3. Geologie der Arbeitsgebiete

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1 3. Geologie der Arbeitsgebiete Die Arbeits- und Probennahmegebiete der vorliegenden Arbeit befinden sich in der Kitzbüheler Grauwackenzone und in den Karnischen Alpen (Abb. 3-1). Abb. 3-1: Geologische Übersichtskarte der Ostalpen (leicht verändert nach TOLLMANN 1973) mit den Arbeits- und Probennahmegebieten (A = NGZ, B = KA). 15

2 Die Kitzbüheler Grauwackenzone, das Hauptarbeitsgebiet, liegt im mittleren Teil der NGZ. Sie wird aus schwach metamorphen paläozoischen Gesteinseinheiten des Ostalpins aufgebaut. Geographisch wird das Arbeitsgebiet im N durch das Tal Sankt Johann-Fieberbrunn-Saalfelden, im S durch das Salzachtal, im W etwa durch die Linie Neukirchen-Wörgl und im E durch das Saalachtal zwischen Lenzing und Zell a. See begrenzt. Die Karnischen Alpen (KA) befinden sich südlich der Periadriatischen Linie und gehören damit bereits zum Südalpin. Sie bestehen ebenfalls aus schwach metamorphen paläozoischen Gesteinsabfolgen. Die KA erstrecken sich von Sillian im Westen über ca. 200 km bis etwa Villach im Osten. Ihre N-S-Erstreckung beträgt maximal 20 km. Im N werden die KA vom Gailtal begrenzt. Im S grenzen sie an die Südtiroler Dolomiten, weiter östlich an die Alpen des Friaul. Auf dem Karnischen Hauptkamm verläuft die Grenze zu Italien Schwach metamorphes Paläozoikum im Ost- und Südalpin Zusammen mit dem Altkristallin bilden die Vorkommen von schwach metamorphem Paläozoikum den variscischen Grundgebirgssockel in den Ost- und Südalpen. Dazu gehören neben der NGZ und den KA auch das Grazer Paläozoikum, der Gurktaler Deckenkomplex, die Steinacher Decke und die Karawanken. Das Ostalpin wurde von TOLLMANN (1973) in drei verschiedene Deckeneinheiten (Abb. 3-1 und 3-2) gegliedert; Unterostalpin (UOA), Mittelostalpin (MOA) und Oberostalpin (OOA). Im Verlauf der alpidischen Deckenstapelung wurde das OOA von Süden nach Norden auf das MOA und dieses wiederum auf das UOA überschoben. Die Bezeichnungen Unter-, Mittelund Oberostalpin geben also deren tektonische Position im Deckenstapel wieder. Diese Dreiteilung war über viele Jahrzehnte anerkannt und wird heute noch immer benutzt, obwohl neuere Kartierungen und Untersuchungen eine solche Einteilung immer weniger plausibel erscheinen lassen. Abb. 3-2: Stark vereinfachte Darstellung eines Nord-Süd-Profils (aus HEINISCH, 1986) von den Nördlichen Kalkalpen bis zum Tauernfenster zur Verdeutlichung des deckentektonischen Bauprinzips nach TOLLMANN (1973), Signaturen wie in Abb Zum UOA werden die Quarzphyllite in der Umrahmung des Tauernfensters (z.b. Innsbrucker Quarzphyllit) sowie einige östlich des Tauernfensters vorkommende Quarzphyllitzonen gestellt. Das MOA umfasst das gesamte Altkristallin der Ostalpen mit dem darauf transgredierten Zentralalpinen Mesozoikum. 16

3 Zum OOA wird das schwach metamorphe Paläozoikum mit seinen diskordant auflagernden permo-mesozoischen Abfolgen gestellt (z.b. die NGZ und die Nördlichen Kalkalpen). Die Gesteinsabfolgen des Südalpins gleichen im Wesentlichen denen des Ostalpins. Ein durchgreifender Deckenbau ist hier allerdings nicht vorhanden, obwohl seismisch ein ausgeprägter Vorlands-Überschiebungsgürtel nachgewiesen wurde (SCHÖNBORN 1999). Geologisch kartierbar sind alpidische Faltungen und intensive bruchhafte Störungsbildungen, insbesondere in Nähe der Periadriatischen Linie. Die permo-mesozoischen Abfolgen lagern im Südalpin ebenfalls diskordant über Kristallin, Quarzphylliten und schwach metamorphem Paläozoikum. Letzteres dokumentieren die Abfolgen der KA Paläozoikum der Kitzbüheler Grauwackenzone und Permoskyth an der Basis der Nördlichen Kalkalpen Zur Beschreibung der Geologie der Kitzbüheler Grauwackenzone wird im Wesentlichen der Arbeit von HEINISCH (1986) gefolgt. Sie beinhaltet die letzte vollständige Zusammenfassung aller bisherigen Ergebnisse zur gesamten Geologie in diesem Abschnitt der NGZ. Die Kitzbüheler Grauwackenzone grenzt im Süden an unterostalpine und mittelostalpine Gesteine sowie an penninische Gesteine der Tauern (Zentralalpen). Die südliche Begrenzung ist demnach ein alpidischer tektonischer Kontakt, der in der Salzachtal-Blattverschiebung zum Ausdruck kommt. Im Gegensatz dazu tauchen im Norden der Grauwackenzone die paläozoischen Gesteinsserien unter die Nördlichen Kalkalpen ab und stellen deren variscisch geprägten Untergrund dar. Die postvariscische Sedimentationsserie beginnt mit der Basisbrekzie aus dem Unterperm, möglicherweise auch schon im Oberkarbon (BÖGEL&SCHMIDT 1976). Die diskordant auf dem Paläozoikum lagernde Basisbrekzie ist in einigen Bereichen der NGZ sowie am Südrand der Nördlichen Kalkalpen (NKA) erhalten (Abb. 3-2). Siliziklastische Sedimente, Kalke, Dolomite, Lydite sowie mafische und felsische Magmatite bauen die Gesteinsfolgen der Kitzbüheler Grauwackenzone auf. Diese sind schwach metamorph (Untere Grünschieferfazies) überprägt und daher im strengen Sinne mit der Vorsilbe Meta- zu versehen. Es können zwei variscisch angelegte tektonische Deckeneinheiten beschrieben werden, die sich faziell deutlich voneinander unterscheiden (Abb. 3-3 und Abb. 3-4). Die erste ist die Wildseeloder-Einheit im N, welche Sedimentgesteine einer ehemaligen Plattform-Fazies in einem Meeresbecken darstellt. Sie bestehen hauptsächlich aus mächtigen Karbonatabfolgen. Ihr wird die Glemmtal-Einheit, eine ehemalige Beckenfazies, gegenüber gestellt. Diese wird vor allem aus einer mächtigen Abfolge siliziklastischer Sedimentgesteine aufgebaut. Es ist nicht eindeutig geklärt, in welcher paläographischen Beziehung beide Einheiten zur Zeit ihrer Sedimentation standen. Das trennende Element zwischen Wildseeloder-Einheit und Glemmtal-Einheit dokumentiert die Hochhörndler Schuppenzone. Dies ist eine tektonische Melange, die Gesteine beider Deckeneinheiten beinhaltet. 17

4 Abb. 3-3: Deckentektonische Grundgliederung der Kitzbüheler Grauwackenzone und ihre möglichen Beziehungen zu benachbarten tektonischen Großeinheiten (aus HEINISCH, 1986). P.V.T. = Postvariscische Transgressionsfolge. Eine durchgehende stratigraphische Einstufung der Gesteinsabfolgen der NGZ ist bisher nicht gelungen. Dies gilt vor allem für die klastischen Metasedimente. Aus diesem Grund wird im folgenden geologischen Überblick nicht in stratigraphischer Reihenfolge von alt nach jung vorgegangen, sondern geordnet nach den zwei verschiedenen Einheiten. Gesteinsabfolgen bekannten stratigraphischen Alters, zu denen die Karbonate und Magmatite gehören, werden als Zeitmarken benutzt, um die Abfolgen unbekannten Alters relativ einzuordnen. In der Wildseeloder-Einheit (Abb. 3-4) beginnen die Gesteinfolgen mit Porphyroiden, die an der Wende Mittel-/Oberordovizium gefördert wurden (SÖLLNER et al. 1991, 1997). Diese metamorphen Rhyolithe und Ignimbrite können bis 600 m Mächtigkeit erreichen. Darüber lagern nach einer Schichtlücke gebankte Kalke und Dolomite aus dem Silur, denen zum Teil geringmächtige Tonschiefer- und Kieselschieferlagen zwischengeschaltet sind. Darüber folgen massige und gebankte Dolomite, ehemalige Riffkomplexe aus dem Devon. Sie sind die Gipfelbildner der NGZ. Im Bereich des Untersuchungsgebietes werden sie Spielbergdolomit genannt, weiter im Westen Schwazer Dolomite. Den Abschluß dieser Devonkarbonate bilden gebankte Kalke, zum Teil mit zwischengeschalteten Ton- und Kieselschieferlagen. Die meisten dieser Karbonate sind conodontenstratigraphisch zugeordnet (MOSTLER 1967, HEINISCH et al. 1987). 18

5 Abb. 3-4: Stratigraphische Gliederung der Kitzbüheler Grauwackenzone aus HEINISCH (1986); Gliederung der Tiefschwellen-Fazies (Klingler-Kar-Formation): 1 Kalkmarmor-Lydit-Wechselfolge, 2 Kalkmarmor-Tonschiefer-Wechselfolge, 3 Kalkmarmor-Tuffitschiefer-Wechselfolge, 4 Meta-Alkalitrachyt im Hangenden der Klingler-Kar-Formation. Die Abfolge der Glemmtal-Einheit (Abb. 3-4) beginnt mit klastischen Metasedimenten, deren Alter und Mächtigkeit nicht genau bekannt sind. Dies ist eine Wechselfolge aus Tonschiefern, Metasilt- und Metasandsteinen im Liegenden gering mächtiger Porphyroide. Sie wird als Jausern-Formation bezeichnet, von MOSTLER (1970) ehemals Tiefere Wildschönauer Schiefer genannt. REITZ & HÖLL (1989, 1992) fanden in diesen Metasedimenten Acritarchen aus dem Unterordovizium. Auf jeden Fall muss diese Folge älter sein, als die darüber folgenden geringmächtigen Reste der Porphyroide, welche in dieser Einheit nur maximal 50 m erreichen. Darauf lagerten sich die Beckensedimente ab, welche vor allem aus mächtigen siliziklastischen Abfolgen bestehen, die über 2000 m Mächtigkeit erreichen können. Diese siliziklastischen Metasedimente werden als Turbidite eines marinen Rinnenfächer-Systems interpretiert, die aus einem benachbarten Kontinentalbereich eines passiven Kontinentalrandes geschüttet worden. Sie werden faziell in drei Teilräume untergliedert; der proximalen grobklastischen Schattberg-Formation, der distalen feinklastischen Löhnersbach-Formation und einer Tiefschwellen-Fazies, der Klingler-Kar-Formation. Die proximale Schattberg-Formation besteht vor allem aus Metasandsteinen, die mit Tonschiefern, Metakonglomeraten und Metabrekzien wechsellagern oder horizontal mit ihnen verzahnen können. Vor allem in den stratigraphisch höchsten Teilen der NGZ treten zunehmend diese groben Siliziklastika auf und schließen die gesamte Abfolge der Glemmtal- Einheit nach oben hin ab. Die distale Löhnersbach-Formation wird vor allem aus Tonschiefern und Metasiltsteinen aufgebaut, die ihrerseits mit Metasandsteinen wechsellagern oder horizontal verzahnen können. 19

6 Für alle klastischen Abfolgen gibt es keine direkten Hinweise für den Zeitpunkt ihrer Ablagerung. Es wurden bisher weder Makrofossilien noch Mikrofossilien gefunden. Die Klingler-Kar-Formation besteht aus einer Wechselfolge von verschieden mächtigen Kalkmarmorlagen, Lyditen, Tonschiefern und Tuffitschiefern. Obwohl ihre Gesamtmächtigkeit nur maximal 50 m beträgt, enthält sie wichtige Zeitmarken. Aus den Kalkmarmoren, welche mit Tuffitschiefern eines ehemals mafischen Vulkaniusmus wechsellagern, wurden Conodonten datiert. Diese ergaben Alter, die an die Grenze Unterdevon/Mitteldevon einzuordnen sind. Auf diese Weise gelang es, den mafischen Vulkanismus der Glemmtal-Einheit in der Kitzbüheler Grauwackenzone indirekt zu datieren, der demnach zumindest ab dem Unterdevon stattfand. Den mafischen Vulkanismus charakterisieren bis zu 350 m mächtige ehemals blasenreichen Pillowbasalte, sowie bis zu 500 m mächtige Metatuff- und Metatuffit-Lagen. Damit ist klar, dass die Basalte zwar unter Wasserbedeckung ausflossen, diese aber zeitweise oberhalb der Druckkompensations-Tiefe lag. Der Chemismus ergab alkalischen Intraplatten-Charakter (SCHLAEGEL-BLAUT 1990). Eine Sonderstellung nimmt der Basalt-Sill-Komplex von Maishofen im vorderen Saalachtal ein. Hierin sind Ganggesteine und Laven mit basaltischem bis intermediärem Chemismus enthalten, der sich von den anderen mafischen Magmatiten der NGZ unterscheidet. Es wird von SCHLAEGEL-BLAUT (1990) die Bildung in einem marginal basin vorgeschlagen, welches eine weitläufige Verbindung mit einer Subduktionszone nicht ausschließt. Da Vulkaniklastika vollständig fehlen und alle Laven blasenfrei sind, stellen diese Vulkanite eine Tiefwasserfazies dar. Metagabbros aus einem Abschnitt der NGZ, welcher etwas westlich des Arbeitsgebietes liegt, erbrachten radiometrische Altersdaten für die Wende Unter-/Mittelordovizium (SCHAUDER 2002). Ihr Chemismus zeigt ebenfalls alkalischen Intraplatten-Charakter. Ein Metalamprophyr aus demselben Gebiet ergab einen alkalisch andesitischen Charakter und ein Oberordovizisches Alter (SCHAUDER 2002). Die Gesteinsabfolgen der beschriebenen Einheiten stellen Idealprofile dar, die in den seltensten Fällen durchgängig erhalten sind. Das heutige Bild der NGZ ist Ausdruck eines variscischen und alpidischen Falten- und Schuppenbaus. Nur durch intensive Geländearbeit konnte dieses Entwicklungsschema ermittelt werden. Betrachtet man den gesamten Westteil der NGZ, dann können folgende Zeitmarken festgehalten werden (Zur Festlegung der Epochen wurde die Internationale Stratigraphische Karte der INTERNATIONAL COMMISSION ON STRATIGRAPHY (2003) benutzt): Es gab einen mafischen alkalischen Vulkanismus an der Wende Unter-/Mittelordovizium (um 471 Ma), einen felsischen alkalibetonten Vulkanismus an der Wende Mittel-/Oberordovizium (um 460 Ma) und einen mafischen alkalibetonten Vulkanismus ab dem Unterdevon, der durch Conodontenalter aus zwischengeschalteten Kalkmarmoren belegt werden konnte. Für den Basalt-Sill-Komplex von Maishofen wurde ein karbones Alter vermutet (SCHLAEGEL-BLAUT 1990). Die Kalke und Dolomite konnten biostratigraphisch mit Conodonten oder Makrofossilien eingeordnet werden. Sie ergaben silurische und devonische Alter. Neben dem bereits erwähnten Acritarchenfund in klastischen Metasedimenten aus dem Liegenden der ordovizischen Porphyroide konnten im Glemmtal Pflanzenreste nachgewiesen werden (mündl. Mitt. REITZ 1992), die damit ein postsilurisches Sedimentationsalter belegten. Für den Hauptteil der mehr als 2000 m mächtigen klastischen Abfolgen konnte jedoch nur eine relative Einordnung über die angeführten Zeitmarken erfolgen. Eine Obergrenze des Sedimentationssalters ließ sich anhand der bisher vorliegenden Daten nicht festlegen. Sie wurde von den bisherigen Bearbeitern im Karbon vermutet. 20

7 Über dem Paläozoikum der NGZ folgt diskordant die postvariscische Sedimentationsserie des Permoskyths (Abb. 3-3 und Abb. 3-5). Ein direkter Kontakt beider Einheiten ist in der NGZ nur lokal erhalten. Aufgrund der fehlenden Information über den Sedimentationsabschluss in der NGZ sowie des exakten stratigraphischen Alters der klastischen Sedimentgesteine des Perms kann keine Aussage über den exakten Umfang der Schichtlücke gemacht werden. Das Perm beginnt im Westabschnitt der NKA mit grobklastischen terrestrischen Rotsedimenten, die als Basisbrekzien bezeichnet werden. Darüber folgen rote, ebenfalls terrestrische Sandsteine, Konglomerate und Brekzien der Gröden-Formation. Diese Wechselfolge wurde dem Oberperm zugeordnet. Die Rotsedimentation setzte sich in der Untertrias, dem Skyth, fort. Der Alpine Buntsandstein besteht aus feinerklastischen Sedimentgesteinen, einer Wechselfolge aus Ton- bis Mittelsandsteinen. Abb. 3-5: Übersicht zur Verbreitung des Permoskyths an der Basis der Nördlichen Kalkalpen; rechts ein schematisiertes Profil für den Mühlbachgraben bei St. Johann (leicht verändert nach STINGL, 1987). Die klastischen Sedimentgesteine des Perms und des Skyths beinhalten den Abtragungsschutt des Variscischen Gebirges. Für den westlichen Abschnitt der NKA konnte STINGL (1987) für die Klastika des Skyths eine konstante Einschüttung aus Norden nachweisen. Im Anis ging die terrestrische Sedimentation allmählich in die marine Karbonatsedimentation, beginnend mit den Werfener Schichten, über. Auch die Abfolgen des Permoskyths an der Basis der NKA erfuhren eine schwache alpidische Metamorphose, deren maximal erreichte Temperatur auf 250 C bis 350 C eingegrenzt werden konnte (KRALIK 1983). 21

8 Paläozoikum der Karnischen Alpen Ein zusammenfassender Überblick zur Gliederung des Paläozoikums im Südalpin wurde in den Arbeiten von SCHÖNLAUB (1979, 1992), zuletzt von SCHÖNLAUB & HISTON (2000) erstellt. Die Erläuterung der Geologie der KA wird sich daher im Wesentlichen auf diese Arbeiten beziehen. Im Paläozoikum der KA war eine stratigraphische Einordung aller Gesteinsfolgen möglich. Deshalb kann die Geologie im Folgenden in stratigraphischer Reihenfolge erläutert werden (Abb. 3-6). Die KA gehören zum variscisch geprägten Grundgebirge des Südalpins. Im Gegensatz zur NGZ gibt es vom Ordovizium bis in die postvariscischen Molasseablagerungen des Karbons und Perms vollständige Sedimentabfolgen, die ab dem unteren Oberordovizium (ab Caradoc, 460 Ma) fast durchgehend biostratigraphisch eingestuft werden konnten. Dies liegt daran, dass in den KA ab dem Oberordovizium bis in die Trias, mit stellenweisen Unterbrechungen im Silur, Karbon und Perm, fossilführende Kalke abgelagert wurden. Vor allem im Mittelteil der KA bestimmen die Kalkabfolgen die Geologie des Paläozoikums, während im West- und Ostteil häufiger siliziklastische Sedimentgesteine hinzukommen, die lateral mit den Kalken verzahnen. Diese siliziklastischen Abfolgen konnten ebenfalls fossil belegt und somit ihr Sedimentationsalter angegeben werden. Wie aus Abb. 3-6 ersichtlich, gibt es eine ganze Reihe von Lokalbezeichnungen, auf die in der folgenden geologischen Beschreibung der KA nicht eingegangen werden kann. Es wird ein vereinfachter zusammengefasster stratigraphischer Überblick zum Paläozoikum der KA gegeben. Ordovizium Die paläozoische Schichtenfolge beginnt mit schwach metamorphen siliziklastischen Sedimenten, denen vereinzelt Porphyroidlagen zwischengeschaltet sind. Sie wird als Val Visdende Formation zusammengefasst und kann Mächtigkeiten von über 1000 m erreichen. Das Sedimentationalter der Metasedimente ist bislang nicht geklärt. Darüber folgen Sandsteine, die teils quarzitisch, teils karbonatisch gebunden sind, Siltsteine und Tonschiefer die lateral miteinander verzahnen. Sie werden zur Fleons-Gruppe zusammengefasst. Dazu gehören z.b. der Bischofalm Quarzit oder die Uggwa Schiefer, die an einigen Stellen sehr fossilreich sind. Bryozoen, Trilobiten und Gastropoden erbrachten alle Caradoc Alter (unteres Oberordovizium, um 460 Ma). Zu dieser klastischen Abfolge gehört auch die im Westteil der KA aufgeschlossene Fleons Formation i.e.s.. Innerhalb dieser Folge kommen mafische und felsische Magmatite vor. Die mafischen Magmatite treten in Form von gabbroiden Gängen, Metatuffen und Metabasalten auf. Sie wurden von HINDERER (1992) als alkalische Intraplattenbasalte eingestuft und stellen metamorphe high-k-rhyodazite bis Rhyolithe dar. Diese Porphyroide zeigen eine hohe Übereinstimmung mit den Daten für den Comelico-Porphyroid von HEINISCH (1981) und SASSI et al. (1979) (HINDERER 1992). Der Comelico-Porphyroid der KA ergab ein oberordovizisches Alter von 455 Ma (SÖLLNER et al. 1997). Dieser kann mehr als 300 m mächtig sein. Den Abschluss der Gesteinsfolgen des Ordoviziums bilden fossilführende Kalksteine des Ashgill (um 445 Ma). Zum Teil treten an der Wende Ordovizium/Silur auch klastische Sedimentgesteine auf, z.b. der Plöcken-Formation (Cellonrinne östlich des Plöckenpasses). 22

9 Abb. 3-6: Stratigraphische Untergliederung der paläozoischen Abfolgen und der Permotrias in den KA (SCHÖNLAUB 1992). Silur Im Silur treten karbonat-dominierte und graptolithen-führende Abfolgen auf. Für beide Sedimentationsbereiche gibt es meist komplett durchgehende Profile, die in der Regel alle fossil belegt werden konnten. Insgesamt wurden vier Faziesbereiche unterschieden; typische Lokalitäten sind jeweils als Beispiele angeführt: 23

10 Wolayer Fazies (nur Kalke) - Flachwasserfazies z.b. am Rauchkofel Boden Plöcken Fazies (graue bis rötliche Kalke, teilweise mit zahlreichen Resten von Nautiloideen, und Schwarzschiefer an der Basis) - Flachwasser- bis mäßig tiefmarine Fazies z.b. die Cellonrinne östlich des Plöckenpasses Findening Fazies (dunkle Kalke, Graptolithen-Schiefer, Mergel und quarzitische Sandsteine) - Übergangsfazies z.b. bei Oberbuchach Bischofalm Fazies (vor allem Kieselschiefer und dunkle Tonschiefer, Graptolithen führend) Becken-Fazies (Stillwasser-Fazies), Llandovery und Wenlock ( Ma) sind hier nicht lückenlos aufgeschlossen z.b. im Nölblinggraben Devon Im Devon kam es zu einer ausgeprägten Riffentwicklung, weshalb diese Zeitspanne von Kalkgesteinen dominiert wird. Massenkalke verzahnten mit gebankten Kalken. Daneben gab es eine fast karbonatfreie Beckenfazies, die hauptsächlich aus dunklen Schiefern, Siltsteinen und Lyditen besteht. Sie wurde als Zollner Formation zusammengefasst. Beide Faziesbereiche können als Fortsetzung der Sedimentation im Silur betrachtet werden; eine Flachwasserfazies mit Übergang zu einer karbonatfreien Beckenfazies. Hinweise auf einen ausgedehnten Magmatismus existieren im Devon der KA nicht. Es gibt nur ein geringes Vorkommen von Tuffen und Tuffiten im Findening-Kalkstein. Die Tuffe wurden im Emsian (oberes Unterdevon) abgelagert. Im Oberdevon endet die Riffentwicklung und es folgte die Ablagerung einheitlicher pelagischer Goniatiten- und Clymenien Kalke. Karbon Die ab dem Devon dominierende Karbonatsedimentation reichte teilweise noch bis in das Unterkarbon. Insgesamt wird aber das Unterkarbon von der siliziklastischen Abfolge der Hochwipfel Formation dominiert. An ihrer Basis treten vereinzelt Einschaltungen mafischer Vulkanite und deren Tuffe auf. Diese Vulkanite repräsentieren alkalische Intraplatten-Basalte, die um 340 Ma eruptierten. Der Hauptteil der Hochwipfel Formation umfasst grob- bis feinkörnige Silziklastika mit zwischengeschalteten Schlammstrom-Sedimenten, quarzitischen Sandsteinen und Kalkbrekzien. Es gibt Turbiditabfolgen mit vollständig erhaltenen Bouma- Sequenzen. Die Hochwipfel Formation wurde von verschiedenen Autoren wie z.b. SPALLETTA et al. (1980), KRAINER (1992) und SCHÖNLAUB & HISTON (2000) als variscische Flyschsedimentation interpretiert. Die postvariscische Sedimentationsserie (Abb. 3-6 u. 3-7) beginnt stellenweise mit oberkarbonen (um 310 Ma) Basissedimenten der Waidegg Formation. Dies sind klastische Sedimente mit dünnen Kalkstein-Zwischenlagen, die diskordant auf unterkarbonen Flyschsedimenten oder auf silurisch-devonischen klastischen Sedimenten und Kalksteinen lagern. Darüber folgen die variscischen Molassesedimente, die mit der m mächtigen Auernig-Formation des Stephans (um 300 Ma) beginnen. Perm Am Ende des Karbons und im Unterperm wurde die Auernig-Formation von mehr als 1000 m mächtigen Schelf- und Schelfrand Sedimenten (Kalken und Klastika) überlagert. Diese Folge charakterisiert eine unterschiedliche Subsidenz einer absinkenden Karbonatplattform und eines äußeren Schelfbereiches (trangressive und regressive Zyklen, etwa in der Zeit von 300 Ma 285 Ma). 24

11 Abb. 3-7: Gliederung des Perms in den KA sowie den südwestlich anschließenden Dolomiten und den östlich der KA gelegenen Karawanken (BAUER & SCHÖNLAUB 1980). Die Sedimente des Oberperms lagern diskordant auf den marinen Sedimenten des Unterperms, im W der KA direkt auf der ordovizischen Val Visdende Formation und Quarzphylliten des variscischen Basements. Die oberpermische Sedimentation beginnt mit der klastischen roten Folge der Gröden-Formation. Darüber folgt die Bellerophon-Formation des obersten Perms. 25