abtragung einen geringeren Widerstand entgegensetzen als der Kalk,
entstand hier ein weit ausgeglicheneres Relief.
Die Gesteinsserien reichen vom Ordovizium bis in das Oberdevon
(vergl. Abb. 7) und stellen die ursprüngliche Unterlage der Nördlichen Kalkalpen dar,
die mit Breccien, Konglomeraten und Sandsteinen des Oberkarbons und des Perms direkt auf
das gefaltete und zum Teil schon wieder abgetragene Altpaläozoikum transgredieren. Die
Grauwacken-Zone muß daher tektonisch ebenfalls zum Oberostalpin gerechnet werden. In den
östlichen Ostalpen ist sie allerdings in eine Obere und eine Untere Grauwacken-Decke
zerlegt.
Die meist schwach metamorphen paläozoischen Schichten erhielten
gegen Ende des Unterkarbons durch die variszische Gebirgsbildung (vergl. Abb.7) ihre
tektonische Ausprägung. Daraus folgt, daß die jungpaläozoische Gebirgsbildung vor allem
in den Zentralalpen eine erhebliche Rolle spielte.
Die an der Wende Ordovizium/Silur aufgedrungenen Quarzporphyre
sprechen dafür, daß bei der Kaledonische Orogenes auch im Raum der heutigen Alpen
tektonische und magmatische Prozesse im Gange waren (vergl. Abb. 7). Die mit der
variszischen Faltung verbundene Metamorphose wandelte diese Vulkanite später in
Porphyroide (verschieferte Quarzporphyre, Porphyrite) um.
Das Unterostalpin:
Unter dieser Bezeichnung versteht man eine Reihe von Schuppen und
Schollen-Zonen, die tektonisch zwischen das Oberostalpin und das tiefer liegende
Penninikum eingeschaltet sind.
Das typische Gestein für diese Zone ist der Quarzpyllit, der vieler
Orsts Verwandtschaft zu den benachbart liegenden Schichten zeigt.
Das Penninikum (des Tauernfensters):
In den Hohen Tauern und in den Zillertaler Alpen sowie im
Unterengadin ist im Gefolge lokaler Aufwölbungen des tieferen Untergrundes die Abtragung
der höheren Decken bereits soweit fortgeschritten, daß unter dem Ostalpin westalpine
Bauelemente sichtbar werden.
Die variszische Gebirgsbildung (vergl. Abb. 7) bewirkte eine starke
Faltung und Metamorphose, in deren Verlauf eine Migmatisierung, d. h. eine telweise
Aufschmelzung des Gesteinsbestandes einsetzte und granitische bis tonalitische Magmen
aufdrangen. Sie bilden heute zusammen mit den Migmatiten große Teile der penninischen
Zentralgneise.
In alpidischer Zeit nahm die geschichtliche Entwicklung des
Penninikums im Tauernfenster etwa folgenden Verlauf: Über dem bei der Abtragung
freigelegten Sockel des variszischen Gebirges breiteten sich geringmächtige Perm-, Trias-
und Jura-Unterkreide-Sedimente aus. Südlich dieses Sockels, der sogenannten
Zentralgneisschwelle, entstand im Jura ein tieferes Meeresbecken, in dem kalkige bis
sandige Mergel in großer Mächtigkeit abgelagert wurden. Aus diesen wurden im Verlauf der
alpidischen Metamorphose die Bündner Schiefer, die jenen der Schweizer Alpen bis ins
Einzelne gleichen. Sie enthalten basische bis ultrabasische Vulkanite, die unter dem
Begriff Ophiolithe zusammengefaßt werden.
Die in der Kreidezeit einsetzenden Erdkrustenbewegungen führten zu
starker Durchbewegung all dieser Gesteine und einer Metamorphose, die als
Tauernkristallisation bezeichnet wird. Sie endet erst im Tertiär. Das Ergebnis ist ein
mächtiger Deckenstapel, in dem Teile des alten Kristallins, die Habachserie und vor allem
die Bündner Schiefer als Schieferhüllen über die Zentralgneis-Kerne gewölbt wurden.
Gipfel wie der Olperer und der Großvenediger sind aus
Zentralgneisen aufgebaut, während der Großglockner (3797m), der Oberen Schieferhülle
angehört.
Vielfach wird auch die Flyschzone der Ostalpen zum Penninikum im
weiteren Sinne gerechnet, da sie tektonisch gleichfalls unmittelbar an der Basis der
Ostalpinen Decke liegt.
Das Oberostalpine Altkristallin:
Diese, teils hochmetamorphen Gesteinserien bestehen aus Migmatiten,
Amphiboliten, Ortho- und Paragneisen, Glimmerschiefern und Quarzphylliten und erhielten
ihr tektonisches Gepräge ebenfalls im Verlauf der variszischen Gebirgsbildung. Auf dem
Kristallin sind an zahlreichen Stellen auch Reste der ursprünglichen Sedimentbedeckung
erhalten. Es sind permo-mesozoische Serien, die, bei geringerer Mächtigkeit, gleichalten
Gesteinen der Nördlichen Kalkalpen weitgehend ähneln. Sie werden als Zentralalpines
Mesozoikum bezeichnet.
Nach den unterschiedlichsten Theorien (Schraubstock-, Wurzelzonen- und Verschluckungszonentheorie) entwickelte Wegener 1912 die Vorstellung, daß die Kontinente sich weiträumig verschieben. Seine Gedanken waren zunächst abgelehnt worden. Erst die bahnbrechenden Ergebnisse der geowissenschaftlichen Ozeanforschung haben dann aus den Elementen der Kontinental-Verschiebungstheorie einerseits und der Unterströmungslehre andererseits in der Mitte der 60er Jahre die Theorie der Plattentektonik entstehen lassen.
Die Europa und Afrika ursprünglich trennende Meereszone bestand
nicht aus einem einzigen ozeanischen Becken, vielmehr dürfte ein Schwarm kontinentaler
Schollen und zwischen gelagerter Meeresbecken die beiden Großkontinente voneinander
getrennt haben. Bei deren Annäherung könnten sich Systeme nacheinander entstehender
Subduktionszonen gebildet haben, die bald nach Norden, bald nach Süden eintauchten.
Allein für die Alpen nimmt Trümpy wenigstens drei solcher Zonen
an. Da die Gebirgsbildung in den Alpen etwa gegen Ende der Kreide begann und über 80
Millionen Jahre anhielt, und die Teilbereiche des entstehenden Gebirges nicht zur gleichen
Zeit, sondern nacheinander von der Deformation erfaßt wurden, sind mehrere
altersverschiedene, einander ablösende Subduktionszonen anzunehmen (vergl. Abb. 8).
Die Alpen sind also das Ergebnis einer gigantischen Kollision zweier
Kontinentalschollen. Vereinfacht läßt sich sagen, daß die ost-südalpinen Sedimente
einem gegliederten Schelfmeer am Nordrand Afrikas entstammen, während die helvetische
Zone im weiteren Sinne dem europäischen Kontinentalsaum angehörte. Manches spricht
dafür, daß Teile der dazwischenliegenden Sedimente und Vulkanite auf ozeanischer Kruste
abgelagert wurden.
Unter der Wirkung der von Süden oder Südosten heranrückenden
afrikanischen Platte wurden die zwischen den beiden Großkontinenten liegenden
Kleinplatten zusammengepreßt, und ozeanische Teilstücke an Subduktionszonen versenkt.
Dabei lösten sich in manchen Zonen die Deckensediment von ihren kristallinen Fundamenten
und glitten als Decken übereinander. Andererseits wurden auch ozeanische Krustenteile auf
kontinentale Elemente geschleppt (Obduktion). Die Entstehung der Alpen im Sinne der
Plattentektonik kann man dann wie im Schema der Abbildung 9 darstellen.
Aus geographischer Sicht kann man die nördliche Abgrenzung der Dachsteingruppe mit dem Gosaubachtal, dem Hallstättersee und dem Trauntal ziehen. Die westliche Grenze verläuft entlang des Gosaubeckens über die Zwieselalm und die Großwand bis zur Großen Bischofsmütze. Im Süden begrenzt die Ramsau das Massiv. Über Gröbming entlang dem Ennstal geht es dann bis zum östlichsten Punkt der Dachsteingruppe, dem Grimming (vergl. Abb. 10).
Die Dachsteingruppe ist Fast vollständig Teil der Nördlichen Kalkalpen, lediglich der Südrand gehört zur Grauwackenzone.
In tektonischer Hinsicht von oben nach unten kann man innerhalb
der Trias- und Juragesteine der Dachsteingruppe drei große Einheiten unterscheiden:
1. Die Deckenschollen der Hallstätter Decke
2. Die Dachsteinmasse
3. Die Werfener Schuppenzone
Die Hallstätter Decke liegt auf der Dachsteinmasse, die Werfener
Schuppenzone tritt an der Südseite der Dachsteingruppe unter der Dachsteinmasse zutage.
Die Dachsteinmasse ist eine im allgemeinen gegen Norden einfallende,
sehr mächtige Triasplatte mit geringmächtigen Juraauflagerungen. Die Werfener
Schichten stehen wohl nur mehr dort, wo die oberen Grenzschichten entwickelt sind
(Dachstein- und Scheichenspitzsüdwand) noch im halbwegs ungestörtem Verbande mit der
Mitteltrias, sonst ist die Untergrenze der Mitteltrias überall eine Schubfläche. Die
Mitteltrias zeigt einen sehr mannigfaltigen Fazieswechsel in der Richtung von Westen gegen
Osten. Nur im Westen, im Gebiet der Bischofsmütze, ist infolge des Auftretens
fossilführender Lunzer Schichten eine sichere Abtrennung von der Obertrias möglich, in
der Mitte und im Osten liegt diese Grenze wahrscheinlich zwischen den hellen, als
Wetterstein bezeichneten Kalkmassen der Scheichenspitzgruppe und den als Hauptdolomit
betrachteten Dolomitmassen, die den Dachsteinkalk unterlagern. Für die gesamte
Dachsteinmasse ist der Dachsteinkalk beherrschend, und zwar überwiegt im Westen der
Dachsteinriffkalk, im Osten der geschichtete Dachsteinkalk.
Die Dachsteindecke erscheint als eine überdimensionale, tektonisch
wenig gegliederte Deckscholle zwischen der Kattrin SW Bad Ischl im Norden, dem
Grimming-Pfeiler im Osten, dem Gosaukamm im Westen und dem Südabstürzen des Hohen
Dachstein-Scheichenspitz-Zuges im Süden, durch die tiefe Gosaubucht des klassischen
Gosaubeckens in zwei Teillappen gegliedert (vergl. Abb. 12).
Der nördliche Lappen, die Gamsfeldgruppe, stellt eine große, an
der Überschiebungsfläche über den Ischler Hallstätter Schollen diskordant
abgeschnittene Antiklinale dar, in deren Längsachsenrichtung im Weißenbachtal westlich
von Goisern der Ramsaudolomit als Gewölbekern breit angeschnitten ist. Der westliche Teil
dieses Gewölbes, die Braunedelkopfscholle, ist durch die Rinnbach-Plattenverschiebung um
3km nach Süden versetzt. Die Front der Decke ist durch eine schöne Stirneinrollung des
Dachsteinkalkes gegen NW in der Braunedelkopf-Stirnfalte und gegen Norden in der Kattrin
gegeben. Das Gosaubecken im Süden der Gamsfeldscholle wird nicht nur durch Bruchlinien,
sondern auch durch die südvergente Gamsfeld-Überschuppung abgegrenzt.
Die Füllung des Gosaubeckens mit einer Mächtigkeit von circa 3km
lagert transgressiv übergreifend über der Dachsteindecke ebenso wie über den
Hallstätter Schollen (Plassen, Lammereinheit), so daß der Ferntransport der
Teileinheiten jedenfalls vorgosauisch erfolgt ist. Das Gosaubecken selbst wird im Inneren
durch die Rußbach-Antiklinale im Norden und durch eine Reihe von Brüchen gegliedert,
außerdem von NW (Gamsfeld-Überschuppung) und SW (Zwieselalm-Überschiebung) her randlich
schwach überfahren.
Der Südlappen der Dachsteindecke südlich der Gosaubucht weist
einfachen Bau auf. Der westlichste Teil, der Gosaukamm, stellt eine mächtige, mäßig
gegen Westen fallende Dachsteinriffkalkplatte dar, die durch die Rechtsseitenverschiebung
der Reißgangstörung vom Hauptkörper der Decke abgetrennt und etwa 8km weit gegen NW
vorgeschoben ist. Unter der Dachsteinkalkmasse des Gosaukammes kommt in der steil
abgeschuppten Bischofsmützenschuppe noch die Triasserie bis zum Mitteltriasdolomit
zutage. In diese Schuppe der Dachsteindecke spießen kleinere Hallstätter Kalk-Späne
ein, die man als tektonische Schollen bezeichnen kann.
Die Hauptmasse der Dachsteindecke östlich der Reißgangstörung
enthält den geschichteten Dachsteinkalk, in der auch der Gipfel, der Hohe Dachstein,
liegt. Diese ursprünglich etwa 1500m mächtige Dachsteinkalkplatte sinkt vom ganz an den
Südrand geschobenen Gipfel des Hohen Dachsteins (2995m) durch konstantes Nordgefälle bis
unter den Hallstätter See im Norden ab. Im Grimming zeigt diese Decke am Nordrand ein bis
zur überkippten Stellung des geschichteten Dachsteinkalkes geformtes Stirnschanier. Das
Dachsteinplateau selbst ist durch zahllose, besonders der Diagonalrichtung folgende
Bruchlinien durchzogen. In den Südabfällen des Plateaus und oberhalb der Ramsau sind die
älteren Schichtglieder exponiert, vom Werfener Schiefer über Anisdolomit,
Steinalm/Wetterstein/Tisovec-Kalk und Hauptdolomit zum Dachsteinkalk empor. Am Südabfall
20km weit im Ladin (vergl. Abb. 7) erfolgte eine stratigraphische Hallstätter
Kalk-Einschaltung, die einen klaren Hinweis auf die einstige Existenz eines Hallstätter
Südkanals südlich der Dachsteindecke liefert.
Vor Ablagerung der Gosauschichten wurde aus einem Raum, der von dem in der Dachsteinsüdwand aufgeschlossenen Schichtkopf der Dachsteinmasse durch das Ablagerungsgebiet der Werfener Schuppenzone getrennt war, die Hallstätter Decke auf die Dachsteinmasse aufgeschoben, von welcher vor allem die in einer W-O streichenden Mulde gelegene Deckscholle der Plassengruppe erhalten geblieben ist. Daß die Überschiebung der Hallstätter Decke schon vor Ablagerung der Gosauschichten erfolgte, kann man insofern beweisen, daß die Gosauschichten im Bereich des Brieltales mit Grundkonglomeraten die Grenze zwischen Dachsteinmasse und Hallstätter Decke diskordant überlagern. Der Rettenstein ist wahrscheinlich eine im Süden zurückgebliebene Scholle der Hallstätter Decke.
Die Werfener Schuppenzone besteht aus einer Anzahl sich zum Teil im Streichen ablösender Schuppen, welche durch südgerichtete Überschiebungen entstanden sind. Daß die Bildung dieser Schuppen erst nach Ablagerung der Gosauschichten erfolgt ist, zeigen die von Meier 1936 entdeckten Aufschlüsse am Hühnerkogel in der Ramsau, wo fossilführende Gosauschichten von Werfener Schiefern überschoben werden (vergl. Abb. 11). Die südlichste Schuppe ist der Mandlingzug, dessen Triasgesteine steil gegen Norden unter die Pinzgauer Phyllite einfallen. Die Grauwackenzone des Roßbrandzuges gehört somit in Bezug auf die nachgosauische Tektonik zur Werfener Schuppenzone (= erste nachgosauische Phase). Jünger als die gegen Süden gerichteten Überschiebungen der Werfener Schuppenzone ist die gegen den Reißgang zu in einen vertikalen Bruch übergehende Zwieselalmüberschiebung, an der Triasgesteine auf die Gosauschichten des Beckens von Gosau gegen Norden aufgeschoben sind (= zweite nachgosauische Phase) (Spengler 1952).
Die jüngsten Störungen sind Brüche. Ein NO und ein NW
streichendes Bruchsystem beherrscht den mittleren und westlichen Teil der Dachsteingruppe
und prägt sich auch sehr deutlich in den morphologischen Verhältnissen aus. Die
Bruchbildung dauerte noch bis ins Pliozän an (vergl. Abb. 7).
Die Gründe für die Auswahl dieser Gebiete sind einerseits ihre Einzigartigkeit und andererseits ihre Typuslokalität. Das Plateau und den Nordabhang des Dachsteins kann man als Kernstück der Dachsteingruppe bezeichnen. Das Gosaubecken wurde aufgrund seiner Einzigartigkeit seiner Entstehung und Vielzahl vorkommender Schichten ausgewählt. Ein Vorkommen von Augensteinen ist typisch für den Dachstein und kann deshalb nicht unbeachtet bleiben.
Zur Lage und Gesamtdarstellung des Gosaukamm und Rettenstein vergleiche Abb. 12 und Kapitel 2.
1. Untertrias:
2. Mitteltrias (Anisische und Ladinische Stufe):
a. Rauhwacke. Über den Werfener Schichten liegen gelbliche oder
graue Rauhwacken, die schon aus der Ferne durch ihre gelbliche Farbe auffallende, rauhe
Felswände bilden. Man kann diese Rauhwacke als „Saalfeldener Rauhwacke“ und
somit als ein Schichtglied der Anisischen Stufe betrachten. Diese Rauhwacken treten
hauptsächlich an drei Stellen auf: Hagenalm, Marchegg und Rettenstein (in 1600m Höhe an
der West- und Südseite).
b. Gutensteiner Kalk. Dunkler, geschichteter Kalk.
c. Gutensteiner Dolomit. Dunkler, geschichteter Dolomit.
d. Reiflinger Kalk. Bei der Zwieselalpe handelt es sich um einen
hellgrauen Hornsteinknollenkalk, wobei die obersten Komponenten breccien- und
konglomeratartig sind, das heißt das Geröll besteht aus Kalk und als Bindemittel dient
Dolomit.
e. Wettersteinkalk. Massiger, heller Kalk.
f. Ramsaudolomit. Ungeschichteter, heller Dolomit.
3. Karnische Stufe:
a. Zwieselalmfazies. Halobienschiefer (= Reingrabner Schiefer),
schwarze Tonschiefer. Sie enthalten Fossilien von Salzwassertieren (Halobiont = Lebewesen,
die auf salzhaltige Lebensstätten angewiesen sind). Über den Halobienschiefern liegen
geschichtete Hornsteinkalke und Hornsteindolomite in Wechsellagerung mit Mergelbänken.
b. Bischofsmützenfazies (Cidaritenschichten). Schwarze Tonschiefer
in Wechsellagerung mit dünnbankigen, zum Teil oolithischen schwarzen Kalken.
4. Norische und Räthische Stufe:
a. Hauptdolomit. Der oberkarnische Hornsteinkalk der Zwieselalpe
geht gegen oben in typischen grauen Hauptdolomit über, der die Zwieselalmhöhe (1585m)
und das Törleck (1621m) aufbaut. In ähnlicher Weise werden die Cidaritenschichten der
Bischofsmützenscholle von Hauptdolomit überlagert, der den Leckkogel (2030m), den
Steiglkogel (2203m) und den Mitterkogel (2125m) aufbaut. An der Bischofsmütze wird er
besonders in der Südwand mit einer sehr scharfen Grenze von Dachsteinriffkalk
überlagert, der hellere, steilere und glattere Wände bildet.
b. Dachsteinriffkalk. Graue, massige Kalke, die an sehr vielen
Stellen auf der verwitterten Oberfläche massenhaft Korallen erkennen lassen. Die Farbe
des Dachsteinriffkalkes ist meist etwas dunkler als diejenige des geschichteten
Dachsteinkalkes. Nur in einem Fall, am Südhang des Zahringkogels, zeigt der
Dachsteinriffkalk mehrere parallele Fugen, die wahrscheinlich eine Andeutung von Bankung
darstellen. Sonst sind nur sehr zahlreiche, in der Regel vertikale Klüfte vorhanden, auf
die die Auflösung des Gosauer Kammes in unzählige Felstürme zurückzuführen ist. Die
im Gosaukamm aufgeschlossene Mächtigkeit des Dachsteinriffkalkes dürfte mindestens 800m
betragen. Die viel größere Mächtigkeit der Dachsteinriffkalke im eigentlichen Gosaukamm
im Vergleich mit der Bischofsmützenscholle hat zwei Ursachen: 1. Am Gipfel der
Bischofsmütze ist sicherlich ein beträchtlicher Teil des Dachsteinriffkalkes abgetragen.
2. An der Bischofsmütze ist der tiefere Teil der Norischen Stufe als Hauptdolomit
entwickelt, im eigentlichen Gosaukamm aber bereits als Dachsteinriffkalk.
c. Zlambachschichten. Graue Mergel, zum Teil mit dunkleren
Mergelkalkbänken wechsellagernd. Sie weisen einen großen Reichtum an schön erhaltenen
Korallen auf. Die Zlambachschichten bilden zwischen den Kalk- und Dolomitmassen ein
weiches, quellenreiches Wiesengelände. Zwei Hauptvorkommen: Auf der Edalm und am
Törlecksattel.
5. Lias:
Diese Gesteine der Juraformation treten praktisch nur am Süd- und
Westhang des Rettensteins auf. Hier gibt es einerseits die Lias-Fleckenmergel, etwa 60m
mächtige, graue Fleckenmergel und –kalke und andererseits die Mittelliasmergel, rote
Mergel und Mergelkalke mit 5-6m Mächtigkeit. Beide enthalten eine gut erhaltene Fauna des
Lias und sind deshalb relativ präzise zu datieren.
6. Malm:
a. Radiolarite. Über dem roten Mittelliasmergel liegen an der
Südseite des Rettensteins 2m mächtige, rote, teilweise auch mehr grau gefärbte
Radiolarite. Der Radiolarit oder Kieselschiefer ist ein dichtes und sprödes
Quarz-Chalzedon-Gemenge aus verfestigtem Radiolarienschlamm (Strahlentierchen = Einzeller)
entstanden.
b. Plassenkalk. Weißer oder gelblichweißer Kalk mit roten, durch
einen dünnen Hämatitbelag (= Roteisenstein; blutrotes, in sechseckigen Prismen
kristallierendes Eisenoxid der Formel Fe2O3)gefärbten Adern. Längs dieser Adern
zerspringt das Gestein bei der Verwitterung, wodurch die schon von Ferne sichtbare
Rotfärbung der Schuttriesen hervorgerufen ist, die dem Berg den Namen Rötelstein oder
Rettenstein verschafft hat.
7. Quartär:
a. Moränen. Im Gebiet des Gosaukamms und des Rettenstein kommen
fast ausnahmslos Lokalmoränen der Dachsteingruppe vor. Sie gehören dem Gschnitz- und
Daunstadium Pencks oder der Schlußeiszeit Ampferers an. Auf eine nähere Betrachtung
wurde verzichtet, da sie in einer eigenen Seminararbeit als Thema behandelt werden.
b. Gehängebreccie. Es gibt nur ein Vorkommen und zwar am
Südosthang der Eiskarschneid.
c. Rezenter Schutt. Große, im Nordosten kahle, im Westen und Süden
in den tieferen Teilen mit Latschenwald bedeckte Schutthalden treten am Fuße der
gewaltigen Felswände des Gosaukammes auf und erfüllen besonders die Kare. Die
Schutthalden bilden sich gegenwärtig nur wenig weiter, lediglich von den Steilrinnen im
Fels ziehen schmale Schuttströme über die latschenbedeckten Schutthalden.
d. Bergsturztrümmer.
e. Talauen. Talauen kommen nur im Gosautal und im oberen Teil der
Warmen Mandling vor.
3.1.2. Tektonik:
I. Dachsteinmasse:
Der Gosaukamm ist der westlichste Teil der Dachsteinmasse.
Die Werfener Schiefer an der Basis der Dachsteinmasse sind nur an
einigen lokalen Orten sichtbar, wie zum Beispiel im Pommerwald, bei der Stuhlalm, am
Sulzkarsattel und an der West-, Süd- und Ostseite der Eiskarschneid.
Die über den Werfener Schiefern liegenden Gesteine der Mittel- und
Obertrias weisen innerhalb der Dachsteinmasse ziemlich mannigfaltige Faziesunterschiede
auf:
1. Kamplbrunnspitze und Kleine Bischofsmütze:
Der Gipfel der Kleinen Bischofsmütze ist aus Dachsteinriffkalk
aufgebaut, hingegen ihr Sockel aus Hauptdolomit, aus dem auch die Kamplbrunnspitze
besteht. Das Hauptgestein der Türwand ist wiederum dunkler, geschichteter Gutensteiner
Dolomit.
2. Mosermandl und Große Bischofsmütze:
Der Gipfel der Großen Bischofsmütze aus Dachsteinriffkalk, der
Sockel aus Hauptdolomit. Massiger Ramsaudolomit baut das Mosermanndl, dunkler,
geschichteter Gutensteiner Dolomit die Rauchwand auf.
3. Kramerspitze (2003m) – Kramersattel – Kramerkogel
(2006m) – Mitterkogel (2125):
Dachsteinriffkalk baut den Mitterkogel Gipfel und Hauptdolomit den
Kramerkogel auf. Spuren von Cidaritenschichten sind am Kramersattel nachweisbar. Eine etwa
250m mächtige helle, massige Wettersteinkalkschicht baut die Kramerspitze auf.
4. Westabhang des Gosaukammes (Manndlkogel):
Dachsteinriffkalk mit mindestens 700m Mächtigkeit sowie
geringmächtigere dunkle Hornsteinkalke.
Da der Gosaukamm überwiegend aus ungeschichteten Kalken
aufgebaut ist, ist die Lagerung nur an wenigen Stellen sichtbar. Deutlich ist die
annähernd flache Lagerung am Leckkogel und am Mosermanndl. Die Gesteine der
Bischofsmütze fallen deutlich nach Norden ein, wie die Tatsache zeigt, daß der
Dachsteinriffkalk an der Nordseite der Bischofsmütze tiefer hinabreicht als an der
Südseite. Noch steiler fallen die Gesteine an der Westseite der Bischofsmützengruppe
nach Norden ein, wo der vom Sulzkarsattel bis zum oberen Ende der Durchgangklamm fast
horizontal verlaufende Austriaweg von S gegen N der Reihe nach Werfener Schiefer, von
Moräne verhüllte Mitteltrias, Cidaritenschichten, Hauptdolomit und Dachsteinriffkalk
durchschneidet.
Die südliche Begrenzung der Dachsteinmasse ist eine
Überschiebungslinie größeren Ausmaßes, die „Hochalpine Überschiebung“ oder
„Hochgebirgsüberschiebung“ nach Trauth 1926, an der die Dachsteinmasse auf die
Werfener Schuppenzone aufgeschoben ist. Die Überschiebungsfläche liegt auf der
Eiskarschneid in etwa 1900m und am Leckkogel in etwa 1700m Höhe fast horizontal, fällt
schon nördlich der Hofpürglhütte (vergl. Abb. 13) und nördlich vom Hofkogel (vergl.
Abb. 13) deutlich nach Norden ein und senkt sich noch weiter im Norden noch steiler nach
Norden hinab.
Die nordwestliche Begrenzung der Dachsteinmasse wird durch die
Überschiebung des Dachsteinriffkalkes des Gosaukammes über die Zwieselalmschuppe
gebildet (siehe dazu IV. Das Zwieselalmgebiet).
II. Rettenstein (Rötelstein)
Der den Dachstein-Südwänden vorgelagerte Rettenstein (2246m) weist
eine annähernd horzontale Lagerung auf. Doch es liegt keine einfache Schichtenfolge vor,
sondern die Gesteine sind von mehren schichtenparallelen Schubflächen durchsetzt.
Die vollständigste Schichtenfolge zeigt das von Neumann sehr genau
studierte Profil des Weitenhausgrabens an der Südseite des Berges:
Plassenkalk, den Gipfel des Rettensteins bildend; etwa 450m
mächtig
2m roter und grauer Radiolarit
5-6m roter Mittellias (fossilreicher Adneter Kalk)
30m Fleckenkalk und –mergel
....................
7m roter Mittellias (Adneter Kalk)
2m Fleckenkalk
12m Roter Knollenkalk (Hallstätter Kalk)
....................
6m Liasfleckenmergel
7m Haselgebirge?
....................
5m Liasfleckenmergel
25m Werfener Schiefer und Haselgebirge mit Gips
....................
20m schwarzer Kalk und Dolomit
5m Haselgebirge mit Gips
....................
60m Rauhwacke
30m Werfener Schiefer und Haselgebirge
300m quarzitische Werfener Schichten
Mindestens an den mit ................. bezeichneten fünf
Stellen müssen annähernd schichtenparallele Schubflächen vorhanden sein, welche die
mehrfache Wiederholung einzelner Schichtglieder zur Folge hatten.
Die Schichtenfolge des Rettensteins weist eine große Ähnlichkeit
mit derjenigen der Plassendeckscholle nördlich vom Dachstein auf. An beiden Stellen
treten Haselgebirge, Hallstätter Kalk, Zlambachschichten, Liasfleckenmergel, Adneter Kalk
(Mittellias) und Plassenkalk auf. Es ist daher ein früherer Zusammenhang über den
Dachstein hinweg sehr wahrscheinlich; der Rettenstein ist wohl ein im Süden
zurückgebliebener Rest der Hallstätter Decke. Während aber in der Plassengruppe
unterhalb der Hallstätter Deckscholle der Dachsteinkalk in voller Mächtigkeit und
bedeckt von Jura erhalten ist, liegt die Rettenstein-Deckscholle über nur mit Rauhwacke
bedeckten Werfener Schichten. Es ist nicht wahrscheinlich, daß hier die höhere Trias
nicht abgelagert wurde; viel wahrscheinlicher ist es, daß sie der Erosion zum Opfer
gefallen war, bevor die nahe ihrer Basis von schichtenparallelen Schubflächen
durchsetzte Hallstätter Decke von Süden herangeschoben wurde (Abb. 14).
III. Die Werfener Schuppenzone
Das einfachste und klarste Profil durch die Schuppen am Südrande
der Kalkalpen bietet der Hofpürglrücken (Abb. 13), über den der Weg von Filzmoos zur
Hofpürglhütte geführt ist:
Hofpürglschuppe Grauer Hallstätter Kalk mit
Halobien.
Schwarzer Halobienschiefer
Heller Ramsaudolomit (die Hofpürglwand bildend).
Dunkler Gutensteiner Dolomit.
Werfener Schiefer mit Gips.
.......................................................................................................................................................
Schuppe
der Dunkler Gutensteiner
Dolomit.
Wiesenhöhe
Mächtige Werfener Schiefer.
.......................................................................................................................................................Wurmeggschuppe
Gutensteiner Kalk (am Marcheggboden).
Geringmächtige Werfener Schiefer.
Sehr mächtige quarzitische und grüne Werfener Schichten (das Wurmegg
aufbauend).
Am Marchegg liegen – anscheinend unmittelbar auf quarzitischen Werfener Schichten – am Wege deutlich aufgeschlossene, flachliegende Rauhwacken, die offenbar denjenigen am gegenüberliegenden Rettenstein entsprechen. Vom Marchegg erstreckt sich eine über 3 km breite Zone von quarzitischen und grünen Werfener Schichten bis zum Halseck. Daß hier keine einheitliche Schichtenfolge vorliegt, zeigt ein schmaler, von unten eingefalteter Zug von Pinzgauer Phyllit südlich vom Wurmegg.
IV. Das Zwieselalbgebiet:
Das Zwieselalmgebiet ist aus folgenden tektonischen Einheiten
aufgebaut:
1. Dachsteinmasse der Donnerkögel (mächtiger Dachsteinriffkalk,
Zlambachschichten).
2. Zwieselalmschuppe:
Hauptdolomit der Zwieselalmhöhe
(1585m). Über 400 m mächtig.
Oberkarnischer Hornsteinkalk
(Hüpflinger Kalk) und Hornsteindolomit.
Fossilführende Halobienschiefer. 60
– 80 m mächtig.
Fossilführender Reiflinger Kalk. 100
– 120 m mächtig, eine Wandstufe bildend.
3. Edalm-Schönauschuppe:
Fossilreiche Zlambachschichten beim
Edalmgatter.
Eine Spur von mylonitisiertem, Hornstein führenden Hallstätter Kalk.
Das ganze Schuppensystem der Zwieselalm ist an der SO – NW
streichenden Zwieselalm-Überschiebung steil auf die bis ins Dan reichenden Gosauschichten
des Beckens von Gosau aufgeschoben. Die Zwieselalm-Überschiebung ist die nordwestliche
Fortsetzung der Reißgangstörung, welche am Reißgang annähernd vertikal steht, nach
Hahn (siehe Spengler 1914) aber bereits in 1550 – 1650 m Höhe südlich vom Hinteren
Gosausee eine Neigung von 50 – 70° besitzt. Beim Edalmgatterl dürfte die
Zwieselalm-Überschiebung etwa 45° SW einfallen.
Außerdem ist das Zwieselalmgebiet von jüngeren Brüchen
durchsetzt. Der morphologisch auffallendste dieser Brüche streicht SO – NW und
verursacht die gewaltigen NO-Abstürze der Donnerkögel.
Die Beckenfüllung besteht vornehmlich aus Schichten der Oberen Gosau, die im südwestlichen Beckenteil von Nierentaler- und Zwieselalmschichten überlagert werden. Die Untere Gosau, mit geringen Anteilen von Mittlerer Gosau, erfüllt die Nordhälfte des Beckens.
Der Name Gosaubecken geht auf das klassische Gosaubecken im Salzkammergut zurück. Allerdings ist es nicht das einzige, denn eine Vielzahl von solchen Becken erstrecken sich über die Kalkalpen. Beispiele solcher Becken sind das Becken des Hohen Lichtes im Allgäuer Hauptkamm und die Muttekopfgosau im Westen, sowie die Becken von Brandenberg in Tirol, Reichenhall-Salzburg, Windischgarsten, Weyerer Bögen und Gießhübl ganz im Osten. Sie wurden alle unter dem Begriff Gosaubecken zusammengefaßt, weil ihre Entstehung und Stratigraphie sehr ähnlich ist.
A. Die Kreide des Gosaubeckens:
b) Mergel und Konglomeratbänke in der Unteren Gosau
Auch diese Bildungen greifen nur in einer schmalen Zone in den
östlichen Bereich des Beckens. Die grauen, dunklen Mergel entwickeln sich allmählich aus
den Grundkonglomeraten zu einer petrographisch ziemlich gleichförmigen
Schichtenfolge, die man auf Grund der reichen Fauna noch weiter gliedern kann. Im unteren
Teil der Mergelgrupppe, in der auch noch Konglomeratlagen auftreten (Streiteck-Schichten,
Mächtigkeit rund 50 m), finden sich unter den Korallen, kleinen Schnecken und Muscheln,
keine stratigraphisch verwertbare Formen. Erst die darüberliegenden Grabenbach-Schichten
(Mächtigkeit 300 – 500 m) liefern eine reichere Fauna von Ammoniten und Inoceramen.
Petrographisch besteht diese Schichtstufe meist aus Mergeln, denen stellenweise dünne
feinplattige Sandsteinbänke zwischengeschaltet sind.
Mit den Hochmoosschichten, die aus einer Wechsellagerung von
dunkelgrauen Mergeln mit Sandsteinbänken bestehen, wird die Schichtfolge der Unteren
Gosau beschlossen.
2. Mittlere Gosau:
Die Mittlere Gosau ist faziell stark differenziert.
a) Untere Mittelgosau (Stöcklschichten)
Diese Schichtstufe besteht aus Basalschichten, die bis zu 50 m
mächtig werden. Darüber liegen 50 – 200 m mächtige Fossilmergel.
Für die Basalschichten ist das reiche Vorkommen von Hippuriten,
Riffkorallen, Actaeonellen und Nerineen besonders auffällig.
Die Hippuriten bilden mit ihrem Detritus oft massige Kalke, die sich
auch im Landschaftsbild aus den weichen Geländeformen der Gosaumergel deutlich abheben.
Organogene Trümmerkalke, in denen der ursprüngliche Fossilgehalt nicht mehr leicht
zu erkennen ist, liegen dem Dachsteinkalk zwischen dem Kesselwald und dem
Plankenstein-Plateau auf. Die weißen, gelblichen oder rötlichen, fein bis
grobkristallinen Kalke sind mit dem Dachsteinkalk fest verwachsen, da sie in einem
prägosauischen Karrenrelief zur Ablagerung gekommen sind. Diese Trümmerkalke enthalten
auch kleinste Komponenten des aufgearbeiteten Dachsteinkalkes, wodurch die Ähnlichkeit
der beiden Gesteine sehr groß werden kann und stellenweise eine Unterscheidung nicht mehr
leicht ist. E. Spengler (1914) erkannte diese Schichten als Gosau.
Für die Altersdeutung der Hallstätter Plassenscholle sind diese
Gosaureste insofern von größter Bedeutung, als sie den Überschiebungskontakt zwischen
basalem Gebirge und der genannten Schollle transgressiv überlagern und damit die Annahme
einer vorgosauischen Bewegung zur Gewißheit erheben.
Konglomerate der Mittleren Gosau erreichen nur bis 5 cm Durchmesser
und sind immer gut gerundet. Fossilfunde beweisen die marine Natur dieser Strandgerölle.
Die hellgrauen Mergel sind besonders reich an marinen Versteinerungen, doch kommen auch
Brack- und Süßwassermergel mit eingeschalteten Kohlenflözen vor, die bei der Neu-Alpe
zu ergebnislos verlaufenden Schürfversuchen geführt haben. Die Mittelgosau dürfte etwa
den Bereich zwischen dem mittleren und dem oberen Santon umfassen.
b) Obere Mittelgosau (Randschichten)
Fossilarme Sandkalke, Mergel, Sandsteine und Konglomerate.
3. Obere Gosau:
Beiderseits des Gosautales werden die Hänge von den etwa 300 m
mächtigen, sandigen Mergeln der Oberen Gosau eingenommen. Der sandige Charakter sowie der
oft zu beobachtende Glimmergehalt des flyschähnlichen Gesteins lassen im allgemeinen eine
Unterscheidung gegenüber den älteren Gosaumergeln zu.
Bei der Gruben-Alm liegen mergelige, dünnplattige, etwas rötlich
gefärbte Sandsteine auf Kalken der Mittleren Gosau. Wenig entfernt transgrediert an einer
Stelle die Obere Gosau unmittelbar über Dachsteinkalk.
Die Sandsteine und Mergel zeichnen sich alle durch Fossilarmut aus.
Nur Kriechspuren und kohlige Lagen sind die einzigen Überreste einstigen Lebens.
Bezeichnend für die Obere Gosau sind Breccien, deren Komponenten
meist klein sind und bis zu 10 mm Durchmesser haben. Daneben kommen aber auch grobkörnige
Lagen vor, deren Bestandteile bis zu 10 cm Durchmesser erreichen können. Am Aufbau der
Breccien nehmen Gesteine der Beckenumrandung Anteil, daneben finden sich aber auch
Sandsteine aus den Werfener Schichten und kleine Quarzkörner. Das sandig-kalkige
Bindemittel der Breccien ist grünlich gefärbt.
Die Schichten der Oberen Gosau liegen altersmäßig zwischen dem
oberen Santon und dem unteren Campan.
4. Nierentaler Schichten:
In die Mergel der Oberen Gosau schalten sich in Hangende vereinzelt
rote Pakete ein, die den Übergang zu den Nierentaler Schichten vermitteln. Die schönsten
Aufschlüsse findet man in der Roten Wand, deren leuchtende Farbe die Namengebung
veranlaßt hat.
a) Untere Nierentaler Schichten (Untere bunte Kalke und Mergel)
In der 120 – 130 m mächtigen Schichtfolge herrschen in
wechselnder Folge hellgraue, grünliche sowie rötliche Kalkmergel und Mergelkalke,
vereinzelt sind Sandsteine und Feinbreccienbänke zwischengeschaltet.
b) Mittlere Nierentaler Schichten (weiße Kalkmergel)
In den etwa 150 m mächtigen weißen Mergelkalken treten nur ganz
vereinzelt rot gefärbte Schichtlagen auf. Auch weiche mergelige Lagen sind selten.
c) Obere bunte Kalke und Mergel der Oberen Nierentaler Schichten
Im tieferen Teil tiefrote Mergel und Kalke, denen im oberen Teil
immer häufiger grünlichgraue Kalke und Sandsteine eingeschaltet sind. O. Weigel fand
zwei Breccienbänke., in denen neben phyllitischem Material bereits aufgearbeitete Kalke
aus den Nierentaler Schichten vorkommen. Mächtigkeit etwa 80 m.
d) Kalke und Sandsteine der Oberen Nierentaler Schichten
Graugrüne, gut gebankte Kalke wechsellagern mit grauen,
feinbrecciösen Sandsteinen mit Phyllitbestandteilen. Grobe Konglomeratlagen (wie in den
höheren Zwieselalmschichten) fehlen. Die Gesteine weisen keine Rotfärbung mehr auf. Die
Mächtigkeit beträgt etwa 50 m.
5. Zwieselalmschichten:
Das starke Vorherrschen von zentralalpinem Material, wie Milchquarz
und Phyllit aus der Grauwackenzone, charakterisiert den petrographischen Bestand der
Zwieselalmschichten. Sie entwickeln sich allmählich aus den Nierentaler Schichten.
B. Quartär:
1. Moränen:
Ein weites Moränengelände erstreckt sich westlich vom Mitteltal im
Hang nördlich der Leitgeb-Alm. Im genetischen Zusammenhang mit diesen Moränen steht das
Vorkommen von erratischen Blöcken, die im Umkreis der Falmberg- und der Ötscher Alm
sowie um die Liesenhütten verbreitet sind. Die erratischen Blöcke sind kalkalpinen
Ursprungs.
2. Moore und Sümpfe:
Infolge ihrer tonigen und daher undurchlässigen Beschaffenheit
neigen die Gosauschichten zu Wasserstauungen, wodurch die Bildung von anmoorigem Gelände
begünstigt wird.
3. Rezenter Schutt und Talauen:
Nach dem Rückzug des Würm-Eises wurde durch die Schmelzwässer der
Talboden verschottert. – Am Fuß der beiderseitigen Talhänge stauten sich die
Abschlämmassen der leicht verwitterbaren Gosauschichten, die im allgemeinen einen
schweren Boden bilden. Bei ungenügender Entwässerung neigt er zur Versäuerung.
3.2.4. Tektonik:
Obwohl die Gosauschichten zu ihrer Unterlage in normalem
stratigraphischen Verband stehen, ist die Beckenumrahmung dennoch durch einzelne Brüche
gekennzeichnet. Der Verlauf dieser Brüche ordnet sich keinem bestimmten System ein und
auch die Intensität und damit auch die Bedeutung der Brüche, sind einem örtlichen
Wechsel unterworfen. Die bedeutendste Randstörung ist die Zwieselalm-Überschiebung, an
deren steiler Bewegungsfläche die Gosauschichten an ihrem SW-Beckenrand überfahren
wurden.
Zwischen dem Gosauschmied und dem Vorderen Gosausee verläuft noch
der fast senkrecht stehende Gosauschmied-Bruch, der sich offenbar aus mehreren kleineren
Einzelbrüchen summiert. Auf der Westseite des Klauskogels ist Hauptdolomit emporgehoben,
der sich unter dem Talschutt mit dem Hauptdolomit auf der westlichen Talseite verbindet.
Dieser Hauptdolomit bildet das stratigraphisch Liegende des Dachsteinkalk-Plateaus und
erst in den Südwänden des Gosaukammes und der Dachsteingruppe streicht er wieder zutage.
Etwas westlich vom Höhenrücken des Hornspitz-Falmberges und
Höhbichl verläuft innerhalb der Mittleren und Oberen Nierentaler Schichten eine NW
– SO streichende Verwerfung mit abgesunkenem SW-Flügel.
Das Plateau des Dachsteins wird im Norden von West nach Ost vom Gosaubecken, dem Plassen und dem Hallstätter See sowie durch das Trauntal begrenzt. Die Südwestumrahmung wird durch die Linie „Vorderer und Hinterer Gosausee – Dachstein“ beschlossen. Von hier aus verläuft der Südrand des Plateaus an der Linie Koppenkarstein – Landfriedstein – Hölltal – Grafenberger Miesberg. Dieses ganze Gebiet ist eine geologische Einheit, die der Dachsteinmasse angehört. Ein einziges Gestein – der Dachsteinkalk – baut diese gewaltige Kalkplatte auf, die infolge ihrer Starrheit nur in großräumigen Verbiegungen auf die tangentialen Druckbeanspruchungen reagiert hat. Um so häufiger sind aber zahlreiche Verwerfungen, die den Charakter der ganzen Landschaft bestimmen. Den großen Verwerfungszonen verdanken die einzelnen Großschollen ihre heutige Höhenlage und damit auch ihr landschaftliches Gepräge.
A. Trias:
2. Dachsteinkalk (vergleiche auch Kapitel 2.):
Als scheinbar gleichförmiges und doch interessantes Gestein,
bestimmt der Dachsteinkalk völlig den Charakter des Dachsteingebietes. Bei schwankender
Mächtigkeit erreicht er bis über 1000m. Infolge seiner Verwitterungsbeständigkeit wird
der Dachsteinkalk zum wichtigsten Element in der Landschaft.
Innerhalb der Dachsteinkalkplatte lassen sich vier Faziesbezirke
unterscheiden, die ineinander übergehen. Der „normale“ Dachsteinkalk ist
grauweiß, weiß oder auch gelblich. Das Gestein ist gebankt; die Mächtigkeit der Bänke
kann von einem Dezimeter bis weit über einen Meter betragen. Durch seine regelmäßige
Bankung erweist sich der Dachsteinkalk als ein rythmisches Sediment, wobei es offen ist,
welchem zeitlich regulierenden Faktor diese Bewegungen zuzuschreiben sind.
Inmitten normaler Dachsteinkalkprofile gibt es einzelne Bänke, die
bei näherer Betrachtung sich als monomikte sedimentäre Breccien erweisen. Da die
kleinen, eckigen Komponenten die gleiche Farbe wie das Bindemittel aufweisen, kann man nur
an besonders günstig angewitterten Flächen, oder dort, wo Verwitterungslösungen
färbend eingedrungen sind, die näheren Strukturverhältnisse feststellen.
Im nordöstlichen Teil des Dachsteingebietes ist ein dolomitisches
Faziesgebiet herrschend.
Bezeichnend für diesen Ablagerungsbereich ist die immer
wiederkehrende Wechsellagerung von Kalk mit Dolomit. In oft unregelmäßiger Folge
wechseln Kalkbänke von üblichem Charakter des Dachsteinkalkes mit grauen Dolomiten ab,
die dem Hauptdolomit gleichen. Weit verbreitet ist auch ein feinrhythmischer Wechsel
von etwa 1mm dünnen Kalklagen mit ebenso mächtigem Dolomit. Bei solchen Beispielen
könnte man an einen jahreszeitlich beeinflußten Sedimentationsryhthmus denken.
Das Verbreitungsgebiet des mit Dolomit wechsellagernden
Dachsteinkalkes liegt um den Hallstätter See, hauptsächlich gegen den Saarstein zu,
sowie im Gebiet des Hohen Koppen. Südlich des Traunflusses erstreckt sich eine bis zu 1km
breite dolomitische Zone. Gegen Westen erreicht sie mit einer Breite von 300 m das
Echerntal.
Es ist sehr wahrscheinlich, daß Teile dieser Dolomit-Kalk-Folge
bereits dem Niveau des Hauptdolomits entsprechen, so daß dieser mit dem Dachsteinkalk
normaler Fazies durch eine mächtige Übergangszone verbunden ist. 3 km
südlich tritt in den Südhängen des Niederen Krippensteins bis zum Nieder-Speikberg und
darüber hinaus, wieder eine schmale dolomitische Zone im Dachsteinkalk auf. Es handelt
sich dabei um tektonische Aufbrüche, an denen diese tieferen Schichten hochgeschleppt
wurden. Vom Niederen Krippstein verbreitert sich die Dolmitfazies in den Raum des Rumplers
und jenseits des Gjaidsteins bis an den Eissee.
In der normalen Dachsteinkalkfazies entwickelt sich besonders im
Südosten (Umgebung der Grafenberger-Alm und des Grafenberger Miesberges) eine Fazies, die
stellenweise mit der Hallstätter Entwicklung in größter Übereinstimmung steht.
Ähnliche Einschaltungen sind auch östlich des Gosau-Schmied sowie am Nordufer des
vorderen Gosausees zu beobachten.
Die faziellen Einschaltungen von Hallstätter Kalk zeigen immer eine
petrographische Änderung gegenüber dem Normaltyp des Dachsteinkalkes. Das Gestein ist
feinkristallin, zuckerkörnig-homogen, meist weiß und stellenweise unregelmäßig von
fleischroten Farbtönen geflammt. Die Buntfärbung ist wolkig verteilt und gegen den
weißen Kalk unscharf abgegrenzt. Eine Schichtung wird durch die Verfärbung in keinem
Fall angedeutet. Die Kalke sind gebankt, jedoch nicht so augenfällig wie der normale
Dachsteinkalk. Das feinkristalline Gefüge der Hallstätter Einschaltungen deutet auf eine
Änderung der Bildungsbedingungen. Die chemisch-physikalischen oder biologischen
Verhältnisse müssen in diesen Kalken andere gewesen sein als in der Normalfazies. Da der
Hallstätter Habitus nur immer lokalisiert auftritt, müssen auch die ändernden
Bedingungen lokaler Natur gewesen sein. Ob die Roteinschwemmung mit den Terra Rossa
Bildungen in der Normalfazies zusammenhängt, kann man nur vermuten.
Als viertes Hauptfaziesgebiet ist der Dachsteinriffkalk zu nennen,
der bereits im Kapitel Gosaukamm und Rettenstein ausführlich beschrieben wurde. Dieser
ungeschichtete Korallenriffkalk ist auch noch nordöstlich der beiden Gosauseen verbreitet
und geht dort in den normalen Dachsteinkalk über.
Eine besondere Fazies stellen die Hornsteinkalke im Gebiet der
Gosauseen dar. Sie erstrecken sich vom Halskogel im Südosten bis zum Kriegsstellen-Wald
im Nordwesten. Die grauen, gut gebankten Kalke sind reich an Hornsteinknauern. Bei
abnehmendem Kieselsäuregehalt gehen sie im Hangenden in normalen Dachsteinkalk über.
B. Jura:
1. Hirlatzkalk und Fleckenmergel:
Typisch für diese Liasablagerungen ist ihr spaltenförmiges
Vorkommen. Die Spalten liegen in Nordwest-Südost-Richtung, ihre Breite schwankt von
einigen Dezimetern bis zu 10m. Die größte Tiefe wurde in den Wänden des Ochsenkogels
und des Langtalkogels beobachtet. Der Bildungsgang dieser Liaskalke, die sich auf einen
Raum von etwa 20km² verteilen, sei kurz skizziert: Die Ablagerung des Dachsteinkalkes
wurde am Ende des Rhät durch eine Regression des Meeres unterbrochen und das Gebiet wurde
im unteren Unterlias trockengelegt. Während einer antiklinalen Aufwölbung des
Dachsteingebietes zerriß die Dachsteinkalkplatte und die nachfolgende
Karstverwitterung erweiterte die Zugspalten und löste Teile des obersten Dachsteinkalkes
auf. Auf dem Lösungsrückstand bildete sich Terra rossa, der das Liasgestein seine rote
Farbe verdankt. Während der Transgression des oberen Unterlias versank die
Dachsteininsel; ihren antiklinalen Charakter bewahrte sie jedoch auch im submarinen
Zustand, wie aus der Verteilung der Fazies hervorgeht. Bereits auf der Südseite des
Echerntales liegen über dem Dachsteinkalk Liasfleckenmergel. Diese grauen Mergel sind die
Ablagerungen eines tieferen Meeres. Die einzigen häufigeren Fossilreste sind Nadeln von
Kieselschwämmen sowie seltene Ammoniten, deren Alter auf oberen Unterlias weist. Meist
nicht deutbare organische Überreste verursachen im Gestein kleine dunkle Flecken, die den
Namen gegeben haben.
Eine flächenhafte Verbreitung hat der Hirlatzkalk nur im Umkreis
des Ursprungkogels, wo das rote Sediment einem karrenartig zerfressenen Relief von
Dachsteinkalk aufliegt.
2. Klauskalk und Radiolarit:
Den mittleren Jura vertreten zwei faziell verschiedene Gesteine. Der
Klauskalk (s. Spengler 1918) ist ein massiger, ungeschichteter roter Kalk, der sich durch
seine dunklere Farbe und die schwarzen Manganflecken oder Rinden vom Hirlatzkalk
unterscheidet. Die Vorkommen sind räumlich sehr beschränkt und gruppieren sich
hauptsächlich um das „Klausloch“.
Der Radiolarit ist in kleinen Einzelvorkommen verbreitet und durch
seinen kantigen, grusigen Verwitterungsschutt leicht zu erkennen. Das Kieselsäutesediment
besitzt keine große Mächtigkeit und dank seiner schweren Löslichkeit im Wasser bleibt
der Verwitterungsgrus an geschützten Stellen konserviert. In frischem Zustand ist das
Gestein ein rotbrauner oder grünlicher, dünngebankter Hornstein, der an zahlreichen,
senkrecht zur Schichtung stehenden Rissen zerfällt.
Die größten Verbreitungsgebiete des Radiolarits liegen im Gebiet
des Plassen.
C. Gosau:
Auf der Hochfläche des Niederen Kreuzes liegen an zwei Stellen
konkordant über dem Dachsteinkalk dünnplattige, gelbe, feinkörnige und etwas
eisenschüssige Sandsteine. Sie sind hauptsächlich aus Quarzkörnchen und Glimmer
zusammengesetzt. Das Bindemittel ist kalkig. Die Korngröße der Quarzgeröllchen
überschreitet selten 1 mm. Gegen die Basis wird der Sandstein ungeschichtet und geht in
ein geringmächtiges Basalkonglomerat über, dessen Bestandteile nur aus aufgearbeitetem
Dachsteinkalk bestehen.
D. Tertiär:
1. Bruchtektonik:
Aus der tektonischen Entwicklungsgeschichte des Dachsteinmassivs
ergibt sich für die Hauptbewegungen ein vorgosauisches Alter und es ist fast
unwahrscheinlich, daß es während dieser Bewegungsphasen nicht auch zu einer
Bruchtektonik in der starren Dachsteinkalkplatte gekommen wäre. Die heute auffälligen
Verwerfungen scheinen alle jünger zu sein als die Bildung der tertiären Landoberfläche,
für die man mit größter Wahrscheinlichkeit ein miozänes oder pliozänes alter annehmen
kann.
Trotz der starken Zerstückelung der Dachsteinmasse halten sich die
Sprunghöhen aller Verwerfungen innerhalb gewisser Grenzen. Die Wandbildungen innerhalb
der Dachsteinmasse erreichen 200 – 300 m; das sind auf die Gesamtmächtigkeit der
triadischen Kalkplatte (3000 m) bezogen höchstens 10%.
Die wichtigste Störungslinie im westlichen Teil des
Dachsteinmassivs ist die Verwerfung des Langtals. Sie erstreckt sich vom Hinteren Gosausee
in nordöstlicher Richtung über die Kogelgasse und das Langtal bis zur Radltal-Alm, wo
sie abzuklingen scheint. Liasfleckenmergel wurden an dieser Zone hervorgepreßt.
2. Bohnerzlager:
Etwa gleichaltrig, aber immerhin jünger als die Augensteinschotter
(vergleiche nachstehendes Kapitel) des Gjaidstein-Taubenkogels sind die Bohnerzvorkommen,
die auf dieser besterhaltenen Landoberfläche das Ende des Tertiärs sowie das Diluvium
überdauert haben. Wie in anderen Kalkgebieten, so hat sich auch hier unter dem Einfluß
des tertiären Klimas aus dem Verwitterungsrückstand des Dachsteinkalkes in geringen
Mengen Bohnerz (Brauneisenerz) gebildet. Diese kleinen, schokoladebraunen oft glänzenden
Konkretionen liegen nesterweise verstreut, ohne eine größere Bedeutung zu erlangen.
3. Aragonit:
An einzelnen Klüften kommen Gangfüllungen aus einem hellen,
durchscheinenden Aragonit mit langen, bis fingerdicken Kristallen vor, die jedoch bereits
die Spaltbarkeit des Kalzits angenommen haben. Das größte Aragonitvorkommen ist westlich
des Niederen Gjaidsteins erschlossen. Der Aragonit ist hier nicht nur als Spaltenfüllung
verbreitet, sondern auch als ausgedehnte Sinterdecke, die wohl auf thermalen Absatz
deutet.
In dem Aragonitsinter des Niederen Gjaidsteins wurden einige
Augensteingeröllchen aufgefunden, die von diesen pliozänen Sinter umschlossen wurden.
C. Quartär:
Während der diluvialen Hauptvereisungen war wohl das ganze
Dachsteingebiet von Firn und Eis bedeckt. Moränen aus dem älteren Diluvium sind jedoch
nicht erhalten geblieben.
1. Interglaziale Deltaablagerungen des Echerntales:
Südlich von Hallstatt sind am rechten Talrand des Echerntales unter
Schutt und Würmmoränen kreuzgeschichtete Kalkgerölle und Kalkgrus erhalten, die der
Rest eines zwischeiszeitlichen Schwemmkegels sein könnten, der in den Hallstätter See
vorgeschüttet wurde. Das heutige Talbodenniveau liegt bedeutend tiefer.
2. Moränen des Würm und der Rückzugsstadien:
Auf nähere Ausführungen wurde verzichtet, da es in einer eigenen
Seminararbeit behandelt wird.
3. Rezenter Schutt:
Schuttbildung ist am Fuße der Dachsteinkalkwände weit verbreitet.
Die größten Schuttkegel liegen beiderseits des Traunflusses und im Echerntal. Auch das
Tal zwischen den beiden Gosauseen ist stark verschüttet.
4. Talauen und Schwemmkegel:
Die einzigen Talauen und Schwemmkegel breiten sich im Echerntal und
im Trauntal aus.
Über die ganze Hochfläche verstreut findet man Gerölle, die vorwiegend aus hellen bis trüben Quarzen verschiedener Färbung bestehen. Die mit gelber Verwitterungskruste überzogenen sind die häufigsten. Daneben treten aber auch Gerölle aus anderem Material auf, wie Grauwackenschiefer, Phyllit, Gneise, gelbe bis rote Sandsteine. Sie sind meist schön gerollt, doch kommen auch flache Geschiebe vor. Die hellen Quarze und die Hornsteine sind oft gut poliert. Die Größe dieser Gerölle ist sehr schwankend. Die wasserhellen bis durchscheinenden, hochpolierten Quarze werden von den Einheimischen als „Augensteine“ bezeichnet, weil sie ihnen als Mittel zur Entfernung von Fremdkörpern aus dem Auge galten. Meist haben die Augenstein 1 – 3 cm Durchmesser, aber auch halbfaustgroße Gerölle kommen vor. Außer diesen losen Augensteinen findet man sie häufig als Bestandteil grober Sandsteine oder Konglomerate.