Vorwort - Archiv - Karl-Franzens

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Ber. Inst. Erdwiss. K.-F.-Univ. Graz
ISSN 1608-8166
Band 9
Graz 2004
Vorwort
Die Tagung „PANGEO Austria“ findet zum zweiten Mal statt. Nach dem Beginn in Salzburg
im Jahr 2002 ist es nun dem Institut für Erdwissenschaften der Grazer Karl-FranzensUniversität eine Ehre diese Tagungsreihe fortzusetzen.
PANGEO verstehet sich als eine Veranstaltungsreihe, die alle erdwissenschaftlichen Bereiche
zu einem Symposium zusammenfinden lassen will. Dementsprechend sind neben diversen
erdwissenschaftlichen Institutionen viele österreichische Wissenschaftsgesellschaften
Mitveranstalter: die Österreichische Geologische Gesellschaft, die Österreichische
Paläontologische Gesellschaft, die Österreichische Mineralogische Gesellschaft, die
Österreichische Vereinigung für Hydrogeologie, der Joanneum Verein, die Geologische
Bundesanstalt, das Landesmuseum Joanneum mit seinen beiden Referaten für Geologie und
Paläontologie und Mineralogie, die Technische Universität Graz und die Karl-FranzensUniversität mit ihren erdwissenschaftlichen Instituten.
Ähnlich wie die erste Tagung im Jahr 2002 stellt die diesjährige Veranstaltung wiederum eine
Leistungsschau der österreichischen Erdwissenschaften dar, wobei die Interdisziplinarität des
Faches mit zahlreichen Beiträgen unterschiedlichster erdwissenschaftlicher Disziplinen
transparent wird.
Für jedes wissenschaftliche Fach ist die Akzeptanz in der Öffentlichkeit von entscheidender
Bedeutung. Daher war uns bei der Ausrichtung der Tagung die Einbindung eines möglichst
breiten öffentlichen Publikums von prioritärer Wichtigkeit.
Bernhard Hubmann
Werner E. Piller
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Inhalt
Kurzfassungen der Übersichtsvorträge................................................................................ 3
Vortragskurzfassung: Ehrenmitgliedschaft der ÖGG ......................................................... 41
Vortragskurzfassungen: Ampferer-Preis ............................................................................ 45
Vortragskurzfassungen: Machatschki-Preis........................................................................ 51
Vortragskurzfassungen der Posterpräsentationen ............................................................... 53
Autorenindex.................................................................................................................... 434
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Kurzfassungen der Übersichtsvorträge
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PLANNING THE BRENNER BASE TUNNEL / NEW GEOTECHNICAL
PROGNOSIS
Dieter FELLNER
Electrowatt Infra, Hardturmstrasse 161, 8037 Zürich
In the course of updating the feasibility-studies of the Brenner base tunnel (BBT) from 1987
and 1993 a complete reassessment of the geological and geotechnical situation as well of the
whole project BBT was undertaken. From the geological-geotechnical point of view the main
tasks were: alignment, geological, hydrogeological and geothermal prognosis. Most of the
works described below have been carried out by a group of engineering geologists,
geotechnical engineers and engineers under contract of BBT EWIV.
Series of investigations including refined geological mappings, drillings, hydrogeological
analyses and reflection seismic profiles – which have been carried out between 1999 und
2001 served as a basis for the reassessment.
Geology
The planed 55,5 km long Brenner base tunnel (BBT) crosses between Innsbruck and
Franzensfeste the whole central zone of the Eastern Alps with the so called „Tauern“-window.
Further the tunnel will cross the heavily tectonized border zone between Eastern and Southern
Alps and south runs for 7 km length within the south alpine granite of Brixen.
The geology along the proposed alignment consists for 63% of schists and phyllites, for 33%
of gneisses and granites and for 4 % of carbonates. The geological horizontal section gives an
overview over the situation of the proposed alignment, intermediate accesses and position of
multifunction stations. The maximum overburden is 1850 m, the average overburden is in the
order of 870 m. The Brenner base tunnel is thus – in comparison with e.g. the Gotthard base
tunnel - represented by a relative low overburden. Due to the dominance of “rocks of
moderate strength” the tunnel can be judged as difficult.
SOUTH
Fortezza
ba
Brennero
re
tu
fu
f
o
nt
Aligneme
se tunnel
Present railway line
NORTH
Innsbruck
Fig 1: Situation
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Fig. 2: Geological horizontal section
Geotechnical prognosis
The geotechnical prognosis included the following steps.
a.) Establishing hierarchies for rock strength and fracture density.
b.) Judgement of hazards and their intensities.
c.) Estimation of rock mass properties derived by the use of rock mass classifications
(RMR, GSI) and back calculations of deformations measured in comparable projects
d.) Prognosis of “Squeezing Potentials” for the whole investigated area and (more
detailed) along the proposed alignment
e.) Full Description - “as detailed as possible” - of 50 sections of similar properties,
hazards and behaviour along the proposed alignment. These sections varied between
50 m and 6 km length.
For deep seated tunnels the overburden is of great relevance. The analyse the influence of the
overburden on the rockmass behaviour the Squeezing Potential has been used as a key
parameter.
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Innovative approach for judging the area under
consideration
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Major problem zone Nr. 2
Periadriatic Lineament
Major problem zone Nr. 1
Quarzphyllitzone South
severe
<27
v. severe
<47
minor
<11
extreme
>47
no
<5
Squeezing Potential
Fig. 3: Squeezing potential
Hydrogeological prognosis
The hydrogeological prognosis included the following steps.
a.) Establishing hierarchies for permeability of the rock mass
b.) Judgement of hazards for heavy water inflow with different origin
c.) Estimation of hydraulic rock mass properties derived e.g. by back calculations of
inflows measured in comparable projects or hydro tests carried out in drill holes
d.) Judgement of range of inflow, that has to be expected within each lot
e.) description of the need of investigation drill holes for areas, where a reliable hydro
geological prognosis is presently not possible
Investigation program
In spite of partly poor databases efforts have been undertaken to end up with a detailed
prognosis. Numbers have been put to geology in all aspects. Uncertainties in the geological,
geotechnical or hydrogeological prognosis are described in various reports and a detailed
investigation program has been proposed, to eliminate or reduce them.
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KLIMA UND LANDSCHAFT IM QUARTÄR
Markus FIEBIG
Institut für Angewandte Geologie im Department für Bautechnik und Naturgefahren, Universität für
Bodenkultur, Peter Jordan Str. 70, A -1190 Wien, Österreich
Klimaforschung ist ein Thema, das die heutige Gesellschaft interessiert. Objektiv
nachvollziehbar ist der messbare Anstieg des Treibhausgases Kohlendioxid in der
Erdatmosphäre. Veränderungen der Oberflächentemperatur weltweit, der Niederschlagsverteilungen und der Unwetterhäufigkeiten sind Gegenstand der öffentlichen Diskussion. Dabei
wird die Frage, ob anthropogene Ursachen für die Klimaveränderungen vorliegen oder ob
natürlich ablaufende Klimaschwankungen beobachtet werden, vielfach auf der Basis
meteorologischer und klimatologischer Daten diskutiert.
Abb. 1: „Annual temperature trends 1976-2000“ nach Angaben des Intergovernmental panel on climate change
(IPCC, Quelle: http://www.ipcc.ch/present/graphics/2001syr/large/05.19.jpg)
Die Geowissenschaften können wichtige Informationen für diese Diskussion bereitstellen.
Viele geologische Karten dokumentieren insbesondere die jüngsten Veränderungen der
Erdoberfläche. Diese jüngsten Landschaftsveränderungen stehen oft mit ausgeprägten
Klimaschwankungen in Zusammenhang. Kalte Phasen in der jüngsten Erdgeschichte führten
in Österreich zu ausgedehnter Vergletscherung in den Bundesländern Vorarlberg, Tirol,
Salzburg, sowie in weiten Teilen Kärntens und der Steiermark. Gleichzeitig sind in Ober- und
Niederösterreich sowie in Wien mächtige Schmelzwasserflüsse weit über die Begrenzung der
heutigen Flussläufe hinausgetreten und haben (Schmelzwasser-)Schotter hinterlassen. Parallel
dazu haben kalte Winde feine Staub- und Sandpartikel aus der vegetationsärmeren Landschaft
ausgeblasen und in windgeschützteren Lagen zu mächtigen Sand- und Lößablagerungen
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angehäuft. Annähernd unser gesamter Siedlungsraum ist durch klimagesteuerte Prozesse
während der Eiszeiten überprägt worden.
Abb. 2: Karte mit den wichtigsten, klimagesteuerten Landschaftsveränderungen, die hauptsächlich während des
jüngeren Quartärs entstanden sind. Dargestellt ist unter anderem der Eisrand des Letzten Glazialen Maximums
(LGM) vor ca. 20 000 Jahren (verändert nach van Husen (2000)).
Für die menschliche Gesellschaft ist es wichtig, dass sie die (Klima-)Geschichte ihres
Siedlungsraumes kennt. Z. B. basiert die anthropoge Bautätigkeit (bisher) ganz wesentlich auf
der Verfügbarkeit von abbaubaren Massenrohstoffen wie Sand und Kies. Diese Massenrohstoffe finden sich, wie auch die wichtigsten Grundwasservorkommen, bevorzugt in den
Schmelzwasserablagerungen der Eiszeiten. Für die Landwirtschaft sind fruchtbare Böden eine
wichtige Voraussetzung. Die Lößablagerungen aus den Eiszeiten erfüllen in besonderer Weise
das Kriterium der Fruchtbarkeit, da im windverblasenen Löß verschiedenste Mineralstoffe
zusammengemischt sind. Tragfähige Baugründe finden sich in alpinen Tälern und im Bereich
der Vorlandvergletscherungen. Dort hat die stellenweise mehr als 1000 m mächtige
Eisbedeckung während des letzteiszeitlichen Maximums den Untergrund so stark vorbelastet,
dass anthropogene Gewichtsbelastungen, z. B. durch Bauwerke, an vielen Stellen für den
Untergund leicht „erträglich“ sind. Lockergesteine, die keine solche Vorbelastung erfahren
haben, können dagegen sehr belastungsempfindlich sein. Andererseits sind gerade im
inneralpinen Bereich Hangbewegungen und damit verbundene Probleme z. B. beim
Straßenbau häufig eine Folge der ausräumenden Wirkung vergangener Gletscher. Mit diesen
Beispielen soll deutlich gemacht werden, dass die Klimaänderungen der Vergangenheit
maßgeblich auf unseren Lebensraum eingewirkt haben und dass auch zukünftige
Klimaänderungen in der Lage sein werden, unseren Lebensraum zu beeinflussen.
(Klimagesteuerte) Veränderungen des menschlichen Lebensraums sind vom Menschen
zumeist nicht erwünscht, da oft menschliche Bauwerke in Mitleidenschaft gezogen werden.
Deshalb stellt sich z. B. für Hochwässer neben der Frage nach den Ursachen der Überflutung
auch die Aufgabe der räumlichen Abschätzung der Überflutungsgefahr. Einen Schlüssel dazu
stellen die natürlichen Archive in den Flusstälern dar. Interessant ist neben der genauen
regionalen Erfassung der Veränderungen auch eine exakte zeitliche Positionierung.
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Abb 3. Hochwasser im Lebensraum des
Menschen bei Neuburg an der Donau
(Bayern) (Foto: M. Fiebig).
Abb. 4: Linker Teil: Überssichtsskizze und Kartenausschnitt mit Flussterrassen der Donau aus den letzten 11 500
Jahren (Holozän) nach Jerz et al. (2003). Die mittel- bis jungholozänen Terrassenflächen gliedern sich in bronzeund eisenzeitliche (10), römerzeitliche (11, 12), mittelalterlich bis neuzeitliche Flächen ( 21, 22, 3) sowie
ungegliederte Bereiche (j). Rechter Teil: Tabelle der entsprechenden Datierungen der jungholozänen Sedimente
im Tal der Donau bei Ingolstadt (Bayern) (Tabelle aus Doppler et al. (2002)).
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Die Frage nach den Ursachen ist zumeist nur sehr schwierig zu klären. Menschliche
Einflussnahmen auf das Flussgeschehen der Donau werden ab der Bronzezeit intensiv
diskutiert. Eine verstärkte Materialbereitstellung durch Rodungstätigkeiten wird in diesem
Zusammenhang postuliert. Die meisten quartären Landschaftsveränderungen vor der
Bronzezeit werden dagegen als Produkte von klimagesteuerten Prozessen angesehen.
Beispielsweise sind Dünenablagerungen aus dem ausgehenden Pleistozän am ehesten zu
erklären, wenn man eine durch kaltes und trockenes Klima vegetationsarme Landschaft
annimmt, aus der die Sandpartikel ausgeblasen werden konnten.
Abb. 5: Mittels Optisch Stimulierter Lumineszenz (OSL) datierte Dünenablagerung. Bei der OSL-Methode
werden durch natürliche Radioaktivität verursachte Strahlenschäden im Sediment gemessen. Diese
Strahlenschäden häufen sich so lange an, wie sich das Sediment unter Lichtabschluss befindet. Es handelt sich
also um echte Sedimentationsalter. Das Alter dieser Düne wurde auf 10400 +/- 1300 a bestimmt (Fiebig &
Preusser 2001).
Grundsätzlich sollte den klimagesteuerten und den anthropogen verursachten Landschaftsund Klimaveränderungen große Aufmerksamkeit entgegengebracht werden, da beide
zusammen das Bild der Welt verändert haben und weiter verändern werden. Die Erforschung
der jeweiligen Ursachen und Prozesse ist von grundlegender Bedeutung für den Schutz und
die weitere Planung und Entwicklung unseres Lebensraumes.
Literatur
DOPPLER, G., FIEBIG, M. & MEYER, R. (2002): Erläuterungen zur Geologischen Karte 1: 100 000. - 172 S.,
München (Bayerisches Geologisches Landesamt).
FIEBIG, M. & PREUSSER, F. (2001): Lumineszenzalter von Quartärablagerungen im Donautal und im
Tertiärhügelland bei Ingolstadt (Bayern). – Geologica Bavarica, 106: 259-271, München.
v. HUSEN, D. (2000): Geological Processes during the Quaternary. – Mitt. Österr. Geol. Ges., 92:135-156, Wien.
J ERZ, H., FIEBIG, M., UNGER, H., J UNG, D. & MEYER, R. (2003): Geologische Karte von Bayern 1: 25 000 Blatt
7235 Vohburg. – München (Bayerisches Geologisches Landesamt).
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ADVANCES IN AUSTRIAN MIOCENE STRATIGRAPHY AND
PALEOECOLOGY
Mathias HARZHAUSER
Naturhistorisches Museum Wien
This brief report discusses some recent results that were achieved within the FWF-projects P13745-Bio, P-15724-Bio and P-14366-Bio under the leaderships of Martin Zuschin
(University Vienna), Gudrun Daxner-Höck (Natural History Museum Vienna) and Werner E.
Piller (University Graz). The projects had a particular focus on the paleobiological aspects of
marine molluscs and terrestrial mammals and on isotope signatures in the Austrian Miocene.
The integration of geophysical logs and seismic data resulted in an improved understanding of
sedimentary successions and associated changes in depositional environments throughout the
Miocene of the Vienna and the Styrian Basin. These additional data were kindly provided by
the OMV-AG (Berhard Krainer, Hanns-Peter Schmid and Philipp Strauss).
Sequence Stratigraphy (Eggenburgian, Karpatian-Pannonian):
During the running projects the integration of new biostratigraphic and paleoecological data
resulted in a refined sequence stratigraphy of the Austrian Miocene. However, the Ottnangian
and Lower Karpatian attained little attention during our studies and are therefore excluded
here. Generally, it turned out that the major global 3rd order cycles as proposed by HAQ et al.
(1988) and HARDENBOL et al. (1998) can still be depicted in the Central Paratethys
depositional sequences despite tectonic overprint.
By focusing on the Pannonian Basin, VAKARCS et al. (1998) proposed two cycles for the
Eggenburgian introduced as Bur-1 and Bur-2 cycles. These are bounded by the Aq-3/Bur-1
sequence
boundary,
corresponding
tentatively to
the Egerian/Eggenburgian
chronostratigraphic boundary, and the Bur-2/Bur-3 sequence boundary which is correlated
with the Eggenburgian/Ottnangian boundary. The mid-Eggenburgian sequence boundary
separating the Bur-1 from the Bur-2 cycle is calibrated with the middle part of chron C6n.
New investigations along the slopes of the Bohemian Massif by MANDIC et al. (2004) allow a
finer tuning of the lower part of the Bur-1 cycle, corresponding to the Oopecten gigas Zone of
the mollusc zonation. The lowstand systems tract of the Bur-1 cycle might be represented by
the fluvial gravels and sands of the St. Marein-Freischling Formation, which fills the
tectonically induced valley of the Horn Basin. The initial transgression seems to be reflected
by the formation of the lowermost Eggenburgian Fels Formation on the margin of the
Bohemian Massif. During the ongoing TST the sea intruded into the marginal drainage
valleys of the Bohemian Massif and estuarine-lagoonal settings established. These are well
reflected by pelites, coaly clays and lignite of the Mold Formation. The TST of the Bur-1
cycle falls apart into two up to now unrecognised parasequences, which document a drop of
the realtive sea level of at least 30 m.
The first parasequence is very clearly developed and corresponds to the middle transgressive
systems tract of the Bur-1 cycle and reflects the shift from estuarine towards shallow marine
environments. It culminates in a lower shoreface facies with abundant crustacean burrows.
The top of that transgressive parasequence with its related flooding surface is not preserved.
However, it is still recognizable in the basal part of the following parasequence. There, the
occurrence of Oopecten gigas, which is known to form monospecific populations in about 30
m water-depth, contrasts the otherwise littoral fauna of the coquinas with balanids, batillariids
and mytilids. This paleoecological inhomogeneity is interpreted to be derived from reworking
of an Oopecten layer during the second parasequence. This Oopecten layer is thus part of the
“deep” top of the first parasequence, which became truncated by the second one.
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The second “cycle”, comprising units 3 and 4 is again distinctly transgressive and is
tentatively correlated with the late TST of the Bur-1 cycle. The transgression is well reflected
by a shift from shallow marine tempestitic shelly beds - that obviously formed above the wave
base - towards a less agitated and sublittoral environment.
The following Bur-2 cycle is also excellently reflected in the area by the mollusc fauna, which
suffers a drastic change in composition and displays a wave of Mediterranean immigrants
during the transgression of the Bur-2 cycle (MANDIC and STEININGER 2003). This cycle,
however, is not preserved in the discussed succession.
The sea level fall during the Early Miocene global sea level change of TB 2.1 cycle (HAQ et
al. 1988) is reflected by isolation of the Paratethys from the Mediterranean Sea during the
Late Ottnangian. Except for the Northern Alpine Foreland Basin no real marine environments
are known from the Carpathian Pannonian Dinaride domain and brackish to fresh water
sedimentary environments prevailed (KOVÁČ et al. 2004). The Karpatian transgression in the
Central Paratethys area is associated with the sea level rise at the beginning of the late Early
Miocene during the global sea level cycle of TB 2.2 cycle. The lowstand deposition
represented mainly by terrestrial, alluvial, fluvial and deltaic deposits at the base of the
Karpatian sequences, pass towards overlying strata rapidly into marine, neritic to shallow
bathyal sediments. Due to the change of the tectonic regime during the Late Karpatian and
Early Badenian small scale fluctuations of the relative sea level (e.g. 4th order) are probably
only of regional character. The end of the Early Miocene in the Paratethyan basins is marked
by erosional surfaces or by an angular discordance between the Lower and Middle Miocene
strata.
The new Early Badenian (Langhian) transgression can be clearly correlated with the global
sea level cycle of TB 2.3. cycle of HAQ et al. (1988), based on the FAD of Praeorbulina in
the Styrian Basin, the Vienna Basin and the Alpine Foreland Basin (RÖGL et al., 2002). The
global sea level drop at the Lower/Middle Miocene boundary was strongly accentuated by the
change in the tectonic regime from a piggyback to a pull-apart basin. In the Vienna Basin,
tilting of Karpatian deposits and erosion of up to 400 m occurred (WEISSENBÄCK, 1996).
Hence, in the southern Vienna Basin, the sedimentation started discordantly during the Early
Badenian with the deposition of the so-called Aderklaa Conglomerate, which is interpreted by
WEISSENBÄCK (1996) as braided river system developing during the Lower Badenian LST.
The sediment was transported from SE over the Leitha Mountains crossing the future
Eisenstadt-Sopron Basin. This drainage system collapsed with the onset of subsidence in the
Eisenstadt-Sopron Basin. The first marine ingression reached the Eisenstadt-Sopron Basin
about 15.1 my ago and the Leitha Mountains became a peninsula connected with the
mainland in the east (KROH et al. 2003).
The top of that Badenian cycle is indicated by an unconformity in seismic surveys in the
southern Vienna Basin. Based on the co-occurrence of Orbulina and Praeorbulina in the
underlying deposits (e.g. RÖGL et al., 2002) the boundary is suggested to have developed
close to 14.8 ma. This massive discordance is also indicated in the central and northern
Vienna Basin. A sea-level drop of about 120 m magnitude is also well documented in the
Matzen oilfield (KREUTZER, 1986; WEISSENBÄCK, 1996). Furthermore, in many marginal
settings e.g. the Northern Vienna Basin (Niederleis, Lower Austria) or in the EisenstadtSopron Basin, the end of marine sedimentation of the first Badenian cycle can be correlated to
the same event (MANDIC et al., 2002; KROH et al., 2003). The stratigraphic position, the basinwide occurrence and the remarkable magnitude of the sea-level drop strongly indicate a
relation to the global sea-level drop at about 14.8 Ma due to the expansion of the East
Antarctic ice sheet (FLOWER and KENNETT, 1993). This event corresponds also to the
Lan2/Ser1 sequence boundary of HARDENBOL et al. (1998).
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The next Badenian cycle is interpreted to be an expression of the global cycle TB 2.4. of HAQ
et al. (1988). A distinct lowstand wedge and a well-developed transgressive wedge are
observed in seismic studies along the Spannberg ridge in the Matzen oil field of the central
Vienna Basin (KREUTZER, 1986) and along the Leitha Mountains in the south (STRAUSS et al.
submitted). During the HST a huge delta complex prograded into the central Vienna Basin.
Wetland environments and deltaplain lakes developed along the southern margins, as
documented by the mammal fauna of Klein Hadersdorf and freshwater limestones at Ameis.
This cycle is separated from the third Badenian cycle by a weak discordance which is
expressed by caliche formation and vadose leaching in the corallinacean platforms of the
Leitha Mountains and the Rust Hills. The stratigraphic position of the associated sealevel drop
suggests a correlation to the Wielician crises (deposition of evaporites in the Carpathian
foreland basin caused by a sealevel drop that affected large parts of the Central Paratethys
(RÖGL, 1998). The re-newed flooding of the third Badenian cycle is biostratigraphically dated
in the Slovakian part of the Vienna Basin by the onset of the nannoplankton zone NN6
(KOVÁČ et al., 2004). The base of that biozone, being defined by the last occurrence of
Sphenolithus heteromorphus corresponds to the Langhian/Serravallian boundary, which was
recently calibrated by FORESI et al. (2002) at 13.59 Ma. Along the Leitha Mountains seismic
reflectors associated with the TST are traceable up to the surface outcrop in Leithaprodersdorf
where giant beach boulders of reworked Lower Badenian conglomerate document the impact
of the transgression. Based on the good nanno-dating and considering the magnitude of the
cycle a correlation with the global cycle TB 2.5. of HAQ et al. 1988 is quite convincing. The
HST of that cycle corresponds with the formation of dysoxic pelites in basinal settings (e.g.
Devinska Nova Ves) and with repeated hypoxid events on the platforms as documented by
SCHMID et al. (2001).
A considerable hiatus at the Badenian/Sarmatian boundary is indicated by a strongly erosive
discordance in seismic lines in the southern Vienna Basin. It is interpreted as part of the LST
at the Badenian/Sarmatian boundary (HARZHAUSER and PILLER, 2004) coinciding with the
formation of incised valleys along the margin of the Vienna Basin. The stratigraphic position
and duration of the Sarmatian suggests a relation to the 3rd order cycle TB. 2.6. of HAQ et al.
(1988), with two 4th order cycles. This tentative calibration requires a new positioning of the
Badenian/Sarmatian boundary close to 12.7 Ma, which fits excellently to the glacio-eustatic
isotope event MSI-3. At least 3 high-frequency sea-level drops have been observed in the
Lower Sarmatian deposits of the Vienna Basin and the Eisenstadt Sopron Basin by
HARZHAUSER and PILLER (2004). Of these, the most severe regression caused the emersion of
the Leitha Mountains during the entire Elphidium reginum Zone and the lowermost
Porosononion granosum Zone. This drop is thus reflected in the seismic facies by a basinal
shift of coarse sedimentation represented by high amplitude reflectors. In both basins, a
progradation of fluvial facies such as the Carinthian gravel in the Styrian Basin is observed.
The Late Sarmatian starts with a strong transgression, partly covering Lower Sarmatian and
Badenian deposits. The transgressive sediments are well developed along the margin of the
southern Vienna Basin (HARZHAUSER and PILLER, 2004). Deposits of the following HST are
known throughout the Vienna Basin comprising a mixed siliciclastic-oolithic cycle of the
upper Ervilia Zone. This cycle is also well developed in the Styrian Basin (Southern Austria)
discussed by KOSI et al. (2003) based on seismic stratigraphy. There it is reflected in
aggradation and finally progradation of mixed siliciclastic-oolithic deposits.
The Lower to Middle Pannonian lake deposits are also interpreted as a single 3rd order cycle
which starts at the Middle Miocene/Upper Miocene boundary due to the influence of the
glacio-eustatic sea-level lowstand TB3.1. The LST of that phase is documented in the Styrian
Basin by incised valleys of up to 60 m depth (KOSI et al. 2003). Correspondingly, fluvial
gravel of the Hollabrunn-Mistelbach Formation was prograding into the northern Vienna
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Basin during the LST of the Early Pannonian (HARZHAUSER et al., 2003b). At the same time
fluvial gravel with Melanopsis impressa spread across Sarmatian marine deposits in the
neighbouring Eisenstadt-Sopron Basin (HARZHAUSER et al., 2002). The pelitic and sandy
deposits of the TST span the Mytilopsis hoernesi Zone, the Congeria partschi Zone and parts
of the Congeria subglobosa Zone. Again, equivalent sediments are recorded by HARZHAUSER
et al. (2002; 2003b) from the northern Vienna Basin and the Eisenstadt-Sopron Basin. The
trend culminates in the mfs, which was documented in the northern and central Vienna Basin
to lie within the Congeria subglobosa Zone (KOVÁC et al., 1998; HARZHAUSER and MANDIC,
2004). The comparison with geophysical logs from the Styrian Basin document, that
oscillations of the lake level during the TST of that cycle are well reflected in both basins.
Correspondingly, the maximum extension of Lake Pannon in the Middle Pannonian is
documented in all Pannonian basins. Hence, the sedimentary record of the Vienna Basin
reflects rather the “history” of Lake Pannon during the early Late Miocene than being
exclusively an expression of local tectonics. The basal Upper Pannonian is part of the HST.
At that time, Lake Pannon retreated from the Vienna Basin and established its north-western
coast in the Hungarian basins (MAGYAR et al., 1999). Consequently, extended floodplains
with local lacustrine systems developed (HARZHAUSER and TEMPFER, 2004).
Paleoclimate (Karpatian – Pannonian):
The Karpatian begins with a transgressive cycle, which introduced a series of new marine
faunal immigrants from the Mediterranean. The Early to Middle Karpatian has still
similarities with the Ottnangian development with cool to temperate water masses and
abundant siliceous fossils (RÖGL et al. 2004). The low diversity mollusc fauna, too, is
dominated by taxa persisting from the Ottnangian. In the Late Karpatian a general warming of
the water masses is observed, especially in the shallow-water areas, reflected in the mollusc
faunas which point to minimum sea surface temperatures of 15-17° (HARZHAUSER, 2002).
Similarly, a Late Karpatian climatic amelioration can be reconstructed for the terrestrial
realm, based on the data from the Korneuburg Basin, reflecting annual mean temperatures of
about 17°C, minimum temperature of 3-8°C in the coldest period and precipitation up to 2000
mm (MELLER, 1998; BÖHME, 2002).
Despite the major drop of the relative sea level at the Burdigalian/Langhian
(Karpatian/Badenian) boundary and the changing tectonic regime with the onset of pull apart
kinematics, the overall climate signature stays constant. Hence, the Early Badenian is the
heyday of thermophilic mollusc taxa such as Isognomon, Tibia, Rimella, Melongena and
Tudicla, coinciding with the Burdigalian/Langhian climatic optimum. This phase is
characterised by a northward migration of Mediterranean species into the Paratethyan Basins.
Within the strombids, the rare Strombus (Euprotomus) schroeckingeri arrives in the Styrian
Basin during the Early Badenian but could not reach the Viennna Basin or the Alpine
Foreland Basin. A second strombid, Tibia dentata experiences an extraordinary bloom in the
Early Badenian of the Styrian Basin, where its abundance is reflected in the informal term
“Rostellaria Tegel” (= Tibia marls). It becomes extremely rare, however, in the Vienna Basin,
where it is known from few fragments only. These patterns are discussed as an expresssion of
a south-north gradient (HARZHAUSER et al., 2003a). The climatic optimum is also indicated by
re-immigration of representatives of the Isognomonidae; this common element in the
Oligocene to Early Miocene of the Central Paratethys disappeared during the Ottnangian
crises. Additionally, the first occurrence of the Plicatulidae in the Central Paratethys Miocene
in the Early Badenian is noteworthy. Isognomon and Plicatula are typical tropical
representatives that are absent from the Modern Mediterranean Region. Similarly, the
carditids, today restricted to the tropical and subtropical regions, diversified from 2 Karpatian
species to 17 in the Early Badenian.
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A slight cooling during the late Badenian is reflected by the retreat and/or decline of
thermophilic mollusc taxa within the Paratethys. This is reflected e.g. by a decrease of the
strombid diversity or by the drop in the nassariid genus Cyllenina from 9 Early Badenian
species to 3 in the Late Badenian (HARZHAUSER and KOWALKE, 2004). According to these
data a drop of the minimum sea surface temperature from at least 16-18°C during the Early
Badenian optimum to 14-15°C in the Late Badenian is calculated. This Late Badenian cooling
seems to succeed into the Early Sarmatian, indicated by the occurrence of diatomites and the
dramatic shut down of the Badenian carbonate factory (PILLER and HARZHAUSER, in press). In
the Late Sarmatian, however, the conditions changed strongly towards a subtropical, semiaride environment. Indirect evidence for an increased aridity is derived from the fact that
hardly any fluvial-terrestrial facies is preserved from that time-slice. The diverse Sarmatian
floras are nearly restricted to the more humid Lower Sarmatian. The same hiatus is observed
within the mammal faunas. The paleoclimatic considerations must therefore be based on the
marine record. The Upper Sarmatian carbonate sequences reflect a highly productive
carbonate factory of subtropical climate. The formation of thick oolite sequences with
Persian-Gulf-type-ooids as well as the mass occurrences of thick-shelled shell beds require
normal saline to hypersaline, subtropical conditions. The same subtropical environmental
conditions are clearly necessary for the peneroplid, larger foraminifer Spirolina austriaca and
other porcelaneous foraminifers. Also the isopachous, fibrous and the botryoidal cements,
originally most probably aragonite, clearly point to carbonate supersatured, marine waters
(PILLER and HARZHAUSER, in press).
Humidity increased distinctly again with the dawn of the Late Miocene. The small mammal
faunas of the Early and Middle Pannonian (early Vallesian; MN9) indicate extended wetlands
with humid, forested environments accompanied by dense vegetation during the maximum
extension of Lake Pannon. The mammal fauna of the Late Pannonian (late Vallesian; MN10)
comprises a high diversity of semi-aquatic, arboreal and gliding rodents. Nevertheless, the
number of ground dwellers increases which might point to the successive spreading of open
woodlands and to a trend towards advanced seasonality (HARZHAUSER et al., 2004).
The Latest Pannonian (early Turolian; MN11) mammal fauna is characterized by muridcricetid-dominated associations and by a dramatic increase of carnivores (Hyaenidae) and
ruminants (Bovidae and Giraffidae). The dominance of ground-dwelling rodents, the diversity
of ruminants and the occurrence of the porcupine Hystrix hint at more dry conditions, a
seasonal climate and relatively open woodland-environments. This faunal turn-over is
synchronous with the so-called Vallesian crises – described from western Europe – and is thus
the first evidence of that climatically triggered event in the Austrian Miocene (HARZHAUSER
et al., 2004).
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COMPUTATIONAL EARTH SCIENCES — NUR EIN TEURES
COMPUTERSPIEL?
Stefan HERGARTEN
Geologisches Institut der Universität Bonn
Das Forschungs- und Lehrgebiet „Computational Earth Sciences“ ist noch relativ jung. So
fällt es schwer, seine Inhalte präzise zu definieren und gegen andere Gebiete abzugrenzen,
selbst eine Übersetzung ins Deutsche fällt schwer.
Der Computer ist mittlerweile in vielen Bereichen zum meistverwendeten Werkzeug
geworden, und auch scheinbar einfache Softwarewerkzeuge (z.B. statistische Auswertung
oder Visualisierung) verwenden teilweise aufwändige Berechnungen. Man könnte daher
„Computational Earth Sciences“ am ehesten um zwei Schwerpunkte herum definieren:
Simulation von Geoprozessen
Entwicklung von Werkzeugen zur Datenanalyse, Visualisierung und Interpretation
Der Bedarf an handhabbaren und zuverlässigen Werkzeugen ist in den Geowissenschaften
groß, sodass der Wert des zweiten Schwerpunktes unumstritten sein dürfte. Was die
Simulation von Geoprozessen betrifft, hat jedoch teilweise eine gewisse Ernüchterung
eingesetzt. Die Ergebnisse der ersten größeren Simulationen in den 80er Jahren waren
beeindruckend, schließlich sah man erstmals Strukturen, die man von der Erde kannte, als
Resultat einer physikalisch basierten Simulation. Etwas ernüchternd mag die Tatsache sein,
dass nur sehr wenige von den Phänomenen, mit denen wir uns in den Geowissenschaften
befassen, unmittelbar und allein aus physikalischen Grundgesetzen erklären lassen. Nahezu
jedes Phänomen ist durch Parameter und Randbedingungen geprägt, welche in vielen Fällen
räumlich und zeitlich stark variabel sind und einen mindestens so großen Einfluss haben wie
der physikalische Prozess. Der aktuelle Zustand unserer Erde ist das Produkt einer langen
Kette von Ereignissen, von denen jedes für sich unwahrscheinlich war. Disziplinen mit einer
starken historischen Komponente, z.B. die Geologie, nutzen den starken Einfluss der
Randbedingungen auf die Entwicklung, um aus dem aktuellen Zustand die Geschichte zu
rekonstruieren. Im Gegensatz haben Disziplinen wie Physik, Chemie und Biologie wesentlich
stärkere prädiktive Komponenten, sodass Simulationsergebnisse hier eine größere
Allgemeingültigkeit haben. Generell lässt sich die Tendenz feststellen, dass die Bedeutung
der numerischen Prozesssimulation um so größer ist, je stärker die prädiktive Komponente in
einem Gebiet ist. So ist es nicht überraschend, dass im Umfeld der Erdwissenschaften die
Meteorologie das Gebiet ist, aus der die numerische Simulation nicht mehr wegzudenken ist.
Doch auch bei rein prädiktiven Fragestellungen besteht die Gefahr, dass Randbedingungen
oder Parameter einen so starken Einfluss auf das Ergebnis nehmen, dass deren Ungenauigkeit
gegenüber eventuellen Schwächen der Prozessbeschreibung überwiegt. Ein Beispiel hierfür
ist die Simulation von Grundwasserströmungen bzw. der damit verbundene Transport von
Schadstoffen. Experimente haben gezeigt, dass Grundwasserleiter oft auf allen Skalen so
heterogen sind, dass selbst bei völlig durch Bohrungen durchlöcherte Testfelder keine
zufriedenstellenden Ergebnisse erreicht werden.
Etwas überspitzt ausgedrückt, lässt sich das Problem für die klassischen Geowissenschaften
so formulieren, dass ein Modell entweder unrealistisch (weil es die Komplexität und
Variabilität der Randbedingungen nicht adäquat berücksichtigt) oder in seiner Aussage
schwach ist (weil die Ergebnisse zu stark von Parametern und Randbedingungen abhängig
sind, die sich nicht mit ausreichender Sicherheit quantifizieren lassen). In Anbetracht dieser
Schwierigkeiten ist der Schritt zur Behauptung, Prozessmodellierung in den
Geowissenschaften sei nur eine teure Spielerei, nicht groß.
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Das Argument der Kosten hat sich allerdings in den letzten Jahren deutlich entspannt. Zwar
gibt es am Ende der Skala Großprojekte wie den „Earth Simulator“ in Japan mit mehr als
5000 Prozessoren und einem „Gehäuse“ von 50m x 65m x 17m, doch die Mehrheit von
Projekten im Bereich „Computational Earth Sciences“ arbeitet mit PCs, die sich in der
Hardware nicht von denen für Office- und Präsentationsanwendungen unterscheiden. Damit
ist ein numerisches Labor heute preisgünstiger als beispielsweise ein geochemisches Labor.
Zweifel am direkten Nutzen für die Geowissenschaften lassen sich hingegen nicht pauschal
entkräften. Aus dem oben geschilderten Dilemma heraus erscheint es verständlich, dass sich
Modellentwickler nicht immer nur auf Themen stürzen, die aus Sicht der Geowissenschaften
interessant sind. Phänomene, die neben den historischen Aspekten eine stärkere prädiktive
Komponente besitzen, sind oftmals weniger problematisch. In diese Kategorie fallen
beispielsweise Themen aus dem Bereich der Naturgefahren. Schon allein durch die
jahrzehntelange Entwicklung hat die Erdbebenforschung hier eine Führungsrolle. Erdbeben
scheinen eines der Phänomene im Geobereich zu sein, bei denen fundamentale
Gesetzmäßigkeiten gegenüber der speziellen geologischen Situation dominant sind. Dies
ermöglicht die Übertragung von Ergebnissen zwischen verschiedenen Regionen und macht
die Anwendung von Prozessmodellen besonders interessant. Hinzu kommt, dass viele
Phänomene im Feld der Erdbebenforschung noch völlig unverstanden sind. So gibt es nach
wie vor keine Klarheit über das Auftreten und die Bedeutung von Vor- und Nachbeben, und
die Frage, warum Erdbeben über Distanzen von mehreren hundert Kilometern zeitliche
Korrelationen aufweisen (die nicht einfach durch Spannungsübertragung zu erklären sind), ist
völlig offen. Man kann natürlich darüber streiten, ob eine zuverlässige Vorhersage einzelner
Erdbeben jemals möglich sein wird, aber es zeichnet sich ab, dass ein Verständnis des
Prozesses mit Hilfe numerischer Modelle essentiell sein wird. Eine Vorhersage allein auf
Basis der Auswertung bestehender Erdbebenkataloge wird an Grenzen stoßen.
Neben diesem Paradebeispiel gibt es natürlich zahlreiche weitere Phänomene, bei denen eine
numerische Simulation Erkenntnisse liefern kann, die allein aus der Beobachtung nicht
gewonnen werden können. So scheinen Hangrutschungen bzw. Bergstürze weltweit eine
statistische Größenverteilung zu haben, die der von Erdbeben ähnelt und nur schwach von
Klima und Geologie abhängt. Im Gegensatz zu Erdbeben ist diese noch völlig unverstanden.
Ähnliches gilt für Waldbrände. So stellt sich die Frage, ob es übergreifende Konzepte gibt,
die diese anscheinend völlig verschiedenen Phänomene verbinden. Ein solches Konzept
könnte die 1987 von Per Bak eingeführte Idee der selbstorganisierten Kritizität sein.
Interessant ist hierbei, dass selbstorganisiert kritisches Verhalten bislang nur in numerischen
Modellen gefunden wurde. In der Natur wird eine bestimmte Verteilung der Ereignisgrößen
(die sogenannte Potenzgesetz-Verteilung) für ein bestimmtes Phänomen gefunden. Hieraus
wird der Verdacht abgeleitet, dass das Phänomen selbstorganisiert kritisch sein könnte. Dann
wird ein Modell aufgestellt, welches in seinen physikalischen Grundannahmen das Phänomen
in irgendeiner Weise repräsentieren sollte und möglichst die Verteilung der Ereignisgrößen
reproduzieren sollte. Ist dies erfolgreich, werden weitere Eigenschaften des Modells (speziell
die zeitliche Charakteristik) untersucht, um zu erkennen, ob das Modell in das theoretische
Konzept passt, und ob sich dann allgemeine Eigenschaften aus der Theorie auf das Phänomen
übertragen lassen. In diesem Beispiel ist das numerische Prozessmodell also die essentielle
Nahtstelle zwischen dem Phänomen und einem abstrakten theoretischen Konzept.
Längerfristig ist zu hoffen, dass hieraus neue Wege der Kombination von historischen und
prädiktiven Aspekten resultieren, denn der Einfluss der Vergangenheit in selbstorganisiert
kritischen Systemen wird in der Physik, woher die Theorie stammt, bisher nicht betrachtet.
Unter Aspekten der Umweltveränderung wird dies jedoch eine zentrale Frage für die
Anwendung des Konzepts in den Geowissenschaften sein, von der starke neue Impulse zu
erwarten sind.
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Zusammenfassend lässt sich sagen, dass die Interaktion zwischen klassischen
Geowissenschaften und Computational Earth Sciences entscheidend ist. Diese darf sich nicht
auf einen Austausch von Daten beschränken, sondern muss bereits bei der Konzeption der
Themen beginnen. Andernfalls besteht die Gefahr, dass Modelle entwickelt werden, die
entweder keine geowissenschaftliche Relevanz haben oder nur das nachbilden, was ohnehin
bekannt war, und dann könnte die Simulation tatsächlich zu einem (mehr oder weniger
teuren) Computerspiel werden. Umgekehrt gibt es in den Geowissenschaften zahlreiche
Phänomene, die in ihren Grundlagen noch so schlecht verstanden sind, dass eine
Interpretation der Beobachtungen fast nur mit Hilfe von numerischen Simulationsmodellen
möglich ist.
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PUBLIC RELATIONS: NEUE ANSÄTZE FÜR EIN BREITES
VERSTÄNDNIS DER ERDWISSENSCHAFTEN.
Thomas HOFMANN & Hans P. SCHÖNLAUB
Geologische Bundesanstalt, Rasumofskygasse 23, A - 1030 Wien
Es muss etwas geschehen! In Sachen Geologie und Öffentlichkeitsarbeit besteht absoluter
Handlungsbedarf. Darüber sind sich alle GeowissenschaftlerInnen einig. Dieses Faktum ist
ein großer Fortschritt.
Die Ansätze für PR der Erdwissenschaften sind vielfältig: Print, WWW, Audiovisuelle Medien
und eine Reihe, durchaus unkonventioneller Wege bieten sich an. Kreativität und
Professionalität bilden die Voraussetzungen dafür.
Zunächst stellen sich Fragen: Wer ist die Öffentlichkeit? Was interessiert jene zu definierende
Öffentlichkeit? Wie, bzw. Wo ist sie, die Öffentlichkeit zu erreichen, sprich anzusprechen?
Schlussendlich die Sinnfrage: Warum eigentlich Öffentlichkeitsarbeit?
Erstens: „Warum Öffentlichkeitsarbeit?“ kennt mehrer Antworten: Weil wir es der
Öffentlichkeit schuldig (das ist durchaus auch im wahrsten Sinn des Wortes zu verstehen)
sind, weil wir viel zu sagen haben, usw. Kurzum: Wir brauchen und wir wollen
Öffentlichkeitsarbeit. Öffentlichkeitsarbeit kann zur Überlebensfrage werden, denn: Wer sich
kein Gehör verschafft, droht vergessen zu werden. Auf den Punkt gebracht: Die
Erdwissenschaften müssen nicht nur Gesellschaftsrelevant sein, sondern sie müssen von den
jeweiligen Entscheidungsträgern bis hinauf in die öchsten Staatsämter auchals relevant
angesehen werden.
Zweitens: „Wer ist die Öffentlichkeit? Die Wortwurzel, das lateinische „publicus“, führt zu
Public relations und bietet eine Reihe von Ansätzen und nennt Begriffe wie „staatlich,
amtlich;
allgemein,
gewöhnlich“.
Demnach
sind
mit
Öffentlichkeit
alle
Bevölkerungsschichten gemeint. Spätestens hier zeigt sich, dass nicht alle über einen Kamm
geschoren werden können, dass Öffentlichkeitsarbeit sehr vielfältig sein muss, dass
Öffentlichkeitsarbeit nicht einfach nebenher gemacht werden kann, dass Öffentlichkeitsarbeit
eine Sache für Profis ist.
Drittens: „Wie ist die Öffentlichkeit zu erreichen?“ Vorweg: Jedes Mittel kann und muss uns
recht sein, Seriosität vorausgesetzt.
Viertens: „Was interessiert die Öffentlichkeit?“ Die Antwort bewegt sich zwischen den Polen:
Alles und Nichts! Vielfach ist es ist eine Frage der Vermittlung, ob Interesse geweckt werden
kann.
Klassische Arten der Vermittlung
Alleine verständlich zu schreiben, Orogenese durch Gebirgsbildung zu ersetzen, ist zu wenig.
Selbstverständlich sind eine klare, einfache Sprache, gute Bilder, eindeutige
Bildunterschriften, ein ansprechenden Lay-Out, usw. wichtige Schritte bei der Vermittlung
von Inhalten. Bei der verbalen Vermittlung muss der Grundsatz gelten: „Tell, don´t teach!“
Nachhaltige Vermittlung darf nicht alleine auf die rationale Ebene beschränkt bleiben.
Ähnlich der Werbung gilt es auch im Bereich der Geowissenschaften weitere Ebenen („fünf
Sinne“), vor allem die emotionalen, anzusprechen. Die jedem Menschen ureigenen Instinkte
wie Neugier, Sammellust, ec. sind wichtige Ansatzpunkte Interesse für das breite Feld der
Erdwissenschaften zu wecken.
Als Beispiel seien hier moderne Museen genannt, wo es seit Jahren Museumspädagogik zum
fixen Bestandteil gehört. Stichworte wie Edutainment oder Learning by doing sind heute
selbstverständlich geworden. Einzelne, sehr erfolgreiche Aktivitäten, wie etwa im Rahmen
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der Scienceweek, zeigen, zum einen die Akzeptanz der Erdwissenschaften und zum anderen,
dass hier noch ein weites Betätigungsfeld besteht.
Geotourismus als neue Chance
Querverbindungen ergeben sich auch zum Tourismus. Stichwort: Geotourismus. Die
Entwicklung der letzten Jahre hat gezeigt, dass basierend auf einem gesteigerten Interesse für
Natur und Ursprünglichkeit der Tourismus ein guter Partner für die Vermittlung geologischer
Inhalte sein kann. Ansatzpunkte bieten hier zum einen Ästhetik, Schönheit sowie die Lust am
Abenteuer. Naturdenkmale, Geotope, Höhlen oder jüngst auch Geoparks, letztere sogar mit
UNESCO-Zertifikat sind geologische Antworten mit Zukunftspotential.
Da sich im Jahr 2002 die direkten Wertschöpfungseffekte des Tourismus auf 14,25 Mrd. €
beliefen, was einem Anteil an der Gesamtwertschöpfung (BIP) von 6,6% entspricht, sind von
Seiten des Tourismus auch Aufträge zu erwarten. Ein möglicher Ansatz ist die Website
www.geoadventure.at, wo eine virtuelle Plattform auf die Vielfalt geologischer
Freizeitmöglichkeiten hinweist.
E-Learning: Der virtuelle Bildungsauftrag
Seit einiger Zeit sorgt der Begriff e-Learning (=„webunterstütztes" Lernen) für neue Akzente
in der Bildungspolitik. Diese Herausforderung gilt es selbstverständlich auch für die
Erdwissenschaften aufzugreifen. Gerade in einer Zeit, wo der Anteil der Erdwissenschaften in
den Lehrplänen von Schulen sehr stark zurückgedrängt wird und deren Vermittlung nur mehr
vom Gutdünken der Lehrpersonen abhängt, haben die Erdwissenschaften einen
Bildungsauftrag bekommen, ohne dass dieser explizit per Gesetz definiert wurde. Erste
Ansätze dazu sind etwa die Onlineversion von „Rocky Austria“ auf der Website der
Geologischen Bundesanstalt (www.geolba.ac.at).
Kulinarische Herausforderungen
Wahre Weinkenner wissen schon lange um die typischen Eigenheiten des „Terroir“ Bescheid.
Die profunde Auseinadersetzung mit diesem Thema im Kreis der Erdwissenschaften steht –
zumindest was Österreich betrifft – noch in der Anfangsphase. So existieren umfassende, den
geologischen Untergrund betreffende Untersuchungen aus einigen bekannten
Weinbaugebieten (Retz, Langenlois, Gols,... ), die unter der Leitung von Maria Heinrich
(GBA) gemacht wurden. Parallel dazu gibt es eine Nachfrage ganzer Weinbauregionen, wie
etwa dem Weinviertel, das die aufwendig gestaltete Broschüre „Geologie & Weinviertel“ in
Auftrag gab.
Dass der Zusammenhang „Geologie und Wein“ auch von internationalem Interesse ist, zeigte
der 32. Int. Geologenkongress (IGC) in Florenz (August 2004), wo eine dementsprechende
Publikation an alle KongressbesucherInnen verteilt wurde.
Dass sich dieses Thema die Chance bietet nicht „nur“ die Entstehung lokaler Böden zu
beschreiben, sondern auch die gesamte geologische Bandbreite von der Entstehung der
Landschaft bis hin zum Einsatz geologischer Materialen in der Architektur der Weinkeller,
muss nicht gesondert betont werden.
Selbstverständlich sind geologische Zusammenhänge nicht nur auf Wein beschränkt; auch
Thermal- und Mineralwässer bieten hier Ansatzmöglichkeiten Geologie zu vermitteln. Der
Umweg des Spargels auf Geologie aufmerksam zu machen wurde bereits gemacht
(www.geolba.ac.at/GEONEWS), ausständig ist noch eine „Geologie der Erdäpfel“; der
Zusammenhang zwischen Geologie und Trüffeln war beim 32. IGC ebenfalls ein Thema. Ein
Plenarvortrag beim Jahrestreffen der Geological Society of America (GSA) im November
2004 hat die Beziehungen Geologie und Bier zum Thema; da heißt inwieweit das dafür
verwendete Wasser sich auf den Geschmack des Bieres auswirkt.
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Der künstlerische Ansatz
Dass sich Goethe der Geologie widmete ist bekannt, dass sich aber auch Literaten wie Peter
Handke, Erich Fried, Joseph Scheffel oder Ferdinand Saar über geologische Themen
schrieben, ist nicht so weit verbreitet.
Da eine Reihe bekannter Landschaftsmaler die Landschaft als realen Hintergrund in ihren
Werken mit akribischer Genauigkeit festhielten, sind über diese Darstellungen durchaus
geologische Aussagen, wie Gletscherstände, e.c. ableitbar. Aber auch über österreichische
Briefmarkenmotive lassen sich, bei dementsprechend genauer künstlerischer Darstellung,
Aussagen über den geologischen Hintergrund machen.
Nachhaltig erfolgreiche PR = Kreativität + Authentizität + überzeugende Qualität
Da von den Geowissenschaften ausgehend Querverbindungen zu sehr vielen Lebensbereichen
bestehen ist der Kreativität keine Grenze gesetzt. Was jedoch immer höchste Priorität hat, ist
die Authentizität des Berichtes und der Meldung. Die in den Naturwissenschaften übliche
Maxime der Nachvollziehbarkeit gilt auch für PR. Vage Vermutungen, Versprechungen von
Terminen e.c, die nicht eingehalten werden können, wirken sich negativ auf das Image der
Erdwissenschaften aus. Wichtig ist auch die persönliche Überzeugung der vermittelnden
Person von dem jeweiligen Thema.
Jene Qualitätsansprüche, die wir an andere Bereiche stellen, gilt es auch von seiten der
ErdwissenschaftlerInnen zu erfüllen. Es ist nicht zu leugnen, dass der erste Eindruck ein
optischer ist (ansprechendes Lay-Out, Lesbarkeit, Zwischentitel, ...). Was bislang für
Printmedien galt, ist selbstverständlich auf den virtuellen Bereich auszuweiten. Lesen am
Bildschirm ist ungleich schwieriger und ermüdender als am Papier.
Noch ein Wort zu Power Point Präsentationen! Auch hier gilt: weniger ist mehr, herunterlesen
ist tabu (Definitionen ausgenommen) und die beste Animation hat lange nicht jene
Überzeugungskraft wie die Stimme eines/r Vortragenden.
Fazit: PR für Erdwissenschaften als unendliche Geschichte
Diese wenigen Beispiele zeigen, wie breit der Raum für PR der Erdwissenschaften ist. Zu
beachten gilt es neben den vielfältigen interdisziplinären Querverbindungen auch die rasante
Entwicklung der Medien im Auge zu behalten und dies auch für die PR der
Erdwissenschaften zu benützen.
Dass die Aufgaben PR für die Erdwissenschaften zu machen nicht auf einzelne Personen
beschränkt sein kann, und NUR im kollegialen Netzwerk funktionieren kann, soll an dieser
Stelle nochmals unterstrichen werden.
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VOR 100 JAHREN …: CONRAD UND EBERHARD CLAR
Bernhard HUBMANN
Institut für Erdwissenschaften, Bereich Geologie und Paläontologie, Karl-Franzens-Universität Graz,
Heinrichstraße 26, 8010, Graz
Bereits vor Beginn der Ausrichtung der Pangeo-Tagung in Graz bestand der Wunsch sich mit
der Persönlichkeit EBERHARD CLAR anlässlich der hundersten Wiederkehr seines Geburtstags
historisch auseinanderzusetzen.
Eberhard C LAR wurde am 23. Juli 1904 in Graz geboren, promovierte hier, habilitierte sich
hier zweimal – sowohl an der Technik wie auch an der Universität - und war als akademischer
Lehrer in Graz tätig. Seine wissenschaftliche Entfaltung, seine universitäre Lehrtätigkeit (105
betreute Dissertationen!) und seine Etablierung als „Gefügekundler“, (wer selbst unter den
studentischen Geologieanfängern kennt nicht den Clar-Kompass!) geschah allerdings nicht in
seiner Geburtsstadt.
Eberhard C LAR, der während seiner Grazer Zeit in der Heinrichstrasse 33 nahe dem heutigen
Geologiegebäude wohnte, hielt an der Universität erste angewandt-geologische
Lehrveranstaltungen
(„Geologie
und
Verkehrswegebau“,
„Grundwasserund
Quellengeologie“, „Geologie der Umgebung von Graz“, „Alpiner Gebirgsbau in geologischen
Kartenbildern“) und legte damit den Grundstein einer Dezennien anhaltenden Tradition.
E. CLARs familiäres Umfeld ist dominiert durch Mediziner, wobei einer seiner Vorfahren,
Conrad CLAR, ebenfalls geologisch tätig war.
Conrad CLAR hörte im Grazer „Mineralogischen Cabinet“ bei Carl Ferdinand PETERS
Vorlesungen und war alsbald dessen Mitarbeiter. Da PETERS infolge einer vollständigen
Lähmung keine Geländetätigkeit durchführen konnte, übernahm CLAR diesen Part und trug
somit ganz wesentlich an der ersten geologischen Aufnahme der Umgebung von Graz bei.
Von ihm stammt eine leider unpubliziert gebliebene erste Gesamtdarstellung des Grazer
Paläozoikums, eine erste Stratigraphie und ein erster Profilschnitt.
Conrad CLARs Beruf war Balneologe. Aus der Verbindung der „badeärztlichen“ Kenntnis und
dem geologischen Wissen entstanden mehrere Arbeiten über Heilquellen und Kurorte,
insbesondere über Gleichenberg.
Franz Josef Clar (1767-1847), Holzhändler in Jonsdorf (Tschechien)
Franz Clar (1812-1876), Universitätsprofessor Graz (Medizinische Fakultät)
1. Ehe: 1843 mit Theresa Emilia Knechtl, geb. Konrad
2 Kinder:
Conrad Clar (1844-1904), Balneologe und Emil Clar
2. Ehe: 1857 mit Maria Anna Horn
1 Kind:
Arthur Clar (Zahnarzt in Graz † 1954) Ehe mit Maria Videk
3 Kinder:
Friedrich Clar, Dipl. Ing.
Heimo Clar, Dr. med.
Eberhard Clar (1904-1995), Univ.-Professor Wien
(Geologie)
Verwandtschaftliche Beziehungen zwischen Conrad und Eberhard Clar
Kurzbiographie Conrad Clar
Conrad CLAR wurde am 22. Februar 1844 in Wien geboren. Sein
Vater, Franz CLAR (1812-1876) war Professor an der Medizinischen
Fakultät der Grazer Universität. Conrad CLAR studierte in Dresden
und Leipzig Chemie und Geologie und promovierte 1864 zum
Doktor der Philosophie (Naturwissenschaften) in Leipzig. Danach
studierte er in Graz Medizin (Promotion zum Doktor der Medizin
1869) und Geologie bei Carl Ferdinand PETERS. 1870 habilitierte er
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sich in Graz für Balneologie. Ab 1888 war CLAR in Wien tätig, nachdem er seine venia
legendi auf die Wiener Universität übertragen ließ. Bis zu seinem Tod im Jahr 1904 war er
„Badearzt“ in Gleichenberg, wo er die ersten zwei pneumatischen Kammern errichten und
bereits aus der Heilquelle gewonnene Sole zerstäuben ließ. Während der Wintersemester las
er an der Wiener Universität über Balneologie und Klimatotherapie, über die Sommermonate
war er an der Kuranstalt in Gleichenberg tätig. C. CLAR starb am 12. Jänner 1904.
Kurzbiographie Eberhard Clar
Eberhard CLAR wurde am 23. Juli 1904 in Graz als dritter Sohn einer
Arztfamilie geboren. Nach der Matura am humanistischen Gymnasium
inskribierte er an der Grazer Universität, wo er sich nach breiter
naturwissenschaftlicher Ausbildung der Geologie zuwandte. 1926
promovierte er und wurde am Institut für Mineralogie und Technische
Geologie an der Technischen Hochschule in Graz Assistent, wo er sich
1929 bei Alexander TORNQUIST für das Fach „Angewandte Geologie
und Petrographie“ habilitierte. 1936 erhielt er die venia legendi für
Geologie und Paläontologie an der Karl-Franzens-Universität und wurde außerordentlicher
Professor an der Technischen Hochschule. Drei Jahre später wurde C LAR außerplanmäßiger
Professor der Geologie an der Grazer Technischen Hochschule. 1944 erfolgte seine Berufung
an die Wiener Technische Hochschule als Nachfolger von Josef STINY. Nach dem Weltkrieg
wurde er fristlos gekündigt und war im Bergbau am Steirischen Erzberg tätig. 1952
entwickelte er den nach ihm benannten Zweikreis-Kompass (auf eine wirtschaftliche Nutzung
hat CLAR ausdrücklich verzichtet). 1953 wurde die venia legendi CLARs von der
philosophischen Fakultät der Karl-Franzens-Universität erneuert. 1951 bis 1954 hatte CLAR
die Leitung der Forschungsstelle für Lagerstättenuntersuchungen der Österreichischen
Montangesellschaft inne. 1954 wurde er an das Geologische Institut der Wiener Universität
berufen und war hier bis 1972, dem Jahr seiner Emeritierung tätig. Am 7. Dezember 1995
verstarb E. CLAR in Bad Ischl.
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WHAT DO MINERAL DISSOLUTION AND PRECIPITATION
EXPERIMENTS TELL US ABOUT ION MOBILITY IN NATURAL
FLUIDS?
Stephan J. KÖHLER1, Eric H. OELKERS2, Najatte HARIOUYA2,
Pablo CUBILLAS3 & Martin DIETZEL1
1
2
Institute of Applied Geosciences, Rechbauerstrasse 12, A-8010 Graz, AUSTRIA
Departamento de Geología, Universidad de Oviedo. Jesús Arias de Velasco s/n. 33005, Oviedo, Asturias, SPAIN
3
Géochimie, Université Paul Sabatier, CNRS-UMR 5563, 38 rue des Trente-Six Ponts, 31400 Toulouse,
FRANCE
The understanding of ion mobility in natural fluids is essential for a deeper insight into a
huge variety of natural and anthropogenic processes at physicochemical conditions near the
Earth’s surface. Substantial tasks comprise mechanisms of e.g. soil formation, plant toxicity,
man-made barrier systems to entrap toxic ions, and water treatment. Experimental studies on
the dissolution and precipitation kinetics of minerals can provide a fundamental knowledge
about the mobility of ions in such environments.
New data on the dissolution and precipitation kinetics of minerals with different
composition and structure are presented. Special emphasis will be put on kinetic data for
dissolution of carbonates and sheet silicates, and how experimental data may be used to assess
the importance of reactions at the interface between water and solid phases. Finally potential
technical applications from mineral dissolution and precipitation studies will be discussed.
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TRANSALP SEISMIC SECTION SHEDS NEW LIGHT ON THE
EVOLUTION OF THE ALPINE NAPPE STACK
Hugo ORTNER, Franz REITER & Rainer BRANDNER
Institut für Geologie und Paläontologie, Universität Innsbruck, Innrain 52, A-6020 Innsbruck
Email: [email protected]
This paper presents an interpretation of the northern part of the TRANSALP seismic section,
where the thin-skinned thrust belt of the Northern Calcareous Alps is in contact with the thick
skinned nappe stack of the Austroalpine basement units. The observation of a thrust plane
separating the Northern Calcareous Alps in the footwall and the Austroalpine basement units
in the hanging wall (6 in Fig. 1, Brixlegg thrust of Fig. 2) is the starting point for a new
interpretation of the kinematic history of the Austroalpine units of the Eastern Alps.
Following stages are discussed: (1) The Austroalpine basement units were stacked toward the
west during the Cretaceous and experienced important thinning by top to east detachments in
the Upper Cretaceous/Paleocene. Contemporaneous nappe stacking and subsequent folding in
the neighbouring Northern Calcareous Alps was NNW-directed. Strain partitioning across
deep reaching steep faults originally separating the two units is proposed to explain this
discrepancy. (2) The two units with contrasting kinematic history came into contact during
Eocene thrusting. An Eocene thrust plane with the Northern Calcareous Alps in the footwall
and Austroalpine basement units in the hangingwall is visible in the TRANSALP seismic
section (6 in Fig.1; Brixlegg thrust of Fig. 2). (3) Oligocene normal faults (5 in Fig. 1)
predetermined the course of the Miocene Inntal shear zone, which cuts the Alpine nappe stack
near the tectonic basement-cover contact. At depth, the Inntal shear zone runs into thrusts
rooted below the Tauern window (4 in Fig. 1, Subtauern ramp and thrusts in Helvetic nappe
stack in Fig.2). Miocene faulting was a result of combined thrusting and eastward escape of
crustal blocks, and the thickening by thrusting is required to fill the space created by normal
faulting across the Brenner detachment. In the TRANSALP section the thrust component
caused significant uplift of the Austroalpine basement units.
Fig. 1: The TRANSALP seismic section from CDP 3600 – 5300. A) Migrated seismogram (E. Lüschen, pers.
comm. 2002). For explanation of numbers see text.
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Fig. 2: Interpretation of the seismic section. Interpretation of Northern Calcareous Alps north of the Inn valley
taken from Auer and Eisbacher (2003).
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MIOCENE DEVELOPMENT OF THE CARPATHIAN ARC AND
PANNONIAN BASIN: SUBDUCTION DRIVEN INTERACTION OF THE
ALPS, DINARIDES AND BALKAN LITHOSPHERIC BLOCKS
Cestmir TOMEK
Department of Geography, Geology and Mineralogy, Divison General Geology and Geodynamics, Paris-Lodron
University, A-5020 Salzburg
The Carpathian arc and the basement of the Pannonian basin present themselves as an
exception in between Tertiary arcs of the Mediterranean area. Unlike these, the Carpathians
are formed by two former – Mesozoic - orogens, the Alps and the Western Carpathians in the
NW and the Vardar zone (with surrounding zones) and the East Carpathians in the SE. Thes
subplates are called ALCAPA and Tisa-Dacia, respectively. In the SW the arc is bounded by
the Dinarides. The interaction of these blocks and subplates during the Neogene oceanic
subduction event is the subject of the present abstract and paper. Paleomagnetically
confirmed rotations during the subduction event between 19 – 12 Ma brought the most
important evidence of the model. Both plates rotated in non-rigid manner. The ALCAPA
rotated in anticlockwise and the Tisa-Dacia in clockwise direction of some 80°. Surprisingly,
only in few regions like the East Slovakian basin and the Ukrainian Transcarpathian
depression the intensive orogen parallel extension with exhumation of middle crustal blocks
took place. This exhumation occurred exactly in the volcanic arc zone. The other parts of the
volcanic arc in Slovakia and Romania were extended only slightly.
Final docking of the ALCAPA and Tisa-Dacia was influenced importantly by the rheological
character of the lower plate. This lower plate is represented by the Brunovistulic and
Malopolska Massif blocks under the West Carpathians, and by the Moesian Platform under
the Southeast and South Carpathians. These plate fragments are of the Panafrican orogeny
age (ca. 700 – 550 Ma). Very different was the docking event under the Ukrainian and the
North Romanian Carpathians as the lower plate ther is represented by the Early Proterozoic
Ukrainian Shield.
There was not much extension in the Pannonian basin during the subduction. Net income of
masses mainly from the South (the Tisa-Dacia plate) was enormous and did not allow for the
extension. Great majority of Neogene sediments of the Pannonian basin are of the postsubduction period origin. Later, in latest Miocene, Pliocene and Quaternary, the whole
Pannonian basin has been strongly inverted during the compression event.
The Dinarides probably rotated together with the whole Adriatic plate during the Carpathian
Neogene subduction. At the same time, they continued in collisional movement against the
Adria. Part of the Dinarides in the North was also brought in the Pannonian basin extension
and sedimentation.
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THE AUSTROALPINE CRYSTALLINE UNITS IN THE EASTERN
ALPS
Ralf SCHUSTER
Geologische Bundesanstalt, Rasumofskygasse 23, A-1030 Wien
The Austroalpine unit experienced a complex Phanerozoic history, documented by its
(meta)sedimentary sequences and a large number of magmatic rocks. Due to imprints during
the Variscan, Permotriassic, eo-Alpine and Alpine tectonometamorphic events large parts of
the Austroalpine unit consist of crystalline rocks. These rocks show different metamorphic
histories, different relations to Permomesozoic cover series and they occur in different
tectonic positions. Based on their distribution within the Alpine orogene the Austroalpine unit
can be subdivided in a Lower and an Upper Austroalpine unit, both consisting of several
nappe systems. In this article a simplified introduction in the history of the Austroalpine unit
and a short description concentrating on the lithological content of the nappe systems is given.
After that some aspects on the relationsships of these nappe systems are discussed in the
frame of recent publications. The latter include reviews on the teconic style of the Alps
(SCHMID et al., 2004), the post-Variscan metamorphic history (HOINKES et al., 1999;
SCHUSTER et al. 2004) and the geochronological data of the area (THÖNI, 1999).
Phanerozoic history of the Austroalpine unit
In early Paleozoic times the Austroalpine unit formed a part of the northern margin of the
Gondwana continent. It consisted of a Cadomian crust and Lower Paleozoic sedimentary
sequences (VON RAUMER et al., 2002). During the formation of the Pangea supercontinent the
Austroalpine unit experienced the Variscan tectonometamorphic event in the late Devonian
and Carboniferous. After that, in Permian times it was affected by lithospheric extension and
a related high temperature-low pressure metamorphism. In the Triassic the Meliata-Hallstatt
ocean, a part of the westernmost Tethys oceanic realm opened in the southeast of the
Austroalpine unit. Since that time the Austroalpine unit formed a shelf area with a southeast
facing passive margin towards the Meliata-Hallstatt ocean and huge carbonate platforms were
deposited on top. The opening of the Jurassic Piemont-Ligurian ocean, which is related to
spreading in the Atlantik ocean, separated the Apulian microplate and the Austroalpine unit as
a part of it from the European continent. This tectonic rearrangement caused the formation of
a passive continental margin to the northern of the Austroalpine unit and sinistral strike-slip
tectonic in its southern part. The strike slip tectonic destroyed the passive continental margin
towards the Meliata-Hallstatt ocean (FRANK & SCHLAGER, in prep.). The ocean was moved
towards the east and replaced by transferred Austroalpine elements and the Southalpine unit,
which were located further in the west during the Triassic. Early Cretaceous convergence of
Africa, Apulia and Europe caused the closure of the Meliata-Hallstatt oceanic realm. This
plate tectonic event is referred as the eo-Alpine tectonometamorphic event. The Austroalpine
unit experienced major eo-Alpine reworking as the transferred Austroalpine elements were
thrusted towards west to northwest onto the former southeastern continental margin. In this
sense the transferred Austroalpine elements formed the tectonic upper plate whereas those of
the passive margin formed the lower plate in a continental subduction setting (see discussion).
After the metamorphic peak in the Middle Cretaceous, the eo-Alpine metamorphic rocks of
the lower plate were exhumed, partly in a pro- and retro wedge geometry. Also in the Middle
Cretaceous ongoing convergence caused the transformation of the Austroalpine northern
passive margin (WAGREICH, 2001) towards the Piemont-Ligurian ocean in an active margin,
and slices from this margin were subducted southeastwards under the eo-Alpine nappe pile.
This process caused a metamorphic imprint within the subducted units. As the deformation
related to the closure of the Piemont-Ligurian and Valais ocean is defined as Alpine, the eoPANGEO Austria 2004
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Alpine and the Alpine deformation were active in the Austroalpine unit simultaneously since
that time. After the closure of the Piemont-Ligurian and Valais ocean the Austroalpine and
Southalpine unit together formed the tectonic upper plate when they were thusted
northwestwards onto the European plate. In Oligocene times the southern part of the
Austroalpine and the adjoining Southalpine unit were affected by the Periadriatic magmatism.
Subdivision of the Austroalpine unit:
The proposed subdivision of the Austroalpine unit by nappe systems shall reflect the Jurassic
platetectonic arrangement and the eo-Alpine and Alpine tectonometamorphic events. The
definitions given for the nappe systems allow subdividing nearly the whole Austroalpine unit.
However there are some problematic elements which do not fit to one of the nappe-systems
unequivocally, based on the present day data set (e.g. the Innbruck quartzphyllite nappe).
The LOWER AUSTROALPINE UNIT is defined as that part of the Austroalpine unit which formed
its northern margin towards the Piemont-Ligurian ocean in Jurassic to early Tertiary times.
For this reason it was affected by the opening and closure of this oceanic realm. During the
opening in the Jurassic the Lower Austroalpine unit suffered extension, expressed by the
formation of klippen, halfgrabens and the deposition of breccias (HÄUSLER, 1987;
FROITZHEIM, N. & MANATSCHAL, G., 1996). When the Piemont-Ligurian and Valais oceans
were closed during the Alpine orogenic event in Upper Cretaceous to Tertiary times, the
Lower Austroalpine nappes were involved in the subduction process and experienced a
structural reworking and also an anchizonal to greenschist facies metamorphism (SCHUSTER et
al. 2004). They were squeezed between the Upper Austroalpine nappes and the Penninic
nappes.
Most parts of the Lower Austroalpine units contain a Variscan metamorphic basement,
remnants of Paleozoic metasediments and Mesozoic cover series. The latter are starting with
lowermost Triassic metaconglomerates and quartzites. Characteristic for the Carnian strata of
the eastern part is a “Keuper” facies with gypsum and shales. The sequences reach up to
Jurassic sediments represented by syntectonic breccias. In the eastern part of the Eastern Alps
the sequences are tectonically truncated at different stratigraphic levels (TOLLMANN, 1977).
The Lower Austroalpine unit is widespread in Eastern Switzerland, particularly along the
south-western margin of the Austroalpine nappe system. It comprises the Err-Bernina nappe
system, the Ela nappe (FROITZHEIM et al. 1994) and slivers of Lower Austroalpine nappes
along the north-eastern margin of the Austroalpine nappes. Material from the Lower
Austroalpine unit is present in several tectonic zones of the Engadine Window
(MEDWENITSCH, 1962). In the southern part of the Tauern Window the Matrei Zone is a
mélange containing olistoliths derived from the Lower Austroalpine realm (FRISCH et al,
1989), but it also contains material from the Piemont-Ligurian ocean. The same is true for the
Nordrahmenzone in the northeastern part of the Tauern Window. In the hanging wall of the
Matrei Zone the Melenkopf and Sadnig Series are interpreted as Lower Austroalpine
crystalline basement and late Paleozoic metasediments (FUCHS & LINNER, 1995). Along the
eastern frame of the Tauern Window the Radstatt nappe system and the Katschberg Zone hold
a Lower Austroalpine position, whereas in the northwest it is represented by the Hippold
nappe. At the eastern margin of the Alps the Wechsel nappe and the Semmering nappe
(exclusively Grobgneiss nappe) will be part of the Lower Austroalpine unit, as they are the
lowermost Austroalpine nappes in that area.
The UPPER AUSTROALPINE UNIT comprises the remaining major part of the Austroalpine unit.
It represents a complex nappe stack which formed by the eo-Alpine tectonometamorphic
event. During the Alpine event, it stayed in an upper plate position and Tertiary deformation
is restricted to brittle faulting.
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With respect to the late Jurassic paleogeographic arrangement the Northern Calcareous Alps
are built up by the Bajuvaric and the Tirolic nappe system (FRISCH & GAWLICK, 2003). Both
nappe systems are composed of Permomesozoic sedimentary sequences (TOLLMANN, 1985;
MANDL, 2000) which experienced a diagenetic, anchizonal or lowermost greenschist facies
metamorphic imprint during the eo-Alpine tectonometamorphic event.
The nappe system of the Greywacky zone is underlying the Tirolic Nappe system. It includes
the Noric, Veitsch, Vöstenhof-Kaintaleck and Silbersberg nappe (NEUBAUER et al., 1994).
Except the Vöstenhof-Kaintaleck nappe, which consists of Variscan metamorphic
paragneisses, micaschists and amphibolites, all these nappes are built up by Paleozoic
sequences. All of them are in contact with transgressive Permian (meta)sediments.
Additionally the lowermost Silbersberg nappe contains alkaline volcanic rocks. The whole
nappe pile got an anchizonal to greenschist facies metamorphic imprint during the eo-Alpine
event. However the nappes of the Greywacky Zone are not genetically linked, because the
uppermost Noric Nappe is in stratigraphic contact with the Tirolic Nappe system of the
Northern Calcareous Alps, whereas the other nappes are not.
The remaining part of the Upper Austroalpine can be subdivided in four nappe systems:
The Silvretta-Seckau nappe system is the tectonically lowermost of these nappe systems,
overlying the Lower Austroalpine unit. It is built up by biotite-plagioclase gneisses and
subordinate micaschists. Typical are hornblende gneisses, layered amphibolites,
augengneisses and a wide spectrum of different orthogneisses, whereas only in some nappes
ultramafic complexes, migmatites and Variscan eclogites occur. According to NEUBAUER
(2002) the magmatic rocks reflect collisional, subduction and rifting processes active from the
Precambrian to the Ordovician. Additionally orthogneisses of the Variscan
tectonometamorphic cycle occur. In the tectonic lowermost parts in the west (Languard and
Campo-Sesvenna-Silvretta nappe) also Permian pegmatites and gabbros (BENCIOLINI, 1994),
related to Permotriassic extension are present (SCHUSTER et al., 2001). The units of the
Silvretta-Seckau nappe system experienced a Variscan metamorphic imprint up to high
amphibolite facies conditions and local anatexis. For those parts which contain Permian
pegmatites also a Permotriassic thermal imprint up to amphibolite facies conditions can be
expected. The eo-Alpine metamorphic imprint reached uppermost anchizonal to amphibolite
facies conditions. Most of the units show remnants of transgressive Permomesozoic cover
sequences. The Silvretta nappe is locally covered by Carboniferous strata and shows a
transgressive contact to the Bajuvaric nappe system (ROCKENSCHAUB et al. 1983).
The Silvretta-Seckau nappe system consists of the following elements: In the west large
areas are covered by the Languard and Campo-Sesvenna-Silvretta nappes, whereas to the
south of the Tauern Window the Lasörling Complex shows the typical features. To the east of
the Tauern Window the Schladming, Seckau-Troiseck, Speik, Waldbach and Kulm Complex
belong to the Silvretta-Seckau nappe system.
The Koralpe-Wölz nappe system comprises a series of basement nappes which lack
Permomesozoic cover series. Within the nappe system several groups of units with special
lithological composition and a distinct metamorphic grade can be traced over long distances.
The tectonically lowermost part consists of lower greenschist facies units (e.g. Ennstal
Quartzphyllite unit). Above the Wölz Complex is characterised by garnet micaschists with a
dominating eo-Alpine metamorphic imprint of upper greenschist to amphibolite facies grade.
Locally a Permotriassic greenschist facies imprint is documented. The overlying Rappold
Complex experienced a Variscan, Permotriassic and eo-Alpine amphibolite facies imprint.
Characteristic
are
gneisses
with
kyanite
pseudomorphs
after
andalusite
(“Disthenflasergneisses”) and Permian pegmatites. Permian granites occur in several places
whereas pre-Permian orthogneisses are not known until now. Also the eclogite-bearing units
are characterised by “Disthenflasergneisses” and Permian pegmatites. Most eclogites derived
from amphibolites but some of them developed from Permian MORB-type gabbros (MILLER
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& THÖNI 1997). In the eclogite-bearing units some pre-Permian orthogneisses are known
especially from the western part of the Koralpe-Wölz nappe system. The present day mineral
assemblages can be explained by a Permotriassic amphibolite facies imprint and an eo-Alpine
eclogite- and a following amphibolite facies overprint. The Plankogel Complex rests on top of
the eclogite-bearing units in the Saualpe-Koralpe area. It is characterised by garnet-bearing
micaschists which also show kyanite pseudomorps after andalusite. Further intercalations of
Mn-quartzites, serpentinites amphibolites, marbles and Permian pegmatites occur. The
Plankogel Complex is characterised by a Permotriassic imprint which reached up to
amphibolite facies conditions, which is overprinted by an amphibolite facies eo-Alpine event.
The uppermost part of the Koralpe-Wölz nappe system consists of several units rich in garnetbearing micaschists. Some of them are very similar to the Wölz Complex, but in all of them an
eo-Alpine upper greenschist to amphibolite facies metamorphic imprint is the predominant
crystallisation phases.
The Ötztal-Bundschuh nappe system occupies a position on top of the Koralpe-Wölz nappe
system. Its lithological composition and pre-Alpine metamorphic history is quiet similar to
that of the Silvretta-Seckau nappe system. The predominant lithologies are biotite-plagioclase
gneisses with micaschists, amphibolites and a wide range of orthogneises. Also Variscan
eclogites and pre-Variscan migmatites are known (MILLER & THÖNI, 1995). Remnants of
transgressive Permotriassic cover sequences are present on top of the pre-Alpine basement. A
Variscan metamorphic imprint reaching amphibolite facies conditions has been documented in
the pre-Alpine basement, whereas the eo-Alpine imprint is decreasing upwards from
amphibolite to greenschist facies conditions. The Ötztal-Bundschuh nappe system consists of
the Ötzal nappe with the Brenner Mesozoics and the Bundschuh nappe with the lower part of
the Stangalm Mesozoics (Stangnock Scholle, TOLLMANN, 1977).
The structurally highest Drauzug-Gurktal nappe system comprises tectonic blocks bordered
by steeply dipping Alpine faults, which are located directly to the north of the Periadriatic
lineament, as well as nappes on top of the Koralpe-Wölz and/or Bundschuh-Gurktal nappe
system. The tectonic blocks (e.g. Drau Range, Defferegger Alps; SCHUSTER, 2003) consist of a
Variscan amphibolite facies metamorphic basement, Paleozoic metasediments and
Permomesozoic sedimentary sequences. A Permotriassic imprint reached high-amphibolite
facies conditions with local anatexis and pegmatites in the lowermost parts. It runs out towards
the top of the pre-Permian rocks. An eo-Alpine overprint shows greenschist facies at the base
and diagenetic conditions in the uppermost part of the units and therefore the pre-Alpine
structures and metamorphic assemblages are well preserved.
The nappes comprise the Steinach nappe, Gurktal nappe (Murau, Stolzalpen and Ackerl
nappe) and the nappes of the Graz Paleozoic. All of them consist of Paleozoic
metasedimentary sequences. Only the Ackerl nappe is built up by a Variscan metamorphic
basement. Permomesozoic cover series are only present on top of the Gurktal nappe. In all of
these nappes upwards decresing eo-Alpine conditions from greenschist facies at the base to
diagenesis at the top have been observed.
Discussion and Conclusions
The Alpine orogene is the result of two independent continental collisions (FROITZHEIM et
al., 1996): The Alpine event is due to the collision of Europe and the Apulian plate after the
subduction of the Piemont-Ligurian and Valais ocean, whereas the eo-Alpine event resulted
from the disappearance of the Meliata-Hallstatt ocean. The Penninic nappes mark the Alpine
suture zone. The latter is very prominent and can be traced along the entire Alps. On the other
hand there is no oceanic Meliata-Hallstatt suture zone known in the Alps and occurrences of
the Meliata zone are restricted to tiny tectonic slices within the easternmost part of the
Northern Calcareous Alps. These slices do not show indications for a high-pressure
metamorphic imprint. Due to this situation the question arises how the eo-Alpine event in the
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Alps is linked to the subduction of the Meliata-Hallstatt ocean. For this discussion it is
important to note that the Austroalpine unit is the only one in the Alps with an intense eoAlpine structural and metamorphic imprint and therefore its internal structure is of interest.
As mentioned above the Koralpe-Wölz nappe system consists of basement nappes which
show the most intense eo-Alpine structural and metamorphic imprints and this nappe system
lacks transgressive Permomesozoic sediments. It contains the eo-Alpine eclogites it therefore
it stayed in a lower plate position during the eo-Alpine event. To the east of the Tauern
Window it is dipping towards the south. Within the nappe pile the eo-Alpine metamorphic
grade is increasing from greenschist facies at the base to eclogite and following high
amphiboite facies in the central part. Above the metamorphic conditions are decreasing again
until greenschist facies at the top. This implies an inverted metamorphic field gradient in the
lower part and an upright gradient in the upper part of the nappe pile. The latter formed during
the post peak-metamorphic exhumation of the eo-Alpine high-pressure rocks by NW-N
directed thrusting (KROHE, 1987) in the lower part and by SE-directed normal faulting in the
upper part. According to THÖNI (1999) the metamorphic peak occurred at 100 ± 10 Ma. Due to
this internal structure the Koralpe-Wölz nappe system represents a kind of extrusion wedge.
On the other hand to the southwest of the Tauern Window (Texel and Schneeberg Complex)
the eo-Alpine high-pressure rocks are dipping northwards and extrude southeastwards (SÖLVA
et al., 2001). The situation in the southwest of the Tauern Window (Millstatt and Radenthein
Complex) seems to show a similar style.
The Ötztal-Bundschuh and the Drauzug-Gurktal nappe system are tectonically overlying the
Koralpe-Wölz nappe system. Their Mesozoic sediments show characteristic facies successions
which fit to those of westerly located parts of the Southalpine and to the western part of the
Northern Calcareous Alps (LEIN et al, 1997). When Miocene orogen-parallel stretching, that
occurred in the context of the un-roofing of the Tauern window is retro-deformed (FRISCH et
al. 1998), it becomes clear that the Ötztal and Bundschuh nappes as well as the Steinach and
Gurktal nappe were originally connected. All these nappes took place by west to northwestdirected thrusting (RATSCHBACHER et al., 1986) prior to the metamorphic peak. As their
metamorphic imprint reached amphibolite facies conditions in the southern parts of the ÖtztalBundschuh nappe system they formed an at least 20 km thick thrust sheet. This thrust sheet
formed the tectonic upper plate which buried the rocks of the Koralpe-Wölz nappe system. It
was thinned and disintegrated later on by normal faultig and erosion, during eo-Alpine and
Alpine extensional tectonics.
Also the Tirolic nappe system and the Noric nappe where affected by west to northwestdirected thrust tectonics prior to 100 Ma. They formed an internal nappe stack and
overthrusted the southern part of the Bajuvaric nappe system. Based on paleogeographic
reconstructions (HAAS et al., 1994) the Tirolic units (including the Juvavic units, FRISCH &
GAWLICK 2003) formed the southeastern margin of the Austroalpine unit towards the MeliataHallstatt ocean in Triassic times. For several arguments the same position has been proposed
for parts of the Koralpe-Wölz nappe system (FRANK, 1987, Abb. 8; THÖNI & JAGOUTZ, 1993).
However, as there is no oceanic Meliata-Hallstatt suture in the Alps it is most likely that this
margin was destroyed prior the eo-Alpine thrust tectonic started. This might have happened
during Jurassic strike-slip tectonics. With respect to the present day arrangement the ÖtztalBundschuh and the Drauzug-Gurktal nappe system may have bordered the former southeastern
margin of the Austroalpine unit in the early Cretaceous. In this case the Tirolic nappe system
and the Noric nappe will have been stripped of from the Wölz-Koralpe nappe system when the
Ötztal-Bundschuh and the Drauzug-Gurktal nappe system took place.
The Silvretta-Seckau nappe system, the Bajuvaric nappe system the lower nappes of the
Greywacky zone and the Lower Austroalpine unit represent elements from the northern part of
the Austroalpine unit.
In Conclusion: There is no oceanic Meliata-Hallstatt suture zone in the Alps. However the
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Austroalpine unit can be subdivided in an eo-Alpine tectonic upper and lower plate. The
border of these elements is the thrust plane between the Koralpe-Wölz and the ÖtztalBundschuh and Drauzug-Gurktal nappe system.
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SPUREN DER KOLLISION WEST- UND OSTGONDWANAS – 15
JAHRE OSTAFRIKA-FORSCHUNG IN GRAZ
Eckart WALLBRECHER1, Harald FRITZ1, Christoph HAUZENBERGER1,
Sospeter MUHONGO2, Ali A. KHUDEIR3, Georg HOINKES1, Jürgen LOIZENBAUER4,
Peter NEUMAYR5, Andreas BAUERNHOFER1, Veronika TENCZER1,
Aberra MOGESSIE1, Martin BREGAR1, Klaus PELZ6, Eliott M. MATHU7, Norbert OPIYOAKECH7, Urs KLOETZLI8, Robert D. DALLMEIER9,& Robert HANDLER10
1
Institut für Erdwissenschaften, Karl Franzens Universität Graz, A-8010 Graz
Department of Geologie, University of Dar Es Salaam, P.O.Box 352, Tansania
3
Department of Geology, University of Assiut, Ägypten
4
Geologic Technisches Büro für Geologie GmbH, Deutschlandsberg
5
Centre for Global Metallogeny, University of Western Australia, Perth, Australien
6
Institut für Geologie und Paläontologie Universität Stuttgart, Herdweg 51, D-70174 Stuttgart
7Department of Geology, University of Nairobi, P.O.Box 30197, Nairobi, Kenia
8
Institut für Mineralogie & Kristallographie, Universität Wien, Geozentrum, Althanstr. 14, A1090 Wien
9
Department of Geology, University of Georgia, Athens, USA
10
Department of Geography, Geology and Mineralogy, Paris-Lodron University, A-5020 Salzburg
e-mail: [email protected]
2
Nach ersten Geländebegehungen anläßlich von Gastprofessuren an der Universität Assiut
(Ägypten) in den Jahren 1989 bis 1992 (E. Wallbrecher, H. Fritz) arbeiten seit 1993
Mitglieder des Institutes Für Erdwissenschaften der Karl-Franzens-Universität Graz in
Ägypten (FWF Projekt P09703-Geo) und in Kenia und Tansania (P12375-Geo und P1559Geo ). Diese Arbeiten haben das Ziel, die Entstehung des Superkontinentes Gondwana aus
den Fragmenten West- und Ostgondwanas zu verstehen. Die Existenz Gondwanas während
paläozoischer Zeit (von ca. 550 Ma bis ca. 250 Ma) ist gesicherte Erkenntnis. Die
Konvergenz von Ost- und Westgondwana und damit die Schließung des “MozambiqueOzeans“ hat das Ostafrikanische Orogen gebildet, das aus dem Arabisch-Nubischen Schild im
Norden und dem Mozambique Belt im Süden gebildet wird. Insgesamt erstreckt sich dieses
Orogen von der Halbinsel Sinai bis in die Antarktis. In der panafrikanischen Orogenese (ca.
700 – 550 Ma) kollidierten die westlichen Kratone Ostsahara, Tansania, Kalahari
(Westgondwana) mit den Terranen Arabien, Somalia, Madagascar, Indien, Sri Lanka,
Antarktis (Ostgondwana). Ein signifikanter Unterschied zwischen dem Arabisch-Nubischen
Schild und dem Mozambique Belt ist ein sehr ausgedehntes Vorkommen juveniler
ozeanischer Kruste in ersterem, verglichen mit sehr schmalen Linsen aus ophiolitischem
Material, bzw. dessen gänzliches Fehlen in letzterem.
1. Östliche Wüste, Ägypten (Arabisch-Nubischer Schild)
Für die Entwicklung des Arabisch-Nubischen Schildes wurde eine Krusten-Konsolidierung
durch Akkretion von Inselbögen angenommen. Das Vorhandensein mehrfach deformierter
kontinentaler Kruste wurde abgelehnt. Neuere Untersuchungen haben jedoch das Vorhandensein mehrerer metamorpher Dome aufgezeigt, die parallel zum NW-SE-Streichen des
Panafrikanischen Orogens ausgerichtet sind.
Unsere Arbeitsgruppe konnte neue geochronologische Daten (Pb/Pb-Evaporationsmethode an
Einzelzirkonen und Ar40/Ar39-Datierungen an Amphibolen und Hellglimmern), sowie neue
Daten über p-T-Pfade, Analyse von Flüssigkeitseinschlüssen und Strukturdaten (Foliation,
Lineation, Gitterregelungen von Quarz, Strain-Analyse) gewinnen, die es uns erlauben, ein
detaillierteres Modell der panafrikanischen Entwicklung des nordöstlichen Randes
Westgondwanas zu erstellen. Dieses Modell wurde für die östliche Wüste Ägyptens
entwickelt, könnte aber auch auf größere Bereiche Nordostafrikas angewendet werden:
Um 800 Ma, begann ein Wilson- Zyklus mit dem Auseinanderbrechen des Superkontinentes
Rodinia. Während der Bildung eines kontinentalen Grabens intrudierten Granitoide vom Typ
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’Um Ba’nib (G. Meatiq), anschließend wurde juvenile ozeanische Kruste durch weitere
Dehnung der Kontinentalen Kruste und Aufwölbung der Asthenosphäre gebildet. Reste der
ältesten ozeanischen Kruste sind
Amphibolite am Nordrand des G. Meatiq und
amphibolitische Schollen im ’Um Ba’nib-Granit. Zu Beginn dieser EntwicklungIn entstanden
auch Sedimentbecken mit quarz- und glimmerreichem terrestrischen Detritus.
Zwischen 660 und 640 Ma begann die panafrikanische Orogenese (s. str.) mit Konvergenzund Kompressions-Tektonik; hierbei wurden marine und terrestrische Sedimente in einem
Akkretionskeil gestapelt und bei fortschreitender Subduktion nach NW auf den den ’UmBa’nib-Granit überschoben. Granit und Sedimente erlitten eine Metamorphose in der oberen
Amphibolit-Fazies. Gleichzeitig wurden östlich des Kontinentalrandes vulkanische
Inselbögen über der Subduktion gebildet. Während dieser prograden Metamorphose wurden
H20-CO2-reiche Fluide eingeschlossen, aus denen sich die p-T-Bedingungen während des
Höhepunktes der Metamorphose ableiten lassen.
Von 640 bis 620 Ma stieg der amphibolitfazielle Kernkomplex bis zu einer Tiefe von ca. 10
km auf und Obduktion und Deckentransport des ozeanischen Materials begann. Die
Überschiebung ozeanischen Krustenmaterials auf Metasedimente ist markiert durch den
Beginn einer grünschiefer-faziellen Metamorphose, in deren Folge Mylonitisierung mit
subhorizontaler Foliation und einem ausgeprägten SE-NW-Streckungslinear in den
unterlagernden Metasedimenten und im Dach des Granit-Komplexes erfolgte. Eine große
Zahl von Schersinn-Indikatoren weist auf einen SE-NW-Transport hin. Reste ophiolithischer
Klippen wurden wurden auf dem Dach des G.Meatiq-Doms gefunden.
Um 614 Ma zeigt die Intrusion synorogener Granite (Abu-Ziran-Granit im G. Meatiq) den
Beginn einer Transpressions-Tektonik an, die auf eine schiefe Konvergenz zurückgeführt
werden kann. Hierbei wurden große Mengen von Magmatiten gebildet (Im G. Sibai ca. 90%
der Domstruktur) und der Aufstieg der metamorphen Dome (G. Meatiq, G. Sibai, G. Hafafit)
begann. Da kein Hinweis auf Krustenverdickung vorliegt, ist der Aufstieg hauptsächlich
durch Aufwölbung bei Kompression in E-W-Richtung und durch Intrusion von Plutonen zu
erklären.
E-W-Kompression bewirkte auch steile sinistrale Strike-Slip-Scherzonen an den
südwestlichen und nordöstlichen Rändern der Kernkomplexe (G. Meatiq, G. Sibai, G. Hafafit,
G. Shlul, Wadi Beitan). Großräumig sind diese Scherzonen en-échelon angeordnet. Die
südwestliche Scherzone zeigt generell sinistralen Versatz mit hohem Fluid-Durchfluß. der
frühere dextrale Gefüge überprägt, die während des Deckentransportes gebildet wurden.
Diese komplexe Entwicklung ist auf die Südwestränder der Dome beschränkt, wo ein
Übergang von flacher mylonitischer Foliation in ein vertikale Position zu beobachten ist.
Um ca. 590 Ma bewirkte eine orogen-parallele Dehnung zusammen mit der Intrusion von
Graniten flache Abschiebungen an den NW- und SE- Rändern, die ein Abrutschen des
Deckenstapels beim Aufstieg der Dome anzeigen. Datierung von Hellglimmern aus
Scherzonen und Abschiebungen zeigen, daß diese annähernd gleichzeitig zu dieser Zeit
entstanden sind. Am SE-Rand des G. Meatiq intrudierten synorogene Granite in
Dehnungsfugen, die sich in Riedel-Richtungen zu den Hauptscherzonen entwickelten.
Währen dieser Phase durchdrangen CO2-(H2O)-reiche Fluide die Kernkomplexe, die am
Rande der Basement-Dome Karbonatisierung der Ophiolithe mit Talk- und MagnesitMineralisation bewirkte.
Letzte Ereignisee sind Ablagerungen von molasse-ähnlichen Sedimenten in Subsidenzbecken
längs der Orogenachse (Kareimbecken) bzw. als Pull-Apart- oder Vorlandbecken
(Hammamatbecken).
2. Kenia und Tansania (Mozambique Belt)
Im Bezirk Voi in Sükenia können drei Struktureinheiten unterschieden werden: (1) Die
östlichste Einheit (Östlicher Galana-Fluß) besteht aus flach gelagerten Metapeliten und
Marmoren, die auf eine Herkunft von einem Kontinentalrand hinweisen. (2) Ein zentraler
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Bereich (westlicher Galana-Fluß) besteht aus Metatonaliten und Amphiboliten mit
Inselbogen- und/oder MOR-Herkunft und wenigen ultramafischen Linsen. Dieser Bereich
enthält eine sehr deutlich entwickelte N-S-streichende Strike-Slip-Scherzone mit sinistralem
Versatz, der eine Fortsetzung der Athi-Scherzone in Zentralkenia sein könnte. (3) Der
westlichste Bereich (Taita Hills) enthält granulitfazielle Metapelite und Marmore, sowie
Ultramafite. Er wird tektonisch durch flache Foliation und südwärts gerichtete Imbrikation
charakterisiert. Er könnte von einem Akkretionskeil abgeleitet werden. Südwest gerichtete
Imbrikation ist auch das Hauptmerkmal der Pare und Usambara-Berge in Nordtansania. Diese
Beobachtungen könnten bedeuten, daß der östliche Rand Westgondwanas im Galana-FlußProfil liegen könnte und dieses damit eine bedeutende Suturzone enthält. KontinentalrandSedimente können weiter nach Süden über die Umba-Steppe (zwischen Mombasa und
Tanga), den Wami-Fluß (nördlich Dar Es Salaam) bis in die Uluguru-Berge in Zentraltansania
verfolgt werden. Strike-Slip-Scherzonen setzen sich bis in die Nähe von Morogoro fort.
In Zentral-Tansania ändert sich der tektonische Bau völlig: Hier sind die Strukturen geprägt
von hochdeformierten Mylonitbändern. Schersinn-Indikatoren und Faltenvergenzen zeigen
einen eindeutigen Top-nach-Westen-Transport an und damit einen Deckentransport in
westlicher Richtung auf den Tansania-Kraton.
Neue Shrimp-Datierungen an Zirkonen des Uluguru-Anorthosit-Komplexes ergaben
Protolithalter zwischen 900 und 800 Ma und eine metamorphe Überprägung bei 600 Ma.
Dieses Protolithalter und eine sehr starke kontinentale Kontamination dieser Magmen ließe
sich durch eine Intrusion in ein kontinentales Riftsystem während des Auseinanderbrechens
Rodinias erklären. Im Gegensatz zur östlichen Wüste in Ägypten, wo die Konvergenz nur zu
einer Ozean-Kontinent-Kollision führte, ist der Mozambique Belt in Südkenia und Tansania
durch Kontinent-Kontinent-Kollision gebildet.
Reste von Inselbögen und MORB-Gesteine, die zumindest im Bezirk Voi zu finden sind,
können Teil einer Suturzone sein. Ein ozeanischer Bereich (Mozambique-Ozean) wurde
geschlossen zwischen einem östlichen passiven Kontinentalrand und einem westlichen
aktiven Kontinentalrand, der dem Tansanischen Granulit-Gürtel entspricht. Während der
Schließung wurden Teile eines Akkretionskeils nach SW transportiert.
Schiefe Konvergenz der Blöcke zeigt sich in der Schertektonik des Galana-Profils. Das Alter
der Konvergenz ist 530 - 580 Ma, datiert mit Sm-Nd-Gesamtgestein-Granat-Isochronen. Dies
ist auch das Alter des Metamorphose-Höhepunktes.
Die Hauptstrukturen der panafrikanischen Orogenese bilden:
1.) Deckenstapel mit NE-SW-Transport in Südkenia und Nordtansania, die durch eine
Platznahme der Decken unter hohen Temperaturen in einem tiefen Krustenniveau
gekennzeichnet sind.
2.) Horizontaler Deckentransport in westliche Richtung auf den Kraton in Zentraltansania.
Da hier die Alter des Kratonrandes nicht überprägt sind, muß der Deckentransport hier unter
relativ kalten Bedingungen erfolgt sein. Die Wurzel dieser Decken dürften im östlichen
Zentraltansania oder noch weiter östlich liegen.
Die unterschiedliche Transportrichtung der Decken (S bis SW in den Taita Hilles, den Pare
und Usambara-Bergen und nach Westen im zentralen Bereich) wird durch die Form des
Tansania-Kratons bestimmt.
3.) Die Alter im zentralen Granulitgürtel zeigen z.T. unterschiedliche panafrikanische Alter.
Der Grund hierfür dürfte in Scherzonen unterschiedlicher Größe zu suchen sein, die Blöcke
unterschiedlichen Alters zusammenbringen. Solche Scherzonen sind gut entwickelt in den
Pare Bergen, im Bereich des Mautia Hill und in bereich zwischen Mikumi und Iringa.
4) Der westlich anschließende altproterozoische Usagaran-Orogengürtel ist über weite Teile
panafrikanisch metamorph überprägt. Diese Entwicklung konnte bisher bis zum RuvumuFluß (Grenze nach Mozambique) beobachtet werden und wird Ziel weiterer Untersuchungen
sein.
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PALEOANTHROPOLOGICAL RESEARCH AND IN SITU
EXCAVATIONS AT THE PLIO-PLEISTOCENE DEPOSITS OF THE
GALILI AREA, SOMALI REGION, ETHIOPIA
Gerhard W. WEBER1, Getu ASSEFA2, Glen CONROY3, Dean FALK4, Peter FAUPL5,
Philipp GUNZ1, Wolfgang HUJER5, Ottmar KULLMER6, Doris NAGEL7,
Simon NEUBAUER1, Wolfram RICHTER8, Hasen SAID2, Oliver SANDROCK9,
Katrin SCHAEFER1, Gernot RABEDER7, Andrea STADLMAYR1, Christoph URBANEK5,
Bence VIOLA1, Kifle WOLDEAREGAY10 & Horst SEIDLER1
1
Institute for Anthropology, University of Vienna, Austria; 2 National Museum of Ethiopia, Addis Ababa,
Ethiopia; 3 Department of Anthropology, Washington University, USA
4
Dept. of Anthropology, Florida State University, USA
5
Institute of Geological Sciences, University of Vienna, Austria
6
Forschungsinstitut Senckenberg, Paläoanthropologie, Sektion Tertiäre Säugetiere, Frankfurt/Main, Germany
7
Insittute of Paleontology, University of Vienna, Austria.
8
Insittute of Petrology, University of Vienna, Austria.
9
Department of Geology, Paleontology & Mineralogy, Hessisches Landesmuseum, Darmstadt, Germany
10
Department of Geology, Mekkele University, Ethiopia.
The Galili area represents a significant Ethiopian location of hominid discoveries, located in
the Rift Valley east of the Awash river 10km from the small village Gedamyto. Research of
the PAR Team under the direction of the Institute for Anthropology, University of Vienna
began in 2000 and will be continued over the next years. The significance of the PlioPleistocene deposits is given by the discovered hominid and faunal remains, the time range,
and the geographical position. Our sites within the Galili area (Galila and Satkawhini) are
important sources of information because they are filling a gap between the known sites in the
north like at Middle Awash and such in the south like Shungura at the Omo. The investigated
sites are situated in the upper parts of the Stratoid Basalts of the Afar Group. The formations
predominantly comprise sedimentary deposits and to a minor extent volcanic layers of
basaltic and acidic chemistry. The sediments were settled in a lacustrine environment,
interfingered by several fluvial facies. Biostratigraphical as well as preliminary absolute
dating indicate an age of the hominid bearing sediments of 3.5 to 4.5 mya which gives Galili a
temporal position among the oldest hominid sites in Africa discovered so far. Faunal remains
(more than 1000 cranial and postcranial) of large mammals (Equidae, Rhinoceratidae,
Dinotheriidae, Elephantidae, Bovidae, Suidae, Hippopotamidae, Giraffidae, Cercopithecidea,
and Hominidae), reptiles (Crocodylia and Chelonia) and fishes indicate an environment that
can be broadly summarized as a woodland with patches of grassland in the vicinity of lakes
and rivers. The hominid findings comprise four isolated teeth from different localities and
probably one postcranial element (clavicula). Size measurements and morphology of the teeth
support a tentative classification into the taxa A. afarensis or A. anamensis which is in good
correspondance with the preliminary dating of the deposits. The initial surface surveying of
the area was supplemented by in situ excavations at particularly fossiliferous spots from 2003
onwards which yielded abundant primate findings. These excavations will be expanded into
several promising localities descovered in 2004 where more complete specimens can be
expected.
We like to express our gratitude to Ethiopia, for its generosity to allow us to participate in the
research dealing with the cultural heritage of the rich and wonderful country, thank the
ARCCH and especially Ato Jara Haile Mariam and his team, the director of the National
Museum Mamito and her team, to Ato Getu, our antiquity officer wo did a great job, and all
the people of the Somali Region that supported us. This research was funded by the Austrian
Council for Science and Technology and the Austrian Ministry for Education, Science and
Culture 200.049/3-VI/I/2001, AD 387/25-30.
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Vortragskurzfassung
Ehrenmitgliedschaft
der ÖGG
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DIE TRIAS/JURA GRENZE AUS DER SICHT DER
MIKROPALÄONTOLOGIE
Helfried MOSTLER
Institut für Geologie und Paläontologie, Universität Innsbruck, Innrain 52, A-6020 Innsbruck
Weit verbreitet ist die Meinung, dass im Grenzbereich Trias/Jura ein heftiges Massensterben
sowohl im marinen Gebiet als auch auf dem Festland stattgefunden hat. Weit über 200
Arbeiten haben sich diesem Thema auseinandergesetzt (RAUP.D.M. und SEPKOSKI 1982,
1984, 1986; St. M. STANLEY 1990; HALLAM 1986, 1987 und St. K. DONOVAN 1989
etc.). In diesem Vortrag wird aus der Sicht der Mikropaläontologie zu diesem Thema Stellung
bezogen. Der Verfasser geht von Mikrofaunen aus, die er selbst im Detail gerade im Hinblick
auf die Trias/Jura-Grenze untersucht hat.
Es sind dies einmal Faunen, die an das Benthos gebunden sind und zwar die sessilen
Kieselschwämme und die vagilen Holothurien; weiters die bodenbezogenen Conodonten und
schließlich die dem Plankton zuordenbaren Radiolarien.
Im Gegensatz zu noch immer vertretener Ansicht die höheren Kieselschwämme der Trias
seien im Vergleich zu jenen des Perm und des Jura sowohl was ihre Entwicklung als auch den
Grad ihre Besiedlung betrifft stark unterrepräsentiert, soll hier festgehalten werden, dass diese
ab der Mitteltrias eine stark diverse Entwicklung über die Trias/Jura-Grenze hinweg erfahren
haben. Die zuvor angesprochene Ansicht wird v.a. durch das massenhafte Auftreten der
Lithistida im Perm und im Oberjura, wo sie auch Riffe bilden, genährt. Um gleich bei den
Lithistiden zu bleiben haben diese in der Obertrias eine sehr starke Diversifikation erfahren,
die mit gleicher Stärke die Trias/Jura Grenze überschritten hat.
All die hier angeführten Ergebnisse beruhen auf Analysen von Mikro- und Megaskleren,
Skelettelemente der Kieselschwämme, die auch bei rezenten Poriferen zur Bestimmung der
Taxa herangezogen werden. Da die Kieselschwämme stark faziesabhängig sind, ist es
erforderlich bei Faunenbetrachtungen nur fazieskonforme Schichtfolgen zu untersuchen. Die
Kieselschwammfauna in den Intra-Plattform-Becken (Kössener Schichten) ist völlig anders
entwickelt als z.B. in der Zlambach Beckenentwicklung. Aus diesem Grunde wurden bei
Betrachtung der Trias/Jura-Grenze die Kössener Schichten ausgeklammert, weil in diesen
eher eine Stagnation der Kieselschwämme ableitbar ist.
Die nachfolgenden Ergebnisse sind aus der Schichtfolge der offenen Beckenfazies (Hallstätter
Entwicklung mit Pötschen Kalken, Pedata Kalken, Zlambach Kalken) von Nor bis Rhät und
den Kirchsteinkalken von Hettang bis Oberpliensbach, reichend.
Die Vertreter der Hexactinellida überschreiten in voller Breite die Rhät /Lias- Grenze; keine
einzige Art erlischt. Allerdings treten im basalen Hettang Formen auf, die bisher in der Trias
nicht nachgewiesen sind (Mikroskleren vom Typus Disco- und Sphaerdiscohexaster). Bis
1990 hat der Verfasser die Meinung vertreten, dass mit dem Hettang moderne
Kieselschwämme der Demospongien eine neue Ära einleiten, die v.a. aufgrund der vielen
taxonomisch hervorragend verwertbaren Mikroskleren zu dieser Zeit abgeleitet wurde. Nach
Verbesserung der Methodik zur Gewinnung von Mikroskleren hat sich herausgestellt, dass
die meisten dieser entweder schon in der Mitteltrias einsetzten; einige ab dem oberen Nor.
Dies betrifft Canonochele und Clavidiske ab der höheren Mitteltrias; diverse Chele und
Diancister ab dem Obernor. Dischele und Anisochele sind erst ab dem Hettang nachweisbar,
gehören aber zu denselben Taxa wie zuvor angeführt. Neu sind Chriccocalthrope,
Discorhabde und Pinakide. Noch in der Obertrias erlöschen die Vertreter der Familie
Paleospongiidae. Aus den jüngsten Untersuchungen des Autors geht nach engständiger
Bemusterung der Profile hervor, dass die modernen Kieselschwämme, die nach den
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bisherigen Untersuchungen erst in der Oberkreide z.T. erst im Alttertiär einsetzten, teilweise
bereits auf die Mitteltrias zurückgehen und die Entwicklung der Hexactinelliden und
Demospongien keine Einschnitte an der Trias/Jura-Grenze erfahren haben. Vielmehr
überschreitet die Entwicklung der Kieselschwämme diese Grenze mit demselben
Diversifikationsgrad.
Die Holothurien, deren Skelettelemente (Sklerite) fossil erhalten sind, erfahren ab dem
Oberperm einen starken Evolutionsschub der sich in der Mitteltrias z.T. nach Rückkehr von
Arten (Lazarus-Formen), die in einem nicht bekannten Refugium überdauerten, ihre starke
Diversifikation bis in die Obertrias fortsetzten.
Die stärkste Besiedlung durch Holothurien haben die Hallstätter Kalke erfahren. Z.B.
verursachen die Holothurien eine Entschichtung der Hallstätter Kalke. Die Hallstätter Kalke
wurden im Obernor, in einem Falle im unteren Rhät, von klastisch beeinflussten Sedimenten
abgelöst (Zlambach Schichten). Letztere sind durch eine völlig andere Holothurienfauna
charakterisiert. Das führte zunächst dazu, dass man einen Niedergang der Holothurien im
basalen Rhät sah. Der Autor selbst sprach von einer erloschenen hochdiversen ObernorFauna.
Im Zuge der weiteren Untersuchungen über die Trias/Jura-Grenze hinweg, zeigte sich, dass
bei Annäherung der jurassischen Rotkalkfazies an die Hallstätter Fazies einige Arten aus dem
Obernor im oberen Hettang einwanderten. Im Pliensbach ist die Holothurienfauna, wenn
nicht eine Weiterentwicklung bei den Theelien eingesetzt hätte, von den obernorischen nicht
zu unterscheiden. Viele dieser Arten sind jedoch endgültig im unteren Toarc erloschen. Das
Refugium, in dem sich die Holothurien der Hallstätter Kalkfazies zurückgezogen haben, bzw.
aus dem sie dann die jurassischen Rotkalke (Halltstätter Fazies) wiederbesiedelten, ist
unbekannt.
Auch bei den Radiolarien lässt sich an der Trias/Jura-Grenze kein einschneidendes, von
manchen als heftiges Erlöschen der Rhät-Fauna bezeichnet, feststellen.
Viele triassische Gattungen aus Hettang, aber auch aus dem unteren Sinemur setzten im Nor
oder spätestens im Rhät ein. Eine Reihe triassicher Gattungen haben allerdings im Hettang ihr
letztes Auftreten.
Die Hettang Radiolarienfauna ist teilweise jenem des Rhät so ähnlich, dass Hettang
Radiolarienfaunen in das Rhät gestellt wurden. Die Unterschiede zwischen der Rhät und der
Hettang Radiolarienfauna besteht hauptsächlich im Artenbereich; es muss aber auch erwähnt
werden, dass eine Reihe neuer Genera bereits im höheren Unter-Hettang eingesetzt haben.
Umso erstaunlicher ist, dass E.S. CARTER und HORI R.S. 2003 zur Ansicht kommen, dass
ein heftiges Ereignis zum Erlöschen der rhätischen Fauna geführt hat. Dieses Ereignis wurde
als ein so kurzes dargestellt, dass viele neue Gattungen und Arten noch im Hettang
aufkommen konnten. So halten die beiden Autoren u.a. fest, dass alle Arten der Gattung
Betraccium im höchsten Rhät erlöschen, obwohl schon 1990 von KOZUR & MOSTLER vier
Betraccium Arten aus dem mittleren und höheren Hettang beschrieben wurden. Es ist auch
nicht richtig, dass im Hettang nur wenige Vorfahren aus dem Rhät auftreten. Hier seien einige
wichtige Arten angeführt, wie z.B. die Gattung Relanus, die zwar sehr häufig im Hettang
auftritt, aber im Sinemur bereits erlöscht. Relanus brauni, tritt schon im Nor auf. Die Genera
von Droltus und Paracanoptum sind ebenfalls aus dem Rhät bekannt. Sogar die rhätische
Zonen-Index-Spezies Canoptum rhaeticum tritt noch im oberen Hettang auf. Die Hettang
Parasaturnalidae, die sehr häufig auftreten, sind durch andere Arten im Rhät vertreten.
Zusammenfassend soll festgehalten werden, dass die Radiolarienfaunen mit vielen Gattungen
vom Rhät in das Hettang überleiten, z.T. jedoch im Hettang noch aussterben.
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Die Conodonten, die bodenbezogen lebten, sind in der Trias nochmals aufgeblüht und haben
in dieser Zeit einen starken evolutiven Schub erfahren. Dies spiegelt sich in den über 40
Conodontenzonen der Trias wider. Ein Niedergang der Conodonten beginnt schon an der
Nor/Rhät Grenze und in weiteren Folge innerhalb des Rhät. Es kommt schließlich zum
Erlöschen von Gondolella steinbergensis, Oncodella paucidentata, Misikella hernsteini,
Parvigondorhella lata etc. In der Misikella koesensis Zone tritt neben koesensis und rhaetica
darüber Misikella ultima auf, der KOZUR eine eigene Zone zuordnet.
Nach mündlichen Aussagen von KOZUR setzten Einzahnconodonten vom Typus
Zieglericonus, durch Ammoniten abgesichert, bis in den Unteren Lias fort.
Aus dem hier kurz dargestellten ist eindeutig ablesbar, dass der Niedergang der Conodonten
nicht mit einem Massenaussterben zu verbinden ist, sondern dass es in der Obertrias
etappenweise zum Erlöschen einzelner Formen kommt, bis schlussendlich nur mehr wenige
Arten von Misikella und als Zeichen der Rückentwicklung einzahnige Conodonten der
Gattung Zieglericonus auftreten. Der Niedergang der Conodonten wird als ein natürliches
Aussterben gesehen.
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Ampferer
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THE LOWER DEVONIAN MUTH FORMATION (HIGHER
HIMALAYA, NW INDIA): EXCITING STRUCTURES IN
MONOTONOUS QUARTZITES
Erich DRAGANITS
Institut für Ingenieurgeologie, TechnischeUniversität Wien, Karlsplatz 13, A-1040 Wien
The prominent Muth Formation belongs to the Tethyan Zone of the Higher Himalaya
tectonic unit, which records an almost continuous stratigraphic sequence from the
Neoproterozoic up to the Eocene, deposited at the northern Indian continental margin
(Bhargava & Bassi 1998). The Muth Formation is fairly uniform in lithology throughout its
entire outcrop and has been traced from Kashmir to western Nepal. The formation comprises
monotonous white, fine- to medium-grained, extremely pure quartzites with high textural and
compositional maturity; the only exceptions are thin horizons of sandy and silty dolomites in
higher levels of the formation. Due to its monotonous lithology hardly any detailed
investigations have been carried out. At Spiti these sediments were deformed during the
Himalayan orogeny into large-scale, SW-vergent, inclined horizontal folds, with NW-SE
trending axes and wavelengths of approximately 5 km (Fuchs 1982, Wiesmayr & Grasemann
2002).
The Muth Formation reaches some 300 m thickness in the investigated sections in the
Pin Valley. Based on sedimentary structures its general depositional environment is
interpreted as a wave-dominated barrier island system. The contact to the underlying Pin
Formation, a peritidal, dolomitic-calcareous, argillo-arenaceous succession with sporadic
small reefal complexes, is a pronounced unconformity showing subaerial exposure and
erosion. The contact to the overlaying Lipak Formations, a peritidal mixed carbonatesiliciclastic succession is gradational. The age of the virtually unfossiliferous Muth Formation
in the Pin Valley is bracketed by Llandoverian conodonts from the uppermost part of the
underlying Pin Formation and by Givetian conodonts in the basal beds of the following Lipak
Formation (Draganits et al. 2002, Suttner 2003).
In contrast to its monotonous lithology, the Muth Formations contains several exciting
sedimentary and deformation structures, with important implications for the interpretation of
its depositional environment. Microbially induced sedimentary structures (Draganits &
Noffke have been found in several levels of the formation; they include spectacular
”siliciclastic domal stromatolites”, as well as ”microbial gas pits”, ”microbial gas domes”,
”multidirected ripple marks” and ”polygonal shrinkage cracks”. These different siliciclastic
microbial structures in the Muth Formation have close analogues in modern peritidal
environments and they are characteristic for shallow-intertidal to lower supratidal
environment and have been found in intervals of the formation associated with sedimentary
structures indicating at least temporally emergent conditions. All of them can be explained by
the formation of microbial mats and their interaction with a variety processes in shallow
marine environments. The siliciclastic domal stromatolites indicate an environment of higher
hydraulic energy and probably have formed in shallow sub-tidal settings. The microbial gas
pits and the microbial gas domes record a lower supratidal zone influenced by tidal flushing.
The multidirected ripple marks document a series of reworking events interfering with
microbial mat growth. The polygonal shrinkage cracks are typical for episodic desiccation of
microbial mats in semi-aride climates.
The discovery of abundant trace fossils (Draganits et al. 2001) in the Lower Devonian
Muth Formation (Pin Valley, Spiti, northern India) contributes to our understanding of the
diversity and distribution of Early Devonian arthropod activities in a marginal marine
environment. The ichnoassemblage consists of abundant Palmichnium antarcticum and
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Diplichnites gouldi with rarer Diplopodichnus biformis, Taenidium barretti, Didymaulichnus
cf. lyelli, Didymaulyponomos cf. rowei, Selenichnites isp. and vertical burrows of unclear
affinity. The abundance of trackways enables the documentation of size- and gait-variations
among producers of single trackway ichnotaxa. Within the barrier island paleoenvironment of
the Muth Formation the arthropod trackways occur only in beach to coastal dune
environments. Most of the Palmichnium and Diplichnites trackways are interpreted as
subaerial. Palmichnium antarcticum trackways are abundant and they frequently show subparallel orientation, predominantly perpendicular to the paleocoastline.
Cylindrical structures, cross-cutting stratification at right angles have been found in
several levels of the Muth Formation (Draganits et al. 2003). These structures are up to 1.5 m
in height and 0.8 m in diameter with an internal structure comprising concentric, cylindrical
laminae. The pipes, which probably represent water conduits for laminar upward flow of
ground water, initiate from relatively thin horizons, with upper terminations formed by spring
pits. Thus the structures in the Muth Formation represent a rarely observed combined
occurrence of spring pits and their conduits below. Their formation is explained by rising
ground water seepage in a coastal depositional environment that produced a relatively high
hydrostatic head, resulting in the formation of springs. The rise in relative sea-level might be
related to tectonic subsidence caused by tectonic activity linked to the formation of conjugate
deformation bands in the Muth Formation. This means, if tectonic activity was involved, it
did not form the cylindrical structures by seismic liquefaction directly, but might be
responsible indirectly through ground water seepage rise resulting from tectonic subsidence.
Due to the little relief in this environment, the sea-level rise affected a relatively large area
and fluidization structures can be found widespread in distant sections.
Deformation band faults and zones of deformation band faults (Draganits et al.
submitted) have been found in several parts of the Muth Formation. Their orientations cannot
be reasonably grouped with the orientations of faults related to Himalayan deformation in the
Pin Valley. Additionally the deformation band faults are superimposed by Eo-Himalayan
(Eocene) folds, which in turn are cut by faults. Thin section analyses show that the
deformation band faults in the Muth Formation formed in the then porous Muth Formation by
deformation mechanisms of cataclasis, translation, rotation of quartz grains and effective
porosity reduction. In contrast the faults that cross-cut the Eo-Himalayan folds developed in
already cemented Muth Formation at much higher temperature and pressure conditions by
crystal plastic mechanisms, indicated by quartz crystals with undulatory extinction, abundant
kink bands, dislocation glide, elongated subgrains, slightly curved deformation lamellae and
pronounced shape preferred orientation. These completely different deformation mechanisms
on the microstructural scale evidence the existence of two separate fault sets that formed at
different depths in the crust. Based on these evidences a pre-Himalayan origin of these
structures is concluded and the deformation band faults represent thus a set of rare preHimalayan deformation structures. After unfolding to account for Eo-Himalayan crustal
shortening the spatial orientation of the deformation band faults and field observations of
offsets of sedimentary bedding are most compatible with broadly E-W oriented shortening
associated with N-S extension. The age of the deformation band faults in the Muth Formation
is bracketed by the Early Devonian sedimentation age of the Muth Formation and the timing
of considerable cementation, which is probably not later than Middle Cretaceous as deduced
from the burial curve. Among the known pre-Himalayan (pre-Tertiary) deformation events
the Neo-Tethys rifting event beginning in the Early Carboniferous and the extensional
tectonic related to Late Carnian/Early Norian rapid subsidence are plausible candidates for the
formation of the deformation band faults, although a hitherto unknown deformation event can
not be excluded.
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KARBONATFABRIKEN UND DAS ABSTERBEN DER TRIASPLATTFORMEN (DOLOMITEN, SÜDALPEN)
Lorenz KEIM
Institut für Geologie & Paläontologie, Innrain 52, Universität Innsbruck, A-6020 Innsbruck und Amt für
Geologie & Baustoffprüfung, Autonome Provinz Bozen, Eggentalerstr. 48, I-39053 Kardaun (BZ)
Die Trias-Plattformen der Dolomiten haben seit ihrer Deutung als fossile Riffe durch
Richthofen (1860) die Forschung an Karbonatsystemen grundlegend geprägt. Dank der
exzellenten Erhaltung der Plattform-Becken-Übergänge waren diese Karbonatkörper
Ausgangspunkt zahlreicher Arbeiten über Wachstumsprozesse an Plattformen in
Abhängigkeit von Sedimentation, Tektonik und Meeresspiegelschwankungen. Die
vorliegende Arbeit befasst sich mit faziellen Aspekten von Plattform- und Hangkarbonaten
sowie der stratigraphischen Entwicklung im Unterkarn. Zur Untersuchung des faziellen
Aufbaus steil flankierter Karbonatplattformen wurde die Sella (Dolomiten) und zum
Vergleich die Sierra de Cuera (Asturien, Karbon) gewählt, da die Geometrien beider
Plattformen ähnlich sind.
Die Hangschichten weisen in beiden Fällen Böschungswinkel von 25-35° auf, sind im großen
Maßstab planar geschichtet und verzahnen am Fuße mit Beckensedimenten. Der Übergang
von der Plattform in die steile Hangschichtung erfolgt innerhalb einiger 10er Meter. Das
Hauptinteresse galt zunächst der Unterscheidung zwischen rein detritärem und in situ
gebildetem Karbonatmaterial (Automikrit). Der Begriff ‚Automikrit‛ umfasst mikritisches,
autochthon gefälltes Karbonat. ‚Automikritfazies‛ wird als Feldbegriff verwendet und
bedeutet die Vermischung von autochthonem Karbonatsediment mit litho- bzw.
bioklastischem Material. Die Bildung von Automikrit bezieht sich im Wesentlichen auf
mikrobiell induzierte Karbonatfällung, Fällung innerhalb verwesender organischer
Substanzen oder Biofilmen. Es werden hier lediglich die Gefüge von Automikriten
beschrieben, die unterschiedlichen Bildungsprozesse aber nicht untersucht. Typische
Gefügemerkmale von Automikriten umfassen traubig-klumpige, verschweißte Mikropeloide
und dichte Mikritkrusten mit deutlich konvex nach außen gerichtetem Wachstumsmuster.
Automikrite sind durch sehr Verhärtung charakterisiert. Primäre Wachstumshohlräume sind
mit marinen, fibrösen Zementkrusten und Internsedimenten gefüllt. Die Untersuchungen an
der Sella und der Sierra de Cuera ergaben, dass die Automikritfazies in nahezu allen
Bereichen der Plattform vorhanden ist. An der Sella sind Automikrite gemeinsam mit
Mikroproblematika wie Tubiphytes sowie frühmarinen Zementlagen wesentlich am Aufbau
des Plattformrandes und des oberen Hanges beteiligt und ersetzen ein biogenes Gerüstwerk.
Der geschätzte Anteil an Biogenen der Sella Plattform liegt <10 % und stimmt mit Daten über
den Biogengehalt in isolierten, nicht dolomitisierten Cipit Blöcken im nahen Becken sehr gut
überein. Der untere Hang setzt sich zur Hauptsache aus Schuttlagen und Brekzienbänken
zusammen, deren distales Ende am Hangfuß und den angrenzenden Becken die bekannten
Cipit Blöcke enthalten. Schätzungen ergaben, dass die Plattform-Top Schichten zu einem
Viertel aus Automikriten bestehen, der Rand bzw. obere Hang zu zwei Drittel. Trotz dieser
eher primitiven, biogenarmen Karbonatfabrik erreichte die Sella Plattform beachtliche
Sedimentationsraten von etwa 600 Bubnoffs und Verschiebungsraten der Klinoformen von
1600 Bubnoffs.
Der Plattformrand der Sierra de Cuera Plattform in Asturien wird hauptsächlich von einem
Gerüstwerk aus fenestraten Bryozoen, Algen wie Anthracoporella spectabilis, inkrustierenden
Foraminiferen, Mikroproblematika, vereinzelt Schwämmen, Automikriten und frühen
Zementlagen aufgebaut. Diese Karbonatfabrik wird am oberen Hang mehrmals durch
kondensierte Rotkalke unterbrochen. Der untere Hang ist ähnlich der Sella aus Brekzienlagen
aufgebaut, wobei einzelne Blöcke kaum größer sind als 2-3 m im Durchmesser. Die
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Automikritfazies reichte jedoch weder auf den steilen Hängen der Sella noch der Sierra de
Cuera zur Ausbildung von Mud Mounds. Die planare Form der Klinoformen deutet darauf
hin, dass die Hangschichtung vom natürlichen Böschungswinkel der detritischen Lagen
kontrolliert wird.
Das Ende der Trias-Riffe wird generell mit dem Eintrag terrigener Klastika im Karn
(„Raibl“ bzw. „Lunz Event“) erklärt. In den westlichen Dolomiten (z. B. am Schlern) endete
die Karbonatproduktion auf der Plattform bereits im obersten Ladin, wohingegen in den
östlichen Dolomiten (z. B. Settsass, Lagazuoi oder Lavarella) sich das Wachstum bis ins
Unterkarn fortsetzte. Diese differenzierte Entwicklung wird hauptsächlich auf
unterschiedliche
Subsidenzraten
und
lokale
Extensionstektonik
zurückgeführt.
Sedimentologische Untersuchungen an der Ostseite der Sella weisen darauf hin, dass mit
fortschreitender Progradation des Oberen Schlern Dolomit das ehemalige bis zu 600 m hohe
Relief zwischen Plattform und Becken nahezu ausgeglichen wird. Die nachfolgende
Ablagerungsphase wird lokal von synsedimentärer Extensionstektonik beeinflusst, die sich
auf den Plattformen in Form von Spaltenbildungen, Karsthohlräumen, Megabrekzien,
Grabenstrukturen und sprunghaften Mächtigkeitsunterschieden in den Sedimenten äußert.
Am Beispiel der Abfolgen am Fuße der Kreuzkofel Gruppe im östichen Gadertal sollen
neue, mögliche Ursachen für das Absterben der Plattformen im Unterkarn vorgestellt werden.
Der nach NW progradierende Hang der Lagazuoi Plattform hat am Fuße des Piz Lavarella
sein primäres Ende. Der etwa 20° steile, inaktive Lavarella-Paläohang wurde zunächst von
Mounds besiedelt, und in der Folge von mehreren 10er Meter mächtigen schwarzen
Schiefern, Mergeln und Kalken der Heiligkreuz Formation (Raibl Gruppe) zugedeckt. Die
Bildung von Mounds entlang des Lavarella-Paläohanges deutet bereits auf den
Produktionsstillstand der Plattform hin. Die sedimentäre Aufzeichnung in den Becken zeigt
einen drastischen Umschwung von offen marinen Verhältnissen der Cassianer Formation zu
einem eingeschränkten, teils suboxischem Becken. Die basale Heiligkreuz Fm. setzt sich aus
schwarzen Mergeln, Mudstones, dolomitisierte Mudstones, Pelmikriten, und OstrakodenPackstones bis Grainstones zuasammen. Es fehlen jegliche Riffschüttungen. Der TOC-Gehalt
der Schiefer und Mergel schwankt zwischen 0.2-1 Gew%. Der makroskopisch sichtbare
Fossilgehalt beschränkt sich im Wesentlichen auf lagenweise Anhäufungen von
aragonitischen Bivalenschalen (Unionites sp.) und Gastropoden. In den Mergeln treten
teilweise massenhaft Ostrakoden (Renngartenella santaecrucis, Simeonella brotzenorum
nostorica, Bairdia sp., Bairdiacypris? sp., Kerocythere cf. sulcata, Reubenella cf.
avnimelechi, Reubenella sp. and Reubenella sp. 1) auf. Die geringe Faunendiversität deutet
auf ein eingeschränktes, vom offenen Meer möglicherweise abgeschnürtes Becken hin. Teils
fehlende Bioturbation, Pyritbildung und erhöhte Anteile an organischem Kohlenstoff deuten
auf ein suboxisches Bildungsmilieu unmittelbar nach dem Absterben der Lavarella Plattform
hin. Neue Kohlenstoff- und Sauerstoffisotopendaten zeigen, dass sich die typisch marine
Isotopensignatur der Cassian Fm. nahezu unverändert in der basalen Heiligkreuz Fm.
fortsetzt.
Die Abschnürung der Cassianer Becken und die dadurch ausgelöste verminderte
Wasserzirkulation wird durch das allseitige, flächige Wachstum der Plattformen erklärt. Die
Herabsetzung des Erosionsniveaus an der Grenze Jul-Tuval und ein möglicher klimatischer
Wechsel zu vermehrten Niederschlägen bedingen nachher das Vorwandern grobklastischer
Sedimente aus Gebieten südlich der Dolomiten.
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Machatschki
Preis
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SELECTED EXPERIMENTAL INVESTIGATIONS ON THE ROLE OF
CL DURING HIGH-PRESSURE METAMORPHISM
Peter TROPPER
Institut für Mineralogie und Petrographie, Universität Innsbruck
Subduction of crustal materials is accompanied by metamorphic reactions liberating fluids. Fluid
inclusions in eclogite minerals range from dilute solutions to chloride-rich brines; however, the
effect of salinity variations on the stability of hydrous phases in subduction zones is poorly
understood. More recently, an important role of concentrated salt solutions has been suggested in
a number of diverse petrological investigations in minerals of igneous and metamorphic rocks.
Fluid inclusions in high-grade metamorphic rocks such as eclogites and granulites have shown to
be rich in dissolved saline components, which significantly influence the stability limits of
hydrous minerals and thus any phase equilibrium calculations involving hydration/dehydration
reactions. However, despite the much documented evidence for brine-rich fluids in the deep crust,
the effect of salinity variations on the stability of hydrous phases in subduction zones is poorly
understood and no experimental investigations on the influence of brines on the stability limits of
minerals from high-pressure environments have been performed yet. Since paragonite is a
widespread mineral occurring in rocks from the eclogite facies, it was the impetus to (1.)
investigate the influence of H2O-NaCl brines on the shift of the end-member paragonitebreakdown reaction paragonite = jadeite + kyanite + H2O at constant temperature, (2.) to test the
validity of the previously obtained activity/ composition relations of H2O-NaCl brines and (3.)
discuss the geological implications of this study by comparing the experimental results to
eclogite-facies rocks from the Sesia Lanzo Zone.
To address this problem, reversed piston-cylinder experiments were carried out on the
equilibrium (1) paragonite = jadeite + kyanite + H2O at 700°C, 1.5-2.5 GPa, in the presence of
H2O-NaCl fluids. The experiments were conducted using fluids with nominal starting compositions: X(H2O)=1.0, 0.90, 0.75 and 0.62. At X(H2O) = 1.0, the equilibrium lies between 2.25
and 2.30 GPa. Lowering X(H2O) decreases the pressure of paragonite breakdown to 2.10 –2.20
GPa at X(H2O) = 0.90 and 1.85-1.90 GPa at X(H2O) = 0.75. The experiments at X(H2O) = 0.62
yielded albite + corundum at ≤1.60 GPa, and jadeite + kyanite at ≥1.70 GPa. The shift in the
equilibrium pressure constrains a-X relations in the sytem H2O-NaCl and indicates that a(H2O)
varies as nearly the square of its mole fraction. The results are consistent with the extrapolated
non-ideal activity model of Aranovich and Newton (1996, CMP, 125, 200).
The results permit use of appropriate paragonite-bearing or -absent assemblages to quantify
a(H2O) in high-P metamorphic environments, such as the Austroalpine units in the Western Alps.
For example, jadeite and kyanite in a metapelite from Val Savenca in the Sesia Lanzo Zone
formed during the Eo-Alpine high-P metamorphic event at 1.7-2.0 GPa, 550-650°C. The absence
of paragonite requires a fluid with low a(H2O) of 0.3-0.6, which could be due to the presence of
saline brines. Petrologic investigations of Sesia Lanzo eclogites from Val Ianca show that
paragonite occurs as inclusions in garnet cores but gives way to omphacite + kyanite toward rims,
suggesting a decrease in a(H2O) from ca. 1.0 to <0.81 (Tropper & Essene, 2002, SMPM, 82, 487514). During the subsequent hydration in the late eclogite-facies at slightly lower P, a(H2O)
increased to 0.84-0.98, stabilizing the assemblage paragonite + omphacite. The new results can
also be used to compare a(H2O) from phase-equilibrium studies with fluid-inclusion constraints.
Paragonite-bearing eclogites from the Mt. Emilius unit in the Western Alps interacted with fluid
with a(H2O)=0.62-0.72, based on fluid-inclusion data from Scambelluri et al. (1998, Lithos, 43,
151) during Eo-Alpine high-P metamorphism of 1.1-1.3 GPa, 450-550˚C (Dal Piaz et al., 1983,
Am. J. Sci., 283A, 438). Calculation of reaction (1) with reduced a(H2O) shows no
incompatibilities with the observed phase assemblage. This study shows that paragonite +
omphacite/jadeite + kyanite-bearing rocks have great potential for constraining a(H2O).
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Vortragskurzfassungen der
Posterpräsentationen
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EVAPORITES AS DUCTILE DETACHMENTS: FOLD UND THRUST
GEOMETRY IN MESOZOIC SEDIMENTS OF THE HALLSTATT
AREA (NORTHERN CALCAREOUS ALPS, AUSTRIA)
Klaus ARNBERGER1, Mario HABERMÜLLER1, Nikolaus SCHMID1,
Bernhard GRASEMANN1 & Erich DRAGANITS2
Structural Processes Group, Department of Geological Sciences, University of Vienna,
1
Althanstrasse 14, Vienna A-1090, Austria. ([email protected])
2
Institute for Engineering Geology, Vienna University of Technology, Austria
Fold-and-thrust belts are usually located in the frontal part of a collisional range in which
tectonic shortening has been accommodated by growth of folds and thrusts above a
detachment horizon that decouples the upper, brittle reacting part of the crust from its
basement. The late Permian to early Triassic evaporites of the Northern Calcareous Alps
(Eastern Alps) provide such a detachment horizon at the base of major nappes along which
alpine thrust tectonic took place (Tollmann 1987). As shown by analogue modelling (e.g.
Costa and Vendeville 2002; Cotton and Koyi, 2000) kinematic histories and geometries of
fold-thrust-systems that detach along low viscosity evaporitic décollement layers show major
differences to those having higher basal friction. Forward vergent imbricates, forming
relatively steep wedges, develop above frictional detachments (Suppe 1983; Mitra 1986),
whereas both foreland and rearward vergent imbricates develop above ductile salt layers.
Furthermore, deformation propagates farther and more rapidly above ductile detachments than
above frictional detachments. The differential rate of propagation of the deformation front
between adjacent areas with ductile and frictional décollements generates an inflection and
strike-slip faulting subparallel to the shortening direction where diapirism can take place.
Analogue model showing the lateral termination of an low viscosity detachment layer. (Cotton and Koyi, 2000)
The Haselgebirge of Hallstatt (Upper Austria) strikes sub-vertically as an elongated 500m
thick and 2km long body ESE-WNW which is intercalated by a number of limestone,
sandstone and marl lenses, also elongated in the same direction. The largest of these lenses
(“Zentrale Einlagerung”), consisting of Hallstatt limestone, is up to 200m thick and forms the
core of the structure. The evaporites show high strain ductile deformation containing
structures typically seen in grenschist facies quarz feldspar mylonitic rocks like δ- and σclasts, stair stepping of flow lines or quarter folds. Due to continuous recristallisation
processes a stretching lineation is almost never preserved. However abundant isoclinal folds
reveal foldaxes parallel to the greatest finite extension. These roughly horizontal, ESE-WNW
trending foldaxes together with a vertical foliation at the northern boundary of the Hallstatt
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salt mine indicate strike-slip movement. Kinematic indicators and overthrust structures
observed in the overlaying and surrounding sediments of Dachstein- and Hallstatt limestone
show shortening in an E-W direction subparallel to the striking of the saltbody. Resulting
from these field observations is the interpretation of the Hallstatt salzberg as a “lateral
boundary structure” that separates collateral areas of different styles of deformation.
References
COSTA, E., VENDEVILLE, B.C. 2002. Journal of Structural Geologie 24, 1729-1739
COTTON, J.T., KOYI, H.A. 2000. Geological Society of America Bulletin 112 (3), 351-368
MITRA, S. 1986. The American Association of Petrolium Geologists Bulletin V.70, 9, 1087-1112.
SUPPE, J. 1983. American Journal of Science 283, 684-721.
TOLLMANN, A. 1987. In: FLÜGEL, H. & FAUPL, P. (eds.) Geodynamics of the Easten Alps. Deuticke, Vienna,
112-125.
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HIGH PRESSURE METAMORPHISM IN THE SEBEŞ-LOTRU
LITHOGROUP (SOUTHERN CARPATHIANS, ROMANIA)-AN
OVERVIEW
Constantin BALICA
“Babes-Bolyai” University, Department of Geology, M.Kogalniceanu str., no.1,
400084,Cluj Napoca, Romania.e-mail: [email protected]
Basically, the Alpine structure of the Southern Carpathians is quite simple. There is a
Danubian basement nappe sequence, also called the Danubian Euxinides (Balintoni, 1997),
because they originates in the seared margin of the Euxinic plate. This sequence outlines
mainly what is much known in the Romanian geological literature as the Danubian realm or
the Danubian autochthon. Covering this autochthon, there is also an another nappe sequence,
generally known as the Getic realm, consisting in a large tectonic unit called the Getic Nappe
and a series of smaller tectonic units covering the Getic Nappe known generally as the
Supragetic units. All the Getic and Supragetic units originate in the sheared margin of the
Getic craton. Between these two Alpine nappe stacks, the Severin nappe stays as the alpine
suture of the two Getic and Danubian plates.
The basement of the Getic Nappe consists mainly in poly-metamorphosed rock associations
most of them being assigned to the Sebeş-Lotru lithogroup.
As a variscan structure, in the Getic realm Iancu et al, 1998, Iancu&Mărunţiu, 1994 separated
several litho-tectonic units:
Calusu Paleozoic formation;
Sebes unit, sub-divided in 3 sub-units (from the base to the top) in: Sebes 1, Sebes 2 and
Sebes 3;
Lotru unit, sub-divided in 2 sub-units (from the base to the top) in: Lotru 1 and Lotru 2;
Cumpana unit sub-divided in 3 sub-units (from the base to the top) in: Cumpana 1,
Cumpana 2 and Cumpana 3;
Ursu unit;
Fagaras unit;
Leresti unit
Jidosita, Mioarele and Jigureasa formations.
The Sebes and Lotru units can be easily united in the Sebes-Lotru lithogroup based on their
pre-metamorphic features. All sub-units of the above mentioned Sebes and Lotru units
contain HP/HT rock associations and mineral assemblages.
The meta-ultamafics, eclogites and subordinately granulites rock bodies represents one of the
main features of the Sebeş-Lotru lithologic group. These bodies are generally dispersed in all
units and sub-units. They have been classified by Iancu et al, 1998, Iancu et al, 1988 in three
large groups:
Meta-ultramafics associated with crustal origin rocks entrapped in country rocks (Savu &
Strusievicz, 1986, Balintoni, 1986). This association contains meta-gabbros and eclogites.
Meta-ultramafics with garnet and spinel, associated with eclogites, mafic bodies and felsic
granulites of sub-crustal origin. The presence of this subcrustal association in crustal country
rocks (micaschists, plagio-gneises, amphibolites) is due mainly to the tectonic factors,
indicating a relic Proterozoic suture.
Meta-ultramafics associated with rocks with anisofacial feature – amphibolites and
metagabbros with relic piroxen and, metapelites and quartzo-feldspatic rocks with cordierite,
sillimanite and alkali-feldspar (Hann & Balintoni, 1988, Săbău et al, 1987).
The mineral assemblages of these rocks suggest that there is at least one metamorphic event
prior to the oldest metamorphism M1 that affected the country rock. Although these rocks are
quantitatively insignificant reported to the country rocks, their large distribution together with
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intensive migmatization at a regional scale, trace one of the main features for the Sebeş-Lotru
tipology.
The eclogites widely spread in the Sebes-Lotru group are MT-type according to
Bucher&Frey, 1994 or type II according to Miyashiro 1994, containing relics of a prograde
evolution preserving locally some magmatic structures or mineral relics of the pre-eclogitic
stage. The main aspects of retrogression are symplectitic structures given by the
decomposition of the omphacite, kelyphitic structures surrounding the garnet and kyanite.
They are massive or stratificated, compact or penetrated to some extent by a foliation and
associated lineation. The main assemblage is represented by garnet+omphacite+rutile
associated sometimes with phengite, kyanite or paragonite.
Garnet bearing granulites are considered as being equilibrated at approximatively 11.7 kBar
by Medaris et al, 2003, but the presence of plagioclase coronas around the garnet as well as
the simplectitic like intergrowth of Na poor clino-piroxene with amphibole and plagioclase
indicate a new thermal peak.
The garnet bearing amphibolites are generally associated with eclogites, some of them
probably being a retrograde re-adaptation of previous eclogites.
The garnet is a solid solution of almandine-pyrope-grossular with less than 1% spessartine
component. It have a frequent retrograde zonation but sometimes it can be found a prograde
compositional zonation indicated by a decreasing in Mn and Ca content together with an
increasing in Mg content from the core towards the margin.
Clino-piroxenes are characterized by a decrease in Al and Na and an increase in Mg, Ca and
Fe content at the grain boundary, the central zones being usually homogenous. The marginal
inhomogeneity appears in the vicinity of the symplecitic structures probably as a response of
the partial re-equilibration during the decompression. The jadeitic component is generally
related to the rock chemistry, the maximum in the jadeite content equalizing with the total
absence absence of the plagioclase. The omphacite is frequent but the augite is the stable
pyroxene, especially in the high Mg and poor Na eclogites. The clino-piroxene in the
symplecties have a variable composition in Na starting with a high Na content and ending
with a completely lacking in Na clino-piroxene.
The amphiboles are the major components of granulites and amphibolites, their presence in
the eclogites being restricted to inclusions in garnets or isolated grains in the matrix, being Ca
type. Yet the amphiboles appear frequently in eclogites as retrograde products, especially in
poikylitic or symplectitic structures. These ones are Ca-Na type.
Some data (Săbău, 2000 Medaris et al, 2003) indicates for the Sebes-Lotru eclogites a PT
window corresponding to 1.12-2.23 GPa and 545-745oC lower than those in Leaota
Mountains whose maxima reached 3.3 GPa and ~800oC. The PTt paths for these two zones
appears to be different (e.g. Sebes-Lotru and Leaota), yet both indicates a subsequent isobaric
heating corresponding to high P granulites.
Dating the HP/HT metamorphism as variscan by Medaris et al, 2004, brings the M2 thermotectonic event closer and largely correlates it with HP/HT event in the Bohemians Massif.
References
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Mineral Parageneses, 495-501, Theophrastus Publications S.A., Athens;
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BUCHER, K., FREY, M., 1994, Petrogenesis of Metamorphic Rocks. 6th edition, Springer-Verlag, 318 pp;
HANN, H., P., BALINTONI, I., 1988, Geological structure of the Olt Valley between Răşinari and Câineni (South
Carpathians), D. S. Inst. Geol. Geofiz., 72-73/5 (1985: 1986), 119-128, Bucureşti;
IANCU, V., CONOVICI, M., MĂRUNŢIU, M., 1988, High grade metamorphic rocks in the South Carpathians. Rev.
Roum. Géol. Géofiz. Géogr. Géologie, 32, 9-19, Bucureşti;
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IANCU, V., MARUNTIU, M., JOHAN, V., LEDRU, P., 1998: High-grade metamorphic rocks in the pre-Alpine nappe
stack of the Getic-Supragetic basement (Median Dacides, South Carpathians, Romania). Mineralogy and
Petrology, 63, 173-198;
MEDARIS J R., G., DUCEA, M., GHENT, E., IANCU, V., 2003: Conditions and timing of high-pressure Variscan
metamorphism in South Carpathians, Romania. Lihos, 70, 141-161;
MIYASHIRO, A., 1994, Metamorphic Petrology. UCL Press, 404 pp;
SĂBĂU, G., 2000, A posible UHP-eclogite in the Leaota Mts. (South Carpathians), and history from high
pressure melting to retrograde inclusion in a subduction melange. Lithos 52, 523-276;
SĂBĂU, G., BINDEA, G., HANN, H., P., RICMAN, C., PANĂ, D., I., 1987, The metamorphic evolution of the low
pressure terrain in the central-South Carpathians (Getic Nappe);
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SOME COMMENTS ON THE STRUCTURE OF THE APUSENI
MOUNTAINS, ROMANIA
Ion BALINTONI
“Babes-Bolyai” University, Department of Geology,
M.Kogalniceanu str., no.1, 400084,Cluj Napoca, Romania.
The Apuseni Mountains represent a part of the Mesozoic Preapulian Craton. During
the Tertiary time, they made up a passive portion of the composite Tisia-Getia terrane. From
the bottom to the top the Apuseni Mountains consists in the following units: the Bihor
Autochtonous, the Codru Nappe System, the Biharia Nappe System and the Western
Transylvanides as the uppermost units in this nappe stack. The Bihor Autochtonous consist of
pre-Alpine metamorphic basement and a Permo-Mesozoic cover. In the frame of the Codru
Nappe System, only the second tectonic unit (starting from the base), has metamorphics in its
constitution, all the other components of this nappe system being built up from
unmetamorphosed Permian and Mesozoic formations.
The Codru sediments which were deposited on a continental platform and the Codru
Nappe System are known only in the western part of the Apuseni Mountains Southward, the
Codru Nappe System is covered by the Biharia Nappe System, developed mostly in the
eastern and southern part of the Apuseni Mountains. Though, there were found some tectonic
klippes in the Meses Mountains and Valea Draganului, proving that the Muntele Mare and
Vladeasa Massifs have been tectonically covered by these units in the past.
The lowermost tectonic unit in the Biharia Nappe System supports on its crystalline
basement an unmetamorphosed Permo-Mesozoic sequence. The median units of this system,
namely the Biharia Nappe and its satellites, consists either in metamorphosed Permian
formations, or in a Pre-Alpine basement supporting Permian and Triassic metamorphosed
sequences. The uppermost unit in the Biharia Nappe System is represented by the Baia de
Aries Nappe. It is constituted by a pre-Alpine crystalline without a Permo-Mesozoic cover.
The Transylvanides thrusts over the Baia de Aries crystalline. They are composed
mainly from Mesozoic sediments, but not older than the middle Jurassic, ophiolites and island
arc volcanics. Initially, the Transylvanides formations has a rift affinity, yet their basin
evolved during the Early Cretaceous toward a foreland retro-arc basin type. The absence of
the Permo-Mesozoic sediments on the Baia de Aries crystalline suggests that this unit
represented a shoulder of the Transylvanides rift.
The first crustal shortening was happened during the Early Cretaceous emplacing the
Austrian Transylvanides. It finished during the Late Aptian-Early Albian.
The second crustal shortening acted during the Turonian and generated the Codru
and Biharia Nappe systems. The third crustal shortening ended during the Latest Cretaceous
and re-sheared the Austrian Transylvanides, generating the Laramian Transylvanides.
The primary relations between the Codru and Biharia Nappe Systems components
are not well understood. Sandulescu (1984) suggested the idea that the Permo-Mesozoic
formations of the Codru nappes could be taken out from the basements of Biharia nappes.
This assertion cannot be accepted because:
a. the Garda Nappe, the lowermost Biharide, preserves its own Permo-Mesozoic
cover;
b. the Biharia Nappe and its satellites possess metamorphosed Permian and Triassic
formations;
The tectonic units of the Apuseni Mountains have been sheared antithetically, that is
their overthrusts are perpendicular to the subduction plane. In other words, the Preapulian
craton played the upper plate role as the western part of South America today.
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The final direction of the Codru Nappe System displacement was done from SW
towards NE. The Biharia Nappe System moved finally from SE toward NW. From structural
point of view, the Apuseni Mountains cannot be correlated with the East and South
Carpathians. The tectonic units of the East and South Carpathians show a synthetical
character, these units being emplaced in relation with the gradual closure of the External
Carpathians Flysch Basin. Also, for the East and South Carpathians, the pre-Gosau (intra
Turonian) tectogenesis is missing. We can highlight two key aspects of the Apuseni
Mountains structure, namely: the alpine metamorphism of the Biharia Nappe System PermoMesozoic components and the 90o difference between the displacement direction of the Codru
and Biharia Nappe systems, respectively.
The Laramian Transylvanides represent out-of-sequence thrusts and overthrusts.
During the emplacement of the Apuseni Mountains tectonic units the rotational displacement
has been outstanding. The Transylvanides and the Biharia Nappe System disappears gradually
towards NE, the tectonic transport diminishes in the same direction and the Codru Nappe
System is completely missing in this part of the Apuseni Mountains.
Reference
SANDULESCU, M., 1984, Geotectonica Romaniei. Ed. Tehn., Bucuresti, 335 pp.
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CADOMIAN-EARLY PALEOZOIC AGES OF THE SEBES-LOTRU
TERRANE (SOUTH CARPATHIANS, ROMANIA)
Ioan BALINTONI1, Mihai DUCEA2, Dinu PANA3, Paul WETMORE2,
Ion ROBU4 & Lucia ROBU4
1
Department of Geology, University Babes-Bolyai, M. Kogalniceanu str. No. 1, 400084 Cluj Napoca, Romania
2
Department of Geosciences, University of Arizona, Tucson, AZ 85719, USA
3
Alberta Geological Survey, 4th Floor, Twin Atria Building, 4999-98 Avenue, Edmonton, Alberta, T6B2x3,
Canada
4
Geological Institute of Romania, RO-78344, Bucharest 32, Romania
The basement of the South Carpathians has been mapped as a suite of terranes (Balintoni,
1997), of uncertain protolith and metamorphic ages (Dragusanu and Tanaka, 1999; Ducea,
1999), due to lack of geochronologic data. High grade felsic gneisses and migmatites
including metagranites from the Sebes Lotru terrane (Leaota, Fagaras, Iezer and Sebes Mts.)
were sampled for zircon U-Pb geochronology, by single crystal multicollector ICP-MS. Age
distributions in nine studied rock types are shown in Figure 1.
1. The Sebes-Lotru sequence represents a crustal fragment of Caledonian-Cadomian age,
in which have been reworked also Lower Proterozoic detrital zircons.
2. Grenvillian ages are missing, suggesting that this sequence has been generated close to
North Africa.
3. The time interval between 400 and 500 Ma (conventionally covering Caledonian
events) is well represented. This range can be divided into the following discrete moments of
crustal building:
a. 470-500 Ma
b. 450-470 Ma
c. 430-450 Ma
d. 400-430 Ma
4. Probably the period between 400 and 430 is the one responsible for the linear and
ocular migmatic structures.
5. As a matter-of-fact, the zircons from the felsic rocks of the Sebes-Lotru sequence do
not keep any record of the Variscan thermo-tectonic events.
6. One can state that, until 430 Ma, the Sebes-Lotru sequence constituted a part of an
active continental margin or an island arc near a continent. Possibly around 430 Ma, the
Sebes-Lotru terrane collided with an ahead terrane and has been consequently involved in a
subduction zone. The closing of U/Pb system in zircons at approximately 400 Ma, even if
other isotopic systems record Variscan ages (e.g. Medaris et al., 2003), suggest that the
percolation of the rock pile by the igneous/metamorphic fluids stopped at that time.
7. The maximum age concentration can be noticed between 430 and 450 Ma, which
means before the terranes collision.
8. The Sebes-Lotru sequence can be seen as a polymetamorphic succession, finally
affected by the Variscan Orogeny.
In a general plate tectonics context, the Sebes-Lotru sequence represents a Gondwanan
terrane migrating toward Baltica during Paleozoic time.The von Raumer et al (2002) and
Fernandez-Suarez et al (2002) models are accepted as a discussion frame for the Proterozoic
and Paleozoic history of the Carpathian terranes.
References
BALINTONI, I., 1997: Geotectonica terenurilor metamorfice din Romania. Ed. Carpatica, Cluj-Napoca, 176 pp.
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DRAGUSANU, C. & TANAKA, T., 1999: 1.57 Ga magmatism in the South Carpathians: implications for the preAlpine basement and evolution of the mantle under the European continent. Journ. Of Geol., 107, 237248;
DUCEA, M., 1999: 1.57 Ga magmatism in the South Carpathians, implications for the pre-Alpine basement and
evolution of the mantle under European continent: A discussion. Journ. Of Geol., 107, 733-736
FERNANDEZ-SUAREZ, J., ALONSO, G. G., J EFFRIES, T. E., 2002: The importance of along-margin terrane transport
in northern Gondwana: insights from detrital zircon parentage in Neoproterozoic rocks from Iberia and
Brittany. Earth and Planetary Sci. Lett., 204, 75-88;
MEDARIS J R., G., DUCEA, M., GHENT, E., IANCU, V., 2003: Conditions and timing of high-pressure Variscan
metamorphism in South Carpathians, Romania. Lihos, 70, 141-161;
von RAUMER, J. F., STAMPFLI, G. M., BUSSY, F., 2002: Organization of pre-Variscan basement areas at the north
Gondwanan margin. Int.J.Earth.Sci. (Geol. Rundsch.), 91, 35-52.
Fig.1 U/Pb ages histogram for quartzo-feldspatic rocks from Sebes-Lotru sequence, South
Carpathians, Romania
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AUSTRIAN SCLERACTINIAN CORALS FROM THE K/T-BOUNDARY
TO THE MIOCENE
Rosemarie Christine BARON-SZABO
Smithsonian Institution, Department of Zoology, W-329, MRC-163, National Museum of Natural History,
Washington, DC, 20560, USA; email: [email protected].
Summary
This is the first review and compilation of Austrian scleractinian corals from the K/T-boundary to the
Miocene. The Austrian corals of the K/T-boundary (here defined as the period Middle CampanianUpper Paleocene) show closest affinities to forms that are typical of the Upper Cretaceous, especially
taxa of the Turonian-Lower Campanian strata of the Gosau Group. A first major transition in the
faunal composition took place during the late Paleocene. When the ‚typical Cretaceous forms‘ (e.g.,
Heterocoenia, Paraplacocoenia, Calamophylliopsis) disappeared and the first species of modern
genera (e.g., Astreopora, Acropora, Goniastrea, Alveopora) appeared all species of the latter vanished
during the Eocene together with all genera which are characteristic of the Eocene-Oligocene period
(Stylocoenia and Pattalophyllia) in other geographic areas. With the beginning of the Miocene another
significant change of the Austrian coral fauna was observed due to the occurrence of both numerous
solitary taxa (e.g., Caryophyllia, Deltocyathus, Discotrochus, and Flabellum) as well as colonial
hermatypic genera (e.g., Porites and Tarbellastraea).
The present work is part of the project “Evolution and paleobiogeography of the scleractinian corals
during the transition from the Upper Cretaceous to the Tertiary” (Ba 1830/3) which is supported by the
German Research Foundation (DFG).
Taxonomical and stratigraphical details of the Austrian scleractinian corals from the K/Tboundary to the Miocene
Note that stratigraphical ranges given for each species refer to the stratigraphical distribution in
Austria.
MIDDLE CAMPANIAN-PALEOCENE
(MIDDLE CAMPANIAN-THANETIAN)
Actinastrea hexaphylla (Quenstedt, 1881): Senonian (Gosau Group), see Beauvais (1982);
Columastrea striata (Goldfuss, 1826): Turonian-Senonian (Gosau Group), see Baron-Szabo
(2003); Reussicoenia edwardsi (Reuss, 1854): Senonian (Gosau Group), see Beauvais (1982);
Mesomorpha mammillata (Reuss, 1854): Upper Turonian-Senonian, see Beauvais (1982) and
Baron-Szabo (2002); Actinacis remesi Felix, 1903: Upper Turonian-Coniacian
(Theresienstein reef), Santonian-Campanian (Gosau Group), and Maastrichtian (northern
alpine flysch), see Baron-Szabo (2001 and 2003) and Vetters (1925); A. reussi Oppenheim,
1930: Upper Coniacian-Santonian (Gosau Group) and Paleocene, see Beauvais (1982) and
Tragelehn (1996, pl. 63, figs. 1-3); Heterocoenia bacellaris (Goldfuss, 1826): SantonianCampanian (Gosau Group), Paleocene, see Quenstedt (1881) and Tragelehn (1996, pl. 61, fig.
6); Multicolumnastraea cyathiformis (Duncan, 1865): Santonian (Gosau Group), Paleocene,
see Tragelehn (1996, pl. 62, fig. 5) and Baron-Szabo (2003); Synastrea agaricites (Goldfuss,
1829): Senonian (Gosau Group at Nußbach), see Baron-Szabo (2002); Cunnolites
polymorpha (Goldfuss, 1826): Santonian-Maastrichtian, see Baron-Szabo (2003); Stylocoenia
montium (Oppenheim, 1912): Paleocene, see Tragelehn (1996, pl. 62, fig. 2); Acropora sp.:
Paleocene , see Tragelehn (1996, pl. 60, fig. 8) and Schlagintweit et al. (2003, pl. 1, fig. 3);
Astreopora auvertiaca (Michelin, 1844): Paleocene, see Tragelehn (1996, pl. 61, figs. 3-4); A.
hexaphylla Felix, 1906: Paleocene, see Tragelehn (1996, pl. 61, fig. 5); Goniastrea tenera
Traub, 1938: Paleocene (Salzburg), see Kühn & Traub (1967); Balanophyllia narindensis
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(Alloiteau, 1936): Paleocene (Salzburg), see Kühn & Traub (1967) (described as B.
schlosseri); B. traubi Kühn, 1967: Paleocene (Salzburg), see Kühn & Traub (1967);
Paraplacocoenia orbignyana (Reuss, 1854): Santonian-Campanian (Gosau Group) and
Paleocene, see Beauvais (1982), Tragelehn (1996, pl. 61, figs. 1-2), and Baron-Szabo (2003);
Calamophylliopsis simonyi (Reuss, 1854): Santonian (Gosau Group at Nefgraben) and
Paleocene, see Beauvais (1982) and Tragelehn (1996, pl. 60, figs. 4 and 6); Haimesastrea
conferta Vaughan, 1900, see Tragelehn (1996, pl. 62, figs. 8-9); Oculina becki (Nielsen,
1922): Paleocene, see Tragelehn (1996, pl. 59, figs. 6-10); Faksephyllia sp.: Paleocene, see
Tragelehn (1996, pl. 60, fig. 9); Alveopra sp.: Paleocene, see Tragelehn (1996, pl. 62, fig. 1);
Pachygyra savii d‘Achiardi, 1866: Paleocene, see Tragelehn (1996, pl. 60, figs. 1-3);
Agathiphyllia cf. blaviensis Chevalier, 1954: Paleocene, see Tragelehn (1996, pl. 62, fig. 7);
Cricocyathus grumi (Catullo, 1852): Paleocene, see Tragelehn (1996, pl. 63, fig. 8);
Stepahnophyllia regularis Traub, 1938, Paleocene (Salzburg), see Kühn & Traub (1967);
Trochocyathus haunsbergensis Traub, 1938, Paleocene (Salzburg), see Kühn & Traub (1967);
T. kroisbachensis Traub, 1938, Paleocene (Salzburg), see Kühn & Traub (1967); Flabellum
primitivum Kühn, 1967, Paleocene (Salzburg), see Kühn & Traub (1967).
EOCENE
(YPRESIAN-BARTONIAN)
Stylocoenia bistellata Catullo, 1856: Ypresian (Waschberg), see Kühn (1966); Actinacis sp.:
Ypresian (Waschberg), see Kühn (1966); Favia costata d‘ Achiardi, 1875: Ypresian
(Waschberg), see Kühn (1966); Meandrina angigyra Reuss, 1848: Ypresian (Waschberg), see
Kühn (1966); M. reticulata Reuss, 1848: Ypresian (Waschberg), see Kühn (1966);
Montastrea rudis (Reuss, 1848): Ypresian (Waschberg), see Kühn (1966); M. imperatoris
(Vaughan, 1919): Ypresian (Waschberg), see Kühn (1966) (=M. bachmayeri); Pattalophyllia
brevis (Deshayes, 1834): Ypresian (Waschberg), see Kühn (1966) (=Pattalophyllia
cyclolitoides); Trochocyathus pyrenaicus (Michelin, 1846): Bartonian (Reingruberhöhe), see
Kühn (1966); T. thorenti d‘Orbigny, 1850: Bartonian (Reingruberhöhe), see Kühn (1966);
Stephanocyathus (Odontocyathus) sieberi Kühn, 1966: Bartonian (Reingruberhöhe), see Kühn
(1966); S. (O.) minor Kühn, 1966: Bartonian (Reingruberhöhe), see Kühn (1966); Flabellum
appendiculatun (Brongniart, 1823): Bartonian (Reingruberhöhe), see Kühn (1966).
MIOCENE
(BURDIGALIAN-TORTONIAN)
Tarbellastraea reussiana (Milne Edwards & Haime, 1850): Badenian, see Budd et al. (1996)
and Riegl & Piller (2000); ?T. distans Chevalier, 1961: Langhian, see Budd et al. (1996); T.
eggenburgensis (Kühn, 1925): Burdigalian, see Chevalier (1961); T. abditaxis Chevalier,
1961: Burdigalian; see Budd et al. (1996), T. manipulata (Reuss, 1847): Middle Miocene, see
Chevalier (1961); T. tenera (Reuss, 1847): Lower Burdigalian, see Budd et al. (1996);
Discotrochus ottnangensis Prochazka, 1893: Helvetian, see Kühn (1965a); D. hoelzli Kühn,
1965: Helvetian, see Kühn (1965a and b); Cladocora depauperata Reuss, 1871: ?Tortonian,
see Kühn (1965a); C. conferta (Reuss, 1871): Middle Miocene, see Chevalier (1961);
Trochocyathus angustibasis Zuffardi-Comerci, 1932: Helvetian, see Kühn (1965a); Flabellum
cf. krejcii Kühn, 1963: Tortonian, see Kühn (1965a); F. siciliensis Milne Edwards & Haime,
1848: Helvetian, see Kühn (1965a); F. austriacum Prochazka, 1893: Helvetian; see Kühn
(1965a), (=F. siciliensis M. Edw. of Reuss, 1871); F. vaticani Ponzi, 1876; Stratigraphical
Distribution in Austria: Helvetian, see Kühn (1965a and b); F. laevissimum Kühn, 1965:
Badenian, see Kühn (1965b); F. roissyanum Milne Edwards & Haime, 1848: Badenian, see
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Chevalier (1961); Balanophyllia italica (Michelin, 1841): Helvetian; see Kühn (1965a); B.
pygmaea Reuss, 1871: Helvetian, see Kühn (1965a); B. cylindrica (Michelotti, 1838):
Helvetian, see Kühn (1965a); B. bavarica Kühn, 1965: Helvetian, see Kühn (1965b) (=B.
irregularis Seguenza of Reuss, 1871); B. concinna Reuss, 1871: Lower Tortonian, see
Chevalier (1961) and Kühn (1965b); B. varians Reuss, 1871: Langhian-Serravalian, see
Chevalier (1961) and Kühn (1965b); B. orthoclada (Reuss, 1871): Langhian-Serravalian, see
Kühn (1965b); Dendrophyllia taurinensis Milne Edwards & Haime, 1848: Helvetian, see
Kühn (1965a); Porites leptoclada Reuss, 1871: Tortonian, see Kühn (1965b); P. maigensis
Kühn, 1925: Burdigalian, see Chevalier (1961) and Kühn (1965b); Enallopsammia
poppelacki (Reuss, 1848): Badenian, see Chevalier (1961) and Kühn (1965b); Caryophyllia
degenerans Reuss, 1871: Middle Miocene, see Chevalier (1961); C. leptaxis Reuss, 1871:
Middle Miocene, see Chevalier (1961); Tethocyathus microphyllus (Reuss, 1871): Tortonian,
see Chevalier (1961); Deltocyathus italicus (Michelotti, 1838): Badenian, see Chevalier
(1961); Acanthocyathus verrucosus (Milne Edwards & Haime, 1848): Badenian, see
Chevalier (1961) (=A. vindobonensis Reuss, 1871); Ceratotrochus multispinosus (Michelotti,
1838): Middle Miocene, see Chevalier (1961); C. multiserialis (Michelotti, 1838): Middle
Miocene, see Chevalier (1961); C. duodecimcostatus (Goldfuss, 1826): Badenian, see
Chevalier (1961); Siderastrea crenulata (Goldfuss, 1826): Middle Miocene, see Chevalier
(1961); S. froehlichiana (Reuss, 1847): Burdigalian, see Chevalier (1961) and Kühn (1965b);
Stephanophyllia elegans (Bronn, 1837): Tortonian, see Chevalier (1961); S. imperialis
Michelin, 1848): Tortonian, see Chevalier (1961); Stylophora willoughbyi Wells, 1945:
Middle Miocene, see Chevalier (1961) (includes Stylophora sp of Reuss, 1871 and S.
reussiana Montanaro-Gallitelli & Tacoli, 1951); Acanthastrea horrida (Reuss, 1871):
Badenian, see Riegl & Piller (2000); Platycoenia sp.: Tortonian (=Astrocoenia ornata
Michelotti of Reuss, 1871); Heliastraea oligophylla Reuss, 1871: Badenian, see Chevalier
(1961); H. tchihatcheffi Chevalier, 1961: Badenian, (=H. defrancei M.E. & H. of Reuss,
1871), see Chevalier (1961); Cyphastrea distans (Reuss, 1871): Middle Miocene, see
Chevalier (1961); Plesiastraea desmoulinsi (Milne Edwards & Haime, 1851): Middle
Miocene, see Chevalier (1961); P. romettensis Seguenza, 1864: Middle Miocene, see
Chevalier (1961); Trochocyathus crassus Milne Edwards & Haime, 1848): Middle Miocene,
see Chevalier (1961); Stylocora exilis Reuss, 1871, Middle Miocene, see Piller & Kleemann
(1991). The above list of Miocene species is still subject to modification pending a revision
by this author dealing with approximately 20 additional species originally described by Reuss
(1871).
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SCHÄDIGUNG DER SPRITZBETONAUSKLEIDUNG DES
BOSRUCKTUNNELS DURCH SO42-HÄLTIGE BERGWÄSSER UNTER BILDUNG VON SEKUNDÄREM
ETTRINGIT, THAUMASIT UND GIPS
Christoph BAUER, Dietmar KLAMMER & Kurt KLIMA
Institut für Angewandte Geowissenschaften, Technische Universität Graz
Einleitung
Der Bosrucktunnel befindet sich an der Grenze Grauwackenzone/Nördliche Kalkalpen und
führt von Arding am SSE Portal in Richtung Spital am Pyhrn, das nach dem NNW Portal
liegt. Der Tunnel wurde als eingleisiger Eisenbahntunnel mit einer Gesamtlänge von 4,77 km
von 1901 bis 1906 erbaut. Er ist teilweise mit einer Kalksteinmauer ausgekleidet. Mitte der
50er Jahre wurde die durch den Dampflokbetrieb stark verrusste Mauer gereinigt und mit
einer Spitzbetonschicht versehen. Im Laufe der Jahrzehnte bildete sich an der Phasengrenze
Mauerwerk – Spritzbetonauskleidung durch Mineralneubildungen eine Umwandlungszone.
Dadurch wird die Festigkeit der Tunnelwand herab gesetzt und gefährdet die
Betriebssicherheit, besonders im Falle einer Fortsetzung der UmwandlungsNeubildungsprozesse. Umwandlungserscheinungen und Mineralneubildungen in Betonen
treten häufig im feuchten, sulfatreichen Milieu in Form eines „Sulfatangriffs“ auf. Durch die
Porosität des Zementsteins gelangt Sulfat in das Innere und es entstehen die neu gebildeten
Minerale Gips, Ettringit und Thaumasit. Die Bildung von Gips und Ettringit ist hinlänglich
bekannt und kann durch die Verwendung von sulfatbeständigem Zement weitestgehend
verhindert werden. Allfällige Schäden, die beide Minerale hervorrufen können, entstehen
durch den Druck der bei ihrer Kristallisation frei wird. Thaumasit hingegen löst die
Zementmatrix auf in dem er sich aus den für die Festigkeit verantwortlichen Si-Hydrate (Alit
und Belit) bildet, wobei ein weißes, kohäsionsloses Pulver, das im feuchtem Zustand pastös
ist, zurück bleibt.
Zielsetzung
Ausgehend von der visuellen Beobachtung im Tunnel wurden Proben des zersetzten Materials
einer mineralogischen Untersuchung unterzogen um abzuklären:
a) welche Art der Schädigung liegt vor, b) woher stammen die Komponenten, die für die
Schädigung verantwortlich sind und c) handelt es sich bei der Umsetzung um einen statischen
(bereits abgeschlossenen) oder einen dynamischen (noch weiter fortschreitenden) Prozess?
Untersuchungsergebnis
Das geschädigte Material im Bosrucktunnel erscheint makroskopisch entweder trocken,
schalenförmig oder feucht, pastös. In beiden Fällen sind feinkristalline Einlagerungen zu
beobachten. Die schadhafte Zone unterbricht die mechanisch feste Bindung zwischen
Mauerwerk
und
Spritzbetonauskleidung.
Mit
Hilfe
von
Röntgenund
Elektronenmikroskopischer Analysen konnte an mehreren Zersatzproben von verschiedenen
Stellen im Tunnel die sekundär gebildeten Sulfatminerale Ettringit, Thaumasit und Gips
nachgewiesen werden. Vereinzelt tritt in den zersetzten Proben metastabiler Vaterit auf. Der
Ettringit erscheint (wie in natürlichen Vorkommen) farblose mit prismatischem bis nadeligem
Habitus. Im Zementstein ist zwischen primär und sekundär gebildetem Ettringit zu
unterscheiden. Während die Bildung von primärem Ettringit (AFt) auf Grund seiner
festigenden Eigenschaft im Beton ein Vorteil ist, ist im Gegensatz dazu die Entstehung des
sekundären Ettringits wegen seiner entfestigenden Wirkung unerwünscht. Eine allfällige
sekundäre Ettringitbildung kann durch einen internen oder durch einen externen Sulfatangriff
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erfolgen. Ursache dafür sind zu hohe Zugaben von Gips bei der Produktion des Zementes
(interner Sulfatangriff) bzw. unter anderem sulfathältige Bergwässer, die den Schwefel durch
den Porenraum des Zementsteins anliefern (sekundärer Sulfatangriff).
Das Erscheinungsbild des Thaumasits ist dem des Ettringits sehr ähnlich. Die nadeligen, prismatischen Thaumasitkristalle sind nur etwas kürzer als die des Ettringits. Der Thaumasit
bildet ein feines, weißes Pulver, welches im Falle eines Wasserangebots, welches im
Bosrucktunnel meistens der Fall ist, eine weiße Paste bildet, die sich zwischen der
Tunnelmauerung und dem Spritzbeton anlagert. Ob sich der Thaumsit direkt aus den
Calciumsilikathydratphasen (CSH-Phasen) durch Reaktion mit Calciumsulfat, Carbonat und
Wasser gebildet hat, oder aus dem zuerst gebildeten Ettringit über Woodfordit (EttringitThaumasit Mischkristall), den CSH-Phasen, Carbonat und CO2 entstanden ist, kann nicht
eindeutig belegt werden. Ettringit-Thaumasit Mischkristalle konnten mit Hilfe der EMSAnalyse aber nachgewiesen werden. Vereinzelt wurde auch Gips in monokliner, dicktafeliger
prismatischer Ausbildung bestimmt. Er bildet sich als erstes Sulfatmineral immer dann, wenn
sehr viel Wasser vorhanden ist.
Für die Bildung der o.a. Sulfatminerale ist die Frage nach der Herkunft des Sulfats von
essentieller Bedeutung. Es kommen mehrere „Sulfat-Quellen“ in Frage. Zum Beispiel SO42-hältiges Bergwasser und/oder das SO2 des Rauchgases aus dem Dampflockbetrieb vor
Aufbringung der Spritzbetonauskleidung. Die Untersuchung von durch die Mauerung
diffundierenden Bergwässern mittels ICP-OES ergaben für diese jedenfalls hohe Gehalte an
SO42- und Cl-.
Um die Herkunft des für die Zersetzung verantwortlichen Sulfats eindeutig klären zu können
wurde die ∗34SCD Isotopensignatur mehrer Proben des geschädigten Spritzbetons von
verschieden Stellen im Tunnel sowie einer im Tunnelbereich aufgefundenen Russprobe
untersucht. Auf Grund der unterschiedlichen Isotopensignatur, Ruß zeigt wegen der
sulfidischen Herkunft (leichter) eine andere Isotopensignatur als die Sulfate (schwerer) des
anstehenden Gebirges, ist eine eindeutige Zuordnung möglich.
Abb. 1 : ∗34SCD Werte der Sulfatminerale (Bos1, 6 und 16) verglichen mit denen der Russprobe (Bos 3) aus dem
Bosrucktunnel.
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Wie im Diagramm (Abb. 1) zu erkennen, unterscheiden sich die Proben mit den sekundär
gebildeten Sulfatmineralen in ihren ∗34SCD Werten deutlich von denen der Russprobe. Alle
Werte für die Sulfatminerale liegen im Erwartungsbereich für Evaporite (+ 10 - +27‰),
hingegen die der Russprobe in dem für Kohle (–3 - + 12‰). Die Sulfatminerale zeigen ∗34SCD
Werten von +14,79 – +22,18‰, während die des Russes bei +3,38 - +4,12‰ liegen.
Zusammenfassung:
Die mineralogischen Untersuchungen der geschädigten Spritzbetonauskleidung des
Eisenbahntunnels Bosruck haben gezeigt, dass
a) die Schädigung durch einen Sulfatangriff unter Bildung der Sulfatminerale Ettringit,
Thaumasit und Gips hervorgerufen wurde,
b) die Komponenten einerseits von der Spritzbetonauskleidung, vom Mauerwerk und auf
Grund der ∗34SCD Isotopensignatur von SO42-- hältigen Bergwässern stammen
(Rauchgase aus dem ehemaligem Dampflokbetrieb scheiden als Schwefelquelle aus),
c) die Umsetzung ein dynamischer Prozess und noch nicht abgeschlossen ist und daher
noch weiter fortschreiten wird.
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FORMATION, STABILITY AND PRESENCE OF MAGNESIUM
NITRIDE IN MAGNESIUM RECYCLING PROCESSES
Christoph BAUER1, Aberra MOGESSIE1 & Ulrike GALOVSKY2
1
2
Karl-Franzens Universität Graz
Leichtmetall Kompetenzzentrum Ranshofen
In this study an attempt has been made to find methods of detecting magnesium nitride and to
investigate in which part of the magnesium recycling process it is concentrated.
As a light metal, magnesium has several interesting properties which enable it to be used in
the automotive industry. Among the most important properties are its density and strength.
Molten magnesium is unstable when exposed to air, and the usage of cover gases like SO2 or
SF6 is necessary. For purifying the alloys, nitrogen is blown through the melt, so that
impurities adhere to the bubbles’ surface and form compounds, which can be easily separated
by gravitation. To produce high quality magnesium alloys, it is necessary to investigate the
nitrogen compounds and their disposition.
In moisture bearing environment, exothermic reactions take place when magnesium nitride
reacts to ammonium and brucite and also when aluminium nitride reacts to ammonium and
gibbsite. Because of this, it is essential to avoid any contact with moisture during the whole
sampling and preparation process. The samples were exclusively handled in argon
atmosphere.
An exothermic reaction takes place when magnesium nitride reacts to ammonium and brucite
and with increasing temperature to periclase according to reactions (3) & (4) given below.
Mg3N2 + 6H2O → 3Mg(OH)2 + 2NH3
Mg(OH)2 → MgO + H2O
(3)
(4)
Aluminium nitride decomposes and forms ammonium and gibbsite or corundum depending
on the temperature of reaction (reactions (5) & (6).
AlN + 3H2O → Al(OH)3 + NH3
(5)
2Al(OH)3 → 3H2O + Al2O3
(6)
As a result the following questions have been dealt with in this study:
1. Has a possible homogenously dispersed-nitrogen phase formed by the introduction of
nitrogen in the alloy? If so, is it possible to document the formation of AlN caused by
the catalyzing effect of Mg3N2 on nitridation, which is well documented in aluminium
alloys (HOU et al., 1995)? Is it possible to prove this way of nitridation?
2. Are the nitrides in the alloy? Will they sink into the slag because of their greater
density or will they float with the bubbles and accumulate in the dross?
3. After the casting process the hot pig irons come in contact with the nitrogen-bearing
conveyor gas and the nitrogen from the air during cooling. If a nitridation reaction
takes place, is it limited to the surface or is there a possibility for complete nitridation
due to the porosity of the pig irons?
Here, the passivation effect (HOU et al., 1995) plays an important role, because a
protective layer of AlN would then cover the pig iron. On the other hand, the presence
of Mg3N2 makes this layer porous and allows diffusion of nitrogen to take place.
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The question now is if there is enough aluminium in the alloy to form this AlN layer.
The possibility or the amount of nitrogen diffusion into the pig iron is controlled by
the surface properties related to the formation of brucite and nitrides.
Apart from the melt, oxides and nitrides can be found in the magnesium recycling process.
Despite the greater density, the impurities do not only sink down into the slag; they rather
adhere at the bubbles and accumulate in the dross. While the alloy is free of impurities, high
concentrations of oxides are found in the slag and both nitrides and oxides accumulate in the
dross.
Due to their crystallinity and Raman activity the nitrides were detected with X-ray Diffraction
and Raman Spectroscopy. With the Scanning Electron Microscope (SEM) it was difficult to
analyze small concentrations of nitrides since large, stable crystals were absent and the carbon
coating absorbs the nitrogen Kα line.
While the decomposition of aluminium nitride was very slow, magnesium nitride reacted
more rapidly. A decomposition curve was constructed to document the rate and form of
decomposition. By tempering, the decomposition product of magnesium nitride, brucite, got
well crystallized. Due to its Raman activity, its characteristic morphology and good
crystallinity, brucite acted as an indirect proof of the presence of magnesium nitride. With
these unambiguous methods of detecting nitrides, we have clearly documented in this study
that nitrides accumulated neither in slag nor in alloy, but are exclusively present in the dross.
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GEOCHEMISCHE HINWEISE FÜR PANAFRIKANISCHE
PLATTENTEKTONIK VOM MOZAMBIQUE BELT IN SE KENYA
UND NE TANZANIA
Andreas H. BAUERNHOFER1 Christoph A. HAUZENBERGER2,
Eckart WALLBRECHER1, Georg HOINKES2, Sospeter MUHONGO3, Aberra MOGESSIE2,
Harald FRITZ1, Jürgen LOIZENBAUER1, Veronika TENCZER1,2, Norbert OPIYOAKECH4, Eliott M. MATHU4
1 Karl-Franzens-Universität Graz, Institut für Erwissenschaften, Bereich Geologie und Palaeontologie,
Heinrichstrasse 26 ([email protected])
2 Karl-Franzens-Universität Graz, Institut für Erdwissenschaften, Bereich Mineralogie und Petrologie,
Universitätsplatz 2/II
3 Department of Geology, University of Dar es Salaam, Tanzania
4 Department of Geology, University of Nairobi, Kenya
Die geochemische Analyse von Gneisen (Metagranitoiden) und Amphiboliten des Taita HillsGalana River Gebietes in SE Kenya lässt ein breitgefächertes geotektonisches Milieu
vermuten (Bauernhofer, 2003; Frisch & Pohl, 1986). Sowohl Metabasite als auch Gneise
variieren hinsichtlich Anreicherung und Muster der Seltenen Erden oder der Verteilung
anderer inkompatibler Elemente (z. B. HFS Elemente). Die zum Teil subduktions- und
riftbezogenen Charakteristika gehen einher mit einem Auftreten der Gesteine in
unterschiedlichen tektonostratigraphischen Einheiten (z. B. Überschiebungs- oder
Blattverschiebungsbereich). Die Einheiten könnten unterschiedlichen panafrikanischen
Gebirgs-bildungszyklen (Suturen) angehören. Aus Datierungen (Hauzenberger, 2003) geht
hervor, dass in den Taita Hills (Überschiebungsbereich) granulitfazielle Bedinungen ungefähr
um ~650 Ma erreicht wurden während die Galana River Scherzone granulitfazielle
Metamorphose um etwa ~540 Ma andeutet.
Eine häufig leukokrate Variät von Gneisen zeigt tholeiitischen Chemismus und ist
bevorzugt zwischen dem Überschiebungs- und Blattverschiebungsbereich anzutreffen. Die
Gesteine sind oftmals verfaltet, bilden langesstreckte Rücken und enthalten eine Vielzahl an
mafischen Enklaven und Gängen. Im Vergleich zu anderen kalkalkalinen Gneisen sind
niedrigere Gehalte der leichten Seltenen Erden, LIL- und HFS Elemente feststellbar. Der
Ursprung dieser Gesteine könnte im Zusammenhang mit der Subduktion an intraozeanischen
Inselbögen stehen (M-Typ Granitoide). Intrusionsalter (Hauzenberger, 2003) belegen eine
bereits früh-neoproterozische Bildung (>900 Ma) subduktionsbezogener Metagranitoide.
Diese können als erste Hinweise einer panafrikanischen Konvergenz (Großkontinent
Gondwana) interpretiert werden.
Anzeichen für eine vergleichbare geologische Situation finden sich in den Pare
mountains in NE Tanzania. Mafische- bis ultramafische Gesteine zeigen geochemische
Signaturen die mit Subduktions- und Riftmagmatismus in Verbindung stehen könnten
(Bauernhofer, 2003). Gesteine ophiolitischer Affinität, wie bereits in SE Kenya dokumentiert
(z. B. Frisch & Pohl, 1986), könnten ebenfalls vorhanden sein.
Literatur
BAUERNHOFER, A.H, 2003. Tectonic setting of early- to late Pan-African structures from the Mozambique Belt
in SE Kenya and NE Tanzania. Dissertation, Karl-Franzens-Universität Graz.
Frisch, W., Pohl, W., 1986. Petrochemistry of some mafic to ultramafic rocks from the Mozambique Belt, SE
Kenya. Mitt. österr. geol. Ges. 78, 97-114.
HAUZENBERGER, C.A., 2003. The Mozambique Belt of SE-Kenya and SW-Tanzania, East Africa: mineralogy,
petrology and geochronology. Habilitationsschrift, Karl-Franzens-Universität Graz.
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POROSITÄTSERHALTENDE CHLORITZEMENTATION IN
VULKANOKLASTISCHEN SANDSTEINEN, SAWAN (PAKISTAN)
Anna BERGER & Susanne GIER
Institut für Geologische Wissenschaften, Universität Wien, Althanstraße 14, A-1090 Wien
Im Jahr 1998 fand die OMV AG bei Explorationstätigkeiten in Pakistan das große Gasfeld
Sawan, das ca. 500 km nordöstlich von Karachi im Industal liegt. Kretazische Sandsteine
(Oberalb-Cenoman) der Lower Goru Formation bilden das Speichergestein für die
Gasvorkommen im Middle Indus Basin. Diese vulkanoklastischen Sandsteine weisen in
Tiefen von 3000-4000 m noch außergewöhnlich hohe Porositäten auf. Dies gab Anlass zu
vertiefenden Untersuchungen der diagenetischen Entwicklung dieser Sandsteine.
Analysiert wurden 23 von der OMV AG zur Verfügung gestellte Bohrkernproben aus drei
verschiedenen Bohrungen des Feldes Sawan, die aus Tiefen von 3258,6 bis 3447,85 m
stammen. Folgende Methoden wurden für die Untersuchung der Sandsteine herangezogen:
Dünnschliffmikroskopie, Röntgendiffraktometrie (XRD), Elektronenstrahlmikrosonde
(EMS), Kathodenlumineszenz und Rasterelektronenmikroskopie (REM).
Die Sandsteine können nach Folk (1968) als Subarkosen bis lithische Arkosen und als
Sublitharenite bis feldspatreiche Litharenite klassifiziert werden. Die mineralogischen
Hauptkomponenten der Sandsteine sind Quarz (mono-, polykristallin), Feldspat (meist
Kalifeldspat, weniger Plagioklas) und Gesteinsfragmente (vulkanoklastisch, alteriert);
untergeordnet kommen Karbonate, Glimmer (Muskovit, Biotit), Glaukonite, Chlorit und
Hornstein vor. Akzessorische Gemengteile sind Ti-Oxide, Apatit, Zirkon und Sphalerit.
Die Tonfraktion (<2 µm-Fraktion) der Sandsteine setzt sich aus Fe-Chlorit (Chamosit) und
Illit zusammen.
Typische Diageneseerscheinungen wie Kompaktion, Zementation durch Karbonat und Quarz
und sekundäre Lösungsporosität konnten erkannt werden. Die Sandsteine weisen aber
außerdem eine auffällige, diagenetisch bedingte Chloritzementation in Form von
kornumgebenden Säumen auf. REM-Untersuchungen machten das Vorhandensein von zwei
Chloritsaum-Generationen deutlich. Die Bildung der Chloritsäume erfolgte nach einer ersten
Kompaktion, da an den Korngrenzen kompaktierter Quarzkörner kein Chlorit detektiert
werden konnte. Im Dünnschliff ist zu erkennen, dass die Bereiche mit diesen authigenen, gut
ausgebildeten Chloritsäumen höhere Porosität besitzen als jene ohne. Diese Art der
Chloritneubildung hat eine auf die Quarzzementation hemmende Eigenschaft (Anjos et al.,
2003) und wirkt daher porositätserhaltend.
Als Quelle für den neugebildeten Chlorit sind die alterierten, vulkanischen Gesteinsfragmente
wahrscheinlich. Mit der Mikrosonde durchgeführte quantitative Analysen der Chloritsäume,
des porenfüllenden Chloritzementes und der chloritisierten Partikel zeigten eine ähnliche
chemische Zusammensetzung.
Literatur
ANJOS, S.M.C., DE ROS, L.F., SILVA, C.M.A. (2003): Chlorite authigenesis and porosity preservation in the
Upper Cretaceous marine sandstones of the Santos Basin, offshore eastern Brazil.- Int. Assoc. Sedimentol.
Spec. Publ. 34: 291-316.
FOLK, R.L. (1968): Petrology of sedimentary rocks.- Hemphill´s, Austin, TX, 107p.
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PALYNOLOGY OF THE TRIASSIC – JURASSIC TRANSITION IN THE
TIEFENBACHGRABEN SECTION – NORTHERN CALCAREOUS
ALPS
Nina BONIS1, Wolfram M. KÜRSCHNER1 & Leopold KRYSTYN2
1
Palaeo-Ecology, Laboratory of Palaeobotany and Palynology, Utrecht University, Budapestlaan 4, 3584 CD
Utrecht, NL
2
Department of Palaeontology, Geozentrum, University of Vienna, Althanstr. 14, A 1090 Vienna, Austria
The end of the Triassic is characterized by biotic turnovers in both the marine and terrestrial
realm. The palynological record during the Triassic-Jurassic transition, however, is quite
controversial as palynological data from North America (Newark basin) suggested a major
extinction followed by a spore spike whereas European data, so far gathered, do not show
such patterns. We present the results of a palynological study of the Tiefenbach section,
which is located in the Northern Calcareous Alps in the Salzkammergut. 30 samples have
been analysed from the Pre-planorbis beds and the lower part of the Grauer Lias Basiskalk
and a miospore zonation has been established. Pollen and spore assemblages show distinct
changes throughout the section studied. Palynomorph assemblages from the lower part are
dominated by the Corollina, Ricciisporites and Vitreisporites. A distinct decline of C. torosus
and Vitreisporites and a concomitant increase of spores (Calamospora, Deltoispora,
Concavisporites, Convolutispora) 3m above the base of the Pre-planorbis beds. The most
striking feature of at this level is the sudden increase in fungal remains. Then, Heliosporites
becomes increasingly abundant while Corollina frequencies increase again. Trachysporites
and bisaccate pollen (Pinuspollenites) become abundant in the uppermost part of the section
studied while Ovalipollis disappears. Whereas marine palynomorphs are abundant in the
lowermost part of the pre-planorbis beds, they are virtually absent in the middle part. A
distinct increase of dinoflagellate cysts and acritarchs indicate a transgression at the base of
the Grauer Lias Basiskalk. The palynological T-J boundary may be drawn 6m above the base
of the Pre-planorbis beds.
In terms of vegetation history, the distinct decline of Corollina and Vitreisporites indicate the
destruction of a significant part of the woody vegetation (conifers and seedferns =
Cheirolepidaceae and Caytoniales). Increasing spore abundance, such as Heliosporites and
Porcellispora indicate the proliferation of pioneer vegetation consisting of club moss and
liverworts.
The increase of Corollina and Pinuspollenites abuncance indicate the reestablishment of the arborescent vegetation. The observed pattern is similar to that of the
vegetation succession reported from the End Permian crisis.
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NEW DATA ON THE JURASSIC STRATIGRAPHY OF BRINJE
(CROATIA – OUTER DINARIDES) – AN INTERESTING TUNNEL
PROFILE FROM THE UPPER RHAETIAN TO JURASSIC
Peter BERGER1, Hans-Jürgen GAWLICK1 & Felix SCHLAGINTWEIT2
1
Department für Angewandte Geowissenschaften und Geophysik, Lehrstuhl für Prospektion und angewandte
Sedimentologie, Peter-Tunner Straße 5, 8700 Leoben, Austria
2
Lerchenauerstraße 167, 80935 München, Deutschland
In the region of the new highway building Bregana-Zagreb-Dubrovnik, in the part of the
tunnel Mala Kapela South – Zuta Lokva from Brinje to Zuta Lokva, the mountain has been
investigated by means of 200 thin-sections stratigraphically and microfacially, including both,
outcrop samples (OT series) and from the tunnel itself (TM series). Palaeogeographically, the
succession belongs to the Outer Dinarides of the Adriatic-Dinaric Platform.
The Triassic/Jurassic boundary is not marked by a lithological change, but is characterized by
a gradual transition. The Jurassic series of a shallow water facies has been evidenced
stratigraphically by means of benthic foraminifera from the Upper Sinemurian to Lower
Pliensbachian to the Kimmeridgian (? Tithonian).
While the reconstruction of the general facies evolution in this area is comparable well
known, e.g. TISLJAR (2002) and VELIC (2002), including also stratigraphical,
sedimentological and mikrofacies data, the palaeogeographical position especially of the
lower and middle-upper Jurassic series needs further precision.
The succession is composed as follows:
The oldest parts can be dated as uppermost Rhaetian with the occurrence of Griphoporella
curvata (GÜMBEL) PIA and Tetrataxis? inflata KRISTAN and Tetrataxis? nanus KRISTANTOLLMANN. These are foraminifera-rich packstones containing also scattered remains of reefbuilding organisms.
The early Liassic consists of packstones of reduced thicknesses and couldn´t be dated
biostratigraphically. The upper parts comprise dark-brownish and slightly bituminous
mudstones, partly showing brecciation, algal laminites, foraminifera wackestones with
Palaeomayncina termieri (HOTTINGER) or Amijiella amiji (HENSON), poorly fossilized
peloidal packstones of presumably faecal origin and Favreina wackestones. A further
characteristic microfacies type are wackestones, composed almost exclusively and in great
abundances of the tubes of Porferitubus buseri SENOWBARI-DARYAN. The rare ooidal
grainstones, sometimes with high abundance of oomoldic ooids, can be interpreted as tidal bar
deposits since these are not in any connection to external platform facies. In conclusion, the
Liassic sediments can be ascribed to a mud flat facies due to their microfacies characteristics.
With the occurrence of Palaeomayncina termieri (HOTTINGER) they are of Upper-Sinemurian
to Lower Hettangian age (BASSOULLET 1997). The microproblematicum Porferitubus buseri
was so far only known from Norium-Rhaetium reefal limestones (BERNECKER 1996).
The Dogger couldn´t be dated stratigraphically, because of the lack of marker microfossils
and partial dolomitization. In the area of Velika Kapela, a comparable Jurassic section with
dolomitic parts in the Upper Liassic – Lower Dogger and the Oxfordian has been described
by MATICEC et al. (1997). In the Upper Jurassic part of our section there are also mudstones,
but much less frequent than in the Liassic. There are wackestones partly containing
Alveosepta jaccardi (SCHRODT) enriched in certain layers, indicating the time-span Upper
Oxfordian to Lower Kimmeridgian (BASSOULLET, 1997). Some kind of back-reef facies is
represented by Bacinella bindstones with „Rivulariaceae“ and also biosparitic packstones
with Labyrinthina mirabilis WEYNSCHENK and trocholinids. The occurring stromatoporoidcoral limestones and the laterally associated back-reef can be dated as Kimmeridgian with
„Kilianina“ rahonensis FOURY & VINCENT, Labyrinthina mirabilis WEYNSCHENK and
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Conicokurnubia orbitoliniformis SEPTFONTAINE. In the Gorski Kotar region, C.
orbitoliniformis occurs in the lower part of the Kimmeridgian (Heteroporella anici Zone)
according to TISLJAR & VELIC (1993). The most abundant stromatoporoid is Actinostromina
grossa (GERMOVSEK). Further microfossils include Mohlerina basiliensis (MOHLER),
Thaumatoporella, Lithocodium-Bacinella and fairly common Nipponophycus ramosus YABE
& TOYAMA. Dasycladales are extremely rare in the whole investigated profile; in the Upper
Jurassic we find rare Salpingoporella cf. johnsoni (DRAGASTAN) und Dissocladella? sp. For
the reefal limestones, VELIC et al. (2002: S. 131) indicate a Middle Kimmeridgian/Tithonian
age.
A carbonate slope/ramp facies is represented by fine-grained packstones with echinoid and
sponge remains as well as tubiphyts. Noteworthy, that in this part also dolomites occur.
From the Oxfordian-Kimmeridgian boundary onwards the installation of a shallow water
platform started first with lagoonal sediments. During the lower Kimmeridgian, after a
regressional phase, the installation of a carbonate ramp took place, correlated with a sea-level
highstand, followed by a regressive-transgressive cycle, leading also to the formation of the
dolomites presumably under early-diagenetic (?evaporitic) conditions. These are followed by
massive reefal limestones with a stromatoporoid-coral assemblage, representing a sea-level
highstand und probably passing also into the Tithonian. This succession corresponds in its
microfacies and lithology the most that one described by VELIC et al. (2002). Due to our new
results, however, some minor modifications of facies zones are necessary for the region of
Brnje.
The sedimentary Jurassic succession of shallow water origin, is clearly distinguished from the
Jurassic series known from the Southern Alps, Eastern Alps or the Carpathians. This also
accounts for the reconstructed thicknesses of different stratigraphic levels. In addition there a
also differences in biofacies, e.g. the occurrence/absence of certain microfossils. For example,
the larger benthic foraminifera Conicokurnubia orbitoliniformis SEPTFONTAINE so far known
from Tunisia, Turkey (type-locality) and the Dinarides is missing in Kimmeridgian shallow
water limestones of the Northern Calcareous Alps. Also in areas where the Triassic/Jurassic
boundary isn´t marked by a carbonate platform drowning as in the Northern Calcareous Alps,
such as the Dinarids or Morocco, certain microfossils that disappeared in the former persisted
in the Liassic such as tetrataxid foraminifera (e.g. BASSOULLET et al., 1999).
In conclusion, these observations clearly demonstrate, that the Eastern and Southern Alps on
the one side and the Dinarides on the other side were clearly separated palaeogeographically
from each others in Early to early Late Jurassic times, whereas in Rhaetian and Late Jurassic
times the sediments show a similar facies evolution. These results have to be proofed in a
greater regional scale.
References
BASSOULLET, J.-P. (1997a): Les Grands foraminifères. – In: CARIOU, E. & HANTZPERGUE, P. (coord.),
Biostratigraphie du Jurassique ouest-européen et Méditerranéen. – Bull. Centres Rech. Explor.-Prod. ElfAquitaine, Mém., 17: 293-304; Pau.
BASSOULLET, J.-P., BOUTAKIOUT, M. & ECHARFAOUI, H. (1999): Deux nouveaux genres, Palaeocyclammina et
Ijdranella, foraminifères (Textulariina) dún niveau Liasique à Orbitopsella praecursor (Gümbel) du
Moyen Atlas (Maroc). – Rev. Micropal., 42/3: 213-230; Paris.
BERNECKER, M. (1996): Upper Triassic reefs of Oman Mountains: Data from the South Tethyan Margin. –
Facies, 34: 41-76; Erlangen.
MATICEC, D., VLAHOVIC, I., FUCEK, L., OSTRIC, N. & VELIC, I. (1997): Stratigraphy and tectonic relationships
along the Senj-Ogulin Profile (Velika Kapela Mt., Croatia). – Geol. Croatica, 50/2: 261-268; Zagreb.
TISLJAR, J. & VELIC, I. (1993): Upper Jurassic (Malm) shallow-water carbonates in the Western Gorski Kotar
area: Facies and depositional environments (Western Croatia). – Geol. Croat., 46/2: 263-279; Zagreb.
VELIC, I., TISLJAR, J., VLAHOVIC, I., VELIC, J., KOCH, G. & MATICEC, D. (2002): Palaeogeographic variability
and depositional environments of the Upper Jurassic carbonate rocks of Velika Kapela Mt. (Gorski Kotar
area, Adriatic Carbonate Platform, Croatia). – Geol. Croatica, 55/2: 121-138; Zagreb.
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EVIDENCE FOR HIGH TEMPERATURES IN QUARTZITIC
SANDSTONE DEFORMED UNDER A NEOPROTEROZOIC GLACIER
Michel BESTMANN1, A. Hugh Neville RICE1, F. LANGENHORST2, F. HEIDELBACH2 &
Bernhard GRASEMANN1
1
Department of Geological Sciences, Vienna, Austria
2
Bayerisches Geoinstitut, Bayreuth, Germany
Introduction
It is a well-known phenomenon that moving glaciers can produce striations in the underlying
bedrock. In this study, we characterise and discuss the deformation microstructure formed in a
quartzitic sandstone under a Neoproterozoic glacier using optical microscopy, electron
backscatter diffraction (EBSD) and cathodoluminescence (CL) in the scanning electron
microscope (SEM), and by transmission electron microscopy (TEM).
Regional setting
The Oaibaccanjar´ga (Bigganjarga) outcrop in E. Finnmark, N. Norway, exposes a striated
smooth surface of cross-bedded sandstones of the Tanafjord Group, overlain by a lens of
diamictite of the Smalfjord Fm. (Neoproterozoic, Marinoan). Generally, the striated platform
has a sandpaper-like surface but some striations have preserved a thin (<1.5 mm) translucent
polished surface exhibiting a platy fabric in the SEM (Rice and Hofmann, 2000). This thin
layer forms the basis of the microstructural studies described here (Fig. 1a). The striations are
generally believed to have formed by the movement of the diamictite over the sandstone. The
striations, which can be a metre long, trend ~103° and ~325°, subparallel to other
Neoproterozoic striations in the region. The whole succession is very gently folded on a
kilometre scale; no cleavage is seen in nearby silty rocks. Illite crystallinity in overlying
pelitic units indicate a diagenetic to low anchizone alteration.
Results and discussion
The undeformed bedrock is a relatively pure quartz sandstone with a dominant grain size
range of 200-500 µm. CL images reveal that detrital quartz grains are well rounded and spherical. Quartz cementation seems to have occurred after considerable compaction, since adjacent grains are frequently in contact and show pressure solution features. Optically, the quartz
grains show uniform to weak undulose extinction. The latter can be related to free dislocations and low-angle subgrain boundaries, observed by TEM.
Towards the polished surface (striation) the microstructure is characterised by a sharp deformation gradient. In the optical microscope, pronounced undulatory extinction goes along
with patchy grain segmentation – sometimes localized in intra- and transgranular microfaults
(Fig. 1a). Directly under the polished surface, fine-grained zones cut sharply through the
sandstone fabric and develop a flow fabric parallel to the surface. Some segmented quartz
grains are also elongated parallel to the surface, surrounded by fine-grained quartz material.
Orientation maps constructed from EBSD data reveal low-angle subgrain boundaries and
Dauphiné twin boundaries in segmented clasts. Low-angle subgrain boundaries and grain segmentation are associated with microcracks visible in CL images. Occasional intragranular
fluid inclusion trails decorate subgrain boundaries and give evidence of healed microfractures.
Analysis of misorientation axes indicate, at least for some of the deformed quartz grains, that
microcracks initiated crystallographically controlled block rotation at the microscale. The
appearance and density of Dauphiné twin boundaries varies within the samples, showing the
highest concentration of twins in areas with the cataclastic deformation microstructure. TEM
observations show that the twin boundaries are free of partial dislocations and follow a zigzag
pattern. Dauphiné twins are usually interpreted as the result of the α- to β-quartz transformation but a mechanical formation mechanism has also been described. Since the atomic
movements in the Dauphiné twin operation are small and do not involve the breaking of Si-O
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bonds they may not result in the formation of partial dislocations. Thus, it is difficult to distinguish the transformation from the deformation mechanism.
In fine-grained parts of the deformation zone, TEM analyses reveal grain sizes between
0.2-1 µm (Fig. 1b). In general, the grains are almost completely free of dislocations, in
contrast to the higher dislocation densities in larger quartz grains or fragments. A compact
grain boundary network with frequent 120° triple junctions characterizes the microstructure of
the fine-grained areas, whereby interstitial voids are rare. This microstructure, with 120°
junctions, points to an equilibrium formation at elevated temperatures, either by solid-state
recrystallization or by crystallization from a silica melt. A cementation process is unlikely to
explain the observed microstructure, since cement phases such as carbonates and pores are
absent. It is also unlikely that the observed microstructure reflects an overgrowth of quartz,
since the solubility of quartz and the rate of precipitation depend on temperature (Dove and
Rimstidt, 1994), and for such a scenario the conditions were around the freezing point. The
fine-grained microstructure is similar to that of shock veins representing the quench products
of frictional melting (Langenhorst and Poirier, 2000; Langenhorst et al., 2002). Langenhorst
and Poirier (2000) and Langenhorst et al. (2002) have shown that crystallization from a melt
may occur in one second or even less. Such a rapid solidification process would explain why
the cataclastically fractured zone has not been removed by the ongoing movement of the
glacier across the bedrock. The temperature needed for frictional melting can only be
generated in this environment by the sudden release of high stresses, which built up between
pebbles and bedrock over a relatively long time span. Calculations are in progress.
Conclusions
The movement of a Neoproterozoic glacier across quartzitic sandstone has produced a 1-1.5
mm thick zone of brecciation forming a surface polish. The initial deformation mechanisms
during brittle failure were cataclastic processes, including microfracturing and frictional
sliding. The compact grain fabric of the fine-grained microstructure (grain size 0.2-1 µm),
with 120° triple junctions in the cataclastic zone, is probably related to friction-induced partial
melting and subsequent crystallization, caused by stress-induced seismic events of sliding
pebbles across the quartzitic sandstone bedrock. The high concentration of Dauphiné twins in
highly deformed cataclastic zones is compatible with this high temperature event.
Fig. 1. (a) Deformed microstructure of quartzitic sandstone directly under striated surface. (b) TEM micrograph
of fine-grained microstructure in highly deformed zone. Note compact grain boundary network with straight
grain boundaries and approximately 120° triple junctions (arrows). Grains are free of dislocations except
elongated grain.
References
DOVE, P.M., RIMSTIDT, J.D., 1994. Silica-water interactions. Reviews in Mineralogy 29, 259-308.
LANGENHORST, F., POIRIER, J-P., 2002. Anatomy of black veins in Zagami: clues to the formation of highpressure phases. Earth and Planetary Science Letters 184, 37-55.
LANGENHORST, F., POIRIER, J-P., DEUTSCH, A., HORNEMANN, U., 2002. Experimental approach to generate
shock veins in single crystal olivine by shear melting. Meteoritics and Planetary Science 37, 1541-1553.
RICE, A.H.N., HOFMANN, C.-C., 2000. Evidence for a glacial origin of Neoproterozoic III striations at
Oibaccannjar`ga, Finnmark, northern Norway. Geological Magazine 137, 355-366.
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CONSIDERATIONS ON THE LITHOSPHERE COMPARTMENTS AND
THEIR DYNAMICS ON THE ROMANIAN TERRITORY, AS
INFERRED FROM GEOPHYSICAL DATA
Lucian BESUTIU, Gelu GHIOCA, Luminiţa ZLAGNEAN & Dorel ZUGRAVESCU
Institute of Geodynamics of the Romanian Academy, 70201 Bucharest, 19-21, Jean Louis Calderon St.,
ROMANIA, e-mail: [email protected]
Plate geometry
Both seismic and magnetotelluric soundings (MTS) revealed large variation in the lithosphere
thickness on the Romanian territory, which are not consistent with some previous ideas
concerning the existence of a unique tectonic plate. There is an 80 km thick lithosphere for
the Transylvanian Depression, 120-150 km within the Moesian Platform, and more than 150
km within the Moldavian Platform, that is part of the East European Platform. Consequently,
a three-plate tectonic model for the Romanian territory was considered. East European Plate
(EEP), Moesian micro-plate (MoP), and the Intra-alpine micro-plate (IaP) met each other
within Vrancea active seismic area, where MTS data pointed out the asthenosphere even
deeper, at about 250 km. Large lithosphere discontinuities, well outlined by geophysical
investigations, such as Tornquist-Teisseyre (TTZ) compression zone, Peceneaga-Camena
Fault (PCF) and the Trans-Getica Fault (TGF) strike-slip contacts separate the abovementioned plates.
Plate dynamics
Past to recent dynamics of the above mentioned lithosphere compartments is further discussed
in the paper with special emphasize on the consequences of the Black Sea opening. It seems
that during the Late Paleozoic – Early Triassic, very likely associated to the large geodynamic
event that split the SW margin of EEP and generated the East Carpathians rifts, an important
segment of the EEP was pushed westward along TGF, as a first stage in creating the MoP.
Evidence to support this hypothesis are Archean granodiorite rocks and basic Lower Triassic
effusives, rather similar to rocks occurring within EEP, met by deep drillings in the western
MoP basement.
Next major geodynamic event, which could be partly coeval to the Cretaceous flysch ocean
closure, started during Late Cretaceous, when crust extension related to the W Black Sea
basin opening partly removed the above mentioned EEP derived terranes and created the
Dobrogean sector of the Moesian Platform. MoP was split into several crustal slivers, by reactivating or creating major crustal faults such as: St. Gheorghe, Peceneaga-Camena, OstrovSinoe, Capidava-Ovidiu, Intramoesian fault, Varna-Giurgiu, etc.
Crust shortening took place in various circumstances. East Carpathians, crust expelled met the
inclined boundary of TTZ and came into an oblique subduction to which peculiarities of
volcanism in the southernmost Harghita Mts seem to be related. South Carpathians, crustal
slivers faced the vertical margin of the IaP, and provoked a lithosphere buckling, well
reflected in the lowest gravity low on the Romanian territory, which lies in front and not
beneath the highest mountains in the country.
It seems that the W Black Sea opening also induced an excess in the velocity of MoP that
broke the geodynamic equilibrium and created circumstances for the genesis of an unstable
triple junction in the bending area of East Carpathians. The strange peculiarities of the
intermediate-depth seismicity within Vrancea area, with its strictly confined, nearly vertical
hypocenters location, could be easily explained by the presence of an unstable transformtransform-compression triple junction.
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Fig. 1 Crust shortening consequences related to the W Black Sea opening and recent dynamics within SE
Carpathians. Dots mark epicenters of normal earthquakes along major faults within MoP: SGF, St. Gheorghe
Fault; COF, Capidava-Ovidiu Fault; IMF, Intramoesian Fault; VGF, Varna-Giurgiu Fault
Tectonic forces driving the three plates pushed down the lithosphere block squeezed between
MoP, EEP and IaP wedges. High rate of sedimentation (six times higher in the Vrancea
region than in the rest of East Carpathians) and subsequent overthrusting of the East
Carpathians nappes accented the collapse. The penetration of a colder lithosphere block into
the hotter upper mantle led to an obvious thermodynamic disequilibrium. Temperature
accommodation phenomena such as thermal stress, convective cells, phase transform
processes, and devolatilization add new sources to the intermediate-depth seismicity in the
area.
Looking at the map of Europe seismicity, two main seismic belts are outlined on the
Romanian territory. One of them is located along PCF, advocating for a relative displacement
between MoP and EEP. The other one is located within South Carpathians, confessing about
the active strike-slip nature of the MoP northern boundary. It seems that northwestward
displacement along PCF, generated by active rifting in SW Arabian plate, transforms in a
westward movement along TGF, in a similar manner to the tectonic escape along North
Anatolian fault. The hypothesis seems to be well supported by the change in strike of the
regional stress tensor (from NW along PCF to WSW along TGF). Actually, after the Black
Sea ended its evolution, active rifting in SW Arabian Plate seems to offer driving forces for
the present dynamics in the area. Under their action, the above mentioned MoP crustal slivers
relatively move each to another, thus generating normal earthquakes along their wedges,
which explain the unusual seismicity within Moesian Platform. The rather singular
intermediate-depth seismicity within Vrancea zone could be conveniently explained by
dynamics of the postulated unstable triple junction. Statistics for the time span 1940-2000
clearly show how center the seismic activity is moving slowly from NE to SW with a slight
deepening. Earthquake frequency analysis discriminated three vertical clusters located at
various depths: 60-100 km, 100-150 km, and 150-220 km. Distinct time increasing offsets of
these compartments with the depth correlates well with the assumed differentiated effect of
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the convective currents in the asthenosphere, acting at the bottom of the collapsed lithosphere
block.
Gravity experiment
During the year 2004 a gravity experiment to reveal non-tidal gravity change across major
lithosphere contacts on the Romanian territory was conducted. Special concrete pillars have
been implemented along three geo-traverses crossing the three main lithosphere contacts:
PCF, TGF and TTZ. Absolute gravity values were transferred with an L & R gravity meter on
these pillars by using both Romanian national gravity reference network and absolute gravity
stations belonging to European UNIGRACE network. This way two sets of absolute gravity
values achieved after 20 years at the same location could be compared. A significant
difference between them has been pointed out. For instance, gravity change north PCF is two
times higher than south PCF. The distinct gravity behavior for lithosphere compartments
advocates for different geodynamic processes within each tectonic plate. High accuracy
repeated leveling along the three geo-traverses also revealed a distinct crust deformation
across plate boundaries, thus strengthening the postulated existence of major active
lithosphere boundaries in the areas.
Fig. 2:
Vrancea
intermediate-depth
seismicity and nontidal gravity changes
across
major
lithosphere contacts
on the Romanian
territory for a timespan of about 20
years. 1, gravity
change; 2, error bar;
3, epicenters
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TECTONIC GEOMORPHOLOGY AND SEISMICITY ALONG DAUKI
FAULT, NORTHEASTERN BANGLADESH AND EASTERN INDIA
Subrata BISWAS & Bernhard GRASEMANN
Institut für Geologische Wissenschaften, Univerisität Wien, Wien, Austria
The Northeastern flank of peninsular India (part of northeastern Bangladesh and India) is one
of the most tectonically active regions in the world where Late Cretaceous tertiary sediments
together with underlying Jurassic rocks and Precambrian granites/gneiss are exposed along
the southern fringe of Shillong Plateau. The huge pile of sediments of Sylhet Trough is
dissected by E-W and NNE-SSW striking Dauki Fault system. Shillong Plateau is marked by
spectacular gorges, incised river valleys, waterfalls and straight topographic high in it’s
southern boundary where as the northern boundary shows a relatively smoother, staircasetype topography. The eastern part is dissected from Mikir Hills by Kopili River whereas the
Plateau stopped its journey westwards by Brahmaputra River. The Dauki fault system is
segmented at least 4 parts along its more than 300 km long length. One of its branch also
passed through the Alluvium of Northern Sylhet Trough where subsurface slice of Palaeocene
to recent rocks formed a monoclonal nature between the main fault system and the branch.
The branch has been identified by seismic and field investigation. The kink bands like
topography around the Dauki Fault are marked on DEM, which might be caused due to
oblique slip movement alone the Dauki fault. Geomorphic indices like mountain front
sinuosity, valley floor width to height, stream length gradient index, drainage basin
asymmetry and transverse topographic symmetry factor suggest the tectonic activity is much
higher in the eastern part than the western part of the fault. The drainage basin in the east is
tilted towards west. The lineament data (>92) collected from DEM and field investigation
show that most of lineaments along the Dauki fault run though E-W (70°-100°) but some are
also ENE-WSW directed. The lineament (154) in the main plateau area were also calculated,
among which the western part shows the dominancy of 20°-45° set, in the middle part 30°-40°
set is dominated, and 50°-90° set is the main in the eastern part. In all these 3 part, some
lineaments are also striking along 330°-340°. The 3D river network has been established
using SRTM data after filling the voids through software RiverTools™ and gOcad™. The
whole 3D river network of the plateau has been developed to understand the tectonic forcing
on the longitudinal river profile especially on the southern flank of the plateau. The
longitudinal profiles along some rivers in the vicinity of the Dauki Fault show the effect of
active exhumation of the plateau. The available earthquake data from different network has
been collected to find out the possible mechanism for the southern part of the plateau along
with geological fieldwork. Though the earthquake epicentre concentration is greater in Assam
valley but the quantity of earthquake epicentre along Dauki fault, southern part of the plateau
and on Sylhet trough is not negligible. The result does not support the ‘quiescence of tectonic
activity’ along the Dauki fault. The earthquakes in this area mainly follow three directions –
along the Dauki fault, along the Sylhet lineament and along the old Brahmaputa lineament
which actually framing the Sylhet Trough into an oval shape. The seismicity in both south
part of Shillong Plateau and Sylhet Trough is related to the movements along Dauki fault and
its associated faults.
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3D VISUALIZATION OF STRUCTURAL SETTING OF SYLHET
TROUGH OF BANGLADESH
Subrata BISWAS & Bernhard GRASEMANN
Institut für Geologische Wissenschaften, Univerisität Wien, Wien, Austria
Sylhet Trough of Bangladesh is one of the main gas-producing basins located on the
northeastern margin of present Bengal Basin, which is 130 km long, and 60 km wide oval
shape in outline. The Dauki Fault bounds the trough in the north, Madhupur-Tripura threshold
zone in the south, Chittagong-Tripura folded belt in the east and the Hinge zone in the west.
Gravity over –80 mgal in the centre of the basin supports the very thick sedimentary pile. 3D
visualization of available data of surface and subsurface is the powerful technique to
understand the tectonics involved and modelling the geologic history. The data sets used are
the time contours of few available horizons of the trough, interpreted seismic cross-sections,
surface and subsurface geological data and the digital elevation model of the basin. R2V™
has been used to digitise the two-way time contour maps. gOcad™ serves as powerful
software for interpreting the time surfaces to depth surfaces along with well data and crosssections. ArcMap™ is used to plot and to analyse the available geological and field data.
Horizon Upper Marine Shale (Late Miocene) and DupiTila Formation (Plio-Pleistocene)
show refold stuctures at the southeast part of the trough which possibly due to the interaction
between the north-westward moving of Burmese plate with northeast ward moving Indian
Plate. The north-south oriented folds are interpreted by the east-west shortening due to Indian
plate and Burmese Plate collision. The east west structures at the eastern margin are the result
of south directed shortening from Dauki Fault. The huge depression on both Upper Marine
Shale and DupiTila horizons in the vicinity of the fault is the ‘sag pond’ like features
produced due to Dauki fault. The available earthquake data are correlated with the available
geological features like faults, lineaments etc. The kink bands like topography around the
Dauki Fault are marked on DEM. This, together with some poorly preserved slickenslides on
exposed Sylhet Limestone at Jaflong, is a good indication for the possible oblique slip nature
of Dauki fault. The geological field data around the Dauki Fault were interpreted with
ArcMap™, showing the monocline nature at the south of the fault. The alluvium covered
branch of Dauki fault can be traced with the help of seismic and topographic data on DEM.
The extracted data for lineaments are used to interpreting the tectonics of the area. The step
like faults on the west of Madhupur tract, straightness of Brahmaputra river and straight sharp
elevated morphological features on north of Shillong Plateau increase the possibility of a long
transverse strike slip fault of Himalayan system runs from Bhutan along Brahmaputra river
which might stopped the westward propagation of rising of Shillong plateau.
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EIN SPÄTGLAZIALES TRAVERTIN-VORKOMMEN BEI AINET
(OSTTIROL)
Ronny BOCH & Christoph SPÖTL
Institut für Geologie und Paläontologie, LFU Innsbruck
Bei Kartierungsarbeiten der Geologischen Bundesanstalt wurde im Gebiet SE Ainet
im Iseltal das Vorkommen eines kalktuffähnlichen Gesteins festgestellt (frdl. Mitt. J. Reitner),
das im Rahmen einer Diplomarbeit näher untersucht wird. Das Vorkommen liegt zwischen
800 und 900 m Seehöhe an einem steilen, bewaldeten Hang, der aus Paragneisen und
Glimmerschiefern (Altkristallin der Schobergruppe) aufgebaut ist. Über dem Grundgebirge
liegen grobklastische Eisrandsedimente des würmzeitlichen Iselgletschers, die außerhalb des
Untersuchungsgebietes kaum verfestigt sind. SE Ainet sind diese, bis zu mehrere Meter
mächtigen glazigenen Sedimente jedoch lokal durch Karbonat zementiert und werden von
einem Travertin überlagert, der an einer Lokalität früher in geringem Ausmaß auch abgebaut
wurde. Die diagenetische Verfestigung der Eisrandsedimente und die Bildung des bis zu 3 m
mächtigen Travertins sind räumlich eng verknüpft und dürften somit ein und demselben
Prozess zuzuordnen sein. In ersteren finden sich isopache kalzitische Krusten in den
Zwickelhohlräumen zwischen Geröllen, aber auch flowstone-ähnliche Kalzitlagen in Spalten.
Der Travertin selbst setzt mit scharfer Grenze über den Grobklastika ein und ist im unteren
Abschnitt laminiert. Nach oben hin wird die regelmäßige Schichtung undeutlicher und poröse
Lagen werden häufiger. Abdrücke von Kiefernnadeln und Blättern finden sich auf den
Schichtflächen. In einzelnen Aufschlüssen kann man deutlich ein synsedimentäres Abbiegen
der hangparallelen Travertinlagen erkennen (ehemalige Kaskaden bzw. Sinterterrassen). Die
obersten 10-20 cm setzen sich aus einem hochporösen Kalktuff zusammen, in dem
Umkrustungen von stengeligen Pflanzenresten häufig sind.
Petrographische und röntgendiffraktometrische Untersuchungen ergaben, dass der
laminierte Travertin aus einer sehr regelmäßigen Wechselfolge von gut 1 mm dünnen, fast
weißen Aragonitlagen und deutlich dünneren, hellbraunen, Kalzitlagen besteht. Beide
Minerale zeigen ein radiaxial-faseriges Kristallgefüge, das im Falle des Aragonits oft
hemisphärische Aggregate bildet. Als dritter Mikrofaziestyp treten sub-mm dünne
Mikritlagen auf, die lateral oft in den obigen faserigen Kalzittyp übergehen. Sowohl die
Aragonit- wie die Kalzitlagen weisen ihrerseits eine Feinstlamination im Mikrometer-Bereich
auf, die besonders mittels Epifluoreszenz-Mikroskopie gut sichtbar ist. Bis zu 150 einzelne
Laminae konnten innerhalb einer ca. 1 mm dünnen Aragonitlage gezählt werden.
Mittels Mikromill-Verfahren wurden Isotopentraversen durch laminierte
Travertinproben gelegt. Die C und O Isotopenwerte von Kalzit- und Aragonitlagen zeigen
eine deutliche Kovarianz, was auf Verdunstung und Entgasung von Kohlendioxid bei der
Travertinbildung hinweist (cf. Fouke et al., 2000; Spötl et al., 2002). Die C Isotopenwerte von
beiden Mineralen sind auffallend hoch (Kalzit -2 bis -1 Promill; Aragonit entsprechend seiner
höheren Fraktionierung zwischen +1 und +2 Promill). Die O Isotopenwerte der Kalzitlagen (12 bis -11 Promill VPDB) sind stets niederer als die der Aragonitlagen (um -10 Promill
VPDB).
Das gesamte Vorkommen ist fossil und durch Hangsetzung in Teilschollen zerlegt.
Der ehemalige Austrittspunkt des Wassers lässt sich mangels Aufschlüssen nicht feststellen.
Rezente Quellen und Gerinne im Gebiet um das Travertin-Vorkommen zeigen keine
erkennbare Karbonatausfällung. Hydrochemische Untersuchungen an fünf Messstellen
ergaben ein einheitliches Bild der heutigen Quellwässer, die durch relativ hohe Mineralisation
(480 mikroSiemens/cm), hohe Mg/Ca und K/Na Verhältnisse (0.74 bzw. 0.70), erhöhte Sr
(0,4 mg/l), Fluorid (0,2 mg/l), Sulfat (60 mg/l) und Kieselsäure Gehalte (8 mg/l)
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gekennzeichnet sind. Die niederen O-Isotopenwerte (um -12 Promill) sprechen für ein hoch
gelegenes Einzugsgebiet.
Eine Aragonit- und eine Kalzitprobe des Travertins wurden mittels der Th/UUngleichgewichtsmethode datiert und ergaben Alter von 13,2 und 13,8 kyr. Eine
Kalzitzement-Probe aus den liegenden Grobklastika wurde mit 13,5 kyr datiert, fällt also in
die Zeit der Bildung des (hangenden) Travertins. Auffallend ist der hohe U-Gehalt, der auf
intensive Gesteins-Wasser-Interaktionen im ehemaligen Aquifer hinweist. Die Phase der
Travertinbildung lässt sich somit auf das Alleröd eingrenzen und es kann gemutmaßt werden,
dass diese zu Beginn der Jüngeren Dryas (12,9 kyr) zum Stillstand kam, als das Klima rapide
kälter und trockener wurde (Lotter et al., 2000).
Das häufige Auftreten von Aragonit in diesem inneralpinen Vorkommen ist unerwartet
und spricht für thermale Wässer (e.g., Fouke et al., 2000). Rezente Quellen in der näheren und
weiteren Umgebung von Ainet hingegen zeigen keine anomal hohen Temperaturen. Geht man
von einer O Isotopenzusammensetzung des damaligen Quellwassers aus, die ähnlich der
rezenter Wässer in diesem Gebiet war, dann indizieren die gemessenen O Isotopenwerte der
Kalzitlagen Wassertemperaturen um +15 °C, merklich höher als die heutige
Jahresmitteltemperatur von ca. +7 °C. Berücksichtigt man ferner die Rolle der Evaporation
bei der Travertinbildung, dann ergeben sich noch höhere Wassertemperaturen. Die
gemessenen C Isotopenwerte des Travertins sind höher als die typischer Quelltuffe nichtthermaler Quellen und überlappen mit Werten rezenter Travertine heisser Quellen (Fouke et
al., 2000). Das Modell einer tief greifenden hydrothermalen Grundwasser-Zirkulation ist nicht
abwegig, bedenkt man, dass im Gebiet um Ainet die Defreggen-Antholz-Vals (DAV) Störung
das Iseltal überquert.
Die auffallende Kalzit-Aragonit-Rhythmik im mm-Bereich wird analog zu anderen
Travertin-Vorkommen (Guo & Riding, 1992; Kano et al., 2003) auf eine jahreszeitliche
Kontrolle zurückgeführt: Höhere Übersättigung während der Sommermonate führte zur
Ausfällung von Aragonit, während in der kühleren Jahreszeit Kalzit abgelagert wurde. Die
Gründe dafür können in einer saisonalen Änderung des Kohlendioxid-Gehaltes des Wassers
(Renaut & Jones, 1997) und/oder in der verstärkten Verdunstung während der warmen
Jahreszeit gesucht werden. Geht man also von einer jahreszeitlichen Kontrolle der AragonitKalzit Rhythmik aus, dann erscheint für die Lamination im Mikrometer-Bereich ein
tageszeitlicher Ursprung wahrscheinlich. Ein solcher wurde auch seinerzeit für
feinstlaminierte, rein kalzitische, italienische Travertine postuliert (Folk et al., 1985).
Literatur
FOLK, R.L., CHAFETZ, H.S. & TIEZZI, P.A. (1985): Bizarre forms of depositional and diagenetic calcite in hotspring travertines, central Italy. In: Schneidermann, N. & Harris, P.M. (eds.): Carbonate Cements. SEPM
Spec. Publ., 36, 349-369.
FOUKE, B.W., FARMER, J.D., DES MARAIS, D.J., PRATT, L., STURCHIO, N.C., BURNS, P.C. & DISCIPULO, M.K.
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since the Late Glacial Maximum. J. Sed. Res., 72, 793-808.
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QUATERNARY LACUSTRINE PALEOENVIRONMENTAL RECORD:
EVIDENCE FROM STABLE ISOTOPE AND MINERALOGICAL DATA,
WESTERN QAIDAM, CHINA
Ana-Voica BOJAR1, Andrea RIESER2, Franz NEUBAUER2, Hans-Peter BOJAR3,
Johann GENSER1, Yongjiang LIU4 & Xiao-Hong GE4
1
Institute of Earth Science, Geology and Paleontology, Karl-Franzens University, A-8010, Graz, Austria, [email protected]
2
Department of Geography, Geology and Mineralogy, Divison General Geology and Geodynamics, ParisLodron University, A-5020 Salzburg
3
Department of Mineralogy, Landesmuseum Joanneum, A-8010, Graz
4
Faculty of Earth Sciences, Jilin University, 130061 Changchun, China
Introduction
The Himalayas, the Tibetan plateau and the adjacent mountains north of the plateau, are the
most outstanding present-day topographic features resulting from continent-continent
collision (Hodges, 2000). The Neohimalayan tectonic phase had started during early Miocene
and was followed by accelerated denudation within the past few million years. Accelerated
denudation may have been triggered by either tectonic activity, as suggested by recent seismic
movements within the Himalayan Metamorphic Belt, or by enhanced erosion, possibly related
to global climate changes.
The onset of the Indian and East Asian monsoon as well as enhanced aridity in the central
Asia occurred about 8 Ma ago concomitant with a period of significant increase in altitude of
the Tibetan plateau and Northern Hemisphere glaciation (Harrison et al., 1992; Peizhen et al.,
2001). Later intensifications of the East Asian monsoon at 3.6 and 2.6 Ma are also related to
periods of rapid uplift of the north-western part of Tibetan plateau (Red et al., 1998; Qiang et
al., 2001).
The Qaidam basin is located at the northern edge of the Tibetan plateau. The thick PlioceneQuaternary sediments were monitored by tectonic processes related to uplift of the Tibetan
plateau as well as by climatic changes related to the plateau growth and development of the
monsoon. Different approaches were used in order to monitor Cenozoic environmental
changes from the sedimentary record of the basin. These include pollen analysis, stratigraphy,
dating of evaporite deposits, stable isotopes of fluid inclusion in evaporites as well as
evolution of salt lakes (Kenzao and Bowler, 1986; Phillips et al., 1993; Yang et al., 1995; Liu
et al., 1998; Wang et al., 1999).
In this study we reconstruct Quaternary paleoenvironmental conditions by examining
mineralogy, fabrics and geochemistry of climatic sensitive rocks as carbonates and sulphates.
Geological frame and Pliocene to Quaternary climate changes in the Qaidam basin
The ca. 120.000 km2 large, rhomb-shaped Qaidam basin, with unusual thick Mesozoic to
Cenozoic sedimentary sequences of 3 to 17 km, is surrounded by the Kunlun/Qimantagh,
Qilian and Altyn mountain ranges. Mean surface elevation of the basin floor is ~2700 m,
whereas the surrounding mountains as Kunlun-, Altyn- and Qilian Shan reach elevations
above 5000 m.
The Qaidam basin has been characterized by endorheic drainage through most of its lifetime
(Palaeogene to recent), which resulted in the formation of a large continental lake. The
Pliocene and Quaternary fill of the Qaidam, is exclusively terrestrial and comprises alluvial
fan deposits as conglomerate and breccia disposed along basin margins. In contrast, the
central sectors of the basin, can be divided into: a) near-shore with mainly sands and silstones
and b) deep-water sediments, with many thin carbonate intercalations.
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From Late Pliocene to Quaternary, during periods of tectonic deformation, anticline and
syncline structures were formed, resulting in segmentation of depositional environments.
Within the synclines, the sedimentation continued and produced 3000 to 4000 m thick
lacustrine sequences (Song and Wang, 1993). During the Quaternary, Qaidam basin evolved
as an intramontane basin controlled by the western and northern winds, away from the
influence of the monsoon. The arid periods have alternated with short semiarid conditions
resulting in the formation of large shallow lakes and evaporates. Between the beginning of the
Quaternary and ca. 300 ka, there is no detailed information about the climatic evolution of the
basin. In contrast much work has been done on deposits younger than 300 ka. Sulfate-rich
brines occur in the western region of the basin, in contrast with those from the central part
which are transitional between sulfate and chloride, with chloride brines predominating in the
eastern sector (Chen and Bowler, 1986; Lowenstein et al., 1986). The thickness of the
Pliocene to Quaternary evaporite bearing strata decrease from west to east, the evaporites
starting to form in the western part earlier. The present climate represents the driest part
during the last 40 ka with mean annual precipitation of 25 mm in the centre of the basin and
50 mm along the border. Mean annual evaporation is ~3000 mm, while annual average
temperatures are 2 to 4°C. The landscape is characterised by salt lakes, playas and aeolian
landforms. Playas and the salt lakes as for example Yiliping and Quarhan cover about one
quarter of the total basin area.
Fabrics, mineralogy and stable isotopic composition
The ca. 20 m high outcrop of Quaternary age from Dafeng Shan contains from the base to top,
a succession of marl/shale, which incorporate a lens with mollusc shells near to the upper
boundary, a section with decimetre to metre thick celestine layers, alternating with marls, and
marls. From bottom to top, we will present a mineralogical and stable isotopic profile of the
outcrop. Sample QA261B-03 contains dolomite, celestine, few percent halite and detrital
quartz. The δ18O and δ13C isotopic composition of dolomite is +7.1‰ (PDB) and -2.3‰,
respectively. For sample QA260C-03, the mineralogy consists of calcite, aragonite, ±barite, ±
halite, and detrital quartz. The micritc cement consist of calcite/aragonite and barite sometime
with "cloudy structure". Characteristic are the presence of tens of microns large pellets which
consist of calcite/aragonite, barite and pyrite. An isotopic profile across the stratification of a
15 cm thick hand sample shows δ18O values between +3.4 and +5‰ (PDB) and a large
variation of δ13C values between -20.7 and -30.5‰. Sample QA260B-03 contains celestine
and dolomite, voids with celestine crystals are sometime present. The dolomite shows δ18O
values around ±8.7‰ (PDB), and δ13C around -2.7‰. Sample QA141C-01 contains mainly
celestine and dolomite, subordinately halite and detritical quartz. The sample contains also
white, concentrically grown oolites filled with celestine and dolomitic pellets. The dolomites
shows δ18O values around +7.3‰ (PDB), and δ13C around -1.1‰. The oolites have higher
δ18O values of ±8.1‰ (PDB) and lower δ13C of around -4‰. Sample QA260A-03 is
characterised by a the presence of dolomite, celestine and gyps surrounding celestine rich
crusts of ca. 2 cm thickness. Both dolomite from crusts and matrix show similar isotopic
compositions, with δ18O values ranging from 7.3‰ to 8.6 and δ13C around -1‰.
The δ18O values of Quaternary carbonates form the Dafeng Shan section vary between +3.4 to
+8.6‰ (PDB). These values are even higher as the ones reported for the carbonates associated
with the saline deposits of the Pripyat Trough, Belarus (Maknach et al., 1994). For the last
ones the reported δ18O values up to +5.4‰, have been considered the highest ever measured
for carbonates. The δ13C values show a large negative excursion from values of -3‰ in the
lower part of the section (QA 261B-03) to values between -21 to -30‰ (in the middle of the
section). In the upper part, of the section, the values vary between -4 to -1‰ (QA 141C, QA
260A-03/1).
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Discussions and conclusions
The occurrence of celestine in the Dafeng Shan section indicates highly saline fluids, with
significant concentration of dissolved sulphate (Hanor, 2000). These waters could penetrate in
underlying sediments leaching pre-existent carbonates or evaporites. Sr solubility decreases
with temperature, so, low-temperature fluids were required for transport. The extreme high
δ18O compositions of dolomites support also a strong evaporative, closed lake, where such
high salinity fluids could develop.
The δ13C isotopic composition of authigenic calcite is usually similar to those of ambient
dissolved inorganic carbon (DIC). The main DIC specie in lakes is HCO3- and the authigenic
calcites will reflect the δ13C composition of dissolved HCO3-. The calcite-bicarbonate
fractionation is not temperature dependent for carbon (Romanek et al., 1992) and the δ13C of
calcite is around 1‰ more positive than this of DIC. Usually the isotopic composition of DIC
is controlled by: the isotopic composition of waters feeding the lake,
photosynthesis/respiration of the aquatic plants, CO2 exchange between atmosphere and lake
water.
The Quaternary carbonates show δ13C values between -2 and 4.6‰. As the lake evolved as a
hydrological closed lake system during the Quaternary, the δ13C values are interpreted to
indicate different degrees of equilibration of the DIC with the atmospheric CO2 (Talbot,
1990). However the large negative carbon isotopic excursion from the Dafeng Shan
Quaternary deposits cannot be explained by the variation of one of the factors which usually
control the DIC. There are also other mechanisms which may control the composition of
lacustrine inorganic carbon as microbial, aerobic or anaerobic oxidation of methane. Methane
oxidation takes place either in the anoxic environment by sulphate reducing bacteria or in oxic
environment through the activities of methane oxidizing bacteria (Barker and Fritz, 1981;
Sweeney, 1988). Excess of methane from deeper source may reach the sediment water
interface, so in this case a combination of both oxidation processes may be possible. Biogenic
methane is strongly depleted in 13C, and shows δ13C values in range of –50 to – 110‰, in
contrast to thermogenic methane which has heavier compositions in the range of – 30 to –
50‰. In the Qaidam region from where the samples are coming from, the δ13C of known
methane deposits range between -35 to -45 ‰ (Zhang et al., 2003) indicating a thermogenic
origin. At Dafeng Shan, the large negative shift of carbon isotopic composition with variable
values between -20 and –30‰ may be explained by aerobic/anaerobic methane oxidation. For
the reason that carbon sources, other than methane contains relatively more 13C, the isotopic
composition of the carbonates with a methane derived carbon source will be generally heavier
than those of the hydrocarbons. Accordingly, the isotopic composition of carbon from Dafeng
Shan carbonates matches the isotopic composition of methane measured in the region. Pyrite,
a common mineral in methane limestones, is also present in sample QA260A-03. It occurs as
small pyritiferous carbonate nodules or as films within cavities with secondary carbonates.
The presence of pyrite suggests anaerobic methane oxidation and sulphate reduction. If
methane reached the water sediment interface we cannot exclude also aerobic oxidation and
liberation of a light CO2 into the pool.
In conclusion, both δ13C and δ18O data as well as the presence of celestine show a clear trend
towards dry and warm climate during Quaternary times. The oxygen isotope of carbonates is
the heaviest recorded until now. In accordance with previous lithological and other
environmental data, the oxygen isotopic compositions and mineralogy indicate the driest
conditions of the whole lifetime of the Qaidam basin during Quaternary times. This may be
correlated with a strong phase of surface uplift of both Himalaya and northern Tibet, and
synchronously folding induced segmentation of the basin. A plausible explanation for the
large negative shift of carbon isotopic composition found at Dafeng Shan is methane leakage
from underlying natural gas and oil deposits.
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Acknowledgements
We acknowledge support for field work in the Qaidam basin by both NSF of China and Qinghai Oil Company.
For laboratory work financial support was provided by FWF Project 16258-N06.
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FLUOROMAGNESIOHASTINGSITE: A NEW MEMBER OF THE
AMPHIBOLE-GROUP FROM DEALUL UROI, APUSENI MOUNTAINS,
ROMANIA
Hans-Peter BOJAR1 & Franz WALTER2
1
2
Landesmuseum Joanneum – Mineralogie, Graz, e-mail: [email protected]
Institut für Erdwissenschaften – Bereich Mineralogie und Petrologie, Kar-Franzens-Universität Graz, e-mail:
[email protected]
Fluoromagnesiohastingsite occurs in small cavities of a xenolith in the trachyandesite of the
Uroi-hill, 10 km east of Deva, Hunedoara district, Romania. The xenolith consists of augite,
Ti-rich hematite, fluorphlogopite, fluorapatite, plagioclase and enstatite. The
fluoromagnesiohastingsite crystals are often in close association with green augite.
Fluoromagnesiohastingsite is monoclinic and forms idiomorphic, longprismatic crystals up to
3 mm. It has the characteristic perfect cleavage {110} of monoclinic amphiboles, intersecting
at ~56°. The colour and the streak of the crystals are reddish-brown and the luster is vitreous.
Fluoromagnesiohastingsite crystals were analyzed with a Jeol electron microprobe, Jeol JSM6310, equipped with ED- and WD- spectrometers (analytical conditions: 15kV, 5nA, minerals
have been used as standards). The calculation of the empirical formula indicates that the
complete iron is ferric. Electron microscope analyses of fluoromagnesiohastingsite show up to
2.12 apfu, far in excess of the usual maximum value of 2.0 apfu observered in amphibolegroup minerals. This indicates that Ca occupy also the A position. The empirical formula of
Fluoromagnesiohastingsite is (average of 15 analyses):
(K0.22 Na0.58 Ca0.18)0.98 (Ca1.9 Mg0.1)2.0 (Mg4.13 Fe3+0.65 Al0.09 Ti0.13)5.00 (Si5.86 Al2.24)8.0 O22 (F)2.04.
The crystal structure of fluoromagnesiohastingsite, a = 9.858(2), b = 17.975(4), c = 5.297(1)
Å, ß = 105.45(3)º, V = 904.8 Ǻ3 , C2/m, Z = 2, has been refined to an R index of 5.9% using
957 observed intensities measured with MoKα X-radiation (Bruker AXS SMART APEX).
The refinement of the site occupancies and taking into account the calculated interatomic
distances, the following site populations resulted (apfu): T1: 2.21 Si + 1.79 Al, (T1-O = 1.676
Å), T2: 3.74 Si + 0.26 Al, (T2-O = 1.640 Å), M1: 1.86 Mg + 0.14 Ti (M1-O = 2.063 Å), M2:
1.40 Mg + 0.60 Fe3+ (M2-O = 2.051 Å), M3: 0.98 Mg + 0.02 Fe3+ (M3-O = 2.058 Å), M4:
2.00 Ca (M4-O = 2.483 Å). Na, Ca and K are disordered around the A(2/m)-site and obtained
by electron density at A(2): 0.48 Na and 0.18 Ca and A(m): 0.27 K. There is a significant
order of Al at T1 and K at A(m) and the O3 site is fully occupied by F.
The formula from structure refinement is:
(K0.27 Na0.48Ca0,18)0.93 Ca2.00 (Mg4.24 Fe3+0.62 Ti0.14)5.00 (Si5.95 Al2.05)8.00 O22 F2.00.
The calculated density is 3,24 g/cm3.
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INTERESTING GRANITOIDS IN THE BORDER AREA OF THE CZECH
REPUBLIC, AUSTRIA AND BAVARIA
Karel BREITER1 & Jaroslava PERTOLDOVÁ2
1
Czech Geological Survey, Geologická 6, CZ-15200 Praha 5, [email protected]
2
Czech Geological Survey, Klárov 3, CZ-11821 Praha 1, [email protected]
Introduction
In framework of new geological mapping of the territory of the Šumava National Park
(Bohemian Forest) on a scale of 1: 25 000, granitoid rocks in the Three-State-Point area
(Dreiländerecke) between the Vltava (Moldau) valley to the NE and the Mühl-fault zone to
the SW were studied. Our results in area extent and petrological characteristics of the studied
granitoids differ significantly from older published Austrian and Czech geological maps
(Thiele and Fuchs 1965, Miksa and Opletal 1995). We found several new varieties of
granitoids which may be interesting for a better understanding of the geological evolution of
the Mühlviertel: mafic biotite diorite, a plagioclase-rich variety of Weinsberg granite, two
types of K-Mg-rich melagranitoids (durbachites) and a strongly radioactive Th-rich variety of
two-mica granite of the Eisgarn family. Discovery of the highly radioactive Dreisessel granite
is also important from the viewpoint of human health.
Geological and petrological description
Equigranular fine-grained mafic biotite granodiorite probably represents the oldest
Variscan magmatic rock in the studied area. Diorite forms a small lenticular body in Austrian
territory about 1km SE of the summit of the Plöckenstein (Fig. 1).
Porphyritic coarse-grained biotite granite of the Weinsberg type is the most widespread
granitic rock in the whole Moldanubicum. In the studied area, we found an unusual basic
variety of Weinsberg granite, which, in addition to some Kfs phenocrysts, also contains
ubiquitous phenocrysts of oligoclase-andesine composition, locally up to 7x2cm in size.
Mafic K-Mg-rich granitoids termed durbachites (or the Rastenberg type in Austria) are
another typical rock type of the Moldanubicum. One large and several small bodies of typical
durbachite (SiO2 around 60-65%) appear in the Czech territory to the north of the Vltava
valley. Newly, several smaller bodies of extreme basic and mafic varieties of durbachite were
found on both the Czech and Austrian sides of the border: pyroxene-biotite melasyenite
(<50% SiO2) and amphibole-biotite melasyenite (50-55% SiO2). Both varieties contain
phenocrysts of Kfs (3x1 cm up to 7x2 cm) in a matrix of oligoclase, Mg-rich biotite and
diopside or actinolite.
Coarse-grained, locally porphyritic two-mica Plöckenstein (Plechý) granite forms an
elliptical stock 13x10 km in size elongated in the SW-NE direction. In its geological position ,
petrographic character (Kfs-phenocrysts, plagioclase An2-10, biotite, muscovite) and
chemistry, this granite is very similar to the Eisgarn granite s.s. from its typical area N of
Gmünd. According to the gravity measurement (Blížkovský and Novotný 1982), the
Plökenstein body forms one of the most intensive negative gravity anomalies in the whole
Moldanubicum, which seems to demonstrate very deep roots for this granite.
Heavy (or Dense) porphyritic medium- to coarse-grained two-mica granite of the
Dreisessel (Třístoličník) type differs from the Plöckenstein type in a substantially higher
content of Kfs-phenocrysts and especially in an extreme content of monazite and zircon
inherited in biotite flakes. Monazite contains high amount of thorium (15-23% of the
brabantite component) and thus this granite represents one of the most radioactive rocks
within the whole Bohemian Massif. The Dreisessel granite is geologically younger than the
Plöckenstein granite intruding its SW part like a ring dyke.
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Geochemistry
Granites of the Weinsberg type are characterised by 63-68% SiO2 , 3-6% FeOtot, 0.91.8% MgO, 2.0-3.2% CaO, 2.8-3.3% Na2O and 3.9-5.4% K2O. Si is negatively correlated
with Fe, Mg, and Ca, and positively correlated with K. The contents of the trace element are
relatively stable throughout the whole SiO2 range (Rb 180-230 ppm, Sr 200-130, Zr 400220ppm).
Rocks of the durbachite group in the studied area range from 47 to 61% SiO2, 5.5 to
8.5% FeOtot, 4.0-13.7% MgO, 2.3-6.7% CaO, 1.0-2.0% Na2O and 4.7-7.7% K2O. The high
content of some in basic compatible rocks (Cr 200-700 ppm, Ni 70-260 ppm)and also of
incompatible trace elements (Rb 300-450 ppm, Sr 280-500 ppm, Zr 250-600 ppm) are
characteristic.
Granites of the Plöckenstein- and Dreisessel-types are internally much more
homogeneous than the previous rock types. The Plöckenstein granite is peraluminous with 7074% SiO2, 0.8-1.6% FeOtot, 0.1-0.3% MgO, 0.5-0.6% CaO, 3-4% Na2O and 4.8-5.2% K2O,
300-400 ppm Rb, 40-80 ppm Zr and 10-20 ppm Th. The Dreisessel granite is relatively
depleted in SiO2 (70.5-71.5%) and Na2O (2.5-2.8%), and enriched in FeOtot (1.8-2.2%), MgO
(0.4-0.6%), CaO (0.8-1.0%), and K2O (4.8-6.2%). The enrichment in Zr (170-220 ppm) and
especially in Th (50-70 ppm) is remarkable.
Recommendation
High natural radioactivity of the Dreisessel granite in the neighbourhood of the Pendelin
settlement at Schwarzenberg may have a negative influence on the health of the local
population. We recommend that detailed geological mapping of this area be carried out,
accompanied by measurement of the radioactivity (gamma-spectrometry).
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Fig 1. Simplified geological map of the Three-State-Point area between the Vltava (Moldau) valley to the NE
and the Mühl-fault zone to the SW. (German area according to Ott 1992, slightly modified).
Fig 2. Chemical diagrams SiO2 vers. MgO/(MgO+FeOt) and Rb vers. Th of the studied granitoids. The high
MgO/(MgO+FeOt)-ratio is significant for rocks of the durbachite type. The Dreisessel granite is characterised by
extreme enrichment in Th. Explanation: full squares- durbachite, empty squares- Weinsberg granite, crosses –
Plöckenstein granite, triangles- Dreisessel granite.
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APPLICATION AND METHODOLOGY OF KINEMATIC
DISCONTINUITY ANALYSIS ON DRILL CORES
Franz-Josef BROSCH1, Gerald PISCHINGER1 & Robert VANEK2
1
Institute of Applied Geosciences, Graz University of Technology, Austria
2
3G Gruppe Geotechnik Graz ZT GmbH, Graz, Austria
Summary
For the site investigation of the Koralm tunnel drill core logging procedure was improved by analysing the brittle
deformation structures in drill cores. Each discontinuity encountered in drilled cores and identified by acoustic
borehole televiewer was examined with respect to their nature, surface markings, mode and sense of wall
displacements, fillings and primary (in-depth) aperture. The computed data led to a consistent model of
prevailing normal faulting and extensional jointing accompanied by slip along foliation planes. These results are
partly compatible with the present local primary stress field as detected by hydro-frac methods. Thus, the
kinematic discontinuity analysis (KDA) on drill cores is well suitable for the establishment of an appropriate
stress concept and the modelling of the latest deformational kinematics of the rock mass. The analysis is
currently continued on drill cores from the 2002 drilling campaign.
Introduction
Engineering geological site investigation finds itself in between of the demands for
optimisation of costs and output, respectively. With respect to geotechnical investigation
drilling and core inspection in hard rocks, the international standard procedure consists
mainly of the determination of lithological sequence, mineralogical peculiarities and the
weathering state of the rock material, rock mass fracturing, the delimitation of faulted zones
as well as several core recovery/quality index values. In many cases the pattern, geometry and
surface properties of the discontinuities have been evaluated. Down-hole visualisation
techniques have long been used for the on-site assessment of the rock mass quality, and even
various statistical methods for the extrapolation/interpretation of the core data are available.
There is, however, not much evidence that structural geology techniques have been applied
systematically to geotechnical/engineering geological core description.
The objective of our work in the respective project was aimed to detect regional trends in
brittle tectonics and to use the results for an interpretation of the (sub-) recently active stress
regime at shallow depths (several 100´s of m). These data are considered decisive for the
evaluation of directional dependence of the rock mass engineering deformational parameters,
permeability, and the rock mass performance (e. g. failure mechanisms) during underground
excavation altogether.
In this paper we point out the capability and potential advantages of structural investigations
on discontinuities recorded by Acoustic Borehole Televiewer (BHTV), and identified
consequently in the drill cores. Of particular interest was the comparison of structurally
derived axes of compression/extension with the results of on-site primary stress estimations.
Methodology
•
•
•
94
Identification of individual discontinuities with the help of optical or acoustic borehole
televiewer records (Figure 1).
Logging of identified discontinuities followed by the determination and interpretation
of kinematical indicators like striations, R-, P- and T- fractures, partial healing of
opened fractures and visible displacements along discontinuities (Figure 1).
Processing of the field data including the determination of the theoretical compression
and tension axes (P-T method) and probability distribution plots for the principal
directions of the stress axes (Figures 2 and 3).
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Discussion
The method of kinematic interpretation of natural fractures in drill cores renders
comparatively high-quality tectonic data, especially in regions with a poor outcrop quality
over large areas like in the project corridor of the Koralm tunnel, and this without much
additional effort in the subsurface site investigation procedure. It has proved to be a promising
approach for the spatial delimitation of structurally homogenous regions, the verification of
geological models and the structural characterisation of the rock mass.
Figure 1: Acoustic borehole televiewer log and identified discontinuity data from TB/D02-00 (left side) and drill
core section showing multiple healed normal faults and extensional fractures (right side).
Figure 2: Results from three of the analysed investigation drill cores, indicating a prevalence of extensional
tectonics. N-S directed compression is mainly observed on overprinted foliation planes.
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Combined with in-hole stress measurements it can be of help for the interpretation of in-situ
stress orientations. Compared to the initial assumptions based on regional tectonics the KDA
results have led to a more detailed view of the actual fault kinematics. This has a direct impact
on the prediction and interpretation of rock mass permeability and the discontinuity bound
deformational properties of subsurface structures (hydrogeological modelling, fault
properties, stress release and reorientation phenomena during excavation) and the
interpretation of in-situ stress orientations. Compared to the initial assumptions based on
regional tectonics the KDA results have led to a more detailed view of the actual fault
kinematics. This has a direct impact on the prediction and interpretation of rock mass
permeability and the discontinuity bound deformational properties of subsurface structures
(hydrogeological modelling, fault properties, stress release and reorientation phenomena
during excavation). The reliability of the method and potential limitations depend on the
quality of core drilling and BHTV image processing, influences from the topography, and
difficulties associated with an unambiguous determination and documentation of
displacement directions from discontinuity surfaces
Additional structural geological investigations are currently performed on drill cores with a
depth of more than 1000 m from the 2002 drilling campaign.
Figure 3: Regional overview of the results from the analysed drill cores: Calculated extensional strain axes and
striae data representing the predominant fault plane populations.
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PERESSON, H., DECKER, K. 1998. Auswertung von digitalen Fernerkundungs- und Höhendaten – Trassenkorridor
Koralmtunnel. Inst. of Geologie, Vienna University, unpublished report.
PETIT, J. P. 1987. Criteria for the sense of movement on fault surfaces in brittle rocks.- J. Struct Geol. 9 (5/6):
597 – 608.
REINECKER, J., LENHARDT, W.A. 1999. Present-day stress field and deformation in Eastern Austria. Int. J. Earth
Sciences 88: 532 – 550.
TURNER, F.J. 1962. Compression and tension axes deduced from 0112 twinning in calcite. J. Geophys. Res. 67:
1660.
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DIE BIBLIOTHEK DER GEOLOGISCHEN BUNDESANSTALT: EINE
WICHTIGE QUELLE FÜR DIE GESCHICHTE DER
ERDWISSENSCHAFTEN IN ÖSTERREICH
Tillfried CERNAJSEK
Geologische Bundesanstalt, A 1031 Wien, Neulinggasse 38 (Zugang Tongasse 10-12), Postfach 17, E-Mail.:
[email protected]
Die Bibliothek der Geologischen Bundesanstalt ist die größte geowissenschaftliche
Fachbibliothek Österreichs. Ihr Hauptbestand setzt sich wohl vorwiegend aus Büchern,
Zeitschriftenbänden und Sonderdrucken zusammen, aber ihre Sondersammlungen erhöhen
den Wert und die Besonderheit dieser Fachbibliothek. Gegenwärtig besitzt die Bibliothek der
Geologischen Bundesanstalt etwa 341.000 bibliothekarische Einheiten, davon 56.500 Bücher,
200.000 Zeitschriften – und Serienbände, 45.000 Kartenblätter, 9.000 Luftbilder, 14.000
Mikrofiches, 1.700 AV-Medien und 14.000 Archivpositionen (Stand 31.12.2003).
Die Bibliothek der Geologischen Bundesanstalt ist eine zentrale Dienstleistungseinheit der
Geologischen Bundesanstalt, die Kernaufgaben eines Geologischen Dienstes wahr nimmt . So
werden Anfragen aus Österreich und auch aus dem Ausland mit Hilfe der vorhandenen
Bestände erledigt oder zur Bearbeitung an andere Dienststellen weiter geleitet.
Zu einer wichtigen Gruppe von Anfragen sind Themen aus der Geschichte der
Erdwissenschaften und zu Personen (GeowissenschafterInnen und SammlerInnen), die in
Österreich auf dem Gebiete der Erdwissenschaften tätig waren. Um all diesen Anfragen und
deren Erledigungen Gerecht zu werden, sammelt und dokumentiert die Bibliothek der
Geologischen
Bundesanstalt
sämtliche
geowissenschaftliche,
einschließlich
wissenschaftsgeschichtlicher und prosopographischer Literatur, schriftlichen und gedruckten
Dokumente über Österreich. Die sogenannte „Österreich-Literatur“ wurde seit 1892 mit
Unterbrechung von 1939 bis 1944 in den Verhandlungen der Geologischen Bundesanstalt, ab
1978 in einer eigenen Publikationsreihe veröffentlicht.
Die Einrichtung eines Wissenschaftlichen Archivs der Bibliothek der Geologischen
Bundesanstalt ergab sich aus der besonderen Situation dieser Wissenschaftlichen Anstalt.
Schon im Gründungsdekret für die Geologische Reichsanstalt [1849 – 1918] von 1849 und
dann im österreichischen Forschungsorganisationsgesetz 1981 in den verschiedenen
Fassungen einschließlich Anstaltordnung für die Geologische Bundesanstalt ist die
Einrichtung eines Archivs vorgesehen. Mangels entsprechender personeller Ausstattung
haben die Fachabteilungen der Geologischen Bundesanstalt jeweils für ihren eigenen
Fachbereich eigene Facharchive angelegt. In der Bibliothek der Geologischen Bundesanstalt
wurde nach Einverleibung, Reorganisation und Beginn der Katalogisierung der
Kartensammlung ein eigenes Wissenschaftliches Archiv 1978 eingerichtet (Cernajsek, 2003)
Dieses gliedert sich in folgende Bestandesgruppen:
a) Geologische Manuskriptkarten in den verschiedensten Maßstäben
b) Berichte aller Art: Forschungsberichte, Gutachten, Diplomarbeiten
c) Feldberichte,
Originalberichte
einschließlich
Feldaufnahmen
(geologische
Manuskriptkarten)
d) Feldtagebücher
e) Biographische Materialien
f) Sammlungen: Nachlaßsammlungen
Die Einrichtung einer eigenen Einheit „Biographische Materialien“ ergab sich aus den
Reorganisationsmaßnahmen der Geologischen Bundesanstalt in 70er-Jahren des vorigen
Jahrhunderts. Rein aus praktischen Gründen wurden kleine, meist wenig beachtete
Sammlungen zusammengeführt. Eine bis dahin noch kleine Sammlung von Porträts, die
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gesondert in einem Winkel des Verlagsmagazins aufbewahrten Todesanzeigen und jene
Personalakte verstorbener MitarbeiterInnen, welche die Stürme des 2. Weltkrieges
überstanden hatten, bildeten zunächst den Grundbestand. Dieser ist in den letzten Jahren bis
zu 15 Laufmetern angewachsen. Denn zu den genannten Materialien kamen nun auch andere
Biographika dazu: Laudationes, Werkeverzeichnisse, Zeitungsausschnitte biographischen
Inhaltes, Briefe, unveröffentlichte Lebensläufe u.a.. Da sich
die Existenz dieser
Spezialsammlung nicht nur im Haus herumgesprochen, hat sich der Bestand der
„Biographischen Materialien“ stark erweitert.
Die Ordnung und Auffindbarkeit wurde möglichst einfach gestaltet. Für jede Person wurde
eine Mappe angelegt, die alphabetisch in Stahlschränken aufbewahrt werden. Ihre weitere
Erschließung erfolgt noch durch ein noch nicht öffentlich zugängliches „Biographisches
Repertorium“ und teilweise auch durch die bibliographische Datei GEOLIT, die auch über die
Homepage der Geologischen Bundesanstalt weltweit zur Verfügung steht. Die Geologische
Bundesanstalt will noch in diesem Jahr ein maschinen gestütztes Informationssystem
„Biographisches Rerpertorium“ einrichten, das einen Zugang zu den genannten Materialien
weltweit über das www ermöglichen soll.
Die „biographischen Materialien“ aus dem „Wissenschaftliches Archiv“ der Bibliothek der
Geologischen Bundesanstalt stellen derzeit eine wertvolle Ausgangsbasis für die Erstellung
von Arbeiten über Personen und Geschichte der Erdwissenschaften dar. So war die Erstellung
von biographischen Einträgen von Geowissenschafterinnen im sogenannten Österreichischen
Frauenlexikon nur mit Hilfe des seit über 25 Jahren zusammengetragenen Materials möglich
(Keintzel & Korotin, 2002). Aber auch für die Mitarbeit an nationalen (Österreichisches
Biographisches Lexikon, Österreich-Lexikon II) und internationalen Nachschlagewerken
(Poggendorff u.a.) erweist sich die Spezialsammlung „Biographische Materialien“ als ein sehr
wertvolles Grundlagenmaterial.
Literatur
CERNAJSEK, T.: 25 Jahre Wissenschaftliches Archiv der Bibliothek der Geologischen Bundesanstalt – Eine
wichtige Quelle für die Geschichte der Geowissenschaften in Österreich. – In: Geschichte der
Erdwissenschaften in Österreich, 4. Symposium (22. – 25. Oktober 2003) Klagenfurt / hrsg. v. T.
Cernajsek u. J. Seidl, Red. Chr. Hauser. – Ber.Geol.Bundesanst.64, S. 21-22, Wien 2003
KEINTZEL, Brigitta (Hrsg.); KOROTIN, Ilse (Hrsg.): Wissenschafterinnen in und aus Österreich: Leben - Werk Wirken / hrsg.v.Brigitta Keintzel & Ilse Korotin.- Wien u.a.. Böhlau-Verl., 2002.- 870 S.: Ill; 24 cm.ISBN 3-205-99467-1
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DIE ÖSTERREICHISCHE ARBEITSGEMEINSCHAFT FÜR DIE
GESCHICHTE DER ERDWISSENSCHAFTEN
Tillfried CERNAJSEK1, Bernhard HUBMANN2 & Johannes SEIDL3
1
[email protected]
2
3
Archiv der Universität Wien, A 1010 Wien, Postgasse 9, E-Mail: [email protected]
Was will die AG Geschichte der Erdwissenschaften?
Es gehört nicht nur zur Tradition der Erdwissenschaften, sondern auch zur Methode der
Erdwissenschaften sich im jeweiligen Forschungsvorhaben einen Überblick der
Erforschungsgeschichte zu verschaffen. Schon in der ersten Hälfte des 19. Jahrhunderts
befasste man sich mit der historischen Entwicklung der Geologie i.w. Sinne. Eine der ersten
Übersichtsdarstellungen zur Geschichte der „Geognosie“ veröffentlichte Chr. KEFERSTEIN im
Jahre 1840.1 Aber auch viele andere Autoren gaben wissenschaftshistorische
Übersichtsdarstellungen in ihren größeren Arbeiten, die auf ein reiches Wissen über die
Literatur des 18. Jahrhunderts und Anfang des 19. Jahrhunderts schließen lassen. Vereinzelt
veröffentlichten Autoren Literaturberichte über jene Gebiete, die sie zu bearbeiten gedachten.
So hat Ami BOUÉ <1794-1881> sehr gründlich jegliche geowissenschaftliche Literatur über
den Balkan und Kleinasien zusammengetragen und studiert, ehe er sich in die damals noch
eher unwirtlichen Landstriche begab. 2 Zum Abschluß des 19. Jahrhunderts erschien Zittel’s
Monumentalwerk zur Geschichte der Geologie und Paläontologie.3 Im 20. Jahrhundert
erwachte das Interesse an der Geschichte der Erdwissenschaften weltweit, was sich in
zahlreichen Einzelarbeiten niederschlug. Einen Meilenstein bot die Arbeit Pfannenstiels über
die Anfänge der erdwissenschaftlichen Forschung im 19. Jahrhundert.4 In Österreich waren es
vor allem Helmut ZAPFE <1913-1996>5, Helmut FLÜGEL 6, Alexander TOLLMANN 7 8u.a.,
welche die Entwicklung der Erdwissenschaften in Österreich darzustellen versuchten oder gar
schon Vorlesungen hielten.
In Österreich wurde auch zu bestimmten Gedenktagen Vortragsveranstaltungen abgehalten:
So waren es die diversen Gründungsjubiläen der Geologischen Bundesanstalt, der Museen
und Universitätsinstitute, welche dafür Anlaß gaben. Aber auch Gedenktage an bedeutende
Geowissenschafter wie Ami Boué <1774-1881>, Eduard Sueß <1831-1914> oder Wilhelm
1
KEFERSTEIN, Christian: Geschichte und Litteratur der Geognosie: ein Versuch.- Halle. J.F.Lippert, 1840.- XIV,
281 S.: [Titelblatt, Porträt]
2
BOUÉ, A.: Zusammenstellung der bekannten geognostischen Thatsachen über die europäische Türkei und
Kleinasien. – Taschenbuch für die gesammte Mineralogie mit Hinsicht auf die neuesten Entdeckungen
22/1 = Zeitschrift für Mineralogie, 1, S. 270-282, Heidelberg 1828.
3
ZITTEL, Karl Alfred: Geschichte der Geologie und Paläontologie.- München; Leipzig. R. Oldenbourg, 1899.XI, 869 S.: 22 cm.- Geschichte der Wissenschaften in Deutschland Neuere Zeit; 23.- [Titelblatt, Porträt]
4
PFANNENSTIEL, Max: Wie trieb man vor hundert Jahren Geologie ?.- S.81-126: 1 Abb.- Mitteilungen des
Alpenländischen Geologischen Vereines; 34.- Wien 1943 [Titelblatt, Porträt]
5
ZAPFE, Helmuth: Materialien zu einer Geschichte der Paläontologie in Österreich.- Wien. 1987.- S.209-242: 2
Abb.- Catalogus fossilium Austriae; 15a.- [Titelblatt, Porträt]
6
FLÜGEL, Helmut W.; Universität <Graz> / Archiv: Geologie und Paläontologie an der Universität Graz 17611976 / Helmut Walter Flügel.- Graz. Akadem.Druck-u.Verlagsanst., 1977.- 134 S.: 40 Abb.i.Anh; 29,5
cm.- Publikationen aus dem Archiv der Universität Graz; 7.7
TOLLMANN, Alexander: Der geologische Bau der Ostalpen: Historische Bemerkungen zur Erforschung des
geologischen Baues der Ostalpen.- Österreich in Geschichte und Literatur mit Geographie; 11.9, S.496510, Graz 1967
8
TOLLMANN, Alexander: Geschichte der geologischen Erforschung Österreichs.- Wien. F. Deuticke, 1986.- S.342: 10 Abb.- In: TOLLMANN, Alexander: Geologie von Österreich; Bd 3 [Titelblatt, Porträt]
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Karl von Haidinger <1795-1871> u.a. wurden zum Anlaß von Vorträgen oder Ausstellungen
genommen.
Wer bildet die Arbeitsgemeinschaft Geschichte der Erdwissenschaften?
Die Arbeitsgemeinschaft Geschichte der Erdwissenschaften setzt sich gegenwärtig aus
Mitgliedern der Arbeitsgruppe „Geschichte der Erdwissenschaften“ der österreichischen
Geologischen Gesellschaft, Arbeitsgruppe „Geschichte der Geowissenschaften“ der
Österreichischen Gesellschaft für Wissenschaftsgeschichte (ÖGW) und Mitgliedern des
Montanhistorischen Vereines für Österreich (MHVÖ) zusammen. Selbstverständlich haben
Damen und Herren der Österreichischen Mineralogischen Gesellschaft, der Österreichischen
Paläontologischen Gesellschaft, des Verbandes Österreichischer Höhlenforscher u.a. zur
dieser sehr offenen Arbeitsgemeinschaft gesellt.
Die Internationalen Beziehung der Arbeitsgemeinschaft
Allen österreichischen Bemühungen für die Gründung einer Arbeitsgemeinschaft gingen
international Aktivitäten voraus:
1967 wurde in Erewan, Armenien (vormals Soviet-Union), die Internationale Kommission für
die Geschichte der Geowissenschaften gegründet, die im Zweijahresrhythmus Tagungen und
auch regionale Veranstaltungen abhält. Schon diese Tagungen wurden von Österreichern
besucht. Nach den ersten Kontakten im Jahr 1982 dauerte es noch zwei Jahrzehnte, bis auch
in Österreich Mitglieder dieser Kommission benannt werden konnten und die in absehbarer
Zeit auch ein Nationalkomitee bilden werden.
Ein weiterer wichtiger Impuls auf die Entwicklung der Geschichte der Erdwissenschaften in
Österreich war die Gründung des Internationalen Symposiums „Das kulturelle Erben in den
Montan – und Geowissenschaften – Bibliothek, Archiv und Sammlungen“, die auf Grund der
Initiative der Universitätsbibliotheken Leoben und Bergakademie Freiberg/Sachsen ins Leben
gerufen wurde. Seither haben bereits 7 Tagungen statt gefunden. Die 8. Tagung wird im Jahre
2005 in Schwaz/Tirol stattfinden.
Die Entwicklung in Österreich
Die Gründung des Montanhistorischen Vereines für Österreich (MHVÖ) führte zu ersten
Annäherung an Bergbau – und Hüttenhistoriker, deren Tätigkeit wertvolle Impulse auf die
Entwicklung der Geschichte der Erdwissenschaften in Österreich auslösten.
Ein weiterer Impuls löste die Gründung der Österreichischen Gesellschaft für die Geschichte
der Naturwissenschaften 1981 aus, die sich später in Österreichische Gesellschaft für
Wissenschaftsgeschichte (ÖGW) umbenannte. In dieser Gesellschaft wurde erstmals eine
Arbeitsgruppe für die Geschichte der Geowissenschaften errichtet. Das Verdienst dieser
Gesellschaft war und ist es, dass eine Annäherung von Historikern und Geowissenschaftlern
mit dem Zweck Geschichte der Erdwissenschaften zu betreiben, erfolgte.
Gegen Ende des 20. Jahrhunderts wurde in Österreich das Bedürfnis erweckt, auch für die
Geschichte der Erdwissenschaften regelmäßig Tagungen abzuhalten, welche die
wissenschaftshistorische Erforschung der Erdwissenschaften bzw. Geowissenschaften zum
Gegenstand hatten. Auf Initiative von Bernhard Hubmann konnte 1999 erstmals mit
Unterstützung des Montanhistorischen Vereines für Österreich (MHVÖ) in der Wiege der
österreichischen Erdwissenschaften in Graz eine Tagung abgehalten werden. Dieser folgte
bereits im Jahre 2000 eine Tagung Peggau mit zentralen Thema Carl Ferdinand Peters <18251881>. 2001 wurde unter reger Beteiligung die 3. Tagung in Hallstatt, Oberösterreich
abgehalten. Die 3. Tagung fand mit weit aus geringerer Beteiligung in Klagenfurt am
Kärntner Landesarchiv 2003 statt. Neben Abstract-Heften sind zu diesen Tagungen auch
Proceedings erschienen, der Veröffentlichung im Wesentlichen der Geologischen
Bundesanstalt zu verdanken ist.
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Die institutionellen Voraussetzung für die Geschichte der Erdwissenschaften und
Montanwissenschaften in Österreich
An der Universitätsbibliothek Leoben wird seit dem Jahr 1962 eine montanhistorische
Dokumentation betrieben, die seit einiger Zeit auch im Österreichischen Bibliotheksverbund
aufgerufen werden kann.
Die Bibliothek der Geologischen Bundesanstalt sammelt und erschließt sämtliche Literatur
zur Geschichte der Erdwissenschaften in Österreich einschließlich Biographien von
ErdwissenschaftlerInnen und SammlerInnen. In einer eigen errichteten Sondersammlung
werden Originalunterlagen von und über ErdwissenschaftlerInnen und SammlerInnen
zusammen getragen. Sie stehen der Nutzung durch Wissenschaftshistoriker offen zur
Verfügung.
Das Ziel der Österreichischen Arbeitsgemeinschaft für die Geschichte der Geowissenschaften
ist es, alle jene Personen und Institutionen zusammenzuführen, die bereit sind, über die
Geschichte der Erdwissenschaften zu forschen oder sich für die Erhaltung des kulturellen
Erbes einzusetzen, welche die wissenschaftshistorische Forschung erst möglich macht.
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AMI BOUÈ ALS WEGBEREITER DER ÖSTERREICHISCHEN
GEOWISSENSCHAFTLICHEN FORSCHUNG AM BALKAN
Tillfried CERNAJSEK1 & Johannes SEIDL2
1
[email protected]
2
Archiv der Universität Wien, A 1010 Wien, Postgasse 9, E-Mail: [email protected]
Zu den schillerndsten Persönlichkeiten von Geologen des 19. Jahrhunderts gehört zweifellos
Ami Boué. Sein ererbter Reichtum ermöglichte es ihm ein Studium der Geologie (damals im
Bereich der Medizin angesiedelt) in Schottland zu absolvieren. Anschließend daran durchwanderte bzw. bereiste er Europa, wo er hier und da seine Studien fortsetzte oder sich der
geologischen Feldforschung zu wandte. Er war frei und ungebunden und wie er selbst schrieb,
war er der professoralen Willkür nicht unterworfen. Er hinterließ der Nachwelt über 330 Publikationen und eine Fülle von unveröffentlichtem Material. Boué war in seinen letzten Lebensjahren darauf bedacht, dass seine Werke und seine Bibliothek nebst einem von seiner
Hand erstelltem Zettelkatalog an wichtigen Bibliotheken und Sammlungen eine Heimstatt
finden.
Während Boués Zettelkatalog im Laufe der Jahre verschwunden ist – eine ausführlichere Darstellung dieses Tatsachenbestandes steht noch aus – hat sich noch ein kleiner Bestand nicht
veröffentlichter Materialien erhalten. So befindet sich im Wissenschaftlichen Archiv der Bibliothek der Geologischen Bundesanstalt ein Konvolut von zahlreichen Skizzen, Zeichnungen
und Karten, welche von Boués zahlreichen Reisen durch Europa stammen. In der gleichen
Sammlung ist auch ein Atlas entdeckt worden, welchen Boué noch vor seinem Ableben der
damaligen Geologischen Reichsanstalt zum Geschenk machte. Dieser Atlas enthält eine Reihe
von Karten, die aus der Hand Boués stammen. Er enthält eine geologische Weltkarte – sie ist
einer der ältesten Darstellungen dieser Art - und eine geologische Karte von Europa. Der
wesentlich größere Anteil des gebundenen Konvolutes stellen Karten über die Europäische
Türkei, soweit noch bis weit ins 19. Jahrhundert bestanden hatte. Boué entwarf die ersten geologischen Karten dieser Region. Sie sind die ersten geologischen Karten der heute modernen
Staaten auf dem Balkan wie Albanien, Griechenland, Makedonien (Skopje), Bulgarien,
Serbien usw.
Boué hat sich offensichtlich sehr gründlich für die Erforschung der Europäischen Türkei vorbereitet. Er kannte offensichtlich alle früheren Arbeiten über diese Region und veröffentlichte
auch 1828 ein Verzeichnis dieser (BOUÉ, 1828). Sie waren nicht nur eine Pioniertat ersten
Ranges, sondern dienten auch als Grundlage für die Errichtung von Verkehrswegen am
Balkan. Seine Untersuchungsergebnisse auf dem Balkan veröffentliche er in einem vierbändigen Werk, das die Grundlage für jede weitere Erforschung dieser Region vor allem durch
österreichische Geologen (NOWAK, H. VETTERS, NOPCSA u.a.) werden sollte (BOUÉ, 1840).
Boués wissenschaftliche Forschungen auf dem Balkan wurden schon sehr früh von dessen
Zeitgenossen KEFERSTEIN (1840) und SCHENCKENBERG (1842) in ihren Universaldarstellungen gewürdigt und veröffentlicht. Im genannten Atlas befindet sich auch ethnographische Karte, deren wissenschaftlicher Wert von allen späteren Autoren anerkannt wurde.
Literatur
BOUÉ, A.: Zusammenstellung der bekannten geognostischen Thatsachen über die europäische Türkei und
Kleinasien.- Taschenbuch für die gesammte Mineralogie mit Hinsicht auf die neuesten Entdeckungen
22/1- Zeitschrift für Mineralogie, 1, S.270-282, Heidelberg 1828
BOUE, A.: La Turquie d’Europe. – 4 Bde, Paris (A. Bertrand) 1840
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CERNAJSEK, T. & SEIDL, J.: Zur Problematik der Nachlasserschließung von Naturwissenschaftern. Die
Bibliothek der Geologischen Bundesanstalt als Stätte der Nachlassbearbeitung von Geowissenschaftern
am Beispiel von Ami Boué <1794-1881> . – In: Zwischen Lehrkanzel und Grubenhunt. –
Jahrb.d.Geol.Bundesanst., 144, S. 15-26, 2 Abb., Wien 2004
KEFERSTEIN, Chr.: Geschichte und Litteratur der Geognosie. – Halle (Lippert) 1840
SCHENCKENBERG, F.C.A.: Die Mineralogen... Stuttgart (Schweizerbart) 1842
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ERSTE MITTEILUNG ÜBER KALKIGES NANNOPLANKTON AUS
DEM UNTER-PANNONIUM DES OSTSTEIRISCHEN BECKENS
(ÖSTERREICH)
Stjepan ĆORIĆ1 & Martin GROSS2
1
Institut für Paläontologie, Universität Wien, Althanstrasse 14, A-1090 Wien, [email protected]
2
Landesmuseum Joanneum, Referat für Geologie & Paläontologie, Raubergasse 10, A-8010 Graz,
[email protected]
Über kalkiges Nannoplankton aus dem Pannonium der Zentralen Paratethys liegen nur
wenige Publikationen vor. Pannonische Coccolithen waren bisher aus dem Steirischen
Becken unbekannt. Im Zuge mikropaläontologischer Untersuchungen in der Tongrube
Mataschen (Gemeinde Kapfenstein, ca. 8 km SE Feldbach) wurden erstmals an
Ostracodenschalen anhaftende Placolithen entdeckt (ĆORIC & GROSS 2004).
Durch die Isolation des Pannonischen Beckens von der Östlichen Paratethys entsteht zu
Beginn des Pannonium der brackische Pannonische See. Das taxonomische Inventar des im
allgemeinen vollmarinen kalkigen Nannoplanktons erfährt eine gravierende Umgestaltung.
Wenige, endemische Formen dieser einzelligen, haptophyten Kalkalgen prägen die
Nannoflora des Pannonium.
In den basalen, Mytilopsis ornithopsis-führenden Schichten der Tongrube Mataschen („Zone
B“, Feldbach-Formation) tritt in einigen Proben das von BÓNA & GÁL (1985) mit Vorbehalt
dem Genus Noelaerhabdus JERKOVIC, 1970 zugeordnete Taxon ?Noelaerhabdus tegulatus
BÓNA & GÁL, 1985 sehr häufig auf. Das Hauptcharakteristikum dieser Gattung ist ein dem
Distalschild entspringender Fortsatz. Aufgrund der Struktur des Zentralfeldes und der
Ausbildung der Schilde wird dieses Taxon dem Genus Reticulofenestra zugeordnet.
R. tegulata wurde aus der Bohrung Lajoskomárom 1 (SE Plattensee) aus Schichten mit C.
banatica beschrieben, die in die Spiniferites bentorii pannonicus-Zone eingestuft werden.
Nach MAGYAR et al. (1999) kann diese Zone mit der M. hoernesi-Zone („Zone C“) korreliert
werden. Wie an der Typus-Lokalität, tritt auch in Mataschen R. tegulata in Schichten mit S.
bentorii auf (vgl. DRAXLER et al. 1994; MELLER & HOFMANN 2004).
CHIRA & MARUNTEANU (2000) berichten aus dem Transsylvanischen Becken das
Vorkommen von R. tegulata als Florenelement der Noelaerhabdus bozinovicae-Zone, die den
„Zonen C-D“ entsprechen soll.
Durch den Nachweis von R. tegulata in Sedimenten mit M. ornithopsis in Mataschen
erweitert sich die biostratigrafische Reichweite dieser Form von „Zone A/B“ bis „Zone C/D“.
Paläontologische und geochemische Untersuchungen weisen auf mesohalines Environment
zur Zeit der Ablagerung der R. tegulata-führenden Schichten hin. Das Fehlen von
autochthonem Nannoplankton in den hangenden Anteilen der Tongrube Mataschen kann mit
verstärktem terrigenen Eintrag und zunehmendem Süßwassereinfluss in Zusammenhang
gebracht werden (vgl. GROSS 2004; MELLER & HOFMANN 2004; RANTITSCH et al. 2004).
Literatur
BÓNA, J. & GÁL, M. (1985): Kalkiges Nannoplankton im Pannonien Ungarns. – In: PAPP, A., J ÁMBOR, A. &
STEININGER, F.F. (Hrsg.): Chronostratigraphie und Neostratotypen. Miozän der Zentralen Paratethys.
Pannonien. – 7(M6): 482-515, Verlag der Ungarischen Akademie der Wissenschaften, Budapest.
CHIRA, C.M. & MARUNTEANU, M. (2000): Calcareous nannofossils and dinoflagellates from the Middle
Miocene of the Transylvanian Basin, Romania. – 8th International Nannoplankton Association
Conference, 11th-15th September 2000, Abstract volume: 3 S., Bremen.
ĆORIC, S. & GROSS, M. (2004): Kalkiges Nannoplankton aus dem Unter-Pannonium des Oststeirischen Beckens
(Österreich). – Joannea Geologie und Paläontologie, 5: 9-18, Graz.
DRAXLER, I., SOLTI, G., LOBITZER, H. & CICHOCKI, O. (1994): Erster Nachweis von „Alginit“ (sensu J ÁMBOR &
SOLTI, 1975) im Südoststeirischen Tertiärbecken (Österreich). – In: LOBITZER, H., CSÁSZÁR, G. &
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DAURER, A. (Red.): Jubiläumsschrift 20 Jahre Geologische Zusammenarbeit Österreich–Ungarn. – 2: 1954, Geologische Bundesanstalt, Wien.
GROSS, M. (2004): Zur Ostracodenfauna (Crustacea), Paläoökologie und Stratigrafie der Tongrube Mataschen
(Unter-Pannonium, Steirisches Becken, Österreich). – Joannea Geologie und Paläontologie, 5: 49-129,
Graz.
MAGYAR, I., GEARY, D.H., SÜTÖ-SZENTAI, M., LANTOS, M. & MÜLLER, P. (1999): Integrated biostratigraphic,
magnetostratigraphic and chronostratigraphic correlations of the Late Miocene Lake Pannon deposits. –
Acta Geologica Hungarica, 42(1): 5-31, Budapest.
MELLER, B. & HOFMANN, C.-C. (2004): Paläoökologische Interpretation von Diasporen- und PalynomorphenVergesellschaftungen aus obermiozänen Seesedimenten (Mataschen bei Fehring, Österreich). – Joannea
Geologie und Paläontologie, 5: 177-217, Graz.
RANTITSCH, G., MÜLLER, N. & EBNER, F. (2004): Geochemische und mineralogische Untersuchungen an
pannonischen Sedimenten der Ton-Lagerstätte Mataschen (Steirisches Becken, Österreich). – Joannea
Abb. 1-2: distale Ansicht non Reticulofenestra tegulata
Abb. 3-4: proximale Ansicht non Reticulofenestra tegulata
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DIE MIOZÄNEN MÜHLDORFER SCHICHTEN
(BADENIUM, LAVANTTAL, KÄRNTEN)
Stjepan CORIC1, Doris REISCHENBACHER2 & Reinhard F. SACHSENHOFER2
1
2
Institut für Paläontologie, Universität Wien, Althanstraße 14, 1090 Wien
Department Angewandte Geowissenschaften, Montanuniversität, 8700 Leoben
Einleitung
Das Lavanttaler Becken liegt entlang des SSE verlaufenden, dextralen Pöls-Lavant Störungssystems. Es ist das zweitgrößte inneralpine Pull-apart Becken und wurde sowohl im
Badenium als auch im Sarmatium von marinen Ingressionen betroffen. Im frühen Badenium
wurden die ca. 120 m mächtigen Mühldorfer Schichten gebildet. Traditionell werden sie in
liegende nicht-marine „Fischschiefer“ und überlagernde vollmarine Schichten gegliedert. Sie
sind Zeugen eines Meeresvorstoßes, dessen Auswirkungen noch in den zentralen Ostalpen
(Fohnsdorfer Becken) nachgewiesen werden können.
Vorliegende Arbeit soll zur Abschätzung der Bildungsbedingungen der organisch-reichen
Sedimente beitragen.
Probenmaterial und Untersuchungsverfahren
Im Zuge der Planungsarbeiten für die Koralmbahn wurden von der Eisenbahn-Hochleistungs
AG (HL-AG) im Bereich der Mühldorfer Schichten mehrere bis ca. 50 m tiefe Kernbohrungen abgeteuft. Insgesamt wurden 143 Proben aus 8 Bohrungen (Lage siehe Abb. 1) analysiert,
die ein kontinuierliches Profil der Mühldorfer Schichten von den unterlagernden Granitztaler
Schichten bis zu den überlagernden, nicht-marinen Sedimenten repräsentieren.
Abb. 1:
Übersicht über die Geologie des Lavanttaler Beckens mit Lageplan der untersuchten Bohrungen
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An den feinklastischen Anteilen der Mühldorfer Schichten wurden die Gehalte an Schwefel
(S), organischem (TOC) und anorganischem Kohlestoff bestimmt, sowie Rock Eval
Pyrolyseuntersuchungen durchgeführt. Zusätzlich wurden die Proben auf Nannoplankton
untersucht.
Ergebnisse und Diskussion
Die Besprechung der acht Bohrungen erfolgt von SW nach NE und damit vom Liegenden
zum Hangenden. Die Ergebnisse von drei ausgewählten Bohrungen werden in Abb. 2 dargestellt.
Abb. 2:
Ergebnisse der TOC/S Analysen und der Rock Eval Pyrolyse von ausgewählten Bohrungen (Lage
der Bohrungen siehe Abb. 1).
Bohrung KB D21/01 repräsentiert die höchsten Anteile der Granitztaler Schichten (Karpatium/Unterbadenium?). Nannoplankton wurde in den fluviatilen Sedimenten
erwartungsgemäß nicht nachgewiesen. Die Feinklastika weisen sehr geringe S und TOC
Gehalte auf.
Die Bohrungen KB D20/01 (Abb. 2) und IK D02/01 beinhalten laminierte Tone und
Tonmergel mit Isolithus semenenko und I. pavelici. Diese Formen weisen auf ein brackisches
Ablagerungsmilieu hin, wurden aber bisher nur im Pannon der zentralen (Kroatien, Serbien,
Montenegro) und östlichen Paratethys (Ukraine) gefunden. Fischreste sind häufig. TOC
Gehalte schwanken stark und erreichen maximal 10%. Generell liegen die TOC/S
Verhältnisse unter 2,8. Dies und die Lamination der Sedimente weisen auf ein anoxisches
Ablagerungsmilieu hin. Höhere TOC/S Verhältnisse sind auf siltige oder feinsandige Lagen
beschränkt. Der Wasserstoffindex (HI) schwankt zwischen 30 und 600 mgHC/gTOC. In KB
D20/01 nimmt der HI nach oben zu, in IK D02/01 (250 - 600 mgHC/gTOC) ist kein Trend
ersichtlich. Der Plot HI gegen Tmax (Abb. 3) zeigt das Vorherrschen eines Kerogens Typ II
mit hohem Ölpotential. Diese Klassifikation stimmt mit der lagenweisen Anreicherung von
Alginiten überein. Einige wenige Werte aus dem tiefsten Abschnitt fallen in das Typ III
(Landpflanzen) Feld.
Die Bohrungen IK D01/01, KB D18/01 und KB D02/01 beinhalten graue Tone und Tonmergel, sowie zahlreiche siltig-sandige Lagen. Ein 20 cm mächtiger Tuff tritt in der von Sand
dominierten Bohrung KB D02/01 auf. Marine Makrofossilien (Mollusken, Seeigel) sind in
allen Bohrungen häufig. Gut erhaltene Nannoplankton-Vergesellschaftungen mit dem
stratigraphisch wichtigen Marker Sphenolithus heteromorphus wurden in den Bohrungen IK
D01/01 und KB D18/01, sowie im tiefsten Teil der Bohrung KB D02/01 beobachtet. Das VorPANGEO Austria 2004
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kommen dieser Art erlaubt die Einstufung in die Nannoplankton Zone NN5. Der hohe Anteil
an Reticulofenestra minuta und der niedrige Anteil an Coccolithus pelagicus in diesen
Sedimenten zeigt eine gut geschichtete Wassersäule mit niedrigem Nährstoffinhalt an. Relativ
häufige Helicosphaeriden (Helicosphaera carteri, H. walbersdorfensis, H. wallichi) sind ein
Zeichen für ein küstennahes Sedimentationsmilieu. Die Messergebnisse in IK D01/01 und KB
D18/01 (Abb. 2) zeigen einen ruhigen Verlauf. Aus KB D02/01 liegt ein einziger Messwert
vor. TOC Gehalte schwanken um 1% und erreichen maximal 2%. Sehr niedrige C/S
Verhältnisse indizieren ein anoxisches Milieu, das aber aufgrund der Sedimentcharakteristik
unwahrscheinlich ist. In Abb. 3 plotten die Messwerte in das Kerogentyp III Feld und deuten
eine Dominanz von Landpflanzen an.
Die Bohrung KB D16/01 beinhaltet im tiefsten Teil Sande. Darüber folgen Tone und Silte,
deren Farbe sich vom Liegenden zum Hangenden von dunkelbraun über grau nach hellblau
verändert. Hellblaue Mergel und Tonmergel, sowie Feinsand und Silt dominieren in KB
D15/01. Das Alter der Sedimente ist unbekannt. Hohe TOC, S und HI Werte treten nur im
tiefsten Teil der Bohrung KB D16/01 auf. Das Fehlen von Nannoplankton, sowie hohe
TOC/S Verhältnisse zeigen ein nicht-marines Bildungsmilieu an.
Schlussfolgerungen
Die Mühldorfer Schichten überlagern fluviatile Granitztaler Schichten. Die liegenden Anteile
wurden in einem brackischen, anoxischen Milieu abgelagert. Fischreste sind häufig. Hohe
TOC Gehalte sind auf Algenblüten zurückzuführen. Hohe HI Werte weisen auf ein
exzellentes Kohlenwasserstoffpotential hin. Darüber folgen fossilreiche Schichten, die in
einem küstennahen, nährstoffarmen Meer abgelagert wurden. Magmatische Aktivität wird
durch Tufflagen belegt. Die östlichen Bohrungen zeigen die Aussüßung des
Ablagerungsraumes.
Abb. 3: HI – Tmax Diagramm mit den
Messergebnissen der untersuchten
Bohrungen.
Danksagung
Das Probenmaterial wurde von der HL-AG
zur Verfügung gestellt. Die Untersuchungen
wurden im Rahmen eines ÖAW Projektes
durchgeführt.
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GEOCHRONOLOGISCHE UNTERSUCHUNGEN AN METAPELITEN
DER KREUZECKGRUPPE, KÄRNTEN
Christian DEKANT1, Wolfgang SIEBEL1, Marian PUTIS2, Andreas WÖLFLER3,
Wolfgang FRISCH3 & Gregor MARKL1
1
Institut für Mineralogie, Petrologie und Geochemie, Eberhard-Karls-Universität, Wilhelmstrasse 56, 72074
Tübingen, Deutschland
2
Comenius University, Faculty of Natural Sciences, Departement of Mineralogy and Petrology, Mlynska dolina,
842 15 Bratislava, Slovak Republik
3
Institut für allgemeine Geologie, Eberhard-Karls-Universität, Sigwartstrasse 10, 72074 Tübingen, Deutschland
Während der eoalpinen Orogenese in der Kreide befand sich das ostalpine Kristallin in der
Position der subduzierenden Platte. Die Subduktion führte zur Versenkung in bis über 50 km
Tiefe. Druckabschätzungen in Eklogiten der hochdruck-metamorphen Polinik-Einheit (1,1
GPa) der Kreuzeckgruppe zeigen dieses Ereignis an (Putis et al, 2001). Während der tertiären
Orogenese befand sich das Ostalpin in einer fundamental anderen Position, am Rand der
Oberplatte. Der Krustenstapel des Ostalpins kollidierte zu dieser Zeit mit dem europäischen
Kontinentalrand und spielte eine weitgehend passive Rolle. Vor allem während des Miozäns
erfolgte eine intensive Zerblockung, was neben seitenverschiebenden Bewegungen auch zur
differentiellen Hebung und Erosion der Blöcke führte (Frisch et al., 1998).
Ziel unseres Projekts ist die detaillierte Rekonstruktion der Entwicklung eines für das
Ostalpin typischen Krustenblocks. Im Mittelpunkt stehen dabei die beiden alpinen orogenen
Ereignisse, die mit thermobarometrischen und geochronologischen Methoden für die
verschiedenen Kristallineinheiten des Kreuzeckmassivs erfasst werden sollen. Darüber hinaus
soll die tertiäre Exhumierungsgeschichte der Kreuzeckgruppe mit thermochronologischen
Methoden untersucht werden.
Bisherige U-Pb Datierungen an Zirkonen aus Paragneisen ergaben Häufungen unterer
Schnittpunktsalter um 550-600 Ma und geben Hinweise auf ein panafrikanisches
Metamorphoseereignis. Pb 207/206-Altersdaten deuten auf proterozoische bis spätarchaische
Protolithe hin. Zirkone die eoalpine bzw. tertiäre metamorphe Überprägung zeigen, wurden in
den bisher untersuchten Proben nicht gefunden.
Im weiteren sind sowohl U-Pb Datierungen als auch die Bestimmung von Fission-Track
Altern an Apatiten der bereits untersuchten Proben geplant.
Literatur
FRISCH, W, KUHLEMANN, A, DUNKL, I, BRÜGEL, A (1998): Palinspastic reconstruction and topographic
evolution of the Eastern Alps during late Tertiary extrusion. – Tectonophysics, 297: 1-15.
PUTIS, M, KORIKOVSKY, S, UNZOG, W, OLESEN, N (2002): HP rocks associated with mylonitoclasites: a result of
polystage overprint of the Austro-Alpine basement (Kreuzeck Massif, Eastern Alps – Slovak. Geol. Mag.,
8(1): 65-87.
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BITUMINOUS SOFT BODY TISSUES IN THE BODY CHAMBER OF
THE LATE TRIASSIC CERATITID AUSTROTRACHYCERAS FROM
THE AUSTRIAN ALPS
Larisa A. DOGUZHAEVA1, Harry MUTVEI2,
Herbert SUMMESBERGER3 & Elena DUNCA2
1
Palaeontological Institute of the Russian Academy of Sciences, St. Profsoyuznaya, 123, Moscow 117867,
Russia
2
Department of Palaeozoology, Swedish Museum of Natural History, Stockholm. Box 50007, Sweden
3
Geologisch-Paläontologische Abt., Museum of Natural History, Burgring 7, A-1014 Vienna, Austria
The ultrastructure of the black bituminous substance from the body chamber in six shells of
the late Triassic ceratid Austrotrachyceras was investigated with the scanning electron
microscopy and energy dispersive spectrometry to elucidate whether it originated from the
soft body tissues. The shells come from the Carnian beds in Austrian Alps, at Polzberg, near
the town Lunz, Niederösterreich.
Ultrastructural comparison with (1) bituminous plant remnants from a shale slab with
Trachyceras shells, (2) black pitch from an orthoconic cephalopod shell from the Ordovician
in Sweden, (3) industrial asphalt, (4) dried ink from recent squid Loligo, (5) fossilized organic
substances in Jurassic “fossil squids” Loligosepia and Teudopsis, (6) fossilized mantle in
belemnoids Belemnoteuthis and (7) in Megateuthis , (8) ink from a fossilized ink sacs of
Aptian coleoids and (9) of late Carboniferous coleoids, (10) siphonal tube of the Aptian
ammonite Aconeceras provided the evidences that the analyzed black mass in
Austrotrachyceras living chamber represents diagenetically changed soft body tissues, in
places intercalated by dispersed, fossilized ink substance.
In Austrotrachyceras the external mantle surface shows a regular rectangular pattern with the
diameter of the cells about 3-4 µm. Their size and shape are similar to those of the nacreous
tablets of the nacreous layer on the inner surface of the body chamber. The mantle shows fine
lamellar ultrastructure and parallel, fine striation but it lacks a pattern of alternating circular
and radial bundles of muscles fibres in fossil coleoids and a criss-cross pattern of the mantle
tunic of belemnoids. This is interpreted as an evidence of a “primitive”structure of a less
muscular mantle in Austrotrachyceras and in ammonoids in general.
The idea that the ammonoids had an ink sac (Lehmann, 1967; Mazur, 1971) was supported by
new observations.
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LINKING CRUSTAL TECTONICS WITH EARTH SURFACE
PROCESSES: EVIDENCES FROM AN ANCIENT ROCK AVALANCHEDAMMED LAKE (BASPA VALLEY, HIGHER HIMALAYA)
Erich DRAGANITS1, B. BOOKHAGEN2, Susanne GIER3, Bernhard GRASEMANN3,
Christa-Charlotte HOFMANN4, Christoph JANDA3 & Christian HAGER5
1
2
Institute of Geosciences, University of Potsdam, Germany
3
Department of Geological Sciences, University of Vienna, Austria
4
Institute of Palaeontology, University of Vienna, Austria
5
Department of Geology, University of Kansas, USA
Of the three major rivers originating from the Mount Kailash area in Tibet, the Brahmaputra
and the Indus rivers overcome the Himalaya at its syntaxes (the former at the Namche Barwa
in the East, the latter at the Nanga Parbat in the West), only the Sutlej river cross-cuts the
Himalaya in its central part. As a result, the Sutlej valley forms a natural cross-section
perpendicular to the general trend of the Himalayas exposing all tectonic units of the orogen
and thus represents an ideal place for studying geodynamic processes at different levels of the
orogen (e.g. Vannay et al., 2004 and references cited therein). In this natural laboratory, the
investigation of the tectonic processes (viscous as well as brittle deformation) combined with
studies on the climate and geomorphology (e.g. Thiede et al., 2004) gives a respectable data
base for the interpretation of the interaction and interdependence of endogenetic versus
exogenetic processes.
The Main Central Thrust (MCT) is the most prominent tectonic feature in the Indian
part of the Valley. It separates the Lesser Himalaya (LH) tectonic unit in the footwall from the
Higher Himalaya (HH) in the hanging wall. This thrust was active during the Early Miocene.
Subsequently, thrusting activity propagated in sequence towards the south (towards the
foreland of the orogen) and the MCT became inactive and was folded in a prominent
antiform-synform foldtrain typical for the whole Himalayan orogen. In this way Lesser
Himalaya rocks are exposed in large windows (e.g. Shali half-window, Larji-Kullu-Rampur
window). Based on geochronological data and the fact that the MCT is folded, it is obvious
that the thrust is inactive today and therefore cannot be responsible for the common
indications of active tectonics in the Sutlej area (e.g. seismicity, thermal springs, steep nearsurface thermal gradients and deformed Quaternary sediments).
A probable candidate for triggering active tectonics in the Sutlej Valley is the still ongoing extrusion of a wedge-shaped metamorphic massif, the Lesser Himalayan Crystalline
Sequence, between a thrust at the base, the Munsiari Thrust (MT), and a concurrent normal
fault on the top, the Karcham Normal Fault (KNF) (Grasemann & Vannay, 1998; Janda et al.,
2001). Pleistocene fission track cooling ages (Jain et al., 2000; Vannay et al., 2004; Thiede et
al., 2004) in the hanging wall of the MT and Pliocene ages from the MCT are interpreted to
indicate that the MT represents an out-of-sequence thrust at the position of the inactive MCT.
The extensional deformation is not restricted to the horizon of the KNF, but is typical for the
whole area east of Karcham (i.e. hanging wall above the KNF). Brittle faults in the Baspa
Valley indicate an overall NE-SW to W-E extensional regime (Janda et al., 2001; Hager,
2003).
In the Baspa Valley, near village Sangla, in a tectonic position in the hanging wall above
the KNF, more than 90 m of sandy, silty and clayly lake sediments have been accumulated
behind a Quaternary rock-avalanche. 14C data of organic remains demonstrate a late Holocene
age of the lake. The lake sediments are covered by a thin layer of fluvial gravel, evidencing
that the lake was filled completely with sediments before the subsequent incision of the Baspa
River by backward erosion. Pollen from clay samples in the lowermost part of the lake, close
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to the dam, show a relatively diverse flora (65 taxa) indicating considerable warmer and more
humid climate (e.g. 25 taxa of ferns and fern allies) close to the time, when the rockavalanche occurred, than a less diverse flora (23 taxa) in a sample from clays directly above
the lake sediments.
Abundant deformation structures have been found in the lake sediments; they mainly
consist of water-escape-structures, soft sediment folding and brittle normal faults. The
orientation of the brittle normal faults in the lake sediments indicate a NE-SW to W-E
extensional regime, consistent with the orientation of normal faults found in the surrounding
crystalline rocks in the hanging wall of the KNF (Janda et al., 2001; Hager, 2003). The
normal faults in the lake sediments are interpreted to relate to the regional extensional
kinematics in the hanging wall of the KNF, supporting the young age of the fault.
Our observations indicate the importance of both tectonics and precipitation as key
factors in controlling the landscape evolution of this area. On a regional scale, we suggest,
climate probably exerts positive feedback to tectonic processes, but does not control or even
trigger them. On a local scale, whether the rock-avalanche that formed the natural dam of the
lake has possibly been triggered by seismic activity at the KNF and/or by the humid climate
during the time of its formation cannot be answered unequivocally.
References
GRASEMANN, B. & VANNAY, J.-C., 1998. Quantitative kinematic flow analysis from the Main Central Thrust
Zone (NW-Himalaya, India): implications for a decelerating strain path and the extrusion of orogenic
wedges. J. Struc. Geol., 21, 837-853.
HAGER, C., 2003. Out-of-sequence extrusion in the Sutlej Valley (NW-Himalaya). unpubl. PhD-thesis,
University of Vienna, 91 p.
J AIN, A.K., KUMAR, D., SINGH, S., KUMAR, A. & LAL, N., 2000. Timing, quantification and tectonic modelling of
Pliocene-Quaternary movements in the NW Himalaya: evidence from fission track dating. Earth Planet.
Sci. Lett., 179, 437-451.
J ANDA, C., HAGER, C., GRASEMANN, B., DRAGANITS, E., VANNAY, J.-C., BOOKHAGEN, B. & THIEDE, R., 2001.
Fault slip analysis of the active Lesser Himalayan Crystalline Extruding Wedge in the Sutlej Valley (NWHimalayas). J. Asian Earth Sci., 19, Spec. abstract issue: 16th Himalaya- Karakorum- Tibet Workshop,
Seggau, 3-5 April 2001, 30.
THIEDE, R.C., BOOKHAGEN, B., ARROWSMITH, J.R., SOBEL, E.R. & STRECKER, M.R., 2004. Climatic control on
rapid exhumation along the Southern Himalayan Front. Earth Planet. Sci. Lett., 222, 791-806.
VANNAY, J.-C., GRASEMANN, B., RAHN, M., FRANK, W., CARTER, A., BAUDRAZ, V. & COSCA, M., 2004.
Miocene to Holocene exhumation of metamorphic crustal wedges in the NW Himalaya: evidence for
tectonic extrusion coupled to fluvial erosion. Tectonics, 23, TC1014 10.1029/2002TC001429.
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NORMAL VERSUS STRIKE-SLIP FAULTING—DEFORMATION
MECHANISMS DURING EXHUMATION IN THE FOOTWALL OF
THE BRENNER NORMAL FAULT (TYROL, AUSTRIA)
Marcus EBNER *, Kurt DECKER & Bernhard GRASEMANN
Institute for Geological Sciences, University of Vienna; *e-mail: [email protected]
It is a widely accepted and well constrained idea that the Brenner normal fault is a roughly NS striking major extensional fault zone, which is considered to be responsible for the Miocene
denudation of the western parts of the Penninic Tauern Window in the Eastern Alps. The
Brenner normal fault is described in literature as a planar, gently west dipping normal fault
that divides the rocks of the Austroalpine Ötztal-complex in the hanging wall from the
Penninic series of the Tauern Window in the footwall along a broad mylonitic shear zone,
which is progressively overprinted by a narrowing brittle fault zone (e.g. Behrmann, 1988,
Selverstone, 1988, Fügenschuh et al., 1997).
The purpose of this study is to evaluate the kinematics and relative chronology of deformation
in the western Tauern Window. With the presented results the knowledge of the rather
“simple” exhumation mechanisms postulated can be extended or improved.
In order to constrain the complex kinematics of the footwall during exhumation, ductile to
brittle deformation was studied in detail in the region East of the Brenner Pass (i.e. the Sill
valley, Venn valley, Zeischalm and Vals valley). In this area, the Alpine metamorphic
Penninic lithologies comprise the Tuxer-Zentralgneis and its metasedimentary cover rocks,
namely the Jurassic Hochstegen marble and the Cretaceous Kaserer Series (e. g. Frisch 1974),
both belonging to the paraautochthonous (lower) Schieferhülle.
The first prominent deformation phase (D2) forms an up to 300 m broad mylonitic zone
within the Zentalgneis, the Olperer shear zone, which has been formed under amphibolithe
facies condition (Lammerer & Weger 1998). This shear zone appears to be NE-SW striking
on map view and shows a stretching lineation dipping moderately to the SW. The apparent
NE-SW strike is due to subsequent folding and refolding (D3 ) of the shear zone by south
verging folds with fold axes parallel to the mylonitic stretching lineation. Geometric
reconstruction of the original orientation suggests a planar shear zone, which dips shallowly
to the WSW (258/19). This orientation closely resembles the geometry of the Brenner normal
fault. In a late stage, this refolded mylonitic shear zone is crosscut by vertical, greenschist
facies, NE-SW trending sinistral strike-slip zones (D4). These faults can be traced over a 10
km distance (from the Olperer to the Sill vally). Microstructural analysis of these strike-slip
faults reveals a temperature gradient with decreasing temperatures toward the West. Towards
the lithologic contact between the Zentralgneis and its overlying cover rocks an increasing
strain gradient was observed. Within this area, the SW-dipping stretching lineation (D2 ) is
progressively overprinted by a younger lineation, which is dipping to the W. Shear sense
indicators display a West-directed detachment of the hanging wall block (i.e. Hochstegen
marble) along the northern limb of the Tux-antiform (D4). This movement is similar to the
kinematics of the Brenner normal fault (e. g. Behrmann 1988; Selverstone 1988) and is
therefore interpreted to be induced by the same mechanisms (i.e. E-W extension). As both
strike-slip and normal faults expose the same microstructural features and acted under the
same metamorphic conditions, we suggest that both mechanisms acted at the same time
during exhumation. The major post-mylonitic deformation is characterised by a conjugate set
of East- and West dipping N-S striking normal faults (D5), which gradually develop out of
sinistral strike-slip faults. Fault slip analysis shows that the initially horizontal N-S
compression direction rotates into a vertical position becoming an E-W extensional system,
which is well in line with the eastward extrusion model of the Eastern Alps (e.g. Ratschbacher
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et al. 1991). After the final movement along these brittle faults they were passively (10-15°
clockwise) rotated around an E-W axis. These observations cannot be explained by the
“rolling hinge”-model proposed by Axen et al. (1995), but favour a model that includes prefolding fractures similar to the “fold-fracture” model by Bergbauer & Pollard (2004).
The deformational features presented in this study show the complex kinematics in the
western Tauern Window, which were active during exhumation. The interpretation of these
data suggests considerable detachments in the footwall of the Brenner normal fault. For this
reason the window was not only exhumed by one narrow major extensional fault, but reveals
extensive deformation in the footwall within a board area east of the Brenner-Pass.
Furthermore, this investigation shows that the recent view of exhumation processes,
especially the deformation mechanisms underneath Brenner detachment “sensu stricto”, have
to be improved.
References:
BEHRMANN, J. H., & FRISCH, W. (1990). "Sinistral ductile shearing associated with metamorphic decompression
in the Tauern Window, Eastern Alps." Jahrbuch der Geologischen Bundesanstalt 133: 135-146.
BERGBAUER, S., POLLARD, D., D., (2004). "A new conceptual fold-fracture model including prefolding joinst,
based on the Emigrant Gap anticline, Wyoming." GSA Bulletin 116(3/4): 294-307.
FRISCH, W. (1975). "Ein Typ-Profil durch die Schieferhülle des Tauernfensters: das Profil am Wolfendorn
(westlicher Tuxer Hauptkamm, Tirol)." Verh. geol. Bundesanst. 2-3: 201-221.
FÜGENSCHUH, B., SEWARD, D. & MANCKTELOW, N.S. (1997). "Exhumation in a convergent orogen: the western
Tauern window." Terra Nova 9(5-6): 213-217.
RATSCHBACHER, L., FRISCH, W., LINZER, H.-G. & MERLE, O. (1991). "Lateral extrusion in the Eastern Alps, Part
1: Boundary conditions and experiments scaled for gravity." Tectonics 10(2): 245-256.
SELVERSTONE, J. (1988). "Evidence for east-west crustal extension in the eastern Alps: implications for the
unroofing history of the Tauern Window." Tectonics 7(1): 87-105.
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Fazies und Geometrie des Leithakalk-Steinbruches Retznei/Rosenberg bei
Ehrenhausen (Stmk.)
Christoph W. ERHART & Werner E. PILLER
Institut für Erdwissenschaften, Bereich Geologie und Paläontologie, Universität Graz,
Heinrichstrasse 26, A- 8010 Graz
Das Steirische Becken als Teil des Pannonischen Beckensystems liegt am E–Rand der Alpen.
Es ist intern in mehrere Teilbecken gegliedert, die durch topographische Hochzonen getrennt
sind. Die klastischen Beckenfüllungen haben hauptsächlich neogenes Alter (Ottnangium –
Pliozän?). An den Rändern und Hochzonen konnten sich während des Badeniums Karbonate
(Leithakalke), großteils bestehend aus corallinen Rotalgen und Korallen bilden.
Ein noch im Abbau befindlicher Steinbruch der Firma Lafarge–Perlmoser Zementwerke AG
zeigt auf 600 x 150 m Grundfläche einen vollständigen Vertikalschnitt durch einen dieser, im
vorliegenden Falle rund 25 m mächtigen, Karbonatkörper aus dem Unteren Badenium.
Nennenswerter Mergelanteil charakterisiert sowohl die meist älteren korallenreichen wie auch
die jüngeren von Corallinaceen dominierten Abschnitte.
Die Karbonatentwicklung beginnt mit einer Transgression über einem Basalkonglomerat, das
als Aufarbeitungsprodukt zwischen dem in Retznei nicht aufgeschlossenen karpatischen
„Steirischen Schlier“ und dem badenischen Leithakalk eingeschaltet ist.
Eine Besiedelung von Korallen, hauptsächlich Montastrea sp., Tarbellastraea reussiana und
Porites sp., beginnt zeitgleich über dem Basalkonglomerat. Topographische Hochzonen
werden dabei bevorzugt. Es bilden sich in Folge auf unterschiedlichen stratigraphischen
Niveaus Patchriffe, die eine interne Zonierung von Korallentaxa und Wuchsformen
aufweisen.
Die Riff–Zwischenbereiche, hauptsächlich Karbonatsande mit sehr geringem Mergelanteil,
zeigen eine laterale Zonierung von Rhodolithen in Nachbarschaft der Patchriffe, gefolgt von
Bryozoen und Grossforaminiferen (Planostegina sp.) im Zentrum. Diese Zonierungen in
Kombination mit Sedimentstrukturen weisen auf ein primäres topographisches Relief der
Patchriffe gegenüber dem umgebenden Meeresboden hin.
Mehrere dunkle mit vulkanischen Aufarbeitungsprodukten angereicherte Mergelhorizonte
unterbrechen die Karbonatentwicklung. Der stratigraphisch tiefste zeigt eine unregelmäßige
Oberfläche und bildet mit unterlagernden Schichten eine Winkeldiskordanz. Dies weist auf
Regression mit möglicher subaerischer Exposition hin. Patchriffe beschränken sich im
gesamten Karbonatkörper ausschließlich auf den älteren Abschnitt unter diesem Horizont.
Im
jüngeren
Abschnitt
dominieren
meist
mergelige
Rhodolithen–
und
Corallinaceenschuttkalke die das Relief zunehmend ausgleichen. Vulkanismus ist für
zumindest zwei weitere Mergellagen innerhalb dieser Fazien verantwortlich und unterbricht
kurzfristig die Karbonatproduktion.
Der jüngste Abschnitt zeigt durch die Abnahme an Corallinaceen, Auftreten von Glaukonit
und eine vertikale Abfolge von erst massiven, später ästigen und zuletzt dünnplattigen
Korallen (Leptoseris sp.) eine Abtiefung des Ablagerungsraumes an.
Eine wellige, durch Erosion entstandene Fläche mit wechselndem stratigraphischem Niveau
trennt den Leithakalk von den darüberliegenden marinen miozänen Silten und Sanden.
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FAZIESZONEN IM OBERJURA UND IN DER UNTERKREIDE DER
NÖRDLICHEN KALKALPEN (ÖSTERREICH)
Alois FENNINGER1 & Michael W. RASSER2
1
Institut für Erdwissenschaften, Geologie und Paläontologie, KF-Universität Graz, Heinrichstrasse 26, A-8010
Graz
2
Institut für Geowissenschaften, Universität Potsdam, D-14415 Potsdam, Deutschland
Im Oberjura und in der Unterkreide der Nördlichen Kalkalpen setzt nach einer mehr als 50
Millionen Jahre andauernden Periode pelagischer Sedimentation mit der „Ruhpoldinger
Wende“ ein bis in die Unterkreide andauernder Zeitraum mit deutlicher Faziesdifferenzierung
ein. Ursache dafür sind Tektonik, Klimaänderungen, Meeresspiegelschwankungen und was
die organismische Seite betrifft, evolutionäre Trends.
Im Oxfordium setzt die Entwicklung mit Radiolariten und Kieselkalken ein.
Synsedimentäre Deformationsstrukturen und Aufarbeitungshorizonte sind bisweilen typisch.
Die karbonatische Tiefwasserfazies wird einerseits von geringmächtigen, bisweilen reichlich
cephalopodenführenden Rotkalken mit typischen Subsolutionserscheinungen gebildet.
Hardgrounds werden von geringmächtigen Mikroben-Foraminiferen-Riffen bewachsen.
Andererseits kennzeichnen dünnbankige (oft reich an Spicula und Radiolaria) im
Kimmeridgium Saccocoma – und im Tithonium - Berriasium Calpionellen führende Kalke
der Oberalm-Formation diese Tiefwasserfazies.
Ein wichtiges Element sind Einschaltungen allodapischer Kalke mit aufgearbeiteten Bio- und
Lithoklasten der Karbonatplattform. Sie werden sowohl als Turbidite als auch Tempestite
interpretiert.
Die zumeist peloidreiche feinkörnige Schelfrandfazies ist ebenfalls feingebankt und
enthält Komponenten des Tiefwassers als auch Klaste der Karbonatplattform.
Brekzienkalke charakterisieren die Hangfazies der Karbonatplattformentwicklung. Sie
kann in eine obere Hangfazies, die ausschließlich aus Komponenten der Plattform gebildet
wird, einen tieferen Abschnitt der durch das zusätzliche Auftreten von Onkoiden
charakterisierbar ist und in einen Hangfußanteil mit Komponenten der Karbonatplattform und
pelagischen Intraklasten gegliedert werden. Daneben lassen sich auch nichtbrekziöse
Hangsedimente nachweisen.
Eine weit verbreitete Riffzone der Plattform fehlt, nachweisbar sind lediglich Patch
reefs.„Winnowed platform edge sands“ fehlen weitgehend.
Das flache Undathem ist die höchst diverse Fazieszone. Verantwortlich dafür sind
unterschiedlich hohe energetische Bedingungen.
Bereiche eingeschränkter Zirkulation, die sich als intertidale Gezeitenebenen ausweisen sind
aufgrund des Auftretens von Algenmatten mit diversen Fenstergefügen rekonstruierbar.
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SEDIMENTATION AND MICROFAUNA AS KEYS TO THE
EVOLUTION OF THE TRANSYLVANIAN BASIN DURING THE
MIDDLE MIOCENE
Sorin FILIPESCU & Csaba KRÉZSEK
Babes-Bolyai University, Department of Geology, str. M. Kogalniceanu 1, 400084 Cluj-Napoca, Romania
The Transylvanian Basin is an Upper Cretaceous to Tertiary intra-Carpathian epicratonic
sedimentary basin bordered by the Eastern, Southern Carpathians and Apuseni Mountains. Its
evolution was strongly related to the Carpathians history.
Major tectonic changes occurred at the beginning of Middle Miocene (Badenian). From this
time onward, the Transylvanian Basin continued its evolution in a back-arc setting, squeezed
between the extensional back-arc Pannonian Basin and the compressional Carpathian folded
and thrust belt. Middle to Upper Miocene basin evolution was evidenced based on
sedimentological and micropaleontological data.
The uppermost Lower Miocene sedimentation, with coarse-grained fandeltas representing the
lowstand systems tract (LST1), was enhanced by Carpathian tectonics.
The Early Badenian transgression reflected the major tectonic and paleogeographic changes in
Paratethys. Carbonate and clastic sedimentation dominated shallow ramp environments
mainly in the western part of the basin. Deeper environments with clastic turbidites and
pelagic deposition are known in center and east. Several volcanic tuff levels prove the intense
volcanic activity.
On the north-western border of the basin, the first sign of the initiation of transgressive
conditions (TST1) can be documented by a very important planktonic bloom (Praeorbulina
glomerosa Biozone – M5a). The transgressive phase of the second sequence (TST2) can be
documented by the dominant planktonic assemblages with Orbulina suturalis (M5b Zone).
Benthic foraminifera colonized the substrate progressively at the transition between the
transgressive (TST2) and highstand systems tract (HST2). Foraminifera morphogroups show
affinities to offshore and shoreface siliciclastic and carbonate environments.
The uppermost facies of the Lower Badenian, mainly with carbonate sedimentation, indicate
progressively shallower facies, ending into the lowstand conditions (LST3).
The following hemipelagic sediments indicate an important early Mid Badenian transgressive
event (TST3). Foraminiferal assemblages (Globoturborotalita druryi - Globigerinopsis grilli
Biozone) suggest deeper environments compared to Early Badenian.
A relative sea level fall (LST4) induced progressive restriction of the basin circulation,
leading to massive deposition of salt in the deep areas and gypsum at the margins. Salt
outcrops follow two major lineaments near the the western and eastern borders of the basin,
produced by the Pliocene thrust systems (west), and gravitational gliding processes (east).
The marine flooding event (TST4) produced by the tectonic shortening in the Eastern
Carpathians ended the evaporitic sedimentation. The Upper Badenian deposits are represented
by deep clastic turbidites (mud and mud-sand dominated fan lobes) and hemipelagics. The
deep marine deposits contain almost exclusive planktonic assemblages (Velapertina Biozone).
Submarine fans were stacked between the proto-diapirs produced by the salt tectonics.
The upper stacked submarine fans (mud-sand to sand dominated, moderate to low efficiency
submarine fan systems) have an overall coarsening upward log trend related to the mid Upper
Badenian highstand (HST4). The foraminiferal assemblages date precissely the progradation
process by Bogdanowiczia pocutica assemblages. There were two main sedimentary sources:
western part of the Southern Carpathians and north-eastern Eastern Carpathians. The southeastern corner of the basin represented its deepest part which had wide open marine
connections with the foreland area. Upper Badenian sedimentary succession becomes thicker
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toward the Eastern Carpathians, but showing well developed onlaps on the salt layer towards
west and north-west and condensed sedimentation in north and west. The successive,
westward and north-westward onlaps represent prograding submarine fan systems toward the
starved western and northwestern area of the basin.
Increased regional compressional stress by the end of Badenian led to relative sea-level fall,
which generated a high sediment input, prograding shallow-marine systems and progressive
restriction of the connections to the open seas. Ramp settings (submarine heights) close to the
end of the Badenian (LST5) were deduced upon the evidence of shallow marine faunas.
Submarine channels were incised into the previous highstand slope turbidites in north.
The transgressive character (TST5) of the lowermost Sarmatian deposits continues the
process initiated close to the end of Badenian. Important faunal changes occurred during the
transgression, reflecting progressive water chemistry changes.
Highstand settings (HST5) are suggested by the diversification of the benthic assemblages.
Brackish faunas and reworking processes occur together with prograding sedimentary lobes.
Hypersaline conditions (with miliolids and thin gypsum beds) are common for the lowstand
of the following sequence (LST6). The relative sea-level fall produced large scale erosion in
the northern part of the basin (submarine channels incised the slope deposits).
The following foraminiferal re-diversification (Elphidium reginum Biozone) shows a facies
deepening associated to a transgressive event (TST6).
Large scale sandy deltaic progradation (with mysids and reworked foraminifera) produced
during the subsequent highstand (HST6) in the north. Large amounts of siliciclastic sediments
were deposited as submarine fans in the deep parts of the basin.
Several higher order sequence boundaries were observed in the eastern part of the basin,
which correspond to major episodes of turbidite sand deposition (lowstand fans – LST7). One
of the most important rising moments of the Apuseni Mountains produced during the Late
Sarmatian. Sandstones were deposited in the western part of the basin on a shallow ramp,
while coarse grained fandeltas were actively prograding in the east, feeding the central
lowstand submarine fans. Increased salt-tectonics generated turtle structures in the east while
the structural inversions enhanced submarine erosion and channeled the submarine fans.
A progressive deepening of the basin occurred by the end of Sarmatian. Sediments onlap the
previous sequence boundary, forming a large-scale retrogradational geometry (TST7).
Microfauna (Porosononion aragviensis Biozone) diversified again on shallow and deep shelf.
The new Pannonian fauna associates to a strong transgressive event, recorded by condensed
deep-basin marls on the top of Upper Sarmatian fan deltas or submarine fans. The change of
water salinity produced the extinction of the foraminiferal faunas, which were replaced by
ostracods, better adapted to the particular salinity conditions.
Outer ramp successions with small scale prograding cycles were recognized in the eastern part
of the basin. Relative sea level fall during the mid Early Pannonian induced coarse grained
fan delta and related submarine fan system progradation in the eastern Transylvanian Basin.
The shallow-water to continental Pannonian facies was commonly covered by the Pliocene
volcanic products of the Eastern Carpathians.
Transgressive (TST8) and highstand (HST8) systems tracts were interpreted only in a few
areas in the east, based on outcrop sedimentology. A large scale coarsening upward tendency
(from distal shelf deposits to fan delta sediments) can be observed. The maximum flooding
(mfs8 - Ammonia acme) seems to be related to the reestablishment, for a very short time, of
the connections with the extra Carpathian area. This is supported by the last foraminifera
assemblage. The majority of the outcropping Pannonian deposits belong to lacustrine fans.
The Pliocene to Holocene evolution of the Transylvanian Basin was characterized by strong
uplift and erosion. The upper part of the basin fill (?Upper Pannonian and newer) was
removed from the regions not covered by the younger Eastern Carpathians’ volcanics.
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NATURVERMITTLUNG IN VORARLBERG
DIE INATURA ALS WEGBEREITER FÜR EINEN NEUEN
MUSEUMSTYP
J. Georg FRIEBE
inatura - Erlebnis Naturschau Dornbirn, Jahngasse 9, A-6850 Dornbirn, [email protected]
Was muss ein Naturmuseum bieten, damit es Menschen von Fernseher und Joystick
wegbringt und in seine heiligen Hallen lockt? Als 1994 die Museumsträger Land Vorarlberg
und Stadt Dornbirn „Grünes Licht“ für die Neugestaltung der in die Jahre gekommenen
Vorarlberger Naturschau gaben, war klar, dass das neue Museum mehr leisten muss, als nur
eine Aneinanderreihung von Exponaten. Eine Arbeitsgruppe europäischer Fachleute nicht nur
für Museumsgestaltung erarbeitete ein Konzept, wie die Ausstellung neben interessierten
Laien auch die breite Masse ansprechen kann. Das neue naturhistorische Museum Vorarlbergs
sollte eine Ausstellung zeigen, die mit allen Sinnen erlebbar ist. Weil diese neue Art der
musealen Präsentation auch eine ideale Vermittlungsmöglichkeit für behinderte Menschen
bietet, wurde schon vor Beginn der Bauarbeiten eine Arbeitsgruppe „inatura ohne Barrieren“
installiert. Weitere Gestaltungsmöglichkeiten ergaben sich durch die Übersiedelung in ein
ehemaliges Industrieareal.
Im Gegensatz zu konventionellen Naturmuseen ist die inatura nicht nach Fachbereichen
gegliedert. Interdisziplinarität steht im Vordergrund. Auf einer „Forschergalerie“ wird die
Arbeit des Museumsgründers Siegfried Fussenegger aktuellen Forschungsprojekten
gegenüber gestellt. In der Hauptausstellung begibt sich der Besucher auf eine imaginäre Reise
durch die Lebensräume Vorarlbergs: Gebirge - Wald - Wasser - Stadt. Die Tierpräparate sind
nicht mehr in Vitrinen gesperrt - im Gegenteil: Sie können gestreichelt werden. Terrarien
zeigen lebende Tiere, die als statisches Präparat langweilig wären. Neben konventionellen
(Kurz-)Videos präsentieren vier 3D-Kinos die Schönheiten der Natur. Nicht das
Aussergewöhnliche steht im Vordergrund, sondern das vermeintlich Alltägliche wird in
erstklassigen Fotos und Filmen als etwas Besonderes erlebbar gemacht. Riechstationen und
Trinkwasserbehälter in unterschiedlichen Geschmacksrichtungen sprechen den Geruchssinn
an, und eine ausgeklügelte Beschallung sorgt für akustische Erlebnisse. Über ausgewählten
Themen informieren Infosäulen auf deutsch und englisch. Die kurz gehaltenen Texte stehen
zur freien Entnahme bereit.
Auch die Erdwissenschaften bilden keinen separaten Block, sondern sind in die gesamte
Ausstellung integriert. Die „Fussenegger-Galerie“ ist der Paläontologie gewidmet. Dies hat
historische Gründe: Das Zusammentreffen mit Raimund von Klebelsberg an der
Dolomitenfront des I. Weltkriegs gab für Fussenegger den Anstoss, die Natur Vorarlbergs in
einem Museum für die Bevölkerung zu dokumentieren. Seine erste Ausstellung zeigte daher
hauptsächlich Fossilien. Als Gegenpol informiert „Forschung aktuell“ über Erdbeben. Via
Direktleitung werden die Messungen der Erdbebenstation Damüls in der inatura sichtbar
gemacht. Eine Computerpräsentation informiert über die Hintergründe von Erdbeben. Als
besondere Attraktion für Kinder erwies sich ein Geophon, über das die Besucher am
Computer ihre „eigenen“ Seismogramme erstellen können.
Im Lebensraum „Gebirge“ erläutern Infosäulen die Plattentektonik und die unterschiedlichen
Gesteinstypen. Für die Mineralien musste auf die klassische Präsentationsform hinter Glas
zurück gegriffen werden. Grossvitrinen zeigen die attraktivsten Funde aus Vorarlberg.
Sedimentstrukturen aus quartären Sanden werden in zwei Lackprofilen präsentiert. Im „Wald“
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stehen naturgemäss Pflanzenfossilien im Vordergrund. Die Exponate (Palmblatt, Zimtbaum
etc. aus den Bausteinschichten) wurden bewusst so gewählt, dass das warme Klima im
Oligozän auch ohne Text vermittelt wird. Im „Wasser“ verleitet eine 3D-Präsentation zur
Zeitreise in vergangene Lebensräume: Mittels „Morphing“ verwandeln sich Fossilfotos in die
heute lebenden Nachfahren der versteinerten Tiere. Mammutzähne sind am Weg in die
„Stadt“ ausgestellt, und eine Infosäule ist den Mineralien gewidmet, die uns täglich - meist
ohne dass wir uns dessen bewusst sind - im Haushalt begegnen.
Naturvermittlung ist in der inatura nicht auf die Ausstellung beschränkt. Kurzvorführungen
durch die Museumspädagogen zu Spezialthemen gehört ebenso zum Standardangebot, wie
Fossiliengrabungen für Schulklassen. Damit die Bevölkerung über die Arbeiten des Museums
hinter den Kulissen informiert wird, werden aktuelle Forschungsergebnisse auf der Website
sowie im Infoblatt „inatura aktuell“ präsentiert. Presseaussendungen ergänzen die
Vermittlungsarbeit des Museums. Dabei darf nicht vergessen werden: Was für den
Wissenschaftler alltäglich und banal erscheint, erlaubt - richtig aufbereitet - dem Laien einen
Einblick in eine Welt, die ihm normalerweise verschlossen bleibt.
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CENTRAL TANZANIAN TECTONIC MAP (CTTM):
A STEP FORWARD TO DECIPHER PRE PAN-AFRICAN AND PANAFRICAN STRUCTURAL EVENTS
Harald FRITZ1, Veronika TENCZER1, Eckart WALLBRECHER1,
Christoph HAUZENBERGER1, Sospeter MUHONGO2, Georg HOINKES1,
Jürgen LOIZENBAUER1, Aberra MOGESSIE1 & Andreas BAUERNHOFER1
1
2
Institute of Earths Sciences, University of Graz, Austria
Department of Geology, University of Dar Es Salaam, Tanzania
From Central Tanzania, between Dodoma (west) and Morogoro (east), Nguru Mountains
(north) and Mahenge Mountains (south), we compiled a simplified structural map using
published geological maps and own observation. We defined 6 domains characterized by
distinctly different structural imprint and different age domains. These domains are (1)
Tanzanian Craton, (2) Konse Group, (3) Usagaran Eclogite Zone, (4) Usagaran Magmatic
Belt, (5) Ruaha domain and (6) Eastern Granulites. From these domains a study on
metamorphic conditions and rheology of the main rock forming minerals (quartz, feldspar,
amphibole, pyroxene) was performed. Combining these data with succession of structural
events and available geochronological data we present a model on pre Pan-African and PanAfrican tectonothermal events.
The overall geometry of both, the pre Pan-African and Pan-African events is governed by the
shape of the Archean Tanzanian Craton. The Craton behaved as a passive indenter. During
general W-E convergence the N-S trending Craton margin accumulated orthogonal
compressional structures, along the W-E trending margin strike-slip and extension occurred.
(1) The pre Pan-African convergence resulted in eclogite formation on the compressional side
of the Craton margin and approximately coeval emplacement of granitoids and island arc
volcanics on the extensional side. The penetrative fabric of high grade gneisses within
domains 3,4 predates emplacement of ca. 1.8 Ma old granitoids. Decompression fabrics from
granulite facies Usagaran rocks suggest a clockwise P-T history. (2) The Pan-African
convergence (from ca. 640 Ma onward) resulted in flat lying, westward directed thrusts on the
compressional side and strike-slip tectonics with arcuate structures and wrench zones on the
extensional side. Rheology variations suggest forward propagation of thrusts with
emplacement from deeper crustal levels in the east. All units are effected, but deformation
intensity decreases strongly from East (Eastern Granulites) to West (Craton Margin). Within
the Ruaha domain isothermal decompression from granulite facies is observed. (3) The
distribution of the Eastern Granulites mimics the shape of the indenter but internal structures
and P-T evolution differs. North - south extensional features and NE trending strike-slip shear
zones developed. Almost isobaric cooling is dominantly observed.
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ZIRKON- UND MONAZITALTER DES KELLERJOCHGNEISES
(NÖRDLICHES ZILLERTAL, TIROL, OSTALPEN)
Sonja GANGL1, Urs KLÖTZLI2, Friedrich FINGER3 & Peter TROPPER1
1
Institut für Mineralogie und Petrographie, Universität Innsbruck, Innrain 52, A-6020 Innsbruck, Österreich
2
Institut für Geologische Wissenschaften, Universität Wien, Althanstrasse 14, A-1090 Wien, Österreich
3
Institut für Mineralogie, Universität Salzburg, Hellbrunnerstrasse 34, A-5020 Salzburg, Österreich
Der Kellerjochgneis (Schwazer Augengneis) ist Teil der austroalpinen Decken nördlich des
Tauern Fensters und erstreckt sich von Schwaz im W bis Wörgl im E. Im Liegenden befindet
sich der Innsbrucker Quarzphyllit, im Hangenden schließt die Grauwackenzone an. Die
Kontakte zwischen den drei Einheiten sind tektonischer Natur.
Mikroskopische Beobachtungen weisen darauf in, dass es sich beim Kellerjochgneis um einen
seicht intrudierten Porphyroid handelt. Darauf weisen zum einen die Lösungsschläuche im
Quarz und zum anderen die Kalifeldspateinkristalle hin. Von der magmatischen Paragenese
des Kellerjochgneises sind noch Kfs + Ab + Ti-reicher Bt erhalten. Die alten Ti-reichen
Biotite zeigen spätere Rekristallisation (variszisch/eoalpin?) in Ti-armen Biotit und einer TiPhase (Rutil, Ilmenit, Titanit). Die eoalpine Paragenese besteht aus Qz + Ms + Bt + Ab + Kfs
+ Chl ± Stp. Akzessorisch treten Zirkon, Apatit, Ilmenit, Titanit, Epidot und Monazit auf.
Petrologische Untersuchungen zeigen eine letzte grünschieferfazielle Überprägung, die
aufgrund von Mikrostrukturen der eoalpinen Orogenese zugeordnet werden kann.
Thermobarometrische Berechnungen ergaben für die meisten Proben Drucke zwischen 4 und
8 kbar und Temperaturen zwischen 320°C und 380°C (Piber und Tropper, 2002).
Aufgrund geochemischer Untersuchungen konnte für den Kellerjochgneis eine peraluminöse
(A/CNK = 1,26 – 1,97), granitische bis granodioritische Zusammensetzung ermittelt werden.
Die Daten lassen eine genaue Zuordnung zu einem S- oder I-Typ Granit nicht eindeutig zu,
jedoch wurde eine Tendenz zum S –Typ festgestellt. U/Pb-Messungen an Einzelzirkonen des
Kellerjochgneises ergaben Konkordiaalter von 468 ± 1 Ma bzw. 469 ± 2 Ma. Für einen Aplit
mit der Paragenese Grt1 (Alm-reich) + Grt2 (Grs-reich) + Chl + Stp + Ab + Qz, der den
Kellerjochgneis durchschlägt, wurde ein leicht jüngeres Alter von 462 ± 1 Ma ermittelt. Das
Alter des Stengelgneises, ein im NE anschließender, wahrscheinlich stärker mylonitisierter
Kellerjochgneis, ist mit 479 ± 2 Ma deutlich höher. U-Th-Pb Elektronenstrahl
Mikrosondendatierungen von akzessorischen Monaziten, die randliche Umwandlungen in
Apatit, Allanit und Epidot zeigten, ergaben Alter von 465 ± 22 Ma und 469 ± 34 Ma und
stimmen trotz der hohen Fehler gut mit den Ergebnissen der Einzelzirkondatierungen überein.
Diese Alter entsprechen einem sauren, magmatischen Ereignis im unteren Ordovizium,
welches in den Ostalpen weit verbreitet ist. Weitere magmatische Ereignisse gleichen Alters
sind nämlich sowohl aus der nördlichen Grauwackenzone (Umgebung von Kitzbühel, Zeller
Furche, Radmer, Blasseneck Ratschengraben, Eisenerzer Raum und Hohe Veitsch) bekannt,
als auch im Thurntaler Quarzphyllit, Marteller Quarzphyllit, Brixner Quarzphyllit und dem
Comelico Gebiet (Heinisch, 1981).
Literatur
HEINISCH, H. (1981): Jahrb. Geol. B.-A., Bd. 124.
PIBER, A. und TROPPER, P. (2002): Mem. Sci. Geol., 54, 227-230.
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DEFINITION OF THE STRUBBERG FORMATION (CALLOVIAN TO
OXFORDIAN) IN THE LAMMER BASIN
(NORTHERN CALCAREOUS ALPS)
Hans-Jürgen GAWLICK
Department für Angewandte Geowissenschaften und Geophysik, Montanuniversität Leoben
The type area of the Strubberg Formation (Lammer unit = Lammer Basin) is located between
the Osterhorn Block (Trattberg Rise) in the north and the Tennengebirge in the south and was
formed as an elongate trough in the former area of the Late Triassic lagoonal carbonate
platform (Tirolicum of the Northern Calcareous Alps, former Staufen-Höllengebirgs nappe;
Upper Tirolic unit – FRISCH & GAWLICK 2003).
The Lammer Basin contains a more than 1.5 km thick series of Callovian/Oxfordian deepwater cherts and shales intercalated with breccias, mega-olistoliths and slides (Strubberg
Formation). This trough was formed in the former area of the Late Triassic lagoonal
carbonate platform. The redeposited rocks were derived from the continental margin along the
southern rim of the Northern Calcareous Alps (Dachstein reef tract and Hallstatt Zone).
The basin fill is composed of Callovian/Oxfordian deep-water sediments (radiolarites, cherty
limestones, marls), which contain in the type area different types of mass-flow deposits and
large slide masses in the early and middle Oxfordian. Examination of the stratigraphy and
facies of the resedimented clasts and blocks suggests that the Hallstatt Zone and adjacent
facies belts (Dachstein reef tract, Pötschen Formation, Hallstatt limestones, Meliaticum) were
destroyed and that their Triassic to Liassic sediments were eroded or mobilized as slides and
redeposited in the Lammer Basin. Sediment redepostion in the Lammer Basin ended in the
middle Oxfordian, later as the formation of the Trattberg Rise and the Tauglboden Basin to
the north. After a sedimentation gap in the early Kimmeridgian on top of slides, shallow water
carbonates of the Plassen Formation were deposited on top of several slide masses.
Name of the Strubberg Formation: CORNELIUS & PLÖCHINGER 1952.
Derivation of name: Mount Strubberg south of Abtenau as type section.
Remarks: The problem of the area around Strubberg is, that the cherty sediments in this
region are tectonically separated from the base and the top, also in this area the diagenetic
overprint is high. Mass-flow deposits are missing around Mount Strubberg. So the section
Sattlberg west is defined as new type section.
History: In the type area the cherty sediments with mass-flow deposits are called Strubberg
Formation. They are dated by underlying sediments; CORNELIUS & PLÖCHINGER (1952) give
an age range between late Liassic and Oxfordian. Other outcrops of cherty sediments with
mass-flow deposits in the Northern Calcareous Alps were in publications times mostly named
Tauglboden Formation. Also a lot of outcrops of the Strubberg Formation were mapped as
Allgäu Formation (e.g. geological maps of Bad Ischl), partly with mass-flow deposits, which
are named as „Grünanger Brekzie“with an age range of Pliensbachian to Oxfordian.
Definition: mostly cherty sediments (gray and black) with mass-flow deposits and
allochthonous slides (Hallstatt Mélange): Hallstatt limestones, Pötschen limestones and
dolomites, components and slides of the Triassic reef rim. Mostly bedded or laminated cherty
limestones, radiolarites and cherty marls, rich in radiolarians; manganeserich sediments.
Thickness of the sedimentary sequence of in the Lammer Basin (Strubberg Formation):
1800-2000 m in the type region with the mass-flow deposits and the slides; without slides,
only with the mass-flow deposits about 250 m. This can be visited on the type section west of
Sattlberg and in the Infangalm and Lammeregg area. The Lammer Basin fill in the central
Northern Calcareous Alps (= Hallstatt Mélange) contains in the whole central Northern
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Calcareous Alps a more than 1000 m sedimentary sequence including slides. Base of the
Strubberg Formation: red radiolarite of early Callovian age – Klauskogelbach Member. Top
of the Strubberg Formation: in the south red cherty limestones and radiolarites of late
Oxfordian age – Gotzental Member; in the north partly a stratigraphic gap and early
Kimmeridgian pelagic limestones on base of the Plassen Formation.
Type section: a new type section was defined by GAWLICK (1996, 2000) and GAWLICK &
SUZUKI (1999) for the Strubberg Formation: the Sattlberg section south Oberscheffau on the
forest road west of Sattlberg.
Type area: Lammer valley east of Golling on the northern rim of Tennengebirge.
Regional distribution: The Lammer Basin stretches from the Lofer area in the west (former
Berchtesgaden-Kühroint Basin, former parts of Schwendt-Glasenbach Basin) to the area of
Bad Mitterndorf in the east (sediments were formerly mostly dated as Liassic Allgäu
Formation).
Age of the Strubberg Formation: Early Callovian to middle Oxfordian (dated by
radiolarians – e.g. GAWLICK & SUZUKI 1999).
Underlying sediments: partly red radiolarite (early Callovian) of the Klauskogelbach
member) over red nodular limestones of the Klaus Formation or Liassic sediments of the high
Adnet Group after a sedimentary gap.
Overlying sediments: in the south red cherty limestones and radiolarites (late Oxfordian) of
the Gotzental Member); in the north partly a stratigraphic gap (late Oxfordian) and early
Kimmeridgian pelagic limestones on base of the Plassen Formation followed by shallow
water carbonates.
Differences to other formations: The differences to the other formations (Tauglboden
Formation, Sillenkopf Formation) with polymictic mass-flow deposits are:
a) stratigraphic range
b) carbonate clastic components and slides
c) paleogeographic position due to basin formation.
Tauglboden Formation: is younger (Oxfordian to early Tithonian), with underlying black or
red radiolarite of Callovian to early Oxfordian age. Components derived only from a nearby
topographic high (Trattberg Rise).
Sillenkopf Formation: Kimmeridgian to ?Tithonian, with underlying Strubberg Formation and
underlying reddish cherty sediments (Gotzental member), components of mixed origin
(Hallstatt Mélange, local materials, late Jurassic shallow water clasts).
Description of the basin fill: The sedimentary record in the Lammer Basin starts in the Early
Callovian with cherty limestones, radiolarites and marlstones. Upsection thin turbidites and,
later (Oxfordian), different types of internally chaotic debris-flow deposits with variable
matrix content are intercalated. The overlying, typically radiolarian-rich parts contain massflow deposits bearing various clasts derived from the proximal Hallstatt Zone (Pötschen
Formation of Zlambach facies; Carnian to Norian). Further upsection, mass flow deposits
with small resedimented clasts of Late Triassic condensed cephalopod limestones (Hallstatt
limestone) rarely occur together with large slides of Pötschen Formation of the same age. A
younger generation of mass-flow deposits also contains Pötschen Formation material but
ranging in age from Anisian to Liassic. The middle part of the Strubberg Formation (~Middle
Oxfordian) is characterized by large resedimented blocks and sheets of the siliciclastic
Werfen Formation (Scythian). These are overlain by 2-3 km sized slides of the Pötschen
Formation composed again of various dolomites and limestones (Carnian to Liassic). Massflow deposits on top of these large slides contain clasts and hectometric blocks of the Hallstatt
cephalopod limestones (Carnian to Norian) and small clasts of Middle Triassic radiolarites
and cherty limestones. This facies suggests an origin from the distal parts of the Hallstatt
Zone (Hallstatt Salzberg facies and Meliaticum). The piggy-back transportation (relicts of an
older basin formed in the south) of distal Hallstatt Salzberg facies and Meliaticum
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components in slide masses derived from the Zlambach facies area show that Callovian to
Oxfordian resedimentation was a multiple process. These slides are overlain by mass-flow
deposits (~Middle Oxfordian) with clasts from the Pötschen Formation (Carnian to Norian).
The upper part of the Strubberg Formation (Middle to ?Late Oxfordian) is characterized by
mass flows and slides bearing clasts of Hallstatt limestones (Carnian to Norian). In these
mass-flow deposits components from the Dachstein reefal limestone facies occur. The
sequence is terminated by large slides of the reefal Dachstein limestone facies zone (Scythian
to Liassic). These are, in turn, overlain by mass-flow deposits and by large blocks and slides
derived from the typical Hallstatt Salzberg facies. Sediment redepostion ended in the typical
Lammer Basin (= Strubberg Formation) in the ?late Oxfordian, contemporaneous with the
formation of the Sillenkopf Basin to the south and sediment redeposition from the Trattberg
Rise in the Tauglboden Basin to the north. In Kimmeridgian to Early Berriasian times,
limestones of the Late Jurassic carbonate platform (i.e., Plassen Formation) were deposited on
top of several slide masses sealing the chaotic basin fill. Sediments from of the shallow water
carbonate platform shed to the south filling up the Lammer Basin and the northern parts of the
Sillenkopf Basin.
The sedimentation trend in the Lammer Basin fill reflects the progressive closure of the
Tethys Ocean by the stepwise distal to proximal mobilization of the Hallstatt Zone.
Under financial support of the FWF projects P14131 and P15060.
References
CORNELIUS, H.P. & PLÖCHINGER, B. (1952): Der Tennengebirgs-N-Rand mit seinen Manganerzen und die Berge
im Bereich des Lammertales. - Jb. Geol. B.-A., 1952: 145-225, Wien.
FRISCH, W. & GAWLICK, H.-J. (2003): The nappe structure of the central Northern Calcareous Alps and its
of the Eastern Alps. – Int. Journ. Earth. Sci., 92: 712-727, (Springer) Berlin.
GAWLICK, H.-J. (1996): Die früh-oberjurassischen Brekzien der Stubbergschichten im Lammertal - Analyse und
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DEFINITION OF THE TAUGLBODEN FORMATION (OXFORDIAN TO
TITHONIAN) IN THE TAUGLBODEN BASIN (NORTHERN
CALCAREOUS ALPS)
Hans-Jürgen GAWLICK
The type area of the Tauglboden Formation (Tauglboden Basin) is located in the Osterhorn
Block north of the Trattnerg Rise (= Lower Tirolic unit – FRISCH & GAWLICK 2003).
In this basin, the lower part of the radiolarien chert (Callovian/Oxfordian, black and red
radiolarite – Ruhpolding radiolarite, e.g. TRAUTH 1948, DIERSCHE 1980 – with references and
new, unpublished data) is unaffected by gravitative resedimentation. The gravitative
resedimentation from the Trattberg Rise started during a later phase of radiolarien chert
deposition contemporaneous with the formation of the Tauglboden Basin (in the early
Oxfordian – unpublished data), i.e. later than in the Lammer Basin. The early Oxfordian to
early Tithonian Tauglboden Formation attains a thickness of about 500 m near the depocenter
in the southern part of the asymmetric Tauglboden Basin without the overlying basin
sediments of the Oberalm Formation which are part of the Tauglboden Basin. It consists of
resedimented and pelagic limestones, turbidites, grain flow deposits, and slides. The
Tauglboden Formation contains clasts of Late Triassic to Oxfordian age derived from the
adjacent Trattberg Rise to the south (= local material, e.g. Dachstein limestone, Kössen beds,
Adnet limestone, Klaus limestone, limestones of the Allgäu Formation, radiolarite). The mass
flows show a south-to-north transition from proximal to distal facies (SCHLAGER & SCHLAGER
1973). Flute casts, imbrications, and slumping also indicate transport from southerly
directions (SCHLAGER & SCHLAGER 1973).
Name of the Tauglboden Formation: SCHLAGER 1956.
Derivation of name: Tauglboden valley in the central Osterhorn Mountains.
History: In the type area the cherty sediments with mass-flow deposits are called Tauglboden
Formation. They were originally dated by underlying (HUCKRIEDE 1971) and overlying
sediments (STEIGER 1992). GAWLICK et al. (1999) date the upper parts of the Tauglboden
Formation with radiolarians as early Tithonian. Dating of the underlying red radiolarite is
difficult by the scarcity of radiolarians in the type area. First investigations show an early
Oxfordian age of the red radiolarite (GAWLICK & SUZUKI – unpublished data) and an early
Oxfordian age of the basal Tuglboden Formation (GAWLICK & SUZUKI – unpublished data).
Most outcrops of cherty sediments with mass-flow deposits in the Northern Calcareous Alps
were in newer times mostly named Tauglboden Formation (e.g., DIERSCHE 1980 – with
references). Also, a lot of outcrops, especially in the Salzkammergut area, of the Tauglboden
Formation were mapped as Allgäu Formation (e.g. geological maps of Bad Ischl – SCHÄFFER
1982), partly with mass-flow deposits, which are mostly named „Grünanger Brekzie“
(SCHÄFFER 1982) with an age range of late Liassic to Oxfordian. Reinvestigation of outcrops
show: a) in the western part of the middle sector of the Northern Calcareous Alps most
outcrops of Tauglboden Formation are Strubberg Formation, partly Sillenkopf Formation , b)
in the middle part of the middle sector of the Northern Calcareous Alps many outcrops of
Tauglboden Formation are Strubberg Formation and c) in the eastern part of the middle sector
of the Northern Calcareous Alps many outcrops of Allgäu Formation are Tauglboden
Formation.
Definition: mostly gray and black cherty sediments with mass-flow deposits and
parautochthonous slides derived from adjacent highs (Trattberg Rise). Mostly bedded or
laminated cherty limestones, radiolarites and cherty marls, often rich in radiolarians, partly
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with filaments and sponge spicula. The components of the mass-flow deposits are:
Hauptdolomite, lagoonal Dachstein limestone, Kössen beds, Adnet limestones, Allgäu
limestones, Klaus limestones, radiolarites, distal Strubberg beds, in the highest parts, very
rarely, shallow water limestones of the late Jurassic carbonate platform. The basin fill in the
central Northern Calcareous Alps contains in the whole region a more than 1000 m
sedimentary sequence including slides without the overlying Oberalm Formation.
Thickness of the sedimentary sequence: about 500 m in the type region with the mass-flow
deposits and the slides; without slides, only with the mass-flow deposits nearby 250 m. Base
of the Tauglboden Formation: red radiolarite of early Oxfordian age – Fludergraben member,
dated by radiolarians and underlying red nodular limestones with ammonites. Top of the
Tauglboden Formation: Oberalm Formation (late Early Tithonian to early Cretaceous).
Type section: Kesselwand section. The type section was described by SCHLAGER (1956),
SCHLAGER & SCHLAGER (1973) and GAWLICK et al. (1999). The type section begins in the
Urban Graben (see HUCKRIEDE 1971) and ends at the end of the Kesselstreet (SCHLAGER &
SCHLAGER 1969, 1973)
The type section is not complete in the mass-flows and slides. From facies of components and
mass-flows the type area represents a middle position in the Tauglboden Basin. Proximal
parts of the basin are not preserved in the type area, but can be seen in the Knerzenalm area,
the area southeast Bad Ischl and in the Unken valley (for references see GAWLICK & FRISCH
2003).
Type area: Tauglboden valley east of Kuchl in the inner parts of the Osterhorn Block.
Regional distribution: The Tauglboden Basin stretches from the Unken area in the west to
the area of Bad Ischl in the east (sediments were formerly mostly classified as Liassic Allgäu
Formation).
Age of the Tauglboden Formation: early Oxfordian to Early Tithonian (dated by
radiolarians – GAWLICK et al. 1999, GAWLICK & SUZUKI, unpublished data).
Underlying sediments: red radiolarites of the Ruhpolding Radiolarite Group, Fludergraben
member, Oxfordian (red radiolarite) over black radiolarite (Callovian) or red nodular
limestones of the Klaus Formation or Liassic sediments of the high Adnet Group after a
sedimentary gap.
Overlying sediments: Oberalm Formation with Barmstein layers (late Early Tithonian to
Berriassian – STEIGER 1992).
Differences to other formations: The differences to the other formations (Strubberg
Formation, Sillenkopf Formation) with polymictic mass-flow deposits are:
b) components and slides
Strubberg Formation: is older (Callovian to Oxfordian), with underlying red radiolarite of
early Callovian age (Klauskogelbach Member). Components derived from the Hallstatt facies
zone and adjacent shallow water areas of the Triassic carbonate platform (= Hallstatt
Mélange). See chapter Strubberg Formation for details.
Sillenkopf Formation: Kimmeridgian to ?Tithonian, with underlying Strubberg Formation and
underlying reddish cherty sediments (Gotzental member), components of mixed origin
(Hallstatt Mélange, local materials, late Jurassic shallow water clasts).
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CONODONT COLOUR ALTERATION INDEX (CAI) DATA OF
TRIASSIC CARBONATES IN THE ALBANIDES – NEW INSIGHTS ON
THE THERMAL OVERPRINT AND FIRST DETECTION OF A
POLYPHASE DIAGENETIC/METAMORPHIC OVERPRINT IN THE
DIFFERENT TECTONIC UNITS
Hans-Jürgen GAWLICK1, Lirim HOXHA2, Sigrid MISSONI1 & Wolfgang FRISCH3
1
University Leoben, Institute Geosciences, Leoben, Austria
2
Geological Survey of Albania, Tirana, Albania
3
University Tübingen, Institute of Geosciences, Tübingen, Germany
For the reconstruction of the geological and geodynamic history of the Albanides the
reconstruction of the Triassic carbonate platform is one of the most important requirements.
Actually, there is a controversial discussion about the facies belts of the Triassic shelf area in
the different units (MECO & ALIAJ 2000, SHALLO & ROBERTSON 2000). However, the facies
distributions are the key for the reconstruction of the Jurassic geodynamic history of the
Albanides and especially of the Mirdita ophiolite problem.
We dated the Triassic sediments with hemipelagic and pelagic influence within the carbonate
platform mainly by conodonts. The Conodont Colour Alteration Index (CAI) was used to
determine the diagenetic or metamorphic overprint of the carbonates. We found conodonts
nearly in all tectonic units of the Albanides except the Ionian unit in the westernmost area.
The thermal overprint of Triassic carbonates in the Albanides is completely unknown. Also,
the ages of shallow water carbonates and intercalated pelagic sequences are insufficiently
known. We started our investigations with fossil dating of the Triassic rocks, which, in many
cases, form huge slides embedded in a matrix of (Middle to Late) Jurassic radiolarian chert.
The CAI values revealed areas with high thermal overprint, mostly in the Triassic carbonates
of the central and eastern Albanides. A west-east traverse through all zones of the Albanides
shows highly contrastig CAI values and thus a complicated distribution pattern.
Rubiku area: Skuraj and Peshkopi Peripheral Complex (Albania), i.e. in periphery of the
Mirdita ophiolite zone - E Bosnian-Durmitor unit (ROBERTSON & SHALLO 2000). The Rubiku
complex is the westernmost part of the tectonic melanges east of the Ionian zone (KrastaCukali-Budva-Pindos-Olonos zones). In its western vicinity occurs Rubiku flysch (Bosnian
flysch in Dinarides - Boeotian flysch in Hellenides?). Different middle to Late Triassic slides
occur in a Callovian to Oxfordian cherty matrix sealed by Tithonian calpionella limestones,
which were interpretated as flysch-like deposits by SHALLO & ROBERTSON (2000). The slides
show low CAI values of 1.0-1.5 near Skuraj (western Krasta-Cukali unit) indicating only
moderate diagenetic overprint and of 1.5-2.0, 3.0-4.0 and 5.0-6.0 near Peshkopi indicating
hydrothermal influence (eastern Krasta-Cukali unit).
Puka area: The area west of Puka belongs tectonically to the Mirdita Ophiolite zone
(Dinaride/Albanian/Pindos ophiolite belt of ROBERTSON & SHALLO 2000, SHALLO & DILEK
2003). Triassic slides occur in a cherty matrix (radiolarites – late Middle to Late Jurassic;
GAWLICK, DUMITRICA, MISSONI – unpublished data). These slides show highly contrasting
CAI values: 1.5 (Kcira – Early to Middle Triassic: NOPCSA 1929) and 5.0 to 5.5 (Middle and
Late Triassic in age – GAWLICK, KRYSTYN, MISSONI – unpublished data). Near Blinisht
northeast Rubiko Triassic slides show CAI values of 1.0-1.5
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Kukes area: East of Kukes in the Korabi-Pelagonian unit occur CAI values of 2.0-3.0 and
3.0-4.0 nearby the Peripheral Complex. South of Kukes, the Late Triassic Hallstatt limestones
in the windows near Fshati show CAI values of 1.5.
Fierza area (Porav): Mirdita Ophiolite zone. The very complicated Fierza area shows
different CAI values in different localities. In the Porav section we determined CAI values of
1.5 from slides in the ophiolitic Melange and of 3.0 (-4.0) in mostly Middle to Late Triassic
pelagic Hallstatt type sediments directly on top of ophiolites (eastern belt ophiolite, GAWLICK,
KRYSTYN, MISSONI – unpublished data). It can be shown that the sedimentary succession
consists of two different, probably tectonic slices.
Librazhdi area: Mirdita Ophiolite zone. East of Librazhdi Late Triassic breccia components
in a jurassic cherty matrix on basis of the eastern belt ophiolite show CAI values of 2.0.
Langa: Peripheral Complex (eastern Krasta-Cukali unit; Albania), i.e. in periphery of Mirdita
ophiolite zone - E Bosnian-Durmitor unit. Middle Triassic carbonates in the Langa area show
low CAI values of 1.0-1.5.
Peladhi area: Peripheral Complex (Albania), i.e. in periphery of Mirdita ophiolite zone - E
Bosnian-Durmitor unit. In the Peladhi area, which belongs tectonically to the Mirdita zone,
we found CAI values in Middle and Late Triassic pelagic carbonates of up to 5.0, in some
places even 5.5-6.0.
Ohrid Lake (Lini): Peripheral Complex (Albania), i.e. in periphery of Mirdita ophiolite zone
- E Bosnian-Durmitor unit. Middle to Late Triassic carbonates show very high CAI values of
up to 6.0. Partly we can determine hydrothermal influence. This implies thermal overprint of
the pelagic and shallow water carbonates up to 400 °C.
We also dated the matrix of the slides by radiolarians as Middle to Late Jurassic (GAWLICK,
DUMITRICA, MISSONI – unpublished data). As shown by the good preservation of the
radiolarians, the thermal overpint of the matrix remained low. This leads to the important
conclusion that the thermal overprint of the Triassic carbonates predates the emplacement of
the slides into the radiolarian cherts and is therefore transported.
We also found a trend of decreasing thermal overprint from east to west, which overprinted
the transported slides. This thermal overprint is younger than early nappe stacking but older
as nappe reactivation and final emplacement in probably Early Tertiary times, because we
partly found inverted thermal overprint in the nappe stack.
These first results show that the Albanides have a polyphase thermal history, not exactly
dated at the moment. Our data show also that the previous tectonic interpretations have to be
modified and that a great number of age and termperature data will be needed.
References
NOPCSA F. (1929): Geologie und Geographie Nordalbaniens. - Geol. Ung. Ser. Geol. Vol. III. Budapest.
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Fig.: Tectonic Map of Albania (based on Geological Map of Albania). CAI values and sample locations.
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NEW DATA TO THE DIAGENETIC TO METAMORPHIC PATTERNS
IN THE EASTERN AND CENTRAL NORTHERN CALCAREOUS ALPS
Hans-Jürgen GAWLICK1 & Richard LEIN2
1
2
Institut für Geologie, Geozentrum Althanstraße, Universität Wien
We determine the diagenetic and metamorphic overprint in the eastern and the middle part of
the Northern Calcareous Alps, especially the Hallstatt Mélange = „Juvavic units“ and use
these data to reconstruct the Jurassic and Cretaceous thermal and tectonic history of the
western parts of the Tethys domain.
To reconstruct the Mesozoic thermal history, the knowledge of the paleogeographic position
of the tectonic units is of special interest. Therefore, diagenetic/metamorphic patterns
(together with geochronological, facies and stratigraphical data) are used to reconstruct the
relative position of nappes at the time of maximum heating and to subdivide nappe
complexes. This is especially important in the eastern and middle part of the Northern
Calcareous Alps, whose tectonic styles and paleogeographic positions are still debated
controversial.
The temperature reconstruction based mainly on CAI data, because in the eastern and central
Northern Calcareous Alps carbonates are the most common rocks. The latter is considered
especially promising, because Triassic carbonates are the most important lithologies within
the Northern Calcareous Alps.
Conodont colour alteration (CAI) studies reflect the polyphase tectonic history by a polyphase
thermal history and show two distinct units with a sharp CAI boundary. For our
reconstruction we find conodonts in the whole Triassic and resedimented as slides and
pebbles in Jurassic and Cretaceous deep water sediments. These resedimented triassic pebbles
and clasts in a matrix with low or no thermal overprint allow to determine resedimented
triassic rocks with thermal overprint (transported thermal overprint).
The southern unit and parts of the Hallstatt Mélange show strong alteration (CAI 5.5-6.0,
partly CAI 7.0; e. g. Hochkönig, Grimming, Mandling unit) with even local CAI inversions
(e. g. Hochkönig). The highest metamorphism (CAI >5.5) is transported and predates the
Upper Jurassic gravitational tectonic emplacement of the Hallstatt mélange and the
metamorphic unit onto the Upper Tirolicum in late Middle early Upper Jurassic times (late
Callovian to early Oxfordian). The high CAI values are related to tectonic burial in an
accretionary wedge formed during the closure of the Tethys Ocean. The northern units (=
Bavaric, Tirolic nappes) show a relatively homogeneous distribution of no or low grade
conodont alteration (CAI 1.0-2.0) increasing to the south and crossing nappe boundaries. This
thermal overprint can be date younger as Kimmeridgian and older as Berremian. Another
thermal overprint is related to metamorphism of the crystalline basement in the middle
Cretaceous and affected parts of the southern rim of the Northern Calcareous Alps with a
continuous south to north and bottom to top decrease in temperature and with medium CAI
values in the south (CAI 3.0-4.0, partly CAI 5.0).
This corresponds with the polyphase diachronous metamorphic history in the Austroalpine
basement. A first metamorphic cycle, which included high-pressure metamorphism in the
Hallstatt zone, yielded radiometric ages roughly between 160 and 130 Ma. This event affected
the Greywacke Zone and its Paleozoic equivalents and parts of the Northern Calcareous Alps.
With CAI investigations we can subdivide this cycle in a) transported slides and pebbles and
b) in situ thermal overprint after the emplacement of the Hallstatt Mélange = „Juvavicum“.
The second cycle, which includes high-pressure metamorphism in the crystalline basement,
embraces ages from roughly 110 to 80 Ma. It is found in the Austroalpine crystalline
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basement and overprinted Paleozoic terrains and the southern parts (including Hallstatt
limestones – W. Frank, unpublished) of the Northern Calcareous Alps.
We former investigate units with strong alteration of the central and eastern part of the
Northern Calcareous Alps (e.g., Hochkönig, Mürzalpen unit), partly with CAI inversions,
locations with metamorphic blocks and slides in Upper Jurassic carbonate clastic radiolaritc
flysch basins, areas with backthrusting and imbrication of the CAI-zones with tectonic
shortening (e.g. southern part of the Dachstein block) and areas with medium CAI values with
south to north and bottom to top decrease in temperature (e.g. Schneealpen unit, Salzburg and
Berchtesgaden area). In some parts of the Northern Calcareous Alps the CAI-zones are
destroyed by Miocene lateral tectonic extrusion.
The mapping of detailed CAI zones is important for the reconstruction of the paleogeographic
and tectonic configuration in Upper Jurassic and Cretaceous times and helps to understand the
recent block puzzle of the Northern Calcareous Alps. For example, unknown tectonic
boundaries can localized and „classical“ stratigraphic successions can shown as tectonic
imbrication. The emplacement of some slides with CAI values of CAI 1.0 (e.g. Blühnbachtal
area, Rettenstein, Hüpfliger slides) is younger than the youngest metamorphic overprint of the
southern rim of the Northern Calcareous Alps and may related to Miocene lateral tectonic
extrusion. By mapping of the zones we can estimate lateral movements, block rotations. By
using CAI data we can show a stronger tectonic shortening along the southern rim of the
Northern Calcareous Alps as known. Two styles are known: northern thrusting with inverse
CAI imbricates (e.g. Hochkönig but only manifested by few conodont samples in the
moment) and southern thrusting (e.g. Dachstein unit).
On base of our newest results, for Jurassic and early Cretaceous times we can distinguish
three thermal overprints in the middle and eastern NCA confirmed by stratigraphic and
geochronological data:
1. A thermal overprint older than Oxfordian or Kimmeridgian: some slides with high
CAI-values (CAI 6.0-7.0) are incorporated in late Jurassic radiolarites in areas with
low or no thermal overprint. This thermal overprint affects the slides and mass-flow
components south of their present position before their emplacement in the late
Jurassic radiolarite basins and show middle to late Jurassic tectonic shortening and
mobilization south the present southern rim of the NCA,
2. A thermal overprint younger than Oxfordian to Kimmeridgian after the emplacement
of the „Juvavicum“ and older than Hauterivian. This thermal overprint cross the
Oxfordian/Kimmeridgian slide and nappe boundaries and affects also the late Jurassic
matrix. This thermal overprint produces CAI-values of CAI 1.5 in the northern
Hallstatt Mélange = „Juvavicum“ and max. CAI 5.0 in the southern part.
Resedimented slides and blocks of this thermal event we find resedimented in
Hauterivian flyschoid sediments showing the ongoing tectonic shortening in early
Cretaceous times,
3. A thermal overprint, which is very well dated by geochronological investigations as
pre-gosauic (100-90 Mio. a) affecting the southern rim of the NCA.
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Fig. 1: CAI maps on base of tectonic maps of TOLLMANN (1985).
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ALLOCHTHONOUS LATE JURASSIC REEFAL CARBONATES ON
TOP OF SERPENTINITES IN THE ALBANIDES (ALBANIA,
KURBNESH AREA) – NEW DATA FOR THE DEVELOPMENT OF THE
IDEAS ON THE ORIGIN OF ALBANIAN OPHIOLITES
Hans-Jürgen GAWLICK1, Felix SCHLAGINTWEIT2, Lirim HOXHA3,
Sigrid MISSONI1 & Wolfgang FRISCH4
1
2
3
Geological Survey of Albania, Tirana, Albania
4
Institut für allgemeine Geologie, Eberhard-Karls-Universität, Sigwartstrasse 10, 72074 Tübingen, Deutschland
The Albanian ophiolites represent the remnants of Mesozoic oceanic crust by occurence
within the Dinaride-Hellenide segment of the Alpine orogenic system. A lot of new studies
(e.g., ROBERTSON & SHALLO 2000, SHALLO & DILEK 2003 – with references) show two
different ophiolitic belts: according to these authors, the western ophiolite belt and the eastern
ophiolite belt form a small ocean basin (Pindos-Mirdita basin) since late Early Jurassic (ca.
185 MA), which was closed in Late Jurassic times. Flysch deposition should start in Tithonian
times with maximum redeposition in Early Cretaceous.
The Albanian ophiolites and the reconstruction of their geodynamic history form therefore a
critical transition from the Alpine Jurassic ophiolites in the northwest to the JurassicCretaceous ophiolites and also in the eastern Mediterranean area to the southeast. Thus, these
ophiolites form a significant geological and geodynamic link between these two different
interpreted domains within the Tethyan realm.
The Perlat-Kurbnesh ophiolitic melange is in central position of the eastern ophiolithic belt
and should be overlain by Early Cretaceous flyschoidal sediments indicating the closure of
the Mirdita Ocean since Tithonian. In the recent suprasubduction model (e.g., ROBERTSON &
SHALLO 2000), an intraoceanic subduction zone was formed between the western and the
eastern ophiolite belt around the Middle/Late Jurassic boundary. Along these subduction
zones, the first flysch deposits should occur in Tithonian times forming deep water carbonates
of Maiolica type. Since the Early Cretaceous, the redeposition of coarse grained flysch
deposits is evidenced by several authors, e.g. nearby the Kurbnesh area (MARKU 2002).
In the Kurbnesch area in central Albania, we evidenced the existence of an unknown Late
Jurassic shallow water carbonate platform by component analysis of mass-flow deposits in
pelagic sediments. Late Jurassic to Lower Cretaceous pelagic sedimentary succession on top
of serpentinites seals the thrusting events in the central Albanides. The serpentinites are part
of the Perlat-Kurbnesh ophiolitic melange of the eastern ophiolite belt (dated as Middle to
early Late Jurassic by means of radiolarians in different localities – unpublished new data by
GAWLICK, DUMITRICA, MISSONI).
The Kurbnesh section
The radiolarian cherts (?Callovian, ?Oxfordian) follow the serpentinites and are in turn
overlain by a 30 m thick series of mass-flow deposits intercalated with pelagic and allodapic
limestones. In the mass-flows, a large number of shallow water litho- and bioclasts occur
deriving from an unknown carbonate platform area. Reefal components with stromatoporoids
amongst Tubuliella fluegeli TURNSEK and Tubulitella cf. rotunda TURNSEK being most
abundant, sponges (e.g. pharetronids, Calcistella sp., siliceous sponges), corals and
Bacinella/Lithocodium-crusts are dominating. Noteworthy, that T. fluegeli and T. cf. rotunda
has been described from a several hundreds of kilometer wide Upper Jurassic reef-belt in
Slovenia, whose continuation has been assumed in Albania (MILAN 1969, TURNSEK 1966,
TURNSEK et al. 1981). There are also components of possible lagoonal origin as well as slope
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deposits and basinal carbonates. In different clasts we find rare remains of dasycladales, and
most common and significant the protohalimedacean alga Nipponophycus ramosus YABE &
TOYAMA, the benthic foraminifera Protopeneroplis striata WEYNSCHENK, the incertae sedis
Koskinobullina socialis CHERCHI & SCHROEDER and Radiomura cautica SENOWBARIDARYAN & SCHÄFER, and the problematic alga Consinocodium japonicum ENDO crudely
determining a Kimmeridgian-Tithonian age. Indications for Berriasian parts have not yet been
evidenced.
This carbonate platform must have been eroded by later orogenic events or simply has not
been discovered so far. The rocks of the Munella carbonate platform on top of the ophiolites
of the Eastern Belt are dated for the moment as Hauterivian or Barremian-Aptian. In the
moment there are no new data available directly from the Munella platform.
These new detected and investigated mass-flows with the Upper Jurassic clasts are overlain
by pelagic limestones dated as Late Berriasian by finding of Calpionellids (HOXHA 2001). On
top of the latter, a more than hundred meter thick succession of flysch-like deposits follows,
containing a large number of reefal limestone clasts. In these mass-flows, identical with the
mass-flows overlying the plagiogranite volcanic, ultramafic and gabbro grains are common.
The Late Berriassian to Valanginian age of these mass-flows can be manifested by the
occurrence of Protopeneroplis ultragranulata (GORBATCHIK), Pseudocyclammina lituus
(YOKOYAMA), Trocholina chiocchini MANCINELLI & COCCIA and Trocholina campanella
ARNAUD-VANNEAU et al. and Macroporella praturloni DRAGASTAN.
The detection of an eroded Late Jurassic shallow water carbonate platform which topped the
ophiolites of the Eastern Belt and sealed the ophiolitic melange below, shows that the
orogenic events in the Albanian ophiolite belt started much earlier as expected and seems to
be contemporaneous with the carbonate clastic radiolaritc flysch formation in the Northern
Calcareous Alps, which is also sealed by a Kimmeridgian to Tithonian shallow water
carbonate platform. Thus, the Middle to Late Jurassic evolution of the Pindos-Mirdita Ocean
Basins in the Albanides has to be critically checked in the light of our new results.
Our new data on the dating of the sealing of these ophiolites, dating their emplacement bring
them in a greater geodynamic scenario for the southeast Tethyan region. The actual
controversial discussions about the tectonic interpretation of these ophiolites show, that we
need a lot of new stratigraphic data from all sediments in contact with these ophiolites.
References
HOXHA, L. (2001): The Jurassic-Cretaceous orogenic event and its effects in the exploration of sulphide ores,
Albanian Ophiolites, Albania. – Eclogae Geol. Helv. 94: 339-350, Basel.
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Archives of Albanian Geological Survey.
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und Velika Kapela. – Geol. Inst. Zagreb., 22 (11-16): 135-218; Zagreb.
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Mediterranean context. - Tectonophysics 316: 197-254, Amsterdam.
SHALLO, M. & DILEK, Y. (2003): Development of the ideas on the origin of Albanian ophiolites. – Geol. Soc.
America, Spec. Paper 373: 351-363, Boulder.
TURNSEK, D. (1966): Upper Jurassic Hydrozoan fauna from southern Slovenia. – Razprave Diss., 9: 337-428;
Ljubljana.
TURNSEK, D., BUSER, S. & OGORELEC, B. (1981): An Upper Jurassic reef complex from Slovenia, Yugoslavia. –
SEPM Spec. Pub., 30: 361-369; Tulsa.
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Kimmeridgian
-
Tithonian
Berriasian - ? Valanginian
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pharetronid sponges
"stromatoporoids" (e.g. Tubulitella fluegeli TURNSEK)
siliceous sponges
Mikroproblematica
Calcistella sp.
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chaetetids
corals
Consinocodium japonicum ENDO
Carpathiella triangulata MISIK, SOTAK & ZIEGLER
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Carpatiella perforata MISIK, SOTAK & ZIEGLER
"Tubiphytes" morronensis CRESCENTI
Radiomura cautica SENOWBARI-DARYAN & SCHÄFER
Koskinobullina socialis CHERCHI & SCHROEDER
Iberopora bodeuri GRANIER & BERTHOU
Calcareous algae
Coptocampylodon aff. lineolatus ELLIOTT
Bacinella / Lithocodium
"Rivulariaceae"
Nipponophycus ramosus YABE & TOYAMA
Macroporella? praturloni DRAGASTAN
Montenegrella floifera SOKAC & NIKLER
Salpingoporella ? sp.
Benthic Foraminifera
Clypeina sulcata (ALTH)
Dasycladales indet.
Troglotella incrustans WERNLI & FOOKES
Trocholina sp.
Trocholina campanella ARNAUD-VANNEAU et al.
Trocholina chiocchini MANCINELLI & COCCIA
Pseudocyclammina lituus (YOKOYAMA)
Protopeneroplis ultranulata (GORBATCHIK)
Protopeneroplis striata WEYNSCHENK
Neotrocholina sp.
Mohlerina basiliensis (MOHLER)
Sample (Al- )
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Metazoa
?
?
?
?
Tab. 1: Benthic Foraminifera, Calcareous Algae, Mikroproblematica and Metazoa in the Kurbnesh section
Kimmeridgian to ?Valanginian).
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SEDIMENTOLOGIE, MIKROFAZIES, STRATIGRAPHIE UND
MIKROPALÄONTOLOGIE DER BARMSTEINKALKE DER
TYPLOKALITÄT NORDWESTLICH HALLEIN (HOHES TITHONIUM
BIS TIEFERES BERRIASIUM; SALZBURGER KALKALPEN,
DEUTSCHLAND, ÖSTERREICH)
Hans-Jürgen GAWLICK1, Felix SCHLAGINTWEIT2 & Sigrid MISSONI1
1
Montanuniversität Leoben, Department für Angewandte Geowissenschaften und Geophysik, Prospektion und
Angewandte Sedimentologie, Peter-Tunner-Straße 5, 8700 Leoben, Österreich.
2
Nach aktuellen geodynamischen Vorstellungen zur frühorogenetischen Entwicklung der
Nördlichen Kalkalpen kommt insbesondere den mittel- bis oberjurassischen Sedimenten im
Mittel-Abschnitt der Nördlichen Kalkalpen eine herausragende Rolle zu. Während bisher
besonders die Bearbeitung der Kieselsedimente mit ihren eingelagerten polymikten
Brekzienkörpern viele neue Erkenntnisse für die Rekonstruktion der frühen
plattentektonischen Geschichte der Nördlichen Kalkalpen lieferte, wurden die diesen
folgenden Flach- und Tiefwassersedimente der Ober-Jura-Karbonatplattform (Kimmeridgium
bis Berriasium) meist als neoautochthone Überlagerung dieses spät-mittel- bis frühoberjurassischen Ereignisses verstanden. Neuere Untersuchungen haben dagegen gezeigt, daß
sich diese Ober-Jura-Karbonatentwicklung nicht auf einem tektonisch relativ ruhigen
Schelfareal bildete, sondern die weiterhin anhaltende tektonische Einengung wurde durch z.T.
sehr hohe Sedimentationsraten nur verschleiert. Dabei siedelten sich die
Flachwasserorganismen auf den sich seit dem Oxfordium bildenden Deckenstirnen (=
Hochzonen, z.B. Trattberg-Schwelle) an und progradierten von dort aus über die
verschiedenen Radiolaritbecken (GAWLICK & FRISCH 2003). Selbst Zonen mit konstant hoher
oder sich im Tithonium sogar verstärkender tektonischer Subsidenz wurden dabei mit
Flachwasserkarbonaten verfüllt (v.a. im Bereich des südlichen Lammer-Beckens), wie dies
am Beispiel der Typlokalität der Plassen-Formation, dem Plassen, gezeigt werden konnte.
Der Große (851 m AN) und der Kleine Barmstein (841 m AN) nordwestlich von Hallein im
Grenzbereich der Berchtesgadener und Salzburger Kalkalpen stellen die Typlokalität der
Barmsteinkalke dar. Die Barmsteine bilden das Liegende einer Ober-Tithonium- bis UnterBerriasium-Schichtfolge.
Die Neuuntersuchung der Typlokalität der Barmsteinkalke hat ergeben:
daß diese sich nicht aus einer einheitlich aufgebauten, mächtigen Mass-flow-Ablagerung,
sondern aus mehreren Einzelschüttungen, die z.T. mehrere Meter mächtig werden können,
zusammensetzen. Packstones der Oberalm-Formation bzw. allodapische Kalke zwischen den
einzelnen polymikten Schüttungen treten wiederholt auf.
Daß die klassische Durchzählung der Barmsteinkalklagen (B0 bis B4) in diesem Sinne eher
dahingehend verstanden werden muss, daß es Zeiten verstärkter tektonischer Aktivität gab, in
denen grobklastisches Karbonatmaterial von der Plattform in das nördlich angrenzende
Becken geschüttet wurde. Auch Meeresspiegelschwankungen mit jeweils veränderter
Karbonatproduktionsrate bzw. Trockenfallen und Erosion weiter Plattformbereiche mit
Umlagerung in das nördlich angrenzende Tauglboden-Becken könnten eine Rolle spielen.
Daß die Barmsteine selbst aufrecht lagern und als Basis zusammen mit der Tithonium- bis
Berriasium-Schichtfolge in der Umrahmung der Hallein – Bad Dürrnberger Hallstätter Zone
nicht die sedimentäre Überlagerung der Hallstätter Gesteine, die einen Sattel darstellen sollen,
sondern sind von dieser durch steilstehende Störungen abgetrennt, bilden. Sie bilden auch
keine Mulde, auf der Hallstätter Gesteine auflagern.
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Mit Hilfe der Komponentenanalyse lässt sich für den Zeitraum des höchsten Ober-Tithonium
bis tieferen Unter-Berriasium sowohl die Faziesentwicklung als auch die tektonischen
Steuerungsmechanismen im Liefergebiet erstmals näher rekonstruieren. Bisher konnte nur im
Bereich des Plassen, der Trisselwand und dem Dietrichshorn bei Lofer Ober-Tithonium bzw.
Unter-Berriasium nachgewiesen werden. Während im unteren Ober-Tithonium am Plassen
noch eine lagunäre Entwicklung auftritt, dominieren im Tithonium/Berriasium-Grenzbereich
bereits riffartige Gesteine des Plattformrandes. Diese Rekonstruktion geschieht vor dem
Hintergrund der bekannten Entwicklungsgeschichte im Bereich des heutigen
Kalkalpensüdrandes, wie sie für den Zeitraum von höheren Bathonium bis in das
Kimmeridgium hinein vorgestellt werden konnte. Mit Hilfe dieser neuen Daten kann nun die
Rekonstruktion für das Tithonium und die tiefere Unter-Kreide erweitert werden, z.Zt.
allerdings nur für den Teil des Tief-Tirolikum, d.h. den Ablagerungsraum des TauglbodenBeckens.
Die aus den Komponentenbestandsanalysen gewonnenen Erkenntnisse verfeinern somit die
Faziesrekonstruktionen der Flachwasserkarbonatentwicklung in den Nördlichen Kalkalpen im
Jura/Kreide-Grenzbereich. Ebenso gestatten sie erstmals eine Rekonstruktion der Fazieszonen
südlich des Ablagerungsraumes der auftretenden Barmsteinkalklagen im Hangenden des
Tauglboden-Beckens (= Tief-Tirolikum), d.h. im Bereich des hochtirolischen Herkunftsgebiet
der Klasten. Die Barmsteinkalke unterscheiden sich in ihrem Komponentenbestand, der die
jüngsten Anteile der Karbonatplattform repräsentiert, nur geringfügig von den in die
Oberalm-Formation eingeschalteten allodapischen Kalken. Diese oft nur bis Dezimeter
mächtigen Bänke werden von vielen Autoren deshalb mit den Barmsteinkalklagen
gleichgesetzt. Aus den genannten Gründen ist aber eine klare Trennung zwischen den Lagen
mit resedimentierten und aufgearbeiteten Klasten in den Barmsteinkalklagen s. str. und den
allodapischen Kalken nur in sofern gegeben, als das Sortierungsprozesse v.a. die
Fremdkomponenten fehlen läßt. Allerdings muss festgestellt werden, daß die Brekzienlagen
zyklisch auftreten, während die allodapischen Kalke a) während des gesamten Zeitraumes der
Sedimentation der Oberalm-Formation und b) verstärkt in den Zeiten auftreten, in denen die
typischen Barmsteinkalke mit Fremdkomponenten fehlen.
Die Barmsteinkalklagen weisen somit eindeutig auf tektonische Aktivität hin, die scheinbar
episodisch im höheren Tithonium auftritt und/oder die mit Trockenfallen und Erosion des
Plattformareals im Süden zusammenhängt, d.h. ihre Mobilisierung ist eher auf Regression
bzw. Trockenfallen der Plattform zurückzuführen. Das wird auch durch die Klasten innerhalb
der verschiedenen Mass-flows bestätigt. Die allodapischen Schüttungen dagegen scheinen
eher Meeresspiegelhochstände mit hohem Export von einer progradierenden Plattform
darzustellen. Dazu werden in weiterer Folge detaillierte Untersuchungen an der gesamten
Schichtfolge der Oberalm-Formation inkl. der basalen Schrambachschichten, d.h. im
gesamten Zeitbereich zwischen dem höheren Unter-Tithonium bis zum tieferen Berriasium
notwendig sein, um diese Zyklen genauer herausarbeiten zu können und die Ursache für
dieses
Wechselspiel
der
Sedimentation
zu
klären:
Tektonik
versus
Meeresspiegelschwankungen.
Als Definition der Barmsteinkalke kann auf der Basis der Untersuchungen von STEIGER (1981
– cum lit.) und der eigenen Neuuntersuchungen deshalb folgendes gelten:
Als Barmsteinkalke werden polymikte Mass-flow-Ablagerungen, die einerseits als
Olistostrome und andererseits als Debris- bzw. Slide-flows entwickelt sind, und die in die
hochuntertithone bis tiefkretazische Oberalm-Formation eingelagert sind, verstanden. Die
Barmsteinkalklagen entwickeln sich sukzessive aus den Brekzien der Tauglboden-Formation
heraus unter Zunahme des Ober-Jura-Seichtwasserkarbonatklastenbestandes. Während im
höheren Unter-Tithonium Ober-Jura Flachwasserklasten nur untergeordnet im
Komponentenbestand auftreten, nimmt zum Hangenden hin die Menge an
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Fremdkomponenten (v.a. Dachsteinkalk, Adneter und Klaus Kalke, Radiolarite) langsam ab,
die der Flachwasserklasten sukzessive zu. Einhergehend mit ihrem vermehrten Auftreten im
Komponentenbestand nimmt der Kalkgehalt der Matrix (kieselige Matrix in der TauglbodenFormation und kalkige Matrix der Oberalm-Formation) allmählich zu.
Alter der Oberalm-Formation, in die die Barmsteinkalklagen eingeschaltet sind: hohes UnterTithonium bis Mittel-Berriasium, datiert mit Hilfe von Radiolarien und Calpionellen.
Unterlagerung der Folge: Tauglboden-Formation (Unter-Oxfordium bis Unter-Tithonium),
datiert mit Hilfe von Radiolarien.
Überlagerung: Schrambachschichten s. str.
Der Definition einer lithostratigraphischen Einheit als kartierbare Einheit können die
Barmsteinkalke nur bedingt genügen, da es sich bei diesen um aus mehreren Schüttungen
zusammengesetzte Olistostrome/Mass-flow-Ablagerungen/Grobturbidite handelt, die in die
Oberalm-Formation eingelagert sind. Auch dem Anspruch eines Members werden die
Barmsteinkalklagen auf Grund ihre Genese und ihres Auftretens nicht gerecht. Dennoch sollte
der Name Barmsteinkalke erhalten bleiben, auch wenn er nicht in die aufgestellten Schemata
zur Definition von Formationen oder Members genügt, denn die Entstehung der
Barmsteinkalklagen charakterisiert hervorragend das sedimentäre und geodynamische Umfeld
während des höchsten Juras bzw. der tiefsten Unter-Kreide und dokumentiert in beispielhafter
Weise die Veränderungen des Liefergebietes.
Der Name Barmsteinkalke darf auf Grund der Definition und der unter- sowie überlagernden
Formationen nur für den Sedimentationsraum angewendet werden, in dem auch die OberalmFormation s. str. abgelagert wurde, d.h. für den paläogeographischen Sedimentationsraum des
Tauglboden-Beckens, d.h. jenem Radiolarit-Becken nördlich der Trattberg-Schwelle, das dem
Tief-Tirolikum i.S. von FRISCH & GAWLICK (2003) entspricht. Alle anderen Brekzienlagen
innerhalb oberjurassischer Beckensedimente können auf Grund ihrer Matrix, ihres Alters und
ihres Komponentenbestandes klar von den Barmsteinkalken abgegrenzt werden. Dabei ist zu
bemerken, daß sich die Matrix, besonders die pelagischen Mikrite im Hangenden des
Radiolarites bzw. der Strubberg-Formation lithologisch und lithofaziell nicht oder nur sehr
geringfügig, v.a. in der mikrofaziellen Charakteristik, von der Oberalm-Formation
unterscheiden, sondern nur stratigraphisch. Die Unterscheidung dieser Beckenkarbonate von
der Oberalm-Formation somit ist meist nur durch die Analyse der eingelagerten
Brekzienlagen/Mass-flow-Ablagerungen bzw. der Analyse der Unter- und Überlagerung
möglich.
Literatur
FRISCH, W. & GAWLICK, H.-J. (2003): The nappe structure of te central Northern Calcareous Alps and its
disintegration during Miocene tectonic extrusion – a contribution to understanding the orogenic evolution
of the Eastern Alps. – Int. J. Earth Sci., 92: 712-727; Stuttgart.
in the Northern Calcareous Alps: sedimentology, basin evolution and tectonics - an overview. – N. Jb.
Geol. Pal. Abh., 231: 163-213, Stuttgart.
STEIGER, T. (1981): Kalkturbidite im Oberjura der Nördlichen Kalkalpen (Barmsteinkalke, Salzburg,
Österreich). – Facies, 4: 215-348; Erlangen.
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DIE BARMSTEINKALKE DES HÖHERSTEIN-PLATEAUS UND
ANALYSE DES KOMPONENTENBESTANDES DER
UNTERLAGERNDEN TAUGLBODEN-FORMATION – NEUE
ERGEBNISSE ZUR REKONSTRUKTION DER PALÄOGEOGRAPHIE
IM OBER-JURA DES SALZKAMMERGUTES AUF DER BASIS VON
STRATIGRAPHISCHEN UND FAZIELLEN UNTERSUCHUNGEN
Hans-Jürgen GAWLICK1, Felix SCHLAGINTWEIT2, Hisashi SUZUKI3 & Richard LEIN4
1
Angewandte Sedimentologie, Peter-Tunner-Straße 5, 8700 Leoben, Österreich
2
3
GEOTEC GmbH, Kyoto, Japan
4
Universität Wien, Institut für Geowissenschaften, Geozentrum Althanstraße 14, 1090 Wien, Österreich
Die paläogeographische Rekonstruktion der spät mittel- und oberjurasischen
Ablagerungsräume des zentralen Salzkammergutes setzt die detaillierte Kenntnis der
stratigraphischen und faziellen Entwicklung der einzelnen Schichtfolgen voraus. Dabei sind
besonders die kieseligen Abfolgen (Strubberg-Formation und Tauglboden-Formation) mit
ihren eingelagerten polymikten Brekzienkörpern und die Entwicklung der überlagernden
oberjurassischen Flachwasserkarbonate von entscheidender Bedeutung.
Das Höherstein-Plateau nördlich Altaussee (ÖK 96 Bad Ischl) gehört nach Auffassung fast
aller Autoren zur Hallstätter Zone des zentralen Salzkammergutes. Neuerdings wurde von
FRISCH & GAWLICK (2003) diese bisherige, klassische tektonische Gliederung auf der Basis
der Rekonstruktion der geodynamischen Entwicklung im späten Mittel-Jura und Ober-Jura
sowie den Ereignissen der miozänen lateralen tektonischen Extrusion auf eine neue
Grundlage gestellt. Deshalb wurde das Höherstein-Plateau dem Tief-Tirolikum und der
südlich anschliessende Sandling dem Hoch-Tirolikum zugeordnet.
Neuntersuchungen der Kieselsedimente an der Basis der Ober-Jura Seichtwasserkarbonate
des Höherstein-Plateaus haben ergeben, daß diese auf Grund ihrer Alterstellung und des
Komponentenbestandes der eingeschalteten Mass-Flow Ablagerungen und Gleitschollen zur
Tauglboden-Formation und damit zum Tief-Tirolikum zu stellen sind. Die im Liegenden der
oberjurassischen Flachwasserkarbonate auftretende Folge ist direkt mit der der TauglbodenFormation im Bereich des Typusgebietes zu vergleichen. Neuuntersuchungen der
oberjurassischen karbonatischen Resedimente des Höherstein-Plateaus haben ergeben, daß es
sich bei diesen, den Kieselsedimenten folgenden Mass-Flow Ablagerungen um
Barmsteinkalke des höheren Tithonium bis tieferen Berriasium handelt. Daneben wurden die
polymikten Brekzienkörper an der Basis des Sandling untersucht und deren Matrix datiert.
Diese Brekzienkörper sind auf Grund Ihres Komponentenbestandes und dem Alter der Matrix
(Callovium bis Oxfordium) eindeutig der Strubberg-Formation zuzuordnen und direkt mit
dem Typusgebiet zu vergleichen.
Aus der Entwicklung der Komponentenbestandszusammensetzung der einzelnen
übereinander folgenden Turbidite, Brekzienkörper und Gleitschollen im tieferen Oxfordium
kann folgende Entwicklungsgeschichte des Herkunftsgebietes der Klasten rekonstruiert
werden: Über dem geringmächtigen roten Radiolarit des tiefsten Oxfordium werden zunächst
geringmächtige Folgen aus grauschwarzen Kieselkalken, Radiolariten und Kieselmergeln
abgelagert, die die Umstellung des Ablagerungsraumes von einer Position mit geringer
Sedimentakkumulation, die den gesamten Dogger umfasst, in eine Position mit mächtiger
Sedimentakkumulation belegen. Diese grauschwarzen Kieselsedimente konnten wie der
basale rote Radiolarit mit Hilfe von Radiolarienfaunen in das Unter-Oxfordium eingestuft
werrden.
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Später, aber noch im Unter-Oxfordium, schalten sich in diese Folge zunächst
Crinoidenturbidite mit vereinzelten allochthonen Klasten, vorwiegend des Mittel-Jura, die
von einer benachbarten Hochzone stammen, ein. Dadurch kann eine Hebung des
Liefergebietes belegt werden. Es siedeln sich auf dem Hebungsgebiet, im Herkunftsgebiet der
Klasten, Crinoiden auf schwarzen Radiolariten bzw. Kieselmergeln der distalen StrubbergFormation an. Durch das sich zunehmend versteilende Relief sowie die andauernden
Hebungen im Liefergebiet der Klasten werden zunächst die Crinoidensande und die
hangendsten Schichtglieder mobilisiert und in den Akkumulationsraum in Form von
Turbiditen geschüttet. Mit Zunahme der fortschreitenden Hebung des Liefergebietes greift die
Erosion dann in der Folge zunehmend in die tieferen Schichtglieder ein, Liassediment- und
Dachsteinkalk-Komponenten nehmen sukzessive im Komponentenbestand der mächtiger und
grobkörniger werdenden Turbidite zu, schließlich kommt es zur Mobilisierung von Slide- und
Debris-flows und dem Eingleiten von großen Schollen, die einen sehr steilen Hang mit
tiefreichender Freilegung älterer Abfolgen belegen.
Die sedimentäre Entwicklung im Bereich des Höherstein-Plateaus deckt sich dabei sehr gut
mit
den
beiden
im Typusgebiet
der
Tauglboden-Formation
festgestellten
Brekzienmobilisierungsphasen, einerseits an der Basis der Tauglboden-Formation (UnterOxfordium) und anderseits im Hangenden knapp unter dem lithofaziellen Umschlag zur
Oberalm-Formation im höheren Unter-Tithonium. Im Ober-Tithonium-Unter-Berriasium
erfolgt mengenmäßig die Hauptumlagerung mit den mächtigen Barmsteinkalken wie auch im
Bereich der Typusregion.
In beiden Fällen kann für den Zeitraum des Kimmeridgium eine relative Zeit der tektonischen
Ruhe festgestellt werden, die im gesamten Bereich des Tauglboden-Beckens belegbar ist;
Brekzienkörper fehlen in dieser Zeit weitgehend. Im höheren Unter-Tithonium bzw. im OberTithonium kommt es zu einem Sedimentationsumschlag im Bereich des Tauglboden Beckens
von kiesel- zu karbonatdominierter Sedimentation (Tauglboden-Formation zu OberalmFormation). Diesem lithofaziellen Wechsel unmittelbar vorausgehend ist die Phase mit der
höchsten Erosion an der Deckenstirn der Trattberg-Schwelle im Zusammenhang mit
verstärkter Hebung im Unter-Tithonium. Im höheren Tithonium beginnt dann die Schüttung
der Barmsteinkalke von der Trattberg-Schwelle aus in das nördlich von dieser gelegene
Tauglboden-Becken.
Die wichtigsten Ergebnisse unserer Neuuntersuchungen sind:
1. Eine zusammenhängende Ober-Jura Seichtwasserkarbontentwicklung, wie u. a. von
RASSER (2003) rekonstruiert, kann im zentralen Salzkammergut nicht bestätigt werden.
2. Die Vorstellung der jurassischen Neoautochthonie im Sinne von MANDL (1984), nach der
die Ober-Jura Tief- und Seichtwasserkarbonate die früh-oberjurassische Gleittektonik
plombieren sollen, kann in der Typusregion dieser Modellvorstellung nicht bestätigt
werden.
3. Auf Grund des Komponentenbestandes der Brekzienkörper, der biostratigraphischen
Einstufung der Matrixsedimente als Unter-Oxfordium bzw. Ober-Tithonium bis UnterBerriasium kann die gesamte Abfolge der Brekzienentwicklung im Bereich der
Knerzenalm bzw. an der Basis des Höherstein-Plateaus zu der Tauglboden-Formation
gestellt werden. Im Bereich der Knerzenalm ist im Gegensatz zum Typusgebiet in der
inneren Osterhorngruppe das Initialstadium der Sedimentation der Tauglboden-Formation
auf Grund der paläogeographisch näheren Position zur Trattberg-Schwelle gut
dokumentiert.
4. Die auf der amtlichen Karte ÖK 96 Bad Ischl hier kartierten und nicht näher definierten
Grünanger-Schichten können auf Grund der vorliegenden Untersuchungen eindeutig den
bekannten Formationen der Ruhpoldinger Radiolarit Gruppe zugeordnet werden:
Strubberg-Formation im Liegenden des Sandling und Tauglboden-Formation im
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Liegenden des Höherstein-Plateaus.
Wie die Untersuchungen aus dem Bereich der Hallstätter Zone von Hallstatt, die das
engere Typusgebiet der Grünanger-Schichten darstellt, gezeigt haben, konnten diese dort
zu der Strubberg-Formation gestellt werden. Zusammen mit diesen und den hier
vorgelegten Ergebnissen aus der erweiterten Typusregion der Grünanger-Schichten sollte
nun der Name endgültig nicht mehr verwendet werden, da sich alle Vorkommen eindeutig
der einen oder anderen Formation der Ruhpoldinger Radiolarit Gruppe zuordnen lassen.
Zudem sollte eine Schichtglieddefinition nicht genetisch unterschiedliche, zeitlich sehr
weit differierende und lithologisch verschiedenartige Sedimenten zusammenfassen.
5. Das Höherstein-Plateau mit seiner Unterlagerung kann auf Grund dieser Ergebnisse nicht
mehr zur Hallstätter Zone des Salzkammergutes gestellt werden, wie das bisher meist der
Fall war. Die von FRISCH & GAWLICK (2003) vorgestellte Blockkonfiguation für das
zentrale Salzkammergut mit dem Tief-Tirolikum im Norden und dem Hoch-Tirolikum im
Süden, wird durch diese Ergebnisse bestätigt.
Die heute allgemein akzeptierten paläogeographischen Rekonstruktionen für das
Salzkammergut werden auf Grund dieser Neuergebnisse diskutiert und auf eine neue
Grundlage gestellt.
Literatur
of the Eastern Alps. - Int. Journ. Earth. Sci. Int. J. Earth Sci., 92: 712-727; Stuttgart.
MANDL, G.W. (1984): Zur Trias des Hallstätter Faziesraumes - ein Modell am Beispiel Salzkammergut
(Nördliche Kalkalpen, Österreich). - Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. Österr. 30/31: 133-176, Wien.
RASSER, M. (2003): Upper Jurassic-Lower Cretaceous carbonate platforms and reefs of the Eastern Alps and the
Alpine Foreland: epeiric and isolated settings compared. – In: PILLER, W.E. (Hrsg.), Fossil Reefs of
Austria, Österr. Akad. Wiss; Wien.
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DIE RADIOLARITE DES NÖRDLICHEN SARSTEINGEBIETES UND
IHRE BEDEUTUNG FÜR DIE TEKTONISCHE GLIEDERUNG DES
DACHSTEIN BLOCKES (ZENTRALES SALZKAMMERGUT,
NÖRDLICHE KALKALPEN, ÖSTERREICH)
Hans-Jürgen GAWLICK1 & Hisashi SUZUKI2
1
Montanuniversität Leoben, Department für Angewandte Geowissenschaften und Geophysik: Lehrstuhl für
Prospektion und Angewandte Sedimentologie, Peter-Tunner-Straße 5, A-8700 Leoben, Österreich,
[email protected];
2
Geotec GmbH, Ryusui-cho 71-103, Nishinotoin Sanjosagaru, Nakagyo-ku, Kyoto 604-8242, Japan.
Dem Sarstein bzw. dessen Jura-Entwicklung kommt für die tektonische Gliederung des
Dachstein Blockes sensu FRISCH & GAWLICK (2003), vormals Dachsteindecke (vgl.
TOLLMANN 1985 – cum lit.) eine besondere Bedeutung zu. Der Dachstein Block bzw. die
Dachsteindecke wird bis heute als weitgehend zusammenhängende tektonische Einheit
gesehen. Während allerdings im Bereich des Dachsteinblockes westlich des Hallstätter Sees
die Jura-Sedimente im Liegenden der oberjurassischen Flachwasserkarbonatentwicklung
(Plassen-Formation) Mächtigkeiten von mehreren hundert Metern, inkl. der eingelagerten
Gleitschollen aus dem Hallstätter Faziesraum weit über 1000 m Mächtigkeit erreichen, treten
östlich des Hallstätter Sees im Bereich des Sarsteins Jura-Sedimente mit Mächtigkeiten von
wenigen Metern im Liegenden der oberjurassischen Flachwasserkarbonatentwicklung, hier
des Tressensteinkalkes, auf.
Die Jurasedimente im Bereich der Sarsteinalm sind bisher in ihrer faziellen und
stratigraphischen Entwicklung noch weitgehend unbekannt und ihre Zuordnung zu den
einzelnen Formationen ist umstritten. Über dem gebankten rhätischen Dachsteinkalk des
Kleinen Sarstein folgt zuerst eine ca. 2,5 m mächtige Rotkalkentwicklung (Adneter und Klaus
Kalke; Lias bis ?Bathonium), darüber folgt ein 1 m mächtiger roter Radiolarit (Callovium)
und dann ein geringmächtiger schwarzer Radiolrit (Callovium bis Oxfordium) und schließlich
über einer ca. 2 m mächtigen polymikten Brekzien mit Dachsteinkalk und Ober-Jura
Flachwasserkarbonaten Tressensteinkalk (Kimmeridgium – GAWLICK & SCHLAGINTWEIT;
unpublizierte Daten).
Diese vollständige, ungestörte Abfolge zeigt, daß in die Kieselsedimente des Callovium bis
Oxfordium des Kleinen Sarsteines östlich und nördlich der Sarsteinalm keine
Fremdkomponenten aus dem Hallstätter Faziesraum eingelagert bzw. über diese
hinweggeglitten sind. Der Niedere Sarstein inkl. der Sarsteinalm muss deshalb tektonisch
vom Hohen Sarstein an einer Ost-West streichenden Störung abgetrennt werden.
Lithologie und Stratigraphie der Kieselsedimente
Die jurassischen Kieselsedimente im Bereich der Sarsteinalm bilden eine Abfolge aus roten
bis schwarzen Kieselkalken und kalkigen Radiolariten. An der Basis treten rote Radiolarite
und Kieselkalke auf. Meist handelt es sich dabei um dünnschichtige bis dünn gebankte
Abfolgen. Nicht geschichtete, texturell homogene, massiv verkieselte Sedimente sind
vorhanden. Dabei weisen die Kieselkalke und kalkigen Radiolarite meist wellig-knollige
Bankunterseiten auf. Eingeschaltete grobkörnige Turbidite oder gar Brekzienlagen fehlen.
Hallstätter Kalke oder Brekzien mit Hallstätter Kalkkomponenten konnten im Bereich der
Radiolarite nicht nachgewiesen werden.
Die Radiolarien liegen zum Teil in einem matrixgestützten Gefüge vor, zum Teil aber auch in
einem komponentengestützten Gefüge und sind oft in den einzelnen, millimetermächtigen
Lagen (= niedrigenergetische Turbidite) angereichert. Meist sind die Radiolarien kalzitisiert,
nur selten liegen sie in kieseliger Erhaltung vor. Diese Lithologie des Radiolarites entspricht
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damit weitgehend derjenigen, wie sie für die Strubberg-Formation (GAWLICK 1996) und für
den unteren, schwarzen Radiolarit beschrieben wurde.
An der Basis der Kieselsedimente, über den Klauskalken, tritt Protoglobigerinenkalke der
Klaus-Formation auf. Dieser wird überlagert von einer ungefähr 150 cm mächtigen Folge aus
mikritischen Rotkalken, die im höheren Teil wechsellagern mit Radiolarienturbiditen und
schliesslich in rote Radiolarite übergehen.
In dieser Arbeit werden erstmals mit Hilfe von gut erhaltenen Radiolarienfaunen die hier
auftretenden schwarzen und roten Radiolarite bis Kieselkalke biostratigraphisch eingestuft.
Die biostratigraphische Einstufung basiert weitgehend auf der Unitären AssoziationsZonengliederung (U.A.-Zone) von BAUMGARTNER, BARTOLINI et al. (1995) und der
Radiolarienzonierung von SUZUKI & GAWLICK (2003). Die bestimmten Radiolarienfaunen
können folgenden U.A.-Zonen bzw. Radiolarienzonen der Nördlichen Kalkalpen zugeordnet
werden:
U.A.-Zone 7: Ober-Bathonium bis Unter-Callovium, meist höhere U.A.-Zone 7 (= UnterCallovium).
U.A.-Zone 8: Mittel-Callovium bis Unter-Oxfordium.
Eine detaillierte Darstellung der bestimmten Radiolarienfaunen erfolgt in einer eigenen
Abhandlung.
Schlußfolgerungen
Die Mächtigkeiten und die sedimentäre Entwicklung der Jura-Schichtfolge und dabei
besonders der Kieselsedimente (Radiolarite und Kieselkalke) im Bereich nördlich der
Sarsteinalm zeigt deutlich, daß die hier auftretenden Kieselsedimente auf keinen Fall die
Matrix von Hallstätter Kalken oder hallstätterartigen Sedimentserien sind, wie dieses fast
überall im Bereich der Hallstätter Zonen innerhalb der Nördlichen Kalkalpen der Fall ist. In
der Detailprofilaufnahme als auch in den isolierten Aufschlüssen im Bereich der Sarsteinalm
konnten weder Brekzien noch Gleitschollen innerhalb der hier sehr geringmächtig
ausgebildeten Kieselsedimentabfolge angetroffen werden. Auch die sedimentologische
Ausbildung der Kieselsedimente als Radiolarit oder Kieselkalk entspricht nicht der typischen
Fazies der Strubberg-Formation als Matrix von Hallstätter Gesteinen, sondern der der
Brekzien und Gleitschollen freien Kieselsedimententwicklung.
Die pelagisch beeinflussten triassischen Sedimentserien südlich der Sarsteinalm werden nicht
von Kieselsedimenten unterlagert. Auch die Rekonstruktion einer zusammenhängenden,
triassischen Schichtfolge, wie von MANDL (2003) postuliert, kann auf Grund der bisher
vorliegenden Daten nicht bestätigt werden. Vielmehr handelt es sich bei den pelagisch
beeinflussten Serien, die z. T. mikrofaziell Hallstätter Kalken ähnlich werden, einerseits um
Komponenten in polymikten Brekzienkörpern (?Spaltenfüllungen) und anderseits um
pelagisch beeinflusste Sedimente innerhalb von Dachsteinkalk. Früher als Hallstätter Kalk
kartierte Folgen erwiesen sich sogar als lagunärer Dachsteinkalk.
Die Schichtfolgen im Norden der Sarsteinalm und südlich davon sind verschieden und
gehören damit zwei unterschiedlichen Blöcken an und werden durch eine West-Ost
streichende Störung voneinander getrennt. Mächtigkeitsunterschiede innerhalb der
zeitgleichen Kieselsedimente belegen, daß diese heute geographisch benachbarten Lokalitäten
zur Zeit des Callovium bzw. Oxfordium räumlich weit voneinander getrennt abgelagert
gelegen haben bzw. die Sedimentationsräume weit voneinander entfernt lagen, was zudem
impliziert, dass auch der Dachsteinblock kein einheitlicher Block ist, sondern aus mehreren,
paläogeographisch ursprünglich weit voneinander entfernt liegenden Ablagerungsbereichen
besteht, auch wenn die obertriassische (lagunäre) Dachsteinkalkfazies einen ursprünglich
zusammenhängenden Anlagerungsraum und heute damit einen zusammenhängenden
tektonischen Block impliziert.
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Dabei ist festzustellen, daß die meisten paläogeographischen Rekonstruktionen und somit
auch die tektonischen Abwicklungen meist von einem eng begrenzten Zeitabschnitt ausgehen,
z. B. der höheren Ober-Trias. Bei paläogeographischen Rekonstruktionen muss aber die
gesamte Schichtfolge mitherangezogen werden, da nur aus dieser klar ableitbar ist, wie die
stratigraphische und fazielle Entwicklung päläogeographisch einzubinden ist. Nur detaillierte
fazielle und stratigraphische Untersuchungen der gesamten Schichtfolge eines eng begrenzten
regionalen Raumes und die sich daraus ergebende Schichtfolge erlauben paläogeographische
Rekonstruktionen. Durch die vielphasige tektonische Geschichte der Nördlichen Kalkalpen ist
ein sehr kleinräumiges Block Puzzle (vgl. FRISCH & GAWLICK 2003) entstanden, dessen
Entstehung heute nur z. T. verstanden ist. Nur sehr kleinräumige detaillierte Untersuchungen
werden in Zukunft ermöglichen, die tektonische Geschichte besser zu verstehen und vielleicht
erlauben, eine paläogeographische Anordnung der einzelnen Blöcke zueinander, zumindest
für das Kalkvoralpin, für die einzelnen Zeitabschnitte, zumindest in ihrer Relativität,
vorzuschlagen.
Im Rahmen des FWF Projektes P 15060 entstanden.
Literatur
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CLAY MINERAL DIAGENESIS IN INTERBEDDED SANDSTONES
AND SHALES (ADERKLAA 78, VIENNA BASIN): COMPARISONS
AND CORRELATIONS
Susanne GIER1 & William D. JOHNS2
1
Department of Geological Sciences, University of Vienna, Althanstraße 14, A-1090 Wien
Department of Geological Sciences, University of Missouri, Columbia, Missouri 65211
2
Investigations of burial diagenesis, involving separate studies of either sandstone or mudstone
sequences have been the subject of many publications in recent years. In addition to
dissolution and/or cementation processes, involving silica and carbonates, much attention has
been given to clay mineral alteration, transformation and precipitation.
The aim of this study was to compare clay mineral diagenesis in interbedded sandstones and
shales and to examine to what extent the diagenetic processes in the sandstones and shales are
linked.
The drilling Aderklaa 78 in the Vienna Basin involved continuous coring and is, therefore,
especially useful for carrying out burial diagenetic investigations on both sandstones and
shales. Aderklaa 78 was drilled in 1958 by the OMV AG, in the course of which oil deposits
were discovered in the Upper Lagenid Zone (Badenian). The Vienna Basin is located in the
NE part of Austria, it represents a pull-apart basin along the junction of the Eastern Alps and
the Western Carpathians. The evolution of the basin started during the early Miocene with a
subsidence along NE trending sinistral faults.
For the present study 35 Miocene sandstone cores and 15 intercalated shale cores from depths
of 780-2802 m were investigated in detail. The methods used to investigate sandstone and
shale diagenesis are X-ray diffraction analysis, thin section microscopy, cathodoluminescence
microscopy and scanning electron microscopy.
The average framework composition of the sandstones is 60 % quartz, 22 % feldspar and 18
% rock fragments. The feldspars in these sandstones are mostly alkali feldspars, which are
more or less altered. The replacement of feldspars by kaolinite is most common. The rock
fragments are mainly sedimentary, they consist of calcite and dolomite particles; metamorphic
rock fragments and chert fragments are of secondary importance.
The authigenic clay minerals in the pores of the sandstones consist of mixed layer
illite/smectite, illite, kaolinite and chlorite. The illitization of smectite proceeds with depth,
I/S minerals from a depth of 892 m (25 % illite in I/S) are randomly interstratified (R=0),
regular interstratification (R1 ordering) of I/S occurs already at a depth of 2150 m. Illitization
increases to about 80 % illite layers in I/S in this profile. The primary porosity of the
sandstones is additionally diminished by quartz overgrowth cements and calcite cement.
Secondary porosity results from dissolution of feldspar and carbonate particles.
Extensive studies of the intercalated shales have been carried out previously. The essential
components of the shales are similar to the sandstones: quartz, feldspars, carbonates and the
phyllosilicates illite, chlorite, kaolinite and illite/smectite mixed layers. The fine clay fraction
of the shales is dominated by mixed layer illite/smectite, here the main clay mineral
transformation with depth, the change from smectite to illite involving mixed layer I/S
intermediates, is observed. The percent illite layers in the I/S mixed layer increase, like in the
sandstones, from around 25 % at 780 m to 80 % at 2800 m.
In relation to depth, the illitization of the I/S mixed layer mineral is proceeding faster in the
sandstones than in the shales. The explanation for this is probably the higher porosity and
permeability of the sandstones which allows better pore-fluid migration.
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DIE TIEFBOHRUNG MÜRZTAL THERMAL 1
NACHRICHTEN AUS DEM UNTERGRUND VON ALLERHEILIGEN
IM MÜRZTAL (STMK.)
Johann E. GOLDBRUNNER, Marlies GOLD & Martin EISNER
Geoteam Technisches Büro für Hydrogeologie, Geothermie und Umwelt Ges.m.b.H., A-8200 Gleisdorf,
Österreich
Die Tiefbohrung MÜRZTAL THERMAL 1 wurde im Zeitraum 25.10.2002 – 26.03.2003 im
Gemeindegebiet von Allerheiligen im Mürztal (Steiermark) unter der Projektleitung von
Geoteam Ges.m.b.H. auf eine Endteufe von 1.620 m niedergebracht. Ziel der Bohrung war
die Erschließung von Thermalwässern zur balneologischen Nutzung.
Der Bohrung war ein umfangreiches geologisch-geophysikalisches Untersuchungsprogramm
zur optimalen Lozierung des Bohrstandortes vorausgegangen. Die Voruntersuchungen –
geologisch-hydrogeologische Machbarkeitsstudie und strukturgeologisch-geophysikalische
Detailuntersuchungen (u.a. Kartierung, Luftbildauswertung und Vibro-Seismik) – wurden im
Jahr 2001 durchgeführt.
Geologisch ist die Bohrung im Bereich der östlichen Norischen Senke im Miozänbecken von
Kapfenberg – Kindberg situiert. Die Beckenumrahmung wird von unterostalpinen Einheiten
der "Mürztaler Decke" und des Semmeringmesozoikum, mittelostalpinen Gesteinen des
Rennfeld-Mugel-Kristallin sowie oberostalpinen Gesteinen der Grauwackenzone und des
Grazer Paläozoikum gebildet. Der tektonische Rahmen ist geprägt durch die am
Beckensüdrand verlaufende Trofaiach Linie.
Der geologische Aufbau des Miozänbecken war bislang vorwiegend aus obertägigen
Aufschlüssen am Beckenrand und aus Kohleprospektions-Bohrungen bekannt, wobei als
tiefste Bohrungen WARTBERG 1 (1923: 462,5 m ET) , MITTERDORF (1924: 494,50 m ET)
und FRESSNITZ (1924/25: 706,5 m ET) zu nennen sind. Durch die spärlichen und relativ
weit entfernten (> 3,5 km) Tiefenaufschlüsse sowie die komplexen tektonischen Verhältnisse
besitzt die Bohrung MÜRZTAL THERMAL 1 Erkundungscharakter.
Die Tiefbohrung traf nach quartären Ablagerungen ab einer Teufe von 25 m auf eine ca. 80 m
mächtige Abfolge von neogenen Beckensedimenten (vorwiegend Tone und Tonmergel). In
der Folge wurden von 104 bis 215 m Karbonate und Quarzite des Semmeringmesozoikum
(mit zum Teil tonigen Zwischenlagen) durchörtert. Im Liegenden der unterostalpinen
Gesteine folgte ein Paket aus 380 m mächtigen neogenen Beckensedimenten (vorwiegend
Sande und Tone mit metamorphen Komponenten). Zwischen 595 m und 1.150 m Tiefe wurde
das Grundgebirge als Verschuppung von Karbonaten mit Mürztaler Quarzphylliten und
Grobgneisen angetroffen. Nach einer Störungszone wurde ein Übergangsbereich mit
Wechsellagerungen von Quarzphylliten und paläozoischen Karbonaten erschlossen. Ab einer
Tiefe von 1.285 m waren bis Endteufe paläozoische hellgraue bis weiße Dolomite und Kalke
und in der Folge – getrennt durch eine Störungszone bei ca. 1520 m – dunkelgraue bis
schwarze Dolomite und Kalke anstehend.
In der Bohrung wurden zahlreiche Störungszonen erbohrt, die aus der Bohrkleinaufnahme
und den geophysikalischen Bohrlochmessungen deutlich identifiziert werden konnten.
Aufgrund der bei der Bohrung gewonnenen Erkenntnisse erfolgte eine Reinterpretation des
reflexionsseismischen Profils, die vor allem hinsichtlich der Beckenstruktur am Südrand neue
Erkenntnisse brachte.
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Die Bohrung war in geklüfteten Abschnitten der oberostalpinen Karbonate (Teufenabschnitt
1.524 –1.580 m) fündig. Beim erschlossenen Thermalwasser handelt es sich um einen
Calcium-Natrium-Magnesium-Sulfat-Hydrogencarbonat-Chlorid
Typus
mit
einer
Gesamtmineralisierung von ca. 6 g/l erschlossen. Die Fördertemperatur während des
zweimonatigen Langzeitpumpversuches betrug 46 °C bei einer Förderrate von 12 l/s. Der
Ruhewassersserspiegel liegt bei 36 m u. GOK. Nach den stabilen Isotopen Deuterium und
Sauerstoff-18 ist das Wasser rein meteorischen Ursprungs.
Literatur
EISNER, M. & J. GOLDBRUNNER (2003): Tiefbohrung Mürztal Thermal 1. Hydrogeologisch-technischer
Abschlussbericht. Bericht der Wasserrechtlichen Bauaufsicht. Ansuchen um Wasserrechtliche
Nutzungsbewilligung.- Unveröff. Geoteam-Bericht, 29 S., 10 Beil., Gleisdorf (21.08.2003).
GOLDBRUNNER, J., M. SCHEIFINGER & H.P. HEISS (2001): Mürztal, Thermalwassererschließung –
Feasibility Studie.- Unveröff. Geoteam-Bericht, 41 S., 3 Beil., 2 Anh., Gleisdorf (11.06.2001).
GOLDBRUNNER, J. & M. GOLD (2001): Mittleres Mürztal. Wissenschaftliches Gutachten. Tiefenstrukturen –
Abschlussbericht.- Unveröff. Geoteam-Bericht, 23 S., 1 Beil., 2 Anh., Gleisdorf (20.12.2001).
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UNCONSTRAINED LISTRIC FAULTS
Bernhard GRASEMANN1, Steve MARTEL2 & Gerhard WIESMAYR1
1
2
Department of Geological Sciences, University of Vienna (Austria)
Department of Geology & Geophysics, University of Hawaii (USA)
The concept of a listric (based on the Greek word listron or shovel), concave-up normal fault
was introduced by Suess (1909) as part of his description of curved faults in the coal mines of
Saint-Eloi and Léon (northern France). They are now recognized in many places around the
world (e.g. Shelton, 1984). Three features have been considered as characteristic of listric
normal faults: a flat detachment surface, a rigid footwall, and hanging wall strata with a dip
that increases toward a normal fault (i.e. rollover anticline or reverse drag). Balanced cross
section analyses of listric faults are widely applied to investigate these features, to quantify
regional extension, and in the exploration for hydrocarbons. Rollover anticlines, for example,
are one of the most important hydrocarbon traps (Tearpock and Bischke, 2003 and references
cited therein). Since these methods also are used to assess the geometry of normal faults,
which can seal subsurface fluid flow, they are important in defining the volume of a
hydrocarbon reservoir. The impact and widespread use of listric fault models prompt us to reexamine two of the commonly held perceptions about these faults.
We start with the assumption that a hanging wall rollover implies a listric fault geometry.
This assumption seems highly precarious to us. Firstly, although listric faults appear common,
not all normal faults have listric geometries. For example, seismic reflection data commonly
indicate normal fault traces that are not concave up in cross sections (e.g. Jackson, 1987).
Additionally, earthquake data provide little evidence for the notion that large scale normal
faults invariably flatten with depth. Secondly, reverse drag and rollover-like geometries occur
at all scales and within a broad range of different homogeneous and heterogeneous rheologies,
including faults which have non-listric geometries (Passchier, 2001, Grasemann et al. 2003).
Thirdly, many mechanical models of planar faults (e.g. Gibson et al. 1989; Ma and Kusznir,
1993; Reches and Eidelman, 1995; Grasemann et al. 2003) show reverse drag. So listric fault
geometries are not a prerequisite for reverse drag to develop.
The second perception that appears suspect to us is that the footwall of a normal fault is
rigid. This assumption has no mechanical basis, and it certainly does not make sense in cases
where rocks of similar lithology (or rheology) are juxtaposed by faulting. Indeed, geodetic
measurements for single slip events, high-resolution three-dimensional seismic data sets, and
detailed investigations of faults in outcrops commonly reveal reverse drag profiles in both the
hanging and footwall (e.g. Kasahara, 1981; McConnel and Kattenhorn, 1997; Mansfield and
Cartwright, 2000). Two reasons might contribute to the perception that footwalls are rigid:
The first is that displacements (and drag effects) in the footwall can be much less than
those in the hanging wall. Such an association would be strong evidence for a stiffness
difference for faults that are substantially deeper than their down-dip extent (i.e., faults that
behave as though they were in an infinite body). Mechanical analyses of normal faults that
intersect or interact with the earth’s surface, however, reveal decidedly different slip profiles
from faults far from the surface. Surface-breaching faults or near-surface faults tend to have a
slip maximum at or near the surface rather than near the fault center. Perhaps more
significantly though, unlike faults in an infinite elastic body with no free surface, normal
faults in an elastic half-space generate an asymmetric displacement field, with greater
displacement (and more pronounced drag) in the hanging wall than in the footwall (Ma and
Kusznir, 1993). The contrast in displacement could be mistaken for an increase in rigidity in
the footwall, when it actually reflects a difference in the “effective thickness” of the units on
the opposing sides of the fault. For a fault near the surface, the hanging wall is thin relative to
the “infinitely thick” footwall. Rigidity (i.e., the shear modulus) is an intrinsic property of a
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rock and does not depend on the geometry of a rock body. It should not be confused with
“flexural rigidity”, the resistance to bending, which is highly dependent on the geometry of a
body.
A second reason regards the ease of preparing physical models with rigid footwalls (e.g.
McClay et al., 1991) that yield hanging wall deformation akin to that in outcrops or inferred
in seismic cross sections. The similarity in results does not mean that the footwalls of faults in
the earth are rigid though.
true
fault tip
true
planar fault
constructed
dip domains
true
central marker
true
displacement
true
central marker
constructed
displacement
constructed
listric fault
true
fault tip
Figure 1: Listric fault (bold lines) balanced from a mechanically modelled planar “true” normal
fault with reverse drag: Using the reverse drag of the central marker in the hanging wall and the
dip of the fault at the intersection with the marker as input parameters, the graphical dip domain
technique can be applied by incorrectly assuming that the reverse drag has been generated by slip
along a listric fault. The dip of the domains has been obtained by determining the Coloumb
collapse angle (72°) from the reverse drag shape. The technique will necessarily result in a listric
geometry, although the result is obviously wrong.
Listric fault models and the associated hanging wall rollover have been extensively applied by
many workers in order to quantify regional extension, probably due to the ease with which
hanging wall collapse may be restored using the vertical shear construction or one of its many
derivatives (Yamada and McClay, 2003). However, because these techniques commonly are
predicated on the assumption of a listric fault geometry, they will necessarily predict a listric
geometry even for faults that are planar (Figure 1).
Therefore we conclude that the concept of roll-over anticlines forming above extensional
faults may be alternatively explained by reverse fault drag caused by the displacement field
associated with slip. The reverse drag model may be a superior explanation for roll-over
anticlines, especially for a normal fault that does not flatten into a subhorizontal detachment
or are not listric at all.
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CLIMATE- OR TECTONIC-DRIVEN EXHUMATION OF ROCKS IN
THE NW.-HIMALAYA?
Bernhard GRASEMANN1, Jean-Claude VANNAY2, Erich DRAGANITS3,
Christoph JANDA1 & Gerhard WIESMAYR1
1
Department of Geological Sciences, University of Vienna, (Austria)
Institut de Minéralogie et Pétrographie, Université de Lausanne (Switzerland)
3
Institute for Engineering Geology, Vienna University of Technology, (Austria)
2
Both syntaxes at the western and eastern margins of the Himalayan orogen show a clear
correlation between active exhumation of metamorphic rocks and the incision of rivers,
namely the Indus and the Tsangpo-Brahmaputra, cutting across the mountain range. This
spatial and temporal correlation suggests that fluvial erosion can locally enhance tectonic
uplift and exhumation, resulting in enhanced heat advection and weakening of the crust,
which further creates a positive feedback mechanism enhancing deformation and exhumation
(Zeitler et al., 2001).
The Sutlej river (NW India) also cross-cuts the whole Himalayan range but is spatially
not correlated with a syntaxial position. In order to test the positive feedback model proposed
for the syntaxial positions, the exhumation history of the rocks in the Sutlej Valley has been
studied by petrological, structural and geochronological methods including geomorphological
and sedimentological records (Vannay et al. 2004).
The Himalayan crystalline rocks exposed along the Sutlej Valley can be divided in two
high-grade metamorphic gneiss wedges (Vannay and Grasemann, 2001), which both have a
similar tectonometamorphic history but differ in the composition of source rocks and the age
of exhumation:
The High Himalayan Crystalline Sequence (HHCS) is composed of amphibolite facies
to migmatitic paragneisses, which are derived from the former Indian passive margin
(equivalent to the low grade Tethyan Himalayas) and metamorphosed at temperatures up to
750°C at 30 km depth between Eocene and Early Miocene. During Early Miocene, combined
thrusting along the Main Central Thrust (MCT) and extension along the Sangla Detachment
induced the rapid exhumation and cooling of the HHCS, whereas exhumation was mainly
controlled by erosion since Middle Miocene.
The Lesser Himalayan Crystalline Sequence (LHCS) is composed of amphibolite facies
para- and orthogneisses with lithological affinity to the Indian Shield (Miller et al. 2000). The
rocks metamorphosed at temperatures up to 700°C during underthrusting down to 30 km
depth beneath the MCT. The LHCS cooled very rapidly since Late Miocene, as a
consequence of exhumation controlled by thrusting along the Munsiari Thrust and extension
along the Karcham normal fault in the MCT hanging wall. This renewed phase of tectonic
extrusion at the Himalayan front is still active, as indicated by the present-day regional
seismicity, and by hydrothermal circulation linked to elevated near-surface geothermal
gradients in the LHCS. Active tectonics is furthermore supported by AMS 14C ages of around
5500-3000 cal. B.C. (Draganits, E., Bookhagen B. pers. comm..) from tectonically deformed
lake sediments above the Karcham normal fault.
We therefore conclude that active exhumation of amphibolite facies crustal rocks along
the Sutlej Valley is spatially correlated with the high erosional potential of this major transHimalayan river, similar to processes reported from the Himalayan syntaxes. This correlation
supports the idea of a positive feedback mechanism between crustal-scale deformation
initialising the process, and climate controlled fluviatile erosion coupled with tectonothermal
response, which furthermore enhances the exhumation process.
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DIE ÖLLAGERSTÄTTE BAD HALL NORD: CHARAKTERISIERUNG
VON FESTBITUMEN IN RESERVOIRSANDSTEINEN (EOZÄN, OÖ
MOLASSE)
Reinhard GRATZER, Reinhard F. SACHSENHOFER & Werner TSCHELAUT
Department für Angewandte Geowissenschaften, Montanuniversität, 8700 Leoben
Rohöl-Aufsuchungs AG, Schwarzenbergplatz 16, 1015 Wien
Einführung
Im Jahre 1906 wurde im Raum Leoprechting (SE Schärding) in geringer Tiefe vermutlich
biodegradiertes, asphaltreiches Schweröl angetroffen. Davon abgesehen waren bei der
Erdölsuche in der Molassezone bis dato keine Probleme mit Schwerölen oder Teermatten
bekannt. Erst die Bohrung Bad Hall Nord 2 erbohrte mit Festbitumen verklebte
Reservoirsandsteine.
Ziel der Untersuchungen war die Rekonstruktion der Bildungsbedingungen des
Festbitumens um Rückschlüsse für künftige Prospektionsarbeiten ziehen zu können. Dafür
wurden 11 Gesteins- und zwei Ölproben aus dem Bereich Bad Hall Nord petroraphisch und
geochemisch untersucht und Vergleichsdaten von Ölen verschiedener Lagerstätten (Wehner et
al., 1983) berücksichtigt.
Geologischer Überblick BAD HALL NORD
Basierend auf der Interpretation einer 3D Seismik wurde im Jahr 2000 die Bohrung Bad
Hall Nord 1 (BH N1) abgeteuft und rund 4.5 km nordöstlich des Ölfeldes Voitsdorf im Eozän
ein neues Ölvorkommen gefunden. Die Lagerstätte Bad Hall Nord ist an eine bogenförmige,
antithetische Verwerfung gebunden, entlang derer die Sandsteine des Eozäns in strukturhoher
Position
gegen
dichte
Rupel
Tonmergel anstehen. Dadurch ist eine
strukturelle Fallensituation gegeben,
die typisch für eozäne Öllagerstätten
des Molassebeckens ist.
Die Eozänstruktur (Abb.1) besitzt
eine O-W Ausdehnung von rund 2
km, erstreckt sich etwa 700 m in N-S
Richtung und wird intern von einer,
SW-NE
verlaufenden
Störung
tektonisch untergliedert.
Abb. 1: Bad Hall Nord - Strukturkarte Top
Eozän
Das Obereozän repräsentiert im Raum Voitsdorf – Bad Hall eine transgressive Abfolge,
mit welcher die Bildung der Molassesedimente ihren Anfang nimmt. In der basalen
„Limnischen Serie“ treten bunte Seetone mit Wurzelböden und hellgraue
Sandsteineinschaltungen von mäandrierenden Flussarmen im Randbereich des Meeres auf.
Die dunkelgrauen Tonmergel und Sandsteinlagen der „Cerithienschichten“ sind
Stillwasserbereiche im Watt und führen eine reiche Fauna von Schnecken (Cerithien) und
Muscheln (Austern). Die hellgrauen, durchwühlten Sandsteine der „Sandsteinstufe“ werden
dem flachmarinen Bereich zugeordnet. Der „Lithothamnienkalk“ tritt als hell- bis
gelblichgrauer, dichter, gewachsener Algenkalk auf. Algenschuttkalke, dehnen sich über
weite Bereiche des Beckens aus.
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In der Bohrung BH N1 wurde laut Logauswertung in den Cerithienschichten eine Gas
führende Sandsteinlage angetroffen. In der darunter liegenden Limnischen Serie wurden vier
Sandsteinlagen Öl führend erbohrt. Kernuntersuchungen lieferten für die Sandsteine
ausgezeichnete Reservoirparameter mit Porositäten bis 20% und Permeabilitäten bis 2250 md.
Im Oktober 2000 wurde die Produktion aus dem Eozän aufgenommen.
Im Jahr 2002 wurde die Bohrung Bad Hall Nord 2 (BH N2)
abgeteuft, mit dem Ziel, das Ölvorkommen in Richtung des SE´
anschließenden Blockes zu erweitern. Die Bohrung BH N2 erbohrte
den Top des Eozäns in Form eines marinen, dichten Sandsteins mit
Schalenbruchstücken und Lithothamnienkalkschutt. Während die
Limnische Serie faziell etwas schlechter als in BH N 1 ausgebildet ist
(nur zwei geringmächtige Öl führende Sandsteinlagen), liegt in den
Cerithienschichten am Top, äquivalent zur BH N1 ein mächtigeres,
poröses Sandsteinpaket, sowie stratigraphisch etwas tiefer, eine
weitere geringmächtige Sandsteinlage vor.
Die nach Logauswertung Öl führenden Abschnitte des Eozäns
wurden selektiv perforiert und getestet. Die Produktion sowohl aus
den Cerithienschichten als auch aus der Limnischen Serie erwies sich
jedoch als sehr gering. Kernanalysen zeigten, dass die
Reservoirqualität generell gut ist, die Porenräume der grobkörnigen
Subarkosen in den Cerithienschichten jedoch durch eine schwarze,
bituminöse Substanz verklebt sind (Abb. 2).
Abb. 2. Bad Hall Nord 2 – Top der Lagerstätte (Cerithienschichten). Dunkel:
Sandstein mit Festbitumen.
Charakterisierung des Festbitumens
Petrographie: Bei den untersuchten Proben handelt es sich
um Quarzsandsteine mit wechselndem Feldspatanteil. Das
Top der Lagerstätte zeigt eine scharfe Grenze (Abb. 2,3). Im
Hangenden (links in Abb. 3) ist der Porenraum mit
Karbonat, im Liegenden (rechts in Abb. 3) mit Festbitumen
zementiert. Das Festbitumen ist homogen, spröde und
fluoresziert nicht (Abb. 4; Bitumenreflexion: 0,420,56%Rr). Framboidaler und idiomorpher Pyrit treten häufig
auf.
Abb. 3: Sandstein mit Festbitumen.
Die Grenze der Zementationszone ist mit weißer Linie gekennzeichnet.
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Abb. 4: Festbitumen und
Pyrit
im
Anschliffbild
(Normalund
Fluoreszenzlicht).
Die
Bildlänge beträgt 0,22 mm
Organische Geochemie: In den Proben mit Festbitumen dominieren die Asphaltene (4060%), gegenüber Aliphaten (20-30%), Aromaten und NSO-Komponenten (je 10-20%).
Proben mit wenig oder keinem Festbitumen weisen dagegen hohe Aliphatgehalte (ca. 55%)
und geringe Asphaltengehalte (<5%) auf. Negative Korrelationen bestehen zwischen dem
Gehalt an Asphaltenen und Aliphaten (Abb. 5), Aromaten und NSO-Komponenten. Letztere
sind dagegen positiv korreliert. Dies zeigt, dass die Asphaltene relativ angereichert wurden
(„Asphaltenfällung“).
Die Zusammensetzung der Öle aus
dem Bereich Bad Hall Nord
(Aliphate: 45-50%; Asphaltene: 1520%) folgt dem Trend, der durch die
Extrakte
der
Festbitumina
vorgegeben wird. Ein Vergleich mit
Ölen anderer Lagerstätten zeigt, dass
die Bad Hall N Öle einen
ungewöhnlich hohen Anteil an
Asphaltenen aufweisen.
Abb. 5: Plot der Asphaltengehalte gegen die
Aliphatgehalte.
Gaschromatogramme der Gesteinsextrakte und der Öle unterscheiden sich kaum. Anzeichen
für Biodegradation (z.B. bevorzugter Abbau der Aliphaten) können nicht festgestellt werden
(Abb. 6). Zudem ist in biodegradierten Ölen eine negative Korrelation zwischen Aliphaten
und Aromaten zu erwarten. Dies ist bei den untersuchten Proben nicht der Fall. Der MPI
deutet eine Muttergesteinsreife von
ca. 0.75 %Rr an.
Abb.
6:
Gaschromatogramm
der
Aliphatenfraktion
des
Festbitumens
(Bohrung BH N2)
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Schlussfolgerungen
• Die geförderten Öle in den Bohrungen Bad Hall N 1 und Bad Hall N 2 sind im
Vergleich zu anderen Ölen aus der Molassezone ungewöhnlich reich an Asphaltenen.
• Das Festbitumen wurde durch Asphaltenfällung gebildet. Biodegradation kann
ausgeschlossen werden.
• Asphaltenfällung kann (1) durch die Lösung größerer Mengen von Gas im Öl oder (2)
durch Migrationsvorgänge (Druck- und Temperaturerniedrigung) ausgelöst werden.
• Bei (1) entsteht ein leichteres Öl. Bei (2) muss Öl in großer Menge (Vielfaches des
Speichervolumens) durch die Lagerstätte migriert sein. In beiden Fällen ist das Öl
offensichtlich verloren (Migration entlang Störung?).
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OSTRACODENFAUNA, PALÄOÖKOLOGIE UND STRATIGRAFIE
DER TONGRUBE MATASCHEN
(UNTER-PANNONIUM, OSTSTEIRISCHES BECKEN, ÖSTERREICH)
Martin GROSS
[email protected]
Die Schichtfolge der Tongrube Mataschen (Gemeinde Kapfenstein) wird lithostratigrafisch in
eine ca. 1,5 m mächtige sandige Einheit im Liegenden (hangendste Anteile der GleisdorfFm.), eine darüber anschließende, rund 5 m mächtige pelitische Entwicklung mit basalen,
pflanzenführenden Schichten und Stubben (Eisengraben-SbFm.), eine ca. 17 m mächtige
Wechselfolge von feinsandigem Silt/Ton und Feinsand (Sieglegg-SbFm.), sowie ein >3 m
mächtiges sandiges Paket am Top (Paldau-Fm.) gegliedert. Der Nachweis von Mytilopsis
ornithopsis ermöglicht eine biostratigrafische Einstufung des pelitischen Schichtpaketes
(Eisengraben-SbFm.) in die M. ornithopsis-Zone („Zone B“; vgl. HARZHAUSER 2004).
Die beiden basalen Einheiten lieferten 27 Ostracodentaxa, die systematisch bearbeitet und
paläoökologisch ausgewertet wurden (GROSS 2004).
Über den liegenden, sandigen Sedimenten der Tongrube, die zum LST der LPa-1 Sequenz 4.
Ordnung von KOSI et al. (2003) gezählt werden, folgen Bildung eines TST (EisengrabenSbFm.), der in weiten Bereichen des Oststeirischen Becken nachgewiesen ist.
Nach der Entwicklung eines durch die Stubben und pflanzenreichen Schichten indizierten
Sumpfwaldes am Rande des Pannonischen Sees (vgl. MELLER & HOFMANN 2004), steigt der
Wasserspiegel rasch an – der Sumpfwald wird überflutet. Während zu Beginn limnische,
höchstens oligohaline Bedingungen vorherrschen, weist die Ostracodenfauna der hangenden
Proben auf einen Anstieg der Salinität zu mesohalinen Bedingungen hin. Das Vorkommen
von Dinoflagellaten, kalkigem Nannoplankton und geochemische Analysen (vgl. CORIC &
GROSS 2004; MELLER & HOFMANN 2004; RANTITSCH et al. 2004) stützen diese Interpretation.
Das Ostracodenspektrum im oberen Anteil der Eisengraben-SbFm. und im liegendsten
Abschnitt der Sieglegg-SbFm. dokumentiert meso- bis oligohaline Fazies. Erste sandige
Einschaltungen zeigen verstärkten terrigenen Eintrag und Süßwassereinfluss an, der zur
Progradation deltaischer Sedimente (Sieglegg-SbFm., HST von LPa-1) im darüber
anschließenden Profilbereich überleitet.
Mit dem Einsetzen der großräumig schräggeschichteten Sande am Top der Tongrube erreicht
das Delta den Bereich von Mataschen und ist eng mit fluviatilen Bildungen verflochten.
Durch die Verzahnung limnischer, deltaischer und fluviatiler Fazies im Bereich der
Deltaebene ist die litho- und sequenzstratigrafische Grenzziehung schwierig. In dieser Arbeit
werden die Sande im obersten Abschnitt des Profils von Mataschen als Äquivalente des
frühen LST betrachtet und der Paldau-Fm. (Mayerhanselberg-SbFm.) bzw. der LPa-2
Sequenz 4. Ordnung von KOSI et al. (2003) zugeordnet.
Die dokumentierten faziellen Veränderungen können mit überregionalen Schwankungen des
Seespiegels im Pannonischen Becken in Verbindung gebracht werden.
Literatur
CORIC, S. & GROSS, M. (2004): Kalkiges Nannoplankton aus dem Unter-Pannonium des Oststeirischen Beckens
(Österreich). – Joannea Geologie und Paläontologie, 5: 9-18, Graz.
Graz.
HARZHAUSER, M. (2004): Mollusc based Biostratigraphy of the Clay Pit Mataschen in the Styrian Basin
(Pannonian). – Joannea Geologie und Paläontologie, 5: 149-161, Graz.
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KOSI, W., SACHSENHOFER, R.F. & SCHREILECHNER, M. (2003): High Resolution Sequence Stratigraphy of
Upper Sarmatian and Pannonian Units in the Styrian Basin, Austria. – Österreichische Akademie der
Wissenschaften, Schriftenreihe der Erdwissenschaftlichen Kommissionen, 16: 63-86, Wien.
RANTITSCH, G., MÜLLER, N. & EBNER, F. (2004): Geochemische und mineralogische Untersuchungen an
pannonischen Sedimenten der Ton-Lagerstätte Mataschen (Steirisches Becken, Österreich). – Joannea
Abb. 1: (1) Lageskizze der Tongrube Mataschen, (2) Profil der „alten“ und „neuen Grube“ mit stratigrafischer
Korrelation und Probenpunkten, (3) Profil der „neuen Grube“ mit Angabe der Ostracodenfaunen und
Salinitätsinterpretation
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SUMPFSCHILDKRÖTEN (CLEMMYDOPSIS TURNAUENSIS (MEYER,
1847); BATAGURIDAE) AUS DER TONGRUBE MATASCHEN
(PANNONIUM, STEIERMARK)
Martin GROSS
[email protected]
Aus unterpannonischen Sedimenten („Zone B“, Ober-Miozän) der Tongrube Mataschen im
Oststeirischen Neogenbecken (5,3 km SW Fehring) werden weitere Exemplare der
Sumpfschildkröte Clemmydopsis beschrieben.
Die Funde stammen aus einem 20-30 cm mächtigen, reichlich inkohlte Pflanzenresteführenden, tonig/siltigen Schichtpaket an der Abbaubasis, das lithostratigrafisch der
Eisengraben-Subformation (Feldbach-Formation) angehört (vgl. GROSS 2004).
Clemmydopsis umfasst drei Arten: Clemmydopsis sopronensis BODA, 1927, Clemmydopsis
steinheimensis (STAESCHE, 1931) und Clemmydopsis turnauensis (MEYER, 1847).
Gattungstypisch sind die bis an die Marginalia reichenden ersten drei Centralia.
Die, bei den nunmehr sechs Individuen aus Mataschen beobachtbare Variabilität der für C.
turnauensis und C. steinheimensis diagnostischen Merkmale (vor allem die Lage und der
Verlauf der Marginalia-Oberkanten; vgl. MLYNARSKI & SCHLEICH 1980), belegt die
Synonymisierung beider Arten.
Obwohl C. sopronensis große Affinitäten zu C. turnauensis zeigt, wird diese Spezies
aufgrund abweichender Neuralia- und Metaneuralia-Form sowie dem unterschiedlichen
Verlauf der Marginalia-Oberkanten, dem tieferen Epiplastraleinschnitt und einer
spitzwinkeligeren Analeinbuchtung als eigenständiges Taxon beibehalten.
Bei C. turnauensis dürfte es sich um wenig mobile Bewohner des von Schilfgürteln und
Sumpfwäldern (MELLER & HOFMANN 2004) umgebenen Uferbereichs des Pannonischen Sees
handeln.
Literatur
Graz.
MLYNARSKI, M. & SCHLEICH, H.-H. (1980): Die Schildkrötenarten der jungtertiären Gattung Clemmydopsis
BODA, 1927 (Emydidae - Batagurinae). – Amphibia-Reptilia, 1: 75-84, 5 Abb., Wiesbaden.
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THE GLACIER IN THE NURSERY SCHOOL
M. GRUBER-FUCHS1, E. WEISS2 & Paul HERBST3
1
Kindergarten Liefering II, Lauffenstr. 49, 5020 Salzburg
2
Hechtstr. 38, 5201 Seekirchen/Wallersee
3
Fachbereich Geographie, Geologie und Mineralogie, Abteilung Allgemeine Geologie und Geodynamik,
Universität Salzburg, Hellbrunnerstr. 34, 5020 Salzburg
By means of Montessori-Education children aged from 4 to 6 years were introduced in the
basics of earth-sciences in general and glaciology in detail. Therefore a one-year-program was
established under the principles of cosmic education (sensu Montessori) beginning with some
basics of the history of earth, planetology (how heavy are we on different planets, what are
planets made of?) including a visit at the Museum for Natural Sciences in Salzburg, Austria
(Haus der Natur). After this there was some time to teach the children some basics about
(quaternary) ice-ages including the first conversational contact with glaciers. At the same time
the children could do some tests about ice (freezing and remelting of salted water and tab
water).
After this period of pre-information, a story about a “personified” glacier was introduced
which tells details about the “life” of a glacier over a whole year, trying to teach the children
the basics of glaciology and the interaction of glaciers and climate. The story is written by a
geologist/glaciologist and is illustrated by a professional artist with the aim of wrapping all
the facts in a good read- and understandable story and to illustrate all these facts in a proper
way to be interesting for kids aged four to six years.
The next step was a oral presentation of a glaciologist in the nursery school which turned into
an interactive talk over almost two hours where the children could watch lots of slides, see
and test the equipment needed to move on a glacier like crampons, ice-picks and a rope and of
course ask all questions about glaciers.
The last step of this one-year-program was the painting of pictures of glaciers and building up
a glacier and the surrounding mountains with papier-mâché and other materials to let the
children show their new gained knowledge.
After this one-year-program the children were able to tell the basic principles about
climatology and glaciology in a simple way, thus maybe being more careful and respectful
with the environment.
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REFLEXIONSSEISMIK IN HYDROGEOLOGIE UND GEOTHERMIE
Wilfried GRUBER, Robert RIEGER & Marcellus SCHREILECHNER
JOANNEUM RESEARCH, Institut für WasserResourcenManagement – Hydrogeologie und Geophysik,
Roseggerstraße 17, 8700 Leoben
Kurzfassung
Die in der Kohlenwasserstoffprospektion etablierte Methode der Reflexionsseismik hat sich
im letzen Jahrzehnt auch in der Tiefengrundwasser- und Thermalwasserprospektion
durchgesetzt. Einerseits können bereits vorhandene reflexionsseismische Aufnahmen neu
bearbeitet und damit wesentlich verbessert werden und andererseits werden neue Aufnahmen
zur Erarbeitung eines optimalen Bohrpunktes und zur Korrelation von vorhandenen
Bohrungen durchgeführt.
Einleitung
Die Durchführung von hochauflösenden reflexionsseismischen Untersuchungen zur (Tiefen-)
Grundwasserprospektion hat sich im letzten Jahrzehnt als Standardmethode etabliert (Steeples
& Miller, 1998; Gruber & Rieger, 2003). Besonders in den Neogengebieten ist es damit
gelungen den strukturellen Bau und Stratigraphie im Detail zu erfassen und damit die
Verbreitung von Aquiferen nachzuweisen (Rieger & Gruber, 2003). Auch Daten aus den
Jahren der reflexionsseismischen Anfänge können mit modernen Methoden neu bearbeitet
werden. Dadurch wird bereits vorhandene wertvolle Information kostengünstig neu
aufbereitet (Gruber et al., 2004, Rieger 2003). Jüngste Ergebnisse verschiedener Projekte
haben gezeigt, dass ein wesentlicher Erfolgsfaktor nicht alleine der Einsatz geophysikalischer
Techniken ist, sondern die volle Integration aller Geo-Informationen (von geologischen
Bohraufnahmen über digitale Geländemodelle ....) zur Erstellung von stimmigen (Hydro-)
Geologischen Modellen ist. In den folgenden Beispielen werden die Ergebnisse
geowissenschaftlicher Studien für eine Brunnenbohrung im Lafnitztal (NE Stmk) und der
Thermalbohrung Bad Radkersburg (südliche Stmk) gezeigt.
Beispiel aus der Hydrogeologie
Zum Zwecke der Positionierung einer neuen Brunnenbohrung und zur Korrelierung von
bereits vorhandenen Tiefbrunnen wurden im Oberen Lafnitztal drei hochauflösende
reflexionsseismische Aufnahme durchgeführt. Am südlichen Ende einer Seismiklinie, in der
Nähe der Ortschaft von Markt Allhau, wurde ein von Nord nach Süd geschüttetes fluviatiles
Delta mit einer Mächtigkeit von rund 100 Meter auskartiert und als mögliches Bohrziel für
eine Brunnenbohrung interpretiert und ausgewiesen. Dieses fluviatile Delta ist durch
sogenannte Schrägstellungen der Reflexionen in der Abbildung 1 zu erkennen. Es wurde
sodann eine Bohrung mit einer Gesamttiefe von 205 Meter abgeteuft und geophysikalisch
durch Bohrlochmessungen erfasst. In der untenstehenden Abbildung 1 wurde einerseits das
Log mit der natürlichen Gammastrahlung in gelb und andererseits das Log mit dem
spezifischen elektrischen Widerstand in rot auf die Seismiklinie projiziert. In der horizontalen
Skalierung sind die größeren Datenwerte nach Rechts aufgetragen. Dort, wo die Messkurven
sich am weitesten voneinander entfernen, dass heißt, wo der spezifische elektrische
Widerstand hoch ist und die natürliche Gammastrahlung gering ist, können sandige
Abschnitte ausgewiesen werden. Diese sandigen Bereiche sind dem in der Seismik
erkennbaren fluviatilen Delta zuzuordnen. Zur Zeit laufen Pumpversuche, um die Ergiebigkeit
des Brunnens zu bestimmen.
Die Bohrung Markt Allhau 7:
Hat mit einer Bohrtiefe von 205 m ein fluviatiles Delta aufgeschlossen.
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In der Seismik ist ein Delta durch
„schrägstehende“
Reflexionen
erkennbar. Diese Reflexionen stellen
die
einzelnen
ehemaligen
Deltaoberflächen dar.
Abbildung 1:
Ausschnitt
einer
reflexionsseismischen Stapelsektion
im
Oberen Lafnitztal mit Logs der Bohrung
Markt Allhau 7 (gelb: Gamma-ray log, rot:
Widerstands log); Horizontaler Ausschnitt
von 350 Meter; Vertikale Achse mit
Tiefenangaben in Seehöhe
Anwendung in der Geothermie
Am westlichen Stadtrand von Bad Radkersburg wurde 1978 die Bohrung Radkersburg II
niedergebracht. Dabei wurde eine Natrium-Hydrogenkarbonat-Therme mit einer
Wasseraustrittstemperatur von 78°C erschlossen (Goldbrunner, 1993).
Das oberste Bild in Abbildung 2 zeigt den Ausschnitt einer reflexionsseismischen Sektion der
OMV aus dem Jahre 1979 und die damalige Interpretation des durch die Bohrung
Radkersburg II erschlossen thermalwasserführenden Horizontes. Die Sicherheitsbohrung
Radkersburg III sollte diesen Horizont ebenfalls erschließen, war aber in diesem Sinne nicht
erfolgreich.
Im August 1999 wurden die reflexionsseismischen Messungen vom Institut für
WasserResourcenManagement – Hydrogeologie und Geophysik durch ein 2,5 km langes
Profil durch die Altstadt von Bad Radkersburg ergänzt. Die alten Daten wurden einer
Neubearbeitung (Reprocessing) zugeführt. Im mittleren Bild ist die Qualitätssteigerung
eindrucksvoll dokumentiert. Durch Integration der neubearbeiteten alten Daten, der neuen
Reflexionsseismik und der Informationen aus den beiden Tiefbohrungen wurden die
bisherigen Vorstellungen verworfen und ein neues geologisches Modell interpretiert.
In der geologischen Interpretation erkennt man den Aquifer, nicht wir bisher angenommen als
ausgedehnten Horizont. Vielmehr ist es ein Kluftwasserleiter, der nach Osten durch eine
Störung begrenzt ist und dessen Mächtigkeit nach Westen abnimmt. Auch die Klüftigkeit
sinkt mit zunehmender Entfernung von der Störung. Die aufgrund dieser Studie 2001
abgeteufte Bohrung RIIIa (nicht eingezeichnet) hat erfolgreich Thermalwasser von 74 °C
erschlossen.
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Formatie
Gelöscht
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Abbildung 2: Ausschnitt aus einem reflexionsseismischen Profil und Verlauf der thermalbohrung RII (links
oben), nachbearbeiteter Datensatz und Verlauf der Thermalbohrung und der nicht fündigen Ersatzbohrung RIII
(links unten), geologische Interpretation (rechts unten)
Conclusio
Die Hochauflösende Reflexionsseismik ist ein Standardverfahren zur Visualisierung des
Untergrundes. Existierende Daten können neu bearbeitet und durch neue Messungen ergänzt
werden. Sowohl schichtgebundene als auch an Störungen gebundene Grundwasserträger
können gefunden werden. Letztlich belegen zahlreiche erfolgreich abgeteufte Bohrungen zur
Förderung von Tiefengrundwasser nicht nur als Trinkwasser sondern, auch für balneologische
oder geothermale Nutzung die Zweckmäßigkeit dieser Untersuchungsmethodik.
Literatur
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WEST DIRECTED THRUSTING OF THE DACHSTEIN AND
HALLSTATT NAPPE (ECHERNTAL, HALLSTATT, UPPER
AUSTRIA): A COMPARISON
Mario HABERMÜLLER1, Klaus ARNBERGER1, Bernhard GRASEMANN1, Erich
DRAGANITS2 & Nikolaus SCHMID1
1
Structural Processes Group, Department of Geological Sciences, University of Vienna,
Althanstrasse 14, A-1090 Vienna, Austria. ([email protected])
2
The Northern Calcareous Alps (NCA) represent a fold-and-thrust belt that is affected by thinskinned tectonics, constituting the northernmost part of the Upper Austroalpine thrust
complex. The carbonate-dominated successions were decoupled along detachment-horizons
with relatively low shear strength like evaporites or shales. Permoscythian evaporites of the
Austroalpine Haselgebirgs-formation make up the basal detachment of the NCA comprising a
ductily deformed polymict breccia that consists mainly of a halite-clay matrix and
components of anhydrite, halite, carbonate and clay.
The studied area of Hallstatt is situated in the central part of the NCA where pelagic
sediments of the Hallstatt nappe are separated from the lagoonal Dachstein nappe by the E-W
striking Echerntal valley. A critical feature of the Hallstatt unit is the presence of evaporitic
Haselgebirge that forms one of Austria’s most prominent saltdeposits. Especially nappe
structure and structural relation of both units were controversial subjects and are still a matter
of discussion (e.g. Frisch and Gawlick, 2003 and references cited therein). While the
dominant tectonic model demands a top-to-N displacement of the NCA (e.g. Plöchinger 1995
– with a compilation of cross-sections), some authors suggest partially large scale thrusting
towards the west to northwest (e.g. Linzer et al. 1995). Field observations in the Echerntal and
adjacent areas confirm this model: Thrust faults and sedimentary surfaces are generally
dipping towards the east, indicating a westward thrustening that produces large scale duplex
structures, kink band geometries and internal antiformal stacking within the same lithological
units. Besides these geometric constraints, evidence for a top-to-W movement was found in
bedding-plane parallel slickensides, which evolved by interbed slip. Further information has
been collected by analasing kinematic indicators in cataclasites.
Although the Dachstein and Hallstatt nappe both display the same direction of movement, a
clear difference in the style of deformation is evident. Hinterland sloping duplex stacks and
fault-bend-folding are the common features within the Dachstein nappe, whereas thrusting in
the Hallstatt nappe constituted detachment folds and foreland-sloping structures as well.
Analogue modelling (Costa and Vendeville 2002, Cotton and Koyi, 2000) demonstrates that
geometry and kinematic history of fold-and-thrust belts with evaporitic décollements deviate
from such with higher basal friction: Forward-vergent imbricates develop above frictional
substrates, whereas both foreland and rearward vergent imbricates evolve above ductile
evaporitic layers. Additionally the deformation style is governed by thickness of the ductile
layer with respect to the overburden thickness. The differential rate of propagation of the
deformation front between adjacent areas with ductile and frictional décollements generates
an inflection and strike-slip faulting sub-parallel to the shortening direction (Cotton and Koyi,
2000).
We conclude that thrusting of the Dachstein nappe must be controlled by a décollement of
different composition and thickness than the Permian Haselgebirge of the Hallstatt nappe. A
potential décollement is provided by Carnian sediments composed of black shales and
sandstones below the Dachstein limestone of Norian age (Linzer et al, 1995).
The deformation structures of the Hallstatt and Dachstein Nappe are both covered by clastic
sediments of the Upper Cretaceous Gosau Group. As these sediments transgressed with an
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angular unconformity contact, not revealing the same tectonic history as the underlying
sequence, they post-date folding-thrusting of the NCA (Wagreich & Decker, 2001). Therefore
the age of thrusting in the Hallstatt and Dachstein nappe is considered to be Eoalpine or at
least pre-Gosau.
References
COSTA, E., VENDEVILLE, B.C. 2002. Journal of Structural Geology 24, 1729-1739
COTTON, J.T., KOYI, H.A. 2000. Geological Society of America Bulletin 112 (3), 351-368
FRISCH, W., GAWLICK H.-J., 2003, International Journal of Earth Sciences 92 (5), 712-727
LINZER, H.-G. et al. 1995, Tectonophysics 242, 41-61
MITRA, S. 1986. AAPG Bulletin 70 (9), 1087-1112
PLÖCHINGER, B. 1995. Memorie di Scienze Geologiche 47, 73-86
WAGREICH, M. & DECKER, K. 2001, International Journal of Earth Sciences 90 (3), 714-726
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ANALYSIS OF HEAVY METAL POLLUTION BY MAGNETIC
METHODS – APPLICATIONS IN AUSTRIA
Monika HANESCH, Sigrid HEMETSBERGER & Robert SCHOLGER
Chair of Geophysics, Department for Geosciences and Geophysics, University of Leoben
Introduction
Pollution of soils by heavy metals constitutes a serious health hazard and therefore has
attracted growing attention during recent years. Usually the content of heavy metals in soils is
assessed by chemical measurements of soil samples. This method is time-consuming and
expensive. Magnetic susceptibility measurements, however, can rapidly be done in the field
and a relation between heavy metal content and magnetic susceptibility has been found in
several studies (Bityukova et al., 1999; Hay et al., 1997; Heller et al., 1998). In the work
shown here, we successfully applied magnetic susceptibility mapping for the delineation of
polluted areas in Austria. Additional magnetic parameters may be used to distinguish
anthropogenic and geogenic minerals and to determine the grain size of the magnetic
minerals.
1200
570
270
125
60
E
27
L
13
6
% IRM af ter demagnetization
25
L: Leoben
E: Eisenerz
20
polluted soils
unpolluted soils
15
10
5
3
0
0
50000 100000 metres
enrichment in the topsoil (difference >20)
enrichment in the subsoil (difference < -20)
-8
3
-1
Figure 1: Magnetic susceptibility (10 m kg ) of the
topsoil (0-20 cm) in Lower Austria,
Burgenland and Styria. Leoben and
Eisenerz were chosen for high resolution
mapping (Section 4).
0
20
40
60
80
SIRM (A/m)
Figure 2: Saturation magnetisation (2500 mT)
and rest of isothermal magnetisation
(1450 mT) after demagnetising with
an alternating field of 150 mT.
Large scale mapping of magnetic susceptibility
The magnetic susceptibility (unit: 10-8 m3kg-1) of soil samples with known heavy metal
content was measured in the laboratory to test the significance of susceptibility as a pollution
indicator. We chose the dried and sieved samples of the soil surveys carried out in Lower
Austria, Burgenland and Styria by the respective provincial governments (sampling grid: 4 by
4 km). The measurements were carried out with a Bartington MS2C loop sensor and an
Exploranium KT9 instrument. Maps were produced for the topsoil (0-20 cm depth, Figure 1)
and the subsoil (20-50 cm depth). Polluted areas typically show high values in the topsoil and
lower values in the subsoil. Anomalies were defined where the difference between topsoil and
subsoil exceeds 20⋅10-8m3kg-1. All anomalies showed elevated heavy metal values and their
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origin could be explained by anthropogenic or geogenic sources (Hanesch and Scholger,
2002).
Magnetic mineralogy
The results of the large scale mapping were used to choose samples for a comparison between
the magnetic mineralogies of polluted and unpolluted areas. The magnetisation of samples
after applying a field of 2500 mT (SIRM) is much higher for polluted soils.
The stability of an isothermal remanent magnetisation was tested by first applying a magnetic
field of 1450 mT (IRM) and then demagnetising it by an alternating magnetic field of
150 mT. The amount of “soft” magnetisation, which is removed below 150 mT, is larger for
the polluted areas. The magnetic minerals produced by combustion of fossil fuels are easier to
magnetise and demagnetise than the geogenic magnetic minerals.
Figure 2 shows a cross plot of SIRM and the rest of IRM after demagnetisation. Polluted and
unpolluted soils form two distinct groups. These facts can be used for a separation of
anthropogenic and geogenic minerals if there are doubts about the origin.
Regional mapping at high resolution
Figure 3: Contour plot of volume susceptibility around the city of Leoben. The black dots mark the measurement
points. The steelwork is located at Donawitz. Transport of magnetic particles occurs dominantly along the valley
of the river Mur.
The region around Leoben and Eisenerz is one of the largest anthropogenic anomalies in the
study area (see Figure 1). To get a detailed picture of the distribution of pollutants in this
region, two studies were carried out. The results for the Eisenerz area are shown in the paper
by Hemetsberger and Scholger in this issue. The region around Leoben was chosen for a high
resolution mapping. The measurement grid was 500 m by 500 m around the city and 250 m
by 250 m in the centre (Figure 3). The Exploranium KT9 was used to determine volume
susceptibility (unit: 10-3 SI). The main source of magnetically susceptible particles are the
steelworks in Donawitz. The migration of particles towards the north and the south is limited
by the morphology. The city lies 540 m above sea level while the mountain Mießriegel has a
height of 1213 m.
A second susceptibility map was produced by measuring maple leaves in the Leoben area.
The distribution of magnetic minerals was the same with the exception of the dumping areas
northwest of the main anomaly. They are not visible in the leaf map which is a representation
of the recent pollution (over 2-3 months) whereas the soil map shows the accumulation of
pollutants over many years (Hanesch et al., 2003).
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susceptibility (10-8 m3 kg-1)
Statistical analysis for heavy metal data and magnetic susceptibility
The statistical analysis of heavy metal data and magnetic susceptibility for the soil survey
samples in the Leoben area showed a significant correlation of susceptibility with several
heavy metals (Zn, Cd, Hg, Pb, Cu, Cr) and with polycyclic aromatic hydrocarbons (Figure 4).
1000
100
0.1
Hg (mg/kg)
1
10
100
Pb (mg/kg)
10
100
1000
PAH (ppb)
Figure 4: The scatter plots of susceptibility versus Hg-, Pb- and PAH-content demonstrate the correlation
between susceptibility and these parameters over three orders of magnitude for the Leoben study area.
Susceptibility measurements allow a rough estimation of the content of these pollutants in the individual soils.
The two outstanding values in the lead graph (lead content low in comparison to susceptibility value) are two
subsoil samples (20-50 cm). The elevated susceptibility is most probably caused by the parent material in these
cases, as the samples have high values in Cr, Co and Cu, but exceptionally low values in the anthropogenic
variables Pb, Mo and Cd.
Conclusions
In this study, magnetic susceptibility proved to be a powerful tool for pollution monitoring.
Anthropogenic anomalies can be delineated by analysing the soil susceptibility of samples
forming a grid over the study area. Polluted and unpolluted soils display distinct magnetic
mineralogies. The main pollutants can be defined by additional chemical analyses. A
correlation with the susceptibility values leads to an estimate of the distribution of pollutants
over the investigated area.
References
BITYUKOVA L, SCHOLGER R, BIRKE M (1999) Magnetic susceptibility as indicator of environmental pollution of
soils in Tallinn. Phys Chem Earth (A) 24 : 829-835
HANESCH M, SCHOLGER R, REY D (2003) Mapping dust distribution around an industrial site by measuring
magnetic
parameters
of
tree
leaves.
Atmos
Env
37,
no
36:
5125-5133
(doi:10.1016/j.atmosenv.2003.07.013)
HANESCH M, SCHOLGER, R (2002) Mapping of heavy metal loadings in soils by means of magnetic susceptibility
measurements. Environ Geol 42: 857-870 (doi: 10.1007/s00254-002-0604-1)
HAY KL, DEARING JA, BABAN SMJ, LOVELAND PJ (1997) A preliminary attempt to identify atmosphericallyderived pollution particles in English topsoils from magnetic susceptibility measurements. Phys Chem
Earth 22 : 207-210
HELLER F, STRZYSZCZ Z, MAGIERA T (1998) Magnetic record of industrial pollution in forest soils of Upper
Silesia, Poland. J Geophys Res 103, No. B8 : 17767-17747
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AN INTEGRATED STRATIGRAPHY OF THE PANNONIAN (LATE
MIOCENE) IN THE VIENNA BASIN
Mathias HARZHAUSER1, Gudrun DAXNER-HÖCK1 & Werner E. PILLER2
1
Natural History Museum Vienna, Geological-Paleontological Department, Burgring 7, A-1014, Austria
Institute for Geology and Paleontology, University of Graz, Heinrichstrasse 26, A-8010 Graz, Austria
2
The Upper Miocene Pannonian stage is represented in the Vienna Basin by an up to 1200 m
thick siliciclastic succession comprising lacustrine and terrestrial deposits. The Pannonian is a
crucial time in the development of the Vienna Basin as it is characterised by the retreat of
Lake Pannon from the Vienna Basin giving place to terrestrial-fluvial settings. For the first
time, we integrate the maze of Pannonian lithostratigraphic terms and zones used by
palaeontologists, oil companies and field geologists into a rigid lithostratigraphic scheme.
This concept allows a clear correlation of surface outcrops with the basin-fill. The letter-zones
of Papp (1951) are refined and applied to representative well-logs. This and the integration of
biostratigraphic and magnetostratigraphic data, allow a strongly improved estimation of the
chronostratigraphic content of each zone.
The Sarmatian/Pannonian boundary is still not defined by a stratotype. A radiometric
determined age of approximately 11.5 Ma was proposed by many authors. This age does not
correspond to the former Serravallian/Tortonian boundary that was placed at 11.20 Ma by
Berggren et al. (1995). New astronomically based data on the age of the
Serravallian/Tortonian boundary, however, point to an absolute age of either 11.539 Ma
(Lirer et al., 2002) or 11.608 Ma (Hilgen et al., 2000), and even suggest that it corresponds to
the glacio-eustatic sea-level lowstand of TB3.1. Hence, we suggest that this major and global
sea-level fluctuation is also reflected in the Pannonian basins area, which ultimately resulted
in the withdrawal of the Paratethys at the end of the Sarmatian. A 3rd order cycle, which
marks the Tortonian transgression in the Mediterranean area, coincides with a rise in water
table of Lake Pannon. Comparisons with geophysical logs from the Styrian Basin document
that lake level oscillations during the TST of this 3rd order cycle are well reflected in both
basins. Correspondingly, the maximum extension of Lake Pannon in the Middle Pannonian is
documented in all Pannonian basins. Hence, the sedimentary record of the Vienna Basin
reflects the “history” of Lake Pannon during the early Late Miocene rather than being
exclusively an expression of local tectonics.
Furthermore, the cyclicity in the sedimentary successions – most obvious in geophysical logs
– suggests a trigger, such as astronomical forcing, which is independent of geodynamics and
pure autocyclic processes. According to this preliminary approach, the 2.35-myr eccentricity
cycle might have influenced the development of Lake Pannon. Geophysical logs clearly
document a well-developed periodicity of funnel-shaped curves from the Lower to the Middle
Pannonian. These curves are most regular in the upper Lower and the Middle Pannonian, and
seem to coincide with the maximum of the 2.35-myr component. Hence, the transgression and
maximum extension during the maximum of the 2.35-myr cycle applies for the entire Lake
Pannon and is not restricted to the Vienna Basin. Finally, the desiccation of the Vienna Basin
resulted in a considerable gap in sedimentation which could be related to the following 2.35myr eccentricity minimum. Outside the Vienna Basin, this phase corresponds to a general
shrinkage of the lake. For example, the Sarmatian/Pannonian boundary and the major
reduction of Lake Pannon in the Late Pannonian correlate well with two minima of that cycle,
whereas the maximum extension took place during a 2.35-myr maximum. The dramatic shift
in the composition of fossil mammal assemblages from the Early/Middle Pannonian to the
Late Pannonian, which reflects an increase in seasonality and in aridity, supports this
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interpretation. The small mammal faunas of the Early Vallesian (MN9) indicate extended
wetlands with rather humid, forested environments accompanied by dense vegetation during
the heyday of Lake Pannon. The mammal fauna of the late Vallesian (MN10) comprises a
high diversity of semi-aquatic, arboreal and gliding rodents. Nevertheless, the number of
ground dwellers increases which might point to the successive spreading of open woodlands
and to a trend towards advanced seasonality. The subsequent sedimentary gap between the
Čáry Formation and the Gbely Formation seems to coincide with the 2.35-myr eccentricity
cycle minimum, which occurs roughly between 9.3 and 9.6 Ma. This hiatus also coincides
with a major faunal turn-over within the mammal assemblages of the Vienna Basin.
The Lower Turolian (MN11) mammal fauna, represented by the large mammals from the
Mannersdorf, Wolkersdorf and Prottes sections and by the small mammals from the
Eichkogel section, are characterized by murid-cricetid-dominated associations and by a
dramatic increase of carnivores (Hyaenidae) and ruminants (Bovidae and Giraffidae). The
dominance of ground-dwelling rodents, the diversity of ruminants and the occurrence of the
porcupine Hystrix hint at more dry conditions, a seasonal climate and relatively open
woodland-environments. Similarly, as summarized by van Dam (1997), various climaterelated records of the NE Atlantic-Mediterranean region document strong shifts within that
interval. In the Vienna Basin, this phase, which is also characterised by repeated interruptions
in Upper Pannonian sedimentation, might best be interpreted as a period of dry climate
conditions which was strongly accentuated by a change of the geodynamic system from pullapart kinematics towards basin inversion.
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NASSARIIDAE AND RISSOIDAE GASTROPOD ASSEMBLAGES
− A MIRROR OF ENVIRONMENTAL DYNAMICS IN THE
PARATETHYS SEA
Mathias HARZHAUSER1 & Thorsten KOWALKE2
1
2
Natural History Museum Vienna, Geological-Paleontological Department, Burgring 7, A-1014, Austria
Department of Environmental and Geosciences, Palaeontology, LMU Munich, Richard-Wagner-Straße 10, D-80333
Munich, Germany, e-mail: [email protected]
Nassariidae (Neogastropoda, Buccinoidea) and Rissoidae (Caenogastropda, Littorinimorpha)
are typical molluscs in the marine and marine-brackish Miocene deposits of the Eurasian
Paratethys Sea. They are among the few gastropod taxa that managed to pass the water
chemistry crisis at the Badenian/Sarmatian boundary.
Within the Central Paratethys the three nassariid subfamilies are recorded by a rather constant
number of taxa throughout the Early Miocene. The Nassariinae always range about 8-10
species whereas the Cylleninae and Dorsaninae are distinctly less manifold, comprising only
1-3 species each. This picture changes dramatically during the Early Badenian (Langhian)
when the Nassariinae rise to 45 species within the Central Paratethys. Correspondingly the
Cylleninae experience the acme during the Early Badenian being documented by at least eight
species. For both groups the Late Badenian brings about some slowdown of radiation. This
development is mirrored in the faunas of the Eastern Paratethys. There, the lower Middle
Miocene Tarkhanian and Chokrakian stages reflect a maximum of nassariid diversity which
collapses during the Karaganian crises. Afterwards, the Konkian stage which corresponds to
the Upper Badenian of the Central Paratethys could not regain the loss.
Within the Rissoidae the early Badenian faunas indicate a marked increase in diversity. 28
species of Alvaniinae are described from the Badenian of the Central Paratethys. The
maximum diversity was achieved during the Early Badenian as represented by the
extraordinary rich faunas of Korytnica (Poland), Kostej, and Lapugy (Romania). At that time
the diversity of the Alvaniinae seems to have been considerably lower in the Eastern
Paratethys, where only 2 species were described from the Tarkhanian to Konkian of southern
Russia. None of the manifold Badenian Alvaniinae passes the Badenian/Sarmatian boundary
in the Central Paratethys and also the Eastern Paratethys seems to lack this taxon during the
Sarmatian. Whilst, the environments of the Lake Pannon in the former Central Paratethys
excluded any resettlement by Alvaniinae during the Late Miocene, at least two species
managed to enter the Eastern Paratethys in the contemporaneous Maeotian. Correspondingly,
the Rissoidae display their acme in the Central Paratethys during the Badenian. Whereas
Turboella became extinct in the Paratethys at the Badenian/Sarmatian boundary, Rissoa
contributes to the Sarmatian faunas as the sole representatives of the Rissoinae. In the Eastern
Paratethys the genus holds on even to the Late Miocene and is mentioned from the Maeotian.
The Early Sarmatian acme of the Dorsaninae - mainly contributed by Duplicata – is rather
homogeneous in both biogeographic areas. 12 species appear in the Central Paratethys and
nine are documented from the Eastern Paratethys. Finally, with the establishment of Lake
Pannon in the Central Paratethys the faunas drift apart. In the Eastern Paratethys Akburunella
seized its change and attains a unique diversity during the Bessarabian.
The trigger of these developments and successions is difficult to reveal. However, a closer
look to the early ontogeny shows that the majority of all investigated Nassariinae (93%)
display indirect development with a shorter planktotrophic larval stage of few weeks. This is
in strong contrast to 0% indirect development in the investigated Sarmatian Dorsaninae.
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Indeed it is possible to state some pre-adaptation for direct development within the
Eggenburgian to Badenian Dorsaninae. Although the pre-Sarmatian Duplicata haueri still
experienced indirect development, it is already characterised by a more yolk-rich
embryogenesis compared to that of the Nassariinae. With the dawn of the Sarmatian,
representatives of the genus switch towards direct development, as documented by Duplicata
duplicata. No lecithotrophic larval development is documented. Finally, the preference to
yolk-rich embryogenesis culminates in the Bessarabian with the genus Akburunella which
was most probably even supported by nurse-egg nutrition. Obviously, the tendency to
renounce planktotrophy and to focus on a yolk rich embryogenesis turned out as competitive
advantage in the Sarmatian fauna. In reverse, this development might hint to some kind of
plankton-crises during the Early Sarmatian, which hampered the success of indirect
developing nassariids.
The Badenian bloom in diversity is related with the Langhian climatic optimum, being best
reflected by the occurrence of the tropical thermophilic genus Cyllenina and by the northward
migration of thermophilic taxa from the Mediterranean area into the Paratethys.
Consequently, the subsequent decline in nassariid diversity during the Late Badenian/Konkian
might simply reflect the climatic deterioration. In contrast, the distribution of the fossil
species of Rissoinae and Alvaniinae do not indicate any climatically driven north/south trend
within the Badenian of the Central Paratethys. As in Recent time, climate has not been a
major limiting factor in the distribution ofthese gastropods. Thus the abrupt extinction of all
Alvaniinae and most Rissoinae at the beginning of the Sarmatian was most probably triggered
solely by changes in the water-chemistry and not by shifts in the climate. This drastic change
in composition of the faunas was followed by the take-over of the Mohrensterniinae in all
shallow marine habitats formerly predominated by Rissoinae and Alvaniinae. The
impoverishment of the faunas and the euryhaline character of the accompanying faunal
elements indicates an extreme character of the Mohrensternia habitat. This endemic genus
flourished also during the Karaganian and Maeotian in the Eastern Paratethys. Thus we
interpret the genus to have favoured reduced marine conditions but not hypersaline ones. This
agrees also well with the fact that Mohrensternia became nearly extinct in the Central
Paratethys at the beginning of the Ervilia Zone, when oolithic sediments, the growth of
foraminifera bioherms and the considerable increase of shell thickness in the mollusc fauna
point to a shift towards marine to hypersaline waters oversaturated in CaCO3.
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AN INTEGRATED STRATIGRAPHY OF THE SARMATIAN (UPPER
MIDDLE MIOCENE) IN THE WESTERN CENTRAL PARATETHYS
Mathias HARZHAUSER1 & Werner E. PILLER2
1
Museum of Natural History Vienna, Geological-Paleontological Department, Burgring 7, A-1014 Vienna,
Austria
2
Institute for Earth Sciences (Geology and Paleontology), University of Graz, Heinrichstrasse 26, A-8010 Graz,
Austria
The Vienna Basin and the Styrian Basin have been cornerstones for the definition and
description of the Central European Sarmatian Stage. New inter- and intrabasin correlations
of well-logs and surface outcrops reveal a rather uniform development of depositional
systems in all considered basins, which excludes local autocyclic processes as the sole trigger.
The more than 1000-m-thick Sarmatian basin-fill is recorded in geophysical logs by a
characteristic succession of serrated funnel- to bell-shaped curves separated by shale-line
intervals. The correlative floodings are well preserved in marginal settings and accessible in
surface outcrops. Slight falls of the relative sea-level are also reflected in the littoral zone by
erosive surfaces, caliche formation and progradation of fluvial facies.
Geophysical and lithological logs of two main target areas in the Vienna Basin are involved in
this study, namely logs from the northern Vienna Basin along the Steinberg fault (Niedersulz,
Eichhorn, Gösting, Zistersdorf and from the field Matzen in the central part of the basin
(Matzen, Schönkirchen, Prottes). Further logs and 2-D seismic data from the eastern Styrian
Basin have been integrated. Log-data derive from the papers of Friedl (1936), Janoschek
(1942; 1943), Kreutzer (1974), Wessely (2000), and Kosi et al. (2003). Further information
was kindly provided by the OMV AG and RAG companies. For a reasonable inter- and
intrabasin correlation, the general trends in geophysical logs have been compared. Despite the
different sedimentation rates and the different tectonic settings, all considered areas display
several parallel trends. The correlation of various wells in the northern Vienna Basin allows a
comparison of marginal logs such as Niedersulz 5-9 with basinal settings as represented by
the Eichhorn 1 section. The correlative intervals in that area display rather similar thicknesses.
Local tectonics and different basin subsidence is expressed in slightly different sedimentation
rates. The major trends, however, are similar. The same hypothesis is applied to the interbasin
correlation between the Vienna and the Styrian Basins. Balancing the higher sedimentation
rate of the Vienna Basin against that of the Styrian Basin resulted in an extremely good fit of
the curves. Hence, the characteristic long-term coarsening upward trend is visible in the
Styrian Gleisdorf Formation as well as in the ssynchronous Skalica Formation of the Vienna
Basin. In the same way, the log-shape of the Carinthian Gravel is highly reminiscent of that of
the time-equivalent deposits in the Vienna Basin.
This interbasin correlation, combining data from 4 different basins and subbasins, suggests
the Sarmatian stage to be a product of a single 3rd order eustatic cycle. being composed of two
lithologically quite different 4th order cycles. A peltic-siliciclastic, strongly transgressive
Lower Sarmatian cycle contrasts with a mixed siliciclastic-oolitic Upper Sarmatian cycle.
This shift in lithology correlates conspicuously with the run of the 2.35-Ma component of
eccentricity and might reflect the turning point from its maximum towards the minimum
phase. A further influence of the 400-Ka eccentricity band might explain the position of the
maximum flooding surfaces of each 4th order cycle. Within that hypothetic scheme, some
regional processes influenced the general trends. Thus, the progradation of fluvial facies
during the initial 3rd order HST correlates not only with a minimum of the 400-Ka component.
The deposition of the Carinthian Gravel and its equivalents in the Vienna Basin and the
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Eisenstadt-Sopron basins also coincided with the final retreat of the Paratethys Sea from the
Molasse Basin. Hence, it seems reasonable that tectonic uplift might have amplified the HST
conditions. This is further supported by the fact that the increasing amounts of gravel deriving
from Alpine units could be linked with an increased relief in the hinterland. Another hint at a
tectonic modulation of the relative sea-level is the tilting of the Mistelbach block at the
boundary between the upper Ervilia Zone and the Sarmatimactra vitaliana Zone. The late
Middle Miocene uplift phase at 12.1-12.3 ma might thus be a regional “eastern Alpine”
phenomenon.
Our new but still tentative calibration of the depositional sequences with astronomical target
curves would require a refinement of the position of the Sarmatian stage within “traditional”
chronostratigraphic tables. Based on the performed correlation, the Badenian/Sarmatian
boundary should not be placed at 13.0 Ma as done in many published tables because this
would cause a misfit between log-response and target curves. Based on the correlation, the
boundary is suggested to be somewhere between 12.6 and 12.8 Ma. This date, moreover, fits
excellently to the glacio-eustatic isotope event MSI-3 at 12.7 Ma (Abreu and Haddad 1998).
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MINERAL CHEMISTRY AND CRYSTAL STRUCTURE OF TWO
AMPHIBOLES FROM RUBY AND SPINEL BEARING MARBLES, LUC
YEN, PROVINCE YEN BAI, VIETNAM
Christoph A. HAUZENBERGER1, Franz WALTER1, Wolfgang HOFMEISTER2,
Phan Tien DUNG3 & Norbert KIENZL4
1
2
Institut für Erdwissenschaften, Universität Graz, 8010 Graz, Austria;
Institut für Geowissenschaften, Universität Mainz, 55099 Mainz, Germany;
3
Institute for Materials Science, NCST of Vietnam, Hanoi, Vietnam;
4
Institut für Chemie, Universität Graz, 8010 Graz, Austria
Introduction
Northern Vietnam is an important gem stone producing area in Southeast Asia. Especially the
areas around Luc Yen, Province Yen Bai, have reported important gem stone deposits. Two
different types of gem bearing rocks occur: (1) Corundum (ruby), brown amphibol, and
phlogopite bearing calcite marbles, and (2) spinel, green amphibole ± forsterite ± clinohumite
± chlorite calcite - dolomite marbles.
The focus of this abstract will not be on the gem stones but we will report mineral chemistry
and crystal structure data of two unusual amphiboles, which are found in these gem bearing
marbles.
Geological Setting
The northern part of Vietnam consists of Precambrian (?) metamorphic rocks, Proterozoic to
late Cenozoic magmatic rocks, and Paleozoic to Quarternary sedimentary and vulcanosedimentary rocks (Tran Duc Luong and Nguyen Xuan Bao 1986). The intrusive magamtism
has widely and multiformly developed in Vietnam and its age range from Pre-Late
Proterozoic to Late Cenozoic. The metamorphic rocks are thought to be mainly Precambrian
in age and the grade in metamorphic rocks ranges from weakly metamorphosed rocks such as
quartz-sericite schists, quartzites, and marbles to medium grade like kyanite-sillimanite
bearing micaschists and gneisses and garnet amphibolites. The highest metamorhic grade
(granulite facies) is found in the Kontum geoblock (Tran Duc Luong and Nguyen Xuan Bao
1986).
A narrow band (10-15 km width, 300 km length) of high grade metamorphic rocks is
stretching NW of Hanoi to Yen Bai and further to the Chinese border. According to Leloup et
al 1995, this metamorphic terrain (Day Nui Con Voi), which is bordered by the Song Chay
and Song Hong fault (part of the red river shear zone), exhibits granulite facies
metamorphism. (Figure 1). The Day Nui Con Voi is part of the Ailao Shan - Red River
metamorphic belt and consists mainly of mylonitic gneisses. K/Ar, Ar/Ar, and U/Pb ages
indicate much younger ages (80 - 29 Ma) as described in the geological map of Vietnam
(Leloup et al. 1995).
Occurrence and chemical composition
The chemical composition of the amphibols was determined by electron microprobe (Jeol
6310 EDX and WDX) for major elements and LA-ICP-MS for trace elements.
Brown amphibole is found only in corundum bearing marble. Within a matrix of coarse
grained calcite 5 -20 mm large prismatic amphibole crystals occur. In addition, centimeter
large corundum crystals, some graphite and sulfides are found. The chemical composition of
the brownish amphibole is aluminum and fluorine rich and can be classified as fluorian
Aluminopargasite to fluorian Magnesiosadanagaite (Table 1).
The second type of amphibole is associated with red spinel and is found in coarse grained
calcite-dolomite marbles. The crystals can measure up to 5 cm, are idiomorphic with an
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intensive green colour and good luster. These amphibole crystals contain less aluminum
compared to the first type, are also rich in fluorine and can be classified as fluorian Pargasite
(Table 2).
Sample
Parg
Sad
Sad
Parg
Sad
Parg
Sad
O = 23, Cat = 15+Na+K
Parg
[ppm]
[ppm]
[ppm]
[ppm]
39
SiO 2
45,78
38,48
Li
64,3
TiO 2
0,27
1,59
Si
6,335
5,493
Be
19,7
18
La
0,4
0,5
Al2O 3
14,59
22,29
Ti
0,028
0,171
V
421,1
312
Ce
0,8
3,8
Cr2O 3
0,34
0,09
Al
2,379
3,750
Cr 1737,5
337
Nd
1,5
5,3
Fe2O 3
0,01
0,00
Cr
0,037
0,010
Mn
45,1
69
Sm
0,6
3,5
FeO
0,00
1,66
Fe3+
0,001
0,000
Co
0,2
1
Eu
0,3
0,1
MnO
0,01
0,00
Fe2+
0,000
0,198
Ni
1,7 3,63
Gd
0,9
2,9
MgO
20,59
16,04
Mn
0,001
0,000
Zn
24,0 237,3
Dy
1,1
5,2
CaO
Na2O
13,30
12,85
Mg
4,247
3,412
Ga
15,3
40,8
Er
0,6
2,3
2,47
2,99
Ca
1,972
1,965
Rb
2,2
21,0
Yb
0,4
1,8
K2O
0,32
1,04
Na
0,662
0,828
Sr
102,4
38,3
Lu
0,0
0,2
F
1,24
1,06
K
0,056
0,189
Y
9,6
33,4
Hf
2,1
5,1
Cl
0,00
0,03
F
0,543
0,479
Zr
97,7 122,3
Ta
0,8
2,3
H2O
1,58
1,59
Cl
0,000
0,008
Nb
12,5
20,3
Pb
1,7
2,2
100,50
99,71
H
1,457
1,514
Cs
0,0
0,1
Th
1,0
2,1
15,719
16,017
Ba
34,9
28,2
U
1,2
0,5
Total
F,Cl=O
0,52
0,45
Total
99,97
99,26
Sum
Table 1. Chemical analysis and formula of brown fluorian Magnesio- sadanagaite and green fluorian Pargasite
X-ray experiments and structure refinement
The crystal structure of the brown amphibole (Magnesiosadanagaite) gives a = 9.858(1), b =
17.892(2), c = 5.3146(3) Å, ß = 105.39(1)º, V = 903.8 Å3 , C2/m, Z = 2, and has been refined
to an R index of 3.3% using 922 observed intensities measured with MoKα X-radiation
(Bruker AXS SMART APEX). From refinement site occupancies and taking into account the
calculated interatomic distances following site populations resulted (apfu): T1: 2.05 Si + 1.95
Al, (T1-O = 1.681 Å), T2: 3.45 Si + 0.55 Al, (T2-O = 1.648 Å), M1: 1.88 Mg + 0.12 Fe2+
(M1-O = 2.088 Å), M2: 1.23 Al + 0.60 Mg + 0.17 Ti (M2-O = 1.995 Å), M3: 0.91 Mg + 0.09
Fe3+ (M3-O = 2.076 Å), M4: 1.95 Ca + 0.05 Na (M4-O = 2.470 Å). Na and K are disordered
around the A(2/m)-site and obtained by electron density at A(2): 0.50 Na and A(m): 0.19 K +
0.25 Na. There is a significant order of Al at T1 and M2, the refined site occupancies of Al at
T1, T2 and M2 are in good agreement with data of magnesiosadanagaite. The formula from
structure refinement is:
(K0.19 Na0.75)0.94 (Ca1.95 Na0.05)2.00 (Mg3.39 Al1.23 Fe2+0.12 Fe3+0.09 Ti0.17)5.00 (Si5.50 Al2.50)8.00 O22
((OH)1.35 F0.65)2.00
The crystal structure of the green chromian pargasite results in a = 9.845(2), b = 17.928(4), c
= 5.285(1) Å, ß = 105.36(3)º, V = 899.4 Å3 , C2/m, Z = 2, and has been refined to an R index
of 3.6% using 937 observed intensities measured with MoKα X-radiation (Bruker AXS
SMART APEX). From refinement site occupancies and taking into account the calculated
interatomic distances following site populations resulted (apfu): T1: 2.39 Si + 1.61 Al, (T1-O
= 1.670 Å), T2: 3.90 Si + 0.10 Al, (T2-O = 1.635 Å), M1: 2.00 Mg (M1-O = 2.075 Å), M2:
1.43 Mg + 0.54 Al + 0.03 Cr (M2-O = 2.038 Å), M3: 0.97 Mg + 0.03 Ti (M3-O = 2.048 Å),
M4: 1.93 Ca + 0.07 Na (M4-O = 2.477 Å). Na and K are disordered around the A(2/m)-site
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and obtained by electron density at A(2): 0.53 Na and A(m): 0.13 K + 0.08 Na. There is a
significant order of Al at T1 and M2, the formula from structure refinement is:
(K0.13 Na0.61)0.74 (Ca1.93 Na0.07)2.00 (Mg4.4 Al0.54 Cr0.03 Ti0.03)5.00 (Si6.29 Al1.71)8.00 O22 ((OH)1.47
F0.53)2.00
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MAGNETIC STUDY OF TOPSOIL POLLUTION IN THE AREA
EISENERZ
Sigrid HEMETSBERGER & Robert SCHOLGER
Montanuniversität Leoben, Lehrstuhl für Geophysik, Paläomagnetiklabor Gams
Magnetic susceptibility mapping and further investigation of magnetic properties are used
since several years to investigate the pollution influx on soils. The advantage of this method is
the fast and easy spatial delimitation of heavy metal-polluted sites, due to the correlation of
magnetic susceptibility and heavy metal content of soils, found in several studies in recent
years. (Bityukova, et.al., 1999)
The area of investigation is a valley in northern Styria, Austria, which is famous for its long
history of iron minino and steel production. Over a period of 6 centuries, iron production was
big business in this area, starting with small iron production sites in the 13th century and 32
iron foundries in production during the middle of the 19th century. The last iron foundry was
closed just after World War II.
The valley was investigated along several profiles with a Bartington MS 2 D Kappameter.
The exact measurement points were determined with a Trimble GPS Total Station. In order to
get information only about the pollution influx from the industry, the distance to major and
minor roads was kept at a minimum of 20 meters. This avoids influence of the vehicle derived
magnetic material (Hoffmann, et.al., 1999) The results of the field measurements are plotted
in Figure 1.
Figure 1: Distribution of surface susceptibility on meadow (boxes) and forest (crosses) soils. Indicators for soil
sample and soil profile positions
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In order to achieve more information on the origin of the magnetic materials, depth
profiles were measured and soil core samples (30 cm length) were obtained. Most of the depth
profiles showed enhanced susceptibility values in the topsoil (Figure 2). This is an important
feature of anthropogenic influenced soils (Hanesch, et.al., 2002) Only one depth profile
(Figure 2: Depth Profile 2) showed a geogenic origin with magnetic susceptibility increasing
from top to bottom.
Figure 2: Susceptibility in depth profiles with sketches of soil horizons observed in the field. Profile 6 is
in Vordernberg. Profile 2 is from Goessgraben. Please note the different scales of the x-axes.
The susceptibility of the soil in the cores samples was measured with a Bartington MS 2 B
Sonde. The measurement built the basis for the sub-sampling for the measurements of further
magnetic properties, such as mass-specific susceptibility, the frequency dependence of the
susceptibility, the high temperature behaviour (Curie Points) and the isothermal remanent
magnetization (IRM) behaviour.
Figure 3: Determination of magnetic parameters. A: Measurement of
susceptibility on soil cores, boxes mark the position of sub samples;
B: High temperature susceptibility on extracts; C: IRM acquisition
and AF demagnetisation of SIRM
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It is clearly visible that the magnetic susceptibility of the topsoils in the investigated
area is dominated by two big anomalies.
The first anomaly in the village of Vordernberg shows the highest amplitude in magnetic
susceptibility. During field work, a layer of very dark material showing extremely high
susceptibility values, with thickness ranging from 10 cm up to ~ 1m was found everywhere
around this village. In accordance to historical reports this is a layer of ash and soot, a relict
from the intensive iron production. All the in-situ and core depth profiles showed
anthropogenic pollution characteristics, with the highest susceptibilities in the top soil. This is
also confirmed by the results of the detailed magnetic measurements on the subsamples. Curie
Temperatures (measured on extracts) range from 580 to 605°C, the IRM Component analysis
(Kruiver, et.al., 2001) showed very unstable (low coercive) components, both are indicative
for technically derived magnetite-like material.
The second anomaly in the northern part, shows also high susceptibility values, but of less
amplitude compared to Vordernberg. This is a result of the broader valley and therefore better
wind and distribution conditions. This anomaly is also mainly caused by anthropogenic
material, depth profiles showed enhanced topsoil susceptibility and the laboratory
measurements indicate technically derived material.
Another anomaly, spatially small and of low amplitude, was found in the “Goessgraben”. For
this anomaly the depth profiles showed small enhancement of susceptibility in the top soil,
but also increasing values to deeper soil horizons. The influence of the highly magnetic
ignimbrites present in this area (Ströbl, 1980) is more indicative in the field measurements.
The IRM and Curie temperature characteristics of the geogenic minerals are disguised by the
influence of the anthropogenic material, which is also present in the samples. IRM
Component analysis gave evidence of two phases (B½ = 20-25 mT and B½ = 79-125 mT)
with increasing contribution of the higher coercivity component to the subsoil.
The magnetic data was then compared with some geochemical data, but due to a lack of
geochemical data it was not possible to find a correlation.
References
BITYUKOVA, L., SCHOLGER, R., BIRKE, M.: Magnetic Susceptibility as Indicators of Environmental Pollution of
Soils in Tallinn. Phys. Chem. Earth (A), Vol. 24, No. 9, pp. 829-835, 1999
HANESCH, M., SCHOLGER,R.: Mapping of heavy metal loadings in soils by means of magnetic susceptibility
measurements. Environmental Geology 42, pp. 857-870, 2002
HOFFMANN, V., KNAB, M., APPEL, E.: Magnetic susceptibility mapping of roadside pollution. Journal of
Geochemical Exploration 66, pp. 313-326, 1999
KRUIVER, P., DEKKERS, M.J., HESLOP, D.: IRM-CLG 1.0 manual, 2001
STRÖBL, E.: Maschinelle Interpretationshilfen in der Geomagnetik mit Anwendungsbeispielen aus dem Gebiet
zwischen nördlichen Kalkalpen und Saualpe. Dissertationsschrift, Montanuniversität Leoben, 1980 (in
German)
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MESOZOIC ROMANIAN OPHIOLITES: THEIR SIGNIFICANCE IN
UNRAVELLING PALEOGEOGRAPHY AND TECTONIC HISTORY
Volker HÖCK1 & Corina IONESCU2
1
Department Geography, Geology and Mineralogy, University of Salzburg, 34 Hellbrunnerstrasse, A-5020,
Salzburg, Austria, [email protected]
2
Department of Mineralogy, Babes-Bolyai, 1 Kogalniceanu Str., RO-400084 Cluj-Napoca, Romania,
[email protected]
Ophiolites and related rocks are important indicators in deciphering paleogeography and
tectonic evolution of crustal segments. Despite a large variability and overlap in their
lithological appearance, petrology and geochemistry it is generally possible to assign
individual ophiolite bodies and similar rocks to certain geotectonic environments such as
MOR, SSZ or intraplate environments.
Apart from older, pre-Mesozoic ophiolites, Romania is particularly rich in Mesozoic –
predominantly Triassic-Jurassic – ophiolites, which occur in a number of different tectonic
units. These include:
(1) the Laramian Mures Nappe of the Southern Apuseni Mts. (SAM) including the
Austrian Bedeleu and Trascau nappes
(2) the basement of the Transylvanian Depression (TD)
(3) the south-eastern most end of the Pieniny Klippen Belt (PKB), which is often believed
of South Penninic origin
(4) the Transylvanian nappes (TN) in the Eastern Carpathians
(5) the Severin Nappe (SN) in the Southern Carpathians
(6) The Ceahlau – Black Flysch Nappes in the Eastern Carpathians.
The most complete and best preserved ophiolites occur in the Mures Nappe of the SAM. They
contain ultramafic and mafic cumulates, gabbros, sheeted dikes and basalts, but no mantle
tectonites. The basalts, rarely basaltic andesites and even andesites, display mainly a MOR
geochemistry with a high amount of Fe-Ti gabbros and Fe-Ti basalts. ( Savu, 1982a; Nicolae,
1995; Saccani et al., 2001). Nevertheless, transitional compositions from MORB to SSZ and
intraplate basalts occur.
The ophiolites are overlain and intruded respectively by an island arc plutonic (?) and
volcanic sequence (Nicolae, 1995; Bortolotti et al., 2002), which is widely distributed in the
eastern part of the SAM (Trascau Mts.). The volcanic rocks range from basalts to rhyolites
forming dikes, massive lava flows and pillow lavas. Volcaniclastics are common. By contrast
to the ophiolites, they exhibit clear signs of a SSZ genesis with low content of HFSE, a
negative Nb anomaly and enrichment of LREE over the HREE. They are in turn overlain by
thin radiolarite beds and upper Jurassic limestones.
Palaeontological evidence and K-Ar as well as U-Pb data indicate a Middle to Late Jurassic
age of the formation of the ophiolites and the island arc sequence (Nicolae 1995, Pana et al.
2002). However, according to Cioflica & Nicolae (1981) the magmatic activity could extend
into the Early Cretaceous. To what extent granites, granodiorites and diorites represent the
plutonic part of the island arc sequence or are alternatively independent Jurassic intrusions,
remains a matter of debate.
The Transylvanian Depression was drilled by a large number of boreholes, from which some
reached the pre-Cretaceous basement and consequently basaltic rocks. In particular the deep
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well Deleni 6042 and Zoreni 1 drilled each several hundred metres of basaltic and andesitic
rocks. The Deleni borehole drill cores form approximately 10% of the whole length of the
basalt drilling, i.e. approximately 40m drill cores. The basalts and andesites from the drill
cores can be grouped in three petrographic and geochemical entities. All of them, despite
small geochemical differences, resemble strongly the basalts and andesites on top of the
ophiolites of the SAM and the Trascau Mts. (Ionescu and Hoeck, 2004). From the drill-hole
Zoreni 1 a few core remnants are available for investigation. They show boninitic affinities
with high SiO2 and MgO, Cr and Ni but low to very low Ti, Zr, Y and Sm. The REE are
depleted, the chondrite normalised pattern is slightly U shaped. All these features highlight
the suprasubduction zone character of these rocks.
In particular, the Fe-Ti gabbros and basalts of the ophiolites in the western part of the SAM
are associated with a strong positive magnetic anomaly (Besutiu et al., 2004). Such an
anomaly is also widespread in the TD. This indicates a continuation of the Fe-Ti rich
ophiolites towards the east beneath the TD. They are probably positioned too deep to be
drilled, but might in turn be overlain – as in the Apuseni Mountains, by the island arc
sequence, which was actually drilled in several boreholes. Thus, the ophiolites and the
overlaying island arc lavas can be traced from the Mures valley near Lipova (30km E of
Arad) across the TD till approximately 50km ENE Cluj, where the magnetic anomaly
terminates.
Only few km further north are the south-eastern most remnants of the PKB exposed near
Poiana Botizii. Otherwise rare in the PKB, they contain poorly preserved small layers of basic
volcanics and basaltic pebbles in a light grey limestone (Aptychus Limestone) according to
Bombita and Savu (1986). In the absence of any analytical data little can be inferred on the
provenance of these volcanics.
In the Eastern Carpathians (EC) basalts and ultramafics are found in the Transylvanian nappes
(TN) in the tectonic highest position above the Bucovinian nappes (Sandulescu and RussoSandulescu, 1981). The major occurrences are Rarau, Haghimas and Persani. They occur
partly as olistholites, partly as tectonic slivers. Their age is debatable. At least a large part is
Triassic in age, inferred from the close connection to mid-Triassic sediments. By contrast to
the Apuseni ophiolites and the Island arc volcanics, the available geochemical analyses
(Russo-Sandulescu et al., 1982) from the Haghimas volcanics indicate enriched, rifting(?)
basalts. In Rarau they are also enriched but show a transition to MOR type basalts. The
ultramafics are predominantly serpentinized lherzolites. From Persani no data are available so
far.
The Severin Nappe is sandwiched between the Danubian unit below, and the Getic nappes
above contain Mesozoic ophiolites in the Southern Carpathians. They are believed to be
Jurassic in age and consist of serpentinized peridotes (mainly lherzolites), rare gabbros and
basalts (Savu, 1982b). The latter display geochemically a MOR characteristic and are
accompanied by enriched intraplate basalts. In this respect the Severin Nappe ophiolites
resemble those from Rarau in the TN, notwithstanding the different tectonic position. The
ophiolites from the Severin Nappe are thought to find a continuation in the Ceahlau and Black
Flysch Nappes in the Eastern Carpathians. There, blocks of ophiolitic material are found
embedded in coarse grained clastic sediments of Late Jurassic and Cretaceous age. Larger,
mappable units occur in the N of Romania and in the Ukraine in the continuation of the
Ceahlau – Black Flysch units. The Severin - Ceahlau ophiolites are thought to be remnants of
an intracontinental oceanic basin within the European margin.
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The Apuseni ophiolites, the island arc volcanics west and within the TD the ophiolites from
the Transylvanian Nappe and from the PKB(?) are believed to come from a single large
oceanic domain, the Neotethys, but represent different portions of the ocean (Sandulescu,
1984). For the basalts from the PKB there are not data available yet for a clear assignment.
Regarding the TN basalts and ultramafics, their chemistry and also their in part probable
Triassic age are not in favour of a single oceanic source for the basalts and ophiolites from the
SAM, the TD, the TN and the PKB. It is more likely, based on available data that the SAM
ophiolites and the island arc sequence are a continuation of the Vardar Ocean, which
terminates at the northern end of the TD. The “ophiolites” of the TN represent at least partly,
a possibly Triassic independent oceanic realm. The possible relation to the Meliata Ocean still
remains a matter of discussion.
References
BESUTIU, L., GORIE, J., DORDEA, D., SPRANCEANA, V. (2004) Geophysical setting of the deep well 6042 Deleni
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BOMBITA, G., SAVU, H. (1986) Sur le roches volcaniques associées aux klippes piénines de Poiana Botizii
(Maramouresch Roumain). Ann. Soc. Geol. Poloniae, 56, 337-348.
BORTOLOTTI, V., MARRONI, M., NICOLAE, I., PANDOLFI, L., PRINCIPI, G. & SACCANI, E. (2002) Geodynamic
implications of Jurassic ophiolites associated with Island-Arc Volcanics, South Apuseni Mountains,
Western Romania. Intern. Geology Rewiev, 44, 938-955.
CIOFLICA, G., NICOLAE, I. (1981) The origin, evolution and tectonic setting of the Alpine ophiolites from the
South Apuseni Mountains (Romania). Rev. Roum. Géol., Géophys. Géogr. Ser. Géol., 23, 19-29,
Bucharest.
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Proceedings of The 5th Intern. Symp. Eastern Mediterranean Geology, vol. 1, 256-259, Thessaloniki.
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marginal basin. Rom. Journ. Tect. & Reg. Geol., 76, 27-39, Bucharest.
PANA, D., BALINTONI, I., HEAMAN, L., ERDMER, P. (2002) An alternative model for the Carpathian-Pannonian
system. Studia Universitatis Babes-Bolyai, Geol., Sp. Is., 1, 265-277, Cluj-Napoca.
RUSSO-SANDULESCU, D., UDRESCU, C., MEDESAN, Al. (1982) Petrochemical characteristics of the Mesozoic
ophiolites of the Rarau-Haghimas marginal syncline. D.S. Inst. Geol. Geofiz., LXVI (1979), 153-185.
SACCANI, E., NICOLAE, I. & TASSINARI, R. (2001) Tectono-magmatic setting of the Jurassic ophiolites from the
South Apuseni Mountains (Romania): petrological and geochemical evidence. Ofioliti, 26, 9-22.
SANDULESCU, M. (1984) Geotectonics of Romania (in Romanian), Edit. Tehn. Bucharest, 336p.
SANDULESCU, M., RUSSO-SANDULESCU, D. (1981) The ophiolites of the Rarau and Haghimas synclines – their
structural position, age and geotectonic evolution. D.S. Inst. Geol. Geofiz., LXVI, 5, 103-114.
SAVU, H. (1982a) Structural, petrographic and geotectonic study of the sheeted dyke complex in the Mures zone,
Dumbravita-Baia-Batuta-Julita region (Apuseni Mountains). D.S. Inst. Geol. Geofiz., LXIX, 5, 41-56.
SAVU, H. (1982b) Tectonic position and origin of Alpine ophiolites in the Mehedinti Plateau (South Carpathians)
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ÖFFENTLICHKEITSARBEIT: WORAUF´S ANKOMMT!
Thomas HOFMANN
Geologische Bundesanstalt, Rasumofskygasse 23, A - 1030 Wien ([email protected])
Öffentlichkeitsarbeit? „Ja!“ Die Frage ist nur: „Wie?“ Wer grundlegende Tipps beachtet,
wird leichter gehört. Wer Journalist(inn)en als Partner gewinnt, hat Mittler gefunden.
Eine ständig steigende Zahl von Broschüren, Foldern aber auch von Tafeln im Gelände, sei es
bei Naturdenkmalen, Geotrails e.c. mit verschiedensten Ansätzen Geologie zu vermitteln, zeigt
die Bereitschaft sich öffentlich mitzuteilen. Bei all diesen Aktivitäten müssen wir uns auch einer
Sprache (im wahrsten Sinn des Wortes, als auch im metaphorischen Sinn) bedienen, die den
Anforderungen der breiten Öffentlichkeit auch gerecht wird.
Journalistische Grundregeln
Grundsätzlich gelten journalistische Grundregeln. Somit sind zunächst die „6-W“ – „Wer“,
„Was“, „Wann“, „Wo“, „Wie“ und „Warum“ – wenn auch in leicht modifizierter Form, zu
beachten.
„Wer hat die Information verfasst? Wer ist der Urheber? Wer steht dahinter? Wer ist der
Ansprechpartner? Daraus folgt: Wo gibt es weiterführende Infos? (Impressum,
Logo, WWW)
„Was gilt es zu vermitteln?“ (Thema klar definieren.)
„Wann ist es entstanden?“ (zeitliche Komponente, Stratigrafie) „Seit wann ist es
bekannt?“ (Entdeckungsgeschichte)
„Wo?“ (geographische, (groß)tektonische Zuordnung)
„Wie?“ (kausales Umfeld, Lithogenese, Morphogenese)
„Warum, was ist besonders?“
Neben diesen Fragen sind noch folgende Punkte (ohne Anspruch auf Vollständigkeit) zu
beachten:
- Nachvollziehbarkeit (Authentizität) für den Konsumenten
- Nutzen, im Sinne der Bedeutung und Einzigartigkeit. Hier muss ein emotionaler
Konnex für den Anwender hergestellt werden.
Service am Leser
Bei Texten sind folgende Überlegungen zu beachten:
- Griffige Überschrift, eventuell Zwischentitel.
- Eventuell eine Zusammenfassung (größere Schrift).
- “Top Down” und nicht “Bottom up” (das Wichtigste zu erst).
- Kurze Sätze (keine Schachtelsätze)
- Fakten überzeugen.
- Satzzeichen bewusst setzen. Mehr Mut zur Interpunktion!
- Ein gutes Bild (Grafik) sagt mehr als 1000 Worte.
- Exakte und aussagekräftige Bildunterschriften
- Ansprechendes, klares Lay-Out, erhöht die Chance, dass Texte gelesen werden.
- Generell gilt: Weniger ist mehr!
- Geschlechtsneutrale Ausdrucksweise.
Gerade für das Internet sind diese Überlegungen zu beachten. Lesen am Bildschirm ist
ungleich schwieriger, als am Papier. Der Umstand, dass uns immer weniger Zeit für immer
mehr Informationen zur Verfügung steht, ist ebenfalls zu berücksichtigen, darf aber nicht zu
marktschreierischen Schnellschüssen verleiten.
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Die oben angeführten Punkte, „Journalistische Grundregeln“, bzw. „Service am Leser“,
bilden Voraussetzungen für eine reibungslose Kooperation mit Journalist(inn)en. Ob es sich
um eine fertig formulierte Presseaussendung oder „nur“ um gut vorbereitete Unterlagen für
ein persönliches Gespräch mit einem/r Medienvertreter/in handelt, wer sich in die
Arbeitsweise von Journalist(inn)en einfühlen kann, hat entscheidende Vorteile. Eines sollten
wir auch im Auge behalten: Meistens sind wir diejenigen, die die Zeit und die Leistung der
Journalist(inn)en in Anspruch nehmen wollen; nur selten ist es umgekehrt.
Zusammenarbeit mit Journalist(inn)en
Grundsätzliches: Journalist(inn)en sind Vermittler zwischen unseren Anliegen und der
Öffentlichkeit. Journalist(inn)en wollen gute „Stories“ und sind der Wissenschaft gegenüber
NICHT negativ eingestellt. Journalist(inn)en haben (fast) immer ein offenes Ohr aber auch
nur wenig Zeit. Journalist(inn)en sind Menschen und wollen auch als solche behandelt
werden, sprich sie können auch mal Hunger und Durst haben.
Ziel muss es sein Journalist(inn)en als Partner zu gewinnen. Daher sind persönliche Kontakte
zum einen und gute Erfahrungen, die Journalist(inn)en mit uns machen zum anderen, sichere
Garanten für nachhaltigen Erfolg der Öffentlichkeitsarbeit.
P.S.: Persönliche Kontakte sind nicht nur zu Journalist(inn)en notwendig, sondern auch zu
den eigenen Kolleg(inn)en. Ein kollegiales Netzwerk wird sich auf den Erfolg der
Öffentlichkeitsarbeit ebenfalls positiv auswirken.
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DAS REINGRABEN-EVENT IM HALLSTÄTTER FAZIESRAUM
Thomas HORNUNG & Rainer BRANDNER
Institut für Geologie & Paläontologie, Innrain 52, A-6020 Innsbruck. Email: [email protected];
[email protected]
Das karnische Reingraben-Event sensu SCHLAGER & SCHÖLLNBERGER 1974 im Grenzbereich
Jul 1 / Jul 2 bildet die markanteste stratigraphische Wende in der Trias-Abfolge des
westlichen Triasraumes. Dies äußert sich sowohl in biostratigraphischen Analysen,
lithofaziellen Untersuchungen, aber auch durch einen drastischen evolutiven Einschnitt, wie
dem Absterben der meisten Riff-Ökosysteme (u.a. FLÜGEL, 2001) mit abruptem Einsetzen
terrigen-klastischer Sedimentation. Der
Einfluss des Ereignisses reicht im NW’
Tethysbereich vermutlich bis in die
terrigen-fluviatile germanische Fazies
mit diskordanter Überdeckung des
Schilfsandsteines
auf
Gipskeuper
(AIGNER & BACHMANN, 1992). Darüber
hinaus finden sich im ge-samten
Tethysbereich ähnliche Zäsuren, die mit
dem Reingraben-Event in Verbindung
gebracht werden und dessen Bedeutung
als vermutlich globales Ereignis
unterstreichen. Die Gründe dafür sind
weitgehend unbekannt – aufgrund der
Globalität
erscheinen
klimatische
Ursachen, ausgelöst durch regionale
plattentek-tonische
Veränderungen
plausibel.
Das Reingraben-Event im Karbonatplattformbereich war Thema zahlreicher Untersuchungen, obgleich die
Profilabfolgen hier meist Schicht-lücken
aufweisen. Die wohl voll-ständigeren
Sequenzen im Hallstätter Beckenraum
fanden dagegen bisher nur geringe
Beachtung.
Die
fehlende
sequenzstratigraphische
Betrachtungsweise als auch die komplexen
tektonischen Verhältnisse dürften die
Gründe dafür sein.
Abb. 1: Geologische Übersicht sowie
geographische Lage der
Profile.
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Eines der Ziele des FWF-Projektes P16878 „Das Karnische Ereignis im westlichen
Tethysraum“ ist die Er-stellung eines zeitlich hochauflösen-den, regional gültigen
Standartpro-files mit Hilfe kombinierter bio-, sequenz-, und chronostratigraph-ischen
Untersuchungsmethoden. Damit sollte eine hochauflösende Korrelation mit Sequenzen
anderer Fazieszonen erreicht werden.
Abb. 2: Stratigraphische Detailprofile Freygutweg und Jakobbergstollen mit Darstellung der wichtigsten
Mikrofaziestypen.
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Die einzigen vollständigen Hallstätter Abfolgen, die den Zeitraum des Jul 1 bis Lac 1
erschließen, liegen im Bereich der Hallein-Berchtesgadener Schollenregion unweit der
Ortschaft Bad Dürrnberg (Abb. 1). Zwei Profile sollen hier vorgestellt werden: der
aufgelassene Jakobbergstollen (GAWLICK & LEIN, 2000) der Saline Bad Dürrnberg erschließt
die Liegendpartien und die Ereignis-Grenze selbst, das stark kondensierte Profil am
Freygutweg die hangenden Bereiche der Halobienschiefer und die Überlagerung mit
unternorischen Hellkalken (Abb. 2).
Das Resultat eingehender Beprobung, Conodonten-Biostratigraphie und mikrofazieller
Untersuchungen ergab in unterjulischen Hellkalken eine intakte Mikrofauna mit RiffdetritusSchüttungen mit Foraminiferen, Schwebcrinoiden, Conodonten, juvenilen Ammoniten,
Schwamm- und ?Tubiphytes- / Blaualgenfetzen; letztere werden als Indikatoren für ein
funktionierendes Riff-Ökosystem angesehen. Zum Top der Hellkalke gehen diese unter
stagnierender bis aussetzender Sedimentation signifikant zurück, einhergehend mit stärkerer
Bioturbation sowie Hartgrund- und Algenmattenbildung. Diese Thrombolithe bilden ein
reduzierendes Mikromilieu aus, was sich einerseits durch dispersen Pyrit, aber auch authigen
gebildete Kalzit-Kristalle ausdrückt, die zu ihrer Bildung ein leicht basisches Umfeld (pH~9)
benötigen (REITNER, 1997). In den über den Hellkalken folgenden grünen Mergeln,
Graukalken und Ockerkalken findet sich kein Riffdetritus mehr, sehr wohl aber
thrombolitische Algenkrusten. Conodonten treten stark in den Hintergrund. Über den
Ockerkalken folgt mit scharfer Grenze eine Abfolge schwarzer Halobienschiefer – in
zwischengeschalteten schwarzgrauen Kalkbänken finden sich lediglich agglutinierte
Foraminiferen sowie Conodonten.
Die Grauvioletten Bankkalke am Freygutweg zeigen im Langobard bis Jul 1 ähnliche
Verhältnisse wie die Hellkalke im Jakobbergstollen. Nach einer Aufschlusslücke ist der
jüngere Abschnitt der Halobienschiefer mit einer Wechselfolge von violetten bis bräunlichen
Tonmergeln und fossilfreien laminierten Siltsteinbänken entwickelt. Mit Einsetzen stark
kondensierter, tuvalischer Rotkalke ändert sich das Sedimentationsregime erneut – in den
radiolarienreichen Filamentkalken finden sich wieder zahlreiche Conodonten und vereinzelt
wieder Riffdetritus.
Zusammenfassend drückt sich das Reingraben-Event in der Hallstätter Fazies mehrphasig aus:
(1) durch einem drastischen Rückgang riffogener Schüttungen (Grenze Hellkalke zu Grauund Ockerkalke) als Zeichen zurückgehender Sedimentproduktion in den angrenzenden
Riffarealen und (2) durch einen nachfolgenden schnellen Wechsel von limonitischen
Ockerkalken zu pyritreichen Schwarzschiefern (Halobienschiefer) als Folge reduzierender
Bedingungen und aussetzender Karbonat-Anlieferung.
Literatur
AIGNER, T., BACHMANN, G.H. (1992): Sequence stratigraphic framework of the German Triassic. – Sed. Geol.,
80: 115-135, Amsterdam.
FLÜGEL, E. (2001): Triassic reef evolution. – in: Phanerozoic Reef Patterns, SEPM Special Publication, 72: 391463.
GAWLICK, H.-J., LEIN, R. (2000): Die Salzlagerstätte Hallein – Bad Dürrnberg. – Exkursionsführer Sediment
2000, Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. Österr., Heft 44, S. 263-280, Wien.
REITNER, J. (1997): Stromatolithe und andere Mikrobialithe. – in: STEINIGER, F. & MARONDE, D. (Eds.): Städte
unter Wasser. – Kleine Senckenbergreihe, 24: 19-37, Frankfurt a. Main.
SCHLAGER, W., SCHÖLLNBERGER, W. (1974): Das Prinzip stratigraphischer Wenden in der Schichtenfolge der
Nördlichen Kalkalpen. – Mitt. Geol. Ges. Wien, 66/67: 165-193; Wien.
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STRATDRAW - PROGRAMM ZUR GRAPHISCHEN DARSTELLUNG
STRATIGRAPHISCHER PROFILE MIT CORELDRAW™
Monika HÖLZEL
Institut für Geologische Wissenschaften, Universität Wien, [email protected]
StratDRAW ist ein Programm, mit dem stratigraphische Profile in CorelDRAW automatisiert
auf der Basis tabellierter Datensätze dargestellt werden können (HÖLZEL, 2003; HOELZEL,
2004). Im Gegensatz zu kommerziellen, oftmals komplexen und teuren Softwarepaketen, ist
dieses Programm Freeware, leicht zu bedienen und mit einer verbreiteten Graphiksoftware
verbunden. Es dient der schnellen und exakten Verarbeitung großer Datenmengen unter
Berücksichtigung bestmöglicher graphischer Qualität.
Die Darstellung beruht auf der Zeichnung von Gesteinskolumnen, wobei die Schichtglieder
durch Rechtecke definiert sind, die übereinander „gestapelt“ werden. Die Abmessungen der
Rechtecke setzen sich aus der Schichtmächtigkeit und der Korngröße, Lithologie oder
Kompetenz zusammen. Es können also Verwitterungs- oder Säulenprofile (GEYER, 1973;
MIALL, 1984; TUCKER, 1985) und Bohrprofile gezeichnet werden.
Als Datenbasis werden pro Schichtglied immer zwei Werte benötigt, die Schichtdicke d in
beliebiger Einheit und die Breite k, die durch ganzzahlige Indizes, z.B. für Ton k = 1 und für
Kies k = 7, definiert sind. Auf diese Daten wird in Form von Tabellen (Kolumne 1 = d;
Kolumne 2 = k) von StratDRAW automatisch zugegriffen.
Über die Indexwerte k wird neben der Breite auch die Farbgebung der Schichten gesteuert,
die vom Benutzer verändert werden kann. Zur optischen Verbesserung können die jeweils
rechten Ecken, in Abhängigkeit zur jeweiligen Schichtdicke, mehr oder weniger stark
gerundet werden. Der Maßstab kann beliebig und unabhängig voneinander für die
Mächtigkeit und für die Korngrößenverhältnisse zueinander, bzw. für die Breite des Profils
gewählt werden. Für etwaige Bemerkungen am Rand gibt es die Möglichkeit, eine
zusätzliche Kolumne am linken Profilrand zeichnen zu lassen, die sich in seiner Breite
variieren lässt.
Nach Beendigung des automatischen Zeichenvorganges wird die Graphik als CorelDRAWDatei (*.cdr) gespeichert und es ist nachträglich möglich, diverse Änderungen an einzelnen
Schichten vorzunehmen, wie z. B. das Einfügen von Signaturen.
Voraussetzung für die Verwendung von StratDRAW ist die Installation von CorelDRAW 10,
11 oder 12 mit Microsoft Windows Betriebssystemen. Für die Installation ist kein spezielles
Setup notwendig: Es genügt, die Datei „StratDraw.exe“ zu speichern und zu öffnen.
StratDRAW ist Freeware und von der Homepage des Instituts für Geologische
Wissenschaften Wien (http://www.univie.ac.at/Geologie/downloads.htm) zu beziehen. Auf
dieser Seite finden sich auch Beispieldatensätze und eine ausführliche Bedienungsanleitung.
Literatur
GEYER, O. (1973): Grundzüge der Stratigraphie und Fazieskunde. E. Schweizerbart'sche Verlagsbuchhandlung,
Stuttgart, pp. 279.
HOELZEL, M. (2004): StratDraw: automatic generation of stratigraphic sections from tabulated field data.
Computers and Geosciences 30 (7), 785-789.
HÖLZEL, M. (2003): Sedimentologische Bearbeitung der Ingering-Formation am N-Rand des Fohnsdorfer
Beckens (Steiermark, Österreich). unveröffentl. Dipl., Universität Wien.
MIALL, A. D. (1984): Principles of Sedimentary Basin Analysis. Springer Verlag, Stuttgart, pp. 668.
TUCKER, M. E. (1985): Einführung in die Sedimentpetrologie. Introduction to sedimentary petrology. Enke,
Stuttgart, pp. 262.
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ASTROBIOLOGISCHE ANSÄTZE BEI FRIEDRICH ROLLE
VOR 120 JAHREN!
Bernhard HUBMANN
Die geologische Tätigkeit von FRIEDRICH ROLLE, am 16. Mai 1827 in Homburg geboren, am
11. Februar 1887 ebenfalls in Homburg verstorben, ist für die Kartierung der Steiermark von
großer Bedeutung. In den Jahren 1853 bis 1857 war ROLLE als Aufnahmegeologe des von
Erzherzog Johann iniziierten geognostisch-montanistischen Vereins der Steiermark tätig.
Danach, von 1857-1859 war er als Assistent, von 1859-1862 als zweiter Custos-Adjunct am
k. k. Hofmineralienkabinett in Wien tätig. Eine leitende Stellung blieb ihm versagt obwohl
seine fachlichen Qualifikationen dafür gesprochen hätten. ROLLE musste zu seiner Zeit
vermutlich als „Nonkonformist“ und „Freigeist“ gegolten haben, der sich schwer in das
gesellschaftliche Gefüge einordnen ließ.
Überblickt man sein über 130 Arbeiten umfassendes wissenschaftliches Oevre, so stechen
einige Arbeiten hervor, darunter die im Jahre 1884 bei J. F. Bergmann in Wiesbaden
erschienene Abhandlung über „Die hypothetischen Organismen-Reste in Meteoriten“.
Diese kurze Arbeit war, wie ROLLE im Vorwort schreibt, „ursprünglich für eine grössere
Sammlung mineralogischer, geologischer und paläontologischer Artikel als selbstständiges
Werkchen dem Druck übergeben“ worden. Doch nachdem bereits die Setzarbeiten für den
Druck vorbereitet waren, bestimmte „eine plötzliche Entscheidung ihr Loos in ganz anderer
Weise“: die Arbeit wurde – als Opfer frühen Reviewsystem! – zurückgewiesen.
Die eigentliche Arbeit beträgt nicht einmal 1000 Wörter und fasst die damalige Kenntnis über
organische Strukturen sowie „bitumenartiger Kohlenwasserstoff-Verbindungen“ aus
Meteoriten zusammen. ROLLE rezipiert zum einen die bis dato bekannten Publikationen,
versucht aber auch die Möglichkeiten, bzw. Wahrscheinlichkeiten extraterrestrischen Lebens
zu diskutieren.
Seine Überlegungen klingen modern: ausgehend von der „ganz sinnreichen Hypothese, dass
unser Erdplanet nicht der einzige von lebenden Wesen bewohnte Weltkörper ist“ und der
unter den damaligen Astronomen bereits akzeptierten Vorstellung, dass der Mars „polare Eisund Schneeanhäufungen beherberge und sich überhaupt in einer ähnlichen Abkühlungsstufe
wie unsere Erde befinde, also dass er [...] Eis und Schnee, Atmosphäre und Wolken, Sommer
und Winter habe“, meinte ROLLE, dass „auf dem Mars und wohl auch andren Planeten [...]
auf das Bestehen einer organischen Lebewelt gedacht werden“ kann.
In Anbetracht der seit 1996 kontroversell laufenden Diskussionen um Spuren organischen
Lebens des 1984 in der Antarktis gefundenen Marsmeteoriten ALH84001 sowie der aktuellen
exo- und astrobiologischen Forschungsprojekte erscheint ROLLEs Artikel heute wenig
„ketzerisch“. ROLLE, der als früher Verfechter der DARWIN’schen Lehre (ROLLE 1863, 1866,
etc.) so manchen Anfeindungen ausgesetzt war, meinte dennoch verbittert, dass man besser
beraten wäre, „den Ketzer am Leben“ zu lassen „und sich mit der Hoffnung früherer oder
späterer freiwilliger Bekehrung begnügt.“
Literatur
ROLLE, F. (1863): Ch. Darwins Lehre von der Entstehung der Arten im Pflanzen- und Tierreich in ihrer
Anwendung auf die Schöpfungsgeschichte dargestellt und erläutert. - J. C. Herrmannsche
Verlagsbuchhandlung F. E. Suchsland; 274 S., 20 Abb., Frankfurt a. M. 1863.
ROLLE, F. (1866): Der Mensch, seine Abstammung und Gesittung im Lichte der Darwinschen Lehre von der
Art-Entstehung und auf Grundlage der neuen geologischen Entdeckung dargestellt. - J. C. Herrmannsche
Verlagsbuchhandlung F. E. Suchsland; IX + 361 S., 36 Holzschnitte; Frankfurt a. M. 1866.
ROLLE, F. (1884): Die hypothetischen Organismen-Reste in Meteoriten. - J. F. Bergmann; 16 S.; Wiesbaden.
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RIVER AND LAKE ENVIRONMENTS IN THE SOUTHERN AFAR
DEPRESSION (ETHIOPIA) – SEDIMENTOLOGICAL STUDIES IN
PLIOCENE HOMINID-BEARING DEPOSITS
Wolfgang HUJER, Peter FAUPL & Christoph URBANEK
Department of Geological Sciences, University Vienna, Althanstrasse 14, A-1090 Wien, Austria
Since 2000, the International PaleoAnthropological Research Team under the leadership of
Horst Seidler has been investigated the Plio-Pleistocene sediments around Mount Galili in the
southern Afar Depression. The research area is located 100 km towards the NEE of the
Awash Railway Station, E of the National Road No. 8, in the district of the village Gadamaitu
(N 9°44.101’, E 40°27.368’, Fg. 1). The Mount Galili is the most conspicuous elevation in the
center of the research area. The deposits build up the eastern rift shoulder of the N-S striking,
recently active graben structure of the Main Ethiopian Rift. The region, extensively faulted by
N-S striking normal faults, exposes a 125 m thick sedimentary succession. The Mount Galili
Formaton has been divided into five members comprising volcanic layers with different
lithologies such as ignimbrites, basalts and tuffs (Fig. 1). The volcanic succession shows the
typical bimodal chemistry of rift zones. The Mount Galili Formation represents a sequence of
fluvio-lacrustrine sediments keeping interruptions due to volcanic events. At the moment, the
facies analysis is based on 21 lithostratigraphic sections (Fig. 1) using the volcanic layers as
marker beds for correlation.
Multi-colored, clayey sequences with abundant fossil remains of fishes, turtles and crocodiles
with only minor content of sand and coarse silt characterize typical lacrustrine sediments,
such as observed in the Shabeley Laag Member. Thin, whitish micritic limestone beds
(Dhidinley Member) as well as white diatomite layers (Satkawini area, NE of Fig. 1)
represent water highstands. Cellular limestones with desiccation cracks are also observerd in
the Dhidinley Member. Extended gastropod-limestones represent a nearshore facies (Shabeley
Laag, Caashacado Member), composed of Bellamya, Melanoides, Cleopatra, exclusively
preserved as casts (Ch. Frank, unpub. report). Grey, gypsum-bearing, clayey sediments mark
water lowstands with saline conditions. It seems, that changes in the water level also influence
the salinity of the lake. Successions of grey to brownish silty deposits with thin sand layers
represent mudflats, deposited at nearshore areas under the influence of river mouths and
alluvial fans.
The fluvial deposits are characterized by sandy channel-fills cutting into the lacrustrine facies.
The channel-fill deposits consist of grey to bluish feldspatic sands with cross-bedding
showing current directions towards the N and E. The sand is well to moderate sorted and
symmetrically to fine-skewed. These sands were preferentially deposited in fluvial channels
with a permanent current strong enough to keep the suspension load in motion. Sediments
from channels with weaker current conditions are marked by a higher content of the
suspension fraction documented by a pronounced fine tail of the cumulative curve. Channelfill deposits are exposed in the Dhidinley and Shabeley Laag Member.
Sheet flood deposits represent another important sediment type. Their bimodal grain size
distributions show evidence of sedimentary reworking. The sediments are a mixing product of
reworked stream bars (gravel to sand) and flood plain sediments (fine fraction). The
occurrence of sheet flood deposits demonstrates that parts of the fluvial system became
periodically (seasonally) dry. This facies is observed in the central area of the Shabeley Laag
Member, immediately below the Galili Basalt, where findings of primate and hominid teeth
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have been made. Flood plain deposits predominantly consist of grey to brownish fine sands
and silts with lots of rhizolitic structures. The differentiation between overbank and mudflat
deposits is sometimes delicate.
The Pliocene river and lake system of the Mount Galili Formation with seasonal dry periods
was the habitat of a rich mammal fauna and the early man (Australopithecus afarensis , see
poster of Urbanek, Kullmer et al.).
Fig.1: Geological sketch map of Galili research area and composite lithostratigraphy of the Mount Galili
Formation.
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FORMATION OF A STRUCTURAL DOME DUE TO
TRANSPRESSION:
THE LIM PALAEOZOIC UNIT OF CENTRAL DINARIDES
Aleksandar ILIC & Franz NEUBAUER
Department of Geography, Geology and Mineralogy, University of Salzburg, A-5020 Salzburg, Austria
Introduction
The arcuate Alpine orogenic system of southeast Europe is characterized by superposed late
Cretaceous and Tertiary double-vergent orogenic systems. The central Dinarides exposes
NW-trending units which were transported towards the Adria/Apulian microcontinent. These
zones include the East Bosnian-Durmitor unit. The working area is located at the boundary
between the Dinaride Ophiolite belt and the East Bosnian-Durmitor unit in westernmost
Serbia and easternmost Montenegro of Yugoslavia (Fig. 1). The East Bosnian-Durmitor unit
represents a composite pile of nappes (Dimitrijevic, 1997), and is considered to represent the
continental margin of an Apulian plate (Robertson and Karamata, 1994; Pamic et al., 1997).
The outcrops south-west of the Dinaride Ophiolite nappe show mainly Palaeozoic
successions, which are overlain by detached Triassic sedimentary and volcanic rocks (Pamic,
1984). The Lim Palaeozoic unit was overthrusted by the Dinaride Ophiolitic nappe (Figs. 1,
2).
Here we report new structural data from the Central Dinarides, at the boundary between
External Dinarides and Dinaric ophiolite belt, in order to constrain tectonic evolution of the
Lim Palaeozoic unit.
Results
The Lim Paleozoic unit comprises low-grade metamorphic core complexes, including the Lim
Palaeozoic unit of Carboniferous age, which is overlain by detached Triassic sedimentary
successions. Within the Lim Palaeozoic unit, the conditions of metamorphism are within
greenschist facies conditions. Associated ductile fabrics with a flat-lying mylonitic foliation
and a N-S-trending stretching lineation are related to predominant top-south shear which
suggest, therefore, dextral transpression during emplacement of the East Bosnian-Durmitor
nappe. Preliminary Ar-Ar dating resulted in a two stage evolution of tectonothermal overprint,
at ca. 80 and 40-45 Ma (Ilic et al., 2003). The Lim Palaeozoic unit was overthrusted by the
Dinaride Ophiolitic nappe (Fig. 1) during Cretaceous times, associated with low-grade
metamorphic conditions. This led to formation of semiductile and ductile fabrics along thrust
zones.
Palaeozoic and Triassic rocks of the investigated area, as well as the rocks of “ophiolitic
melange” of Dinaride Ophiolite nappe, show a strong ductile deformation which decreases in
intensity from footwall to hangingwall units. In the Lim Palaeozoic units, the NW-SE
trending metamorphic foliation dips mainly to the NE with dip angles ranging from 20 to 70
degree is widespread in the whole study area. On the foliation planes of Palaeozoic rocks, a
N-S trending, strongly developed stretching lineation is observed. Lim Palaeozoic unit is
characterized by several types of folds, which are common in the area. These comprise:
(1) Folds within alternating metasandstones/slate successions with also show a pronounced
axial plane foliation; these folds have axes trending roughly N-S, and they are considered
to represent D1 folds.
(2) folds (D2) with bend the S1 foliation and consequently postdate D1 deformation;
(3) kink folds which are common in strongly sheared lithologies; these folds have axes which
trend NW-SE and they represent later, D2 or D3 deformation stage.
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The Dinaric Ophiolite nappe comprises a number of distinct lithologies with a different
rheological behaviour, which resulted in lithology-specific structures. In general, contacts
between distinct lithologies are disrupted, what resulted in a mélange-type structure.
Radiolarites, one part of “ophiolitic melange”, display metre-scaled, SW-vergent kink folds.
Corresponding fold axes trend ca. NW. Only near contacts to the underlying Lim Palaeozoic
unit, a pressure-solution foliation and a stretching lineation have been developed within shales
due to slip during overthrusting. The lineation trends ca. NW-SE or E-W and is formed
within very low-grade metamorphic conditions. The dominant stretching lineation trends
NNW, approximately parallel to the nappe boundary (Fig. 3), and subsequent folds trend NE.
These observations suggest transpressive emplacement of the Dinaric ophiolite nappe.
Fig. 1. Geological map of the working area and structural data from the Lim Palaeozoic unit.
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Fig. 2. Simplified geological cross section through the Internal and inner External Dinarides (southernmost part
of the working area (modified after Grubic, 1980)
Fig. 3. Representative structural data from the westernmost margin of the Dinaric Ophiolite nappe
Discussion
Emplacement of the Dinaric ophiolite nappe occurred likely within transpressive conditions,
in accordance with initial ductile deformation of footwall units.
The Lim Palaeozoic unit of central Dinarides is interpreted to represent a structural
dome formed from a detached, subducted piece of the Apulian microplate which was later
extruded during Late Cretaceous transpressional collapse in the footwall of the Dinaric
ophiolite nappe, contemporaneous with overthrusting onto the Maastrichtian to Palaeogene
Durmitor Flysch (Fig. 2). Subhorizontal internal shortening was partly accommodated by
folds of axial plane foliation, which also resulted in updoming. This also suggests detachment
of the Lim dome from underlying Adriatic microplate.
References
DIMITRIJEVIC M.D., 1997. Geology of Yugoslavia. Geological Institute GEMINI, Belgrade,1-187.
GRUBIC A., 1980. An Outline of Geology of Yugoslavia. Excursion 201A-201C, Guide Book N. 15, 26th
international geological congress, Paris: 5-75.
ILIC, A., NEUBAUER F. & HANDLER, R., 2003. Cretaceous collision and Tertiary oblique convergence in Central
Dinarides.Geophysical Research Abstracts, 5, 0056
PAMIC, J., 1984. Triassic magmatism of the Dinarides in Yugoslavia. Tectonophysics, 110, 273-277.
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251-268.
ROBERTSON, A. H. F.& KARAMATA S., 1994. The role of subduction-accretion process in the tectonic evolution
of the Mesozoic Tethys in Serbia. Tectonophysics, 234, 73-94.
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MESOZOIC VOLCANICS FROM DELENI-6042 AND OTHER DEEP
WELLS IN THE TRANSYLVANIAN DEPRESSION AND THEIR
RELATION TO THOSE FROM THE SOUTH APUSENI MTS.
(ROMANIA)
Corina IONESCU1 & Volker HÖCK2
1
Department of Mineralogy, Babes-Bolyai, 1 Kogalniceanu Str., RO-400084 Cluj-Napoca, Romania,
[email protected]
2
Department Geography, Geology and Mineralogy, University of Salzburg, 34 Hellbrunnerstrasse, A-5020,
Introduction
The Transylvanian Depression in Romania (TD) contains a number of gas fields, which were
frequently drilled. Only a small number of drill holes penetrated the pre-Cenozoic formations,
from which even less reached the Mesozoic volcanics. Among those, one, named 6042Deleni, was set up in the northern part of the major Deleni gas-bearing structure. Initially it
was planned to reach a depth of 6000 m for the well, but finally it stopped at 5062 m in most
likely Jurassic basaltic rocks. The whole stratigraphic range of the well involves Cenozoic
(Sarmatian, Badenian) and Mesozoic (Cretaceous and Upper Jurassic) rocks (Romgaz
Archives, Medias; unpublished data. The oldest rocks overlaying the volcanic sequence
belong to the base of Kimmeridgian as exemplified by Alveosepta jaccardi, SCHRODT.
More than 350m of basic volcanics were drilled; about 10% to 15% were cored in several
intervals between 4702 and 5015.5m. Other drill holes, which reached the basaltic rocks, were
1-Cenade, half way between Blaj and Sibiu, 1-Zoreni in the northern third of the TD and 1Jibert in the SE, north of Fagaras (Fig. 1). From these drill cores were made available to
further petrographical and geochemical investigations by the courtesy of Romgaz Medias. In
the TD several boreholes e.g. Ocna Mures, Viisoara, or Mihesu de Campie also reached the
volcanics but no samples are available for research. Up to now, 20 samples from Deleni, four
from Zoreni, one from Cenade and one from Jibert respectively were analysed. Thus, the in
the following we will focus on the Deleni samples. The other analyses will be discussed
shortly in addition.
Results
The volcanic sequence, drilled in Deleni between the depth of 4742 and 5015 m, is
represented by massive lava flows. They are sometimes brecciated, in particular at the upper
part of this drilling interval. The rocks are dark-coloured, blackish-greenish and show in
general various degrees of alteration. The low T-P conditions of the hydrothermal alteration
can be estimated from the presence of minerals such as albite, K-feldspar, glauconite,
smectite, Fe-clinochlore, calcite (± iron oxides), chalcedony, and illite. Zeolites were found
only as alteration products in clinopyroxene and plagioclase phenocrysts. The presence of
yugawaralite indicates very low P-T conditions (acc. to Kiseleva et al., 1996), i.e. a formation
close to the surface, while laumontite could have formed during the burial of the volcanic
sequence in Tertiary times (Ionescu et al., 2003).
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Fig.1: Sketch map of the Tansylvanian Depression with the position of the boreholes reaching the Mesozoic
volcanics. Black triangles mark the sampled boreholes.
In general, the rocks are relatively poor in phenocrysts such as plagioclase and pyroxene.
Plagioclase phenocrysts are zoned, with an anorthite rich core and bytownite at the rim.
Zoned pyroxene phenocrysts revealed Mg-rich cores and Fe-rich rims. The micro-ophitic
groundmass contains microphenocrysts of plagioclase, small grains of pyroxenes and opaque
minerals and more or less altered glass. The texture is fluidal, with the orientation of the
feldspars in the direction of the flow.
The volcanics classify as basalts, basaltic andesites and andesites with partly a low content of
alkalies. Based on some trace elements as Cr, Zr and Ni and alkalies, three groups could be
separated (Ionescu & Hoeck, 2004). They are:
Group A (lowermost): with low Cr, Ni and Zr as well as low alkalies;
Group B (middle): very high Cr and Ni/low Zr and alkalies;
Group C (uppermost): low Cr and Ni/high Zr and alkalies.
Other elements such as Rb, Y, Sr, Th, Ba etc. fit this grouping as well. The intensity of the
alteration processes, as reflected by CO2 and H2O contents, is also different in the three
volcanics groups: low in the lowermost level (A), increasing in the middle level (B) and high
in the uppermost level (C) The analysis from Cenade fits quite well the basalts from Deleni. It
is best comparable to Group B of Deleni. The Zoreni samples are highly altered and to a large
extent carbonatized. Nevertheless, when normalized to a dry basis they are basaltic andesites
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with high MgO, Cr and Ni, but very low Ti, Zr, Y and Sm. The REE patterns show a very
slight depletion of the normalized middle REE. These features indicate some affinities for the
Zoreni basaltic andesites to boninites.
The generally low contents of Zr, TiO2, Y, the low Ti/V ratio (<20) as well as the boninitic
affinities of the Zoreni volcanics argue for a formation of these basalts, basaltic andesites and
andesites in a supra-subduction zone environment (Island Arc Volcanics). The high Th/Yb
ratio as well as the high Ce/Yb ratio, combined with a relatively low Ta/Yb ratio, suggest a
calc-alkaline nature of these volcanics. The REE distribution and the Spider diagrams indicate
clear differences between the three groups, but all show in general the same calc-alkaline-SSZ
features.
Conclusions
The volcanics (basalts, basaltic andesites, andesites) crossed by the deep wells 6042-Deleni in
the centre, 1 Cenade in the southern part and 1-Zoreni in the northern part of the
Transylvanian Depression exhibit clear calc-alkaline character, with IAV-SSZ features.
Comparison with other basaltic and andesitic volcanics located towards west of Deleni deep
well, in the South Apuseni Mountains, shows that the Deleni volcanics are obviously not
genetically related with the ophiolitic basalts (MORB) described previously by Saccani et al.
(2001), Bortolotti et al. (2002) and Nicolae & Saccani (2003), but they might be quite well
compared with some IAV described by Nicolae (1995), Bortolotti et al. (2002) and Nicolae &
Saccani (2003) in the southern and southeastern parts of the Apuseni Mountains.
References
BORTOLOTTI, V., MARRONI, M., NICOLAE, I., PANDOLFI, L., PRINCIPI, G. & SACCANI, E. (2002) Geodynamic
implications of Jurassic ophiolites associated with Island-Arc Volcanics, South Apuseni Mountains,
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Proceedings of The 5th Intern. Symp. Eastern Mediterranean Geology, vol. 1, 256-259, Thessaloniki.
IONESCU, C., HOECK, V. & TOPA, D. (2003). Alteration processes on basalts from the Transylvanian Depression,
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KISELEVA, I., NAVROTSKY, A., BELITSKY, I.A. & FURSENKO, B.A. (1996). Thermochemistry and phase equilibria
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associated to Middle Jurassic ophiolites in the South Apuseni Mountains (Romania). Schweiz. Miner.
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SACCANI, E., NICOLAE, I. & TASSINARI, R. (2001). Tectono-magmatic setting of the Jurassic ophiolites from the
South Apuseni Mountains (Romania): petrological and geochemical evidence. Ofioliti. 26, 9-22.
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PETROLOGISCHE UNTERSUCHUNGEN IM NÖRDLICHEN
ÖTZTAL-STUBAI KRISTALLIN KOMPLEX UNTER BESONDERER
BERÜCKSICHTIGUNG DER AMPHIBOLFÜHRENDEN GESTEINE
Norburga KAPFERER & Peter TROPPER
Der Ötztal-Stubai Kristallin Komplex (ÖSK) bildet zusammen mit dem Silvrettakristallin, der
Scarl-Einheit und dem Ortler-Campo Kristallinkomplex Teile der westlichen austroalpinen
Basementdecken in den Ostalpen. Dieses Deckensystem wurde während des alpidischen
Orogens von Süden nach Norden transportiert und liegt nun auf den tieferen austroalpinenbzw. penninischen Einheiten. Die dominierende Metamorphose im ÖSK ist die variszische
Metamorphose und obwohl bereits eine Vielzahl an variszischen thermobarometrischen Daten
aus dem ÖSK vorliegen, fehlen diese Daten aus dem nördlichen Antail fast gänzlich (Tropper
und Recheis, 2003). Da der Großteil der Thermobarometrie an Metapeliten durchgeführt
wurde, ist es auch Ziel dieser Arbeit thermobarometrische Ergebnisse aus den Amphiboliten
mit den Daten aus den Metapeliten zu vergleichen bzw. zu korrelieren.
Das Arbeitsgebiet liegt in der westlichen Hochedergruppe, ca. 6 km südlich von Flaurling im
Inntal. Es umfasst den Gebirgskamm vom Hausleger bis zum Rietzer Grießkogel und die
Abgrenzung erfolgt durch das Inntal im Norden, das Seetal bzw. die Peider Spitz im Osten
und das Sellraintal im Süden. Die westliche Grenze bilden der Klamm Bach bzw. die
Westhänge des Rietzer Grießkogels. Die mengenmäßig dominierenden Gesteine im
Untersuchungsgebiet sind Amphibolite, mineralarme Paragneise (Biotit-Plagioklasgneise,
Feldspatknotengneise), Glimmerschiefer mit wechselnden Gehalten an Granat, Staurolith,
Kyanit, Biotit, Muskowit, Plagioklas und Quarz sowie Orthogneise (Biotit-Granitgneise,
Muskowit-Granitgneise). Untergeordnet können Diabase und Quarzite angetroffen werden.
Die Amphibolite im Kartierungsgebiet zeichnen sich durch einen großen Variantenreichtum
aus. Typisch sind gebänderte Amphibolite mitunter kommen geringmächtige Lagen mit
granatführenden, diablastischen Amphiboliten vor, deren Granate helle Plagioklassäume
aufweisen. Im Kontaktbereich zwischen Amphiboliten und Paragneisen kommen bis zu cmgroße Granate, die von Hornblende umrandet sind, vor.
Die Hauptparagenese der Amphibolite bilden Amphibol + Plagioklas + Biotit + Epidot/Zoisit
+ Quarz ± Granat. Akzessorisch können Titan- und Eisenoxide sowie Zirkon auftreten. Das
mikroskopische Bild der gebänderten Amphibolite zeigt eine deutliche Einregelung der
Amphibol-Prismen. Sie zeigen im Dünnschliff einen intensiven Pleochroismus und eine
deutliche Zonierung. In den granatführenden Proben tritt ein porphyroblastisches Gefüge auf.
Teilweise ist Granat nur mehr reliktisch vorhanden. Er wird randlich von Hornblende und
Biotit verdrängt.
In einigen Proben tritt neben dem Ca-Amphibol noch ein Fe-Mg Amphibol, nämlich
Cummingtonit auf. Die cummingtonithältigen Amphibolite bestehen vorwiegend aus
Tschermakit + Cummingtonit + Plagioklas + Quarz + Biotit + Granat. Granat kommt in den
cummingtonithältigen Proben meist nur reliktisch vor und scheint von den Amphibolen nach
den Modelreaktionen verdrängt zu werden: z.B. Grossular + Almandin + Quarz + H2O =
Grunerit + Anorthit, Grossular + Pyrop + Quarz + H2O = Tremolit + Anorthit. Die Ausnahme
bildet ein nahezu idiomorpher Granat mit einer auffälligen Zonierung. Der Granatkern ist
dabei deutlich Ca-reicher und leicht Fe-ärmer als die Randbereiche und lässt Rückschlüsse
auf ein älteres, druckbetontes Metamorphoseereignis zu. Tschermakit und Cummintonit
können epitaktisch miteinander verwachsen sein und gerade Korngrenzen aufweisen. Jedoch
kommen auch (hyp)-idioblastische Amphibole mit Cummingtonit- oder Tschermakiträndern
vor. Während die Cummingtonite unzoniert sind, weisen die Tschermakite eine variable
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Zonierung auf. Die Mg/(Mg+Fetot)-Verhältnisse sind in den Cummingtoniten leicht höher
(0.55 – 0.57) als in den koexistierenden Tschermakiten
(0.49 – 0.51).
Das Amphibol-Plagioklas Thermometer nach Holland und Blundy (1994) liefert
Temperaturen von 500 bis 650°C bei Drucken von 6 bis 8 kbar, die mit dem GranatAmphibol-Plagioklas Barometer nach Dale et al. (2000) ermittelt wurden. In
Dünnschliffdomänen, die texturell eine stabile Koexistenz von Granat und den Amphibolen
aufweisen, wurden folgende Austauschthermometer angewendet, nämlich: Pyrop + FerroAktionolith = Almandin + Tremolit, Almandin + Pargasit = Pyrop + Ferro-Pargasit und
Almandin + Cummingtonit = Pyrop + Grunerit sowie Tremolit + Grunerit = Ferroaktinolith +
Cummingtonit. Diese ergaben Temperaturen von 480° bis 550° C. Für Reaktionen welche die
Fe-Mg-Amphibole involvieren konnten allerdings keine realistischen Werte erzielt werden.
Dies lässt vermuten, dass die Fe-Mg-Amphibole vermutlich nicht Teil der variszischen
Gleichgewichtsparagenese sind. Multi-equilibrium Berechnungen mit THERMOCALC v.
3.21 (Holland und Powell, 1998) mit der Paragenese Hornblende + Granat + Plagioklas +
Zoisit + Quarz ergaben P-T Bedingungen von 540 ± 40°C und 7.0 ± 1 kbar. Weitere
Berechnungen mit Multi-equilbriummethoden (TWQ) sind ebenfalls geplant.
Im Zuge dieser Arbeit sollen auch nicht nur experimentell kalibrierte Gleichgewichte für
Thermobarometrie angewendet werden sondern es werden auch H2O-abwesende
Mineralgleichgewichte innerhalb der Paragenesen Ca-Amphibol + Plagioklas + Granat, CaAmphibol + Plagioklas + Granat + Zoisit für ihre Eignung für thermobarometrische
Untersuchungen evaluiert werden. Damit wird es möglich sein, neben P und T auch a(H2O)
des koexistierenden Fluids abzuschätzen.
Trotz zum Teil unsichere thermodynamischer Daten für die Amphibole, zeigen die bisher
ermittelten thermobarometrischen Daten eine gute Übereinstimmung mit den bisher
ermittelten variszischen P-T Daten vom westlichen und zentralen ÖSK aus den Metapeliten
(Tropper und Hoinkes, 1993; Tropper und Recheis, 2003).
Literatur
HOLLAND, T. J. B. und BLUNDY, J. (1994): Contrib. Mineral. Petrol., 116, 433-447.
HOLLAND, T. J. B. und POWELL, R. (1998): J. Metamorphic Geol., 8, 89-124.
TROPPER, P. und HOINKES, G. (1996): Mineral. Petrol, 58, 145-170.
TROPPER, P. und RECHEIS, A. (2003): Mitt. Öster. Geol. Ges., 94, 27-53.
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TERRESTRISCH-PHOTOGRAMMETRISCHE DOKUMENTATION
DES GLETSCHERRÜCKGANGS AM GÖSSNITZKEES
(SCHOBERGRUPPE, NATIONALPARK HOHE TAUERN)
Viktor KAUFMANN & Richard LADSTÄDTER
Institut für Fernerkundung und Photogrammetrie, Technische Universität Graz, E-mail:
[email protected]
Zusammenfassung
Am Anfang des 20. Jh. wurde die terrestrische Photogrammetrie als leistungsstarke und
effiziente Vermessungsmethode zur Erfassung der Topographie von Hochgebirgsräumen
erstmals - insbesondere auch zur Klärung von glaziologischen Fragestellungen - eingesetzt.
Im Verlauf der vergangenen 100 Jahre wurde sie jedoch durch andere Messverfahren, wie
z.B. Aerophotogrammetrie, Laserscanning und satellitengestützte bildgebende Verfahren,
nahezu vollständig abgelöst. Gegenwärtig ergeben sich aber für Hochgebirgsanwendungen
durch die Einsatzmöglichkeit von kostengünstigen, semi-professionellen Digitalkameras im
Zusammenwirken mit digitalen Auswertemethoden neue Zukunftsperspektiven. Dieser
Aufsatz beschreibt die terrestrisch-photogrammetrische Dokumentation des Gletscherrückgangs (1988-2003) am Gössnitzkees, welche durch die Kombination unterschiedlicher
photographischer Aufnahmesysteme (Phototheodolit, Réseaukamera, Digitalkamera) ermöglicht wurde. Die Einsatzmöglichkeit der verwendeten Digitalkamera Nikon D100 wird für
glaziologische Fragestellungen bewertet.
Einleitung
Motivation
Das Gössnitzkess liegt in der Schobergruppe im Kärntner Teil des Nationalparks Hohe
Tauern. Der durchwegs von Lawinen genährte Kargletscher ist größtenteils mit Blockschutt
bedeckt und wies im Jahre 1997 eine Größe von 75.4 ha auf. 1982 wurde das Gössnitzkees in
das Gletschermessnetz des Österreichischen Alpenvereins (ÖAV) aufgenommen. Jährliche
Gletschermessungen werden durch Mitarbeiter des Instituts für Geographie und Raumforschung der Universität Graz durchgeführt. Im Rahmen eines vom Kärntner Nationalparkfonds geförderten Forschungsprojektes (Leitung: G.K. Lieb, UNI Graz) wurde die
Gletschergeschichte des Gössnitzkees seit dem letzten Gletscherhochstand von 1850 erfasst
und zahlenmäßig dokumentiert. Von 1850 bis 1997 hat sich die Gletscherfläche vergleichsweise um 51.5% verringert. Ein Forschungsthema des Institutes für Fernerkundung und
Photogrammetrie beschäftigt sich u.a. damit, inwieweit die terrestrische Photogrammetrie im
gegenständlichen Gletschermonitoring eingesetzt werden kann. Insbesonders soll untersucht
werden, ob man mit kostengünstigen digitalen Spiegelreflexkameras ein GletscherMonitoring mit ausreichender Genauigkeit durchführen kann.
Terrestrisch-photogrammetrische Stereo-Aufnahmen
Die Aufnahmen von 1988 wurden in den Jahren 1997 und 2003 mit einer Réseaukamera
Rolleiflex 6006 metric wiederholt (vgl. Abb. 3 und 4). Die Rolleiflex 6006 ist eine
Mittelformat-Spiegelreflexkamera 6cm x 6cm Rollfilm, c = 151.608 mm) mit eingebauter
Réseau-Glasplatte (121 Réseaukreuze). Das vorliegende analoge Bildmaterial (Rolleiflex und
auch TAL) wurde mit einem Präzisionsscanner UltraScan 5000 (Vexcel Imaging Austria) mit
einer Auflösung von 10µm digitalisiert. In einem weiteren Vorverarbeitungsschritt wurden
die geometrischen Fehler zufolge Filmverzug und Filmunebenheit korrigiert. Auch erfolgte
eine radiometrische Korrektur aller Bilddaten. Erwähnenswert ist die digitale Retusche der
Réseaukreuze bei den Rolleiflex-Aufnahmen. Die Bildgröße der gescannten TAL-Aufnahmen
beträgt ca. 8000x6000 Pixel, jene der korrigierten Rolleiflex-Bilder wurde mit 6001x6001
Pixel gewählt.
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Phototheodolit TAL – Gletscherstand 1988
Im Jahre 1988 haben R. Kostka und
V. Kaufmann erstmals eine photogrammetrische Standlinie (Basislänge
122 m, vgl. Abb. 2 und 5) angelegt.
Zum Einsatz kam der Phototheodolit
TAL („Terrestrische Ausrüstung
leicht“, vgl. Abb. 1) von Zeiss/Jena.
Kenngrößen: c = 55.62 mm,
Glasplattenformat: 6.5 x 9 cm².
Belichtet wurde auf Topo-Platten
TO1 (orthochromatische Emulsion)
von ORWO VEB Filmfabrik Wolfen.
Diese und alle anderen Aufnahmen
(1997, 2003) des Gössnitzkess sind
am Institut für Fernerkundung und
Photogrammetrie der TU Graz
archiviert.
Klammerköpfe
Gössnitzkees
Abb. 2: Aufnahme vom 7.9.1988
Abb. 1: TAL
Mittelformatkamera Rolleiflex 6006 – Gletscherstände 1997 und 2003
3100 m
Klammerköpfe
3000 m
Höhe
2900 m
2800 m
2700 m
Standlinie
Gössnitzkees
(Längsprofil)
2600 m
2500 m
1988
1997
2003
Eissee
2400 m
0m
500 m
1000 m
1500 m
Stationierung
2000 m
Gössnitzkees
Eissee
Abb. 3: Rolleiflex 6006
Abb. 4: Aufnahme vom 11.8.1997
Abb. 5: Terrestrisch-photogrammetrische
Aufnahmedisposition. (Anmerkung: Die
Standlinie liegt knapp oberhalb der
Seitenmoräne von 1850 am Weg zum Roten
Knopf.)
Digitalkamera Nikon D100 – Gletscherstand 2003
Abb. 6: Digitalkamera
Nikon D100
Gemeinsam mit der Aufnahme mit der
Rolleiflex 6006 wurden von den gleichen
Standpunkten aus auch Aufnahmen mit
Profillinie
einer digitalen Spiegelreflexkamera Nikon
D100 (vgl. Abb. 6, 7) gemacht. Verwendet
wurde ein 50mm-Objektiv. Die Bildgröße
H1
beträgt 3008x2000 Pixel. Die Kalibrierung
Abb. 7: Aufnahme vom 23.8.2003 der
Kamera
erfolgte
mit
dem
Softwarepaket PhotoModeler Pro 4.0. Mit
einer institutseigenen Software wurden
zusätzlich
die
Farbfehler
zufolge
chromatischer Aberration eliminiert.
Geodätische Vergleichsmessungen 1997 und 2003
Seit 1996 werden alljährlich Mitte August vom Festpunkt H1 aus geodätische
Vergleichsmessungen am Gössnitzkees durch Mitarbeiter der geodätischen Institute der TU
Graz durchgeführt (vgl. Abb. 7). Eingemessen werden Gletscherrandpunkte (vorzugsweise
das Gletschertor), Uferpunkte des temporären Eissees, Sonderpunkte zur Bestimmung der
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Fließgeschwindigkeit und ein Gletscherlängsprofil (Azimut = 154.5 gon). Im Jahre 2003
wurden auch photogrammetrische Passpunkte eingemessen.
Photogrammetrische Auswertung
Sowohl die photogrammetrische Orientierung der vorhandenen Stereomodelle als auch die
anschließende manuelle Datenerfassung erfolgten mit der digital-photogrammetrische
Arbeitsstation ImageStation SSK von Z/I Imaging. Als Referenzmodell diente das Rolleiflex
6006-Stereomodell des Jahres 2003, welches mit den zum selben Zeitpunkt geodätisch
eingemessenen Passpunkten orientiert wurde. In diesem Modell wurden 55
photogrammetrische Einpasspunkte, d.h. ortsfeste Punkte im Gletschervorfeld bzw. in den
Felswänden oberhalb des Gletschers, für die absolute Orientierung der übrigen Stereomodelle
gemessen.
Ergebnisse
Für alle vier Stereomodelle wurde jeweils ein Rasterhöhenmodell (5m Punktabstand)
innerhalb des vorgegebenen Auswertebereichs gemessen. Weiters wurde auch der in den
Messbildern sichtbare Gletscherrand erfasst. Aus den vorliegenden terrestrischphotogrammetrischen
Messergebnissen
konnte
die
Gletscherveränderung
(Eisdickenänderung, Gletscherlängenänderung) numerisch und graphisch ausgewiesen
werden, aber auch andere glaziologisch relevante Parameter, wie z.B. Ablationsgradient oder
Fließgeschwindigkeit, berechnet werden. Die erzielten Ergebnisse wurden anhand der
geodätischen Messungen (1997, 2003) bzw. auch mit bestehenden Luftbildauswertungen
(1997) überprüft. Aus Platzgründen kann an dieser Stelle nur die Ergebnispräsentation für das
Längsprofil erfolgen (vgl. Abb. 7).
2750 m
Eisdickenänderung [2530-2560 m]:
2.5-fach überhöht
2700 m
1988 – 1997: -13.6 m (= 1.51 m/a)
1997 – 2003: -12.2 m (= -2.00 m/a)
2002 – 2003: -2.15 m (aktueller Wert)
2650 m
mittl. Höhenabweichung: +/-13 cm
Gletscherlängenänderung:
2600 m
mittl. Höhenabweichung: +/-22 cm
2550 m
1988
1997
Vergleich Auswertung
Rolleiflex 6006 metric
vs. Nikon D100:
mittl. Höhenabweichung von +/-12 cm
2003
geodätisch gemessene Profillinie
1988 – 1997: -82.2 m (= -9.47 m/a)
1997 – 2003: -61.5 m (= 10.26 m/a)
2002 – 2003: -5.29 m (aktueller Wert)
2500 m
0m
100 m
200 m
300 m
400 m
500 m
Stationierung vom Punkt H1
600 m
700 m
800 m
Ablationsgradient [100 m]: 1.16 m w.e.
mittl. Fließgeschwindigkeit: 30 – 60 cm/a
Abb. 7: Terrestrisch-photogrammetrische Dokumentation der
Eisdickenänderung 1988-1997-2003 im Längsprofil
Resümee und Ausblick
Aus den Genauigkeitsuntersuchungen (vgl. Abb. 7) geht hervor, dass die jährliche
Eisdickenänderung des Gössnitzkees z.B. unter Verwendung der Digitalkamera Nikon D100
mit einer Genauigkeit von ca. +/-20 cm möglich ist, was einem Relativfehler (bei anhaltend
gleichem Gletscherschwund) von ca. 10% entspricht. Das Anwendungsgebiet dieser
volldigitalen terrestrisch-photogrammetrischen Methode (= digitaler Datenfluss von der
Aufnahme bis zur Auswertung) liegt im Monitoring kleinräumiger Gletscher bzw. von
ausgewählten Gletscherbereichen (z.B. Zungenenden), wobei im Modellbereich genügend
viele idente Punkte im unveränderlichen Geländebereich vorhanden sein müssen.
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Dank
Die Autoren bedanken sich herzlichst bei G. Kienast vom Institut für Navigation und
Satellitengeodäsie der TU Graz, welcher für das Gelingen der geodätischen Messungen
(1996-2003) wesentlich beigetragen hat. Ebenso muss an dieser Stelle die Mitarbeit von
zahlreichen Studierenden im Rahmen von geodätischen Lehrveranstaltungen lobend erwähnt
werden. Dem Nationalpark Hohe Tauern danken die Autoren für die geleistete Hilfestellung
in Form von finanziellen Förderungen und auch tatkräftigem Personal (NP-Volontäre). Die
Digitalisierung der analogen Bildvorlagen wurde freundlicherweise durch die Firma
VEXCEL Imaging Austria ermöglicht.
Literatur
KAUFMANN, V., KROBATH, M., LIEB, G.K., & SULZER, W., 1999: Gössnitz- und Hornkees – die Entwicklung
zweier Kargletscher der Schobergruppe (Nationalpark Hohe Tauern, Kärnten) seit dem Hochstand von
1850. Interner Bericht, Institut für Geographie und Raumforschung.Universität Graz, 76 Seiten.
KAUFMANN, V., & PLÖSCH, R., 2000: Mapping and visualization of the retreat of two cirque glaciers in the
Austrian Hohe Tauern National Park. International Archives of Photogrammetry and Remote Sensing,
Vol. XXXIII, Part B4, Amsterdam 2000, 446-453.
LIEB, G.K., 1985: 4 Jahre Gletschermessung in der Schobergruppe. Kärntner Naturschutzblätter, 24, 132-135.
LIEB, G.K., 2000. Die Flächenänderung von Gößnitz- und Hornkees (Schobergruppe, Hohe Tauern) von 1850
bis 1997. In: Festschrift für Heinz Slupetzky zum 60. Geburtstag, Salzburger Geographische Arbeiten, 36,
83-96.
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AMPHIBOL- UND KLINOPYROXENZONIERUNGEN ALS P-T
INDIKATOREN IN DEN BLAUSCHIEFERN DES TARNTAL
KOMPLEXES
Reinhard KLIER & Peter TROPPER
Im Tarntaler Mesozoikum sind Blauschiefer aufgeschlossen die eine Hoch-P/Nieder-T
Metamorphose repräsentieren. Bei den Blauschiefern handelt es sich um teils kieselige, teils
karbonatische Metasedimente, die direkt am Kontakt zu einem Serpentinit liegen und die
durch Stoffzufuhr aus diesem geprägt sind. Die Blauschiefer sind durch folgende
Mineralparagenese charakterisiert: Kalzit + Albit + Riebeckit + Chlorit + Stilpnomelan +
Ägirin + Hämatit + Quarz ± Muskovit; Während die Klinopyroxene in Bezug zur
Hauptschieferung ein prä- bis syndeformatives Wachstum anzeigen, zeigen die Amphibole
ein syn- bis postdeformatives Wachstum an. Teilweise sieht man auch Reaktionsbeziehungen
zwischen den Amphibolen und Klinopyroxenen wobei Klinopyroxen durch Amphibol
verdrängt wird z. B. entlang der Modelreaktion Ägirin + Magnetit + Quarz + H2O = Riebeckit
+ Hämatit was möglicherweise auf Variationen in fO2 während der Metamorphose hinweist.
Diese Arbeit beschäftigt sich mit der Evaluation der chemischen Zusammensetzung
der zonierten Amphibole und Klinopyroxene als relative P-T Pfadindikatoren. Dies beinhaltet
eine detaillierte mineralchemische Bearbeitung beider Phasen um die Art und das Ausmaß der
dominanten Substitutionen zu charakterisieren und das thermobarometrische Potential von
Reaktionen zwischen Amphibolen und Pyroxenen zu evaluieren (siehe Shi et al., 2003).
Beide Minerale sind chemisch zoniert wobei die Amphibole eine deutliche regelmäßige
Wachstumszonierung mit hoher Riebeckitkomponente im Kern und Winchit- bzw.
Aktinolithkomponenten zum Rand hin aufweisen, während die Klinopyroxene fleckige
Zonierungen mit wechselnden Anteilen von Jadeit, Ägirin und Diopsid aufweisen. Chemisch
gesehen sind die Zonierungstrends beider Minerale identisch, da zum Rand hin die Anteile an
Ca-reichen Komponenten (Aktinolith, Diopsid) zunehmen. Um den Zonarbau der Amphibole
für quantitative Abschätzungen des P-T Pfades zu verwenden, stellt sich die Frage in welche
Endglieder man die Amphibole am besten zerlegt, um ihre Formel vollständig zu beschreiben
und daher die Zonierung mineralchemisch zu veranschaulichen. Folgende Mischreihen der
Komponenten wurden in den Amphibolen berücksichtigt: Glaukophan + Riebeckit,
Eckermannit + Arfvedsonit, Tremolit + Aktinolith. Die chemische Zonierung in den
Amphibolen kann daher durch folgende Vektoren beschrieben werden:
Riebeckit + Glaukophan => Arfvedsonit + Eckermannit
A
3+ M2
A
M13
-1(Al,Fe ) -1Na (Mg,Fe)
Riebeckit + Glaukophan => Winchit => Tremolit + Actinolith
NaM4 -1(Al,Fe3+)M2 -1CaM4(Mg,Fe)M13
Arfvedsonit + Eckermannit => Tremolit + Actinolith
NaA-1NaM4 -2(Al,Fe3+)M2 -1 ACa2M4(Mg,Fe)M13
Die chemische Zonierung in den Pyroxenen kann daher durch folgenden Vektor dargestellt
werden:
Jadeit + Ägirin => Diopsid
Na-1 (Al,Fe3+)-1CaMg
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Die Zunahme der Tremolit bzw. Diopsidkomponenten kann durch folgende Modellreaktionen
in einem Gestein in Gegenwart der Paragenese Chlorit + Kalzit + Albit + Hematit + Quarz
erklärt werden: Klinochlor + Kalzit + Riebeckit + Hämatit + Quarz = Tremolit + Albit +
Magnetit + CO2 + H2O, Klinochlor + Kalzit + Ägirin + Quarz = Diopsid + Albit + Hämatit +
CO2 + H2O. Diese Reaktionen laufen bei sinkenden Drucken bzw. steigenden Temperaturen
ab. Diese P-T Entwicklung kann mithilfe des semi-quantitativen P-T Diagrams
(Stabilitätsfelder von Riebeckit, Winchit und Aktinolith) von Otsuki und Banno (1990)
beschrieben werden. Die relative Abfolge von Riebeckit über Winchit nach Aktinolith weist
demnach auf eine Dekompression von 6 – 8 kbar auf <4 kbar bei Temperaturen von 300 –
400°C hin. Es ist ein Ziel der Untersuchungen mit Hilfe der Gibbs Methode und den
thermodynamischen Daten von Okamoto und Toriumi (2001, 2004) einen quantitativen P-T
Pfad anhand der Amphibol- bzw. Pyroxenzonierungen zu berechnen.
Die P-T Bedingungen der blauschieferfaziellen Metamorphose lassen sich mit Hilfe
eines invarianten Punktes zwischen Reaktionen mit den Phasen bzw. Phasenkomponenten
Jadeit, Glaukophan, Klinochlor, Albit, Ägirin, Hämatit, Quarz und H2O, berechnen. Die
Paragenese Stilpnomelan + Muskovit + Chlorit wurde als Thermobarometer von Currie und
Van Staal (2001) kalibriert und ergibt in den Proben dieser Untersuchung P-T Bedingungen
von 260 ± 20°C und 8.3 ± 0.5 kbar. Die barometrische Anwendung der Reaktion Albit =
Jadeit-Ägirinss + Quarz ist aufgrund der fast idealen Mischbarkeit zwischen beiden
Pyroxenkomponenten (Liu und Bohlen, 1995) ebenfalls möglich und ergibt Drucke von 7.6
kbar bei Temperaturen von 300°C.
Literatur
CURRIE, K. L. und van STAAL, C. R. (1999): J. Metamorphic Geol., 17, 613
LIU, J. und BOHLEN, S. R. (1995): Contrib. Mineral. Petrol., 119, 433-440.
OKAMOTO, A. und TORIUMI, M. (2001): Contrib. Mineral. Petrol., 141, 268-286.
OKAMOTO, A. und TORIUMI, M. (2004): Contrib. Mineral. Petrol., 146, 529-545.
OTSUKI, M. und BANNO, S. (1990): J. Metamorphic Geol., 8, 425-439.
SHI, G., CUI, W., TROPPER, P., WANG, C., SHU, G., YU, H. (2003): Contrib. Mineral. Petrol., 145, 355-376.
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ARSENBELASTUNG IN KÄRNTNER QUELLWÄSSERN
Ilse KLUG1, Martin DIETZEL1, Rainer ABART2, Christoph HAUZENBERGER3,
Walter GOESSLER4 & Albrecht LEIS5
1
Institut für Technische Geologie und Angewandte Mineralogie, TU-Graz
2
Mineralogisch-Petrographisches Institut, Uni Basel
3 Institut für Erdwissenschaften, Bereich Mineralogie und Petrologie, Karl-Franzens-Universität Graz
4
Institut für Chemie, Karl-Franzens-Universität Graz
5
Institut für WasserRessourcenManagement, Joanneum Research
Die As-Problematik in der Trinkwasserversorgung Kärntens
Arsen liegt im Wasser hauptsächlich in anorganischer Form als hoch toxisches Arsenit oder
Arsenat vor. Der Langzeitkonsum von As-belastetem Trinkwasser kann zu schweren
chronischen Erkrankungen führen (Smedley und Kinniburgh 2002). Der Grenzwert für die
Arsenbelastung in Trinkwässern wurde mit 1.12.2003 EU weit von 50 µg pro Liter auf 10 µg
pro Liter herabgesetzt. Die meisten Trinkwasserquellen in Kärnten erfüllen diese
Voraussetzung. Bei einigen wenigen Quellen liegen die gemessenen Arsenkonzentrationen
aber über dem neuen Grenzwert.
Bei der aufgrund des zunehmenden Trinkwasserverbrauches notwendigen Erschließung von
weiteren Trinkwasserquellen sollten arsenbelastete Quellen möglichst frühzeitig identifiziert
und ausgeschieden werden. Deshalb ist die Kenntnis der Ursachen für die Arsenbelastung
notwendig. Zur Klärung dieser Frage wurden die Zusammenhänge zwischen geologischen,
geochemischen und petrographischen Gegebenheiten im Einzugsgebiet von mehreren
arsenbelasteten Quellen untersucht.
Hydraulische und hydrochemische Charakteristika ausgewählter As belasteter
Kärntner Quellwässer
Die Untersuchungen beinhalten die wiederholte Messung der hydrologischen Parameter und
die Beprobung von As-belasteten Quellen. Die Beprobungen wurden über einen Zeitraum von
einem Jahr im Monatsrhythmus durchgeführt. Für die Beprobung wurden aufgrund ihrer
hohen As Konzentrationen die beiden Grantnerquellen (Grantnerquelle I und II) sowie die
Hönigquelle etwa 2 km südöstlich des Klippitztörls sowie die Prefellnig Quelle im SE des
Ortsgebietes von Ossiach ausgewählt. Die über eine Vegetationsperiode hinweg mittels
HPLC – ICP-MS festgestellten As Konzentrationen sind in Tabelle 1 aufgelistet.
Grantnerquelle I
Grantnerquelle II
Hoenigquelle
Prefelnigquelle
31.03. 07.05. 06.06. 25.06. 13..03 09.09. Mittelw. Std.abw.
249
4
252
245
253
252
250
243
62.3
6.8
59.3 65.9
73
64
54.5
57
647
21
675
654
652
614
656
632
81.0
2.7
83.1 80.6 83.3
81
81.8
76
Tabelle 1: As Konzentrationeen in µg/l; analysiert mittels HPLC-ICPMS am Institut für Chemie der KFU-Graz
Die As Konzentrationen aller beprobten Quellen liegen deutlich über dem für Trinkwasser
zulässigen Grenzwert. Insbesondere weisen die Grantnerquelle I und die Hönigquelle im
Jahresmittel As Konzentrationen auf, die dem 25 fachen bzw. 70 fachen Grenzwert
entsprechen. Im Labor konnten nur Arsenat (HAsO42-/H2AsO4 -) nachgewiesen werden.
Im Bezug auf Hauptkomponenten der gelösten Inhaltsstoffe (Kationen und Anionen) sind die
Wässer durchwegs als gering mineralisiert zu bezeichnen. Die Konzentrationen der
wichtigsten Anionen und Kationen sind in Tabelle 2a und 2b dargestellt.
210
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Kationen [mg/l]
Grantnerquelle I
Grantnerquelle II
Hönigquelle
Prefellnigquelle
Si
4.76
4.62
5.47
3.58
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Na
0.90
1.00
0.95
1.70
K
1.05
0.98
0.93
1.13
Mg
6.87
4.47
8.70
5.75
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Ca
46.3
33.1
52.2
29.0
Tabelle 2a: Konzentrationen der wichtigsten Kationen und Anionen
Anionen [mg/l]
Grantnerquelle I
Grantnerquelle II
Hönigquelle
Prefellnigquelle
Hydrogenkarbonat
175
110
190
120
Chlorid
0.51
0.56
0.60
0.70
Nitrat
3.16
3.45
4.24
1.85
Sulfat
13.1
10.0
14.7
13.1
Tabelle 2b: Konzentrationen der wichtigsten Anionen
Das dominierende Kation ist Kalzium, das wichtigste Anion ist Hydrogenkarbonat. Dies
deutet darauf hin, dass alle vier beprobten Quellen zumindest teilweise verkarstete
Marmorzüge entwässern. Die Quellen aus dem Klippitztörl Gebiet weisen zusätzlich eine
relativ hohe Konzentration von gelöstem Silizium auf, die nahe an der
Sättigungskonzentration in Bezug auf Quarz liegt. Dies legt die Vermutung nahe, dass die
Quellen aus diesem Gebiet außerdem einen wesentlichen Teil ihres Einzugsgebietes im
Kristallin haben.
Tabelle 3 fasst einige hydrologische und chemische Parameter der beprobten Quellen
zusammen. Die pH Werte liegen im neutralen bis schwach basischem Bereich, wie das für
Wässer aus Karbonataquiferen typisch ist. Die Konzentrationen von gelöstem Sauerstoff
liegen bei allen Quellen nahe der Sättigung. Die Wassertemperaturen liegen zwischen 6 und
7°C und zeigen nur geringe jahreszeitliche Schwankungen.
T
[°C] pH
Grantnerquelle I Mittelw. 6.04 7.35
Std.Abw. 0.27 0.56
Grantnerquelle II Mittelw. 5.80 7.20
Std.Abw. 0.68 0.42
Höniggrabenquelle Mittelw. 6.50 7.36
Std.Abw. 1.09 0.51
Prefelnigquelle
Mittelw. 7.74 7.43
Std.Abw. 0.31 0.40
RedOxpot.
.[mV]
252
46
246
124
270
69
240
63
O2
O2 O2 Sätt. Titration Leitfähigkeit Schüttung
[mg/l] [%]
[mg/l]
[µS/cm]
[l/s]
8.76
82.
12.3
259
6.49
1.30
13.
1.2
38
2.11
8.62
79.
12.9
179
2.56
1.59
15
1.1
39
0.79
7.94
76
13.2
291
1.94
1.38
13
0.9
43
0.29
9.09
81
12.8
188
2.84
1.74
15
0.8
27
0.73
Tabelle 3: Hydrologische und ausgewählte hydrochemische Parameter der Quellwässer
As Mineralisationen im Stelzinger Marmor
Aus dem Stelzinger Marmor im Gebiet des Klippitztörls sind schon seit langem As
Mineralisationen mit Realgar, Orpiment und gediegen Arsen bekannt (Meixner 1975). In den
Vererzungen vom Typ Stelzing ist das molare As/S Verhältnis mitunter deutlich grösser als 1
(Göd und Zeemann, 2000).
Im Einzugsgebiet der Grantnerquelle I konnte eine neue Fundstelle einer As Mineralisation
lokalisiert werden. Die Mineralisation befindet sich in einer kataklastisch deformierten Zone
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der Stelzinger Marmore. Hier ist der Marmor stark silizifiziert und nimmt mitunter die Gestalt
einer Breckzie mit cm grossen Karbonatklasten in einer grünlichen, SiO2 reichen Matrix an.
Makroskopisch sichtbarer Realgar tritt als lokaler Belag auf Harnischflächen oder auch als
isolierte Körner in der SiO2 reichen Matrix auf. Elektronenmikroskopisch konnte neben
Realgar auch Orpiment, gediegen As, Arsenopyrit und Arsenolit als As-führende Phasen
identifiziert werden.
Herkunft des As, Mobilisierung und Bioverfügbarkeit
Als Quelle für die As- Belastung der Untersuchten Quellen erscheinen die As Vererzungen
vom Typ Stelzing sehr wahrscheinlich. Gediegen Arsen aber auch Realgar und Orpiment sind
unter den im Untersuchungsgebiet vorherrschenden pH-Werten und Redoxbedingungen, wie
sie durch die hydrochemischen Charakteristika der Quellwässer angezeigt werden, nicht stabil
und deshalb bei Wasserkontakt in Lösung.
Unter den oxydierenden Bedingungen und den neutralen pH Werten der beprobten Wässer
sind Arsenatspezies, H2AsO4- /HAsO42- die dominanten Arsenträger in wässriger Lösung.
Bei reduzierenden Bedingungen dominieren Arsenitspezies. Bei pH Werten < 8 liegt Arsenit
praktisch zu 100% als Arsenige Säure vor (pKa1=9.2). Die Spezies H2AsO41- und HAsO42werden an Mineraloberflächen, vor allem an Fe3+ Oxiden und Hydroxiden adsorbiert und sind
damit weniger mobil als das deutlich weniger stark adsorbierte H3AsO3. Bei allen
untersuchten Quelle liegt ein wesentlicher Teil der Einzugsgebiete im Marmor. Die Marmore
enthalten wenig silikatische oder andere Verunreinigungen und produzieren bei der
Verwitterung bzw. Verkarstung praktisch keine Tonminerale oder Fe-Oxihydroxide, die als
Substrat für die Adsorption und damit für die Immobilisierung der Arsenatspezies dienen
könnten. Das Fehlen eines derartigen Substrates erlaubt die hohen As Konzentrationen in den
beprobten Quellen. Erst in den aus Glimmerschiefern und Gneisen abradierten
Bachsedimenten der Vorfluter wird das As adsorbiert. Die Sedimente im Klippitzbach zeigen
dementsprechend As Gehalte von mehreren ppm (Göd, 1994).
Die Bioverfügbarkeit von Arsenat ist geringer als jene von Arsenit. Der ausschließliche
Nachweis von Arsenatspezies in den beprobten Quellwässern darf aber keinesfalls als Indiz
für eine „weniger problematische“ Arsenbelastung interpretiert werden. Gelöstes As ist
extrem RedOx sensitiv. Es kann nicht ausgeschlossen werden, dass ein eventuell in den
Quellwässern vorhandener Arsenitanteil auf dem Weg der Proben von der Quelle ins Labor
durch Oxidation in Arsenatspezies umgewandelt wurde, obwohl darauf geachtet wurde, dass
die Arsenspezies noch am Tage der Probenahme bestimmt wurden (typischerweise innerhalb
von 5 Stunden).
Literatur
GÖD, R. (1994) BHM, 139. Band 12, 442-449
GÖD, R. und ZEEMANN, J. (2000) Mineralogy and Petrology, 70. 37-52
MEIXNER, H. (1975) Clausthaler Geol. Abh.Sonderband 1, 1975, 199-217
SMEDLEY, P.L. and KINNIBURGH, D.G. (2002) Appl. Geochem., 17, 517-568
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WEATHERED METEORITES ON MARS: EVIDENCE FOR A GLOBAL
DUST UNIT AND IMPLICATIONS FOR OXIDATION STATES OF THE
MARTIAN SURFACE
Christoph KOLB1, Rainer ABART2 & Helmut LAMMER1
1
2
Institut für Weltraumforschung, Schmiedlstraße 6, 8042 Graz
Mineralogisch-Petrographisches Institut, Departement Geowissenschaften Universität Basel, Bernoullistrasse
30, 4056 Basel
Due to the cessation of consumptive plate tectonics several billion years ago, the Martian
sedimentary record represents a long-term archive of exogenic processes. Anticipated low soil
formation rates on the order of meters per billion years as well as the closeness of Mars to the
asteroid belt (2.6 times the impact rate of bolides in comparison to Earth) should cause
relatively large amounts of meteoritic accumulates in the Martian soil. We estimated the
mixing relationships in the Martian soil by means of least squares calculation on chemical
data from APXS-Pathfinder and XRFS-Viking measurements. In our model the soil
composition is considered as a mixture of the Pathfinder Soil Free Rock (SFR), physical
weathering products of Pathfinder andesites (PWP) and primitive meteoritic material
consisting of CI-chondrite. Based on our model, the existence and composition of a Global
Dust Unit (GDU) was established and compared with previously published Rock Free Soil
and global dust compositions. GDU material appears to be intimately admixed to Pathfinder
surface soils and, to a smaller extent, to Viking deep soil samples. Some GDU material also
appears to adhere to Pathfinder rock samples. APXS spots were targets of VNIR reflectance
analysis during the Pathfinder mission. Combination of terrestrial analogue calibration and
chemical diversity among the principal component space can give clues to oxidation states of
Martian surface materials. Three dimensional regression analysis of oxidation states as taken
from Pathfinder VNIR reflectance analysis suggests that the meteoritic fraction is the main
sink for oxygen in the course of oxidative weathering on Mars. We show VNIR reflectance
spectra of weathered meteoritic finds and compare them with spectra of Martian surface
materials. Finally, from the correlation between oxidation states and the primary component
composition of Martian surface materials the potential of different source materials to
sequester atmospheric oxygen during weathering is discussed.
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ULTRAMAFISCHE UND MAFISCHE KUMULATE IN DEN
SÜDALBANISCHEN OPHIOLITHEN: IHRE BEDEUTUNG FÜR DIE
HERKUNFT DER OPHIOLITHE
Friedrich KOLLER1, Volker HÖCK2, Dan TOPA2, Thomas MEISEL3 & Kujtim ONUZI4
1
Institut für Geologische Wissenschaften, Universität Wien, Geozentrum, Althanstr. 14, A- 1090 Vienna,
Austria, [email protected]
2
Fachbereich Geographie, Geologie und Mineralogie, Universität Salzburg, Hellbrunnerstr. 34, A-5020
3
Allgemeine und Analytische Chemie Montan-Univ. Leoben, Franz-Josef-Str.18, A-8700 Leoben, Austria,
[email protected]
4
Institute of Geological Research, Blloku Vasil Shanto, Tirana, Albania
Die Albanischen Ophiolithe sind Teil eines weit reichenden Ophiolithgürtels, der von
Kroatien im Norden bis nach Griechenland im Süden reicht. In dessen westlicher Zone mit
den Dinarischen Ophiolithen und den Pindos Ophiolithen befinden sich auch die Albanischen
Mirdita Ophiolithe. Diese werden wiederum traditionell in zwei Gürtel geteilt, den westlichen
mit MOR Charakteristik und den östlichen mit Anklängen an SSZ Ophiolithe. Die nördlichen
Mirdita Ophiolithe sind vergleichsweise gut untersucht (Bortolotti et al. 1996, Nicolas et al.
1999, Robertson & Shallo 2000,), über die südlichen wurde bisher nur wenig publiziert (e.g.
Hoeck et al. 2002).
Innerhalb des westlichen Gürtels der südlichsten Mirdita Ophiolithe finden sich drei
zusammengehörige Massive, die Voskopoja s. str., Morava and Rehove bezeichnet werden,
aber unter dem gemeinsamen Namen „Voskopoja Ophiolith“ in die Literatur eingegangen
sind. Sie bestehen in der Mantelabfolge vorwiegend aus Lherzolithen mit kleineren
Vorkommen von Harzburgiten und Duniten. Darüber folgen ultramafische und mafische
Kumulate mit Wehrliten, Troktolithen, Olivingabbros und selten Gabbronoriten. Isotrope
Cpx-Gabbros, basische Vulkanite und Sedimente sind auf Rehove and Voskopoja s. Str.
beschränkt. Innerhalb der Vulkanite herrschen basaltische Brekzien mit Megablöcken von
„sheeted dikes“ und Pillow Laven vor. Die basaltischen Brekzien gehen in Sandsteine über,
die Tonschieferlagen und Radiolarite bzw. Radiolaritschiefer enthalten. Weiter gegen Norden
folgen zwei Massive (Devolli und Vallamara), deren Mantelsektion, ungewöhnlich im
westlichen Gürtel, ausschließlich aus Harzburgiten aufgebaut ist. Diese werden nur von
ultramafischern und mafischen Kumulaten überlagert, isotrope Gabbros, Extrusiva und
Sedimente fehlen. Den nördlichen Abschluss der südlichen Mirdita Ophiolithe bildet das
Spahti Massiv mit seinen Ausläufern (Luniku). Dieses ist wieder ähnlich wie Voskopoja
strukturiert mit Lherzolithen und Harzburgiten als Manteltektonite, ultramafischen und
mafischen Kumulaten sowie isotropen Gabbros, „sheeted dikes“ und basaltischen Extrusiva.
Geochemie
Die Lherzolithe enthalten etwa 2.0-3.2 Gew% Al2 O3 and 1.5-3 Gew% CaO, 2200-2700 ppm
Cr und 1700 to 2200 ppm Ni. Der Al2O3 Gehalt der Harzburgite reicht von 0.4-1.8 Gew% und
der CaO Gehalt von 0-2.1 Gew%. Ni ist mit 2100-2500 ppm höher als in den Lherzolithen
und Cr reicht von 2000-2700 ppm.
Unter den ultramafischen und mafischen Kumulaten weisen die Wehrlite 35-42 Gew% SiO2,
die Gabbros bis zu 51 Gew% auf. MgO variiert von 7-25 Gew% in den Gabbros und von 2738 Gew% in den Wehrliten. Al2O3 ist mit 2-3 Gew% in the ultramafischen Kumulaten von
Morava and Voskopoja am geringsten, in Rehove reichen die Konzentrationen von 4 to 9
Gew%. Die Gabbros decken ein weites Feld von 11–27 Gew% ab. CaO ist ähnlich verteilt mit
1-6 Gew% in den Wehrliten und 9-15 Gew% in den Gabbros. TiO2 variiert from 0.1-0.4
Gew% ohne große Schwankungen zwischen den einzelnen Lithologien. Ni und Cr sind
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positiv miteinander korreliert mit Gehalten von 1400-2400 ppm Ni und 1800-3500 ppm Cr in
den Ultramafiten. In den Gabbros sind Ni und Cr deutlich niedriger.
Die meisten isotropen Gabbros wurden von Rehove, aber auch von Spahti und Luniku
analysiert. Sie zeigen nur eine geringe SiO2 Variation zwischen 48-51 Gew% und eine MgO
Schwankung von 7-11 Gew%. CaO ist mit 9-14 Gew% relativ hoch ebenso wie Al2O3 mit 1520 Gew%. TiO2 reicht von 0.3 to 1.8 wt%. Ni and Cr variieren von 100-400 ppm bzw. 1001250 ppm. Y und Zr sind positiv korreliert mit typischen MORB Werten. Die RE Elemente
sind 10-20 mal angereichert mit einer relativen Verarmung der leichten REE.
Mineralchemie
Trotz zum Teil beträchtlicher Alteration sind die primären Mineralphasen Olivin (Fo),
Orthopyroxen (Opx), Clinopyroxen (Cpx), Spinell (Spn) und Plagioklas (Plag) in vielen
Proben bestens erhalten. In den isotropen Grabbros findet sich nur Cpx und Plag. Der Fo
Gehalt in Olivin reicht von 81.8% to 90.3% und ist damit geringfügig niedriger als in
Olivinen der Manteltektonite (90-91%). Der Ni Gehalt ist stärker variabel als in den
Mantelgesteinen. Opx hat mit 0.86-0.91 ein hohes XMg, vergleichbar dem von Lherzolithen
und Harzburgiten. Lediglich in den isotropen Gabbros von Spahti ist das XMg in Opx deutlich
niedriger. TiO2 and Cr2O3 sind in den Kumulaten höher (0.14-0.19 Gew% und 0.52-0.81
Gew%). Cpx hingegen zeigt mit XMg von 0.69 to 0.95 deutliche Unterschiede zu Cpx vom
Mantel mit XMg 0.91–0.95. TiO2 variiert von 0.33–1.50 Gew% und auch Na2O ist mit 0.27–
0.55 Gew% deutlich höher als in den Mantel Cpx. In den Gabbros von Luniku, den isotropen
Gabbros von Spahti und einem Teil der Voskopoja Kumulatgabbros ist das XMg in Cpx <
0.85. Der Plagioklas ist mit 48-98 % z. T. sehr An reich. Wiederum haben die Luniku
Gabbros (teilweise) die isotropen Gabbros von Spahti und einige Troktolithe und
Kumulatgabbros von Voskopoja An Gehalte <70. Spinell hat, so er erhalten ist, eine höhere
Cr# von 40-60 und höheres TiO2 (0.1–0.3 Gew%) aber niedrigeres XMg als die Mantel
Spinelle.
Diskussion
Im Allgemeinen haben Fo, Opx und Cpx ähnliches XMg. Betrachtet man hingegen Kumulate
aus einer Lokalität findet sich folgende Ordnung: XMgol < XMgopx < XMgcpx. Die hohen XMg
Werte für Cpx und die ansteigende Reihenfolge der XMg Werte ist nicht im Einklang mit
einem klassischen MOR Fraktionierungsmodell. Hier würde Olivin als erste Phase der
Kristallisation große Mengen von Mg aufbrauchen, sodass für Cpx ein XMg von nur ca. 84 zu
erwarten wäre. Das hohe XMg kombiniert mit dem hohen Cr Gehalt im Cpx spricht für höhere
Drücke bei der Kristallisation (Elthon 1987). In die gleiche Richtung deutet auch das XMg vs
Al2O3 Diagramm für Opx und Cpx in dem viele Analysenpunkte im Hochdruckfeld nach
Medaris (1972) zu liegen kommen. Im XMg Fo vs XMg Cpx Diagrammen überlappen auch die
Analysen von Voskopoja mit dem Hochdruckfeld. Der hohe An Gehalt im Plagioklas ist
ebenfalls konsistent mit erhöhtem Druck. Im Diagram mit XMg in Cpx vs An Gehalt deckt er
einen Bereich zwischen dem Feld für MOR Gabbros und SSZ Gabbros ab (Burns 1985,
Parlak et al. 2000). Die Mineralanalysen von Bebien et al. (1998) aus dem Shebenik Massiv
zeigen gleiches Verhalten.
Hoeck et al. (2002) haben, basierend auf der Basaltzusammensetzung von Voskopoja,
geschlossen, dass sowohl MOR als auch SSZ Basalte in den Südalbanischen Laven
vorhanden sind. Sie vermuten eine kontinuierliche Variation von Basalten aus beiden
genetischen Bereichen entlang des Streichens des westlichen Gürtels Dieses Ergebnis wird
nun durch die Mineralchemie der Kumulatgesteine unterstützt. Der hohe An Gehalt in den
Plagioklasen zahlreicher Kumulate und Gabbros weist auf einen Übergangsbereich von MOR
zu SSZ Gabbros, ebenso wie der der Trend zu einer Hochdruckfraktionierung. Wir möchten
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auch in diesem Zusammenhang auf die Ähnlichkeit zwischen dem westlichen und den
östlichen Gürtel in Südalbanien hinweisen, die sich auch in der Zusammensetzung der
Kumulate ausdrückt.
Literatur
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SSZ-type ophioplites?, Ofioliti, 23, 7-15.
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fractionates of island arc volcanics. Canadian Journal of Earth Sciences, 22, 1020-1038.
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Geophysical Research, 92, 658-682.
HOECK V., KOLLER F., MEISEL T., ONUZI K. & KNERINGER E. (2002). The South Albanian Ophiolites: MOR vs.
SSZ Ophiolites, Lithos, 65, 143-164.
MEDARIS, L.G. (1972). High-pressure peridotites in south western Oregon. Geological Society of American
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ISOTOPIC SIGNATURES OF CARBON, OXYGEN AND STRONTIUM
OF HISTORICAL MORTAR AND PLASTER IN STYRIA
Barbara KOSEDNAR1, Martin DIETZEL1, Albrecht LEIS2, Bettina WIEGAND3,
Bernhard SCHRETTLE1, Karl STINGL1, Miriam BAUMGARTNER1 & Ralf BENISCHKE2
1
Institute of Applied Geosciences, Graz University of Technology, Rechbauerstrasse 12, A-8010 Graz. e-mail:
[email protected]
2
Institute of Water Resources Management, Hydrogeology and Geophysics, Joanneum Research Graz,
Elisabethstraße 16 / II, A-8010 Graz.
3
Department of Geological and Environmental Sciences, Stanford University,
CA 94305-2115, USA
Historical buildings are constructed of geo-materials, mortar, and plaster of various
compositions. Mortar and plaster are man-made materials. Thus, the chemical and isotopic
composition comprises information about the historical environment with respect to the
provenance of the materials, processing, and specific applications. Moreover, isotopic data
may provide additional information about the ancient composition of carbon dioxide and
water. The present study is focused on the mineralogical, chemical and isotopic composition
of dated and well-characterized carbonate mortar and plaster of roman, medieval, and early
modern (pre-industrial) times in Styria (Austria).
Mortars and plasters were sampled from historical buildings in the area of Flavia Solva,
Frauenberg, Deutschlandsberg, Seggauberg, Kleinstübing, Niederhofen, Södingberg, and
Graz. Sampling was conducted from the exterior to interior mortar layer, wherever applicable.
The sampled materials mostly consist of a CaCO3 (calcite) cement with aggregates of quartz
and additional silicates like clay minerals. The analyzed Sr/Ca and 87Sr/86Sr ratios of the
cement are between 0.00030 and 0.0023, and 0.7093 and 0.7104, respectively. These ratios
reflect the composition of the natural deposits used for manufacturing of lime mortar. The
respective values depend on the environment of formation and on the mineralogical
composition (e.g. calcite or aragonite) of the primary limestone.
However, the distribution of 13C/12C and 18O/16O ratios in the carbonate mortars and plasters
indicates a more complicated situation as isotopic compositions comprise a wide range of
δ13CCaCO3(PDB) from -24.2 to -0.8, and of δ18OCaCO3(PDB) from -23.9 to -2.6 o/oo. The stable
carbon and oxygen isotope distributions in the carbonate cement displays an almost linear
correlation. In general calcite is continuously isotopically “heavier” from the exterior to the
interior mortar layer. The range and systematic correlation of the data reflect isotopic
fractionation effects upon setting of the cement and during the history of the individual
cement.
In principle isotope distributions depend on the composition of the gaseous CO2 and aqueous
OH- according to the overall reaction
Ca(OH)2 + CO2(gas) → CaCO3 + H2O
(1)
during the formation of carbonate cement. Reaction 1 is accompanied by a kinetic isotope
fractionation due to the hydroxylation of gaseous CO2 (Dietzel, 2000), resulting in an
enrichment of 12C versus 13C in the precipitated CaCO3. If gaseous CO2 is delivered from the
present Earth`s atmosphere (δ13CCO2(atm) = -7 o/oo) a δ13CCaCO3 value of about -25 o/oo is
obtained. Evolution of oxygen isotopes is more complex and yield δ18OCaCO3 values of about 20 o/oo for calcite precipitated according to reaction 1 (Dietzel et al., 1992). Upon setting of
the cement, the diffusion of gaseous CO2 and subsequent reaction to CaCO3 leads to a
continuous enrichment of 13C and 18O (versus 12C and 16O, respectively) of CO2 within the gas
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phase along the cement setting path. Accordingly, precipitated calcite is isotopically “lighter”
at the exterior mortar layer.
The results show that analyses of carbon and oxygen isotopic compositions permit to follow
the historic cementation process, and to detect potential variations of the composition of the
atmospheric CO2 and liquid (H2O). Variations may be caused by natural or anthropogenic
impacts, e.g. evaporation of H2O and burning of coal, respectively. From another point of
view, secondary processes like interaction with isotopically “light” soil-CO2 or recrystallization of carbonate cements in the presence of H2O from various origins may be
deciphered.
References
DIETZEL M. (2000) Measurements on stable carbon isotopes in calcite sinters on concrete, Cement-LimeGypsum-International 53 (9), 544-548.
DIETZEL M., USDOWSKI E. and HOEFS J. (1992) Chemical and 13C/12C- and 18O/16O-isotope evolution of alkaline
drainage waters and the precipitation of calcite. Applied Geochim. 7, 177-184
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SIGNIFICANCE OF COCCOLITH SEDIMENTATION DURING THE
MIDDLE TO LATE MIOCENE IN THE SE-ATLANTIC: BUDGETS
AND ISOTOPIC COMPOSITION (ODP-SITE 1085A)
Regina KRAMMER1, Karl-Heinz BAUMANN2 & Rüdiger HENRICH2
1
DFG - Research Center Ocean Margins, University of Bremen, Germany, ([email protected])
2
University of Bremen, Department of Geosciences, Germany
ODP Site 1085A, drilled during Leg 175, is located in the Cape Basin at the SW- African
Continental Margin (29°22.47´S, 13°59.41É, 1713m water depth) off the Oranje River, a
perennial river discharging into the South Atlantic (Wefer, Berger, Richter et al., 1998).
Today, Site 1085 is bathed primarily in the Upper Circumpolar Deep Water (UCDW) near the
mixing zone with the North Atlantic Deep Water (NADW). Site 1085A penetrated the Middle
Miocene and comprises a complete record of hemipelagic sediments down to 14My.
Sediments are dominated by nannofossil ooze, diluted by various amounts of silt and clay.
Sedimentation rates range from 3-5 cm/ky in the Middle to Late Miocene (Wefer, Berger,
Richter et al., 1998).
The main purpose of this study is to investigate the productivity changes in this area during
the Miocene, the main interest focussing on production, dissolution and dilution of carbonate.
The studied interval covers the time span from 7.5 to 12.5 My including the Miocene
‘Carbonate Crash‘ (Lyle et al., 1995), which is characterised by a dramatic drop in carbonate
content (from 60 - 85% down to 35% CaCO3). Based on the fact that grain size analyses
revealed a very low sand content across the entire interval, we conclude that the main
carbonate production is dominated by coccoliths. Aim of this investigation is to analyse their
role as carbonate producers. With a view to determine the relative contribution of various
coccolith species to the total carbonate flux, estimates of coccolith volume are necessary.
Based on Young & Ziveri (2000), coccolith volume is dependent on the shape and the length.
In a first step absolute abundances of all coccolith species were determined and in a second
step the coccolith volume was calculated. Additionally the bulk sediment was sieved using a
0.020mm sieve to detach the coccoliths (fraction < 20µm) from adult and juvenile
foraminifera. Afterwards isotope measurements of the fraction < 20µm were performed on a
Finnigan MAT 252 mass spectrometer to obtain stable isotopic signals of coccolith carbonate.
Further studies will include a comparison of isotope signals of benthic and planktic
foraminifera (Paulsen et al., in prep.) with our coccolith data in order to determine and discuss
potential differences between carbonate built up by foraminifera and coccoliths.
References
LYLE, M., DADEY, K. AND FARRELL, J.W., 1995.The late Miocene (11-8 Ma) eastern Pacific carbonate crash:
evidence for reorganization of deep-water circulation by the closure of the Panama gateway. In: N.G.
Pisias, L.A. Mayer, T.R. Janecek, J. Palmer-Julson and T.H. van Andel (Editors), Proc. ODP, Sci. Res.,
138: College Station TX (Ocean Drilling Programm), pp. 821-838.
WEFER, G., BERGER, W.H., RICHTER, C. et al., 1998. Proc. ODP, Init. Repts., 175: College Station, TX (Ocean
Drilling Programm).
YOUNG, J.R. and ZIVERI, P., 2000. Calculation of coccolith volume and its use in calibration of carbonate flux
estimates. Deep-Sea Res. II, 47: 169-1700.
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DER THEMENWEG „LÖSS & WEIN“ IN FURTH/GÖTTWEIG
Hans-Georg KRENMAYR & Monika BRÜGGEMANN-LEDOLTER
Geologische Bundesanstalt, A 1031 Wien, Neulinggasse 38
„Löß und Weinkultur sind im Osten Österreichs wie unzertrennliche Geschwister.“ – Mit
diesem Statement auf Tafel 1 des neuen Themenweges, gleich am Ausgang der Wachau, soll
die Neugier der Besucher in der Kellergasse von Furth bei Göttweig, neben dem Wein, auch
auf die Geologie gelenkt werden.
Die Kopplung dieser Themen bietet sich am Standort des Themenweges geradezu an: der bis
zu 12 m tiefe Hohlweg Zellergraben, den man von der Kellergasse aus betritt und der von
Weingärten gesäumt wird, ist nämlich nicht nur ein kulturlandschaftliches und ökologisches
Kleinod, sondern auch die Typuslokalität des berühmten „Göttweiger Laimenhorizontes“,
einer der wichtigsten Studienlokationen für die Lößstratigraphie in Österreich.
Die Projektidee für den Themenweg stammt von dem ortsansässigen Ökologen,
Umweltschützer und Nebenerwerbswinzer Mag. Hannes Seehofer, der auch die
Unterschutzstellung des Zellergrabens als Naturdenkmal erwirkt hat. Er hat auch wesentlich
zur guten kommunalen Verankerung des Projektes beigetragen und zeichnet für das
Projektmanagement und die fortlaufende Pflege des Themenweges verantwortlich.
Offizieller Projektträger ist der Fremdenverkehrs- und Verschönerungsverein Furth,
Förderbeiträge stammen von der Geologischen Bundesanstalt, dem Land N.Ö., der
Marktgemeinde Furth bei Göttweig, deren deutscher Partnerstadt Furth im Wald, einem
regionalen Umweltschutzverein (LANIUS) und mehreren Sponsoren der lokalen Wirtschaft.
Die behandelten Themen umfassen die Materialherkunft und Entstehung von Löss, die
Gletscherausdehnung in den Eiszeiten, die Klimastratigraphie vom jüngsten Tertiär bis zum
Holozän (Abb. 1), das geologische Profil im Zellergraben, Flussterrassen und Talgenese,
Lösskindeln und Fossilien im Löss, Artefakte und eiszeitliche Jäger, Geotechnik von Löss,
Entstehung des Hohlweges, Bedeutung des Lösses für den Weinbau, Eigenschaften von Löss
als Bodensubstrat (Abb. 2), Flora und Fauna im Hohlweg und Informationen zur Typusrebe
der Region, dem Grünen Veltliner.
Als anregendes und aufheiterndes Element für die graphische Umsetzung des ThemenwegKonzeptes durch M. Brüggemann-Ledolter, wurde das „Kellerziesel“ kreiert: Dieses
Themenweg-Maskottchen stellt auf jeder Tafel weiterführende Fragen, die neugierig machen
und am Weg zur nächsten Tafel zum Nachdenken anregen möchten.
Der Themenweg besteht aus 12 farbigen Schautafeln aus Aluminium, im Format 50x70 cm,
mit einer UV-beständigen Folienbeschichtung, wodurch eine relativ kostengünstige
Erneuerung bei Vandalismusschäden oder aufgrund einer inhaltlichen Überarbeitung möglich
ist. Schlanke Metallsteher gewährleisten die platzsparende und unaufdringliche Integration
der Schautafeln in das Landschaftsbild des engen Hohlweges.
Mindestens einmal jährlich wird der Themenweg im Rahmen der „Further Kellertage“ durch
fachkundige Führungen „bespielt“. Ein Folder und/oder ergänzender Führer durch den
Themenweg mit vertiefenden Informationen ist im Planungsstadium. Die Akzeptanz und
Wertschätzung des Themenweges bei der ansässigen Bevölkerung und den Besuchern, kann
auf Basis der bisherigen Erfahrungen als ausgesprochen gut bezeichnet werden. Eine
Einbindung in regionale Tourismuskonzepte und eine entsprechende Bewerbung ist aber noch
nicht in Sicht.
Weitere Informationen: [email protected]
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Abb. 1: Tafel Nr. 3 des Themenweges „Löß & Wein“ behandelt die Klimastratigraphie seit dem jüngsten Tertiär.
Das „Kellerziesel“ als Hohlweg-Maskottchen kommentiert und stellt weiterleitende Fragen.
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Abb. 2: Tafel Nr. 8 des Themenwegs „Löß & Wein“ setzt sich mit den Eigenschaften des Lösses als
Bodensubstrat für den Weinbau auseinander. Das „Kellerziesel“ versucht die auf Tafel 1 in Umlauf gesetzten
Gerüchte zu dementieren.
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DIE GENERALLEGENDE DER GEOLOGISCHEN BUNDESANSTALT
– EINE DISKUSSIONSGRUNDLAGE
Hans-Georg KRENMAYR, Ralf SCHUSTER, Manfred LINNER, Axel NOWOTNY,
Gerhard PESTAL, Jürgen REITNER & Wolfgang SCHNABEL
Geologische Bundesanstalt, A 1031 Wien, Neulinggasse 38
1 Einleitung
Seit der Gründung der Geologischen Reichsanstalt vor 155 Jahren sind eine ganze Reihe von
geologischen Karten in unterschiedlichen Maßstäben publiziert worden. Diesen Karten
liegen, ihrem Erschienungsdatum und den Ansichten der jeweiligen Bearbeiter entsprechend,
sehr unterschiedliche tektonische Konzepte und geographische Einteilungen zugrunde,
welche oft nicht miteinander kompatibel sind. Das trifft auch für Kartenwerke zu, die als
flächendeckende Kartenwerke, z.B. in den Maßstäben 1:50000 oder 1:200000, erstellt
werden. Lagen die in der Vergangenheit erschienen Kartenblättern auf Grund des
Bearbeitungsstandes oft räumlich voneinander isoliert, so ergeben sich für die derzeit in
Fertigstellung befindlichen und alle zukünftigen Karten zwangsläufig Diskrepanzen zu dem
einen oder anderen angrenzenden Kartenblatt. Dies ist in so ferne besonders problematisch, da
die digitalen Kartenwerke in den einzelnen Maßstäben heute blattschnittfrei erstellt werden
könne(te)n. An den „Blattrandstörungen“ kommt es nicht nur zu unterschiedlich
durchgeführten Aufteilungen oder Zusammenfassungen von offensichtlich gleichartigen
Gesteinskörpern in verschiedene Polygone, sondern es entstehen auch eine Unzahl von
ähnlichen, aber nicht identen Legendenausscheidungen.
Die in Arbeit befindliche Generallegende soll es ermöglichen über das gesamte von
Blattschnittskarten der Geologischen Bundesanstalt bedeckte Gebiet und über die
verschiedenen Maßstäbe hinweg kompatible Legenden zu den geologischen Karten der
Geologischen Bundesanstalt zu generieren. Sie soll die Arbeit der Legendenerstellung in
bestimmtem Ausmaß reglementieren aber auch vereinfachen und beschleunigen. Die Struktur
der Generallegende soll es auch ermöglichen alle im Bereich der Kartenblätter auftretenden
Gesteine eindeutig in ein hierarchisches Schema einzuordnen.
Da neben den Mitarbeitern der Geologischen Bundesanstalt auch viele auswärtige Mitarbeiter
an der Kartierung beteiligt sind, und da der wissenschaftliche Hintergrund ganz wesentlich
durch die universitäre Forschung beeinflusst ist, wollen wir in diesem Rahmen über den Stand
unserer Überlegungen zum Thema Generallegende informieren und zu einer Diskussion
einladen.
2 Struktur der Generallegende
Im Zuge der bisherigen Diskussionen ergab sich, dass für die Erstellung der Geologischen
Karten verschiedene Legenden notwendig sind, welche im Folgenden definiert werden:
Die Maßstabslose Generallegende ist an kein tatsächlich bestehendes Kartenwerk – weder in
gedruckter noch digitaler Form - gebunden. Sie umfasst das gesamte Bundesgebiet und
beinhaltet auch Auslandsanteile, die sich im Blattschnitt von an der Geologischen
Bundesanstalt erstellten Karten befinden. Diese Legende soll möglichst alle bekannten Details
wiedergeben, auch wenn diese nicht flächendeckend erhoben sind. Daher sind z.B. alle
lithostratigraphischen Einheiten bis zur Bank implementiert, auch wenn sie nicht in Karten
1:50.000, sondern nur im Maßstab 1:10.000, darstellbar sind.
Maßstabsbezogene Speziallegenden sollen im Laufe der Zeit und je nach aktuellem Bedarf für
alle wichtigen Maßstäbe - das sind derzeit die Maßstäbe 1:1.500.000, 1:500.000, 1:200.000
und 1:50.000 – in möglichst weitgehender Anlehnung an die Maßstabslose Generallegende
entwickelt werden.
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Die einzige derzeit bereits vorhandene Speziallegende ist jene der digitalen geologischen
Karte 1:200.000 Burgenland-Niederösterreich-Oberösterreich-Salzburg. Sie bezieht sich
ausschließlich auf Ausscheidungen in dieser digitalen Karte (die auch physisch in Form eines
einzigen großen Files existiert) und kann durchaus von den einzelnen Bundeslandlegenden
abweichen. Die Gliederungsprinzipien dieser Speziallegende 1:200.000 entsprechen derzeit
aber noch bei Weitem nicht den nachstehenden Vorstellungen für die Maßstabslose
Generallegende.
Die Maßstabslose Generallegende repräsentiert somit den „wissenschaftlichen Teil“, die
maßstabsbezogenen Speziallegenden den „Angewandte Teil“ der hier dargelegten
Vorstellungen.
2.1 Die Maßstabslose Generallegende
Die Gliederung der Maßstabslosen Generallegende erfolgt nach verschiedenen
Hierarchieebenen (HE), welche eine Baumstruktur bilden. Die höchsten vier „Allgemeinen
HEn“ - das Quartär-Oberpliozän, die alpidischen Molassesedimente, die tertiären Magmatite
und die große Gruppe der prä-Obereozänen Gesteine die in die variszische oder alpidische
Orogenese einbezogen wurden - sind nach unterschiedlichen Kriterien untergliedert. Unter
den Allgemeinen HEn folgen „Lithostratigraphische HEn“ und in weiterer Folge
„Lithologische HEn“.
2.1.1. Allgemeine Hierarchieebenen (HEn)
In der HE 1 werden taxativ folgende Einheiten unterschieden:
A Quartär-Oberpliozän: In dieser Einheit werden alle Sedimente zusammengefasst, die im
Zeitraum der starken Klimaschwankungen seit dem obersten Neogen abgelagert wurden.
Daher wird eine klima-stratigraphische Untergliederung verwendet.
B Alpidischen Molasse und tertiäre Bedeckung auf der Böhmische Masse: Die Alpidische
Molasse lässt sich in Sedimentationsräume gliedern: die „Vorland-Molasse inklusive der
tertiären Bedeckung auf der Böhmischen Masse“ und die „Inneralpine Molasse“. Erstere wird
nach tektonischen Kriterien weiter unterteilt, letztere in Beckensysteme und Becken.
C HEn der post- bis spätorogenen Magmatite: Diese Gesteine werden in genetisch
verbundene Gruppen gegliedert, z.B. „Periadriatischer Magmatismus“.
D – J Die verschiedenen prä-Obereozänen Einheiten die in die variszische oder alpidische
Orogenese einbezogen wurden: D Südalpin, E Ostalpin, F Meliatikum, G Penninikum, H
Subpenninikum,
I
Helvetikum-Ultrahelvetikum-Grestener
Klippenzone-WaschbergSteinitzer-Einheit, J Variszikum (inklusive variszischer Molasse und mesozoisch-tertiärer
Auflagerung): Diese Einheiten werden bezüglich der prä-Obereozänen alpidischen
(eoalpidische und neoalpidische) und variszischen Orogenesen in tektonische Einheiten
untergliedert. Die einzelnen tektonischen Einheiten sollten in alle Richtungen durch
tektonische Flächen begrenzte Körper darstellen und werden in sich hierarchisch in
Tektonische Großeinheiten (z.B. Ostalpin), Tektonische Einheiten (z.B. Oberostalpin),
Deckensysteme (z.B. Bajuvarikum) und Decken (z.B. Cenoman-Randschuppe, Allgäu-Decke,
Lechtal-Decke) unterteilt.
2.1.2 Die Lithostratigraphischen HEn
Die Lithostratigraphischen Einheiten sind in verschiedenen LSHEn dargestellt, die den
„Empfehlungen (Richtlinien) zur Handhabung der stratigraphischen Nomenklatur“
(Steininger & Piller, 1999) entnommen sind. Die Lithostratigraphie sollte so weit wie möglich
aus der Stratigraphischen Tabelle Österreichs (in Vorbereitung) übernommen werden.
Einheiten die (wahrscheinlich) Formationen entsprechen, aber noch nicht ordnungsgemäß
definiert sind, sollen - zwecks Unterscheidung von tatsachlich definierten Formationen 224
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dadurch kenntlich gemacht werden, indem die jeweiligen Bezeichnungen (z.B.
„Dachsteinriffkalk“, „Dunkle Schiefer von Musterdorf“) kusiv gesetzt werden. Der
ausschließlich für ordnungsgemäß definierte Gesteinseinheiten reservierte Begriff
„Formation“ darf dabei nicht aufscheinen.
Einheiten ab Formationsgröße, für die eine ordnungsgemäße lithostratigraphische Definition
von vornherein unmöglich erscheint, wie z.B. viele höher metamorphe, duktil deformierte
Einheiten, werden als „Komplexe“ bezeichnet (ebenfalls entsprechend den Empfehlungen in
Steininger & Piller, 1999).
Folgende lithostratigraphische HEn sind derzeit vorgesehen: Gruppe, Subgruppe, Formation /
„Formation“ / Komplex, Subformation, Bank.
Zu jeder verwendeten stratigraphischen Einheit sollte ein beschreibender Text und/oder ein
entsprechendes Literaturzitat vorhanden sein.
2.2. Die maßstabsbezogenen Speziallegenden
Die Maßstabsbezogenen Speziallegenden müssen alle in einem konkreten digitalen
Kartenwerk (z.B. 1:1.500.000, 1:500.000, 1: 200.000, 1:50.000) tatsächlich vorhandene
Legendenfelder beinhalten. Es ist also nicht das Ziel alle, z.B. auf den bereits gedruckten
Bundeslandkarten 1:200.000 vorhandenen, Legendenausscheidungen in der Generallegende
1:200.000 zu führen, sondern nur jene, die in der Gesamtgeometrie 1:200.000 (die derzeit die
Bundesländer Bgld, N.Ö, O.Ö. und Slbg. umfasst) vorhanden sind. Aufgrund der laufend
durchgeführten Änderungen, die oft auch legendenwirksam sind, können diese von den
gedruckten Karten durchaus abweichen.
Im der Speziallegende 1:200.000 befinden sich viele Legendenausscheidungen, die sich auf
unterschiedliche Zusammenfassungen von tektonischen, lithologischen, stratigraphischen
oder geographischen Begriffen beziehen, wie sie in der Maßstabslosen Generallegende nicht
vorhanden sein dürfen. Z.B. ist es notwendig im Kartenwerk 1:200.000 die jurassischen
Schwellenkalke
unter
einer
Legendenausscheidung
(„Jura-Schwellenfazies“)
zusammenzufassen, da im Falle einiger kleiner Vorkommen eine Darstellung auf
Formationsebene graphisch nicht auflösbar wäre oder auch weil die der Kompilation
zugrundeliegenden Karten gar keine genauere Information enthalten. Die entsprechende
Zusammenfassung soll dabei aber in Zukunft in Form eines zugeordneten Textes (z.B. eine
Aufzählung aller enthaltener Formationen) dokumentiert bzw. begründet werden.
Die Spezialegenden sollen so weit wie möglich dem eindeutigen hierarchischen Schema der
Genrallegende folgen. Um trotzdem z.B. geographische, paläogeographische, oder
plattentektonische Begriffe und Informationen einzufügen, können in den Speziallegenden, in
eigenen Spalten, „Informelle Giederungskriterien“ eingeführt werden. Ein Beispiel dafür wäre
etwa „Nördliche Kalkalpen“. Derartige informelle Gliederungskriterien können flexibel
ausgewählt und eingeführt werden, es sollte aber immer in Form eines zugeordneten Textes
dokumentiert sein was in der jeweiligen Spalte zusammengefasst ist. Denn auch in Zukunft
wird es aus verschiedenen Gründen notwendig sein in gedruckten oder sonst wie aus dem
Gesamtdatensatz herausgelösten Einzelkarten Abwandlungen der jeweiligen Speziallegende
vorzunehmen.
Literatur
STEININGER, F.F. & PILLER, W.E. (Hrsg.), 1999: Empfehlungen (Richtlinien) zur Handhabung der
stratigraphischen Nomenklatur. – Courier Forschungsinstitut Senckenberg, 209, 1-19, 11 Abb., 3 Tab.,
Frankfurt a. M.
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LATE CRETACEOUS EXHUMATION HISTORY OF AN
EXTENSIONAL ALLOCHTHON (GRAZ NAPPE COMPLEX, AUSTRIA)
Kurt KRENN1, Harald FRITZ2 & Aberra MOGESSIE1
1
2
Institute of Earth Science, Mineralogy and Petrology, [email protected]
Institute of Earth Science, Geology and Paleontology, harald.fritz @uni-graz.at
The eastern margin of the Graz Nappe Complex defines a large scale extensional shear zone.
Two different P-T-D paths extracted from northern and southern areas at the eastern margin
of the Graz Nappe Complex (Strassegg and Naintsch area, Fig. 1) were estimated using
conventional thermobarometry, fluid inclusion and structural studies.
Strassegg
Tertiäry basins
Vienna
as
Koralm
Basement
Gosau
basin
en
alp t
ab en
Ra sem
ent
Ba
em
Gl
nt
me
e
s
a
-B
lm
a
n
ei
B
ger
An
GNC
Naintsch
Gosaubasin
Upper nappe system
(Hochlantsch- and Rannachnappes)
Intermediate nappe system
(Launitzdorf- and Kalkschiefernappes)
Lower nappe system (Schöckl Nappe)
St. Radegund
Basement
Radegund
N
Crystalline (Basement) areas
strike-slip fault
normal fault
10 km
thrust fault
study areas
direction of extension
Fig. 1 Simplified geological map of the Graz Nappe Complex including the locations of the study areas.
Both study areas are comparable by their tectonic evolution and show nearly same
deformational stages. Within the Strassegg area three different quartz vein generations were
distinguished, which record various stages of progressive deformation and metamorphism.
After peak of metamorphism around 6 kbar and 500°C, a P-T-deformational path shows
“pseudo-isochoric” cooling down to ca. 3 kbar and 300°C (Fig. 2a). Late stage deformation
under sub-simple shear divergent conditions and normal faulting is related to horizontal
extension and steepening of the P-T loop by isothermal decompression (ITD) to below 1 kbar.
Finally rocks cooled isobarically (IBC) at shallow crustal level. This retrograde
decompressional path was associated with a change in fluid regime by unmixing of a single
parent metamorphic fluid, leading to the coexistence of CO2-H2O-NaCl-rich and H2O-NaClrich fluids that caused precipitation of sulfides and gold. Ore precipitation took place along
“pseudo-isochoric” cooling down to 8-9 km (2.5-3 kbar). Latest H2O-NaCl-rich fluids
represent fluid infiltration by shallow crustal faults.
Data from the Naintsch area reflect a more steepened isothermal decompressive path (Fig.
2b). Fluid inclusions consist of H2O-NaCl-CaCl2±MgCl2 chemistry. Thermobatrometric data
give peak metamorphic conditions around 580-600°C and pressures around 7 to 9 kbar based
on garnet-biotite thermometer and garnet-biotite-muscovite-plagioclase barometer. This data
show higher peak metamorphic conditions compared to the Strassegg area.
Fluid Inclusion microthermometry of extensionally quartz vein generations and
thermobarometric data from garnet-biotite schists, which host the quartz veins, reflect nearly
isothermal decompression followed by final isobaric cooling. Additionally, garnet growth
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within this area is documented by major element zoning patterns and rotated inclusion trails
of ilmenite inclusions, which are distinguished by different growth stages (Fig. 2b).
NE
10
30
°C
/k
m
8
7
pressure (kbar)
5
in
d e crem
(” form ent
co ps eu atio al
oli do n
ng iso D 1
”) ch -D
ori 3
c
pressure (kbar)
7
6
m
C /k
60 °
4
/km
9 0°C
3
2
(ITD)
single, primary FIs
within sampled qu2
veins
6
5
/km
°C
60
4
3
200
deformation event
D4 (IBC)
300
400
500
600
700
temperature (°C)
800
/km
90°C
syntectonic deformation of qu3
by intragranular x-oriented FIs
900
(a)
0
(ITD)
transgranular steep FIP
within qu1/qu2/qu3
1
100
S0
S2
formation of S 2 garnet foliation
and S 2 field foliation during
onset of extensional tectonics
formation of
S0 garnet foliation
2
1
0
S1
9
peak metamorphic
conditions
8
Z
formation of S1 garnet foliation
during NE directed shear
SW
Se =S2
X
100 200 300 400
normal faulting (S3 ) to SW
during IBC
500
600
700
800
900
temperature (°C)
(b)
Fig.2: P-T-D path, deformation events (D1-D4) and quartz vein generations (Qu1-Qu3) based on structural and
fluid-inclusion data at Strassegg (a) and Naintsch (b).
Differences in the P-T evolutionary paths between Naintsch and Strassegg are explained by
exhumation from different crustal levels (Fig. 3):
(1) P-T-D paths indicate that the rocks at Naintsch exhumed from a deeper structural
level. The pressure difference of peak metamorphic conditions (conditions of onset of
deformation) is about 2kbar; however, the temperatures are very similar. This may reflect
inclined paleothermal isogrades during onset of exhumation.
(2) Both P-T-D paths show pronounced branches of ITD followed by IBC. A rise of
the local paleo-geotherm by heat advection during rock exhumation is implied. Rocks were
exposed rapidly close to the surface (ITD) and then cooled slowly (IBC). The thermal effect
of this exhumation is seen in narrow metamorphic field gradients with increasing of
temperatures from ca. 300°C (hangingwall) to ca. 550°C (footwall) over few kilometres.
(3) Although both P-T-D evolutionary paths show ITD followed by IBC, the
decompression path at Naintsch is much steeper and started from higher pressures. This
corresponds with the position of the studied areas within the extensional shear zone. Rocks in
the footwall (Naintsch) cooled more rapidly and evolved ITD whereas in hangingwall rocks
(Strassegg) a pseudo-isochoric branch is preserved. The overall shape of the extensional
corridor provides another argument for exhumation from different levels. The corridor, best
defined as domain between Lower Austroalpine Raabalpen Basement and Upper Austroalpine
GNC (Fig. 1), is very narrow in the south (Naintsch: ca 1500m) and widens to the north
(Strasseg: ca 6000m). This goes along with the width of paleo-thermal isogrades, which are
much more condensed in the south.
(4) The shift from ITD to IBC seems to correlate with the flow geometry of rocks.
Early extensional phases with sub-simple convergent shear can be related to vertical rock
movement and consequently ITD. Late phases with sub-simple divergent flow translate to
horizontal extension which may correlate with IBC.
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paleo-isotherms during thrusting
200°
300°
400°
500°
Strassegg
Naintsch
SW
A
Gosau
NE
A`
extrusion
to NE
lateral extrusion
A`
200°C
500° C
GP
GP
Late Cretaceous
Radegund
Crystalline indenter
NE-directed ductile
detachment thrusting D1
A
exhumation of surrounding basement units
paleo-isotherms during normal faulting
300°
400°
500°
normal faulting
to SW
high ly conden sed paleo-iso therms
A
Late Cretaceous
200°C
500°C
overall extension
A`
A`
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Fig.3: Qualitative structural model
representing the evolution of the
GNC prior to the onset of
extensional tectonics during Late
Cretaceous. (a) Profiles define
isotherms after thrusting during
updoming of the surrounding
Basement Units and NE directed
flow. Box shows the assumed
crustal location of the study areas,
indicated on a hypothetical paleoisotherm with nearly same
temperatures but differences in
pressures. (b) Highly condensed
isotherms as a consequence of
SW-oriented extension.
GP
GP
SW-directed
non-coaxial flow D2-D4
A
Combining available data from Late Cretaceous structural elements we argue for a large scale
extension – extrusion corridor that evolved prior to the well known Miocene extrusion
tectonics in the Eastern Alps.
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ECHINONEUS & ECHINOMETRA – TWO NEW RECORDS OF
TROPICAL ECHINOIDS FROM THE MIOCENE OF AUSTRIA AND
THEIR PALAEOCLIMATIC IMPLICATIONS
Andreas KROH
Institut für Geologie und Paläontologie, Karl-Franzens-Universität Graz, Heinrichstraße 26, A-8010 Graz,
Austria; e-mail: [email protected]
During recent investigations in the Badenian of the Austria two echinoid species were
recovered that were not known from this area before. One of them, a species of Echinoneus, is
recorded for the first time from the whole Paratethys and the second, Echinometra mathaei,
was known only by a single specimen from the southern-most part of the Central Paratethys
before. The extant relatives of both are common in the tropical zone today and their
occurrence in the Middle Miocene of the Central Paratethys implies similar high-temperature
conditions during the deposition of the Leitha limestone. This is in strong contrast to recently
published results which imply a cool-water origin (RANDAZZO et al. 1999), and supports
earlier studies which proposed deposition during a climatic optimum (e.g. RÖGL, 1998;
HARZHAUSER et al., 2003 and references therein).
The specimens of Echinoneus come from bioclastic coralline algal wackestone
exposed in the Kreide AG quarry at Müllendorf (Bgld, Austria). There they are associated
with a species of Brissus. The two extant species of Echinoneus (E. cyclostomus and E.
abnormalis) are widespread in the tropical zone. While nearly nothing is known on the
ecology of E. abnormalis, E. cyclostomus is better studied. It is a cryptic, if not always really
burrowing species and is found in the shallow sublittoral of the tropical region
(circumtropical) except at the west coasts of America, Africa and Australia. Usually it is
associated with rocks or reef debris of coarse sand to gravel size and is often found attached
to the underside of coral slabs. Although rarely recovered (due to its cryptic habit) it seems to
be a common member of shallow water reef habitats in the Caribbean (HENDLER et al., 1995)
and the Indo-Pacific (MORTENSEN, 1948; ROSE, 1978). FONTAINE (1953) and ROSE (1978)
suggested that E. cyclostomus indicates the proximity of reefs, thus being potentially a very
valuable indicator in palaeoenvironmental reconstruction. Both in extant environments (KIER
& GRANT, 1965) and the fossil record (CHALLIS, 1980; DONOVAN & VEALE, 1996; and
references therein) the co-occurrence of Echinoneus with Brissus in biodetritic sediments
close to reef-like structures was recorded. In the present occurrence the same situation is
observed.
Echinometra mathaei is here recorded from the Leitha limestone at Hundsheim (NÖ).
Previously fossil representatives of this species were known only from the Badenian of
Bulgaria (KOJUMDGIEVA & STRACHIMIROV, 1960, under the name E. miocenica), from the
Mediterranean (e.g. the Rhône Basin, PHILIPPE, 1998) and the Red Sea (ALI, 1985). Today
Echinometra mathaei is widespread and very common in the rocky intertidal and sublittoral
(down to c. 30 m) of the tropical Indo-Pacific. The extremely poor fossil record is connected
with the low preservation potential of the skeleton in the preferred habitat (the intertidal) and
the general lack of sedimentation in that enviroment (KIER, 1977; GREENSTEIN, 1993;
DONOVAN & GORDON, 1993). Echinometra mathaei, like its congeners, is restricted to the
tropical climate zone today. Successful reproduction takes place in a narrow temperature
interval between 28 to 36° C, although normal development only occurs at temperatures
below 34° C (RUPP, 1973).
When the extant distribution of the genera Echinoneus and Echinometra is plotted on a
sea surface temperature map it is apparent that their spatial distribution falls well within the
20° C winter isotherms over most of their range. Only along the west coasts of Florida and
Australia their range extends across the 20° C winter isotherms, but is limited by the 15° C
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isotherms. Employing an actualistic approach similar temperature ranges may be inferred for
the fossil representatives of these two genera. Thus a deposition of the Leitha limestone and
contemporaneous sediments of the Central Paratethys during a climatic optimum seems
highly likely.
References
ALI, M.S.M. (1985): On some Pliocene echinoids from the area north of Mersa Alam, Red Sea coast, Egypt. –
Paläont. Z. 59/3-4: 277-300, Stuttgart.
CHALLIS, G.R. (1980): Palaeoecology and Taxonomy of Mid-Tertiary Maltese echinoids. – unpublished Ph. D.
Thesis, 401 pp., London (University of London).
DONOVAN, S.K. & GORDON, C.M. (1993): Echinoid taphonomy and the fossil record: supporting evidence from
the Plio-Pleistocene of the Caribbean. – Palaios 8/3: 304-306, Lawrence, KS.
DONOVAN, S.K. & VEALE, C. (1996): The irregular echinoids Echinoneus Leske and Brissus Gray in the
Cenozoic of the Antillean region. – J. Paleont. 70/4: 632-640, Lawrence, KS.
FONTAINE, A. (1953): The shallow water echinoderms of Jamaica. Part III. The sea urchins (class Echinoidea). –
Nat. Hist. Soc. Jamaica, Nat. Hist. Notes 61: 3-9, Kingston.
GREENSTEIN, B.J. (1993): Is the Fossil Record of Regular Echinoids Really So Poor? A Comparison of Living
and Subfossil Assemblages. – Palaios 8/6: 587-601, Lawrence, KS.
HARZHAUSER, M., MANDIC, O., & ZUSCHIN, M. (2003): Changes in Paratethyan marine molluscs at the
Early/Middle Miocene transition: diversity, palaeogeography and palaeoclimate. – Acta Geol. Polonica
53/4: 323-339, Warszawa.
HENDLER, G., MILLER, J.E., PAWSON, D.L., & KIER, P.M. (1995): Sea Stars, Sea Urchins, and Allies. Echinoderms of Florida and the Carribean. – xi+390 pp., Washington, London (Smithsonian Institute
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KIER, P.M. (1977): The poor fossil record of the regular echinoid. – PALEOBIOLOGY 3: 168-174. – Lancaster,
PA.
KIER, P.M. & GRANT, R.E. (1965): Echinoid distribution and habits, Key Largo Coral Reef Preserve, Florida. –
Smiths. Misc. Collns. 149/6: 1-68, Washington.
KOJUMDGIEVA, E. & STRACHIMIROV, B. (1960): Les Fossiles de Bulgarie. VII. Tortonien. – 320 pp. Sofia
(Académie des Sciences de Bulgarie).
MORTENSEN, T. (1948): A Monograph of the Echinoidea, IV, 1 Holectypoida, Cassiduloida. – 371 pp.,
Copenhagen (C. A. Reitzel).
PHILIPPE, M. (1998): Les Échinides miocènes du Bassin du Rhône: révision systématique. – Nouv. Arch. Mus.
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RANDAZZO, A.F., MÜLLER, P., LELKES, G., J UHÁSZ, E., & HÁMOR, T. (1999): Cool-water limestones of the
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emphasis on Echinometra mathaei. – Mar. Biol. 23: 183-189, Berlin.
230
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CLOSING A GAP – DISCOVERY OF A RARE ECHINOTHURIOID
(ECHINODERMATA: ECHINOIDEA) IN THE MIOCENE OF STYRIA
Andreas KROH
Institut für Geologie und Paläontologie, Karl-Franzens-Universität Graz, Heinrichstraße 26, A-8010 Graz,
Austria; e-mail: [email protected]
The echinothurioids or ”leather sea urchins” are a group of echinoids characterised by their
delicate skeleton with imbricate plates. Unlike most other echinoids, which have a relatively
strong corona and are often preserved as fossils, the echinothurioids have an extremely poor
fossil record. Apart from Echinothuria floris WOODWARD from the Santonian of England of
which eight specimens are known (SMITH & WRIGHT, 1990) the present record is the only
other fossil echinothurioid known from ”complete” tests. Disarticulated material, mainly
spines, have been reported from the Santonian of France (”Phormosoma” homoei LAMBERT,
1907), the Maastrichtian and Danian of Denmark (”Araeosoma” mortenseni RAVN, 1928, ”A.”
brunnichi RAVN, 1928 and ”Asthenosoma” striatissimum RAVN, 1928) and the Netherlands
(Echinothuria ? sp., JAGT, 2000; SMITH & JEFFERY, 2000), the Miocene of Sardinia
(”Phormosoma” lovisatoi LAMBERT, 1907) and the Maltese Islands (KROH, unpublished data),
and the Pliocene of New Zealand [Araeosoma aff. thetidis (C LARK), FELL, 1966; spine and
test fragments].
The present specimens were recovered from the Lower Badenian (Langhian, Middle
Miocene) marls overlying the corallinacean limestone of the Weissenegg Formation,
outcropping in the quarries of the Lafarge cement company in Retznei, Styria. One of the two
specimens is a nearly complete, albeit crushed corona, the other consists mainly of
fragmented plates and spines. They belong to an echinothuriid with trigeminate ambulacra,
crenulate, perforate primary tubercles, which are arranged in distinct adradial columns in the
aboral interambulacra, membranous gap in aboral interambulacra and hollow, smooth primary
spines. Unlike most extant echinothrioids which have spines terminating in a trumpet shaped
hyaline hoof, the spines recovered terminate in a tapering, rounded tip.
Extant echinothurioids are almost exclusively confined to deep sea habitats, although
some species of Asthenosoma (e.g. A. varium and A. ijimai, Red Sea and Indo-Pacific) are
also found in shallow depth. The echinothuriids are epibenthic scavengers, which seem to
ingest mainly macroplant debris (MORTENSEN, 1935), but may also feed on invertebrate prey.
The spines and pedicellariae of some species contain strong toxins protecting the animals
from predators.
Despite their poor fossil record the echinothrioids are a considerably old group. The
earliest representatives known (Pelanechinus) come from Middle to Upper Jurassic sediments
of England. In contrast to later members of this group they have a relatively strong skeleton
and occur in shallow water environments. Echinothuria from the Late Cretaceous of England
is the first and only well known fossil crown-group member of the echinothurioids.
A cladistic analysis was carried out to map the new taxon from the Middle Miocene of
Austria on published trees for the echinothurioids (by SMITH & WRIGHT, 1990 and SMITH
”The Echinoid Directory”, 2003). The first runs with the original data matrices yielded no
univocal results. A slightly extended set of characters, however, yielded a single most
parsimonious tree that places the new taxon as sister-group to all living echinothuriinids and
Echinothuria as sister-group of all living echinothuriinids plus the new taxon. This result is
supported by the stratigraphic distribution of the taxa in question.
References
FELL, H.B. (1966): Diadematacea. – In: MOORE, R.C. (ed.): Treatise on Invertebrate Paleontology, U.
Echinodermata. 3 (1). – p. U340-U366. – Boulder, CO & Lawrence, KS (GSA & Univ. Kansas Press).
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Netherlands and northeast Belgium - Part 4: Echinoids. – Scripta Geol. 121: 181-375. – Leiden.
LAMBERT, J.M. (1907): Description des echinides fossiles des terrains miocéniques de la Sardaigne. – Mém.
Soc. Paléont. Suisse 34: 1-72. – Geneve.
MORTENSEN, T. (1935): A Monograph of the Echinoidea, II, Bothriocidaroida, Melonechinoida,
Lepidocentroida, Stirodonta. – 647 pp. – Copenhagen (C. A. Reitzel).
RAVN, J.P.J. (1928): De Regulære Echinider i Danmarks Kridtaflejringer. – D. Kgl. Danske Vidensk. Seldk.
Skrifter, naturvidensk. og. mathem. (9) 1/1: 1-63. – København.
SMITH, A.B. & J EFFERY, C.H. (2000): Maastrichtian and Palaeocene echinoids: a key to world faunas. – Special
Papers in Palaeontology 63: 1-406. – London.
SMITH, A.B. & WRIGHT, C.W. (1990): British Cretaceous echinoids. Part 2, Echinothurioida, Diadematoida and
Stirodonta (1, Calycina). – Monographs of the Palaeontographical Society 143 (583): 101-198. – London.
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CENOZOIC RELIEF GENERATIONS IN CORSICA (FRANCE):
DEM-ANALYSIS AND MORPHOTECTONIC EVOLUTION
Joachim KUHLEMANN, Martin DANIŠÍK, Balázs SZÉKELY & Wolfgang FRISCH
Institute for Geosciences, University of Tübingen, Sigwartstraße 10, D-72076 Tübingen
The crystalline (Variscan) part of Corsica represents a natural labora-tory for quantitative
studies of surface processes in rugged mountain-ous areas. In general, steep relief in Variscan
Corsica is found in pla-ces of strongest Neogene uplift. According to DEM evaluation, the
relief in alkaline magmatic rocks is steeper than in the more common calcalkaline granites.
Mapping of relief parameters yielded two gene-rations of paleorelief: an older paleosurface in
the level of the summits and a younger, mid-elevated piedmont-type planation surface.
In Middle to Late Eocene times, a flysch basin on the SE Corsica margin was supplied from
its uplifting western margin. A thermal event at ~30 Ma, testified by low-temperature
thermochronology, was accompanied by surface uplift and relief formation in the course of
flank uplift of the rift shoulder. Oligocene valley incision in the fault scarps to the W caused
slow retreat and eastward migration of the drainage divide. After the climax of rift shoulder
uplift (~30 Ma) the steep local relief in the W declined and subsided due to thinning and
cooling of the rift margin, and became partly sealed by debris. Maxi-mum burial probably
occurred in the Early Miocene during differen-tial counterclockwise rotation of Corsica. An
uplift event at ~17 Ma caused tilting of the summit surface which had acquired its shape
before this tectonic event. Untilted high-elevated paleosurfaces record uplift in the range of
~400 m by ~17 Ma in southern Corsica, but up to 1500 m in northern Corsica. In the SW of
Corsica, stagnation of uplift in the Middle Miocene enabled formation of the piedmont
paleosur-face, possibly by marine abrasion, whereas further to the NW more hilly relief
developed. By 11 to 10 Ma, uplift of the eastern margin by up to 1000 m caused a tilt of the
piedmont paleosurface to the SW. During the Messinian, additional even uplift of ~300 m
affected entire Corsica. Residual uplift of less than 200 m since 5 Ma affected large parts of
the Corsican coast, except of the NW and the NE where uplift was 3 to 5 times higher.
Pleistocene higher uplift along the drainage divide was driven by isostatic compensation of
glacial valley erosion.
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WÜRMIAN MAXIMUM GLACIATION IN CORSICA: GLACIER
EXTENT AND MESOSCALE CLIMATE
Joachim KUHLEMANN, I. KRUMREI, Balázs SZÉKELY & Wolfgang FRISCH
Institut für Geowissenschaften, Universität Tübingen, Sigwartstraße 10, D-72076 Tübingen
Investigation of glacial deposits and trimlines in Corsica enabled us to provide a new
reconstruction of the maximum extent of glaciers during the (early) Würmian and to estimate
the ancient equilibrium line altitude (ELA) pattern. The ELA was probably lowered to <1500
m a.s.l. in the centre, and to ~1750 m in the drier northeast and the warmer southwest of the
island. Lowering of the ELA by ~1300 m during the maximum glaciation in the Würmian
period is equivalent to a mean annual temperature drop of ~8 ºC. The central and northern
mountains of Corsica, with elevations >2300 m, were strongly glaciated, with glaciers up to
14 km long extending to altitudes as low as 500 m. Relics of high-altitude Miocene
paleosurfaces display a remarkable potential for self-amplifying accumulation of relatively
large icefields.
Moisture advection from the SW and accumu-lation of drift snow leeward of NW-SE trending
ridges triggered local transfluence of ice across the main drainage divide. We argue that the
regional distribution of the ELA in the NW Mediterranean during the Würmian indicates a
higher frequency of Genova cyclons following N- to NE-directed storm tracks.
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THE NORIAN – RHAETIAN TRANSITION: NEW PALYNOLOGICAL
AND PALAEONTOLOGICAL DATA FROM A TETHYAN KEY
SECTION IN THE NORTHERN CALCAREOUS ALPS (AUSTRIA)
Wolfram M. KÜRSCHNER1, Leopold KRYSTYN2 & Henk VISSCHER1
1
Palaeo-Ecology, Laboratory of Palaeobotany and Palynology, Utrecht University, Budapestlaan 4, 3584 CD
Utrecht, NL
2
Department of Palaeontology, Geozentrum, University of Vienna, Althanstr. 14, A 1090 Vienna, Austria
New data from an integrated palynological (pollen/spores, dinoflagellate cysts, acritarchs),
(micro)palaeontological
(ammonoids,
bivalves,
conodonts,
radiolarians)
and
magnetostratigraphic study of a 50 m thick Norian-Rhaetian boundary interval in the
Zlambach Formation (Kleiner Zlambachgraben section near Hallstatt, Austria) are presented.
This well exposed Western Tethys key section of alternating deeper water limestones and
marls shows successive FO and LO events in the marine faunal and phytoplankton record, as
well as in the coeval terrestrial pollen/spore record.
Pollen/spore assemblages are dominated by the Classopollis group. However, two distinct
palynological zones can be recognized: Late Norian assemblages still include a variety of
typical Late Triassic elements (Enzonalasporites, Vallasporites, Patinasporites,
Ellipsovelatisporites, Partitisporites, Triadispora), whereas Rhaetian assemblages show the
presence of new elements, such as Chasmatosporites, Quadraeculina, Limbosporites.
Dinoflagellate cysts (Rhaetogonyaulax, Suessia, Dapcodinium,) are abundant in the higher
part of the studied section. Intriguingly, the transition between the two zones is characterized
by a dramatically increased spore/pollen ratio, while the marine organic-walled phytoplankton
shows dinoflagellate blooms (Rhaetogonyaulax, Noricysta, Heibergella). These events in the
palynological record coincide approximately with the FO of characteristic Late Triassic
ammonoids (Choristoceras, Cochloceras).
It may be concluded that the Norian-Rhaetian transition in the Tethys realm is characterized
by a concomitant turnover of marine and terrestrial biota. The regional and global significance
of the nature and magnitude of this event is discussed.
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SLAB BREAK-OFF IN THE MICROSTRUCTURE? HINTS FROM
MICROSTRUCTURES OF ECLOGITE FROM THE TAUERN
WINDOW
Walter KURZ
Institut für Angewandte Geowissenschaften (Technische Geologie und Angewandte Mineralogie), Technische
Universität Graz, Rechbauerstrasse 12, A- 8010 GRAZ.
High-pressure (HP) and ultrahigh-pressure (UHP) metamorphic rocks have an essential role
in the construction of geodynamic models concerned with convergent plate margins. Many
eclogites may occur within continental basement sheets and sequences from former rifts and
rifted continental margins. Extrusion of a high-pressure sheet or wedge from a subduction
channel has been suggested for exhumation of such units, either driven by buoyancy or
externally applied stress. In these models the transition from subduction to exhumation is
often explained by a singular event, e.g., the break-off of a subducted slab.
Herein the microstructural evolution of eclogites from the Eclogite Zone, situated within the
Penninic unit of the Eastern Alps (Austria) will be discussed, providing insight into structural
changes at peak pressure conditions, i.e. during the transition from burial to subsequent
exhumation.
Coarse-grained massive eclogites with a grain-size of up to 1 cm show a weak foliation.
Coarse omphacite1 grains show undulatory extinction and the formation of subgrains. The
subgrain boundaries are usually oriented subparallel to the prism planes. With an incrasing
degree of deformation, the long axes of the subgrains are preferentially oriented subparallel to
the trace of the foliation. Fine grains of dynamically recrystallized omphacite2 are formed
along the grain boundaries of omphacite1. Several stages from coarse-grained eclogites to
fine-grained eclogite mylonites are observable. Within these mylonites, dynamically
recrystallised omphacites2 show an elongated shape with a preferred orientation subparallel to
the penetrative mylonitic foliation. Grain boundaries oriented subparallel to the foliation are
straight; grain boundaries highly oblique or perpendicular to the foliation are highly irregular
and show a serrate shape. In YZ-sections, the grain boundaries are generally straight or
slightly curved and form triple junctions. The deformational fabrics document a section of the
prograde evolution from 17-20 kbar at 550-580°C for omphacite1, to the peak of HP
metamorphism (21-25 kbar, 600-620° C) during the formation of omphacite2.
In coarse-grained layered eclogites, the shape preferred orientation of omphacite1 is well
developed in XZ and YZ sections of the finite strain ellipsoide. The aspect ratios (Rf) vary
between 2.1 and 2.3 in XZ, 1.9 and 2.3 in YZ, and 1.00 and 1.15 in XY. This indicates a
strain geometry within the flattening field. In fine-grained mylonites, the shape preferred
orientation of dynamically recrystallized omphacite2 is less developed in YZ sections. In XZ,
the aspect ratios (R f) range from 2.5 to 3.00, in YZ from 1.2 to 1.5, and from 1.6 to 2.4 in XY.
This indicates a strain geometry close to plane strain and constriction. From WKOA1-01 to
WK526, continuous mylonitization can be observed. WK526 displays fabrics of complete
dynamic recrystallization of omphacite.
The evolution of CPOs (textures) of omphacite is to a great extent related to the deformation
geometry. The omphacite CPOs from the Eclogite Zone show a continuous transition from Sto L-type fabrics. This corresponds to the transition from coarse-grained eclogites with
omphacite1 to fine-grained omphacite2-mylonites. The transition from S- to L- type fabrics is
interpreted to be related to the shape fabric of the grains (either flattened or elongated) due to
a change in deformation regimes from flattening (S-type) to constriction (L-type).
Omphacite1 eclogites are characterized by a well developed girdle distribution of the {001}
poles. The corresponding {010} poles form a cluster close to Z. Eclogites with plane-strain
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shape fabrics show L>S-type fabrics. The {001} poles show a girdle distribution within the
foliation plane with the tendency to form a maximum centered in X. The corresponding {010}
poles form a well developed cluster centered in Z. The omphacite2 CPOs are L-type fabrics.
The {001} poles form well defined clusters centered close to the X- axis of the finite strain
ellipsoide. The {010} poles are distributed along a girdle close to the YZ-plane.
This study provides additional supplements for the reconstruction of the tectonometamorphic
evolution of the Eclogite Zone in completion to the regional structural and PT evolution.
Special emphasis has to be given to the change in the strain geometry. Flattening fabrics (with
S- type CPOs) are related to the prograde path, constrictional fabrics (with L>S- and L-type
CPOs) to the pressure peak and subsequent decompression (i.e., exhumation). Thus, the
transition from flattening to constriction occurred immediately at the pressure peak.
Inevitably, this peak marks the change from subduction-related burial to exhumation.
The deformation geometry is interpreted to be controlled by the force balance between slab
pull (related to subducted oceanic lithosphere), and the buoyancy of adjacent subducted
continental lithosphere incorporating the eclogites. The magnitude of negative buoyancy
increases during subduction of oceanic lithosphere due to its increasing density. If continental
material is going to be subducted, the downward buoyancy decreases by an amount
proportional to the volume of the subducted continental crust. In most cases, subduction of
continental material to 100-250 km depth is possible. The subduction of continental
lithosphere is allowed to continue until the negative buoyancy is reduced to zero. Low density
continental lithosphere and transitional lithosphere including the eclogite protoliths (e.g.,
gabbroic intrusions) will be subducted as long as the negative buoyancy of appended oceanic
lithosphere prevails buoyant forces of the subducted continental lithosphere. However, the
vertical part of the buoyancy vector within the the continental lithosphere may contribute to
subvertical flattening.
When buoyant forces are going to exceed the slab pull forces, buoyancy-driven extrusion
between two lithospheric plates will be initiated. Note that buoyancy may be active even if the
part of the eclogite-bearing unit is surrounded by low-density crustal rocks. Deeper parts may
be rooted in the mantle, leading to a net buoyancy force acting on this unit. At a certain array
within the subducted plate slab pull forces and buoyancy forces cancel out each other. This
separates a dense (predominantely oceanic) slab sinking into the mantle, and a slab of lowdensity continental material expelled between two lithospheric plates. Consequently, slab
break off may be initiated in this zone of buoyancy equilibrium. Admittedly, the domain
around is properly affected by intense constrictional strain and explains the change from
flattening to constriction coinciding with the pressure peak. Moreover, the release of slab pull
suppositionally results in a advanced extrusion of the continental units and may explain
exhumation rates in the order of several centimeters per year, accompanied by axial
elongation (constriction). However, at crustal levels where the net buoyancy of the extruded
(U)HP sheets is reduced to zero, extrusion has to be replaced by other exhumation
mechanisms, e.g., crustal extension.
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KINEMATIC LINKAGE BETWEEN INTERNAL ZONE EXTENSION
AND THRUSTING IN EXTERNAL PARTS – A WORKING
HYPOTHESIS FOR THE EVOLUTION OF THE CENTRAL EASTERN
ALPS
Walter KURZ1 & Harald FRITZ2
1
Institut für Technische Geologie und Angewandte Mineralogie, Technische Universität Graz, Rechbauerstrasse
12, A- 8010 Graz.
2
Institut für Erdwissenschaften (Bereich Geologie und Paläontologie), Universität Graz, Heinrichstrasse 26, A8010 Graz.
In the eastern central parts of the Eastern Alps three major deformation events can be
distinguished within the Koralm Complex and the adjacent units (Plankogel Complex,
Gleinalm Complex, Seckau Crystalline Complex, Paleozoic of Graz). A first deformation
event D1 is characterised by the formation of a penetrative foliation and a stretching lineation
oriented in an E-W- direction. Remnants of deformational microstructures indicate a top-tothe W sense of shear during this deformation event. Most of the D1- related fabrics were
overprinted by subsequent metamorphism. This metamorphic event did affect the assumptive
tectonic boundary between the Koralm Complex and the Gleinalm Complex below.
Particularly, D2 is related to the Plattengneis shear zone, which formed in the uppermost
structural sections of the Koralm Complex, characterised by a N-S oriented stretching
lineation. The eclogites in the foot-wall have been affected by this deformation event, too.
This deformation event is associated with pure shear in the central parts of the Koralm
Complex, probably with top-to-the S displacement in the southern parts, and top-to-the N
displacement in the northern parts. Deformation within the Plattengneis and the eclogites
below occurred along the decompressional path, indicated by decreasing minimum pressures
within the eclogites, and by northward and southward decreasing pressures and temperatures.
The Plattengneis shear zone continuously passes over into a low-angle normal fault in the
northeastern part of the Koralm, forming the contact between the Koralm Complex and the
Paleozoic of Graz. Thus, the Plattengneis shear zone primarily formed as an extensional
structure and triggered the exhumation of the eclogites. D3- related structures are restricted to
distinct low-angle normal shear zones along the northern and southern margins of the Koralm
Complex, with top-to-the N/NE and top-to-S/SE dispacement, respectively. These are related
to the juxtaposition of exhumed high-pressure rocks of the Koralm Complex, and medium- to
low- grade metamorphic units above.
According to this evolution, the Cretaceous collisional process (Eo-Alpine cycle), which
formed the present Austroalpine Nappe Complex, may be subdivided into two distinct phases:
The Cretaceous collisional process (Eo-Alpine cycle), which formed the present Austroalpine
Nappe Complex, may be subdivided into two distinct phases:
the (ES)E- ward subduction and closure of the Hallstatt-Meliata basin resulted in the
assembly of the Upper Austroalpine Nappe Complex, including the Juvavic, Tirolic and
Bajuvaric Nappes of the Northern Calcareous Alps, and parts of their Paleozoic basement.
After closing of the Hallstatt-Meliata oceanic basin during the Late Jurassic, the Cretaceous
orogeny in the Eastern Alps encompasses the collision between (south)easternmost parts of
the Austroalpine continental crust (including the Koralm Complex) and a continental
fragment to the (south-)east. The Paleozoic of Graz, and probably the Gurktal Nappe, may
represent the remnants of this fragment in the Eastern Alps.
Southward underplating of the southern Apulian continental margin resulted in the
imbrication of the Middle Austroalpine basement complexes and Lower Austroalpine
basement-cover nappes. These units were additionally affected by pronounced metamorphim,
increasing from greenschist facies conditions in the northern parts to amphibolite and eclogite
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facies conditions in the southernmost parts. The related high-pressure rocks are exposed along
the Southern limit of Alpine Metamorphism, juxtaposing Austroalpine units with a strong
metamorphic imprint to the north against very-low grade Austroalpine units in the south.
Therefore, the SAM is assumed to represent an intracontinental suture. In the eastern part of
the Eastern Alps, this jump of Alpine metamorphic imprint is marked by the base of the
Gurktal Nappe and the Paleozoic of Graz. Both units are therefore supposed to represent the
upper plate during this phase of Alpine collision. Continuous underplating during the Late
Cretaceous was accompanied by extension in the internal parts of the orogen, resulting in the
formation of an extensional detachment in the lower crust (Plattengneis shear zone), the
exhumation of high-pressure metamorphic rocks below, and the extrusion of the units above.
Extension in the upper plate resulted in the formation of the Gosau sedimentary basins.
Towards north, the Plattengneis shear zone continuously climbed towards shallower crustal
levels and passed into a foreland-directed thrust. This thrust is supposed to have affected the
Upper Austroalpine Nappe Complex as well by the formation of distinct out-of-sequence
thrusts. Along these out-of-sequence thrust, parts of the Tirolic unit were emplaced onto the
Juvavic unit. In the actual Alpine nomenclature, these dismembered parts of the Tirolic unit
represent the Upper Juvavic Nappe.
The present structure of the Koralm-Saualm and adjacent areas is the result of Late cretaceous
extension tectonics. In particular the Plattengneis shear zone, previously interpreted as a
major thrust, is now re-interpreted as a major extensional shear zone that developed
subsequent to nappe stacking.
The effect of Late Cretaceous to Early Paleogene tectonics on Alpine orogeny and
metamorphism is still under debate. Recognition of this structural and metamorphic event is
hampered by the fact that the spatial distribution of Cretaceous / Paleogene structural
elements coincide frequently with later, Miocene extrusion-related structures. However, from
geochronological and tectono-metamorphic arguments there is strong evidence that extrusion
tectonics played a major role in Alpine architecture during the latest Cretaceous and
Paleogene. In particular, (1) major tectonic lines, interpreted as Early Creataceous thrusts are
overprinted and sealed by upper greenschist- to amphibolite-facies metamorphism and
tectonics, e.g., the contact between the Gleinalm and Koralm Complexes. (2) Large rock
volumes within eastern sectors of the Eastern Alps cooled down below 300°C already in
Cretaceous times. (3) A large number of age data previously interpreted to date Early Alpine
nappe stacking cluster around 80 Ma and may easily be re-interpreted in terms of strike-slip
and/or extension tectonics. In particular, sets of highly ductile strike slip and normal faults are
traced along the southern margin of Austroalpine units, although frequently obliterated by
younger tectonic events in the vicinity of the Periadriatic Fault. The juxtaposition of the
Plankogel Complex against the Koralm Complex is explained by Late Cretaceous normal
faulting. Thus, palinspastic reconstructions of the Eastern Alps have to include Late
Cretaceous to Paleogene dispersal of Austroalpine units, which had been largely exhumed
during Paleogene times.
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BEWEGUNGSMESSUNG AM BLOCKGLETSCHER ÄUßERES
HOCHEBENKAR MITTELS TERRESTRISCHER
PHOTOGRAMMETRIE
Richard LADSTÄDTER & Viktor KAUFMANN
Institut für Fernerkundung und Photogrammetrie, Technische Universität Graz
E-Mail: [email protected]
Zusammenfassung
Die Geländeformen im Hochgebirge unterliegen einem kontinuierlichen raum-zeitlichen Veränderungsprozess,
der u. a. durch den Einfluss der Schwerkraft und klimatische Bedingungen gesteuert wird. Diese
geomorphologischen Veränderungen können durch den zugrunde liegenden Prozess, die geographische Lage,
räumliche Ausdehnung sowie anhand der Oberflächendeformation beschrieben werden. Dieser Beitrag
beschäftigt sich mit dem Monitoring von Blockgletschern, die Kriechphänomene des diskontinuierlichen
Permafrosts im Hochgebirge darstellen. Aktive Blockgletscher bewegen sich unter Einfluss der Schwerkraft
durch plastische Deformation des Eis-Schutt-Gemisches talwärts. Für die Bestimmung ihrer
Oberflächendeformation bzw. der Fließgeschwindigkeit können unterschiedliche Meßmethoden (in-situ bzw.
mittels Fernerkundung) eingesetzt werden. In der vorliegenden Arbeit wurde das Potential der terrestrischen
Photogrammetrie mit Hilfe einer handelsüblichen Digitalkamera und einer speziellen, digitalphotogrammetrischen Prozessierungskette untersucht. Eine entsprechende Projektstudie wurde in den Ötztaler
Alpen am Blockgletscher im Äußeren Hochebenkar durchgeführt.
Motivation
Der Blockgletscher im Äußeren Hochebenkar wurde ausgesucht, da er bereits seit mehreren
Jahrzehnten Gegenstand intensiver Untersuchungen ist. Dabei wurden sowohl geodätische
Messungen (VIETORIS, 1972; SCHNEIDER, 1999), als auch photogrammetrische Auswertungen
mit Luftbildern (KAUFMANN & LADSTÄDTER, 2002 und 2003) und Bewegungsmessungen
mittels differentieller SAR-Interferometrie (DInSAR) durchgeführt (ROTT & SIEGEL, 1999).
Der untersuchte Blockgletscher ist 42 ha groß und kriecht mit einer außergewöhnlich hohen
(maximalen) Geschwindigkeit von 2 m/a – gemessen direkt oberhalb einer Steilstufe –
hangabwärts. Aufgrund des sehr steilen Geländes haben direkt unterhalb dieser Steilstufe
rutschungsähnliche Prozesse stattgefunden, die zu Auflösungserscheinungen der
Oberflächenstrukturen in diesem Bereich geführt haben. Alternativ zu den oben angeführten
Meßmethoden soll nun auch die terrestrische Photogrammetrie – historisch gesehen die
Älteste – zur Bewegungsmessung eingesetzt werden (s. auch PILLEWIZER, 1957).
Terrestrisch-photogrammetrische Aufnahme
Vom gegenüberliegenden Hang aus kann auf gleicher Höhe speziell der untere Teil des
Blockgletschers sehr gut eingesehen werden. Dies ermöglichte die Errichtung einer
photogrammetrischen Basislinie mit mehreren Aufnahmestandpunkten. Durch die
Verwendung leicht konvergenter Aufnahmerichtungen kann der interessierende Bereich
mehrfach durch Stereoaufnahmen abgedeckt werden. Insgesamt liegen bis jetzt Aufnahmen
dreier Epochen vor, wobei vier verschiedene Aufnahmesysteme verwendet wurden:
Datum
Kamerasystem
23.9.1986 Photheo
19/1318
9.9.1999 Linhof Metrika
Rolleiflex 6006
19.9.2003 Linhof Metrika
Rolleiflex 6006
Nikon D100
240
Graz, Austria
Brennweite
Format
190 mm
13x18 cm Glasplatte
#
Bilder
2
150 mm
150 mm
150 mm
150 mm
50 mm
9x12 cm SW-Film
6x6 cm Farbfilm
9x12 cm SW-Film
6x6 cm SW-/Farbfilm
6 MPixel-CCD
2
3
2
4
6
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Photheo 19/1318
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Linhof Metrika
Band 9
Rolleiflex 6006
Graz 2004
Nikon D100
Bildformate der oben abgebildeten Aufnahmesysteme im Größenvergleich
Digital-photogrammetrische Auswertung
Das Hauptziel dieser Projektstudie war die Bestimmung von 3D-Fließvektoren der
Blockgletscher-Oberfläche. Die notwendige Vorverarbeitung umfasste u. a. folgende Schritte:
•
•
•
Kamera-Kalibrierung
Scannen der analogen Vorlagen
Transformation in eine „ideale“ Bildgeometrie (Resampling):
o Elimination des Filmverzugs (nur Rolleiflex 6006),
o Elimination der Verzeichnung,
o Elimination der Verkantung und der affinen Scherung der gescannten Bilder,
o Zentrierung auf den Hauptpunkt,
o Digitale Retusche der Rèseaumarken (Rolleiflex 6006, Linhof-Metrika).
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Ausschnitt eines Linhof Metrika Scans vor bzw. nach der digitalen Retusche der Rèseaumarken
Die für die absolute Orientierung der Aufnahmen benötigten Passpunkte wurden mit Hilfe
von Luftbildmodellen bestimmt. Die Messung der 3D-Fließvektoren erfolgte dann durch eine
automatisierte, digitale Punktübertragung in den multi-temporalen Stereobildern mit Hilfe der
am Institut entwickelten Monitoring-Software ADVM v2.0. Diese Software, die ursprünglich
für das Blockgletscher-Monitoring mit Luftbildern entwickelt wurde, wurde für die
Auswertung der terrestrischen Aufnahmen leicht modifiziert.
Ergebnisse
Die Ergebnisse dieser vergleichenden Analyse werden in dem Beitrag graphisch und
numerisch präsentiert. Weiters werden die Vor- und Nachteile des vorgestellten terrestrischphotogrammetrischen Monitoring-Konzepts – speziell bei der Verwendung kostengünstiger
Digitalkameras – diskutiert.
Dank
Die Autoren bedanken sich bei der Firma VEXCEL Imaging Austria für die freundliche Unterstützung und
Genehmigung zum Scannen der analogen Messbilder mit dem photogrammetrischen Präzisionsscanner
Ultrascan 5000.
Literatur
KAUFMANN, V. & LADSTÄDTER, R., 2002: Spatio-temporal analysis of the dynamic behaviour of the
Hochebenkar rock glaciers (Oetztal Alps, Austria) by means of digital photogrammetric methods; 6th
International Symposium on High Mountain Remote Sensing Cartography 2000, Ethiopia, Kenya,
Tanzania, 3-18 September 2000, In: Grazer Schriften der Geographie und Raumforschung, Band 37,
Institut für Geographie und Raumforschung, Universität Graz, S. 119-139.
KAUFMANN, V. & LADSTÄDTER, R., 2003: Quantitative analysis of rock glacier creep by means of digital
photogrammetry using multi-temporal aerial photographs: Two case studies in the Austrian Alps;
Proceedings of the 8th International Permafrost Conference, July 2003, Zurich, Switzerland, Vol. I, p. 525530.
PILLEWIZER, W., 1957: Untersuchungen an Blockströmen der Ötztaler Alpen; in: Geomorphologische
Abhandlungen. Abh. des Geogr. Inst. d. Freien Universität Berlin 5, S. 37 – 50.
ROTT H. & SIEGEL A., 1999: Analysis of mass movements in alpine terrain by means of SAR interferometry“,
Proc. IGARSS, Hamburg, 28. Juni – 2. Juli 1999, S. 1933 – 1948.
SCHNEIDER B., 1999: Die Bewegungsmessungen am Blockgletscher im Äusseren Hochebenkar (Ötztaler Alpen,
Tirol) seit 1938; Diplomarbeit, Universität Innsbruck, 137 S.
VIETORIS L., 1972: Über den Blockgletscher des Äußeren Hochebenkars; in: Zeitschrift für Gletscherkunde und
Glazialgeologie 8, S. 169 – 188.
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REKONSTRUKTION VON PALÄOUMWELTBEDINGUNGEN:
SAUERSTOFF- UND KOHLENSTOFFISOTOPE IN MIOZÄNEN
MOLLUSKENSCHALEN
Christine LATAL1,2, Werner E. PILLER2 & Mathias HARZHAUSER3
1
Institut für Angewandte Geowissenschaften, Technische Universität Graz, Rechbauerstraße 10, A-8010 Graz
2
Institut für Erdwissenschaften, Universität Graz, Heinrichstraße 26, A-8010 Graz
3
Geologische-Paläontologische Abteilung, Naturhistorisches Museum, Burgring 7, A-1014 Wien
Eine häufig angewandte Methode zur Rekonstruktion von Paläoumweltbedingungen,
beruhend auf einem aktualistischen Ansatz, ist die Ableitung der Umweltansprüche fossiler
Taxa aus den Ansprüchen ihrer heute vorkommenden nahen Verwandten. Um die Risiken, die
diese Methode hat, zu vermindern, können physikalische und chemische Methoden
unterstützend eingesetzt werden. Zusätzlich zu den paläoökologischen Daten, die aus
autökologischen und synökologischen Analysen hervorgehen, speichern biogene Karbonate
sowohl in ihrer chemischen Zusammensetzung als auch in ihrer Isotopenzusammensetzung
wertvolle Paläoumweltinformationen. Die Untersuchung von stabilen Isotopen in
karbonatischen Organismenschalen entwickelte sich seit den 50-er Jahren zu der am
häufigsten
angewandten
geochemischen
Methode
in
der
Paläoökologie.
Sauerstoffisotopenanalysen dienen generell zur Abschätzung von Paläotemperatur und
Paläosalinität, während Kohlenstoffisotopen in Beziehung zur Isotopenzusammensetzung des
gelösten anorganischen Kohlenstoff stehen. Bestimmte Organismengruppen fällen ihre
karbonatischen Schalen im isotopischen Gleichgewicht, während bei anderen „vitale Effekte“
zu Ungleichgewichtsbedingungen führen.
Mollusken eignen sich gut für die Anwendung stabiler Isotopenuntersuchungen, da sie ihre
Schalen im Sauerstoffisotopengleichgewicht fällen (Grossman and Ku 1986; Cornu et al.
1993). Während die Sauerstoffisotopenzusammensetzung in Gastropodenschalen abhängig
von der Wassertemperatur und der Sauerstoffisotopenzusammensetzung des umgebenden
Meerwassers
zur
Zeit
der
Karbonatbildung
ist,
spielen
für
die
Kohlenstoffisotopenzusammensetzung auch metabolische Prozesse eine wichtige Rolle.
Da jede dieser Methoden ihre Vorteile aber auch Grenzen aufweist, kann eine Kombination
dieser unabhängigen Methoden
zu
einer detaillierten Rekonstruktion von
Paläoumweltbedingungen führen.
Während des späten Eozäns bildeten sich das Mittelmeer und die Paratethys als neue
Meeresbereiche. Vom Oligozän bis ins Miozän beeinflußten regionale geotektonische
Vorgänge und globale Meeresspiegelschwankungen die Entwicklung der Paratethys.
Besonders während des Miozäns kam es zu großen Veränderung in den Umweltbedingungen
durch das wiederholte Öffnen und Schließen von Meereswegen mit dem Indischen Ozean im
Osten, dem Mittelmeer und dem Atlantik im Westen. Diese Bedingungen führten zu
ausgeprägten Veränderungen in den Fossilgemeinschaften.
Im Rahmen der FWF-Projekte“Stable isotopes and changing Miocene palaeoenvironments in
the East Alpine region”und “Evolution versus migration: Changes in Austrian Miocene
molluscan paleocommunities” wurden zahlreiche Isotopenmessungen an verschiedenen
Gastropodengattungen aus mehreren miozänen Zeitschnitten durchgeführt. Schwerpunkte der
Untersuchungen sind karpatische (frühes Miozän) Gastropodenschalen aus dem Korneuburger
Becken und badenische (mittleres Miozän) Gastropodenschalen aus der Molassezone.
Das Korneuburger Becken weist ein komplexes Zusammenspiel von marinen und
küstennahen bis terrestrischen Einflüssen auf. Obwohl die Geologie und Paläoökologie des
Korneuburger Beckens in den letzten Jahren sehr intensiv untersucht wurden (Sovis &
Schmid 1998, 2002), fehlten bisher geochemische Daten (Latal et al. eingereicht). Generell
wurden bisher nur sehr wenige Isotopenstudien an Mollusken aus der Paratethys durchgeführt
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(Geary et al. 1989, Matyas et al. 1996, Hladilova et al. 1998, Bojar et al. 2004, Latal et al.
2004). Das Korneuburger Becken weist eine der vielfältigsten karpatischen Molluskenfauna
der Zentralen Paratethys mit 162 Gastropodenarten und 65 Bivalvenarten auf (Harzhauser
2002, Binder 2002, Ctyroký 2002, Zuschin et al. 2004).
Die Grund-Formation (Unteres Badenium) wurde zwar schon seit dem späten 19. Jhdt. im
Hinblick auf taxonomische Fragen untersucht, detaillierte sedimentologische und
taphonomische Studien wurden aber erst kürzlich veröffentlicht (Roetzel et al. 1999,
Harzhauser et al 1999, Zuschin et al. 2001, Daxner Höck 2003).
Ein Vergleich der karpatischen und badenischen Mollusken der Zentralen Paratethys wurde
kürzlich von Harzhauser et al. (2003) publiziert.
Zur Abschätzung der diagenetischen Überprägung wurden die Gastropodenschalen mit
Röntgendiffraktometrie und Rasterelektronenmikroskopie untersucht. Die für die
Isotopenanalysen verwendeten Gastropodenschalen bestehen aus Aragonit und weisen auf
einen primären Schalenerhaltungszustand hin, sodaß die Isotopensignatur der Schalen für
Paläoumweltrekonstruktionen herangezogen werden können.
Die Gastropodenschalen wurden mit einem Bohrer mit einer Bohrspitze von 0.3 mm
Durchmesser entlang ihrer Wachstumsachse in regelmäßigen Abständen beprobt. Sauerstoffund Kohlenstoffisotopen in den Proben wurden nach der Reaktion mit 100% Phosphorsäure
bei 70°C in einer automatischen Probenaufbereitungsanlage (Finnigan Kiel II) und mit einem
Finnigan Delta Plus Massenspektrometer am Institut für Erdwissenschaften der Universität
Graz gemessen. Messungen von NBS-19 und einem internen Laborstandard ergeben eine
Standardabweichung von 0.1‰ für δ18O und δ13C. Die Isotopendaten sind in ‰ relativ zu
VPDB angegeben.
Isotopenmessungen wurden an verschiedenen Gastropodenarten (z.B. Turritella gradata, T.
bicarinata, T. bellardii, T. eryna, Granulolabium bicinctum, Ocenebra crassilabiata,
Tympanotonus cinctus, Tudicla rusticula) durchgeführt. Der Schwerpunkt der Analysen liegt
bei Schalen von Turritellen, da Studien an rezenten Turritellen zeigen, daß die
Isotopenzusammensetzung von Turritellenschalen sehr gut die Umweltparameter zur Zeit der
Karbonatbildung widerspiegeln. Turritellen leben in vielen verschiedenen Environments,
bevorzugen aber normal marine Bedingungen (Allmon 1988). Detaillierte Beprobung
einzelner Schalen aus dem Korneuburger Becken (Kleinebersdorf, Teiritzberg) und Grund
zeigen im δ18O einen zyklischen Verlauf, der als jahreszeitliche Temperaturschwankung
interpretiert werden kann.
Schalen von Turritella gradata, T. bicarinata und T. bellardii aus dem marin beeinflußten
Bereich des Korneuburger Beckens ergeben δ18O-Werte von -2.0 bis 0.5 ‰ und δ13C-Werte
von 0.9 bis 3.5‰, während die Schalen von Turritella eryna aus Grund δ18O-Werte von 0.7
bis 2.6‰ und δ13C –Werte von 1.9 bis 4.0‰ aufweisen. Die Turritellen aus Grund weisen
deutlich höhere δ18O und δ13C auf als die Turritellenschalen aus dem marinen Teil des
Korneuburger Becken. Diese Unterschiede können einerseits durch Änderungen in der
Wassertemperatur oder in der Sauerstoffisotopenzusammensetzung des Meerwassers
begründet sein.
Unter der Annahme eines durchschnittlichen δ18O-Wertes des Meerwassers von –1.0‰
SMOW für das Frühe Miozän (Lear et al. 2000), ergibt sich nach der
Paläotemperaturgleichung von Böhm et al. (2000) ein Temperaturbereich von 13-26°C für das
Korneuburger Becken, aber eine deutlich kühlere Temperatur von 4-19°C für die
Molassezone (Grund).
Da unabhängige Paläoklimadaten keine derartig großen Klimaunterschiede für diese beiden
Zeitschnitte belegen (in Sovis & Schmid 1998, Böhme 2003), können diese großen
Unterschiede nur auf unterschiedliche Isotopenzusammensetzungen des Meerwassers in den
einzelnen Teilbecken der Zentralen Paratethys zurückzuführen sein.
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AN EQUIVALENT OF THE KARSTENICERAS LEVEL WITHIN THE
VIENNA WOODS (SPARBACH SECTION, LUNZ NAPPE, NORTHERN
CALCAREOUS ALPS, LOWER AUSTRIA)
Alexander LUKENEDER
Department of Palaeontology, Geozentrum, Althanstrasse 14, A-1090 Vienna, Austria, e-mail:
[email protected]
Detailed palaeontological and lithological studies of Lower Cretaceous sediments from the
Northern Calcareous Alps in Lower Austria uncovered spectra of Lower Barremian macrofaunal
elements (e.g. ammonoids) and within the section an equivalent of the former described
Karsteniceras Level, which shows, 150 km away in the Ternberg Nappe, abundance of
Karsteniceras ternbergense LUKENEDER. Striking similarities between these two laterally
correlated occurrences in faunal spectra, lithology and geochemistry are reported.
The new detected ammonoid mass-occurrence (Sparbach section) dominated by Karsteniceras
ternbergense is of Early Barremian age (Coronites darsi Zone). About 250 specimens of K.
ternbergense between 7 and 29 mm in diameter were investigated. The geochemical results
indicate that the Karsteniceras mass-occurrence within the described Lower Cretaceous
succession was deposited under intermittent oxygen-depleted conditions. Due to the additional
finding of the Karsteniceras Level at Sparbach the former described Karsteniceras Level (KB1B section, Upper Austria) currently has got the status of a more widespread lateral
biostratigraphic significant ‘horizon’, at least for the Northern Calcareous Alps. Its potential
status as a stratigraphic horizon and its potential for correlation is manifested due to its extension
to a wider geographical area. The cephalopod fauna at the outcrop belongs exclusively to the
Mediterranean Province.
The discovery of a Lower Cretaceous cephalopod mass-occurrence in the Losenstein Syncline
(KB1-B section, Ternberg Nappe, Northern Calcareous Alps, Upper Austria), of Early
Barremian age, was recently published by LUKENEDER (2003). A Karsteniceras mass-occurrence
in two beds only 150 mm thick was reported in the latter paper. An invasion of an opportunistic
(r-strategist) Karsteniceras biocoenosis during unfavourable conditions over the sea-bed during
the Early Barremian was proposed for the KB1-B section. As noted by LUKENEDER (2003), the
deposition of the limestones in this interval occurred in an unstable environment and was
controlled by short- and long-term fluctuations in oxygen levels. The author therefore assumed
that Karsteniceras inhabited areas of stagnant water with low dissolved oxygen.
Such ‘ammonoid beds’ are the result of bio-events, which are often manifested by the abundance
or mass-occurrence of ammonoids. The Karsteniceras Level described herein is observable some
150 km west in the Ternberg Nappe, what hints to the fact that both mass-occurrences were
formed by the same bio-event and the former is therefore an equivalent of the Upper Austrian
occurrence. The presented paper is a further step for lateral correlation of such ammonoid massoccurrences and establishment of ammonoid abundance zones for stratigraphic correlation within
the Northern Calcareous Alps.
Sparbach versus KB1-B: differences and affinities
Remarkable similarities between the Sparbach (Lower Austria) and the KB1-B section (Upper
Austria) are observable in age, fabric, lithology, thin sections and faunal spectra. Number and
thickness of abundance beds can be correlated precisely over the distance of more than 150
kilometers.
One of the few apparently differences can be seen in the obtained geochemical results. The
sulphur and TOC contents within beds of the Karsteniceras Level at Sparbach are remarkable
lower than in corresponding beds of the equivalent at the KB1-B section (see list below), what
affects brighter colors of the sediments at the Sparbach locality.
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Sparbach
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KB1-B
Age: Early Barremian, Coronites darsi Zone
Thickness: 2 beds a 0.15 m
Colour: light grey
Fabric: indistinct laminated
Lithology: marly limestones
Age: Early Barremian, Coronites darsi Zone
Thickness: 2 beds a 0.15m
Colour: dark grey to black
Fabric: indistinct laminated
Lithology: marly limestones
CaCO3 vary between 73 and 83%.
TOC vary between 0.03 and 0.52%.
CaCO3 vary between 66 and 80%
TOC vary between 1.6 and 4.6%.
SULPHUR ARE FROM 0.27 TO 0.57 MG/G
SULPHUR 0.33 TO 1.4%
Environment: (less) dysoxic
Dipping: 320/40°
Cephalopod fauna: Eulytoceas sp., Barremites
(Barremites) difficilis, Pulchellia sp.,
Holcodiscus sp., Anahamulina subsincta,
Karsteniceras ternbergense.
Environment: dysoxic
Dipping: 080/70°
Cephalopod fauna: Phylloceras sp.,
Eulytoceras cf. phestum, Holcodiscus sp.,
(Barremites) cf. difficilis, Pseudohaploceras
sp., Pulchellia sp., Moutoniceras
moutonianum, Karsteniceras ternbergense,
aptychi (in situ in Karsteniceras) and
Rhynchoteuthis sp.
Specimens of Karsteniceras: n = 326
(5-37 mm)
Benthic forms: Inoceramus
Thin section: Laminated radiolarian
wackestone, calcified radiolarians,
sponge spicules, aptychi, ostracods, crinoids
Geochemistry:
Specimens of Karsteniceras: n = 250
(7-29 mm)
Benthic forms: Propeamusium
Thin section: Laminated radiolarian
wackestone calcified radiolarians,
sponge spicules, aptychi, ostracods,
roveacrinids, rhyncholite fragments,
Colomisphaera heliosphaera (VOGLER),
Spirillina sp.
Geochemistry:
Results and conclusions
The macrofauna of the Lower Cretaceous beds in the Sparbach succession (Flössel Syncline) is
represented especially by ammonoids, aptychi and bivalves. The frequency of the ammonoids and
the richness of the fauna make this section especially suited for an accurate study of the vertical
ammonoids distribution. In the whole section 270 ammonoids have been found. About 250
specimens of Karsteniceras ternbergense between 7 and 29 mm in diameter were investigated.
Juveniles and adults could be separated. The limonitic ammonoid moulds are restricted to the
distinct laminated-beds. Due to the bad preservation (limonitic steinkerns) of the ammonoids and
the lithologic character of the Schrambach Formation they are difficult to collect. Nevertheless one
ammonoid zone defined by HOEDEMAEKER et al. (2003) can be recognized. The stratigraphic
investigation of the ammonoid fauna revealed that the Sparbach section comprises Lower
Barremian sediments. Whether the Valanginian to Hauterivian are represented at the Sparbach
section remains unclear due to the bad outcrop-situation at the rest of the sequence and are
correlated moreover under the appliance of the lithology. The Early Cretaceous of the Flössel
Syncline is considered to range from the Late Valanginian to the Early Barremian. The stratigraphy
within this paper follows the compiled reference stratigraphy papers by HOEDEMAEKER & RAWSON
(2000) but basically HOEDEMAEKER et al. (2003). Only ammonoid species of Mediterranean
character were observed at the Sparbach section.
Due to the additional finding of the Karsteniceras Level at Sparbach the proposed Karsteniceras
Level (KB1-B section, Upper Austria) by LUKENEDER (2003) currently has got the status of a more
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widespread lateral biostratigraphic significant ‘horizon’, at least for the Northern Calcareous Alps.
Its potential status as a stratigraphic ‘horizon’ and its potential for correlation is manifested due to
its extension to a wider geographical area (approx. 150 km).
The geochemical results indicate that the assemblage was deposited under conditions of
intermittent oxygen-depletion associated with stable water masses. A highly dynamic environment,
controlled by short- and long-term fluctuations in oxygen levels, and poor circulation of bottomwater currents within an isolated, basin-like region led to the accumulation of the Karsteniceras
Level. The brighter color of the sediment and the lower content of TOC and sulphur at the Sparbach
section refer to a less dysoxic environment than this was assumed for the KB1-B sequence.
It is assumed that, based on the described features from Sparbach section, the KB1-A and
literature data, Karsteniceras most probably had an opportunistic (r-strategist) mode of life and was
adapted to dysaerobic seawater. Karsteniceras probably inhabited areas of water stagnation with
low dissolved oxygen, showing abundance peaks during times of oxygen depletion, which hindered
other invertebrates from colonising such environments.
The evidence for an oxygen-depleted formation of the Karsteniceras mass-occurrence needs to
be supplemented by additional analysis of the micropalaeontological record (e.g. benthic
foraminifera, nannofossils) and further investigations on the organic carbon material (e.g. type and
producers).
Acknowledgements: Thanks are due to the Austrian Science Fund (FWF) for the financial support in the project
P16100-N06.
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Fig. 1. Early Barremian Lytoceratina, Ancyloceratina, aptychi and bivalves from the Flössel Syncline
(Schrambach Formaion). Typical representatives of the Sparbach assemblage.
1 – Eulytoceras phestum (MATHERON 1878); 2004z00/0001, x1. 2 – Barremites (Barremites) cf. difficilis
(D’ORBIGNY 1841), 2004z00/0002, x1. 3-4 – Pulchellia sp., 2004z00/0003-04, x1. 5-15 – Karsteniceras
ternbergense LUKENEDER 2002, 2004z0045/0005-15, x1. 16 – Anahamulina subcincta (UHLIG 1883),
2004z00/0016, x1. 17 – Lamellaptychus sp., 2004z00/0017, x4. 18 – Prepeamusium sp. (bivalve),
2004z00/0018, x1.
All specimens were collected at the Sparbach section, coated with ammonium chloride before photographing
and are stored at the Museum of Natural History Vienna (Burgring 7, A-1014, Vienna).
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HAUTERIVIAN ALLODAPIC LIMESTONES WITHIN THE
SCHRAMBACH FORMATION (KALTENLEUTGEBEN SECTION,
LUNZ NAPPE, NORTHERN CALCAREOUS ALPS, LOWER AUSTRIA)
Alexander LUKENEDER1 & Felix SCHLAGINTWEIT2
1
Department of Palaeontology, Geozentrum, Althanstrasse 14, A-1090 Vienna, Austria, e-mail:
[email protected]
2
Lerchenauerstraße 167, D-80935 Munich, Germany, e-mail: [email protected]
Allodapic limestone layers (thickness up to 10 cm) are described for the first time from the
Lower Cretaceous Schrambach Formation of the Lunz Nappe (Kaltenleutgeben section,
Northern Calcareous Alps). They are composed almost exclusively of bioclasts such as
echinoids (about 50 %), bryozoans, coralline red algae, foraminifera and remains of
stromatoporoids and belemnoids; calcareous green algae are missing. The stratigraphic age of
these layers can be indicated as Upper Hauterivian based on the findings of the
Euptychoceras abundance Zone. The occuring biota, indicate a source area in an upper slope
position indicating the transition to real shallow water areas. From the time-interval between
the Plassen Formation (up to Early/Middle Berriasian) and the allochthonous Urgonian
limestones (from Late-Barremian onwards) no records of a shallow water evolution in the
Northern Calcareous Alps were known up to now. A relationship to equivalent biodetritus
within the Rossfeld Formation, without biostratigraphic data so far, is possible. Last but not
least, due to the occasional occurrence of chrome spinel and the nappe tectonic position of
the locality, transportation from southern directions is assumed (Fig. 1).
Lithology and microfacies of the allodapic limestones
The Upper Hauterivian succession of southeast Lower Austria was deposited in an unstable
shelf setting characterized by thick stratigraphic units that reflect transgressive histories
punctuated by tectonic events, as shown by the deposition of sandstones and allodapic
limestones.
At the Kaltenleutgeben section, the Lower Cretaceous is represented by a single formation:
the Schrambach Formation (approx. 150 m, Late Valanginian – Early Barremian). The
section consists of essentially grey marly limestones, ocher calcareous marls and grey silty
marlstones accompanied by sandstones and two allodapic limestone beds. The CaCO3
(calcium carbonate contents, equivalents calculated from total inorganic carbon) varies
between 56 and 89 % within the limestones and marly limestones of the Schrambach
Formation. TOC values vary between 0.2 and 7.3 % and the Sulphur contents reach from 0.1
to at 1.5 mg/g.
The intercalated allodapic limestone beds occur in irregularly layers and lenses from 2 –10
cm in thickness and show wavy, not regular boundaries. Lower boundaries are sharp,
whereas in contrast the top of the layers is passing more gradually into ‘normal limestone
beds’. The top of these beds often shows graduation into a finer fraction. These redeposited
layers are only visible on broken surfaces, when they show the typical brightness of
echinoderm debris.
The following data concerning microfacies and micropalaeontology refers to sample Ka 110
from which 20 thin-sections have been prepared. The material examined is deposited in the
palaeontological collection of the Natural History Museum, Vienna, Austria (NHMW).
The allodapic limestones can be classified as (bioclastic) packstones with sparite between the
almost exclusively biogenic components (mostly between 0.5 and 1.0 mm in diameter). The
latter are dominated by echinoid fragments (about 50 %), bryozoans, mollusc and brachiopod
shells, benthic foraminifera, serpulid tubes, calcareous algae (e.g. corallinaceae) and remains
of pharetronid sponges and stromatoporoids. Due to the typical orthogonal microstructure
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(with dark median line) the stromatoporoid fragments can probably be refered to
Actinostromaria. In addition there are sections of belemnoids. Comparable frequent are
cross-sections of Carpathiella triangulata MISIK, SOTAK & ZIEGLER interpreted as serpulid
tubes (MISIK et al. 1999).
The microfauna is poorly diversified with textulariids, arenaceous encrusting forms,
Charentia sp. and calcareous foraminifera most typically Lenticulina sp., Spirillina sp. and
more rarely Neotrocholina sp. Amongst the calcareous algae, the absence of green algae such
as dasycladales is striking. Instead, there are fragments of coralline red algae (Sporolithon?
sp.), peyssonelliacean red algae with Polystrata alba (PFENDER) DENIZOT and scattered
remains of Marinella lugeoni PFENDER. In addition there are rare fragments of the colonial
microorganism incertae sedis Koskinobullina socialis CHERCHI & SCHROEDER.
Some echinoid fragments and bryozoans skeletons show impregnation by glauconite that can
also occur as single grains. Occasionally, small grains of chrome spinel can be observed.
Stratigraphy
23 genera of Lytoceratina, Phylloceratina, Ammonitina and Ancyloceratina (suborders),
comprising 25 different species, were reported in a recent paper by LUKENEDER (2003). The
cephalopods can be found in the whole section but are concentrated in certain levels
(ammonoid ‘abundance zones’; see SALVADOR 1994; STEININGER & PILLER 1999). The
following important genera could be detected: Lytoceras, Leptotetragonite, Phylloceras,
Phyllopachyceras, Oosterella, Olcostephanus, Haploceras, Kilianella, Thurmanniceras,
Eleniceras, Spitidiscus, Acanthodiscus, Leopoldia, Neocomites, Barremites, Pulchellia,
Himantoceras, Crioceratites, Bochianites, Karsteniceras, Euptychoceras, Hamulina and
Anahamulina. For a detailed list of the ammonoid species see LUKENEDER (2003). The
bigger part of the ammonoid species do not allow to give significant evidence on the
stratigraphic age of the encompassing sediments. According to LUKENEDER (2003) the
Euptychoceras- abundance zone hints to a Late Hauterivian age for the interval around the
allodapic limestone layers (see also VAŠÍCEK et al. 1994, ‘Euptychoceras beds’). At the
investigated section the Euptychoceras- abundance zone is located between the
Olcostephanus (J.) jeannoti-abundance zone and the Crioceratites krenkeli- abundance zone.
Olcostephanus (J.) jeannoti is the index fossil of the jeannoti Subzone within the
Crioceratites loryi Zone (middle Early Hauterivian). Crioceratites loryi (SARKAR), the index
ammonite for the loryi Zone and for the loryi Subzone, was also detected. The occurrence of
Crioceratites krenkeli hints to the Pseudothurmannia angulicostata Zone (latest Hauterivian)
(HOEDEMAEKER et al. 2003).
Hence, the latter implementations and the intermediate position of the Euptychocerasabundance zone, the intercalated allodapic limestone beds are assumed to be of early Late
Hauterivian age.
The microfossils resedimented in the allodapic limestones do not allow a precise dating. Only
the occurrence of the corallinaceans give a minimum age of Early Hauterivian being their
oldest records so far recorded in the literature (ARIAS et al. 1995).
Discussion and comparisons
In the general palaeogeographic and biostratigraphic framework, the allodapic limestones of
the Kaltenleutgeben section necessitate a comparison with the Barmstein limestones, the
Rossfeld Formation (see also VAŠÍČEK & FAUPL 1998), and allodapic Urgonian limestones. It
is worth mentioning, that from the time interval between the Barmstein limestones (Late
Tithonian-Early/Middle Berriasian according to GAWLICK et al. in press; see also
LUKENEDER et al. 2003) and the oldest allodapic Urgonian limestones of Late Barremian age
(HAGN 1982) there are no records of the existence of a shallow water facies in the Northern
Calcareous Alps.
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The Barmstein limestones (Late Tithonian-Early/Middle Berriasian) are mass-flow depositis
that occur intercalated in the basin facies of the Oberalm Formation (STEIGER 1981;
GAWLICK et al. in press). They were deriving from the Trattberg rise at the boundary of the
Lower – Upper Tirolic Nappe (for explanation see GAWLICK & FRISCH 2003). The
microfacies of the Barmstein limestones is characterized by densely packed lithoclasts and
bioclasts predominantely of the Plassen Formation of different facies zones (slope, platform
margin, back-reef, closed lagoon). At the type-locality, the Barmsteine near Hallein,
extraclasts of older strata of Jurassic and Late Triassic age occur. The Hauterivian allodapic
limestones instead are composed of bioclasts and in addition reworked older lithoclasts (due
to calpionellid findings of Valanginian age)
Remains of coralline red algae such as Sporolithon rude (LEMOINE), bryozoans and echinoids
are known as bioclasts in sandstones of the Rossfeld Formation (SCHLAGINTWEIT 1991: p.
54). These could either indicate a shallow water facies south of the depositional area of the
Rossfeld Formation or a lateral influx from the ‘Urgonian platform’ known from the interval
Late Barremian-Albian. The latter possibility has been favoured by SCHLAGINTWEIT (1991)
since no stratigraphic data were available from these sandstones and a time-equivalent
position to the allochthonous Urgonian limestones has been assumed. The allodapic
limestones of Kaltenleutgeben, however, are of Hauterivian age and thus, older than the first
records of the Urgonian platform known so far as Late Barremian (HAGN 1982). From a
micropalaeontological point of view, the latter contain a diverse microfauna of benthic
foraminifera (e.g. orbitolinids, lituolids, miliolids and others), calcareous green algae
(Dasycladales, Halimedaceae) and remains of corals, thus, being totally different from the
allodapic limestones of Kaltenleutgeben. Whereas the biogenic composition of the allodapic
layers of the Kaltenleutgeben section can be ascribed to the foramol type sediments, the
allodapic Urgonian limestones belong to the chlorozoan type sediments (e.g. CARANNANTE &
SIMONE 1987). These differences, however, should not be overestimated, since they can just
simply reflect differences of the water depth of the primary depositional area in connection
with a variance of siliciclastic influx. Due to the total absence of photophil dasycladalean
green algae (up to approx. 20 m water depth), the dominance of echinoids and bryozoans and
the abundance of lenticulinid foraminifera, an upper circalittoral source area (= upper slope)
is assumed (e.g. MASSE 1992) (Fig. 1). In contrast hereto, the allodapic Urgonian limestones
were deriving from outer platform or platform margin position (= external infralittoral).
Last but not least, it should be mentioned, that similar lithologies of sparitic resedimented
limestones deriving from the basin margins with abundant crinoid fragments and
Lenticulinids impregnated by glauconite are also known from the Early Liassic of the
Northern Calcareous Alps (e.g. EHSES & LEINFELDER 1988; EBLI 1997).
Hence we have to face two possibilities for the origin of the allodapic limestones of
Kaltenleutgeben, a shallow water facies south of the depositional realm of the Rossfeld
Formation or an initial stage of the carbonatic Urgonian platform that could have formed by
shallowing upwards as the Upper Jurassic Plassen Formation (SCHLAGINTWEIT et al. 2003).
The final solution of this question should be possible to answer with the discovery of Early
Barremian carbonatic resediment layers and their micropalaeontological and microfacies
analysis.
Conclusions
The new results obtained clearly show that special attention should generally be paid to
calcareous intercalations (allodapic limestones, breccias, mass-flows) within basin
successions. In some cases, these can be, together with clast occurrences in conglomerates,
the only relics of sedimentary successions that have totally eroded away during orogenesis
(e.g. Urgonian platform). In other cases, these intercalations can provide useful informations
on the platform basin transitions and stratigraphic correlations between both. The new results
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show that both, basin and shallow water facies can be expected during the whole Cretaceous
and especially in the Lower Cretaceous of the Northern Calcareous Alps. During siliclastic
periods, however, the stratigraphic identification will become problematic and especially in
carbonate resediments, stratigraphic significant shallow water microfossils can be expected.
New aspects for the correlation between Lower Cretaceous ammonoids and microfossils are
given and show the enhanced value of ammonoid marker-beds (‘abundance zone’) for the
stratigraphy of geodynamical processes. The cephalopod fauna at the outcrop covers
exclusively forms of the Mediterranean Province, which is typical for the Northern
Calcareous Alps.
The Upper Hauterivian allodapic limestones of the Kaltenleutgeben are the first evidences for
the existence of a shallow water facies in the time interval between the ending of the Plassen
Formation (Early/Middle Berriasian) and the beginning of Urgonian type facies dated as Late
Barremian.
With respect to formal lithostratigraphic definitions, calcareous turbiditic layers are not
known from the Berriasian type-locality of the Schrambach Formation (RASSER et al. 2003).
As a consequence of these observations, either the formal lithostratigraphic definition of the
Schrambach Formation has to be enlarged or a new formation has to be defined.
Acknowledgements: Thanks are due to the Austrian Science Fund (FWF) for the financial support in the project
FWF P16100-N06.
References
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Fig. 1. Model for the palaeogeographic transect and sedimentary origin of the allodapic limestone layers at
Kaltenleutgeben during the Hauterivian. K - primary deposition. K1 - final deposition after transport.
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CHANGES IN PARATETHYAN MARINE MOLLUSCS AT THE
EARLY/MIDDLE MIOCENE TRANSITION - DIVERSITY,
PALEOGEOGRAPHY AND PALEOCLIMATE
Oleg MANDIC1, Mathias HARZHAUSER2 & Martin ZUSCHIN1
1
Institute of Paleontology, University of Vienna, Althanstraße 9, A-1090, Wien, Austria.
2
Department of Geology and Paleontology, Museum of Natural History, Burgring 7, A-1014, Wien, Austria;
The transition from the Early Miocene to the Middle Miocene is a crucial point for the
development of mollusc faunas (gastropods and bivalves) in the Central Paratethys. The
interplay of sea level fluctuations, climatic melioration, immigrations, and blooms in
autochthonous elements causes a complex pattern of faunal development. We focus on the socalled “Grund Fauna” which flourished during the Early Badenian as transition between
typical late Early Miocene and typical Middle Miocene faunas. This faunal type, originally
defined in Austria, is represented within the entire Central Paratethys and is strictly
stratigraphically determined. It developed during the early Middle Miocene and is interpreted
by us to mirror a phase of optimal climatic conditions. This is most plausible in respect to the
marginal position of the Central Paratethys. As northern appendix of the early Mediterranean
Sea, spanning a north-south gradient of about 4° latitude it is suggested to represent some
kind of “paleo-thermometer” reflecting slight expansions or restrictions of climatic belts.
Consequently, the Langhian climatic optimum seems to be reflected within Paratethyan
mollusc faunas by the northward migration of Mediterranean thermophilic species during the
Early Badenian.
The confusing and partly contradictory stratigraphic concepts and correlations of
Paratethyan and Mediterranean reference faunas is thoroughly discussed and enlightened.
This rather historical excursus seems to be necessary, as we have experienced in many
discussions at international meetings the difficulties for “non-Paratethyan” stratigraphers to
see through the “evolution” of the tricky regional stages.
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LOWER DEVONIAN REEF BIOTA FROM THE CARNIC ALPS,
AUSTRIA: IMPLICATIONS FOR BIOGEOGRAPHY
Andreas MAY1, Susanne M.L. POHLER2, Charles E. BRETT3 & Hans-Peter SCHÖNLAUB4
1
University of Saint Louis - Madrid campus, Avenida del valle, 34, -28003 Madrid, Spain;
[email protected]
2
Marine Studies Programme, University of the South Pacific, Suva, Fiji; [email protected]
3
University of Cincinnati, Department of Geology, 2624 Clifton Avenue, Ohio, 45221, USA
4
Geologische Bundesanstalt, Rasumofskygasse 23, A-1031 Vienna, Austria; [email protected]
Tabulate corals, stromatoporoids and other associated biota from the Pragian/Emsian of the
Hohe Warte Limestone in the Central Carnic Alps were investigated and three genera and
species of stromatoporoids, seven species of tabulate corals and two genera and species of
rugose corals were determined.
Plectostroma latens (Počta) which is the most common stromatoporoid in the Hohe Warte
Limestone was previously only known from the Pragian of Koneprusy in Bohemia (MAY
1999). An other common species, Actinostroma? ex gr. clathratum NICHOLSON was also
previously described from Koneprusy (May 2002) but is better known from the Givetian of
the Ardennes, Eifel Hills and Bergisches Land, Moravia, northern France and North Vietnam,
and numerous other localities. Schistodictyon? sp. could not be determined beyond genus
level.
Among the tabulate corals the ramose Scoliopora (Protoscoliopora) puberulus (Janet) was so
far only known from the late Lower Devonian of the Urals but a closely related form is
known from the Koneprusy Limestone. Heliolitids are represented by Heliolites aff. werneri
Oekentorp & Brühl, a form described from the lower Eifelian of the Eifel and Helioplasma
aff. aliena Galle, previously described from the Eifelian of Koneprusy with a closely related
form known from the Pragian. Favositids are represented by Favosites styriacus Penecke
which is also known from the Emsian and Eifelian of Graz, the Emsian of Northern France
(Bretagne) and Northern Spain (Asturia), and the Pragian of Vietnam. The small encrusting
Platyaxum (Roseoporella) altechedatense (Dubatolov) is known from the Givetian (?) of
western Siberia and is accompanied by a small ramose form Coenites falsus Dubatolov which
is also known from western Siberia but from early Lower Devonian limestones. Another
small encrusting form is common among the reefal biota and assigned to Aulopora
(Mastopora) sp.
Rugose corals have not been systematically collected so far and only two species were
identified Stauromatidium aff. marylandicum (Swartz) and Fasciphyllum sp. Stauromatidium
marylandicum is known only from the Lochkovian of North America and generally the genus
Stauromatidium is known only from North America (Eastern Americas Realm and Old
World Realm) with the exception of one find in Usbekistan.
An interesting additional reef organism identified is Fistulella undosa Shuysky which is a
problematic hydrozoan, also common in the lower Devonian of the Urals.
Biogeographically the faunal composition of the Hohe Warte Limestone is characteristic of
the Old World Realm. Noteworthy are the close relationships to the reef complexes of the
Pragian of Koneprusy. The age of the fauna could be Pragian or lower Emsian, a better time
resolution is not possible.
The limestone facies of the Hohe Warte Limestone shows many parallels to the Koneprusy
reef complexes but do appear to be more lagoonal. Although reef building stromatoporoids
are common, it is difficult to determine size and geometry of the structures they built due to
poor exposure and inaccessability of the limestone wall. The amount of early marine cements
lining open space structures suggests that some types of reefal buildups existed particularly in
the upper part of the section. The large amount of calcareous algae seen in the thinsections is
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in contrast to Koneprusy which is more reefal in character. It appears that the Hohe Warte
facies represents deposits of a well aerated subtidal lagoon with patch reefs. The close
relationship to Koneprusy is also reflected in the sea level history deduced from the various
Carnic Alps facies units (Pohler et al., 2000, Brett et al, 2001).
References
BRETT, C.E., POHLER, S.M.L. & SCHÖNLAUB, H.P., 2001: Sequence and event stratigraphy of the Middle
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POHLER, S.M.L., BRETT, C.E. & SCHÖNLAUB, H.P., 2000: Sequenzstratigraphie, Plattform-Evolution und
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CHARACTERIZATION OF LITHOLOGIC/ WEATHERING PROFILE
OF OUAGADOUGOU AREA (BURKINA-FASO)
Ted MAYELA-TOMBA
Montanuniversiät Leoben/Joanneum Research
Introduction
Most of the hard consolidated rocks exposed on the earth’s surface are deeply weathered
either by mechanical or chemical agents resulting in a mantle of the residual material. This
superficial material furnishes pore space for groundwater storage.
In Burkina-Faso, most of the basement made up crystalline rocks (about 80% of the
territory) is usually covered by a weathered zone. The character and the thickness of this zone
is related to the type of rock, climatic conditions, and intensity of fracture. The fractured zone
and its weathered zone form a two layer aquifer with 30 – 50m thickness in Ouagadougou
area. The weathered zone stores about 90% of the volume of water available in this aquifer
system.
Our present paper reports on the mineralogical composition and one physical property
(magnetic susceptibility) of each layer making up the weathering profile with a view to
characterize the weathering zone of Ouagadougou area and to understand its hydraulic rule in
the aquifer system.
Origin and Geology of the samples
Our samples were collected from one borehole drilled by Down Hole Hammer technique for
the water supply purpose in Ouagadougou area. This area belongs to North Sudanian climate
characterized by annual rainfall between 600 – 1000mm with mean annual temperature
between 24 – 28°c.
The mean depth of borehole is about 40 m. The borehole penetrated the bedrock
constituted by two types of rock (according to petrographic description of the thin section of
sample got from surface outcrop): one have basic migmatite made up by Plagioclase, Biotite,
Hornblende, Chlorite, Epitote and Sphene and tonalite made up by Quartz, Potassium
feldspars, Plagioclase, Biotite, Hornblende and Sphene. These rocks were dated from
PRECAMBRIAN D and are called ANTEBIRRIMIAN formations.
Methods of investigation
All samples were analysed by means of X-ray diffractometry (XRD) in an untreated
condition. For each sample, ordinary dry-powder mounts with random (or nealy random)
orientation were X-rayed.
The susceptibility measurements were carried out using a magnetic susceptibility meter
(MS2) connecting to a sensor (MS2B). The samples put in plastic bottle (10 cm3 or 15 cm3)
were placed within the sensor cavity using a simple insertion mechanism. The values
measured were displayed directly in SI (10) unit.
Results and discussion
Quartz, Kaolinite (Kao), Goethite (Goe), Hematite (He), Illite, Smectite (Smec), mixed layer
(m-l), Potassium Feldspar (P-K), Plagioclase (Plag), Amphibole (Amph) and Biotite (Biot)
are the minerals determined by means of XRD (fig. 1).
Iron minerals represented by Goethite and Hematite are dominant in the first layers and
the clay minerals (Illite, Smectite and mixed layers) are dominant in medium layers apart
Kaolinite which is present in all layers. The lower layers of the profile contains the original
minerals of the rock basement (Potassium Feldspar, Plagioclase, Amphibole and Biotite) and
a small amount of clay minerals.
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Layers 1 and 2
Layers 3, 4, 5
Layers 6 and
7
Fig. 1:
Lithologic
Profile and Xray diffraction
patterns of
sample
Q= Quartz (Qz),
G= Goethite
(Goe),
H= Hematite
(Hem),
I= Illite,
S= Smectite
(Smec),
m-l= mixed
layers,
F-K= Potassium
Feldspar
(Ortho),
P= Plagioclase
(Plag),
A= Amphibole
(Amph),
B= Biotite
(Biot)
Table 1 summarizes the main results. The magnetic susceptibility measured is influenced by
those minerals: In the upper layers the value magnetic susceptibility is mainly influenced by
iron minerals, the value of magnetic susceptibility decreases with the depth corresponding to
the decrease of iron minerals content. In the medium layers this value is influenced by clay
minerals. In low layers , we have an increase of magnetic susceptibility due mainly to the
presence of dark minerals such Amphibole, Biotite, Plagioclase and a small amount of clay
minerals.
Layer Depth in m Goe Hem Kao
1
0...6
2
6...11
3
11...15
4
15 ... 20
5
20 ... 26
6
26 ... 30
7
30..34
Illite Smec m-l
Qz Ortho Plag Amph Biot
K
21
17
12
21
19
25
17
Aquifer
1
2
Table 1: Minerals content and magnetic susceptibility (K)
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Conclusion
A relatively complete weathering profile in Ouagadougou area is made up of three parts, each
part is characterized by its mineralogical composition:
• The upper part contains iron minerals such as goethite and hematite and the decrease
of these minerals is characterised by the decrease of magnetic susceptibility. This part
forms the shallow aquifer or superficial aquifer.
• The medium part is characterized by the high content of clay minerals (illite, smectite
and mixed layer). The magnetic susceptibility is influenced mainly by clay minerals.
This part forms an impermeable zone and separates the two main aquifers.
• The lower part is made up of original minerals making up the rock basement. This part
shows a high value of magnetic susceptibility due to the dark minerals (plagioclase,
amphibole and biotite) and a small amount of clay minerals and forms a deep aquifer
connected with a fractured zone.
These results give fundamentals for a zonation of profiles based on indication from
geophysical measurements (magnetic and nuclear logs).
This study is financed by the Austrian Academic Exchange Program (OEAD); the author acknowledges the
OAED and for support and advising from Montanuniversität Leoben (Univ.Prof. Dr. F. Ebner, Univ.Prof. W.
Vortisch, Dr. N. Schleifer) and Joanneum Research (Prof. J. Schön, Dr. Chr. Schmid)
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SEASONAL VARIATION OF PHYSICAL PARAMETERS OF SOILS
Günter MAIER & Robert SCHOLGER
Chair of Geophysics, Department of Applied Geosciences and Geophysics, University of Leoben
[email protected]/Fax: +43-3842-402-2602
The present study aims at investigating the seasonal effects of physical parameters of soils,
such as soil temperature, soil moisture and, as a result of changing water content, soil electric
conductivity. Two test sites in Styria were selected, one in Oberzeiring and one in Fohnsdorf,
which had a size of 120 cm by 120 cm and were investigated from July to December 2003.
The ideal meteorological conditions in 2003 supported the significance of the experiment.
The summer months were extraordinarily hot and dry and provided anomalous low humidity
values. Heavy rainfalls during autumn and the frequent changing of snowfall and melting
from November to December resulted in a strong wetting of the investigated soils. It can be
assumed, that the moisture contrast of this period topped the average annual contrast in this
climatological region. The experiment was finished on the 1st of December. Freezing of the
soil and a permanent snow cover made further measurements impossible.
Air temperature and soil temperature at surface and in the depths of 5 cm and 10 cm were
measured with a digital thermometer and the temperature in 50 cm depth was measured with a
HOBO H8 Temperature Logger. The conductivity measurements were performed with a
ground conductivity meter EM38 two times per week in vertical and horizontal dipole mode,
which provide different penetration depths and sensitivities. Soil moisture was determined
with the gravimetric method. Therefore 4 soil sample cores were taken from the direct
surrounding of the test sites once a week. In addition to that, the grain size distribution was
determined for soil samples from both measurement areas.
The results showed a high moisture contrast from 10 to 47% (Oberzeiring) and 16 to 54%
(Fohnsdorf), respectively. Due to the different depth-related sensitivities of H-mode and Vmode of the EM38 the infiltration of the water after the rainfalls was visible by the delayed
conductivity behaviour of the corresponding depth sections. Finally, the good correlation
between temperature-corrected conductivity and soil humidity allowed a depth-related
estimation of soil humidity in depths of 2.5 cm and 7.5 cm.
To conclude, the study presented here describes the range of seasonal variations of physical
parameters of soils of two locations. A greater knowledge of normal ranges of variation in
different soils and geological environments could allow a subtraction of expected seasonal
variations and an improvement of the comparability of measurements over a longer period.
Additionally, the results showed again the applicability of conductivity measurements as an
effective tool for water flux monitoring in unsaturated soils. The work was carried out in the
frame of the MAGPROX project (EVK2-CT-1999-00019).
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DEEP SEATED GRAVITATIONAL SLOPE DEFORMATION IN
CONTEXT TO THE EXTERNAL FAULT PATTERN: THE
GRADENBACH LANDSLIDE (SOUTHEASTERN TAUERN WINDOW,
EASTERN ALPS)
Sandra MEISSL1 & Walter KURZ2
1
Institut für Erdwissenschaften (Bereich Geologie und Paläontologie), Universität Graz, Heinrichstrasse 26, A8010 Graz.
2
Institut für Technische Geologie und Angewandte Mineralogie, Technische Universität Graz, Rechbauerstrasse
12, A- 8010 Graz.
In alpine mountaineous regions, recent glaciation and tectonic uplift constitute areas of high
relief and oversteepened slopes. These high energy environments often induce widespread
mass movements, as we keep track of in the Gradenbach landslide (central Eastern Alps of
Austria), a deep seated landslide with an extend about two square kilometers.
The Gradenbach landslide represents a sackung type slope deformation and shows large scale
gravitional deformation. During the last three years, a GPS-monitoring system has surveyed
this landslide. The measurements indicate a continouous speed up since 1999 and movement
peaks about 10 and 20 cm per month in periods of heavy rainfall.
Geologically, the Gradenbach landslide is situated within the Matrei Zone, the uppermost
Penninic unit within the Tauern Window. Structurally, the area of investigation is
characterised by a penetrative foliation dipping towards the W to SW. This penetrative
foliation is crosscut by several sets of semibrittle to brittle faults, trending N, ESE, and
WNW. The major set is formed by the N- trending fault system, oriented parallel to the Möll
Valley in this area. These faults show right-lateral displacement of several meters, with a
cumulative displacement of approximately 5 km. These faults were re-activated as high-angle
normal faults with E- and W- directed displacement. Additionally, W- to WSW- dipping
foliation planes were activated as coeval low-angle normal faults. The major faults are
characterised by the formation of cataclasites and non-cohesive fault gouges with a thickness
of up to 10 metres. The WNW- trending faults show left-lateral displacement and are partly
traced by some minor valleys, e.g., the Gradenbach Valley. These two sets of faults are cut by
ESE- trending fractures showing minor displacement.
Morphologically, the ridge above the landslide appears as an E-W- trending crest. However,
the head scarp is oriented oblique to the ridge, parallel to an ESE-WNW trending fault
system. Also the lateral boundaries of the landslide are built up by distinct faults, oriented
parallel to major fault system, traced by the N-S- trending Möll Valley.
To draw an comparison, similar areas in the surrounding show a higher morphological relief,
a deeper downhill slope, but no mass movement. In these areas, the distinct fault systems do
not penetrate the rock mass.
As a preliminary result, we can postulate, that the Gradenbach slope is not only controlled by
the slope parallel gravity component, but by the combination of different fault patterns as
well. Presumably, the landslide was not triggered by the activity of the major faults, but
dominantely by fluvial erosion (Gradenbach) at the bottom of the slope. However, the
occurrence of pre-existing discontinuities was essential for the initiation of slope deformation
and controls its geometry. In particular, fragmented rocks and clayey fault gouge material
enhance the intensity of infiltration, deposit, matrix flow and saturated run-off. This may
result in an acceleration of the sliding process as well, also promoted by the orientation of the
adjacent fault surfaces.
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LATE PERMIAN AND EARLY TRIASSIC MICROFOSSIL
ASSEMBLAGES OF IRAN
Wolfgang METTE & Parvin MOHTAT-AGHAI
Institut für Geologie und Paläontologie, Universität Innsbruck, Innrain 52, 6020 Innsbruck
Foraminifera and ostracode assemblages from the Upper Permian (Dzhulfian, Dorashamian)
and Lower Triassic (Griesbachian) of central and northwestern Iran have been analysed with
respect to their biostratigraphy and extinction patterns. At the Shareza section (Hambast
region, central Iran) seven foraminifera biozones could be identified (Mohtat-Aghai &
Vachard, in press). Some of these biozones have only regional significance since they are
defined by the local occurrence of taxa which is probably ecologically controlled. The base of
the Dzhulfian is characterised by the appearance of Dagmarita shahrezaensis and Frondina
permica. Locally identified “extinction events” can probably be correlated with sequence
boundaries of the Kuff-Formation in Saudi Arabia (Sharland et al. 2001). The Upper
Dzhulfian fauna is of low diversity, probably due to a biological crisis. The disappearance of
most taxa in the Dorashamian except Neoendothyra and Nodosaria is thought to be a result of
a significant increase of water depths.
The Upper Permian in northwestern Iran (Zal-section) yielded a number of relatively well
preserved ostracode assemblages which show strong temporal variations in diversity and
taxonomic composition. The faunas of the Lower Dzhulfian are relatively rich in genera and
species and are characterised by the frequent occurrence of Healdiacea (Cavellina aff.
arcuata) and various species of Kirkbyacea (i.e. Carinoknightina notabilis) and Hollinacea. In
the Upper Dzhulfian the latter three ostracod groups become less abundant in favour of
smooth-shelled Bairdiacea. This change is not due to extinction but reflects a deepening of the
environment which is also documented by the macrofossil content. A continuation of the
deepening in the Dorashamian is indicated by the appearance of Polycope and high abundance
of Cypridacea (i.e. Fabalicypris parva). A very marked faunal turnover which is thought to
be due to extinction occurs in the Upper Dorashamian. The assemblages from the Upper
Dorashamian and Lower Triassic (Griesbachian) are of low diversity and consist
predominantly of Bardiacea (Praezabythocypris), Healdiacea (Pseudobythocypris ?) and
Indivisidae (Indivisia). This faunal change is probably a result of strong environmental
perturbations (climatic change?) which are not clearly identified so far. Peculiar carapace
ornamentations which are similar to “brackish water nodes” (see Fig. 2: 4,5) may be related to
drastic changes in water chemistry. Lower Triassic ostracode faunas of other palaeo-Tethyan
regions (i.e. Sohn 1970, Hao 1992, 1994, Crasquin-Soleau et al. 2004) suggest that the
extinction patterns at the P/T-boundary in these regions are significantly different, possibly
due to variations in facies and climatic conditions.
References
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Pakistan. – University of Kansas, Department of Geology Special Publication, 4: 193-206.
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THE WINGEOL LAMINATION TOOL:
A NEW SOFTWARE FOR RAPID, SEMI-AUTOMATED ANALYSIS OF
LAMINATED
PALEOCLIMATE ARCHIVES
Michael MEYER1, Robert FABER2 & Christoph SPÖTL1
1
2
TerraMath, Phorusgasse 8, 1040 Wien
Lamination is a widespread growth phenomenon in many geological and biological
materials. Examples of macroscopic lamination include tree rings, varved lake sediments, ice
cores and reef corals. The origin and growth mechanism of lamination, although complex in
detail and different for each environment, is generally driven by processes on subannual to
multiannual time scales.
Laminated sediments of annual origin (annually laminated or annually banded
sediments) are currently top priority in paleoclimate research as they are recognized as very
high-resolution archives of environmental change that can be validated using instrumental
data for the most recent period of the last 200 years. In certain areas, laminated sedimentary
sequences provide continuous millennial-scale records, e.g., the marine late glacial sediments
in the Cariaco basin (Hughen et al., 2004) or Holocene speleothems from Oman (Fleitmann et
al., 2004).
In many cases examination of annually laminated successions requires microscopic
techniques and the process of lamina counting and thickness measurement remains a tedious
task. Various software is in use for counting tree rings (Varem-Sanders & Campbell, 1996;
Conner et al. 2000) but it is not versatile enough for convenient use on sediment cores or
petrographic thin sections. Algorithms for automated lamina recognition on surfaces of
sediment cores (Schaaf & Thurow, 1994) and petrographic thin sections (Zolitschka, 1996)
only work for regularly layered sediments. The lamina counting tool recently presented by
Frankus et al. (2002) assists manual counting but is impracticable for more complex or curved
laminae.
We developed a C++ based software tool (WinGeol Lamination Tool) that is capable
of semi-automatically detecting and measuring laminae also in sediments showing large
internal growth variability. Individual digital images of thin sections or sediment surfaces are
imported and stitched together. The total file size may exceed several hundred megabytes thus
enabling rapid processing of long laminated sequences. A full set of functions for image
enhancement is implemented to optimize subsequent lamination analysis. The operator draws
a profile line perpendicular to the layer boundaries and defines data-, no-data- and linksegments along this profile line in order to maintain control over laminated and nonlaminated
features. The lamination tool computes a grayscale or RGB profile along the profile line and a
buffer zone can be determined to include pixel values laterally adjacent to the profile. It is
thus possible to grasp even noisy or faint laminae. The algorithm for automated lamina
detection uses the grayscale or RGB profile as computation basis. Specific parameters, set by
the operator, allow adjustment of this algorithm to detect different types of lamination. Each
single lamina boundary suggested by the detection algorithm can be evaluated and readjusted
by the operator in order to distinguish between annual and subannual layering where
necessary. The number and thickness of detected laminae and the grayscale or RGB profile
can be exported as an ASCII file for subsequent visualisation and interpretation using
common statistical software packages.
The WinGeol Lamination Tool provides an important step to efficiently and
quantitatively examine lamination in a variety of layered archives down to the micron scale.
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EXPERIMENTAL INVESTIGATION IN THE SYSTEM PORTLANDITE
[CA(OH)2] – H2O AT HIGH TEMPERATURES AND PRESSURES
Peter W. MIRWALD
Institut für Mineralogie und Petrographie, Universität Innsbruck
Portlandite, Ca(OH)2 a very important mineral compound in the field of building materials
belongs to the group of hydroxides of the brucite structure type. In contrast to brucite,
Mg(OH)2 of which the P-T stability is limited by the decomposition reaction to periclase
(NaCl structure type) + H2O, portlandite shows hydrous melting. This melting curve is
characterised by a very steep negative dP/dT slope (fig.1: B). In presence of excess H2O
melting of portlandite occurs at minimum temperatures being characterised, in addition, by a
considerable shallower negative dP/dT slope. Both melting curves, the hydrous melting and
the minimum melting in excess of H2O as well have been outlined up to 30 kb by Irving et al.
(1977). Recently, Bai et al. (1994) undertook a detailed study of this system at low pressures.
Delineating the melting curves up to 0.65 kb pressure they discovered in addition a solid state
transitions referring the high temperature phase as to Ca(OH)2 II. Very recently, the brucite
dehydration reaction has been re-examined in very detail up to 30 kb pressure (Mirwald,
2004). This study revealed a non-smooth P-T behaviour of the brucite dehydration boundary
by exhibiting three inflections at 11, 19 and 27 kb. These inflections were related to
anomalous PVT-behaviour of H2O. Portlandite which is isostructural with brucite is expected
to show a similar response to property changes of H2O in principle. The P-T range of melting
is at lower temperature but in close vicinity to the brucite decomposition boundary. For this
study the melting curve of Ca(OH) 2 in excess of H2O was preferred for experimental reasons.
Its shallower boundary slope compared to the hydrous melting curve allows a more reliable
experimental determination of the fine structure of the melting boundary. Here the
preliminary results of this study are reported.
The experiments were conducted in a conventional piston cylinder apparatus up to 30 kb
pressure using a conventional NaCl cell assembly. 50 to 100 mg of Ca(OH)2 of reagent
grade with some 15 mg of H2O were welded shut in gold capsules. A Ni-CrNi thermocouple
served for temperature reading of an estimated accuracy of ±2K. The reaction was monitored
by differential pressure analysis (DPA) technique (Mirwald & Massonne, 1980). While the
relative precision of this technique is at 10 bar the stated pressure accuracy of the gauge is
±200 bars. All parameters, pressure change, piston displacement, temperature and time, were
simultaneously recorded by a logger system.
The preliminary results of this investigation are given in fig.1 in comparison with literature
data. The minimum melting curve of portlandite + H2O follows very precisely the outlining
data by Irving et al. (1977). The detailed P-T mapping of the boundary revealed, however,
three inflections at 9, 19 and 27 kb. In addition to the minimum melting curve [Ca(OH)2 +
H2O = melt) it was possible to confirm the Ca(OH)2 I/II transition reported by Bail et al.
(1994) and to obtain further data towards higher pressure. This Ca(OH)2 transition boundary
shows at 11 kb a reverse in slope and intersects with the minimum melting curve at 22 kb. In
addition indications of a further transition of Ca(OH)2 I at high pressure are obtained, of
which the boundary course is not well determined so far (cf. fig.1: Ca(OH) 2?). It also has a
triple point with the melting curve at 32 kb. This phase could not be quenched, so structural
aspects remain open. In fig.1 also the recent results obtained on the brucite dehydration are
displayed (cf. fig.1: C). It is striking that the inflections observed on the melting boundary of
(portlandite + H2O) are located at the same pressures as determined on the brucite decomposition boundary. This allows to assume that these three inflections on the portlandite melting
curve may be related with those on the brucite dehydration boundary. Furthermore, this
insinuates that all the inflections are related to anomalous PVT behaviour of H2O. InterPANGEO Austria 2004
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connection of the inflections observed at the three different pressure levels suggest three
boundaries separating four P-T areas of different anomalous PVT behaviour of H2O (cf. fig.1:
I – IIII). The almost temperature independent boundaries extent over a considerable temperature range between 500 and 1100°C, thus lining out a tentative P-T diagram of H2O.
Figure 1: Synoptic diagram of the experimental and literature data. Curve A: melting of periclase + H2O; solid
triangles with tip upward: increasing run temperature; triangle tip downward: decreasing run temperature. Large
circles: Ca(OH)2 I – Ca(OH) 2 II transition. Squares with cross: transition Ca(OH)2 I – Ca(OH)2?. Large squares
with diagonal: melting of periclase + H2O (Irving et al., 1977); small squares with diagonal (curve B): melting of
periclase (Irving et al., 1977); open diamonds: Bai et al. (1994). Curve C (small circles): Mg(OH)2 dehydration
boundary (Mirwald, 2004). Dashed double lines: proposed anomaly boundaries of H2O separating four different
areas of PVT-behaviour, I, II, III, IIII. Details see text.
The very flat dP/dT slope of the boundaries indicates that the pressure parameter is dominant
which allows to assume that the inflections and the boundaries respectively represent a small
densifications of H2O. The three anomaly boundaries which separate four different PVT states
of H2O are likely to indicate each a structural change of H2O. A qualitative analysis of the
portlandite melting curve in excess of H2O [Ca(OH)2 + H2O = melt] and of the brucite
dehydration boundary [Mg(OH)2 = MgO + H2O] on the basis of the Clausius-Clapeyron
relation (dP/dT = ∆S/∆V) shows that the entropy term plays a dominant role. This indicates
that ordering phenomena in H2O might be essential.
With respect to the geological relevance, this finding will result into small changes of the
general topology of phase relations only. However, considerable implications are to be
assumed for dynamic hydrous processes which cross these boundaries. Due to property
changes of H2O one may expect non smooth changes of all other, closely related properties,
such as the H2O activity, element partitioning, melting behaviour etc. in the corresponding
depths of 30-35, 60-65, and about 90 km of the Earth crust and mantle.
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GEOLOGISCHE WANDERUNG IN DER WIMBACHKLAMM
(BERCHTESGADENER KALKALPEN, DEUTSCHLAND)
Sigrid MISSONI & Hans-Jürgen GAWLICK
Montanuniversität Leoben, Institut für Geowissenschaften, A-8700 Leoben
In der Wimbachklamm ist nach der heute allgemein vertretenen Auffassung (u. a. BARTH
1968, GANSS & GRÜNFELDER 1979, LANGENSCHEIDT 2001) ein vollständig
zusammenhängendes, von der Ober-Trias bis in den Ober-Jura reichendes, Profil
aufgeschlossen, was v. a. die Jura-Entwicklung am Nordrand des Watzmann Blockes
repräsentieren soll. Auffällig ist dabei allerdings, daß v. a. im Bereich des Profilabschnittes
der Kieselsedimente polymikte Brekzienkörper zu fehlen scheinen.
Nach neueren stratigraphischen Untersuchungen lassen sich die verschiedenen Kalke und
Kieselsedimente der Wimbachklamm vom Holzzaun, am Ende der Klamm, bis zum
„Mauthäuschen“ der Nationalparkverwaltung, welches sich am Eingang der Klamm befindet,
verfolgen. Durch die Auswertung der litho- und mikrofaziellen Ansprachen, der
biostratigraphischen Daten und der paläomagnetischen Untersuchungen von E. PUEYO ist
diese scheinbare Schichtfolge der Ober-Trias, des Unter-Juras, des basalen Ober-Juras jeweils
tektonisch voneinander abzugrenzen.
Die unterjurassische Fazies in der Wimbachklamm, in der z. T. eine syn- als auch
postsedimentäre Tektonik zu kartieren ist, deutet auf eine Sedimentation im Bereich des
distalen Slopes der Pelagischen Plattform hin. Die Sedimentation innerhalb der proximalen
Beckenfazies
der
Kendlbach-Formation
ändert
sich
aufgrund
von
Meeresspiegelschwankungen und von tektonischen Prozessen (BÖHM 1992 – cum lit.) zu
einer Becken-Fazies. Die Graufazies dieser pelagischen Sedimentation der ScheibelbergFormation geht gegen den hangenden Abschnitt zunehmend in eine Rotfazies über. Diese
kondensierten, hemipelagischen Karbonate (u. a. KRYSTYN 1971, BÖHM 1992 – cum lit.) der
oberen Adnet-Formation schließen die unterjurassische Sedimentation in der Wimbachklamm
ab.
Die polymikten Brekzienlagen, welche an einer Störung die basale Unter-Jura Schichtfolge
vom gebankten, ober-triassischem Dachsteinkalk in lagunärer Fazies abtrennen, sind,
aufgrund ihres Komponentenmaterials und nach derzeitigem Kenntnisstand, entweder der
höchsten Schichtfolge der Strubberg-Formation oder, aufgrund von Profilvergleichen, der
basalen Schichtfolge der Sillenkopf-Formation zuzuordnen (MISSONI 2003, MISSONI et al. in
Vorb.).
Die Kieselsedimente, welche wenige Meter vor dem „Mauthäuschen“ der
Nationalparkverwaltung anstehend sind, mit den roten Kieselsedimenten im Liegenden und
den rötlich-grauen Kieselsedimenten im Hangenden, gehören aufgrund der
paläomagnetischen Untersuchungen von E. PUEYO, nicht zur ober-triassischen bis unterjurassischen Schichtfolge der Wimbachklamm (PUEYO et al. in Druck). Aufgrund der
unterschiedlichen Paläomagnetisierungsrichtungen, die den tektonischen Kontakt deutlich
dokumentieren, sind diese Kieselsedimente aufgrund ihres biostratigraphischen Alters, MittelCallovium bis Unter-Oxfordium, wahrscheinlich der Ruhpoldinger Radiolarit-Gruppe und
dabei der Strubberg-Formation zuzuordnen und somit auch von den Schichtfolgen in der
Klamm zu trennen (MISSONI 2003, MISSONI et al. in Vorb.).
Die Wimbachklamm ist der Rest von konkordanten, spät mittel- bis oberjurassischen
Schüttungen bzw. Eingleitungen der westlichen Lammer Beckenfüllung auf den
Berchtesgaden Block (= Hoch-Tirolikum). Für die scheinbaren Schichtfolgen in der
Wimbachklamm konnte somit zum ersten Mal der Beleg dafür erbracht werden, daß die
Schichtfolge der Ober-Trias, des Unter-Juras und des basalen Ober-Juras jeweils tektonisch
voneinander abzugrenzen sind.
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Im Rahmen der FWF-Projekte P-14131-Tec und P-13688-Geo entstanden.
Literatur
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Kalkalpen – Stratigraphie, Fazies, Paläogeographie. – Unveröff. Diss. Montan-Univ. Leoben: 1-150,
Leoben.
PUEYO, E.L., MAURITSCH, H.J., GAWLICK, H.-J., SCHOLGER, R. & FRISCH, W. (in Druck): Block, thrust and
escape-related rotations deduced from two remagnetizations in the Central Northern Calcareous Alps
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DER BERCHTESGADEN BLOCK:
EINE TIROLISCHEN UND KEINE JUVAVISCHE EINHEIT
Montanuniversität Leoben, Institut für Geowissenschaften, A-8700 Leoben
Durch die faziellen und stratigraphischen Untersuchungen von GAWLICK et al. (2001):
Dürrnberg-Formation, GAWLICK et al. (2001b): Temperaturüberprägung der südöstlichen
Berchtesgadener Alpen, MISSONI et al. (2001a): Sillenköpfe, MISSONI et al. (2001b):
Gschirrkopf, GAWLICK et al. (2003): Büchsenkopf, MISSONI (2003) und der aus der Literatur
bekannten stratigraphischen Daten, wurde eine Neugliederung des Berchtesgaden Blocks
sensu FRISCH & GAWLICK (2003) und modifiziert sensu GAWLICK & FRISCH (2003) erst
möglich.
Die parautochthone Fazies des Berchtesgaden Blocks wird nach dem Modell dieser neuen
Deckengliederung dem Hoch-Tirolikum zugewiesen (GAWLICK & FRISCH 2003: Abb. 15c).
Im Rahmen der Neuuntersuchungen sind folgende Lokalitäten non Berchtesgaden Block:
einzelne Schollen in der Umgebung von Unken, Lofer und Ober-Weißbach, der Rauhenberg
bei Lofer, das Müllnerhorn, der Gerhardstein, der Hochkranz, das Klingereck, der
Ahornbüchsenkopf, die Roßfeld-Alm, der Hohe Göll und einzelne Schollen im Steinernen
Meer. Die von TOLLMANN (1976) ausgewiesenen Deckschollen westlich bis südwestlich vom
Berchtesgaden Block sind sowohl triassische Gleitschollen (u. a. Bereiche vom Loferer und
Unkener Kalvarienberg) als auch oberjurassische Bedeckungen (u. a. Hochkranz, Bereiche
vom Gerhardstein, Rauhenberg, Dietrichshorn) im Bereich des Hoch-Tirolikums.
Stratigraphische und fazielle Entwicklung des Berchtesgaden Blocks
Aus den grünlich-grauen Werfener Schichten (MISSONI 2003), die an der Basis der
rekonstruierten faziellen und stratigraphischen Schichtfolge des Berchtesgaden Blocks
aufgeschlossen sind und die u. a. von BÖSE (1898), BARTH (1968) und RISCH (1993) faziell
und stratigraphisch kartiert und bearbeitet wurden, entwickeln sich die Reichenhaller
Schichten. Die bräunlichen Reichenhaller Kalke und Dolomite (vgl. RISCH 1993, MISSONI
2003) sind u. a. von LEBLING et al. (1935) am Nordfuß des Grünsteins beschrieben, hinter
dem Salinengebäude in Bad Reichenhall oder an der Engert-Alm in einem nahen Bachbett zu
kartieren. Das Reichenhaller Salinar wurde in der Saline Reichenhall (SCHAUBERGER et al.
1976) erbohrt und ist u. a. als grünlich-grau-blauer, ausgelaugter Salzton am Gschirrkopf zu
beobachten. Verschiedene Gutensteiner Dolomite sind im Bachbett nahe der Engert-Alm zu
finden (vgl. SCHWERD 1998). Südlich vom Gschirrkopf ist im Bachbett vom Weiherbach der
Übergang vom hellen Steinalm Dolomit (MISSONI 2003) zum basalen Reiflinger Dolomit mit
einem grauen Crinoidenspatkalk in einer grauen mikritischen Matrix (Ber 6/16: (Alter: Illyr
bis Fassan) elongate Gondolella sp.) aufgeschlossen. Als Überlagerung treten graue kieselige
als auch kataklasierte Dolomite mit folgender Conodontenfauna auf: Ber 6/41: (Alter: MittelTrias) Gladigondolella tethydis; Ber 6/42: (Alter: Fassan 1) Gladigondolella tethydis,
Gondolella excelsa und Gondolella cf. pseudolonga; Ber 6/43: (Alter: Basis Ober-Ladin)
Gladigondolella tethydis, Gladigondolella tethydis-ME, Neogondolella sp., Gondolella cf.
pseudolonga und Gondolella inclinata; Ber 34/12: (Alter: Langobard bis Jul 1/1)
Gladigondolella tethydis, Budurovignatus mungoensis sind am Straßenaufschluß südlich von
Maria Gern als auch im Gerner Bach nachzuweisen (vgl. RISCH 1993). Der stratigraphische
und fazielle Übergang von den Reiflinger Schichten in den Wetterstein Riffdolomit, welcher
u. a. am Hirscheck oder am Grünstein aufgeschlossen ist (u. a. MISSONI 2003, vgl. RISCH
1993, SCHWERD 1998), ist im Berchtesgaden Block z. Zt. stratigraphisch noch nicht genau
abzugrenzen. Im Hangenden der Wettersteinkarbonatplattform, u. a. in der Umgebung vom
Hirscheck und am Untersberg, folgen im Raibler Niveau proximale Cridarisschichten mit
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Ooidsanden und mit folgender Conodontenfauna: Ber 28/2: (Alter: Unter-Karn)
Gladigondolella tethydis-ME und U4: (Alter: Unter-Karn) Gondolella polygnathiformis (vgl.
RISCH 1993, PREY 1969). Nordwestlich und nördlich vom Hirscheck sind geringmächtige
Opponitzer Dolomite eingeschaltet (vgl. RISCH 1993). Im Hangenden des Berchtesgaden
Blocks sind nach bisherigen Untersuchungen der gebankte Dachsteinkalk des Nor und der
rhätische Dachsteinriffkalk nachzuweisen. Eine gleichartige Schichtfolge wurde im Bereich
des westlichen Berchtesgaden Blockes nachgewiesen (MISSONI, SUZUKI & GAWLICK
unveröffentl. Daten).
Herkunft des Berchtesgaden Blocks
Durch diese Datierungen kann hiermit zum ersten Mal belegt werden, daß die Basis des
Berchtesgaden Blocks nicht aus lagunärem bis riffnahem Ramsau Dolomit (= Wetterstein
Dolomit) besteht, sondern mit Werfener Schichten beginnt. Aufgrund der oben genannten
Triasentwicklung des östlichen Berchtesgaden Blocks (mit Werfener Schichten an der Basis,
Reichenhaller Schichten, Gutensteiner Dolomit, Steinalm Dolomit, Reiflinger und Raminger
Dolomit, Wetterstein Riffdolomit, proximalen Cidarisschichten mit Ooidsanden, Opponitzer
Schichten und gebanktem Dachtsteinkalk des Nor und rhätischen Dachsteinriffkalk im
Hangenden) ist eine Herkunft vom Südrand der triassischen Karbonatplattform
auszuschließen, wie das z. B. bei anderen in gleicher tektonischer Position auftretenden
Großdeckenkomplexen (Gollinger Schwarzenberg-Komplex, Hochschwab) der Fall ist.
Eine Herkunft des östlichen Berchtesgaden Blocks aus einer Position der rückriffnahen
Lagune der Ober-Trias Karbonatplattform wird aufgrund der Ober-Trias Entwicklung und des
auflagernden Jura diskutiert.
Im Rahmen des FWF-Projektes P-14131-Tec entstanden.
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DEFINITION OF THE SILLENKOPF FORMATION IN THE
SILLENKOPF BASIN (LATE JURASSIC, NORTHERN CALCAREOUS
ALPS)
University Leoben, Institute Geosciences, Leoben, Austria
The type area of the Sillenkopf Formation (Sillenkopf Basin) is located in the southern
Berchtesgaden Calcareous Alps (Tirolicum of the Northern Calcareous Alps, former StaufenHöllengebirgs nappe; Upper Tirolic unit – FRISCH & GAWLICK 2003).
The carbonate clastic radiolaritic Sillenkopf Basin (Kimmeridgian to Tithonian) in the
southern part of the Northern Calareous Alps (Tirolic unit) in the southern part and south of
the Lammer Basin contains mass-flow deposits of Late Kimmeridgian age with Pötschen
limestones/dolomites, exotic clasts and resedimented shallow-water debris including
foraminifers and calcareous algae, mainly dasycladales. The shallow water debris was partly
shed from the north (Trattberg Rise) but mostly from the south.
Name of the Sillenkopf Formation: MISSONI, SCHLAGINTWEIT, SUZUKI & GAWLICK 2001.
Derivation of name: Sillenköpfe south of Berchtesgaden (MISSONI et al. 2001, MISSONI
2003).
History: In the type area the cherty sediments with mass-flow deposits were called Sillenkopf
Formation by MISSONI et al. (2001). They are dated by MISSONI et al. (2001) and MISSONI
(2003) and were originally mapped as radiolarite. DIERSCHE (1980) and BRAUN (1998)
mapped them as Tauglboden Formation, because most outcrops of cherty sediments with
mass-flow deposits in the Northern Calcareous Alps were in recent times mostly named
Tauglboden Formation.
Definition: gray and black cherty sediments with mass-flow deposits and allochthonous
slides. Mostly bedded or laminated cherty limestones, radiolarites and cherty marls, often rich
in radiolarians, partly with filaments and spicula. The Sillenkopf Formation contains massflow deposits in the Kimmeridgian (dated by radiolarians and resedimented shallow-water
components) with: 1. Dolomites and limestones of the Pötschen Formation, Late Triassic. 2.
Cherty sediments of the Ruhpolding Formation 3. Late Kimmeridgian shallow-water
carbonates. 4. Protoglobigerina-wackestones, Klaus Formation. 5. Carbonate-cemented
sandstones. 6. Crystalline components. 7. Haselgebirge (salt-clay mudstone, gypsum),
Permian. 8. Magmatic quarz.
The stratigraphic range of the cherty sediments of the Sillenkopf Formation (cherty
limestones and radiolarites – Kimmeridgian to Tithonian)) is therefore partly equivalent to the
Tauglboden Formation (cherty sediments – Oxfordian to Early Tithonian). The pebbles of
these mass-flow deposits are completely different to those of the Tauglboden Formation,
where the components derived from the Trattberg Rise = local material from the late Triassic
lagoonal facies belt of the Northern Calcareous Alps. The age of the cherty sediments of the
Sillenkopf Formation (cherty limestones and radiolarites is therefore equivalent to the
Tauglboden Formation.
Thickness of the sedimentary sequence: nearby 100 m in the type region with the mass-flow
deposits. With slides, mostly alpine Haselgebirge nearby 1000 m. Base of the Sillenkopf
Formation: cherty marls, cherty limestones and radiolarites of the Strubberg Formation
followed by red cherty limestones and radiolarites of late Oxfordian age – Gotzental Member.
Top of the Sillenkopf Formation: unknown.
Type section: Sillenkopf section. The section is not complete in the mass-flows and slides.
Type section starts in late early Kimmeridgian overlying alpine Haselgebirge. For the base of
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the sedimentary sequence see section Abwärtsgraben (MISSONI et al. 2001) and Gotzental
(MISSONI 2003).
Type area: northern part of Hagengebirge and Steinernes Meer south of Berchtesgaden.
Regional distribution: The Sillenkopf Formation stretches from the Königssee area in the
west to the area of Bad Mitterndorf in the east. The Sillenkopf Formation is exposed in the
southern Berchtesgaden Alps, the Hallstatt area and Bad Mitterndorf. Sediments of this
Formation were formerly attributed to the Tauglboden Formation .
Age of the Sillenkopf Formation: Early Kimmeridgian to Tithonian (dated by radiolarians,
foraminifers and algae).
Underlying sediments: red laminated cherty limestones to radiolarites of the Ruhpolding
Formation, Gotzental member and Strubberg Formation over red nodular limestones of the
Klaus Formation or liassic sediments after a sedimentary gap.
Overlying sediments: unknown.
Differences to other formations: The differences to the Strubberg Formation, Tauglboden
Formation with polymictic mass-flow deposits and Barmstein Limestones are:
b) components and slides
Strubberg Formation: older (Callovian to Oxfordian), with underlying red radiolarite of early
Callovian age. Components only derived from the Hallstatt facies zone and adjacent shallow
water areas of the Triassic carbonate platform (= Hallstatt Mélange).
Tauglboden Formation: Oxfordian to early Tithonian, with underlying black or red radiolarite
of Callovian to Oxfordian. Components derived only from a nearby topographic high
(Trattberg Rise).
Barmstein Limestones: From the allodapic Barmstein Limestones, which occur on top of the
Tauglboden Formation, the resediments of the Sillenkopf Formation differ mainly by their
clast spectrum, matrix, biostratigraphy and geodynamic setting (see MISSONI et al. 2001).
Resedimentation of clasts in the Sillenkopf Formation ended in the Late Kimmeridgian or
early Tithonian. Clasts of inner platform settings (wackestones), a common constituent of the
Barmstein Limestones, are missing in the Sillenkopf Formation. The Barmstein Limestones
are dated as Upper Tithonian to Berriasian and occur only in the area of the Tauglboden Basin
overlying the Tauglboden Formation.
Remarks: The shallow water components in the mass-flow deposits and allodapic layers in
the Sillenkopf Formation are of great interest, because formerly the Late Jurassic platform
carbonates were generally interpreted as neoautochthonous cover after the late Middle to early
Late Jurassic tectonic event due to the closure of the Tethys Ocean. The Late Jurassic
carbonate platform (Plassen carbonate platform) in Kimmeridgian to early Tithonian times
was formed south of the Trattberg Risein the area of Lammer and Sillenkopf basins. In late
Kimmeridgian and Tithonian the platform progrades to the south sealing the slides of the
whole Lammer and northern part of the Sillenkopf Basin. These platform shed in late
Kimmeridgian to early Tithonian material only to the south. But in the Sillenkopf Formation
also occur shallow water material since Early Kimmeridgian from a southern platform. So the
analysis of this shallow water debris is therefore of great importance for the paleogeographic
reconstruction of this carbonate platform and its evolution. Contemporaneous in the
Tauglboden Basin north of the Trattberg Rise cherty sediments with mass flows were
deposited. From the late Early Tithonian the platform sealed the Trattberg Rise and shed
material also to the north into the Tauglboden Basin.
In the geodynamic context, the sedimentation of the Sillenkopf Formation took place during a
shallowing upward cycle evidenced for example recently at the type-locality of the Plassen
Formation in connection with platform progradation. On the other side, the sedimentation of
the Barmstein Limestones happened during a time where a transgression (deepening
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sequence) is reported from the Plassen carbonate platform. Barmstein limestones only occur
in the area of the Tauglboden Basin.
The former interpretation, that the Late Jurassic carbonate platform forms the
neoautochthonous cover (Late Oxfordian to Late Berriasian) after the Late Middle to early
Upper Jurassic tectonic event representing a phase of tectonic quiescence, cannot be
confirmed.
References
BRAUN, R. (1998): Die Geologie des Hohen Gölls. Torrener-Joch-Zone/Jenner/Hoher Göll eine durch
Kontinent/Kontinent-Kollision ausgelöste Gleitdecke in den Tauglbodenschichten (mittlerer Oberjura) der
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DIE PLIOZÄNE FAUNA DER KATAKOMBEN VON ODESSA
(UKRAINE)
Doris NAGEL1, Konstantin PRONIN3, Irene PYTLIK1, Christoph URBANEK2,
Dmitry IVANOFF4 & Yuriy SEMENOV4
1
Institut für Paläontologie, Universität Wien, Althanstrasse 14, A-1090 Wien
Institut für Geowissenschaften, Universität Wien, Althanstrasse 14, A-1090 Wien
3
Paläontologisches Museum, Universität Odessa, 2, Shampansky, Odessa 65058, Ukraine
4
Naturhistorisches National Museum, Ukrainische Akademie der Wissenschaften, Bogdan Khmelnitsky Strasse
15, Kiev 01601, Ukraine
2
Die Katakomben von Odessa sind seit Beginn des 20.Jh. für ihren Fossilreichtum bekannt.
Zahlreiche Camelidae, Hyaenidae und Canidae wurden neben einer Vielzahl von anderen
Gruppen geborgen. Die Katakomben von Odessa gehören damit zu den 5 besten pliozänen
Fundstellen Europas. Das bisher von Laien gefundene Material ist nur zum Teil bearbeitet
(YATSKO 1940, ORLOV 1989). Lange Zeit waren dieser Teil der Katakomben militärisches
Sperrgebiet und erst in jüngster Zeit ist es wieder erlaubt Begehungen durch zuführen.
Ein Kooperationsabkommen zwischen der Universität Odessa und der Kommission für
Quartärforschung der Österreichischen Akademie der Wissenschaften wurde geschlossen. In
diesem Rahmen werden Nachgrabungen durchgeführt und das Material wissenschaftlich
untersucht. Dies ist die einmalige Chance, als erste westliche Institution Ausgrabungen in den
Katakomben von Odessa durchzuführen.
Die Einstufung der Fauna in die Säugetierzone (Mammal Zone Neogen) MN15/16 beruht auf
dem Erstauftreten von Homotherium, der Anwesenheit von Pliomys und Prospalax, und auf
der reversen Polarität, festgestellt von VANGENGEIM & PEVZNER (1991), und wird deshalb in
Chron C2An gestellt. Die Katakomben von Odessa lägen damit an der Grenze vom Mittelzum Ober-Pliozän (etwa 3,5 Mio. Jahre vor heute).
Die Katakomben sind ein kompliziertes Gangsystem aus natürlichen Spalten und Höhlen,
verbunden durch später gegrabene Gänge. Sie erstrecken sich über eine Fläche von ca 10km2
unterhalb von Odessa und reichen auch über die Stadtgrenze hinaus. Einige Teile wurden
sekundär wieder zugeschüttet, um neue Gebäude sicher errichten zu können. Dies alles hat zu
einem verwirrenden Bild über den ursprünglichen Zustand der Katakomben geführt. Der
fundreichste Teil wurde bei der Nachgrabung im Mai 2003 neu aufgenommen und die fossil
führenden Stellen im Plan von Konstantin Pronin eingezeichnet (Fig 1). Bei einer
ausgedehnten Begehung erkannte man, dass die alten Funde aus zwei getrennte Systemen
(Grizaevskaja Höhle und Sapovednaja Höhle) stammen.
Im Sapovednaja Abschnitt konnten trotz Schlämmen keine Kleinsäugerreste geborgen
werden. Alle Rodentia stammen ausschließlich aus der Grizaevskaja. Die Funde dürfen nicht,
wie bisher (VISLOBOKOVA et al. 2001), gemeinsam interpretiert werden.
Das häufigste Element in der Sapovednaja ist Paracamelus alexeevi. Dieser Verwandte des
modernen Kamels ist aus den Katakomben in zwei Altersstufen belegt: als Jungtier mit
Milch- und Dauerzähnen (interpretiertes Alter 4-6 Monate) und voll adulte Tiere. Die
einseitige Altersverteilung der Funde spricht für Migration. Paracamelus war demnach nicht
das ganze Jahr in dieser Gegend vorhanden. Eine kleine Cameliden Variante, Paracamelus
minor (LOGVYNKO, 2001), konnte nicht bestätigt werden.
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Das zweithäufigste Element sind die Hyaenidae. Zwei Arten sind beschrieben,
Chasmaporthetes und Pliocrocuta, wobei letztere zum ursprünglichsten Formenkreis dieser
Gattung gehört und die genaue systematische Stellung noch untersucht werden muss.
Zweifelsohne waren die Hyänen für die Kochenanhäufung in den Katakomben
verantwortlich, wie hunderte Koprolithen zwischen den Funden beweisen.
Die Faunenliste (Fig 2) umfasst zahlreiche Elemente, die in den bisherigen Nachgrabungen
nicht bestätigt werden konnten. Umso erfreulicher war der Humerus Fund von Homotherium,
des sehr seltenen Säbelzahntigers.
Insectivora
Rodentia
Erinaceus indet
Prospalax priscus
Spalax cf. leucodon
Palaeomys sp.
Carnivora
Baranogale helbingi
Parameles ferus
Nyctereutes sp.
Agriotherium sp.
Ursus cf. ruscinensis
„Eucyon“ odessanus
Vulpes praecorsac
Lynx issiodorensis
Megantereon sp.
Homotherium sp.
Pliocrocuta pyrenaica
Chasmaporthetes lunensis
Castor sp.
Stenofiber sp.
Trogontherium sp.
Mimomys intermedius
Artiodactyla
Cricetulus migratorius
Cricetulus simionescui
Cricetulus grizai
Mus sp.
Clethrionomys sp.
Pliomys cf. kowalskiihungaricus
Parapodemus similis
Proochotona sp.
Ochotona pusilla
Ochotona sp.
Lepus europeus
Cervavitus novorossiae
Gazella sp.
Paracamelus alexejevi
Paracamelus minor
Perissodactyla
Hipparion fissura group
Proboscidea
Anancus arvernensis
Fig.2: Die Faunenliste der Katakomben von Odessa umfasst folgende bisher gefundenen Tiergruppen (nach
VANGENGEIM et al. 1998, ergänzt)
Die intensive Bearbeitung der Funde aus den Katakomben von Odessa wird mit dem ebenfalls
sehr zahlreichen Resten von „Vulpes“ praecorsac durch Dmitry Ivanoff (Ernst MachStipendiat) fortgesetzt. Weiters sollen die paläomagnetischen Ergebnisse kontrolliert werden,
da die genau Probenstelle der ersten Untersuchungen unbekannt ist.
Dank
Ich bedanke mich bei Prof. Dr. Evgeny Larchenkov für die Unterstützung des Kooperationsabkommens, sowie
bei Prof. Dr. Valentina Yanko-Hombach für die Organisation der wissenschaftlichen Arbeit in Odessa. Vor
allem am Paläontologischen Museum ermöglichte sie den Zugang zu den Sammlungen. Dr. Natalia Podoplelova
stellte die Arbeitsplätzen und Literatur am Museum in Odessa zur Verfügung. Weiters bedanke ich mich für
finanzielle Unterstützung bei der Stadt Wien durch die Hochschuljubiläumsstiftung (Projekt-Nummer H1157/2003), der Österreichischen Akademie der Wissenschaften (Akademieraustausch Programm) und dem
Institut für Paläontologie
Literatur
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YATSKO, I. Y., 1940. Excavations. Finds. Reports. Supplement to Trudy Paleontologicheskogo Instituta
Akademii Nauk SSSR 1940 (2): 76-77 (in Russian).
Fig. 1. Teilplan der Katakomben von Odessa mit fossil führenden Stellen im Gangsystem. Oval umrandet - die
beiden alten Grabungsstellen sowie der Ort der Nachgrabung 2003 (nach Konstantin Pronin und Christoph
Urbanek).
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DAMMUNTERSUCHUNGEN – EINE HERAUSFORDERUNG AN DIE
GEOPHYSIK
Rainer MORAWETZ & Jürgen SCHÖN
JOANNEUM RESEARCH, Institut für WasserResourcenManagement – Hydrogeologie und Geophysik,
Roseggerstraße 17, 8700 Leoben
Dämme, Deiche und andere wasserbauliche Anlagen unterliegen besonderen Anforderungen
hinsichtlich Ihrer langzeitigen Sicherheit. Dabei sind Fragen der Standsicherheit und der
Undurchlässigkeit von besonderer Bedeutung. In diesem Zusammenhang ist es
außerordentlich wichtig, das Dammbauwerk und den Untergrund als ein zusammenhängendes
System zu betrachten. Beispielsweise können Fließwege, die sich im Dammkörper oder im
Untergrund ausbilden, einerseits die hydraulische Funktion des Bauwerks erheblich
einschränken und andererseits können sie zu einer gefährlichen Abminderung der
geotechnischen Sicherheit führen.
Von JOANNEUM RESEARCH wurden in den vergangenen Jahren intensive
Forschungsarbeiten zum Einsatz geophysikalischer Methoden bei der Untersuchung von
Dämmen und Deichen durchgeführt. Die Zielsetzung besteht darin
eine wirtschaftliche Methodik zur raschen, zerstörungsfreien Übersichts-untersuchung
großer Damm- und Deichabschnitte und
- ein modular aufgebautes Untersuchungskonzept für Detailuntersuchungen zu entwickeln.
Das Ergebnis geophysikalischer Untersuchungen sind dabei grundsätzlich Erkenntnisse und
Aussagen über
- den stratigraphischen Aufbau (Schichtung, Einbauten, etc.) und
- über physikalische Eigenschaften (elektrischer Widerstand, Dielektrizitätszahl,
Ausbreitungsgeschwindigkeit
seismischer
und
elektromagnetischer
Wellen,
Temperaturverteilung) des Untergrunds und des Bauwerkes.
Im Folgenden werden einige Untersuchungsergebnisse verschiedener geophysikalischer
Verfahren dargestellt.
Beispiel 1: Übersichtsmessungen an einem Hochwasserschutzdamm
Ein beidseitiger trockener Hochwasserschutzdamm wurde zu Testzwecken auf einer Länge
von einem Kilometer mittels Georadar und Elektromagnetik untersucht. Das Ziel der
Messungen war es homogene Bereiche und etwaige Störzonen abzugrenzen. Die obere
Darstellung zeigt den Verlauf des spezifischen Widerstandes mit einer Wirkungstiefe von
etwa 6 m (EM31), die untere Darstellung zeigt das Radargramm mit typischen Reflexionen an
Materialunterschieden.
Aus den Messergebnissen lassen sich die folgenden „Homogenbereiche“ und „Störungszonen“ ableiten:
Bereich I: Homogen aufgebauter Bereich; die Grenze Damm-Untergrund ist im Radarbild nur
schwach (6 m ) angedeutet.
Bereich II: Homogen aufgebauter Abschnitt, der in den oberen 3 m eine deutliche Struktur
(im Radarbild) und eine Grenze bei etwa 6 m zeigt (Damm-Untergrund). Das zusätzlich
verfügbare Ergebnis der EM31-Messung weist darauf hin, dass der Bereich 110 ... 250 m
hochohmiger als der Bereich 250 ... 420 m ist; hier liegt vermutlich ein Unterschied im
Schüttmaterial vor, wobei der erstgenannte Bereich einen geringeren Feinkornanteil als der
letztgenannte Bereich aufweist.
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Bereich III: Stark gestörter Bereich mit uneinheitlichem Aufbau des Dammkörpers und
Einbauten. Im rechten Teil zeichnet sich deutlich eine markante Grenze in etwa 3 ... 4 m ab.
Bereich IV: Homogen aufgebauter Bereich mit markanter Grenze in 3,0 ... 3,5 m, relativ hohe
Widerstände.
Bereich V: Hier setzt die Grenze in 3,0 ... 3,5 m Tiefe aus und das Material zeigt generell
niedrigere Widerstände. Offenbar liegt hier ein Wechsel im Schüttmaterial vor.
Bereich VI: Gleiche Merkmale wie Bereich IV.
Bereich VII: In sich etwas inhomogener Bereich (unregelmäßige Radarindikationen) mit
hohem Widerstand, d.h. vermutlich geringem Feinkornanteil.
Beispiel 2: Detailuntersuchung mit 3D-Geoelektrik
Im Gegensatz zum Damm in Beispiel 1 wurde hier eine 3D-Geoelektrik (Pol-Dipol
Konfiguration) an einem einseitig mit Wasser beaufschlagtem Begleitdamm eines
Flusskraftwerkes gemessen. Die Blickrichtung ist vom Dammfuß zur Dammkrone.
Strömungsweg
des Wassers
Austrittsste
3D-Messungen und Darstellungen vermitteln eine gute räumliche Vorstellung und sind zum
Detektieren durchgehender Zonen niedrigen Widerstandes (Vernässung) besonders geeignet.
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Beispiel 3: Detailvermessung Radar
Die folgende Abbildung zeigt ein 70 m langes Detail eines Hochwasserschutzdammes,
deutlich sind wiederum Bereiche und Strukturen mit unterschiedlichen Materialeigenschaften
zu erkennen.
0 m
20 m
30 m
60 m
0
2
5
100
3
10
1
Tiefe in m (mit v=0.15 m/ns)
Zweiweglaufzeit in ns
0
15
200
Die trogförmige Struktur (1) ist die Oberkante eines Gewässeraltarmes, die Unterkante des
eigentlichen Dammkörpers (2) verläuft in einer Tiefe von etwa 5 m. Die Auffüllung des
Altarms (3) mit einem anderen Material ist der reflexionsarme Bereich zwischen Unterkante
Dammkörper und Oberkante Altarm .
Neben diesen Methoden kommen auch noch eine Vielzahl weiterer geophysikalischer
Methoden wie zum Beispiel Infrarotmessungen oder induzierte Polarisation zum Einsatz. Die
Wahl der geeigneten Methode richtet sich nach dem Untersuchungsziel und kann durchaus
auch aus einer Kombination von verschiedenen Methoden bestehen.
Die durchgeführten Untersuchungen haben gezeigt, dass geophysikalische Verfahren sowohl
eine rationelle Übersichtsmessung als auch ausgezeichnete Ergebnisse bei hochauflösenden
Detailuntersuchungen bieten. Der Fokus zukünftiger Entwicklungen wird sich vorzugsweise
auf „schnelle“ Untersuchungsmethoden wie Georadar und für spezielle Ziele auch
Infrarotmessungen richten.
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SCHÖN, J. H.: Physical properties of rocks: Fundamentals and Principles of Petrophysics (Handbook of
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the Northwestern Bhutanese Himalyas based on remote sensing sustained geo-hazard mapping and
engineering geophysical methods.- Jour. Nepal Geol. Soc., 20 International Symposium on Engineering
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Kathmandu/Nepal.
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RHÄTISCHER DACHSTEINKALK UND KÖSSENER SCHICHTEN IM
STEINBRUCH STARNKOGEL, BAD ISCHL, OBERÖSTERREICH
Beatrix MOSHAMMER
Geologische Bundesanstalt Wien, Rasumofskygasse 23, A-1031 Wien
Geographische Lage und Rohstoffnutzung
Der sich Ost-West erstreckende Steinbruch von etwa 300 m Länge, 130 m Breite und 40 m
Höhe befindet sich auf der Kuppe des Starnkogels, in ca. 800 m Seehöhe, 6 km nordöstlich
von Bad Ischl auf der orographisch linken Seite des Trauntales. Seit ca. 30 Jahren wird unter
Anwendung konventioneller Bohr- und Sprengarbeit in Etagenbauweise Kalkstein
hereingewonnen. Während die gering anfallenden Kalkmergel verhaldet werden, dient der
Kalkstein im Kalkwerk der Firma Baumit in Roith zur Herstellung von Branntkalk und
Kalkhydrat. Aus diesen werden weitere Produkte für die Putz- und Baustoffindustrie erzeugt.
Regionalgeologie
Auf SCHÄFFER (1982) zurückgreifend wird der Starnkogel in seinem oberen Bereich
aufgebaut aus gebanktem Dachsteinkalk, Dachsteinriffkalk und untergeordnet Kössener
Schichten. Er ist Bestandteil der Höllengebirgsdecke des Tirolischen Deckensystems und
befindet sich im Nahbereich der Trauntal-Störung, die im Miozän als sinistrale strike-slip
fault aktiv war, vgl. MANDL (2000) und PERESSON & DECKER (1997).
Ziel
Es sollen eine Charakterisierung der Schichtfolge mittels Karbonatfaziesanalyse sowie
Klärung der Lagerungsverhältnisse vorgenommen werden.
Idealisiertes Profil zum gegenwärtigen Untersuchungsstand
Eine Folge aus braunen bis schwarzen, feinblättrigen, laminierten Kalkmergeln mit einzelnen
dickeren und dünneren dunklen Kalkbänken bildet - aufgrund der tektonischen Gegebenheit
noch unsicher - die Basis. Starke autigene Pyrit- und ?Bitumenanreicherungen weisen in den
Laminiten auf reduzierendes Milieu hin. Der stark umkristallisierte Biogendetritus
(vorwiegend Ostracoden) zeigt Mangelsedimentation an. Aufgrund der Hohlraumgefüge sind
flachmarine Bildungsbedingungen anzunehmen. Auch in den eingeschalteten Kalkbänken
(Biopelmikrite) sind Ostracoden häufig. Daneben treten Mollusken und Glomospiren auf.
Aus dieser, zu den Kössener Schichten gestellten Folge entwickelt sich im Meter-Bereich
unter kontinuierlichem Zurücktreten der Mergel und Kalkzunahme folgendes Schichtglied:
Es handelt sich um mittel- bis dunkelbraune grobknollig bis welligschichtige, mikritische
Kalke, 9 – 25 cm gebankt, die mit grünen max. 4 cm mächtigen Mergellagen abwechseln. Das
Relief der Schichtunterflächen der Kalkbänke ist auffällig durch Belastungsmarken geprägt,
eingedrückt in die Mergelzwischenlagen. Bisweilen makrofossilleer, zeigt dieses Schichtglied
stellenweise in großer Anhäufung Korallenstöcke mit dendroider Wuchsform (?Retiophyllien,
stark umkristallisiert). Sowohl diese als auch die vorige Kalkfolge sind stark durch
Drucklösungssäume und Residuate geprägt. Diese dunkle Bankkalk-Folge ist mehrfach im
Steinbruch aufgeschlossen, jedoch nur auf der Ostseite des Bruches in der beschriebenen
Abfolge. Auf der Westseite hingegen überlagert sie nicht Kössener Mergel sondern helle,
undeutlich dickbankige Kalke, die zum Dachsteinkalk zu stellen sind.
Als hangendes und im Steinbruch weitaus überwiegendes Schichtglied tritt lagunärer
gebankter Dachsteinkalk auf. Zu diesem vollzieht sich ein rascher lithologischer Wechsel
entweder an einer Schichtfläche oder durch Farbänderung innerhalb einer dickeren Kalkbank.
Der Dachsteinkalk wird gebildet aus hellbraunen bis hellbeigen Kalkbänken, bisweilen
Megalodonten-führend mit feinhöckrig ausgebildeten Schichtflächen im Kontakt zu den
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Mergelfugen.Vorherrschend sind etwa zwei bis drei Meter mächtige, intern noch gegliederte
Kalkbänke, die vor allem aus den Membern A und C des Lofer Zyklusses aufgebaut sind
(HAAS, 1991). Aufgrund von Triasina hantkeni, Aulotortus sinuosus und Glomospriella
handelt es sich um rhätischen Dachsteinkalk. Als Markerhorizonte, die für geringere Distanz
gültig sind, erweisen sich Anreicherungen von Megalodonten, mächtigere
Mergelzwischenlagen und geringmächtige Einschaltungen dunkler, z.T. Korallen-führender
Bankkalke. Der Komponentenbestand zeigt sehr flachen, riffnahen Plattformbereich an.
Die Lagerungsverhältnisse werden bestimmt durch eine lang gezogene, steil nach SSW
abtauchenden Synklinale sowie durch SW-NE streichende Störungen (vielfach
Abschiebungen).
Literatur
HAAS, J. 1991: A Basic Model for Lofer Cycles.- In: EINSELE et al. (Eds.): Cycles and Events in Stratigraphy.722 – 732, Springer Berlin.
MANDL, G. 2000: The Alpine sector of the Tethyan shelf – Examples of Triassic to Jurassic sedimentation and
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THE ORIGIN OF MUD IN THE NORTHERN SAFAGA BAY, RED SEA,
EGYPT
Stefan MÜLLEGGER & Werner E. PILLER
Institut für Erdwissenschaften, Karl-Franzens-Universität, Graz
The northern bay of Safaga is situated on the west coast of the Red Sea on Egyptian territory
and comprises an area of about 45 km2. The bay represents a mixed carbonate – siliciclastic
sedimentary system and is characterized by several facies types in a relatively small area. This
is due to a distinct morphology of the sea floor which leads to different water currents and
subsequently to a characteristic sediment distribution.
The “West area” (PILLER & PERVESLER, 1989) is dominated by a flat plain, between 30
and 38 m depth. This part of the bay is designated as “mud facies” (PILLER & MANSOUR,
1990).
Carbonates dominate with more than 80% in the mud fractions. Non – carbonate minerals are
represented by quartz and feldspar. Carbonate minerals are dominated by Mg – calcite,
especially in the mud fractions. This high content may be related to a bioclastic origin, as is
supported by the mainly silty grain size composition of mud. To verify these data three
sediment samples from the “mud facies” have been used to analyse the composition of mud in
that area.
The mud was split into two grain size fractions: 63µm - 45µm, < 45µm. Up to now the
fraction 63µm - 45µm has been studied. The composition was determined by point counting
under DSM (Digital Scanning Microscope) supported by EDS. For this reason reference
samples have been produced by fracturing identified, sand sized grains. For point counting 15
distinguishable categories of grains were used.
In general, the mud mainly consists of fragments of mollusks, foraminifera, aggregate grains
as well as quartz (not differentiated between detritus and sponge spicules), echinoderms and
soft corals spicules. The content of unidentified grains is approximate 20%.
Dependent on the locality of sampling the composition varies. As expected correlations
between facies types, Mg – contents, Sr – contents, water currents and grain categories can be
observed. Samples taken close to the margin of the basin show lower concentrations in quartz
and non-biogenic components than samples from the centre of the mud basin. Samples close
to areas designated as “coralgal – facies” are dominated by mollusks and foraminifera with a
high proportion of unidentified grains. No fragments of chlorophyts and corals were identified
in the studied fraction. This could be due to the particle size used for these analyses. Other
organism groups like bryozoa, ostracoda, crustacea, tunicata, rhodophyta and sponges occur
in small numbers in all samples.
References
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Actuopalaeontological Approach, II Sediment Analyses and Sedimentary facies. –Beitr. Paläont.
Österreich. 16: 1 – 102, Wien.
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FORMATION OF AN INTRA-OROGENIC TRANSTENSIONAL BASIN:
THE NEOGENE WAGRAIN BASIN IN THE EASTERN ALPS
Franz NEUBAUER
Division of General Geology and Geodynamics, University of Salzburg, Hellbrunner Straße 34, A-5020
Salzburg, Austria.
Tectonic setting
The Wagrain basin is an isolated intramontane Neogene basin located adjacent to
metamorphic basement rocks of the Lower Austroalpine nappe complex of the Radstadt
Mountains close to the northeastern edge of the Tauern metamorphic core complex (Fig. 1). It
has been remapped in order to reveal basin formation mechanisms. The tectonic location of
the Wagrain basin is along the combined Salzach-Enns/Mandling faults (Exner, 1996), to the
north of the Mandling wedge, which represents a strike-slip duplex of Northern Calcareous
Alps. Small lenses of reddish slate and metasandstone of likely Permian age at Wagrain may
represent the western most outlier of the Mandling wedge. Furthermore, in contrast to other
regions, the Graywacke zone there dips to ca. S. This suggests an antiformal geometry of the
Graywacke zone and a close link to the formation and preservation of the Wagrain basin in a
rollover structure.
Fig. 1. Geological section from Tennengebirge to northeasternmost Hohe Tauern showing the preservation of the
Wagrain basin within a rollover structure along the combined Salzach-Enns/Mandling faults.
Basin fill
Several lithofacies types follow in a vertical, respectively lateral, ca. ENE-trending, ca. 15 km
long section. These include (Fig. 1):
(1) The basal ca. 3–8 meters thick red conglomerate lithofacies comprises reddish
conglomerates (with boulders of ca. 30 centimeters size) and rare mica-rich sandstones.
(2) A minimum 40 meters thick breccia lithofacies N of Wagrain contains massive and thick
beds with 1–3, maximum ca. 10 cms large, angular clasts.
(3) The ca. 80 m thick, gray-brown, conglomerate lithofacies is also polymict and includes
variable, well-rounded or rounded clasts of increasing size ranging from a few centimeters
at base to maximum 50 centimeters at top.
(4) The ca. 60 meters thick alternating conglomerate/sandstone lithofacies contains clasts
with an average diameter of 1–4 centimeters. Associated sandstones are mica-rich and
relatively well sorted and show scour and fill structures.
(5) The overlying, well bedded, ca. 30 m thick gray-brown sandstone lithofacies developed
due to the disappearance of conglomerates. The individual beds are ca. 20 – 50
centimeters thick and display scour and fill structures.
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(6) These sandstones grade upwards into 6–8 meters thick, internally massive 10 to 50 cms
thick beds of dark grayish to locally black, coaly sandstones.
(7) Ca. eight meter thick brownish siltstones were only found in one section to the NE of
Flachau, intercalated within gray-brownish sandstones.
In summary, the overall clast/grain size decreases eastwards, where the only siltstones were
found. The angularity of clasts decreases from west to east, too. Both types of observations
indicate an overall eastward transport direction, largely consistent with limited ESE to SSE
transport directions.
The basin infill records a pronounced climate change from subtropical to humid
climate due to color change from red to gray. This change can be used as a proxy for
approximate dating as a similar, regional climate shift has been reported, e. g., from early
Miocene deposits in the Styrian basin. The lithofacies evolution shows a rapid subsidence and
infilling by initially fluvial, massive, coarse-grained conglomerates. Later, the infilling is
represented by mica-rich immature sandstones deposited in a lacustrine prodelta environment.
Fig. 2. Ca. ENE-WSW oriented lithofacies section of the Wagrain basin displaying vertical and lateral variations
of lithofacies types. Horizontal and vertical sections are not to scale.
Provenance analysis
The basal breccia mainly comprises phyllite and quartz, beside a low proportion of micaschist
and gneiss pebbles. The red conglomerate lithofacies is dominated by quartz, pegmatite gneiss
and orthogneiss pebbles and boulders. The gray-brown conglomerate lithofacies is dominated
by quartz, pegmatite and aplite gneiss and mica-poor, light-colored orthogneiss and
augengneiss. Among these, orthogneiss and foliated pegmatite gneiss are particularly
abundant components. Quartzitic micaschist, grayish and light-colored laminated/foliated
mylonitic quartzites, garnet-rich paragneiss, plagioclase amphibolite are further mediumgrade metamorphic components. The gneiss clasts are similar to such exposed in the GneissAmphibolite Association of Schladming and Pölsenstein massifs. Serpentinite is possibly
from Hochgrößen, and greenschist, black lydite, and dark phyllite are from low-grade
metamorphic successions of the underlying Grauwackenzone. Subordinate are Werfen-type
red sandstones from the Northern Calcareous Alps. Sandstones are classified as orogenic
sources according to the Dickinson-Gazzi method (Fig. 3). The proportion of white mica is
extremely high, reaching values of ca. 30 percent among framework constituents. Biotite is
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abundant, too, in lithofacies (3) to (7), and absent in basal red sandstones underlining their
climate-controlled preservation.
Fig. 3. Sandstone composition according to Dickinson-Gazzi method
Structure
Palaeostress tensor orientations deduced from faults within the Wagrain basin allow
distinguishing (Fig. 4): (1) a palaeostress tensor group A comprising E to ESE dipping normal
faults, which indicate WNW-ESE extension, and (2) a palaeostress tensor group B with ca. Eto ESE-trending dextral strike-slip faults, which can be explained by E-W contraction (see
also Wang & Neubauer, 1998). In metamorphic basement rocks and Mandling wedge, three
stages of deformation are particularly common and include: (1) Deformation stage D1
comprises ENE-trending sinistral faults, which are formed by NE-SW compression. (2)
Deformation stage D2 includes normal faults due to N-S extension. (3) Deformation stage
D3 displays ENE-trending dextral and N-trending sinistral faults, which were activated within
E-W contractional conditions.
Fig. 4. Representative examples of palaeostress patterns deduced from faults within the Wagrain basin
Conclusions
The data presented above show that the Wagrain basin formed along the merging of two
major regional, nearly orogen-parallel sinistral Salzach-Enns and Mandling faults. Together
with the overall antiformal structure of the Graywacke zone, this could indicate that the
Wagrain basin is exposed in a sort of a halfgraben along the sinistral transtensional SalzachEnns/Mandling fault system and correlate with the Augenstein landscape covering the whole
eastern part of Northern Calcareous Alps and Central Alps (Frisch et al., 1998). The sediment
transport direction is mainly from the N and W, which argues for a topographic gradient and
the presence of a growing fault system. The transtensional nature of the Wagrain basin
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contrasts with some other intramontane basins of the Eastern Alps which are generally
interpreted to represent pull-apart- and transcurrent basins along major strike-slip faults (e.g.
Ratschbacher et al., 1991). The Wagrain basin is obviously not controlled alone by pure
strike-slip faults but normal faults, which indicate transtension oblique to the motion direction
of the extrusional wedge.
Acknowledgements: Initial field work has been carried out 1996- 1997 and has been supported by a grant from
the Austrian Research Foundation (FWF project P9918-GEO).
References
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evolution of the Eastern Alps during late Tertiary tectonic extrusion. Tectonophysics, 297, 1-15.
RATSCHBACHER, L., FRISCH, W., LINZER, G. & MERLE, O. (1991): Lateral extrusion in the Eastern Alps, part 2:
Structural analysis. – Tectonics, 10: 257-271.
WANG, X. & NEUBAUER, F., 1998. Orogen-parallel strike-slip faults bordering metamorphic core complexes: the
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STRUCTURE AND KINEMATICS OF THE NORTHERN
CALCAREOUS ALPS TO RHENODANUBIAN FLYSCH PLATE
BOUNDARY EAST OF SALZBURG, AUSTRIA
Franz NEUBAUER1 & Lisa NEUBAUER2
1
Department of Geography, Geology and Mineralogy, University of Salzburg, Hellbrunner Str. 34, A-5020
Salzburg, Austria
2
Institute of Earth Sciences, University of Graz, Heinrichstr. 26, A-8010 Graz, Austria
Introduction
A structural study of the boundary between Northern Calcareous Alps (NCA) and
Rhenodanubian Flysch (RDF) has been carried in the Salzburg city to Mondsee area, Austria,
in order to examine the following issues: (1) plate boundary kinematics during emplacement
of the NCA nappe complex over RDF; (2) examination of the ISAM (Innsbruck-SalzburgAmstetten) fault system, which was recently postulated (Egger, 1997); and (3) evaluation of
structures resulting from shallowing of the dip angle beneath the NCA/RDF boundary
(Neubauer et al., 2003), based on published and unpublished seismic sections. For
comparison, many structural data are available from the NCA (Linzer et al., 1997; Peresson
and Decker, 1997).
Results
Exposure within the Rhenodanubian Flysch Zone is limited (Fig. 1), particularly along the
RDF/NCA boundary. The RDF/NCA boundary coincides with a shallowing of the base of
Molasse basin, so that a splay of the floor thrust of the Alpine nappe edifice is responsible for
wedging of the RDF in front of the NCA nappe complex (Fig. 2).
Thrusting and shortening was N-directed as map-scale folds, associated calcite-filled
extensional veins and slickenside and striae within the RDF indicate. The NCA was
subsequently affected by NE-directed shortening which resulted in formation of the FilblingSchafberg fold zone which is subsequently overprinted by the dextral Wolfgangsee fault zone.
Outcrop-scale structural data have been collected in ca. 50 stations. Representive examples of
fault and slickenside data of five distinct palaeostress tensor groups are shown in Fig. 3.
Overprint criteria are rare.
The ISAM fault has not been detected in detail, although some arguments indicate limited
sinistral wrenching along the RDF/NCA boundary. Evidence include: the sinistral Kühberg
fault, which affects Gosau Group successions (Fig. 1); steeply (ca. 60-80 degree) W-plunging,
late stage folds in the Sam-Heuberg area, and limited subvertical E-trending strike-slip faults,
which have been found close to the RDF/NCA boundary (Fig. 3). Missing offsets within the
NW-trending Filbling-Schafberg fold zone, which reaches the northern boundary of NCA,
exclude the presence of ISAM within the NCA of eastern sectors (Fig. 1).
Interpretation of large-scale structures reveals, in accordance with outcrop-scale structures,
three major steps of contractional deformation, which are shown as model in Fig. 4:
1. Northward thrusting, RDF wedge formation and internal shortening;
2. NE-directed thrusting and shortening and formation of the Filbling-Schafberg fold zone;
Dextral offset of the RDF/NCA boundary along Mondsee fault indicate late-stage ESE-WNW
contraction.
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Fig. 1. Tectonic map of the boundary between Northern Calcareous Alps and Rhenodanubian Flysch between
Salzburg city and Mondsee (based on maps of Prey, 1969, Egger, 2003, and Egger and van Husen, 1989).
Fig. 2. N-S section from the Molasse zone to the Northern calcareous Alps. Compiled and modified after Hejl et
al. (1988) and Geutebrück et al. (1982).
Fig. 3. Representative examples of faults and
slickensides and their palaeostress assessment
Fig. 4. Models for the three main stages of
deformation along the RDF/NCA boundary.
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LINZER, H.G., MOSER, F., NEMES, F., RATSCHBACHER, L. & SPERNER, B., 1997: Build-up and dismembering of
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PERESSON, H. & DECKER, K., 1997. The Tertiary dynamics of the northern Eastern Alps (Austria): changing
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PREY, S., 1969. Geologische Karte der Umgebung der Stadt Salzburg. Geologische Bundesanstalt, Wien.
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PETROLOGISCHE UNTERSUCHUNGEN AN KALKSILIKATEN AUS
DER KONTAKTAUREOLE DES MARTELLER GRANITS
(MARTELLTAL/SÜDTIROL/ITALIEN)
Claudia NOCKER1, Peter TROPPER1 & Volkmar MAIR2
1
2
Amt für Geologie und Baustoffprüfung, Eggentalerstrasse 48, I-39053 Kardaun (BZ), Italien
Das Ortler-Campo Kristallin repräsentiert ein polymetamorphes austroalpines Basement, das
südwestlich des Ötztal Kristallins zwischen dem Vinschgau und dem Ultental verläuft. Im
Zuge der eo-alpinen Orogenese wurde das Ötztal Kristallin auf den nördlichen Teil des OrtlerCampo Kristallins und seiner sedimentären Auflage aufgeschoben (Hoinkes und Thöni,
1993). Tektonisch repräsentiert das Ortler-Campo Kristallin eine Abfolge von drei
tektonometamorphen Einheiten, die sich in ihrer polymetamorphen P-T Entwicklung
unterscheiden:
A): Die Laaser Serie welche die unterste Einheit darstellt und aus hochdeformierten,
mylonitischen Amphiboliten, Glimmerschiefern und Paragneisen besteht. Sie zeigt
kaum eine retrograde Metamorphose und überwiegend eine starke eo-alpine
Überprägung.
B): Die Marteller Glimmerschiefer welche sich im Hangenden der Laaser Serie befinden
und eine mehr oder weniger homogene Abfolge von Glimmerschiefern (Grt-Bt-Sta
Schiefer) mit Einschaltungen von Amphiboliten, Orthogneissen und seltener Marmor,
darstellen. In die basalen Anteile dieses Komplexes intrudierte der permische Marteller
Granit (Bockemühl, 1988).
C): Die Retrograden Glimmerschiefer befinden sich am Top der Marteller
Glimmerschiefer (Quarzphyllitkomplex nach Andreatta, 1952). Diese Einheit taucht nur
am Grat zwischen dem Martelltal und dem Ultental auf. Es handelt sich dabei um
phyllitisch stark durchbewegte Glimmerschiefer mit Einlagerungen von cm- bis 10er mmächtigen gelblich-grauen bis schwarzen Marmoren.
Das permische Extensionsereignis erreicht in den Ostalpen regionale Ausmaße und ist durch
eine Hoch-T/niedrig-P Metamorphose und ausgedehnten Magmatismus gekennzeichnet
(Schuster et al., 2001). Obwohl die permischen Magmatite im Austroalpin und Südalpin
hinreichend chemisch charakterisiert wurden sind Untersuchungen an den permischen
Kontaktmetamorphiten in den Ostalpen sehr selten. Im Zuge dieser Untersuchungen wurden
kontaktmetamorph überprägte Marmor- und Metapelitproben aus dem basalen Anteil des
Marteller Glimmerschieferkomplexes genommen. Die Kontaktmetamorphose führte in den
Metapeliten (Grt1 + Bt + Ms + Pl + Qtz) zur Bildung der Paragenese Grt2 + Crd + Sill. Die
Sillimanitnadeln wurden mithilfe von Mikro-Ramanspektroskopie identifiziert. Die P-T
Bedingungen der Kontaktmetamorphose können mithilfe des Granat-Biotit Thermometers
und des Überschreitens der Reaktion Grt1 + Ms = Crd + Sill + Bt auf ca. 550°C und 4 – 6
kbar abgeschätzt werden. Innerhalb der relativ reinen Marmore (Cc ± Bt ± Tr ± Ms) treten
Kalksilikatlinsen auf. In den Kalksilikaten findet sich die komplexe Mineralparagenese Grt +
Vsv + Zo + Czo + Di + Ttn + Pl + Cc + Qtz ± Fl. Texturen weisen auf komplexe, z. T.
unregelmäßige chemische Zonierungen im Vesuvian, Zoisit, Diopsid und Titanit hin.
Texturell charakteristisch ist die Verdrängung von Diopsid durch Vesuvian und
möglicherweise Granat. Folgende Modellreaktionen sind möglich: (1) Di + Czo + Cc + H2O =
Py + Vsv + CO2, (2) Di + Grt + H2O = Czo + Vsv + Qtz. Bezüglich der polymetamorphen
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Entwicklung der Marteller Glimmerschiefereinheit, weisen diese Reaktionen entweder auf
einen Abbau von variszischem Diopsid, oder auf einen Abbau von permischen Diopsid
aufgrund von T-X Änderungen durch steigende Temperaturen und/oder sinkendem XCO2
während der Kontaktmetamorphose hin. Granat wird in einem späteren Stadium der
Kontaktmetamorphose entlang von Rissen durch Klinozoisit + Kalzit ersetzt. Das Auftreten
von Vesuvian impliziert nach Reaktion (2) ein niedriges XCO2 von <0.03 bei den P-T
Bedingungen der Kontaktmetamorphose in Übereinstimmung mit Valley et al. (1985). Durch
die Kontaktmetamorphose kommt es ebenfalls zu einer Anreicherung von F im Gestein, da in
einigen Proben Fluorit auftritt und die F-Gehalte von Vesuvian, Granat und Titanit 1.5 – 2.4,
1.5 – 2.0 und 0.15 – 1.48 Gew.% F betragen.
Letztlich führte die starke eo-alpidische Überprägung in den Marteller Glimmerschiefern zur
Bildung von Tremolit aus den Diopsidrelikten.
Danksagung
Finanzielle und logistische Unerstützung vom Projekt CARG-PAT und CARG-PAB der Autonomen Provinz
Trient und Bozen-Südtirol.
Literatur
ANDREATTA, C. (1952): N. Jb. Mineral. Mh., 1, 13–28.
BOCKEMÜHL, C. (1988): Unpubl. Diss. Univ. Basel, 143 Seiten.
HOINKES, G. und THÖNI, M. (1993): In: von RAUMER, J.F. and NEUBAUER, F. (Eds.), Pre Mesozoic Geology in
the Alps. Springer Verlag, 485–494.
SCHUSTER, R. et al. (2001): Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. Österr., 45: 111-141.
VALLEY, J.W. et al. (1985): J. Metamorphic Geol., 3, 137-153.
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ZUR KENNTNIS DER JUNGEN ALPENAUSWÄRTS VERLAUFENDEN
STÖRUNGEN IM RHEINTAL ZWISCHEN SARGANS UND
BODENSEE SOWIE IM ÖSTLICHEN ANSCHLUSS BIS ZUR ILLER
Rudolf OBERHAUSER
Marxergasse 36, 1030 Wien
Am Beispiel des in Fortsetzungen nach Süden das Rheintal querenden Sax – Schwendi
Bruches, des bei Hohenems aus dem Tal auspendelnden Emsrütti Bruches, der
Osterguntenstörung im hinteren Bregenzer Wald, der vom Prätigau her durch Silvretta und
Verwall bis Lech deutlich einkerbenden Gargellenstörung, kann über jüngste Tektonik
nachgedacht werden. Anhand von zwei Postern wird dazu auf der neuen Geologischen Karte
1 : 100 000 von Vorarlberg erläutert und der Emsrütti-Bruch in Schnitten vorgestellt.
Sind diese Trennflächen nur Ausdruck von im Faltenstreichen wechselnder
Faltungsintensität, wieweit spielt die Hebung der Westalpen mit, wird im Sinne einer
Fortsetzung eines Churer Lineaments an der Ost-Westalpen Grenze tief in den Alpenbau
eingeschnitten ?
Für eine hier schon zur Bildungzeit der Helvetischen Decken vom Oligozän zum Unteren
Miozän wirksame tektonische Trennung längs des Rheins spricht, dass westlich von ihm im
Helvetikum eine nur Jurasedimente beinhaltende Axendecke und eine von ihr in den
Palfrisschiefern abgeglittene, nur kreide– bis eozänzeitliche Sedimente umfassende
Säntisdecke vorliegt. Dies während östlich des Rheins die Säntisdecke und sie unterlagernde
weitere Decken über Jura-Anteile verfügen. Dies verlangt im Rheintal-Untergrund etwa für
die Quintnerkalk-Kerne des Staufengewölbes bei Dornbirn sie abscherende Trennflächen, die
sich etwa 20 km weit bis nach Sargans hinauf erstrecken können.
Während der nachfolgenden Deckenfaltung im höheren Miozän bilden sich
Blattverschiebungen aus, welche die Verfaltung von Helvetikum mit den überlagernden
Decken aus Flysch und Ostalpin begleiten und, meist linksseiten-verschiebend, nach Westen
hochstaffeln. In den tektonisch unbedeckten Teil der Subalpinen Molasse setzen sie sich nicht
mehr fort. Sie dürften im überschobenem Teil der Subalpinen Molasse zwischen ihren
Faltenmulden einscharen. Im Untergrund des Rheintals scheinen aber auch Störungen
wirksam gewesen zu sein, welche die subalpine Molasse mitbetrafen. Dies dürften jene sein,
die der Deckenfaltung im Alpenkörper zeitlich nachfolgen.
In welche Zeit genau zwischen oberstem Miozän und unterem Pliozän der Durchbruch
des Alpenrheins, östlich Sargans vom Alpentor in Richtung Zürichsee weg, nach Norden in
Richtung Aare-Donau einzuordnen ist, kann nicht gesagt werden. Dies weil als Folge der zu
dieser Zeit ablaufenden Hebungsvorgänge kaum sedimentiert wurde. Sicher haben diese
Störungen den Durchbruch erleichtert. Zuerst zu den Blattverschiebungen, welche die
Verfaltung von Helvetikum mit den überlagernden Decken begleiten und linksseitenverschiebend nach Westen hochstaffeln.
Zuerst zu nennen ist der Sax-Schwendi Bruch. Er verursacht am Luziensteig, dass dort der
Malm der mittelpenninischen Falknisdecke und die Kreide der nach Südsüdwesten
einschwenkenden Falten der Säntisdecke heute unmittelbar aneinander stossen. Nimmt man
einen den Ostteil um einige 100 m (?) absenkenden Bruch zurück, so ließe sich hier der
Triesener Flysch wahrscheinlich mit dem Prätigauflysch verbinden. Eine wichtige Einsicht
für die Theorien der Flyschpaläogeographie. Über die unteren Hänge der Alviergruppe
westlich Sevelen sich fortsetzend, quert er dann die Säntisgruppe von Sax bis Schwendi vom
St. Gallener Rheintal ins Appenzell. Weiter östlich, noch auf der Schweizer Talseite,
unterstützt den Achsenanstieg in Richtung Kamor ein vom Hirschensprung in Richtung
Nordnordwest in den Talrand westlich Oberriet einschneidendes Blatt.
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Die Osterguntenstörung hat Anteil am Aufbau des Erosionsrandes der Kalkalpen östlich
Fontanella im Grosswalsertal, quert wenig auffällig die Südliche Flyschzone, schneidet den
Malmaufbruch der Canisfluh nach Osten ab, staffelt die Hirschbergmulde nach Schönenbach
hinunter, quert ab Sibratsgfäll wieder unauffällig die Nördliche Flyschzone und verliert sich
im Kontaktbereich zur Subalpinen Molasse.
Sicher von größerer Bedeutung ist die Gargellenstörung, die linksseitenverschiebend vom
Landwassertal über Gargellen durchs Verwall und über den Spullersee ins Lechtal führt, Wie
sie mit den sicher bedeutenden Störungen im Untergrund des Illertales zusammenhängt, ist
noch unklar. Wenn man dies annimmt, würde sie das gesamte Deckengebäude vom Ostalpin
bis ins Helvetikum durchschneiden!
Einen ganz anderen Charakter hat der aus den Tiefen des Rheintals auf eine Erstreckung von
5 km nach Osten auspendelnde Emsrütti Bruch, der den dem Breiten Berg vorgelagerten
Inversschenkel der Falte von Hohenems um etwa 500 m hochhebt. Dies eindeutig den
Faltenbildungen nachfolgend! Seine in Richtung Bodensee im Rheintal begrabene
Fortsetzung sollte auch die Molasse betroffen haben. Für eine moderne strukturgeologische
Erforschung bieten sich zwischen Dornbirn und Hohenems gute Aufschlüsse an.
Ebenso aller Faltung nachfolgend ist ein den Nordwestteil des Kummen bei Götzis
anhebender Bruch. Ob er sich im Rheintaluntergrund mit dem Emsrüttibruch verbindet, oder
eigenständig in Richtung Bodensee weiter zieht, ist ungewiss. Vielleicht könnte man den bei
Feldkirch den Nordwestteil des Schellenberges abtrennenden Bruch als eine der Faltung
nachfolgende Blattverschiebung verstehen, die in den Tiefen des bis unter Meeresniveau mit
Lockersedimenten verfüllten Rheintales im Felsuntergrund weiterzieht.
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DIE PLEISTOZÄNE ROTE HÖTTINGER BRECCIE BEI INNSBRUCK:
EINE WARMZEITLICHE BILDUNG?
Ulrich OBOJES1 & Christoph SPÖTL2
1
Institut für Mineralogie und Petrographie, LFU Innsbruck
2
Das mittlere Inntal gehört zu den klassischen Untersuchungsgebieten der
Quartärforschung in den Alpen. Besonderes Augenmerk legten die Bearbeiter auf die
Höttinger Breccie, einem verkitteten alluvialen Schuttkörper am Südabhang des Karwendel
Gebirges im Raum Innsbruck. Die im Schnitt 40 m mächtige Ablagerung bedeckt eine Fläche
von 0,4 km3, was der Hälfte des ursprünglichen Vorkommens entsprechen dürfte. Der
Breccienkomplex wird seit altersher unterteilt in die Rote Höttinger Breccie im unteren
Bereich des Gehänges und in die Weiße Höttinger Breccie weiter hangaufwärts. Erstere ist
charakterisiert durch das Vorkommen von aufgearbeitetem Alpinen Buntsandstein, der in
etwa 1000 m Seehöhe am Hang durchstreicht.
Die Rote Höttinger Breccie zeichnet sich durch schlechte Sortierung und ein
überwiegend matrixgestütztes Gefüge aus. Die angularen Komponenten bestehen aus TriasKarbonaten (Alpiner Muschelkalk und Reichenhaller Karbonate) eingebettet in eine
sandig/siltigen Matrix, die aus zerriebenen Trias-Karbonaten und rotem Alpinem
Buntsandstein besteht. Die meist mehrere Meter mächtigen Bänke der Roten Breccie
streichen frei nach SSE hoch über dem heutigen Inntal aus. Zwischen manchen Bänken in und
um den ehemaligen Mayr’schen Steinbruch — dem heutigen Höttinger Klettergarten —
finden sich bis 20 cm mächtige, gelbliche Siltlagen. Im Gegensatz zur Roten Breccie ist die
Weiße Höttinger Breccie korngestützt, schlecht bis mäßig sortiert und besteht vorwiegend aus
angularen Wettersteinkalk-Komponenten. Die hangparallelen Ablagerungen der Weißen
Breccie lassen sich bis auf eine Seehöhe von 2000 m verfolgen und ähneln rezenten
Schutthalden (Talus) in diesem Gebiet.
Da die Höttinger Breccie von Moränen unter- und überlagert wird, wurde ihr stets ein
interglaziales Alter zugesprochen (Penck, 1921). Dies wurde belegt durch das altbekannte
Vorkommen von Pflanzen-Großresten, darunter das berühmte Rhododendron, die ein dem
heutigen Alpensüdrand ähnliches, warm-mildes Paläoklima indizieren (Gams, 1936). Eine
kritische Sichtung der Daten verbunden mit einer sedimentologischen Neubearbeitung hat nun
ergeben, dass dieses bislang uneingeschränkt gültige interglaziale Modell der Höttinger
Breccie (insbesondere der Roten) kritisch hinterfragt werden muss.
Der klassische Aufschluss im oberen Weiherburggraben zeigt die scharfe Auflagerung
der basalen Roten Höttinger Breccie auf einer älteren (d.h. prä-Hochwürm-zeitlichen)
Grundmoräne ohne erkennbarer Bodenbildung und Verwitterung am Top derselben. An der
Grenzfläche findet sich – im Lepsius-Stollen gut aufgeschlossen – lediglich eine 1-2 cm
dünne braune, siltige Lage (der sog. Streifenlehm, s.u.). Zwischen der Ablagerung der
Moräne, dem Eisfreiwerden, und dem Einsetzen der Murschuttlieferung dürfte demnach nur
wenig Zeit verstrichen sein. Das Alter der liegenden Moräne ist nicht bekannt; weiters fällt
der hohe (lokale) kalkalpine Anteil in derselben auf, während z.B. die HochwürmGrundmoräne am Südrand des Karwendel Gebirges klar von Kristallingeschieben aus dem
großen Einzugsgebiet des Inngletschers dominiert wird. Falls es sich bei der liegenden
Moräne tatsächlich um die Reste einer lokalen Vergletscherung handelt, ist das interglaziale
Alter rein aus der stratigraphischen Superposition der hangenden Roten Breccie zu
hinterfragen.
In sämtlichen Aufschlüssen streichen die Bänke der Roten Breccie heute frei über dem
Inntal aus. Der Talboden zur Zeit der Breccienbildung muss daher damals um fast 200 m
höher gelegen haben als heute. Diese Situation ist mit einem Interglazial schwer zu
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vereinbaren. Geht man von der Situation am Ende der Würm-Vergletscherung aus, so lag
damals das Niveau des Inngletschers im Raum westlich von Innsbruck nachweislich auf
heutigem Inn-Niveau (vermutlich aber noch deutlich tiefer; Patzelt, 1976). Ein hoher
Talboden, wie ihn die söhlige Lagerung der Roten Breccie erfordert, ist nur während der
langen Glazialzeiten vorstellbar, als die Flusstäler inneralpin wie im Alpenvorland stark
aufschotterten (van Husen, 2000).
Ein mögliches paläoklimatologisches Schlüsselelement stellen die geringmächtigen
Siltlagen dar, die die Bänke der Roten Breccie im Gebiet des ehemaligen Mayr’schen
Steinbruchs trennen. In letzterem wurden insgesamt acht solcher Lagen eindeutig identifiziert;
dazu kommt noch die basale Lage des Streifenlehms, der sich mineralogisch und
granulometrisch eng an erstere anlehnt. Die Siltlagen, die nur lokal schwach verfestigt sind,
zeigen kaum Sedimentstrukturen; vereinzelt konnte Lamination festgestellt werden. Hinweise
auf
aquatischen
Transport
fehlen.
Röntgendiffraktometrie-Untersuchungen
an
Bohrkernproben zeigen eine recht einheitliche Zusammensetzung auf, bestehend aus Kalzit,
Dolomit, Quarz, Glimmer (Chlorit und Muskovit) und geringen Mengen albitischen Feldspat
(Obojes, 2003), das sich mit einer früheren Untersuchung deckt (Ladurner, 1956).
Charakteristisch ist der stets vorhandene Karbonatanteil, der zwischen 10 und 43 Gew.%
CaCO3 schwankt. Das Korngrößenspektrum wird von der Feinsilt-Fraktion dominiert.
Rasterelektronenaufnahmen zeigen ein texturell und kompositionell unreifes Sediment,
charakterisiert durch angulare Körner und hohem Feinanteil. Ähnlich wie frühere Bearbeiter
sehen wir in den Siltlagen äolische Ablagerungen, die durch Deflation vegetationsarmer
Ebenen im Inntal entstanden sind und auf dem Höttinger Murschuttfächer abgelagert wurden.
Das Schwermineralspektrum dieser lössähnlichen Sedimente passt gut zu dem des heutigen
Inns (viel Granat und Opak-Minerale, daneben Chlorit, Muskovit, Biotit, Staurolith, Zirkon,
Turmalin, sowie Spuren von Hornblende, Rutil und Apatit). Staubsedimentation in einem
Ausmaß wie während der Höttinger Breccienbildung ist im Holozän des Inntals gänzlich
unbekannt. Der kaltzeitliche Charakter dieser äolischen Lagen wird noch unterstrichen durch
das Vorkommen einer Löss-Schneckenfauna, die seinerzeit in einem künstlichen Aufschluss
im Höttinger Graben freigelegt wurde (Penck, 1921).
Als Hauptbeweis für die interglaziale Stellung der Höttinger Breccie wird seit mehr als
hundert Jahren die berühmte fossile Flora genannt, die wärmeliebende Elemente umfasst,
insbesondere Rhododendron ponticum und Vitis silvestris. Bereits der Erstbearbeiter dieser
Flora, von Wettstein (1892) betonte jedoch, dass diese Funde ausschließlich an einer Lokalität
im Höttinger Graben (Roßfalllahner) gemacht wurden, während aus den Großaufschlüssen
der Roten Breccie (ehemaliger Mayr’scher und Spörr’sche Steinbruch) trotz intensiver Suche
nur spärliche und sehr schlecht erhaltene Pflanzenreste bekannt geworden sind. In seiner
Bearbeitung der Höttinger Flora stellte Murr (1926) fest, dass die Rote Höttinger Breccie nur
mäßig wärmeliebende Elemente wie Föhre und Hasel aufweist, diagnostische Wärmeanzeiger
fehlen und kühleliebende Arten (Fichte, Lärche, Grauerle) überwiegen. Für die Rote Breccie
ergibt sich somit eher das Bild einer interstadialen als einer interglazialen Bildung. Die
entscheidende Frage stellt sich somit bezüglich der Stellung der heute kaum mehr
zugänglichen Pflanzenfundstelle im Roßfalllahner. Das dort vorkommende helle
Sedimentgestein (ein ehemaliger Kalkschlamm) unterscheidet sich schon rein lithologisch
von der eigentlichen (grobklastischen) Weißen Höttinger Breccie. Der warm-klimatische
Charakter dieses Kalkmikrits ist durch die Pflanzenfunde gut belegt; die stratigraphische
Stellung ist jedoch Mangels an Aufschlüssen unklar.
Zusammenfassend lässt sich festhalten, dass verlässliche (paläobotanische) Belege für
ein klar interglaziales Klima auf eine einzige Stelle im Höttinger Graben beschränkt sind,
deren Stellung im Verband der Höttinger Breccie unklar ist. Für sich allein betrachtet weisen
die Sedimente der Roten Höttinger Breccie sowie ihre spärlichen Pflanzenabdrücke auf ein
kühleres Klima während der Ablagerung hin, was auch mit dem enormen Schuttaufkommen
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an diesem Südhang besser in Einklang zu bringen wäre (vgl. Heuberger, 1974). Wir halten es
daher für denkbar, dass die Gesteine der Roten Breccie während einer klimagünstigen Phase
innerhalb eines Glazials gebildet wurden, als das Inntal-Niveau durch starke fluviatile
Akkumulation deutlich höher war als heute und dort keine dichte Auwaldvegetation herrschte,
sodass Feinsediment ausgeblasen und lokal deponiert werden konnte. Diese
Schlussfolgerungen, die einer Validierung durch verlässliche Alterbestimmungen harren,
gelten jedoch nicht notwendigerweise für die hangaufwärts vorkommende Weiße Breccie, aus
der bislang keine Pflanzenfunde gemeldet wurden.
Literatur
GAMS, H. (1936): Die Flora der Höttinger Breccie. In: Götzinger, G. (Hrsg.): Führer für die Quartärexkursionen
in Österreich (III. Intern. Quartär-Konf., Wien 1936), II, 67-72.
HEUBERGER, H. (1975): Innsbrucker Nordkette. In: Fliri, F. & Leidlmair, A. (Hrsg.): Tirol — Ein
geographischer Exkursionsführer. Innsbrucker Geogr. Studien, 2, 43-65.
HUSEN, D. van (2000): Geological processes during the Quaternary. Mitt. Österr. Geol. Ges., 92, 135-156.
LADURNER, J. (1956): Mineralführung und Korngrößen von Sanden (Höttinger Breccie und Umgebung).
Tschermaks Mineral. Petrogr. Mitt., 3. F., 5, 103-109.
MURR, J. (1926): Neue Übersicht über die fossile Flora der Höttinger Breccie. Jahrb. Geol. Bundesanstalt, 76,
153-173.
OBOJES, U. (2003): Quartärgeologische Untersuchungen an den Hängen der Innsbrucker Nordkette (Höttinger
Breccie). Unveröff. Diplomarbeit LFU Innsbruck, 91 S.
PATZELT, G. (1976) : Der Gletscherschliff bei Zirl und die würmzeitliche Glazialerosion im mittleren Inntal. Z.
Gletscherk. Glazialgeol., 12, 85-90.
PENCK, A (1921): Die Höttinger Breccie und die Inntalterrasse nördlich Innsbruck. Abh. Preuss. Akad. Wiss.,
Phys.-Math. Kl., 1-136.
WETTSTEIN, R. von (1892): Die fossile Flora der Höttinger Breccie. Wien, Tempsky, 48 S.
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KLIMA-ENTWICKLUNG IM FRÜHWÜRM (ISOTOPENSTADIUM 5A
BIS 5D) IN DEN NÖRDLICHEN KALKALPEN ANHAND VON
HOCHAUFLÖSENDEN STALAGMITEN-ISOTOPENDATEN
Karl-Heinz OFFENBECHER1, Christoph SPÖTL1 & Jan KRAMERS2
1
2
Institut für Geologie, Universität Bern
Das marine Isotopenstadium 5 umfasst das letzte Interglazial (5e, Eem; 135-116 kyr), sowie
den langen Zeitraum des Frühwürm (5d bis 5a; 116-65 kyr). Über letzteren Zeitraum haben
wir aus Untersuchungen an lakustrinen Sedimenten Kenntnis über die Änderung der
Vegetation (e.g., Drescher-Schneider, 2000), sind jedoch auf eine relative Biostratigraphie
mittels Pollen angewiesen, da absolute Altersdaten kaum vorhanden sind. Wir haben nun aus
einer Höhle am Nordrand der zentralen Nördlichen Kalkalpen (Gassel Tropfsteinhöhle) neue
Daten aus Stalagmiten gewonnen, die das bisherige lückenhafte Bild der Klimaentwicklung
im Frühwürm verfeinern helfen.
Die Gassel Tropfsteinhöhle liegt in den Trauntaler Voralpen östlich von Ebensee. Der
Eingang der 1170 m langen Höhle liegt in 1225 m im Südostabhang des Gaßlkogel und bildet
zugleich den höchstgelegenen Teil der Höhle. Nach einem kurzen Abstieg im
Eingangsbereich bildet die Höhle ein kluftparalleles Horizontalsystem, indem sich der größte
Teil der für alpine Höhlen erstaunlich umfangreichen Versinterungen befindet. Eine zweite
Ebene, ca. 80 m tiefer, ist über zwei Schachtsysteme mit dem oberen Stockwerk verbunden.
Versinterungen sind in diesem Stockwerk seltener. Die Temperatur in der Höhle beträgt 5,4 ±
0,2°C und zeigt keine saisonalen Schwankungen.
Probe Gas 12 ist ein 53 cm langer Stalagmit aus dem oberen Stockwerk der Höhle, der
umgestürzt am Boden lag. Er besteht aus weißem, dichten Kalzit und zeigt keine Anzeichen
für postdiagenetische Rekristallisation. Zwei Lagen bei 36,6 und 19,9 cm heben sich durch
leicht dunklere Färbung hervor und deuten auf Wachstumsunterbrechungen hin. Entlang der
axialen Zone des Stalagmiten wurden in engen Abständen (0,25 mm) Proben für stabile
Isotopenanalysen entnommen. Die O Isotopenwerte des Kalzits bewegen von -8‰ bis 10,5‰ VPDB und zeigen keine Kovarianz mit den Werten des C, die von -3‰ bis -9‰
VPDB variieren.
Das Altersmodell des Stalagmiten basiert auf 23 Proben, die entlang der Wachstumsachse
entnommen und mittels Th/U Massenspektrometrie (MC-ICP-MS) bestimmt worden sind.
Die Ergebnisse zeigen ein kontinuierliches Wachstum von 104 bis is 89 ± 1,5 kyr, das,
unterbrochen von einem Hiatus, sich im oberen Teil des Stalagmiten von 80 bis 74 ± 1,2 kyr
fortsetzt. Somit begann das Wachstum dieses Tropfsteins während des Isotopenstadiums 5c,
das der klimagünstigen Phase des ersten großen Frühwürm Interstadials (Brørup bzw. St.
Germain I) entspricht, und hörte etwa 15 kyr später zu wachsen auf. Nach der
Isotopenstratigraphie der Tiefsee (SPECMAP, Martinson et al., 1987) fällt dieses Ende vor 89
kyr in das Stadium 5b, einem Stadial (Melisey II). Erneutes Tropfsteinwachstum setzte erst
ca. 8 kyr später während des Höhepunktes des zweiten großen Frühwürm Interstadials
(Odderade bzw. St. Germain II) ein, was dem marinen Isotopenstadium 5a entspricht. Das
endgültige Ende der Kalzitausscheidung fällt in den Übergang von 5a/4, als der globale
Meeresspiegel um einige Zehnermeter absank und in Europa kalt-trockene Bedingungen
Einzug hielten.
Die errechnete Wachstumsrate, ein qualitatives Maß für die Tropfrate und damit den
Niederschlag, variiert im unteren Abschnitt zwischen 0,010 und 0,029 mm pro Jahr und
zwischen 0,019 und 0,067 mm im oberen Teil. Die dadurch erzielte zeitliche Auflösung der
Isotopendaten beträgt 9 bis 27 Jahre im unteren Abschnitt und 4 bis 13 Jahre im oberen.
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Vergleicht man das O Isotopenprofil des Stalagmiten mit dem der grönländischen
Eisbohrkerne, so lassen sich deutliche Zusammenhänge erkennen. Gegen Ende der ersten
Wachstumsperiode stiegen die Isotopenwerte im Stalagmiten deutlich und auffallend rapide
an und blieben auf diesem Niveau für ca. 2,3 kyr. Dann sanken die Werte rasch ab und das
Wachstum hörte vor 89 kyr auf. Diese offenbar wärmere Phase lässt sich gut mit dem
Interstadial 22 in Grönland korrelieren. Auch hochaufgelöste Daten aus dem subtropischen
Atlantik zeigen dieses Interstadial deutlich, begrenzt von zwei kurzfristigen
Kaltwassereinbrüchen (Lehman et al., 2002). In der zweiten Wachstumsphase des
Stalagmiten findet sich ebenfalls eine isotopisch klar ausgeprägte Wärmephase, die als
Interstadial 20 Grönlands identifiziert werden kann. Aus der Gassel-Tropfsteinhöhle sind
noch zwei weitere, kleinere Stalagmite untersucht worden, die eine Bestätigung des
Kurvenverlaufs der O Isotopie der Gas 12 Probe für zwei kürzere Zeitabschnitte liefern.
Literatur
DRESCHER-SCHNEIDER, R. (2000): Die Vegetations- und Klimaentwicklung im Riß/Würm-Interglazial und im
Früh- und Mittelwürm in der Umgebung von Mondsee. Ergebnisse der pollenanalytischen
Untersuchungen. In: Klimaentwicklung im Riss/Würm Interglazial (Eem) und Frühwürm
(Sauerstoffisotopenstufe 6-3) in den Ostalpen. Mitt. Komm. Quartärforsch. Österr. Akad. Wiss., 12, 3992.
LEHMAN, S.J., SACHS, J.P., CROTWELL, A.M., KEIGWIN, L.D. & BOYLE, E.A. (2002): Relation of subtropical
Atlantic temperature, high-latitude ice rafting, deep water formation, and European climate 130,00060,000 years ago. Quat. Sci. Rev., 21, 1917-1924.
MARTINSON, D.G., PISIAS, N.G., HAYS, J.D., IMBRIE, J., MOORE, T.C. & SHACKLETON, Jr. & N.J. (1987): Age
dating and the orbital theory of the ice ages: Development of a high-resolution 0 to 300,000-year
chronostratigraphy. Quat. Res., 27, 1-29.
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EINIGE DATEN VON GEOLOGISCHE KARTE VON ALBANIEN
1:50.000
Kujtim ONUZI1 & Edlira PLAKU2
1
Instituti Kerkimeve Gjeologjike, Blloku”Vasil Shanto, Tirana, Albania ” Tel. & fax.: ++355 4 226597, E-mail:
[email protected]
2
Geologischer Dienst Albaniens, GIS-Abteilung, tel: ++355 4 22870, e-mail: [email protected]
Der Geologische Dienst von Albanien erarbeitet im Rahmen des Projektes GK50 ein digitales
Informatiossystem zur flächendeckenden Darstellung der geologischen Verhältnisse in ganz
Albanien im Maßstab 1:50 000.
Folgende Blätter sind bis jetzt ferstigestellt bzw. in Bearbeitung.
Blatt N° 3
Blatt N° 4
Blatt N° 5
Blatt N° 6
Blatt N° 7
Blatt N° 8
Blatt N° 11
Blatt N° 12
Blatt N° 14
Blatt N° 15
Blatt N° 16
Blatt N° 20
Blatt N° 25
Blatt N° 26
Blatt N° 27
Blatt N° 33
Blatt N° 34
Blatt N° 35
Blatt N° 36
Blatt N° 37
Blatt N° 38
Blatt N° 39
Blatt N° 41
Blatt N° 43
Blatt N° 44
Blatt N° 45
Blatt N° 47
Blatt N° 54
Blatt N° 60
Blatt N° 66
Blatt N° 67
Blatt N° 68
Blatt N° 69
Blatt N° 75
Blatt N° 76
Blatt N° 77
Blatt N° 83
Blatt N° 84
Blatt N° 90
Blatt N° 95
Blatt N° 96
Blatt N° 99
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STANET - SUBLICE
RAPSH-STARJE
TAMARA
THETHI
B. CURRI
KOPLIKU
FIERZA
KRUMA
SHIROKA
SHKODRA
PUKA
VELIPOJA
SHISHTAVECI
LEZHA
RRESHENI
KRUJA
BURRELI
ZERQANI
POCESHTI
SHENA VLASH
SHIJAKU
KAMZA
KLENJA
DURRESI
KAVAJA
TIRANA
LIBRAZHDI
PRENJASI
POGRADECI
LENIASI
MALIQI
POJANI
SHUECI
VITHKUQI
KORÇA
KAPSHTIC
ERSEKA
VIDOHOVA
BARMASHI
LIBOHOVA
LESKOVIKU
JERGUCATI
Zusammenarbeit mit Montenegro
Zusammenarbeit mit Kosovo
Zusammenarbeit mit Macedonia
Zusammenarbeit mit Griechenland
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HARTA GJEOLOGJIKE SHQIPERI - MALI I ZI Shkalla 1: 50 000
PLANSHETI 14 SHIROKA
Autore : K. Onuzi, H. Pulaj, A. Pirdeni, S. Vukaj, M. Pajoviç
19°15'
42°
10'
43
57
59
61
63
65
67
69
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1 3.1
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Qh 2
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19°30'
42°
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Depozitime kenetore, torfa, llum.
Qh 1
Depozitime liqenore, argjila,alevrolite.
Qh 1
Depozitime proluviale, zhavore rera.
N2
Depozitime neogjenike, gelqerore, alevrolite, aregjila, ranore.
Pg 13
Depozitime oligocenike, konglomerate, ranore,argjila,alevrolite.
Pg 1-2
b.
m. Kr onishtar
Depozitime aluviale, zhavorre, rera.
Qp3 -h Depozitime koluviale, zhavore, popla, dhera te kuq.
Blaca
65707.4
Qh 2
Boriçi i Madh
E
67
LEGJENDE
56.8
prr.
5 .2
75
43
Gjormi
Rrjo
llit
71
61
1 2.0
Depozitime te kretakut te siperm, gelqerore shtresore,gelqerore te dolomitizuar.
Cr1
Depozitime te kretakut te poshtem, beriasian-valanzhinian, gelqerore.
J3
Depozitime te jurasikut tecsiperm, gelqerore masive rifore me
ellipsactinide dhe gelqerore shtresore me alga.
J2
Depozitime te jurasikut te mesem, gelqerore shtresore me module silicoresh.
J1
Depozitime te jurasikut te poshtem,gelqerore shtresore dhe dolomite me lithiotis
T3
Depozitime te Triasikut te siperm, gelqerore shtresore dhe dolomite me megalodonte.
T 22
J2
486 .0
m. Su kses
491.4
914.6
Shtjegvashi - Mahalla
m. Shin gli
Vidh gari
59
b.
0 .7
m. Botishit 6 51 .5
T2
6 33 .0
sh
re
P
Pg
r
r
.
T
b.
124.7
126.0
Bojka
1 65 .0
Suma
m. Çafor
1 86.0
Pg 1
prr.
Ga
rucit
m. Vlladimir
22.7Pg 3
3
m. Kodra
N2
Mj
e
b.
du
Qh 2
eç
rj
Vllad imir
Cr 2
N2
Pg 1
43
3
Pg 1
59
r
4 .0
34 .7
Qh 1
63
70
47 .0
46
65
67
55
6 4.0
Pg
1-2
m. Berdices
69
70.0
Qp 3-h
Qh 2
Samirishti i Siperm
5.2
61
Qh 2
165.0
nes
i Bu
L.
Muriqani
(Go rica)
3
57
8.3
m. Ob likes
140.0
Muriqan
(Vejukaj)
Berdica e Poshtme
2 8.3
Sjel ita
42°
00'
19°15'
84.0
3
b.
Muriqani
Sukobin
45.0
Berdica e Mesme
132.0
187 .0
34 .1
Qp 3-h
1
Pg 1
9 6.0
Pg 1
112.0
m. Lines
m. Malla
Krutje
L.
146.0
b.
209.1
Braisha
10 2.0
57
i
L.
Zuesi
105.0
L
T2
L.
153.0
b.
54 .0
Shtufi
485.0 2
So rzigaçje
117.0
186.0
55
3 95 .0
m. Bajrakut
57
D
1 14 .6
207.0
3
46
T3
kalaja e Rozafatit
208.0
141.0
Do ni - Kravari
Elemente renie
84 .8
594.2
Oblika e Siperme
78.0
1 03 .0
Drag inja
Kosiç
30
82 .0
147.0
m. Taraboshit
b.
b.
Dr amoshi
1 00 .0
1 05 .1
Midje
T2
155 .0
b.
96 .0
110.0
430.0
57 2
T3
584.0
Valasi
1 20 .1
1-2
Rasfish
59
85 .0
it
Gorni - Kravari
Cr1
Kufi tektonike
Baboti
b.
948.0
b.
Kufi transgresiv
J1
m. Gurit 538.0
b.
2
T2
Çaprje - Mahalla
un
e s
m. Zjena
iB
2
T2
Cr 2
478.0
m. Strazhanik
it
810.0
946 .0
m. Ush eza
in
T3
Depozitime te Triasikut te mesem, gelqerore shtresore me ndershtresa dhe modula
silicore dhe gelqerore rifore
Kufi gjeologjik
Zogaj
12 56.0 m. Ozhan
Depozitime te palocen-eocenit , flish alevrolito-argjilo-ranor.
Cr 2
.
iB
un
es
71
Qh 1
Daragjati
43
73
42°
00'
75 19°30'
Perpunoi: Leonard Gurabardhi, 2003
Numri i Planshetave
te Republikes se Shqiperise
Harta e Studiushmerise
1
1
1 - D ede S. - N de rtimi gjeologjik dhe mineralet e dobis hme te Shqiperise
veriore, shkalla 1 : 100 000. Tirane 1973
2 - Starova S. - Ndertimi gjeologjik dhe perspe ktiva naftegaz mbajtese e
rajonit Velipoje - Shkoder, shkalla 1 : 50 000. F ie r 1973
3 - N akuçi V. etj. - Nderti mi gjeologji k dhe pers pektiva naftegazmbaj te se
e rajonit Lezhe - Shkoder, shka lla 1 : 25 000. Fier 1973
Veshtrim tektonik
2
3
1 - Zona e Alpeve S hqiptare
4
5
6
7
2 - Zona Krasta - Cukali
8
9
10 11 12 13
14
3 - Zona Kruja
15 16 17 18 19
1
20 21 22 23 24 25
26 27 28 29 30
31 32 33 34 35 36
4
4 - Zhi valje viç M. - H arta gjeologji ke e Malit te Zi, shkalla 1 :200 000.
Ti togra d 1989
1
37 38 39 40 41 42
2
3
43 44 45 46 47 48
3
2
49 50 51 52 53 54
55 56 57 58 59 60 61
62 63 64 65 66 67 68 69
70 71 72 73 74 75 76
77
78 79 80 81 82 83 84
85 86 87 88 89 90 91
92 93 94 95 96
97 98 99
100 101 102
103
Blatt N° 100
Blatt N° 101
Blatt N° 102
Blatt N° 103
KSAMILI
MURSIA
SOTIRA
KONISPOLI
Die Bearbeitung der ersten Kartenserie für die Blätter 37 Shena Vlash, 38 Shijaku, 39 Kamza,
43 Durresi, 44 Kavaja und 45 Tirana wird bis Ende 2004 abgeschlossen sein.
Basis dieser Kartenserie sind alle verfügbaren gedruckten Karten (Geologische und
hydrogeologische Karten; Ingenieur-Geologie, Neotektonik, Geomorphologie, Lagerstätten,
geologische Umweltkarte).
304
Graz, Austria
24. – 26. September 2004
PANGEO Austria 2004
ISSN 1608-8166
MINISTRIA E INDUSTRISE DHE ENERGJITIKES
SHERBIMI GJEOLOGJIK SHQIPTAR
Drejtoria e Pergjithshme
43
96
97
98
99
alQh1
Kuater nar
Indeksi
Q
c,d,pQh
alQp 3
77
Kabal
prr.
d.uji
3
N 1t(d)
76
liq. Tiranes
Argjila,alevrolite,ranor
pr
rez.
gelqeror litotamnik
ndershtresa te rralla
qymyre
(Formacioni Skute rra)
rez.
Ram anu
3
N 1t(b)
it
pr
prr. K abalit
Sales
pr r.
allm
it
K
72
Kufi transgresiv
prr
.
pr
r. Q
erze
s
N12 l(a)
ln es
3
b.
a
N 1t(d)
alQp 3
alQp 3
Arban
N11b(b)
prr.
Zhllim
es
N11b(a)
a
b c
A
B
Ranor
70
bies
N1 a
Pg3 (c)
3
b.
Pg3 (b)
alQp 3
3
prr.
Gre
pi
c,d,pQp3 -h
Pg 3 (b+c)
3
t
rez.
43
96
0
97
98
99
44
00
01
Konglomerat
1
N1b(b)
prr. Zaranikes
41°
15'
19° 45'
N1 a
it
prr. Kas
pr r. Nax
1
N11b(b)
asit
Allt
zhavorre
alevrolite,
45
1
1
N1b(c)
Gelqeror
N11b(a)
3
Gelqeror litotamnik
N 1t(a)
2
02
03
04
05
N1 l(a)41°
Dolomit
15'
19° 52' 30''
1 km
Mergel
Perpunoi ne kompjuter: E. Plaku, A. Xhomo, A. Brako
Projektues i DB_GIS: A. Avxhi, E. Plaku
Tr - 2
0
250
500
Qymyre
VL
JP
250
0
2
N1 l(a)
1
N1b(a)
1
N1b(b)
1
N1 a
Q
3
N 1t(a)
Q
250
Q
Pg3
3
Linza ranorike (kanale, bare)
0
3
N 1t(d)
N11b(b)
- 250
- 500
Puse per nafte e gaz
Reper litologjik
P ROF I LIA - B
250
Profil gjeologjik
Alevrolit
alQp3
45
N11b(c+b)
Element te shtruarjes se permbysur. a- renie e bute (deri 30°),
b- renie mesatare (30-60°), renie e forte (mbi 60°)
Argjile
N11b(b)
1
N1b(b)
Element te shtruarjes normale. a- renie e bute (0-30°),
b c b- renie mesatare (30-60°), renie e forte (60-90°)
alQp
alQp 3 3
enit
pr r.
71
p rr.
es
l. Erz
prr. Shlu
mangut
Indeksi
Mosha
rit
Der
C al
prr.
K U A T E R N A R (H O L O C E N)
Kufi tektonik
70
alevrolite,
rera me copra
80
Kufi litologjik
it
r.
prr.
ic all
V ap
it
res
h
3
Kufi moshor
b.
alQh1
pr
r.
Li ne
prr.
Kufi i ndryshimeve faciale
b.
alQh1
1
alQp
Oligocen i siperm. Flish i holle
73
prr. Ba thores
3
alQh1
1
N1b(a)
M ad
70
Oligocen i siperm. Flish i holle argjilo-ranor me gelqerore
Pg 3
b.
3
N 1t(a)
N1b(a)
c.d.Qh1
Oligocen i siperm. Flish i holle argjilo-ranor
Pg 3 (a)
3
3
3
pr
p rr.Senes
ni t
p.
p.
N1 t(c)
1
rze
t
b.
b.
3
l. E
71
prr.
60
alevrolite,
rera
pr
e
rat
Mo
50
Zhavorre, rera,
alevrolite
c.d.Qh
liv
el
N1 a
Pg 3 (b+c)
alQp 3
N11 a
Zhavorre
al Q h 1
em
3
10
40
Sh
Pg 3 (a)
Shk 1 : 1000
30
r.
julli
r. M
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sit
prr.
Zi
N1 a
n Su
les
N11b(a)
alQh1
b.
20
Oligocen i siperm. Flish i holle argjilor
Pg 3 (b)
prr. Musit
prr . Be
rzes
alQp 3
c,d,pQp3 -h
72
1
1
alQp 3
KOLONA LITOSTRATIGRAFIKE
KUATERNARIT
Pershkrimi
Akuitanian. Flish argjilo-konglomeratik
Pg3 (c)
3
74
N1b(b)
t
Zeb eli
-R
uc
prr.
c,d,pQp3 -h
73
alQp3
alQ h 2
3
N 1t(d)
Tr - 2
rez.
prr.
Xa
ait
r. Ag
pr
b.
me ge lqeror
Litologjia
Burdigalian. Flish i holle argjilo-ranor me
konkrecione mergelesh
p rr
horizonte vithithes
4500
0m
re
te Mba
Burdigalian. Mergele, argjila dhe gelqerore
me materiale vidhisese
N11 a
.R
as
es
prr.
rez.
c,d,pQp3 -h
c,d,pQp3 -h
Flish i holle
argjilo, ranor me
Flish i holle
argjilo, ranor
prr. Ujit
motop.
r. G
ryka
4250
74
Langian. Ranore, mergele, gelqerore
1
N1b(a)
lit
Kaba
prr.
rez. She rke s
p.
Pg 3
Tortonian. Molase, gelqerore litotamnike,
ranore, (Formacioni Priska)
N12 l(a)
1
je ve
Za
4000
Tortonian. Molase, argjila, alevrolite me ndershtresa
ranore e qymyre (Formacioni Skuterra)
3
prr.
3750
N 1t(a)
prr. Fortuzit
3500
OL IGO CEN I SIPERM
3250
Tortonian. Molase, ranore, (Formacioni Iba)
N 1t(a)
N1b(b)
3
1
3
Flish i holle argjilor
me ndershtresa te
rralla ranore.
Tortonian. Molase, alevrolite, argjila me shtresa
qymyrore (Formacioni Mezezi)
rez.
N1 a
Flish i holle argjilo
ra nor dhe mergelor
3
76
es
all
Kuaternar. Zhavore, alevrite
3
N 1t(b)
75
N a
Mer gele, argjila
gelqer ore.
3000
p. b.
pr
2750
rez. 1
1
s
2500
AKUIT. BURDIG. LANGIAN
2250
N11b(b)
1
N1b(a)
75
xh
Kuaternar. Alevrit, rera
3
N 1t(d)
rez.
Gelqeror litotamnik,ranor
Ranore, mergele
argjila me rgelore
gelqe rore.
er
r. G
Kuaternar. Zhavore, rera, alevrite
N1 t(c)
it
P.
Kuaternar. Zhavore
c,d,pQp 3 -h Kuaternar. Alevrite, rera me copra
rez.
d,c,pQh
ja tave
2000
77
d.uji
d.
uji
1
N1b(c+b)
c
1750
alQp 3
3
N 1t(d)
c,d,pQp3 -h d.uji
alQh2
prr. Lig
1500
alQh1
r.
1250
Ranor masiv me
ndershtresa te holla
argjilore.
(Formacioni Iba)
alQh2
78
45
N 1t(b)
Rere , Zhavorr, brekç ie
N derthurje ale vrolite
me argjila;Ndershtresa
qymyresh.
(Forma cioni Meze zi)
L E G JE N DA
19° 52' 30''
41°
3 20'
N1 t(c)
05
44
pr
750
1000
T O R T O N I A N
500
04
Fa
rk
es
0
250
03
alQh1
3
N1 t(c)
3
Litologjia
02
l. Lanes
N 1t(b)
3
Perpiluar ne baze te rilevimeve gjeologjike ne shk. 1:25 000 dhe
studimeve pergjithesuese te: Naço, P. etj. 1991, Jani, A etj. 1990.
01
l. Lanes
45
Mosha Litologjia
00
44
alQh1
78
Shk 1: 25 000
GIS_TDK
DGIP
PLANSHETI K-34-100-B-a (Tirana e Jugut)
SHK. 1:25 000
3
N1 t(c)
3
N 1t(b)
KOLONA LITOSTRATIGRAFIKE
Graz 2004
HARTA GJEOLOGJIKE
Pergatiten per botim: Kodra, A.
Naço, P.
19° 45'
41°
20'
Band 9
- 250
3
N 1t(b)
- 500
3
- 750
N1 t(c)
- 750
3
N 1t(b)
- 1000
- 1000
3
N 1t(a)
Die Informationen werden digital bereitgehalten und erst bei Bedarf kurzfristig im aktuellen
Stand als Plotausgabe (Karte) oder als digitaler Datensatz erzeugt und dem Kunden gegen
Kostenerstattung übergeben. Alle Produkte werden im Blattschnitt der Topographischen
Karte 1:50 000 ausgegeben.
PANGEO Austria 2004
Graz, Austria
24. – 26. September 2004
305
ISSN 1608-8166
Band 9
Graz 2004
DIE GEOLOGIE NORDALBANIENS NACH HERMANN VETTERS
(1906)
Kujtim ONUZI
Institut für Geologie, Blloku”Vasil Shanto, Tirana, Albania ” Tel. & fax.: ++355 4 226597, E-mail:
[email protected]
Hermann Vetters wurde am 31 Juli 1880 als Sohn eines akademischen Industriemalers in
Wien geboren. 1905 reiste er zum ersten Male nach Albanien, um das Erdbeben von Skutari
zu studieren. In diesen grösseren und kleineren Reisen auch einige geologische
Beobachtungen zu machen, welche geeignet scheinen, unsere noch immer recht geringe
Kenntnis über die Geologie dieses Landes zu erweitern. Er hat geologische Beobachtungen
auf folgenden kürzeren Ausflugen gemacht:
1. Shkodra-Shiroka
2. in den Hügel südlich von Shkodra
3. am Ostfuße des Taraboshi
4. Shkodra-Baçallek-Berdice
5. Shkodra-Juban-Gajtan-Renc
6. in den Hügel am Kiri und am Wege über Bardanjolt nach Renci
7. von Mazreku nach Gajtani
8. Mes
9. Gruemire-Gruda-Grizha
10. über Vorfai auf den Maranajgipfel
11. Shkodra-Oboti-Ulqin-Tivar-Rijeka-Podgorica-Tuz-Koplik* 31.07.1880
Shiroka
† 06.10.1941
12. über Bushati und Kakariq nach Lezha-Durresi-Tirana-DerveniLaçi-Milot-Fanital-Rubik-Kthella-Orosh-Kashnjet-Vau i Dejes
In diese Beobachtungen er hat die geologische Karte des nördliche Albaniens, geologische
Darstellung und einige Skizze, Profile und Foto usw. gemacht.
306
Graz, Austria
24. – 26. September 2004
PANGEO Austria 2004
ISSN 1608-8166
Band 9
Graz 2004
THE NORTHERN CALCAREOUS ALPS AS A PART OF THE
ADRIATIC MICROPLATE: NEW PALEOMAGNETIC DATA AND
INTERPRETATIONS
Hugo ORTNER1, Wolfgang THÖNY2 & Robert SCHOLGER3
1
2
Institut für Geologie und Paläontologie, Universität Innsbruck
3
Institut für Geophysik, Montanuniversität Leoben
Permotriassic sedimentation in the area of present days Northern Calcareous Alps (NCA) took
place on the continental margin neighbouring the Tethys ocean. In the Jurassic, Penninic
rifting led to formation of a new ocean, and to separation of the Northern Calcareus Alps (and
the Adriatic microplate) from the European plate. The majority of paleomagnetic data from
Mesozoic sediments in the NCA data contradicted this hypothesis, as they indicate clockwise
rotation, in contrast to the generally counterclockwise rotated Southern Alps and Adriatic
microplate (e.g. Mauritsch and Becke, 1987). An ocean was introduced to separate the
Southern Alps, which are part of the Adriatic microplate (e.g. Channell, 1996) from the
Eastern Alps (e.g. Channell et al., 1990, 1992).
New paleomagnetic data from the Northern Calcareous Alps call for a reinterpretation of
existing data. We sampled every lithologic unit in several stratigraphic sections between the
Late Triassic and the Early Cretaceous with at least one site (sections Lehnbach, Ampelsbach,
Kohlstatt and Unken are presented here; for location see Fig. 1). Declinations and inclinations
of the ChRM should change through time, as both the European and the African plate
performed partly joined vertical axis rotations and drift movements. We compare the data
from the stratigraphic sections to the expected paleodeclinations and inclinations for the
African and the European plate derived from the apparent polar wanderpath (Besse and
Courtillot, 2002) calculated for the city of Salzburg, assuming Salzburg to be located on the
African or the European plate, respectively (Fig. 2).
The data can be divided into two groups:
1) The inclinations in the sampled section follow the path of the expected paleoinclination of
Africa and Europe through time. If fold tests are positive and reversals are recorded, these
data are regarded to be primary magnetisations, aquired soon after sedimentation (see a
and b of Fig. 2).
2) The inclinations in the sampled section are not related to the expected paleoinclination of
Africa and Europe and remain constant through time. These data are interpreted to be
related to secondary magnetisations (see c and d of Fig. 2).
The first group can be used to interpret the measured paleodeclinations for Jurassic
paleography. In these sections, the paleodeclinations follow a path, which is parallel to the
African path, and different from the European path (Kohlstatt section, Fig. 2a). Therefore we
conclude that the NCA were part of the Adriatic microplate from the Jurassic onwards.
Secondary magnetisations show clockwise rotated declinations (Fig. 2c and d), which are not
related to the expected paleodeclinations of Africa and Europe. Therefore we propose that the
existing data indicating clockwise rotations in the NCA are secondary magnetisations, as
already concluded by Gallet et al. (1998) and Schätz et al. (2001). Secondary magnetisations
carry important information about the rotational history of an area, but the timing of
remagnetisation must be established before the data are interpreted. In the NCA, the problem
of clockwise rotation is shifted to the Cenozoic (see contribution Thöny et al., this volume).
PANGEO Austria 2004
Graz, Austria
24. – 26. September 2004
307
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One reason for the erroneus interpretation of secondary magnetisations as primary was the
presence of positive fold tests. If folding occured late in orogenic history, there is sufficient
time for magnetic overprint predating folding, thus creating a prefolding overprint
magnetisation. We propose a new „section test“ in stratigraphic sections based on the
changing inclinations through time, for a more reliable identification of secondary
magnetisations.
References
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over the last 200 Myr.- J. Geophys. Res., 107(B11), 6-1 - 6-31, Washington, D.C.
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realm, new palaeomagnetic data from the Northern Greywacke Zone, Eastern Alps.- Int. J. Earth Sci., 91,
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Fig. 1: Geologic sketch of the Northern Calcareous Alps with the positions of the investigated sections presented
here.
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Fig. 2: Paleomagnetic results from four stratigraphic sections: a) Kohlstatt section south of Kössen.
Paleoinclinations follow the shifts of paleoinclinations of both the African and European curves. The
paleodeclinations define a curve, which is similar in shape to the African curve, but rotated 15° clockwise. b)
Lehnbach section east of Ehrwald. Similar to a), but paleodeclination are nor rotated in respect to the African
curve. c) Ampelsbach section east of Achenkirch: Neither paleodeclinations nor paleroinclinations are not
related to the shifts of paleoinclinations of both the African and European curves, but remain scatter in the same
range through time. d) Unken section: Similar to c). Sections Kohlstatt and Lehnbach have primary
magnetisations, Ampelsbach and Unken secondary magnetisations.
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STABLE ISOTOPIC (C,O) SIGNALS FROM LIHTIFIED TALUS
BRECCIAS (NCA, AUSTRIA):
IMPLICATIONS ON DIAGENESIS
Marc-André OSTERMANN
Department of Geo- and Atmospheric Sciences, University of Innsbruck, Austria, [email protected]
Stable isotope analysis of lithified carbonate talus breccias within the Northern Calcareous
Alps (Austria) have not been investigated comprehensively although they can be employed
for reconstructing sedimentary paleo-environments and give hints to their diagenetic pathway.
б18O and б13C values allow an estimation of the isotopic composition, the origin and the
temperature of diagenetic fluids involved in meteoric cementation. About 1000 samples from
17 different locations in roughly similar latitude (47°12´- 47°30´) and all out of carbonatic
geological settings were analyzed. While sampling it was discerned between meteoric
cements, primary or secondary infiltrated matrix and hostrock, mostly Mesozoic marine
limestones. The isotopic composition of the hostrock (marine calcites) and the meteoric fluids
which depend on climate control the signature of meteoric cement when pore fluids become
saturated and supersaturated and precipitation occurs (e.g. BANNER & HANSON, 1990).
The isotopic composition of the fossil talus breccia cements (meteoric cements) shows a
pattern of strongly variable б13C form 3,9 ‰ to -10,4 ‰ and relatively invariant б18O values
between -6,1 ‰ and -11,7 ‰ with a maximum of values around -9,6‰. In view on the wide
variation of the б13C values (14,3 ‰) the coupled variation of the б18O values seem to be
relatively stable which indicates meteoric origin (e.g. ALLEN & MATTHEWS, 1982;
LOHMANN 1988).
The б13C values of the cements show a maximum between -7 to – 10 ‰ which can be
considered together with the most negative б13C values of the cements (-10,4 ‰) the best
estimate for the value of pure meteoric calcite. This suggests light б13C values for soil-CO2 (18,0 to -20,0 ‰ ) (ROMANEK et al., 1992).
The carbon isotope in meteoric cements could originated from different sources such as
atmospheric CO2 (about -8,0 ‰), dissolution of matastable carbonate minerals such as
aragonite and CO2 from soil/calcrete organic matter decay (б13C ≥ -20 ‰). Carbonate
precipitated in surface or shallow diagenetic setting with a open-system exchange with
atmospheric CO2, will have an isotopic composition, which reflects the air-CO2 signature
(RAHIMPOUR-BONAB & BONE, 2001). RIGHTMIRE & HANSHAW (1973) mentioned
that calcite precipitated in open-system equilibrium with soil-gas CO2 is limited to a б13C
value of about -15 ‰.
The hostrock signals with mean б13C = 2,6 ‰ and б18O = -5,2 ‰ are normally for ancient
mostly marine limestones. More interesting is the isotopic pattern of the matrix which shows
a wide variety in both isotopic values. б13C ranges between -6,2 ‰ and 6,6 ‰ with a mean
value of 0,6 ‰ and б18O values from -11,2 ‰ to -2,1 ‰ with averagely б18O = -8,0 ‰. The
б13C values seem to be more hostrock buffered than the б18O values do because the decrease
from hostrock to cement values is more linear for б18O. Further investigations for
understanding matrix isotopic composition are necessary and will be done in future.
Latitude and temperature are the primary factors controlling the isotopic composition of
meteoric cement (HAYS & GROSSMAN, 1991) but also altitude is an influencing factor.
The altitude effect causes that the mean б18O values decrease with increasing altitude.
HUMER et al. (1995) gave a gradient of -0,16 ‰ per 100 meter difference in altitude for
whole Austria but also mentioned that deviations are possible. MOSER & RAUERT (1980)
calculated a range between -0,25 and -0,50 ‰ per 100 meters for the altitude effect. In this
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study a gradient for the altitude effect of -0,11 ‰ per 100 meters altitude difference was
calculated for the western parts of the Northern Calcareous Alps.
According to the equation given by HAYS & GROSSMAN (1991) it was tried to calculate
absolute temperature values. The results are not very convincing because calculated
temperatures range between 3°C and 33°C for the maximum б18O values (-11,7 ‰). The
mean б18O value (-9,58 ‰) gave temperatures between 5,1°C and 30,4°C, whereas
temperatures above assumed 10°C compared with recent temperature measurements
(HUMER et al., 1995) are not suitable for this altitudes and geographic positions. Reasons for
miscalculations are manifoldly.
Relative temperature estimations (e.g. DANSGAARD, 1964; ROZANSKI et al., 1992) result
in 4°-5°C temperature change within the б18O values.
The presented data gives an overview of isotopic values found in different types of talus
breccias and possible inferences for diagenesis. Minimum age determinations through U/Thdating of the meteoric cements are under way and will hopefully allow better interpretation
for particular breccias.
References
ALLEN, J.R. & MATTHEWS, R.K., (1982) Isotope signatures associated with early meteoric diagenesis,
BANNER, J.L. & HANSON, G.V., (1990) Calculation of simultaneous isotopic and trace element variations
during water-rock interaction with applications to carbonate diagenesis, Geochim. Cosmoch. Acta, 54,
3123-3137.
DANSGAARD, W., (1964) Stable isotopes in precipitation, Tellus, 16, 436-468.
HAYS, P.D. & GROSSMAN E.L., (1991) Oxygen isotopes in meteoric calcite cements as indicators of
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HUMER, G. et al., (1995) Niederschlagsisotopennetz Österreich, Monographien UBA, 52, 1-86.
LOHMANN, K.C., (1988) Geochemical patterns of meteoric diagenetic systems and their applications to studies
of paleokarst, in Paleokarst (ed. by JAMES, N.P. & CHOQUETTE, P.W.), Springer-New York, 58-80.
MOSER, H. & RAUERT, W., (1980) Isotopenmethoden in der Hydrologie, Bornträger, Berlin, Stuttgart.
RAHIMPOUR-BONAB, H. & BONE Y., (2001) Isotopic Signature of the Diagenetic Fluids and Cement in the
Tortachilla Limestone, South Australia, Iranian int. Jour. o. Sci., 2, 33-55.
RIGHTMIRE, C.T. & HANSSHAW, B.B., (1973) Relationship between carbon isotope composition of soil
CO2 and dissolved carbonate species in groundwater, Wat. Res. Res., 9, 958-967.
ROMANEK, C.S. et al., (1992) Carbon isotopic fractionation in synthetic aragonite and calcite: Effects of
temperature and precipitation rate, Geochim. Cosmoch. Acta, 56, 419-430.
ROZANSKI, K. et al., (1992) Isotopic pattern in modern global Precipitation in Continental Isotope Indicators of
climate; In P. K. Swart, K. C. Lohmann, J. MacKenzie and S. Savin (eds.). Climatic Change in
Continental Isotope Records. American Geophysical Union, Washington, 1-36.
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STABLE ISOTOPIC (C,O) COMPOSITION OF QUATERNARY TALUS
BRECCIAS (NORTHERN CALCAREOUS ALPS, AUSTRIA):
IMPLICATIONS FOR DIAGENESIS
Marc-André OSTERMANN & Diethard SANDERS
Department of Geo- and Atmospheric Sciences, University of Innsbruck, Austria, [email protected]
The stable isotope signatures (C, O) of carbonate talus breccias from the Northern Calcareous
Alps (NCA) show distinct clusters of host rock, matrix and of meteoric phreatic cements. The
investigated breccias consist of clasts of Mesozoic limestones, lithified by calcite cements
precipitated in vadose and phreatic meteoric environments. Alternatively, or in addition, the
breccias contain a primary matrix or an infiltrated, secondary matrix of calcisiltite to
calcimicrite; the secondary matrices are characterized by sedimentary lamination. Many of the
talus breccias are overlain by Würmian lodgement till.
The investigated talus breccias show a diagenetic pathway that, aside lithification of the
fine-grained matrices, is characterized by (1) isopachous to mammillary crusts of micritic
cement (locally with microbialite fabrics), followed by (2) isopachous fringes of phenocrystalline skalenoedric calcite cements. Locally, repetitive phases of dissolution of cement
and/or of matrices followed by precipitation of micritic and/or phenocrystalline cements are
indicated. No features of marked corrosion of clasts, however, were identified.
б18O (VPDB) and б13C values allow to estimate the isotopic composition, the origin and the
temperature range of diagenetic fluids involved in cementation. About 1000 isotope samples
from 17 different locations were analyzed. All rock samples were brushed, soaked and washed with distilled water; isotope samples were excavated with a dental drill. Upon isotope
sampling, we distinguished between meteoric cements, primary or secondary matrix, and host
rock.
Host rock: The host rock signals, with means of б13C = 2,6 ‰ and б18O = -5,2 ‰, are
typical for fully lithified marine limestones.
Phenocrystalline meteoric calcite cements: The d13C of the breccia cements varies between -10,4‰ to +3,9 ‰, whereas б18O is characterized by values between -11,7 ‰ and -6,1
‰, with a distinct maximum of -9,6‰. Within a sample, however, the isotope ratios of C and
O covary, although the variation of the б18O is smaller. In view on the 14,3 ‰ range of the б13
C values and the coupled, but smaller, variation of the б18O values, a meteoric origin of the
cements in indicated (e.g. ALLEN & MATTHEWS, 1982; LOHMANN, 1988). The б13C
values of the cements cluster between -10‰ to -7‰. The carbon isotope value in the meteoric
cements could have originated from different sources such as atmospheric CO2 (about 8,0‰), from soil/calcrete organic matter decay (б13C ≥ -20‰), and/or from meteoric dissolution of basal moraines that, in many cases, overlie the talus breccias. Carbonate precipitated
in surface or shallow diagenetic settings with an open-system exchange with atmospheric CO2
has an isotopic composition reflecting the signature of air-CO2 (RAHIMPOUR-BONAB &
BONE, 2001). Calcite precipitated in open-system equilibrium with soil-gas CO2 is limited to
б13C values of about -15 ‰ (RIGHTMIRE & HANSHAW, 1973). Together, the evidence
suggests an overriding meteoric signal within the cements, whereas host rock buffering and
contribution of soil CO2 are tentatively considered of subordinate significance.
Matrices: In the matrices, the б13C ranges from -6,2 ‰ to 6,6 ‰ (mean 0,6 ‰), and
б18O values range from -11,2 ‰ to -2,1 ‰ (mean -8,0 ‰). For all samples, the mean б13C
values of the matrices are both more variable and plot closer to the host rock signature than
the б18O ratios. The б13C values thus may be more host-rock buffered than the б18O values.
Further investigations for understanding matrix isotopic composition are necessary and will
be done in future.
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Geographic latitude (approximated as 47° for all samples), altitude, and temperature are
primary factors controlling the isotopic composition of meteoric cement (HAYS &
GROSSMAN, 1991). With respect to the present-day altitude effect, for Austria, HUMER et
al. (1995) indicated an average decrease of -0,16 ‰ d18O per 100 meter increase in altitude
(see also MOSER & RAUERT, 1980). My own calculations based on the б18O values from
the measured meteoric calcites in the breccias resulted in an altitude gradient of -0,11 ‰ per
100 meters. The similarity of the figures of the present altitude effect and that calculated for
the talus breccias supports that the isotope signal of the cements is mainly determined by
meteoric-derived pore fluids.
Relative temperature estimations (see e.g. DANSGAARD, 1964; ROZANSKI et al., 1992)
result in a 4°-5°C temperature range covered by the total of the measured б18O values. For the
minimum б18O value (-11,7 ‰) of the breccia cements, palaeotemperatures calculated
according to HAYS & GROSSMAN (1991) yielded a temperature range between 3°C and
33°C; the mean б18O value (-9,58 ‰) resulted in a range of 5,1°C to 30,4°C. As compared
with recent temperatures (HUMER et al., 1995), values above about 10°C are unrealistic for
the altitudes and geographic position of the sampled talus breccias.
Together, the isotope evidence suggests that cementation proceeded within meteoric-derived
waters (rain, snowmelt), whereas carbonate precipitation in association with subglacial melt
waters is considered improbable. Apart from a first characterization of C,O-isotope signatures
of Alpine Quaternary lithified talus, our data imply that relatively long-lived, meteoricderived phreatic groundwater bodies are common at least within the deeper portions of many
talus accumulations. Moreover, the mentioned repetitive changes between dissolution and
meteoric-vadose and phreatic cementation record distinct fluctuations of groundwater table
that, perhaps, may occur over long intervals of time. Because, by volume, talus is the most
significant type of sediment storage in high-mountainous areas such as the NCA (SCHROTT
et al., 2004), talus slopes probably represent a significant and hitherto little considered
groundwater reservoir.
FWF project P 16114-NO6 is acknowledged for financial support.
References
ALLEN, J.R. & MATTHEWS, R.K., (1982) Isotope signatures associated with early meteoric diagenesis,
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DIE TIERKNOCHEN DER HÖHLEN VON MLADEČ IN MÄHREN,
TSCHECHISCHE REPUBLIK
Martina PACHER
Institut für Paläontologie Wien, Althanstrasse 14, A-1090 Wien
Die Höhlen von Mladeč/Lautsch liegen in der Nähe von Olomouc am westlichen Rand der
Ortschaft Mladeč in Mähren. Das Höhlensystem (Mladeč I) entstand in den devonischen
Kalken des Tresin-Hügels und wurde 1826 oder 1828 bei Steinbrucharbeiten angeschnitten.
Es wurde von „urzeitlichen Tierknochen“ und dem Fund eines „Riesen“ berichtet, der am
Friedhof der Ortschaft Mierotein bestattet wurde (Maška, 1886; Szombathy, 1925; Svoboda,
2000).
Wissenschaftliche Grabungen erfolgten bereits 1881 und 1882 durch J. Szombathy vom
Naturhistorischen Museum in Wien (Szombathy, 1882; von Hochstetter, 1883). Er legte
mehrere Versuchsgrabungen in der Halle D an, wobei Menschenknochen, Tierknochen, einige
Artefakte und durchbohrte Tierzähne zu Tage kamen. Weitere Grabungen erfolgten 19021911 und 1922 durch Knies, Fürst und Smyčka im Zuge des Ausbaus der Höhle für den
Schaubetrieb und der Suche nach neuen Höhlenteilen. Der Großteil der Funde dürfte ebenfalls
aus der Halle D und aus Halle E stammen. 1958-1962 legte Jelinek mehrere Suchschnitte an,
die vor allem die mittelpleistozänen Schichten in der Halle D erfassten. Ältere Namen für
diese Fundstelle sind „Fürst-Johanns-Höhle“ und „Bočkova dira“ (Svoboda, 2000; Jelinek,
1987).
1904 wurde ebenfalls bei Steinbrucharbeiten eine zweite Fundstelle (Mladeč II), etwa 50
Schritte westlich vom künstlichen Eingang zum bereist bekannten Höhlensystem entdeckt.
Auch diesmal wurden Menschenknochen, Tierknochen und einige Artefakte entdeckt. Eine
weitere Fundstelle, die mit diesem Höhlensystem nicht in Zusammenhang steht befindet sich
am Nordrand des Tresin (Mladeč III oder „Podkova“). An der Oberfläche des Hügels, direkt
über dem Höhlensystem befindet sich außerdem eine Freilandfundstelle des Gravettien
(Mladeč IV, „Plavatisko“) (Svoboda, 2000).
Von Bedeutung sind vor allem die Funde aus den Höhlen I und II von Mladeč. Die
zahlreichen anthropologischen Reste von mindestens 7 Individuen gelten als eine der
frühesten Nachweise des anatomisch modernen Menschen. Die Fundstelle ist außerdem die
Typuslokalität für Knochenspitzen mit massiver Basis vom Typ Mladeč/Lautsch (Bayer,
1922). Das Alter der Funde war zur Zeit ihrer Entdeckung umstritten. Die entstandene
Diskussion spiegelt den Forschungsstand der Zeit wider, letztendlich setzte sich aber die
Einstufung der Funde ins frühe Aurignacien durch (siehe Maška, 1886; Hoernes, 1913, Bayer,
1922, Szombathy, 1925; Oliva, 1989).
Fraglich ist bis heute, wie die zahlreichen Funde in das Höhlensystem gelangt sind. Diskutiert
wurden Bestattungen, Opfer, Reste eines steinzeitlichen Siedlungsplatzes, sowie eine
Einbringung der Funde durch einen heute verstürzten Schacht (siehe Svoboda, 2000; Oliva,
1989; 1993; Bayer, 1922; Szombathy, 1925).
Von der Anthropologischen Abteilung des Naturhistorischen Museums unter Dr. Maria
Teschler-Nicola wurde eine Revision der Menschenfunde initiiert. Aus dieser Initiative
entstand schließlich ein internationales Projekt in dem verschiedene Fachrichtungen vertreten
sind: Anthropologie (Dr. Maria Teschler-Nicola, Dr. Gerhard Weber und Dr. Hermann
Prossinger, Wien; Dr. Erik Trinkaus, Washington, et al.,), Archäologie (Dr. Antl-Weiser und
Dr. Peter Stadler, Wien; Dr. Martin Oliva und Dr. Jiri Svoboda, Brno), radiometrische
Datierung (Dr. Walter Kutschera und Dr. Eva Wild, Wien), DNA-Analyse (David Serre und
Dr. Svante Pääbo et al., Leipzig), sowie Paläontologie (Dr. Martina Pacher, Wien)
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Im Zuge dieses Projektes werden auch die Tierknochen aus Mladeč erstmals einer genauen
Aufnahme und Auswertung unterzogen. Bislang liegen nur Faunenliste vor (Musil, 2002). Ein
Teil der Tierknochenfunde ist jedoch wie anderes Fundmaterial zerstört oder nicht mehr
auffindbar. Dennoch ist im Naturhistorischen in Wien, im Moravske muzej in Brno und
Museum Olomouc umfangreiches Tierknochenmaterial erhalten, das 2003 aufgenommen
werden konnte. Aus den Fundberichten lassen sich zwei Fundhorizonte sicher erkennen - ein
mittelpleistozäner Komplex mit Kleinvertebraten und Resten von Ursus deningeri (Jelinek,
1987; 1983), sowie Funde aus einer jüngeren Periode, die traditionell dem frühem
Jungpaläolithikum zugeordnet wurden. Möglicherweise liegt auch noch eine
spätglaziale/holozäne Kleinsäugerfauna vor. Im Zuge des Projektes werden vor allem die
größeren Säugetierarten aus den jungpleistozänen Komplex ausgewertet, da sie am ehesten
mit den Menschenfunden in Zusammenhang stehen könnten. Zur Klärung der
Fundstellenbildung im Höhlensystem von Mladeč sind aber Verweise auf die älteren und
jüngeren Komplexe notwendig.
Die Auswertung der Tierknochen gliedert sich in zwei Teile – einem rein paläontologischen
Teil, indem die Art-Bestimmung und die metrische Auswertung der Funde im Vordergrund
stehen und einem taphonomischen Teil, der zur Klärung der Fundstellenbildung beitragen
soll. Zusätzlich werden radiometrische Datierungen am Institut für Radiumforschung und
Kernphysik vorgenommen.
Informationen, wie die Tierknochen in die Höhle gelangt sind, lassen sich aus der räumlichen
Verteilung der Funde, der Häufigkeit einzelner Skelettelemente und möglicher Spuren an den
Knochen gewinnen. Die räumliche Verteilung der Funde kann nur aus den publizierten
Berichten rekonstruiert werden, da eine genaue Grabungsdokumentation fehlt. Einzig aus der
Fundstelle a der Grabung Szombathy liegt ein Profil vor (Bayer, 1922; Szombathy, 1925). Die
Auswertung der Skelettelementverteilung kann Aufschluss darüber geben, ob ursprünglich
das ganze Tier oder nur Teilkadaver, zum Beispiel durch Raubtiere oder den Menschen, in die
Höhle geschleppt wurden. Schnitt-, Schlag- oder Verbissspuren können weitere Hinweise auf
eine Einbringung der Knochen durch Tier oder Mensch sein. Allerdings ist bis heute unklar,
ob und wo ein natürlicher horizontaler Eingang zum Höhlensystem lag.
Die Tierknochen konzentrieren sich, wie die Menschenfunde und die archäologischen Reste
in Halle D und E, sowie im kleinen verstürzten Hohlraum von Mladeč II. Die ersten Funde
zur Zeit der Entdeckung der Höhle stammen aus Halle A. Nur vereinzelte Funde wurden in
Gang C getätigt (Abb.1). Da Menschen- und Tierknochen vergesellschaftet vorliegen,
könnten aus der Auswertung der Tierknochen auch Rückschlüsse auf die Einbringung der
Menschenknochen möglich sein. Die Ergebnisse der Tierknochenanalyse, die vom
Naturhistorischen Museum in Wien finanziert wird, werden im Rahmen einer Monographie
publiziert, die eine Reihe neuer Erkenntnisse über diese bedeutende Fundstelle erwarten lässt.
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Abb.1: Höhlenplan zur Zeit von Szombathy mit den Fundstellen (a-e) und den vorderen Höhlenräumen der
Fundstelle Mladeč I (A-F), sowie Mladeč II (P) nach Jelinek (1987) und Szombathy (1925)
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ALPINET - ALPINE NETWORK FOR ARCHAEOLOGICAL SCIENCES
Martina PACHER & Doris NAGEL
Institut für Paläontologie, Universität Wien, Althanstrasse 14, A-1090 Wien
Einleitung
Die Alpen und ihr kulturhistorische Bedeutung ist die Verbindung zwischen sechs Ländern
mit insgesamt dreizehn teilnehmenden Institutionen, die sich zum Ziel gesetzt haben, die
Ergebnisse jahrelanger Forschung einem breiten Publikum zugänglich zu machen. AlpiNet ist
ein EU-finanziertes Projekt in dem EU-Rahmenprogramm „Culture 2000“.
Die drei Hauptthemen sind:
1. Verbesserte Ausbildung von Studenten. Geplant ist unter anderem, dass sie an
verschiedenen Geländearbeiten der teilnehmenden Institutionen mitarbeiten.
2. Regelmäßige Treffen (z.B. Arbeitstagungen) für den Informationsaustausch und die
Diskussion der archäologischen und paläontologischen Themen.
3. Die Informationen einem interessierten Publikum zugänglich zu machen. Zu diesem Zweck
soll ein virtuelles Museum mit dem Schwerpunkt „prähistorische Alpen“ erstellt
werden.
Kurzbeschreibung wie sie im Projekt vorliegt
The Alpine Network for Archaeological Sciences (ALPINET-Culture2000) is a European
project funded under the EC Framework “Culture 2000”. Thirteen Institutions (tab.1) from six
countries will co-operate under the direction of the Dipartemento di Scienze Filosofiche e
Storiche, Università degli Studi di Trento.
Dip.Scienze Filosofiche e Storiche, Università degli Studi di Trento
Museo Tridentino di Scienze Naturali, Trento
O.S.U.G. - Université Joseph Fourier, Grenoble
Institut für Ur- und Frühgeschichte, Universität Innsbruck
Institut für Archäometrie, TU Bergakademie, Freiberg
Oddelek za archeologijo, Univerza V Ljubljani, Ljubljana
Institut für Paläontologie, Wien
Dept. Early Prehistory & Quaternary Ecology, Tübingen University
IRST, Istituto Trentino di Cultura, Trento
Abt. Ur- und Frühgeschichte, Universität Zürich
Dip. delle risorse naturali e culturali, Università di Ferrara
Istituto Italiano di Paleontologia Umana, Roma
Département d’Histoire, Université de Savoie
Centre d’Anthropologie, Toulouse
Italy
Italy
France
Austria
Germany
Slovenia
Austria
Germany
Italy
Switzerland
Italy
Italy
France
France
Tab.1: Participants on the AlpiNet-project
The project will serve as exchange platform for new scientific approaches and the
training of scholars as well as to increase public and scientific awareness to the common past
of the cultural diversity of the Alps. In this regard it will benefit from the experiences of the
“Alps before Frontiers” project by further developing an already well established direct
communication channel between the above institutions.
Several objectives are planned along the three years of the project.
1. Sharing training procedures
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Experienced scholars from the various institutions will provide teaching for young researchers
in order to develop their own technical and methodological knowledge to reach greater
viewpoint of practiced research, methods and ongoing discussions about the prehistoric past
of the Alps.
2. Updating scientific knowledge
The purpose of this objective is to increase dialogue and discussion among scholars about
cultural models adopted by the several institutions in the past, which will be organized in
course of the UISPP Congress in Portugal 2006.
3. Increasing public awareness
The purpose of this objective is to provide the first Virtual Museum of the Prehistoric Alps,
which will introduce to a world-wide scientific and public audience the cultural history of the
Alpine region.
The project is a task for the future, since it started on the 1st of September 2004.
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GEOCHEMICAL AND ASTROBIOLOGICAL CONSTRAINTS ON
FAST EVOLUTION OF COMPLEX LIFE ON EXOPLANETS
Thomas PENZ1,2, Helmut LAMMER1, Christoph KOLB1,3 & Helfried K. BIERNAT1,2,4
1
Space Research Institute, Austrian Academy of Sciences, Schmiedlstrasse 6, A-8042 Graz, Austria
Institute of Physics, Division for Theoretical Physics, University of Graz, Universitätsplatz 5, A-8010 Graz,
Austria
3
Institute for Mineralogy and Petrology, University of Graz, Universitätsplatz 2, A-8010 Graz, Austria
4
Institute for Geophysics, Astrophysics, and Meteorology, University of Graz, Universitätsplatz 5, A-8010 Graz,
Austria
2
The Earth originated about 4.56 Gyr ago (Allègre et al., 1995) and accreted most of its mass
from planetesimals within the first 100 Myr. After this formation process, the Earth was
subject to a phase of heavy bombardement, which lasted about 700-800 Myr, sterilizing the
surface and frustrating the evolution of life in this early stage of the Earth’s history (Sleep et
al., 1989; Halliday, 2001). Presumably, the formation of the Moon due to the collision with a
Mars-sized object took place during this era (Halliday, 2001). Since the gravitational
attraction of the Earth is higher, impacts on Earth occurred more often and were more
energetic than on the Moon, producing rock vapor atmospheres with temperatures of up to
2.000 K, which lasted probably for several thousand years (Sleep et al., 2001). At about 3.8
Gyr, most of the planetesimals and meteorites remaining from the protoplanetary nebulae
were removed out of the solar system by impacts or due to gravitational interaction mainly
with the gas giants. Surprisingly fast after the end or even during the last stages of the late
heavy bombardement, the first simple life forms developed. Mojzsis et al. (1996) inferred
from ion-microprobe measurements of the carbon-isotope composition of carbonaceous
inclusions within grains of apatite from the oldest known sediment sequences, the 3.8 Gyr old
banded iron formation from the Isua supracrustal belt, West Greenland, that life on Earth
appeared more than 3.85 Gyr ago. Woese et al. (1990) established a universal phylogenetic
tree of life based on 16/18S rRNA sequence comparison, which shows that hyperthermophiles
are represented by short and deep phylogenetic branches, forming a cluster around the
phylogenetic root. The idea of a hyperthermophilic origin of life is also supported by newer
works (e.g., Schwartzman and Lineweaver, 2004). A hyperthermophilic origin may took place
at hydrothermal vents or in subsurface rock, both environments, which were sufficiently
protected against the last impacts of the late heavy bombardement so that life could evolve
there. It is also possible that life evolved much earlier, but was annihilated again by the
sterilizing influence of a large impact on early Earth. The rapid occurrence of life on Earth
was analyzed by Lineweaver and Davis (2002) in a mathematical way, where they showed
that from a statistical point of view it is very likely that life can also emerge on other habitable
planets in a geological short period of time. The first appearence of cyanobacteria, which
produced oxygen due to photosynthesis, is reported for about 3.46 Gyr ago (Schopf, 1993).
Nevertheless, oxygen remained a trace element in the atmosphere until about 2.2-2.4 Gyr
before present (Farquhar et al., 2001). This time delay is one of the big unresolved questions
in the study of the biogeochemistry of early Earth. There are various theories trying to explain
the lack of oxygen in the atmosphere between 3.5 and 2.4 Gyr, including hydrogen loss to
space due to methane produced by methanogenesis (Catling et al., 2001), a change in the
redox state of volcanic gases from late Archean and earliest Paleoproterozoic magmatism
during a period of mantle overturn and/or intense plume activity (Kump et al., 2001), or even
the statement that the reason for the rise of oxygen remains problematic (Towe, 2002).
However, soon after the initial increase of the oxygen level in the atmosphere, Mitochondria
and organisms with more than 2–3 cell types appeared (Hedges et al., 2004). The appearence
of mitochondria was possibly caused by endosymbiosis (Margulis, 1993). Mitochondria were
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free living anaerobe bacteria, adopted by some ancestral host cell leading to the formation of
eukaryotes. This process was driven by the hostile environmental condition produced by free
oxygen in the atmosphere. Where the bacteria, which became the mitochondria afterwards,
was absorbed by a phagocyte, and survived inside this cell. Due to the mitochondria, the
eukaryotes were able to perform aerobic respiration, giving 18 times more energy than
anaerobic respiration. This large amount of energy available for the eukaryotes led to a more
complex structure of this early life forms. Therefore, the initial increase in complexity may
have been a response to both, energy availability (oxygen) and the ability to extract it
(mitochondria). According to Hedges et al. (2004), the second increase in cell types at 1.5-1
Gyr occurred immediately following the acquisition of the plastids, again suggesting a
relationship with oxygen. Plastids provided eukaryotes with the ability to generate their own
oxygen, benefiting those species directly and their ecosystem partners indirectly. Therefore, it
seems reasonable that the atmospheric oxygen concentration triggers the evolution of
complex life forms, but we have seen that it took a long time until the oxygen concentration
reached values necessary to trigger this transitions. Is it possible that on habitable exoplanets
this time span can be decreased and complex life forms may develop more rapidly?
We assume that most of the oxygen produced by early photosynthetic life forms was used for
the oxidation of iron and sulfur ions as well as reduced volcanic gases. Catling et al. (2001)
showed that large oxygen inventories are included in the continental crust and mantle. The
continental crust’s excess oxygen mostly resides in altered and metamorphosed igneous rocks.
Kump et al. (2001) argued that 75% of the oxygen generated is consumed by weathering of
reduced compounds in rocks, predominantly organic carbon, pyritic sulfur, and ferrous iron in
shales. Therefore, the rise in oxygen can start only after most of the reducing fractions are
oxidatively weathered and the oxygen is bound in the continental crust or the upper mantle. It
is necessary to take into account, that oxidation in the oceans and at mid-ocean ridges does
not influence the oxygen balance over long times, since the oceanic crust is subducted quite
rapidly and the oxygen is released again by volcanic actions. Therefore, the most effective
way to shorten the anoxic time period is to reduce the amount of material which can be
oxidized, mainly reduced rocks of the stable continental crust, which are than a reservoirs for
the oxygen. From numerical simulations of the late stage planetary accretion, focusing on the
delivery of volatiles (primarily water) to the terrestrial planets, it was found that it is very
likely that most of the terrestrial exoplanets formed with a water content between 1-100 Earth
oceans (Raymond et al., 2004). If most of the exoplanets are formed with a higher water
inventory, it is very likely that large parts of the exoplanets are covered with oceans. In such a
case, only a small amount of oxygen is needed to oxidize the continental crust, and the
atmospheric oxygen content may rise much earlier in the history of the exoplanet. A linear
approximation leads to the rough conclusion that if only 1/10 of the Earth continent surface is
present at an Earth-like exoplanet with a higher water inventory, the time span for the
oxidation can be reduced from more than 1 Gyr to more than 100 Myr, which may lead to a
much faster evolution of complex life forms.
Another variant for the fast removal of oxygen is connected with the idea of Catling et al.
(2001) that hydrogen loss into space is important. If methanogenesis takes place, methane is
produced which can be transported into the upper atmosphere, namely in the region of the
exobase. For low mass K stars, there is observational evidence that their XUV energy fluxes
stay active over longer time periods than for our Sun. In this case, the exospheric
temperatures are probably quite high (Lammer et al., 2004), removing even more hydrogen,
which was formed by the photolysis of methane, and the exoplanet can be oxidized even
faster, because the more hydrogen is lost, the more oxygen is left for the oxidation of the
planetary surface and the accumulation in the atmosphere may starts earlier. If the exosphere
temperature is higher, also more particles are lost by Jeans escape, since the tail of the
Maxwell-Boltzmann distribution is broader in this case. For low mass K stars, the outer edge
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of the habitable zone is already in a region where tidal locking is not important anymore,
therefore the atmosphere of such an exoplanet can be protected by an internal magnetic field.
If there is a dense carbon dioxide atmosphere, IR-cooling is important for the exospheric
temperature, leading to a smaller loss rate. But if the carbon dioxide is removed from the
atmosphere in a reasonable time, these exoplanets may evolve an oxidized atmosphere faster
than on Earth. An additional candidate for such loss processes are non-magnetized exoplanets,
whose atmospheres are subject to non-thermal loss processes in a much larger amount (Penz
et al., 2004). These processes are probably very efficient in removing atmospheric compounds
at the interaction region with the stellar wind. All three scenarios contribute to increase the
probability that life evolved on other planets.
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EVENT-RELATED DISTRIBUTION OF ICHNOFACIES IN THE
TRANSGRESSIVE DEPOSITS OF THE GRUND FORMATION (MIDDLE
MIOCENE, LOWER BADENIAN) IN THE MOLASSE ZONE OF LOWER
AUSTRIA
Peter PERVESLER1, Alfred UCHMAN2 & Martin ZUSCHIN1
1
2
Department of Palaeontology, University of Vienna, Austria
Institute of Geological Sciences, Jagiellonian University, Kraków, Poland
Trace fossils from the North Alpine Molasse Basin are potentially a good source of
information about benthic infaunal life, palaeoenvironmental parameters, and sequence
stratigraphy. Unfortunately, they are underrepresented in the literature. An interesting trace
fossil assemblage has been discovered in the lower Middle Miocene (Lower Badenian) Grund
Formation. It was studied during two excavation campaigns in 1998 and 1999 at the type
locality of this formation (former “Grunder Schichten”). Several deep trenches were
excavated in the farmland between the villages of Grund and Guntersdorf (Fig. 1), north of
Hollabrunn in northern Lower Austria (compare Pervesler & Uchman 2004, Pervesler &
Zuschin 2004, Roetzel & Pervesler 2004).
Fig. 1. Location map. Sections A, B1,
B2, C, D, E were excavated in 1998,
and sections F, G and H in 1999.
The sediment containing the trace fossils was carefully removed using a jet of compressed air.
A pistol-shaped valve helped to control the direction and volume of the airflow (Fig. 2).
Fig. 2. Sediment was carefully removed with an air jet. The
pistol-shaped valve helped to control the direction and volume
of the airflow.
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This method, mainly developed for uncemented sands, allowed even very delicate structures
to be excavated and observed in three dimensions. For further studies in the laboratory, the
trace fossils were collected together with the host sediment using boxes made of plastic or
wood, whereby the samples were held in position fixed by polyurethane foam.
The trace fossils Arenicolites, Asterosoma,
Diplocraterion,
Zoophycos,
Ophiomorpha,
Saronichnus, Scolicia and Thalassinoides have
been recognized in the siliciclastics of the Grund
Formation. Their occurrence and distribution is
related to storm deposition. In proximal storm
deposits, only monospecific Asterosoma occurs
(Fig. 3).
Fig. 3. Lateral view of Asterosoma radiciforme in fining
upward sequences, from fine-grained sands at the base to
silts at the top. Intervening tunnels (arrows) connect
different generations of Asterosoma
It is typical of the transition between the Skolithos and the proximal Cruziana ichnofacies. A
more diverse trace fossil association of the proximal and archetypical Cruziana ichnofacies
iplocraterion, Ophiomorpha) are related to opportunistic colonization of the storm beds (postevent community). The horizontal forms (Scolicia, Thalassinoides) represent fair weather
conditions. The chemosymbiotic structures (Saronichnus, Zoophycos) are a record of trophic
competition that pressures trace makers to deeper and more complex feeding than simple
deposit feeding. The horizontal and chemosymbiotic trace fossils represent the resident
community. The development from the Skolithos via the proximal Cruziana ichnofacies to the
proximal-archetypical Cruziana ichnofacies indicates a deepening from the middle shoreface
to upper offshore environments. occurs in more distal storm deposits. The vertical structures
(Arenicolites, Diplocraterion, Ophiomorpha) are related to opportunistic colonization of the
storm beds (post-event community). The horizontal forms (Scolicia, Thalassinoides) represent
fair weather conditions. The chemosymbiotic structures (Saronichnus, Zoophycos) are a
record of trophic competition that pressures trace
makers to deeper and more complex feeding than
simple deposit feeding (Figs. 4, 5). The horizontal and
chemosymbiotic trace fossils represent the resident
community. The development from the Skolithos via
the proximal Cruziana ichnofacies to the proximalarchetypical Cruziana ichnofacies indicates a
deepening from the middle shoreface to upper offshore
environments.
Fig. 4. Single Zoophycos isp. consisting of the helical part with 3
whorls passing into the planar spreite structures and lobes. Most
of the structures were destroyed during excavation
Fig. 5. Specimens of Saronichnus
abeli
associated with their
producer, the chemosymbiotic
bivalve Thyasira michelottii.
References
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THERMOBAROMETRIE IN QUARZPHYLLITEN – EINE KRITISCHE
EVALUIERUNG DER CHLORIT – MUSKOVIT
THERMOBAROMETRIE
Andreas PIBER & Peter TROPPER
Institut für Mineralogie und Petrographie, Universität Innsbruck, Innrain 52, A-6020 Innsbruck, Österreich.
Das Ziel dieser Arbeit ist die Erforschung der metamorphen Entwicklung der Decken des
Austroalpinen Basements nördlich des Tauernfensters zwischen dem Zillertal im Osten und
dem Wipptal im Westen. Lithologisch betrachtet besteht das kristalline Basement im
Untersuchungsbereich aus unterordovizischen Porphyroidgneisen (Kellerjochgneis),
Glimmerschiefern (Deckscholle des Patscherkofel – Glungezer – Kristallines) und
paläozoischen Schiefern (Innsbrucker Quarzphyllit und Wildschönauer Schiefer) mit darin
eingelagerten Karbonaten (Schwazer Dolomit). Im Zuge von thermobarometrischen
Untersuchungen ist der westliche Abschnitt des Innsbrucker Quarzphyllits ein zentraler Inhalt
dieser Arbeit.
Quarzphyllite, sind weit verbreitete Gesteine im Austroalpinen Raum. Die
Gesteinseinheiten des kristallinen Austroalpinen Basements nördlich des Tauernfensters
werden größtenteils von Quarzphyllitgesteinen der unteren bis mittleren Grünschieferfazies
gebildet. Thermobarometrische Untersuchungen mit Multi-equilibrium-Methoden erweisen
sich oft aufgrund des Fehlens geeigneter Mineralphasen in diesen Gesteinen als
problematisch. Der größte Teil des Innsbrucker Quarzphyllits beherbergt die Paragenese
Muskovit + Chlorit + Albit + Quarz. Diese Mineralparagenese lässt es aufgrund der niedrigen
Anzahl der phasen leider nicht zu simultan P und T zu berechnen. Im höher metamorphen
Anteil des Innsbrucker Quarzphyllits findet sich die Paragenese Granat + Muskovit + Chlorit
+ Albit + Quarz, allerdings ist Granat wahrscheinlich nicht im Gleichgewicht zu der restlichen
Mineralparagenese, daher ist beispielsweise die Anwendung des Grt – Ms oder Grt – Chl
Thermometers nicht möglich.
Vidal und Parra (2000) entwickelte eine Methode, die es zulässt, dass aus einer
minimalen Mineralparagenese in Metapeliten P und T in Form eines invarianten Punktes
berechnen werden kann. Bei dieser Methode werden mit dem Multi-equilibrium - Programm
TWQ v 2.02b (Berman, 1997 schriftliche Mitt.) und dem Datensatz von Vidal (2002,
schriftliche Mitt.) alle möglichen Reaktionen zwischen den Endgliedern der Minerale Chlorit
und Muskovit mit H2O und Quarz im Überschuss berechnet. Entscheidend dabei ist, dass es
sich um unmittelbar koexistierende Hellglimmer- und Chloritpaare handelt da sich Minerale
in Abhängigkeit ihrer Lage in den Domänen eines Gesteins chemisch den herrschenden
metamorphen Bedingungen angeglichen haben können oder nicht (Worley et al., 1997). Aus
der Paragenese Ms + Chl + Qz + H2O ergeben sich folglich 4 Reaktionen im KMASH
System, die sich in einem invarianten Punkt schneiden. Die Reaktionen sind:
1: 4 Chl + 6 PrlPhg = 26 Qtz + 5 Mg-AmChl + 2H2O
2: 4 CelPhg + 6 PrlPhg = 26 Qtz + 4 MsPhg + Mg-AmChl + 2H2O
3: CelPhg + Mg-AmChl + = ClinChl + MsPhg
4: 5 Mg-AmChl + 6 PrlPhg = 26 Qtz + 5 MsPhg + ClinChl + 2H2O
Die Basis dieser Berechnungen bildet die Aufteilung von Muskovit (Muskovit, Celadonit,
Pyrophyllit) und Chlorit (Clinochlor, Mg-Amesit) in geeignete Endglieder und die sich daraus
ableitenden Aktivitätsmodelle für Chlorit und Muskovit von Vidal und Parra (2000). Um
Analysefehler und Unsicherheiten aus chemischen Verwachsungen mit anderen Mineralen
auszuschließen wurden die Muskovite und Chlorite nach bestimmten von den Autoren
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festgelegten chemischen Ausschlusskriterien (TiO2 + MnO + Cl < 0.5% im Hellglimmer bzw.
Na2O + K2O + CaO < 0.5% in Chlorit) beurteilt. Für die Messung wurde ein Strahlstrom von
10nA bei einer Messfenstergröße von 3µm bzw. 5µm verwendet um den Alkalienverlust im
Hellglimmer zu minimieren. Um mögliche Verluste von Alkalien bei der Messung mit der
EMPA abzuschätzen wurde zusätzlich eine Probenreihe gemessen, bei der in Abhängigkeit
der Messdauer, der Intensität des Strahlstroms und der Messfenstergröße der Alkalienverlust
im Hellglimmer gemessen wurde. Diese Probenreihe für die Elemente Na und K wurde mit
Strahlströmen von 20nA, 10nA und 5nA bei einer Messdauer von 3 Minuten durchgeführt.
Die Messfenstergrößen wurden mit einer Kantenlänge von 0.2µm, 1.5µm, 2µm, 3µm und
6µm festgesetzt. Es zeigte sich, dass während der Peak - Messung, die in den ersten 20
Sekunden erfolgt, kein bis ein zu vernachlässigender Alkalienverlust im Hellglimmer erfolgt.
Erst bei einer Messdauer von ca. 1 Minute erfolgt bei höheren Strahlströmen von 20nA,
teilweise auch bei 10nA, und bei kleinen Messfenstergrößen von 0.2µm bis 3µm ein deutlich
quantifizierbarer Alkalienverlust. Diese Messreihe zeigte, dass die Messungen mit 10nA
Strahlstrom keinen nennenswerten Alkalienverlust verursachen und daher nicht als Ursache
für die Diskrepanz in der Vakanz auf der A Position zwischen den Glimmern dieser
Untersuchung und den Proben von Vidal und Parra (2000) in Frage kommen.
Die P-T Berechnungen nach der Methode von Vidal und Parra (2000) wurden an 8
Quarzphyllitproben aus dem westlichsten Teil und dem östlichen Teil im Bereich des
nördlichen Zillertales angewandt. Bei den Berechnungen stellte sich heraus, dass Analysen
von koexistierenden Mineralpaaren, welche nach den mineralchemischen Ausschlusskriterien
nach Vidal und Parra (2000) bestens für eine Berechnung geeignet gewesen wären, trotzdem
keine sinnvollen P-T – Ergebnisse lieferten. Bei näherer Untersuchung wurde festgestellt,
dass alle Proben dieser Untersuchung, im Gegensatz zu den Proben von Vidal und Parra
(2000), eine kleinere Leerstelle auf der A-Position (0.015 – 0.057 a.p.f.u.) aufweisen,
insbesondere bei Na – reicheren Hellglimmern. Die Größe der Vakanz auf der A Position
bestimmt die Menge der hypothetischen Pyrophyllitkomponente im Glimmer und daher die
Aktivität der Pyrophyllitkomponente. Es stellte sich heraus, dass nur Hellglimmeranalysen,
die eine höhere Vakanz (> 0.080 a.p.f.u.) auf der A Position und somit einen höheren Wert
des Pyrophyllit - Endgliedes aufweisen einen Verschnitt der Reaktionen (1) – (4) ergeben, der
geodynamisch interpretierbar ist wobei andererseits Berechnungen mit Hellglimmeranalysen,
welche eine geringe Vakanz (< 0.060 a.p.f.u.) auf der A Position aufweisen konnten, keine
oder nur sehr schlecht interpretierbare Reaktionsverschnitte ergaben. Eine Verringerung der
Vakanz führt zu einer Verschiebung des Verschnittes hin zu sehr niedrigen Drucken,
ausgenommen
die
Fe-Mg
Austauschreaktion
(3).
Die
Veränderung
der
Pyrophyllitkomponente führt in unseren Proben zu einer beträchtlichen Veränderung im
Druck von bis zu 6 kbar. Im Gegensatz zu den Glimmern, haben Variationen im
Chloritchemismus keinen Einfluss auf die P-T Ergebnisse.
Obwohl die Vakanz auf der A-Position von Vidal und Parra (2000) in den
mineralchemischen Ausschlußkriterien nicht erwähnt wird, zeigt sich doch in dieser
Untersuchung wie stark der Einfluß dieses Parameters in den Berechnungen tatsächlich ist.
Die starke Abhängigkeit dieser Methode von der Vakanz auf der A-Position in den Glimmern
macht diese Methode zu einer sehr unsicheren thermobarometrischen Methode, speziell, wenn
es sich um extrem feinkörnige Muskovit-Chloritverwachsungen handelt.
Literatur
VIDAL, O. und PARRA, T. (2000): Geol. J., 35, 139-161.
WORLEY, B., POWELL R., WILSON, C. J. L. (1997): J. Structural Geol., 19, 1121-1135.
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PHASE-CONTROLLED PENTACENE THIN FILMS AND THEIR
CHARACTERISTICS IN ORGANIC TRANSISTORS
Heinz PICHLER, Anja HAASE, Barbara STADLOBER,
Hannes MARESCH & Valentin SATZINGER
Institute of Nanostructured Materials and Photonics, Joanneum Research,
Franz-Pichler-Straße 30, 8160 Weiz, Austria
[email protected]
Pentacene is an organic molecule consisting of five fused aromatic rings and there are at least
four known crystalline phases in pentacene thin films.
Fig.1 structure of the five fused
aromatic rings of pentacene
By variation of different parameters such as substrate temperature and by choosing the right
substrate the portion of each phase can be controlled in a defined manner.
One of the two main phases, the so called thin film phase is of high importance in thin-film
transistors, because of its high mobility, which is similar to those in amorphous silicon TFTs.
The second main phase is the bulk phase and there are strong indications that the intrinsic
mobility is much lower compared to the thin film phase.
In the present work we grow and analyse polycrystalline pentacene films on different
substrate materials.
Fig.2 Examples of Pentacene thinfilms on glas (treated
with an acid) and on SiO2 in the optical microscope
These films were treated either by immersion in an organic liquid or by temperature treatment
to cause phase conversion between the thin film- and the bulk phase of pentacene. The films
were analysed with optical microscopy, Atomic Force Microscopy (AFM) and by x-ray
diffraction.
Fig.3 A Pentacene thinfilm in the AFM (Sample
surface image and three dimensional construction)
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Based on these techniques we could observe the change of the morphology of the
polycrystalline films with respect to their ratio between the phases. The characteristics of
pentacene based thin film transistors were measured in dependence on the different phases.
5,00E-6
I_DRAIN[A]
0,00E0
-5,00E-6
VG[V]: 0 forward
VG[V]: 0 reverse
VG[V]: _10 forward
VG[V]: _10 reverse
-1,00E-5
VG[V]: _20 forward
VG[V]: _20 reverse
VG[V]: _30 forward
VG[V]: _30 reverse
-1,50E-5
VG[V]: _40 forward
VG[V]: _40 reverse
VG[V]: _50 forward
VG[V]: _50 reverse
-2,00E-5
-60,0
-50,0
-40,0
-30,0
-20,0
-10,0
0,0
10,0
V_DRAIN[V]
Fig. 4 Output characteristics of a PVP-TFT 50nm pentacene on PVP crosslinked, untreated
References
GUNDLACH, D.J., J ACKSON, T.N., SCHLOM, D.G. & NELSON, S.F. (1999): Applied Physics Letters, volume 74,
number 22: 3302-3304.
BOUCHOMS, I.P.M., SCHOONVELD, W.A., VRIJMOETH, J. & KLAPWIJK, T.M. (1999): Synthetic Materals 104:
175-178
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DIE STRATIGRAPHISCHE TABELLE VON ÖSTERREICH 2004
(SEDIMENTÄRE SCHICHTFOLGEN)
Werner E. PILLER1, Hans EGGER2, Martin GROSS3, Mathias HARZHAUSER4,
Bernhard HUBMANN1, Dirk van HUSEN5, Hans-Georg KRENMAYR 2,
Leopold KRYSTYN6, Richard LEIN7, Gerhard MANDL2, Fred RÖGL4,
Reinhard ROETZEL2, Christian RUPP2, Wolfgang SCHNABEL2, Hans P. SCHÖNLAUB2,
Herbert SUMMESBERGER4 & Michael WAGREICH7
1
Institut für Erdwissenschaften, Bereich Geologie und Paläontologie, Universität Graz, Heinrichstrasse 26, A8010 Graz
2
Geologische Bundesanstalt, Rasumofskygasse 23, A-1031 Wien
3
Landesmuseum Joanneum – Geologie und Paläontologie, Raubergasse 10, A-8010 Graz
4
Naturhistorisches Museum Wien, Geologisch-Paläontologische Abteilung, Burgring 7, A-1010 Wien
5
Simetstraße 18, A-4813 Altmünster
6
Institut für Paläontologie, Universität Wien, Althanstraße 14, A-1090 Wien
7
Institut für Geologische Wissenschaften, Universität Wien, Althanstraße 14, A-1090 Wien
Um einem breiten Interessentenkreis einen aktuellen und überschaubaren Überblick über die
(litho)stratigraphischen Einheiten in Österreich zu geben, hat die Österreichische
Stratigraphische Kommission beschlossen eine Stratigraphische Tabelle von Österreich (STÖ
2004) zu erstellen. Als chronostratigraphische/geochronologische Grundlage wurde die
Stratigraphische Tabelle von Deutschland 2002 (STD 2002) (Deutsche Stratigraphische
Kommission, 2002) verwendet, um zwischenstaatliche Konsistenz zu erreichen. Obwohl im
Juni 2004 eine neue Version der „Geologic Time Scale“ (GTS) von der International
Commission on Stratigraphy herausgegeben wurde (Gradstein & Ogg, 2004), kam die alte
Version der International Stratigraphic Chart (Remane, 2000) zur Anwendung. Dies weil (1)
die STÖ 2004 bereits seit 2003 in Arbeit war und (2) die GTS 2004 noch nicht ausdiskutiert
ist bzw. die allgemeine Akzeptanz in einigen Punkten fraglich erscheint.
Bereits in einer frühen Diskussionsphase zur STÖ 2004 wurde klar, dass – anders als in der
Stratigraphischen Tabelle von Deutschland 2002 – die meisten Einheiten kristalliner Gesteine
derzeit nicht in die STÖ 2004 aufgenommen werden können. Diese Einheiten sind in vielen
Fällen nicht adäquat definiert und für die meisten davon ist die chronostratigraphische/
geochronologische Zuordnung äußerst vage. Deshalb beschränkt sich die vorliegende Tabelle
auf „sedimentäre Schichtfolgen“, natürlich sehr wohl wissend, dass in vielen metamorphen
Abfolgen ursprünglich sedimentäre Schichtfolgen enthalten sind und manche in der Tabelle
aufgenommenen Einheiten metamorph überprägt sind.
Aufgrund der vorgegebenen Größe der Tabelle können nicht alle stratigraphischen Einheiten
wiedergegeben werden. Insbesondere im Neogen musste eine Reduktion vorgenommen
werden, da ansonsten die Leserlichkeit der Tabelle nicht gegeben wäre. Eine detaillierte
stratigraphische Tabelle für das Neogen befindet sich in Vorbereitung. Das Quartär wird in
der Tabelle nicht nur mit anderer absoluter Zeitskala dargestellt, sondern es wird auch
versucht die hochfrequenten Klimaschwankungen durch Beifügung einer SauerstoffIsotopenkurve, getrennt für das Pleistozän und das Holozän, zum Ausdruck zu bringen.
Anders als in der STD 2002 wurde versucht konkrete geologische Sedimentkörper in der
Tabelle darzustellen (z.B. Höttinger Breccie). Wie bereits früher dargestellt (Piller et al.,
2003) wird für Ablagerungen des Quartär derzeit in Österreich keine formale
lithostratigraphische Gliederung eingeführt. Für alle anderen Abschnitte der Erdgeschichte
wurde versucht jene Einheiten, die formalen lithostratigraphischen Einheiten entsprechen, mit
fetter Schrift zu benennen, während informelle bzw. nicht formalisierte Einheiten in
Normalschrift beschriftet sind.
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Bei der lateralen Anordnung der tektonischen bzw. (paläo)geographischen Einheiten wurde
versucht möglichst einer Anordnung in West-Ost bzw. Nord-Süd Richtung zu folgen. Durch
die geodynamischen Veränderungen im alpinen Raum, ist diese Anordnung in der vertikalen
Richtung nicht immer möglich, sodass die Einheiten über die Grenzen der Äratheme/Ären
bzw. Systeme/Perioden vielfach nicht korrespondieren.
Literatur
DEUTSCHE STRATIGRAPHISCHE KOMMSION (Hrsg.), 2002: Stratigraphische Tabelle von Deutschland 2002.
GRADSTEIN, F. M. & OGG, J. G., 2004: Geologic Time Scale 2004 – why, how, and where next? – Lethaia, 37,
175-181, Oslo.
PILLER, W. E., VAN HUSEN, D. & SCHNABEL, W., 2003: Zur lithostratigraphischen Handhabung quartärer
Sedimente und deren Darstellung auf geologischen Karten. – In: PILLER, W. E. (Ed.): Stratigraphia
Austriaca. – Österr. Akad. Wiss., Schriftenr. Erdwiss. Komm. 16, 7-10, Wien.
REMANE, J., 2000: International Stratigraphic Chart, with Explanatory Note 16 pp. Sponsored by ICS, IUGS and
UNESCO (distributed at the 31st International Geological Congress, Rio de Janeiro 2000).
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HIPPARIONINE HORSES FROM THE ODESSA REGION (UKRAINE)
Wolfgang RABA
Department of Paleontology , Geocentre, University of Vienna, Althanstrasse 14, A-1090 Wien, Austria;
[email protected]
Introduction
The tridactyl horse Hipparion has fascinated scientists all over the world for many decades.
It’s appearance in many localities gives good statements about the paleoenvironmental index
and furthermore it’s very useful among the large mammals
for stratigraphic correlation. Hipparion derived from Cormohipparion in North America and
reached Europa by crossing the Bering bridge in the late Miocene. They spread all over the
Eurasian continent and reached an enormous biodiversity with more than 40 species. Up to
70% of the faunal record are from hipparionine horses in some Greek and Ukrainian
localities.
Locality
The hipparions presented here are from the Ukranian localities Novo Elisavetovka and
Grebeniki. These localities, close to Odessa are famous for their abundance hipparion
remains.
Grebeniki is in the Velykomykhailivs’kyi District of Odessa region and the ravine
“Frolovs’kyi Iar” lies near Grebeniki village. Novo Elisavetovka is in the Shyriaivs’kyi
District of Odessa and the ravine lies near Novo Elisavetovka village on the left side of
Velykyi Kuial’nyk River Valley.
Stratigraphy and history of collection
Grebeniki and Novo Elisavetovka are both of Turolian age. Grebeniki is correlated to the
MN-Zone MN 11 and Novo Elisavetovka to MN-Zone 12.
The fossil remains were excavated in the beginning of this century and are stored at the
Metschnikoff University of Odessa (ONU) in the Ukraine. Since 2002, a co-operation exists
between the Departement of Paleontology/Vienna and the Paleontologic Museum Odessa.
One aim is the revision of the mammal material from Miocene localities in the collection of
the ONU. In May 2004 the author focused on the equid material.
Conclusion
The bones are in good condition while the skulls are sometimes broken or crushed.
Measurements were taken on Metacarpalia III, Metatarsalia III, Astragali, Calcanei, Tibiae,
Femura, Radii and skulls and plotted on scatter diagrams.
The results show, that Grebeniki (Fig. 1.) holds two and possible three different taxa, while in
Novo Elisavetovka (Fig. 2.) only two species were distinguished. Metrically as well as
morphologically a third is possible. GROMOVA (1952) described Hipparion giganteum and
Hipparion gracile from Grebeniki and Hipparion moldavicum and Hipparion gracile for
Novo Elisavetovka. In both localities the smaller form dominates while the larger one is only
present up to 25%.
It is necessary to answer the two/three species-question for further comparision with other
Upper Miocene sites from Europe and Asia.
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M 11:distal maximal articula
breadth
Metatarsale III Grebeniki
44
42
40
38
36
34
32
30
30
35
40
45
M 10: distal maximal supra-articular breadth
Fig. 1.: Distribution of the Mt III (M10/M11). Legend: Hipparion gracile = circle; H. sp. = triangle; H.
giganteum = rectangle;
M 11:distal maximal articular
breadth
Metatarsale III Novo Elisavetovka
37
36
35
34
33
32
31
30
29
28
30
32
34
36
38
40
M 10:distal maximal supra-articular breadth
Fig. 2.: Distribution of the Mt III (M10/M11). Legend: Hipparion gracile = circle; H. moldavicum = rectangle;
Acknowledgements
Thanks are due to University of Vienna, the Academy of Sciences and the Hochschuljubileumsstiftung der city
of Vienna (Proj.No.H-1157/2003) for financial support.
References
GROMOVA, V. I. (1952): Le genre Hipparion. - Inst. Paleontol. Acad. Sci. U.R.S.S., Moscow, 36. Translated
from Russian by St. AUBIN P., Bur. Rech. Min. Geol., Paris, Ann. C. E. D. P., 12, p. 1-288.
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POTOCKA ZIJALKA – PALAEONTOLOGICAL AND
ARCHAEOLOGICAL RESULTS OF THE EXCAVATION CAMPAIGNS
1997 – 2000: A MONOGRAPH
Gernot RABEDER, Gerhard WITHALM, Michael HOFREITER,
Martina PACHER & Nadja KAVCIK
Department of Paleontology , Geocentre, University of Vienna, Althanstrasse 14, A-1090 Wien, Austria
Authors (monograph): S. Buser, M. Culiberg, I. Debeljak, D. Döppes, M. Hofreiter, N. Kavcik, P. Kralj, M.
Krofel, M. Marinelli, M. Pacher, S. Petru, L. Placer, V. Pohar, G. Rabeder, K. Rauscher, G. Withalm. M.
PACHER, VIDA POHAR, G. RABEDER (eds.)
Potocka zijalka lies on the southern slope of the Olceva in the Karwanken mountain chain in
northern Slovenia at 1700 m a.s.l.. It is the cave with the most findings of the Alpine
Palaeolithic. This was the result of an excavation campaign organized by S. Brodar in the
years 1928 – 1935. The archaeological results (more than 300 stone-artefacts and
approximately 130 bone points) were published in a monograph together with the stratigraphy
of the cave and the history of investigation (BRODAR, S. & M., 1983). The palaeontological
findings, above all the cave bear remains, were destroyed in the Second World War. To
explore new cave bear material and to resolve the chronological position of this bear, a second
excavation campaign was initialised in collaboration with the Universities of Ljubljana and
Vienna and the Austrian Academy of Science. The analysis of the recovered material brought
forth new results about the Pleistocene fauna of the cave, which will be presented in a
monograph in autumn 2004.
The following topics are included: History of investigation, geology, sedimentology, pollen
analysis, large mammal remains, small vertebrate remains of the “Kleinsäugerschicht”,
taphonomical, metrical, palaeobiological, pathological examination of the cave bear remains
as well as their systematic position. A scapula from the cave bear holds evidence for cave bear
hunting. An unhealed hole in the scapula is about the right size to be inflicted by a bone point.
During the last excavations, new archaeological findings were recovered and for the first time
ancient DNA analysis of bone points had been undertaken. The most astonishing result was
the use of cave bear material among others as raw material for the bone points. Stratigraphy
and chronology of the site had been reconstructed.
Reference
BRODAR, S. & BRODAR, M. 1983. Potocka Zijalka. Eine hochalpine Aurignacjägerstation. Slovenska Akademija
Znanosti in Umetnosti 24, 213 pp, Ljubljana.
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AUTOMATED IMAGE ANALYSIS OF MICROSTRUCTURES:
EXAMPLES FROM THE DETACHMENT MYLONITES OF THE
SERIFOS METAMORPHIC CORE COMPLEX (GREECE)
Christian RAMBOUSEK, Bernhard GRASEMANN, Konstantin PETRAKAKIS,
Christoph IGLSEDER & Andras ZAMONLYI
Department of Geological Sciences, University of Vienna, Austria ([email protected])
The Attic-Cycladic belt is part of the Alpine orogene in the eastern Mediterranean. It is
located SE of the Greek mainland and trends parallel to the Hellenic volcanic arc. Since the
Miocene the whole area of the southern Aegean region is characterized by a NS orientated
extensional regime which is the result of back-arc extension and/or collapse of the inner part
of the thickened Alpine crust. After a period of crustal thickening achieved in a cold thermal
environment attested by high-pressure, low-temperature metamorphic complexes, internal
thrusts were reactivated by extensional structures such as large-scale detachments, below
which high-temperature metamorphic core complexes (MCC ) were exhumed (Jolivet &
Faccenna 2000)
Some of the islands in the eastern Cyclades (Naxos, Paros, Ios) have been suggested to
represent MCC indicating an asymmetric extension partly to the N and to the S (e.g. Lister et
al. 1984).
The island of Serifos is situated about 100km SSE of Athens in the Aegean Sea (Salemink
1985) and belongs to the Attic-Cycladic massif. The geology of Serifos is largely
characterized by a shallow hornblende-biotite granodiorite pluton that intruded into a, under
blueschist conditions previously deformed, sequence mainly consisting of ortho- and
paragneisses, calc-silicate marbles, amphibolites and schists. The pluton takes the form of a
dome-shaped body occupying the central and southern parts of the island (Salemink 1985).
Published geochronological data (Altherr et al 1982) of Hornblende from the granodiorite
yield a K-Ar age of 9.5±0.3 Ma while biotite shows Rb-Sr ages ranging from 7.92±0.08 to
8.42±0.08 Ma.
Whereas the northern contact of the pluton is intrusive, in the SE, towards structurally higher
levels, this core becomes foliated with increasing intensity and, under greenschist facies
conditions, transformed into S dipping low temperature mylonitic to ultramylonitic rocks with
abundant SSW-directed kinematic indicators (scc´ fabrics, sigma and delta clasts, flanking
structures and mica fish). This zone forms the main greenschist facies to brittle/ductile
detachment of the Serifos MCC. The lineation in these rocks has a remarkably consistent
NNE-SSW direction whereas the foliation varies and follows the dome shaped structure
caused by the exhumation and unloading of the MCC.
On peninsulas in the S and SE part of Serifos (E of Livadi) statically recristallized mylonitic
marbles and amphibolite grade metabasic and metapelitic rocks with typical Ca-Fe-Mg
skarns, a rock association which is typical for the northern intrusive margin of the pluton,
occur in a hanging wall position of the main detachment zone. These characteristic lithologies
also occur as mega boudins (several tens of meters long) in the main detachment zone. We
therefore conclude that the detachment displaced and shear the northern margin of the pluton
in the order of several kilometres.
Quantitative kinematic indicators and micro structures with monoclinic symmetry have been
investigated in order to characterize the flow within the main detachment zone. It is well
known that in mylonitic zones, an increase in intensity of deformation is expressed by a
decrease in grain size, accompanied by recrystallisation (Berthé et al. 1979) as it can be
observed in the ultramylonitic granodiorites of the SE detachment zone. There the
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undeformed core gets, with increasing intensity, foliated towards the S and turns into a
ultramylonite with quartz-, feldspar- and biotite-porphyroblasts in a very fine grained matrix.
Rigid objects in rocks undergoing penetrative ductile non-coaxial flow will tend to rotate with
respect to the kinematic frame of the bulk flow, and disturb the developing foliation pattern an
a small adjacent domain. Gosh & Ramberg (1976) have shown that, even in non-coaxial
flows, rigid objects of specific axial ratio will follow asymptotic movement patterns and can
become stationary at high strain (Passchier 1987). This work focuses on the investigation of
the rotational behaviour of porphyroblasts in aspect to their shape. With the image analysis
program Scion Image (www.scioncorp.com) thin sections of the ultramylonitic Hbl-Bt
granodiorite of the southern detachment were analyzed and quartz, feldspar and biotite were
separately plotted in aspect to their orientation (θ) and the normalized length-width ratio (B*)
of their ideal strain ellipsoid (Fig.1).
Governing equations of the movement of rigid objects in homogeneous flow are least
complex for axially symmetric ellipsoidal objects. The axial ratio of such objects can be
expressed by a component B* of the Bretherton shape (Bretherton 1962).
90
80
70
η
60
50
40
30
20
10
0
-10
0,5
1,0
-20
-30
-40
-50
-60
-70
B*
-80
-90
Fig.1. At high B* values, to the right of the cut-off point where basal glide is the main
deformation mechanism, the quartz porphyroblasts tend to reach a stable sink position up to a
η-value of 20°.
At low B* values, objects rotate permanently and generate δ-type and complex tails. At high
B* values, to the right of the ćut-off point´, objects have their long axis at a stable sink
position and generate σ-type tails only. η increases with decreasing B* (Passchier 1987).
As Jeffery 1922 estimated, for simple shear, all rigid inclusions rotate in the same sense. But
during combined pure and simple shear elongate rigid inclusions can stabilize with long axes
parallel to the shear plane, and there is a range of orientations for which rigid inclusions rotate
in an opposite sense as the sense of shear (Ghosh & Ramberg, 1976).
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The presented data show that the deformation of the southern detachment zone of the Serifos
metamorphic core complex was very close to simple shear though the p/t- conditions are
emphasizing a low temperature/low pressure deformation. Quartz c-axis patterns taken from
samples of this detachment support this thesis.
References
ALTHERR, R., KREUZER, H., WENDT, I., LENZ, H., WAGNER, G. A., KELLER, J., HARRE, W. & HOHNSDORF, A.
1982. A late Oligocene / early Miocene high temperature belt in the Attic-Cycaldic crystalline complex
(SE Pelagonian, Greece). Geologisches Jahrbuch E23, 97-164.
BEAM, E. C., FISHER, D. M. 1999. An estimate of kinematic vorticity from rotated elongate Porphyroblasts.
Lournal of Structural Geology 21, 1553-1559.
BERTHÉ, D., CHOUKROUNE, P., J EGOUZO, P. 1979. Orthogneiss, mylonite and non coaxial Deformazion of
granites: The example of the South Armorican Shear Zone. Journal of Structural Geology 1, 31-42.
BRETHERTON, F. P. 1962. The motion of rigid particles in shear flow at low Reynolds number. Journal o f Fluid.
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BONS, P., J ESSELL, M. W.1996. Image Analysis of Microstructures in Natural and Experimental Samples.
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GHOSH, S., RAMBERG, H. 1976. Reorientation of inclusions by combination of pure and simple Shear.
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GHOSH, S. K., SEN, G., SENGUPTA, S. 2003. Rotation of long tectonic clasts in transpressional Shear zones.
Journal of Structural Geology 25, 1083-1096.
HEJL, E., RIEDL, H., WEINGARTNER, H. 2002. Post-plutonic unroofing and metamorphogenesis of the AtticCycladic complex (Aegea, Greece). Tectonophysics 349, 37-56.
J EFFERY, G. B. 1922. The motion of ellipsoidal particles immersed in a viscous fluid. Proc. R. Soc. Lond. A102,
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JOLIVET, L., FACCENNA, C. 2000. Mediterranean extension an the Africa-Eurasia collision. Tectonics 19, 10951106.
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Aegean Sea, Greece. Evidence for large-magnitude displacement on the Cretan detachment
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HYDROGEOLOGIE IM BERG- UND VERKEHRSWEGEBAU
Peter REICHL & Gerfried WINKLER
Joanneum Research, Institut für WasserRessourcenManagement, Hydrogeologie und Geophysik, A-8010 Graz,
Elisabethstraße 16/II
Große Bergwasserzutritte im Stollen- und Tunnelbau (siehe Abb. 3) stellen immer wieder
große Probleme für den Vortrieb bzw. Abbau dar. Nicht nur hinsichtlich der Prognose
sondern auch für Fragen der technischen Umsetzung bei der Bewältigung großer
Bergwassermengen kommt der Hydrogeologie ein sehr großer Stellenwert zu. Auch für die
Beantwortung der Fragen hinsichtlich Abdichtung oder aber allfälliger Nutzungen der
Bergwässer sind die Ergebnisse von hydrogeologischen Untersuchungen und die laufende
hydrogeologische Betreuung vor allem von Tunnelprojekten unumgänglich.
Abbildung 3: Massive Bergwasserzutritte beim Tunnelbau
Inwieweit Abdichtungsmaßen zu setzen sind, bzw. gezielte Nutzungen von Bergwässern ins
Auge gefasst werden können, hängt in erster Linie von den vorgegebene Rahmenbedingungen
ab. So kann es sein, dass durch entsprechende Auflagen Abdichtungen zur Hintanhaltung von
Bergwasserzutritten bescheidmäßig vorgeschrieben sind. Ganz wesentlich werden dabei
Fragen zu beantworten sein, wie sich die Art der Bergwasserzutritte darstellt und wie der
zeitliche Verlauf im Schüttungsverhalten, im Chemismus udgl. aussieht. Auch die Kenntnis
der Einzugsgebiete der Bergwässer ist von großer Bedeutung.
Für all diese Fragen und noch viel mehr für den Themenkreis der hydrogeologischen
Prognosenerstellung ist es unumgänglich, dass den entsprechenden hydrologischhydrogeologischen Untersuchungen auch die dafür notwendigen Zeiträume - im Besonderen
die für die Erfassung der dynamischen hydrologischen Prozesse erforderlichen Vorlaufzeiten
- zur Verfügung stehen.
Neben umfangreichen hydrogeologischen Geländetätigkeiten und Bilanzrechnungen zum
Wasserhaushalt gelangen auch Methoden zur Anwendung, mit deren Hilfe man das Wasser
als Fingerabdruck des durchflossenen Gesteins erkennt und genaue Aussagen über die
Entwässerungsdynamik einzelner Gesteinseinheiten getroffen werden können. Es ist auch
möglich, das Speicherverhalten der Wässer im Untergrund zu definieren und Angaben über
die mittlere Verweildauer von Bergwässern im Gebirge zu machen. Aus all diesen
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Untersuchungsergebnissen können auch Prognosen über die Beeinträchtigung des
Wasserhaushaltes abgeleitet werden.
Kluft- und Karstwässer werden in hohem Maße mit Bergwässern assoziiert und können im
Berg- und Verkehrswegebau einen unterschiedlichen Stellenwert erlangen. Oft stellen sie eine
Gefahr dar, vor allem im Untertage-Bergbau, weil bei Wasser- oder Schlammeinbrüchen
infolge der Tiefenlage des Abbaues ein freies Ausfließen des Wassers aus dem
Grubengebäude nicht möglich ist. Bergwasser wird im Stollen- und Tunnelbau vielfach als
Erschwernis des Streckenvortriebes angesehen, weil man auf nicht immer abgesicherte
Prognosemodelle von Wassereinbrüchen angewiesen ist. Auch der Frage hinsichtlich der
Auswirkungen an der Erdoberfläche (z.B. Quellbeeinträchtigungen, Beeinträchtigungen von
Feuchtgebieten) wird heute eine sehr große Bedeutung beigemessen.
Aus dieser synoptischen Betrachtung lassen sich Problemstellungen der Gesellschaft
hinsichtlich Verkehrswegebau wiederfinden:
Varianten der Linienführung nach hydrogeologischen Gesichtspunkten
Erarbeitung von Prognosemodellen für Wassereinbrüche sowohl deren Positionierung als
auch die zu erwartenden Bergwassermengen (Spitzenzutritte und langfristige ausfließende
Bergwassermengen)
Für die wassertechnologische Bewertung von Tunnelstrecken ist es von Bedeutung, die zu
durchörternden Zonen hydrogeologisch zu definieren. Dabei sind die ungesättigte und die
wassergesättigte Zonen zu unterscheiden. In Karbonatgesteinen spielt außerdem die Lage der
Karstbasis eine Rolle, über der die Kluftzonen korrosiv erweitert sind und daher eine
besonders starken Wasserführung aufweisen können. Für die Prognose von Wassereinbrüchen
und deren umweltrelevante Bewertung (Auswirkungen) ist es notwendig, den unterirdischen
Speicherraum und die Grundwasserneubildung zu berechnen. Darüber hinaus ist die
Zuordnung von Einzugsgebieten der im Tunnel zu erwartenden Wässer vorzunehmen.
Nicht nur mehrjährige Messreihen und längerfristige Untersuchungszeiträume für die
Prognosenerstellung und Einschätzung der hydrogeologischen Situation eines
Untersuchungsgebietes sind als absolut notwendig anzusehen, sondern auch die Wahl der
Grenzen des Untersuchungsgebietes stellen einen wesentlichen Bestandteil dar. Es ist falsch,
nur den unmittelbaren Bereich um ein Bauvorhaben (z.B. den Trassenverlauf einer
Tunnelstrecke) zu betrachten und zu kartieren. Vielmehr ist es unbedingt notwendig, das
Untersuchungsgebiet nach den geologischen und tektonischen Gegebenheiten abzugrenzen.
Speziell in Bereichen von verkarsteten Karbonatgesteinen oder gut geklüfteten Gesteinen
können sich Auswirkungen in Festgesteinsaquiferen über sehr weite Entfernungen ergeben,
die bei einer unmittelbaren Fixierung auf den Baubereich nicht erfasst werden könnten.
Die Erstellung von hydrogeologischen Prognosen setzt neben einer ausreichenden
hydrogeologischen Vorerkundung auch die Einbeziehung von Ergebnissen fachverwandter
Disziplinen voraus. Die genaue Erfassung der geologisch/tektonischen Situation ist ebenso
ein unverzichtbarer Bestandteil wie auch die Auswertungen von geophysikalischen
Untersuchen, von meteorologischen Daten, Laboranalysen, Bohrlochtests und einige
Fachrichtungen mehr.
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INNER ALPINE VALLEY FILLS AS ARCHIVES OF CLIMATIC AND
DEPOSITIONAL CONDITIONS DURING MIS 5 (EASTERN
ALPS/TYROL/AUSTRIA)
Jürgen M. REITNER & Ilse DRAXLER
Geologische Bundesanstalt, Rasumofskygasse 23, A-1031 Vienna, Austria
Detailed information about vegetation and climate change during MIS 5 in the Eastern Alps is
available from key sites like the lacustrine archives of Samerberg (GRÜGER 1979) and
Mondsee (DRESCHER-SCHNEIDER, 2000). However our knowledge of the impact of these
changing conditions on the depositional processes especially in the alpine valleys is very
limited. The valley of Kitzbühel (800-600 m a.s.l.) and the adjacent small basin of Hopfgarten
(900 - 600 m.a.sl.) in Tyrol are surrounded by up to 2300 m high mountains. These areas were
covered by ~ 1200 m thick icestreams during the Last Glacial Maximum (MIS 2). In the
valley of Kitzbühel the sequence starts with the basal till and sediments (banded clay) of
Termination (both MIS 6). The following lignites associated with alluvial cone and overbank
deposits indicate an environment similar to today´s situation, with partly prograding alluvial
cones and peat growth in their backwater. The pollen content shows wood vegetation with
dominance of spruce (Picea) and up to 20% fir(Abies) indicating the last Interglacial (Eem;
MIS 5e). Overlying alluvial fan deposits are attributed to the cold phase of the 1. Würm Stadial (MIS 5d). Lignites and silts with wood, again in association with fan deposits, were
deposited in the arboreous environment (mostly Picea) of the 1. Würm-Interstadial (Brǿrup;
MIS 5c). A lignite age of 90 ± 8 ka dated by Th/U (BORTENSCHLAGER, unpublished)
supports this classification. In the Hopfgarten basin up to 130 m thick pre.LGM valley fill
consists mainly of coarse fluvial gravels with intercalated lignites in the same facies
association as in Kitzbühel. According to pollenanalysis of the lignites two interstadials with
wood vegetation can be distinguished: The 1. Würm-Interstadial (Picea, Pinus, Abies, Fagus;
MIS 5c) and the 2. Würm - Interstadial (Picea, Pinus, Abies; Odderade; MIS 5c). The thick
gravel layers below and between the lignites represent the cold 1. and 2. Würm-Stadial (5d
and 5b). Overbank deposits associated with the gravels provide evidence of a treeless
environment during the fluvial accumulation of MIS 5b. These unique inner alpine sections
show that the interglacial and interstadial environments of MIS 5 are comparable to those of
the Holocene. The main accumulation happened during the cold stadials (MIS 5d & 5b). In
contrast to the results of PREUSSER et al (2003) from Switzerland, the glaciation during cold
phases in the Eastern Alps was quite restricted.
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TIEFBRUNNEN TELFS - GEOLOGIE UND HYDROGEOLOGIE
Franz RIEPLER, Harald ZAUNER & Paul HERBST
GWU Geologie-Wasser-Umwelt GmbH, Bayerhamerstr. 57, 5020 Salzburg
Motivation
Im Auftrag der Gemeindewerke Telfs GmbH wurde auf Grundlage von bestehenden
Vorerkundungen (Geophysik, Probebohrung) ein Brunnenstandort am Mieminger Plateau
erkundet, um neben den zahlreichen Quellen mit einer Gesamtschüttung von ca. 80 l/s ein
zweites, unabhängiges System zur Trinkwasserversorgung der 15.000 Einwohner zählenden
Marktgemeinde zu etablieren.
Dabei wurde im Zuge der Brunnenerrichtung über 110 m ein Profil über den Aufbau des
Mieminger Plateaus erschlossen.
Geologie des Untersuchungsgebietes
Das Mieminger Plateau, auf welchem sich im östlichen Teil das Untersuchungsgebiet befindet
(Abb. 1a), wird aus glaziofluviatilen und glazigenen Sedimenten aufgebaut. Der
Felsuntergrund besteht aus Hauptdolomit, welcher eine wannenförmige Struktur zwischen
Achbergzug im Süden und Mieminger Kette im Norden bildet (Abb. 1a). Aus seismischen
Untersuchungen wird die Existenz von Schwellen und Trögen im Dolomit vermutet. Die
Lockergesteinsfüllung dieser nach Osten abfallenden Wannenstruktur wird im Nordteil an der
Oberfläche aus überwiegend kalkalpinen, kantengerundeten Kiesen mit schlechter Sortierung
gebildet, im Südteil steht überwiegend kristallines Moränenmaterial mit schlechter Sortierung
an (Abb. 1b). Die überwiegend gute Rundung der Komponenten sowie die Existenz von
gekritzten Geschieben weist auf Grundmoränenmaterial des würmzeitlichen Inngletschers hin
(K.K.GEOLOGISCHE REICHSANSTALT, 1905; MACHATSCHEK, 1934).
Das Mieminger Plateau wird in seinem Ostteil von zwei Trockentälern durchschnitten, welche
Höhenunterschiede zum umgebenden Plateau von bis zu 100 Höhenmeter aufweisen und in
spätwürmzeitlicher Zeit durch von Norden (Lokalvergletscherung in der Mieminger Kette)
entwässernde Bäche eingetieft wurden.
Voruntersuchungen
Nach einer refraktionsseismischen Untersuchung und Abteufen einer Probebohrung am
beabsichtigten Brunnenstandort, welche die Existenz eines oberen, freien und eines unteren,
durch eine mehrere Meter mächtige Schluffschicht abgesperrten, gespannten Aquifers ab ca.
60 m Tiefe bewies, wurden in einer ersten Untersuchungsphase eine hydrogeologische
Kartierung sowie darauf basierend in der weiteren Umgebung des Standortes
Dauerbeobachtungen hinsichtlich Schüttung/Abfluss, Temperatur und elektrischer
Leitfähigkeit an Oberflächengerinnen und Quellen durchgeführt. Parallel dazu erfolgte eine
vierteljährliche Beprobung ausgewählter Quellen und Grundwasseraufschlüsse und deren
Analytik auf chemische und isotopenhydrologische Parameter. Diese ergaben für das Wasser
des unteren Aquifers eine mittlere Einzugsgebietshöhe von 1250 m sowie über die
Verhältnisse Magnesium/Calcium und Sulfat/Chlorid und die elektrische Leitfähigkeit eine
hydrogeologisch gut nachvollziehbare Gruppierung der Quell- Oberflächen- und
Grundwässer.
Der Zusammenhang eines im potentiellen Anstrom des Tiefbrunnens existierenden
Versickerungsteichs (Versickerung Angerbach – Abb. 1) mit dem zu erschrotenden Wasser
des geplanten Tiefbrunnens wurde mittels Markierungsversuch mit Uranin erkundet. Es
wurde ein sehr spätes, in zwei Schüben quantitativ sehr geringes Auftreten des Uranins nach
drei bzw. fünf Monaten im Probebrunnen festgestellt.
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Brunnenbohrung
Es wurden zwei Bohrungen mit einer Endteufe von 110 m und einem Bohrdurchmesser von
700 mm in einem Abstand von 5 m als Rotationsspülbohrungen abgeteuft. Die Bohrzeit pro
Brunnen betrug ca. 4 Wochen im Zweischichtbetrieb bei täglicher Bohrzeit von max. 19
Stunden. Die Brunnen wurden mit Edelstahl (VA2) – Wickeldrahtfiltern d 400 mit einer
Schlitzweite von 1 mm ausgebaut, die Filterstrecke beträgt 39 m.
Durch die ständige Anwesenheit eines Geologen vor Ort konnte bei der ersten Bohrung ein
durchgehendes Schichtenverzeichnis erstellt werden. Dieses zeigt im wesentlichen von der
Geländeoberkante (ca. 747,7 m ü. NN) bis zu einer Tiefe von 50,50 m schlecht sortierte Kiese
mit wechselnd hohem Feinanteil (vorwiegend Schluff). Die Kieskomponenten bestehen zu 30
– 40% aus Kalkalpinen Geröllen und 60-70% Kristallingeröllen (Diagramm 1). Dieser
Bereich wird – der geologischen Oberflächenkarte entsprechend – als Inngletschermoräne
ausgewiesen. Bei 50,50 m (entspricht ca. 697 m ü. NN) geht der Kies abrupt in eine Abfolge
von lakustrinen Sedimenten über, welche auf 7,30 m als sehr homogener toniger Schluff mit
intensiver Bänderung im mm-Bereich anstehen. Ins Liegende ist anschließend eine
Kornvergröberung von sandigem Schluff über Sand, kiesigen Sand bis zu matrixgestütztem
Kies mit dementsprechend hohem Sand- und Schluffanteil. Die Sand- und Kieskomponenten
im lakustrinen Abschnitt sind ausschließlich kalkalpiner Herkunft, ihr Rundungsgrad ist nur
mäßig (überwiegend kantengerundet); erst an der Basis (ab ca. 67,50 m) mischen sich
zunehmend gut gerundete Kristallinkomponenten bis maximal 20% bei (Diagramm 1). Ab
69,20 m (entspricht 678,50 m ü. NN) wurde der „untere Aquifer“, bestehend aus sandigen
Kiesen, zum Teil auch deutlich gröberen Lagen (mit Blöcken und Steinen) in
Wechsellagerung mit sandigen Lagen bis zu einer Endteufe von 110,40 m (entspricht
637,30 m ü. NN) erschlossen. In diesem Abschnitt wurden überwiegend gut gerundete
Kristallinkomponenten (vorwiegend Gneise, Amphibolite, Quarz, Serpentinite) sowie
überwiegend kantengerundete kalkalpine Komponenten vorgefunden, der Bohrfortschritt war
im Vergleich mit dem obersten Abschnitt der Bohrung deutlich besser, was einer weniger
dichten Lagerung der Komponenten entspricht.
Interpretation
Wie in vielen Arbeiten über den Aufbau der Inntalterrassen (Machatschek, 1934; Paaschinger
1957; Heißel, 1954; Poscher, 1993) beschrieben, wurde auch in dieser Bohrung die typische
Abfolge erbohrt:
Im Liegenden der Bohrung eine vermutlich fluviatile Abfolge von gemischt kalkalpinen und
kristallinen Geröllen, welche nach oben kontinuierlich in die Sedimente eines lakustrinen
Sedimentationsraumes übergehen. In der lakustrinen Abfolge, welche nach oben eine ständige
Kornverfeinerung zeigt, sind ausschließlich kalkalpine Komponenten zu finden, somit ist von
einem Sedimenteintrag aus einem nördlich gelegenen Gebiet auszugehen. Diese lakustrine
Abfolge wurde von einem Gletscher überfahren, welcher die knapp 50 m mächtigen
Moränenablagerungen hinterließ.
Es ist somit für das Mieminger Plateau die Existenz von lakustrinen Sedimenten
nachgewiesen; inwieweit diese Sedimente mit den Bändertonen im Inntal, als nächstgelegen
insbesondere mit jenen von Inzing, gleichzusetzen sind, bedarf noch näherer Abklärung. Ein
erster Hinweis auf die Gleichartigkeit der Ablagerungen ist jedoch die gleiche absolute Höhe
der Tone (ca. 700 m ü. NN - POSCHER 1993) sowie die makroskopische Ähnlichkeit der
Abfolge. Inwieweit dieses neue Profil Anhaltspunkte zur Klärung der Frage der Existenz
eines großen Inntalsees gibt, bleibt abzuwarten.
Literatur
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POSCHER, G. 1993. Neuergebnisse der Quartärforschung in Tirol. Arbeitstagung Geol. B.A., 7-27.
Abb. 1a - Übersichtskarte des Untersuchungsgebietes ohne Maßstab.
Abb. 1b – Detailübersicht. Hellgrau: Lokale, kalkalpine Glazialsedimente; Dunkelgrau: Kristalline
Glazialsedimente (Inntalmoräne); dazwischen das spätglazial kalkalpin verfüllte Trockental.
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Kalk
100
90
Gneis
80
Serpentinit
Quarz
60
Kristallin
(sonstige)
50
40
Ton/Schluff
Anteil (%)
70
30
20
10
0
0
20
40
60
80
100
120
Tiefe [m]
Diagramm 1: Petrographische Verteilung der Kieskomponenten in verschiedenen Teufenabschnitten der
Brunnenbohrung Telfs.
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HOW RHEOLOGY CONTRASTS CONTROL PLATE SCALE
DEFORMATION: A FEM STUDY FROM THE EASTERN ALPS
Jörg C. ROBL & Kurt STÜWE
Institute of Earth Sciences, University of Graz, Austria
The process of a continent-continent collision is generally described with an indentation
geometry: A rigid indenter is assumed to deform a significantly weaker plate. The crust in
front of the indenter is thickened and forms an orogen while the indenter itself remains
unaffected by the large scale deformation. This scenario is well explored by analogue- (e.g.
Tapponier et al., 1982) and numerical models (e.g. England and Houseman, 1986) and has
been successful in describing the India-Asia collision zone where most of the deformation is
indeed partitioned into the Asian plate.
In contrast, many orogens show that substantial deformation occurs in both plates involved
with the collision process. For example, in the European Alps, the Adriatic micro-plate
indents the European foreland, but both plates are highly deformed. In fact, most of the
seismicity in the Alpine orogen currently occurs within the Adriatic micro-plate. In two
dimensions, this deformation partitioning between plates can be well-described on cross
sections by employing asymmetric boundary conditions at the base (e.g. Beaumont et al.,
1996). However, in plan-view, partitioning of deformation between two colliding plates can
only be described by assuming a finite rheology contrast between the two plates involved.
Here we present an extension of the classic thin viscous sheet model for continental collision
(England and McKenzie, 1982; England and Houseman, 1986) in which we explore the
influence of finite rheology contrast between indenter and foreland on the deformation
partitioning. A somewhat more refined model is then applied to explore the rheology of the
Adriatic micro-plate in the European Alps.
Model setup
The simple numerical model expands on the "elongate model geometry" of Houseman and
England (1986). We use the finite element model of Barr and Houseman (1996) to describe
thin viscous sheet deformation. A quadratic region with a dimensionless side length 1 is
considered (Figure 1a). The indenter is a block of length 0.25 and variable width w, initially
located in the center of the southern boundary of the model region. The southern boundary is
moving north with the velocity U0 over the width of the indenting block and tapers to zero
outside the indenter.
In order to apply this model to the Alps we have refrained from finite strain calculations and
focused on describing the present day deformation regime with incremental calculations. For
this we have made the following changes to the model: (1) Potential energy was interpolated
onto the finite element mesh using a filtered digital elevation model for the Alps and
assuming that potential energy is directly related to topography. (2) Thin viscous sheet
calculations were performed in spherical coordinates. (3) A number of regions of finite
viscosity contrasts were implemented to describe realistic geological units (Figure 2b). For
this a general triangulation routine was used.
Numerical model results
Within our simple model, four parameters play an important role in the deformation
partitioning between the two plates. The width of the indenter w, the viscosity contrast
between indenter and foreland , the Argand number Ar, and the non-linearity of viscous
deformation as described by the power law exponent n . Figure 1b explores this parameter
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space for three pairs of Ar and n suggested to cover a characteristic range of geological
settings by Houseman and England (1986). The curves shown in Figure 1b show the lines
where the maximum thickening in the indenter is equal to that of the foreland. In general,
crustal thickening dominates in the indenter for large w and small , while crustal thickening
dominates in the foreland if the indenter is small and strong. For w = 0 the model is equivalent
to that of Houseman and England (1986) and can be compared directly with their results. For
a viscosity contrast of = 3 and an indenter width of 0.15, thickening in the indenter is the
same as that in the foreland and is robust towards power law exponent and Argand number.
Fig. 1 Simple numerical model for the
exploration of the role of indenter
rheology in deformation partitioning
between two plates. (a) Model set up.
The dark shaded region is referred to as
the "indenter", the light triangulated
region as the "foreland". (b) The
contours delineate the parameter space
where the maximum thickening in both
the indenter and the foreland are equal.
is the viscosity contrast between
indenter and foreland. w is the width of
the indenter. Note the logarithmic scale
of the viscosity contrast.
Application to the Alps
A refined model was used to explore the indenter rheology in the Alpine orogen. For this, the
region limits in the north and east were set in the aseismic European foreland and were
ascribed zero velocity boundary conditions. The western boundary was placed in the central
Alps where we assume symmetry of deformation
across the boundary. The southern boundary is
defined by zero stress and zero velocity except
the boundary segment where the Adriatic plate
indents into the orogenic wedge. This segment is
described by an increasing north directed velocity
from west to east, according to the Euler pole of
the Adriatic plate at 45.36°N 9.10°E and a
counterclockwise angular velocity at 0.52°/my
(Nocquet and Calais, 2003). Over a width of 2° a
cos2 function tapers the velocity smoothly down
to zero at the eastern edge of the indenter (Figure
2a).
Fig. 2 Numerical model used to explore the rheology
contrast between Adriatic plate and Alpine orogen. (a)
Model region and boundary conditions. The arrows along
the southern margin indicate the eastwards increase in
north velocity. (b) Finite element grid used for the model
calculations. Viscosity contrasts are labelled.
Within the modeled region we assumed 4 regions of different viscous rheology (Figure 2a).
The European foreland including the Bohemian massif shows only minor internal
deformation and is therefore defined arbitrarily to be 5 times more viscous than the Eastern
Alps. Similarly, we assume that the lithosphere in the Pannonian basin is thin and warm and
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ascribe it a viscosity contrast of 0.5. The rheology of the Adriatic indenter plays a crucial role
for the collision process and we explore this parameter in some detail.
Model results that match the intraplate stress field, the seismicity distribution and the GPSdetermined velocity field suggest that the Adriatic indenter is 1.5 to 3 times as viscous as the
Eastern Alps. While this estimate is very preliminary in our work, it is consistent with cross
sectional models along the TRANSALPS profile by Willingshofer and Cloetingh (2003).
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PETROGRAPHISCHE UND PETROLOGISCHE UNTERSUCHUNGEN
DES RADEGUNDER KRISTALLINS
Manfred RÖGGLA, Barbara PUHR & Christoph A. HAUZENBERGER
Institut für Erdwissenschaften,Universität Graz, A-8010 Graz
Einleitung
Das Radegunder Kristallin befindet sich ca. 20 km nord-östlich von Graz. Die nördliche und
westliche Begrenzung bildet das Grazer Paläozoikum, im Osten und Süden taucht das
Kristallin unter das steirische Becken ab.
Als markantes Merkmal tritt die mehrphasige metamorphe Überprägung in Erscheinung. Die
variszische Orogenese führte dabei zu einer ersten amphibolitfaziellen Mineralparagenese.
Während der permischen Extension kam es zu pegmatitischen Intrusionen. Im Zuge der
alpinen Gebirgsbildung wurde das Gebiet erneut amphibolitfaziell überprägt.
Im Westen des Radegunder Kristallins sind mächtige Pegmatitstöcke auffallend, wobei
vereinzelt auch Quarzite vorkommen können. Der östliche Bereich ist durch die Dominanz
von Glimmerschiefern und Gneisen charakterisiert. Selten sind Marmorlagen in den
Metapeliten zu beobachten.
Geländebeobachtungen und Petrographie
Das generelle Streichen des Radegunder Kristallins ist NE-SW mit einem Einfallswinkel von
ca. 25°. Lokal kann das Streichen z.T. auf N-S oder E-W schwenken. Der östliche Bereich des
Radegunder Kristallins weist vermehrt Kleinfalten auf.
Pegmatite kommen teilweise als konkordante Lagen in Glimmerschiefern, als auch
zum Teil als diskordante riesige Stöcke und Gänge, vor. Der Mineralbestand besteht aus
Quarz, Feldspat, Hellglimmer, Biotit, Granat, Turmalin, sowie einigen selteneren Mineralen
wie Spodumen und Beryll. Teilweise wurden die Pegmatite mit den Glimmerschiefern
mitdeformiert, welches zur Ausbildung einer Schieferung und Lineation führte. Die
Deformation ist im Dünnschliff durch eine Einregelung und Korngrößenverkleinerung
erkennbar.
Die Glimmerschiefer gehören zum polymetamorphen Grundgebirge des Radegunder
Kristallins, sind sehr stark deformiert und zeigen eine deutliche Schieferung. Das dünnlagige,
nicht sehr differenzierte Gestein erscheint bräunlich und ist großteils stark angewittert.
Granat ist in fast allen Proben vorhanden und zeigt ein bereits optisch eindeutig erkennbares
mehrphasiges Wachstum. Die Granatkerne sind wahrscheinlich variszischen Alters, der Saum
hingegen wurde alpidisch gebildet. In einigen Proben konnten anhand chemischer Analysen
entlang einer Profillinie zwei verschiedene Anwachsäume unterschieden werden. Dies deutet
auf ein möglicherweise dreiphasiges Wochstum hin.
Staurolith kommt ebenfalls in zwei Generationen vor: (1) als Einschluß im Granatkern oder
reliktisch erhalten in Paragonit-, Muskovit- und Chloritaggregaten. (2) Kleine schwach
pleochroitische Staurolithe verwachsen mit Kyanit weisen auf eine alpidische Bildung hin.
Turmalin kommt sowohl in den Pegmatiten wie auch in den Glimmerschiefern in Form von
idiomorphen stengeligen Kristallen häufig vor.
Biotit bildet gemeinsam mit Muskovit und Quarz die bedeutenden Matrixminerale aus.
Chlorit kann entweder stabil mit Hellglimmern und Biotit vorkomme. Meistens tritt Chlorit
jedoch als retrograde Phase bei der Pseudomophose von Granat nach Chlorit auf.
Als Hellgimmer sind die Varietäten Muskovit und Paragonit zu finden. Während Muskovit in
allen Glimmerschieferproben vorkommt, konnte Paragonit bislang nur in einigen Proben aus
der Raabklamm in Bereichen mit reliktisch erhaltenen großen Staurolithen nachgewiesen
werden.
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Quarzite kommen innerhalb des Kristallins immer wieder als großes Blockwerk, aber
auch eingeschaltet als Bänder und Adern vor. Diese variieren von cm- bis dm- Mächtigkeit.
Dünne Quarzbänder in Glimmerschiefern sind teilweise stark verfaltet. Mächtige Blöcke trifft
man vor allem am Nordhang des Rabnitzberges.
Geothermobarometrie
Um die PT-Bedingungen der alpidischen Metamorphose zu bestimmen, wurden Granatränder
und Matrixminerale, die im Gleichgewicht mit den neu gebildeten Granaträndern stehen,
verwendet. Das Granat-Biotit Thermometer und das Granat-Kyanit-Quartz-Plagioklas
(GASP) und Granat-Biotit-Muskovit-Plagioklas-Quarz Barometer ergaben Temperaturen von
580 bis 600°C und Drucke zwischen 7 und 10 kbar.
Thermobarometrische Berchnung mit Granatkernen und darin enthaltenen Einschlüssen
(Biotit, Staurolit, Plagioklas, Muskovit) ergab etwas niedrigere PT-Bedingungen von 500550°C und etwa 6 kbar.
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STORM-INDUCED EVENT DEPOSITS IN THE TYPE AREA OF THE
GRUND FORMATION (MIDDLE MIOCENE, LOWER BADENIAN) IN
THE MOLASSE ZONE OF LOWER AUSTRIA
Reinhard ROETZEL1 & Peter PERVESLER2
1
Geological Survey of Austria, Rasumofskygasse 23, A-1031 Wien, [email protected].
2
Department of Palaeontology, University of Vienna, Althanstraße 14, A-1090 Wien,
[email protected].
Since the 19th century in the Molasse Zone of Lower Austria sediments of the Middle
Miocene (Lower Badenian) Grund Formation (“Grunder Schichten”, Grund Beds) have been
famous for their fossil content.
During two field campaigns in 1998 and 1999, organized by the Department of Palaeontology
of the University of Vienna, in the type area at Grund predominantly sandy sediments of the
Grund Formation were studied in eight sections.
These sections showed four different lithofacies with typical features of storm-beds. Sandy
beds with typical vertical arranged sedimentological features like erosive base, basal
concentrations of coarse shell debris,
mud-clasts and clast-horizons, normal
graded beds, horizontal lamination of the
upper plane bed, concentrations of plant
and wood debris, asymmetrical ripples at
the top, and synsedimentary deformation
structures (fig.1) point to storm-induced
event deposits. The sands were mainly
deposited as tabular to slightly wedgeshaped sand-sheets; only extreme events
produced
channel-shaped
sediment
bodies. Pelitic layers at the top of such
event-strata
represent
fair-weather
conditions.
Fig.1: A thick fining-upward and non-bioturbated
sandy bed with basal coarse shell debris and
erosive base, produced during a single storm event.
Note deformated fair-weather pelitic layer with
ball and pillow structures at the top, indicating
quick deposition of the following bed.
The basal shell debris mainly contains mixed, synchronous-allochthonous, highly fragmented
but determinable marine faunas from shallow to moderately deep environments. Together
with land snails and bones of terrestrial vertebrates bottom currents transported the shelly
fauna from shallow-marine towards offshore areas. Palaeocurrent data from groove marks,
gastropod orientation, asymmetrical ripples and small dunes point to a transport towards ESE
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to NE, from a coastal area at the margin of the Bohemian Massif. The various lithofacies
clearly reflect a proximal-distal trend from the shoreface to the offshore area.
Fig.2: Highly bioturbated alternation
of horizontally laminated sandy beds
and pelitic layers, indicating the
decrease of the hydrodynamic energy
level. Bioturbations of Zoophycos
are starting from a thick pelitic bed
and reaching downwards into the
sand.
The higher sections contain bioturbations like Scolicia and Thalassinoides typical for the
Cruziana ichnofacies and bioturbations like Zoophycos (fig.2) and Saronichnus, typical for
the Zoophycos ichnofacies. Such a mixture of trace fossils of different ethology is
characteristic of the upper offshore - lower shoreface settings, where the proximal and
archetypical Cruziana ichnofacies typically occurs. Altogether the development from the
Skolithos to the proximal Cruziana ichnofacies to the proximal-archetypical Cruziana
ichnofacies indicates an upward deepening from middle shoreface to upper offshore
environments.
References
PERVESLER, P. & UCHMAN, A. (2004): Ichnofossils from the type area of the Grund Formation (Miocene, Lower
Badenian) in northern Lower Austria (Molasse Basin).- Geologica Carpathica, 55, 2, 103-110, 5 figs.,
Bratislava.
PERVESLER, P. & ZUSCHIN, M. (2004): A lucinoid bivalve trace fossil Saronichnus abeli igen. et isp. nov. from
the Miocene molasse deposits of Lower Austria, and its environmental significance.- Geologica
Carpathica, 55, 2, 11-115, 3 figs., Bratislava.
ROETZEL, R. & PERVESLER, P. (2004): Storm-induced event deposits in the type area of the Grund Formation
(Middle Miocene, Lower Badenian) in the Molasse Zone of Lower Austria.- Geologica Carpathica, 55, 2,
87-102, 12 figs., 1 tab., Bratislava.
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TOWARDS A GLACIAL-INTERGLACIAL SEQUENCE CONCEPT
FOR MOUNTAIN RANGES,
IN COMPARISON WITH GLACIO-EUSTATIC MARINE SEQUENCES
Diethard SANDERS & Marc-André OSTERMANN
Department of Geo- and Atmospheric Sciences, University of Innsbruck, Austria
Compared to detailed and variegated concepts for the development of glacio-eustatically
controlled, marginal-marine sequences, no such a concept for the development of comparable
successions on land exists. Perplexing this is, since glacio-eustatic sequence development,
with its strong forcing by marked and rapid changes in both climate and sea-level, can be
expected to be distinct and, to some extent, correlative from sea to land. We present an
approach towards an integrated concept for the physical stratigraphic development of glacial
to interglacial successions within mountains, and their possible correlation with and relation
to contemporaneous marine sequences. Our approach is in part based on (generalized)
patterns of deposition during the last glacial-interglacial cycle in the Eastern and Southern
Alps (e. g. Van Husen, 1983 a,b; 1997, 1999; Patzelt & Resch, 1986; Patzelt, 1987; Poscher,
1993; and many others) and in part on own observations on the development of Quaternary
alluvial fan and talus successions.
During climatic deterioration and buildup of glaciation, large volumes of coarsegrained sediment are produced by increased physical erosion of rocky slopes, and are
transferred to alluvial fans, fan deltas and proglacial outwash. How much of these sediments
is preserved depends on the local erosive potential of the overriding glacier. During glacial
highstand, except accumulation of subglacial deposits, most of the sediment is transferred to
proglacial outwash; hence, rates of deposition tend to be highest in the topographically lowest
position, in the immediate foreland of glaciers. Interstadial phases may give rise to extremely
high rates of accumulation of glaciolacustrine to glaciofluvial deposits, and of other
paraglacial deposits, such as alluvial fans. At the same time, towards the foreland, erosive
incision prevails. Again, how much of the interstadial deposits is preserved depends on
erosion during the subsequent glacial advance.
Upon deglaciation, large volumes of paraglacial deposits (e. g. reworked moraines,
sandur, kames) may be trapped by filling of valley stretches overdeepened by glacial erosion.
In addition, ice-marginal lakes may form and provide local base-levels for accumulation of
fine- and coarse-grained alluvium. In the foreland, fluvial incision prevails. Along the flanks
of main tributary valleys and of side valleys, persistent accumulation of alluvial fans and/or of
talus slopes starts. In at least some cases, aggraded alluvial fans provide the foundation for the
buildup of high talus slopes that prograde over and downlap the proximal portions of the fans.
Upon prolonged warm climate and hillslope stabilization by vegetation, the rate of talus
production strongly decreases. As a result, a linear-erosive regime is established characterized
by fluvial incision, fanhead trenching and, on talus slopes, by incision of chutes. Finally,
during stable interglacial conditions, a by-pass regime prevails, with minor and local
fluctuations of deposition and erosion; these fluctuations at least in some cases most probably
are associated with minor changes of climate.
In the sea, according to the interpretation elaborated by Posamentier & Vail (1988)
(for siliciclastic shelves well-supplied by sediment, and situated on a mature passive margin),
the phase of glacial buildup corresponds to sea-level lowering, fluvial erosion on the shelf
(type I sequence), and to formation of the basin-floor fan and the slope fan. Deposition of the
lowstand prograding wedge has been interpreted to proceed under slowly rising, but still low
sea-level (Posamentier & Vail, 1988). The corresponding change in glaciation remains less
clear. With respect to the marked changes of ice volume from stadials to interstadials in the
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Würmian, it remains open to question inasmuch such fluctuations may cause sea-level
changes of global extent large enough to be recorded in marginal-marine sequences. Whereas
the phase of deglaciation would correspond to deposition of the transgressive systems tract,
stable interglacial conditions correlate with the highstand systems tract (Posamentier & Vail,
1988).
Comparing the two concepts of sequence development, in the marginal-marine
sequences, incision of fluvial valleys and of marine canyons is mainly confined to sea-level
lowering and early lowstand. During formation of the lowstand wedge, and of the
transgressive and highstand systems tract, deposition persists. On the shelf, processes acting
over large areas (e. g. tides and other currents, waves) effectively disperse the sediment. For
the paralic to neritic part of marine sequences, base-level is closely associated with sea-level,
and can be approximated as a low-dipping plane of comparatively simple shape.
In "mountain-valley sequences", by contrast, linear erosion prevails wherever the
mean capacity of aqueous sediment transfer is higher than mean sediment load, or than mean
sediment production. This can be the case during each of the described stages, albeit at
different locations and controlled by different local base-levels. During formation of
mountain-valley sequences the altitude, extend and duration of local base-level surfaces
strongly fluctuates. For each order of drainage system, its local base-level is provided by the
debouch of its highest-order stream into the stream of successive order. Although, for an
entire mountain range, the "ultimate" base-level is provided by sea-level, in practice,
geomorphic equilibrium with respect to sea-level will need very long to approach.
Knickpoints in valley/river profiles and lakes render mountain-valley sequences not an
approximation to a single base-level surface of simple shape, but to local base-levels that are
laterally separated by areas off base-level.
Marine sequences are just a facet in the entire spectrum of possible styles of sequence
development. Neither lateral continuity and extent, nor a peculiar depositional environment in
the sea or on land, nor its potential internal complexity or thickness preclude an
unconformity-bounded unit to be a depositional sequence, as long as it consists of genetically
related strata.
References
PATZELT, G., 1987, Untersuchungen zur nacheiszeitlichen Schwemmkegel- und Talentwicklung in Tirol. Veröff.
Museum Ferdinandeum, 67, 93-123.
PATZELT, G., RESCH, W., 1986, Quartärgeologie des mittleren Tiroler Inntales zwischen Innsbruck und
Baumkirchen. Jahresber. Mitt. oberrh. geol. Ver., N. F., 68, 43-66.
POSAMENTIER, H. W., VAIL, P. R., 1988, Eustatic controls on clastic deposition. II - Sequence and systems tract
models. In: Sea-Level Changes - An Integrated Approach. Soc. Econ. Pal. Min., Spec. Publ. 42, 125-153.
POSCHER, G., 1993, Neuergebnisse der Quartärforschung in Tirol. In: Geologie der Oberinntaler Raumes,
Schwerpunkt Blatt 144 Landeck. Arbeitstagung der geol. B.-A., 7-27.
VAN HUSEN, D., 1983a, A model of valley bottom sedimentation during climatic changes in a humid alpine
environment. In: Evenson, E. B., Schlüchter, Ch., Rabassa, J., eds., Tills and Related Deposits, 341-344.
VAN HUSEN, D., 1983b, General sediment development in relation to the climatic changes during Würm in the
eastern Alps. In: Evenson, E. B., Schlüchter, Ch., Rabassa, J., eds., Tills and Related Deposits, 345-349.
VAN HUSEN, D., 1997, LGM and late-glacial fluctuations in the Eastern Alps. Quat. Int., 38/39, 109-188.
VAN HUSEN, D., 1999, Geological Processes during the Quaternary. Mitt. österr. geol. Ges., 92, 135-156.
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CRETACEOUS TURBIDITES FROM TRASCAU MOUNTAINS
(SOUTHERN APUSENI): SEDIMENTOLOGICAL AND
MICROPALEONTOLOGICAL CHARACTERISTICS
Emanoil SASARAN, Ioan I. BUCUR, Carmen CHIRA & Liana SASARAN
Babes-Bolyai University, Department of Geology, str. M. Kogalniceanu 1, 400084 Cluj-Napoca, Romania.
E-mails: [email protected]; [email protected]; [email protected];
[email protected]
Geological setting
The Cretaceous deep marine deposits from the northern part of the Trascau Mountains
form a long (about 9 Km) and relatively narrow band between the localities Petrestii de Jos
and Buru. Their thickness is variable, but range generally around 750 m. Eastward, they are in
tectonic contact with the Upper Jurassic-Lower Cretaceous shallow water limestones, and in
the western part are covered by Cenozoic deposits.
Quaternary erosion cut throuh fine siliciclastic, pelagic and hemipelagic deposits, and
the coarse sediments remain as morphologic prominences (fig.1). These coarse deposits
represent in fact submarine fan systems (Figs.2, 3) intercalated with deep marine pelagichemipelagic deposits (Stow, 1992, Stow et al., 1996).
The sedimentation starts with fine pelagic deposits (mudstones with radiolaria and
calpionelids), some tens of metres in thickness. Their age ranges from Middle Berriasian to
Valanginian. They are followed by more siliciclastic deposits represented by shales and marls
with radiolaria and sponge spicules (Hauterivian-Barremian), and a sequence of deposits
which are related to gravitational processes (Aptian-Albian).
Sedimentological characteristics
The morphologic elements of the submarine fan systems are isolated channels,
distributary channels, debris flow masses (Fig.4), tabular non-channelized bodies and sheets
systems. Channel fill bodies are lens-shaped. They are filled by the coarsest sediment, which
includes basal lag deposits, a mixture of carbonate and siliciclastic fragments, bioclastbearing pebbly sandstones, chaotic deposits and thin bedded turbidites. The tabular nonchannelized bodies are composed of well-graded medium to thick bedded classic turbidites,
and sheet systems represent fine grained turbidites and interbeded pelagites-hemipelagites.
The vertical succession of these deposits is evidence for the evolution of the basin
margin, which transferred sediments into the basin that were more and more coarse towards
the top. In the lower part of the succession the channels have small widths (of meter scale),
and large erosional incisions (more than 1 meter). They are frequently associated with debris
flows. The channel fill consists of centimeter to decimeter sized shallow water carbonate
rocks of late Jurassic-early Cretaceous age. The first fragments of metamorphic rocks appear
also here. The matrix of debris flows contains both planktonic and reworked benthic
microfossils. The siliciclastic input on the carbonate shelf increases towards the upper part of
the succession. The change of the shelf environment from a carbonate to a siliciclastic one can
be also followed in the test structure of the foraminifers which aggutinate terrigenous clasts in
the upper part of the succession. In the same time, this change is marked by the channel
geometry: they become more wide (tens of meters) with a meter scale thickness. Their fill is
coarse, and predominantly siliciclastic (conlomerates and pebbly sandstones).
The lateral and vertical arrangement of the submarine fan systems is indicative for the
existence in the region of point sources, which became active during the tectonic stress or
shortly after that.
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Micropaleontological content
The age of the turbidites from the northern part of Trascau Mountains could be
established on the basis of the micropaleontological content of the shallow water limestone
blocks, and on the calpionellid and nannoplankton assemblages from the pelagic-hemipelagic
sediments.
Two types of calcareous blocks have been recorded: 1) Tithonian-Berriasian
limestones, with Clypeina sp., Thaumatoporella parvovesiculifera (Raineri), Bacinella
irregularis Radoicic., Lithocodium aggregatum Elliott, „Tubiphytes“ morronensis Crescenti,
Andersenolina alpina (Leupold), Troglotella incrustans Wernli & Fookes, ?Everticyclammina
sp. 2). Aptian-Albian limestones and sandy limestones with Anisoporella(?) cretacea
(Dragastan), Neomeris sp., Terquemella sp., Lithocodium aggregatum Elliott, Bacinella
irregularis Radoicic, Polystrata alba (Pfender), Marinella lugeoni (Pfender),
Coptocampylodon fontis Patrulius, Sporolithon rude (Lemoine) (Fig.8), Agardhiellopsis
cretacea Lemoine (Fig.8), Sabaudia minuta (Hofker) (Fig.7), Charentia cuvillieri Neumann
(Fig.6), Vercorsella hensoni (Dalbiez), Vercorsella sp., Mesorbitolina texana (Roemer)
(Fig.5), ?Orbitolinopsis sp., Everticyclammina sp., Mayncina sp., Nezazzatinella sp.,
Novalesia sp., Gaudryina sp., Glomospira sp., Lenticulina sp. Many of the blocks have a
brecciated strucure. In the matrix of the breccia Hedbergella sp. and rare ?Rotalipora sp. were
recorded. We have to stress the abudance of orbitolinids (M. texana, an index orbitolinid for
the Upper Aptian-Albian) in many of the blocks in the upper part of the succession. This
orbitolinid foram also occurs in some coarse sandstones and conglomerates where it
agglutinates mostly quartz grains.
The carbonate pelagites-hemipelagites in the lower part of the succession (the socalled „Aptychus beds“) contain an assembage of calpionellids with: Calpionella alpina
Lorenz, Calpionella elliptica Cadisch and Remaniella sp.(Figs.9-12) (Middle-Upper
Berriasian). On the other hand, the siliciclastic pelagics in the middle-upper part of the
succession contain a nannoplankton assamblage (Figs.13-16) with Assipetra terebrodentarius
(Applegate et al.) , Eprolithus cf. antiquus Perch-Nielsen, Micrantolithus obtusus Stradner,
Zeugrhabdotus embergeri (Noel), Lithraphidites moray-firthensis Jakubovski, which indicate
mostly an Hauterivian-Aptian age.
Taking into account all the micropaleontological data, we can assign the whole
succession to the Berriasian-Albian time interval.
Significance
The turbiditic sequence is comprised within the nappe which ovethrust towards east on
top of the Oxfordian-Valanginian shallow water carbonate deposits. This nappe is in turn
overthrusted from the west by Upper Jurassic-Lower Cretaceous carbonate rocks, or by
metamorphic rocks (Baia de Aries nappe). It is difficult to correlate this nappe with the
tectonic units separated by Bleahu et al. (1981), Lupu (1983) or Balintoni & Iancu (1986)
because of the non-concordant definition of some characteristics of these tectonic units.
The Lower Cretaceous (Aptian-Albian) turbidites from Trascau Mountains mark the
start of the meso-Cretaceous tectonogenesis in the Southern Apuseni Mountains, and the end
of the carbonate platforms development. During the Late Jurassic-Early Cretaceous, a series
of isolated carbonate platforms developed on the volcanic island arc and the shallow water
areas adjacent to the continent (Sasaran, unpublished data), These isolated platforms passed
laterally to deep intra-arc or back-arc basins. During the meso-Cretaceous tectonogenesis, all
these deposits were involved in overthrusting nappes generating a complex structure. The
sequence presented in this paper tries to reconstruct the evolution of a back-arc basin which
developed during Early Cretaceous (Berriassian-Albian).
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References
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Mânăstirea Valley. D. S. Inst. Geol. Geofiz., vol. 70-71/5 (1983-1984), p. 45-56.
BLEAHU, M., LUPU, M., PATRULIUS, D., BORDEA, S., ŞTEFAN, A. & PANIN, S., 1981 - The Structure oh the
Apuseni Mountains. Carp. Balk. Geol. Ass., XII Congr. Guide to Exc. B3, 107p.
LUPU, M., 1983 - The Mesozoic History of the South Apuseni Mountains. An. Inst. Geol., Geofiz., LX, p. 115124.
STOW, D. A. V., 1992 – Deep – water environments: overview and commentary. In: Stow, D. A. V. (ed.) Deep –
water turbidite systems. Reprint series Vol. 3 of the IAS, Blackwell Scientific, p. 279-282.
STOW, D.A.V. READING H.G. & COLLINSON J.D., 1996 – Deep seas. In: Reading H. G. (ed), Sedimentary
environments: Processes, Facies and Stratigraphy, 3rd ed. Blackwell
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ORGANISCHE HALBLEITERMATERIALIEN: SYNTHESE,
CHARAKTERISIERUNG, ANWENDUNG
Valentin SATZINGER1,2, Heinz PICHLER1,2, W. ROM1, B. STADLOBER1 & Franz
WALTER1
1
Institut für Nanostrukturierte Materialien und Photonik (NMP), Joanneum Research Forschungsgesellschaft
mbH, Franz Pichler Strasse 30, A-8160 Weiz
2
Institut für Erdwissenschaften, Bereich Mineralogie und Petrologie, Karl-Franzens Universität,
Universitätsplatz 2/II, A-8010 Graz
Die rasante Entwicklung der konventionellen Halbleiterindustrie in den letzten
Jahrzehnten ist klar mit einem zur Herstellung von hochleistungsfähigen elektronischen
Bauelementen überproportional gestiegenen technologischen und insbesondere finanziellen
Aufwand verknüpft, sodass die entsprechenden Investitions- und Produktionskosten und das
benötigte Know-how nur mehr von großen Industrieunternehmen aufgebracht werden können.
Im Gegensatz dazu bieten organische Halbleiterbauelemente den Vorteil einer deutlich
leichteren Prozessierbarkeit und der damit verbundenen niedrigeren Kosten, sowie einer
Vielfalt verfügbarer Materialien für das Maßschneidern spezifischer Eigenschaften. Weiter
lassen ihr geringes Gewicht, ihre mechanische Flexibilität, die generell gute Kompatibilität
mit anderen bereits eingesetzten Kunststoffmaterialien, die potentiell leichte und billige
Massenproduktion sowie die hohe Variabilität in den Anwendungsmöglichkeiten diese
Technologie sowohl physikalisch als auch wirtschaftlich höchst attraktiv erscheinen [1]. Es
sei jedoch angemerkt, dass organische Halbleiterbauelemente u.a. durch ihre signifikant
niedrigeren Schaltgeschwindigkeiten und geringere Lebensdauern auf absehbare Zeit nicht in
direkter Konkurrenz zu konventionellen anorganischen Bauelementen stehen bzw. diese
verdrängen werden, sondern vielmehr komplementäre, integrierte Lösungen in spezifischen
Anwendungsgebieten ermöglichen.
Organische Halbleitermaterialien kommen größtenteils in Form von polykristallinen
Schichten
oder
Einkristallen
(Molekülkristallen)
zum Einsatz,
wobei
der
Ladungsträgertransport hier im Wesentlichen durch den Überlapp des π-Elektronensystems
benachbarter Moleküle bestimmt ist, sodass man von einem zumindest bandähnlichem
Transport sprechen darf, bei dem sich Elektronen und/oder Löcher in elektronischen Bändern
bewegen. Diese Form des Ladungstransports macht bestimmte organische Moleküle (z.B.
Vertreter der Acene wie Pentacen, Tetracen, ...) besonders interessant im Hinblick auf die
Realisierung elektronischer Bauelemente.
Abb. 1: Für einen effektiven Ladungsträgertransport in paralleler Richtung zur
Substratoberfläche sollten ebene, aromatische Moleküle in möglichst geringem Abstand
voneinander (hoher Molekülorbitalüberlapp), senkrecht zur Substratoberfläche stehen [2].
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Die Vorreinigung vieler organischer Halbleitermaterialien und die Synthese von Einkristallen
erfolgt in einer sogenannten „Hot-Wall-Epitaxie“-Anlage [3]. Darin wird das Ausgangspulver
infolge „physikalischer“ Abscheidung ohne chemische Reaktion im Sublimationsbereich in
die Gasphase überführt und im Kondensationsbereich wieder als Kristallphase abgeschieden.
Etwaige Verunreinigungen in der Ausgangssubstanz sollten in ihrer ursprünglichen
Konzentration durch einen intrinsischen Reinigungsprozess während des Kristallwachstums
verringert werden (fraktionierte Sublimation). Es sei angemerkt, dass das NMP betreffend die
Zucht von organischen Halbleitereinkristallen in Österreich eine singuläre Position innehat.
Probeschiffchen
(a)
Wachstumsbereich
Ofen
AR-Glasröhrchen
Ofen
Inneres
Quarzglasrohr
Ofen
Gasfluss
Vakuumpumpe
bzw. „Bubbler“
Temperatur
(b)
0
50
100
150
200
250
300
350
Messposition
Abb. 2:
(a) Schematische Darstellung des Innenraums der „Hot-Wall-Epitaxie“ Anlage
(b) Typischer flacher Temperaturverlauf im Innenraum des Quarzglasrohres für gute
Syntheseergebnisse
Die strukturelle Charakterisierung der Syntheseprodukte erfolgt vor allem anhand von
kristalloptischen, röntgenographischen und Raman-Methoden, die Aussagen über die Phase,
den Zusammenhang zwischen Gitterbau und Kristallmorphologie, die Kristallqualität und die
Orientierung von Kristalliten auf einer Substratoberfläche ermöglichen.
α’
γ’
(a)
(b)
(c)
(d)
Abb. 3:
(a) Durchlichtaufnahme eines Pentaceneinkristalls mit eingezeichneter Lage der Schwingungsrichtungen und (c)
eines im Ultrahochvakuum hergestellten Pentacenfilms auf Glas; (b) Aufnahme eines Pentaceneinkristalls und
(d) eines Pentacenfilms in einem Röntgentexturgoniometer mit zweidimensionalem Flächendetektor
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Zur elektrischen Charakterisierung der organischen Einkristalle kommt die Methode
raumladungsbegrenzter Ströme („space-charge limited currents“) zum Einsatz, mit deren
Hilfe Informationen über Störstellenkonzentrationen sowie über die Beweglichkeit der
Ladungsträger erhalten werden können [4].
1,00E+01
1,00E-01
Strom[A]
1,00E-03
1,00E-05
1,00E-07
y = 8E-13x 0,9715
R 2 = 0,9419
1,00E-09
y = 1E-24x 7,585
R 2 = 0,9931
y = 4E-16x 3,3278
R 2 = 0,9962
1,00E-11
1,00E-13
1
y = 3E-12x 2,4899
R 2 = 0,9921
10
100
1000
Spannung[V]
Abb. 4: SCLC-Messkurve eines Pentaceneinkristalls in doppelt-logarithmischer Darstellung
Über dünne polykristalline Pentacenschichten (10er nm-Bereich) können elektronische
Bauelemente wie z.B. Feldeffekttransistoren (FET) realisiert werden, in denen die
Leitfähigkeit der organischen Halbleiterschicht durch Variation der Ladungsträgerdichte mit
Hilfe eines elektrischen Feldes verändert wird. Optoelektronische Bauelemente wie z.B. ein
elektrisch gepumpter organischer Laser können prinzipiell durch den Aufbau einer DoppelFET-Struktur an einem organischen Molekül-Einkristall realisiert werden.
(a)
(b)
Gate 1
Source 1
Al2O3
Drain 1
Löcher
Elektronen
PentazenKristall
Drain 2
Laserlicht
Source 2
Gate 2
Abb. 5: (a) Schematischer Aufbau eines FET; bei geeigneter Wahl der Gate-Spannung (UG) und angelegter
Source-Drain-Spannung (UD) fließt ein Strom ID zwischen Source und Drain [2]. (b) Schematische Darstellung
der Doppel-FET-Struktur eines elektrisch gepumpten organischen Molekülkristall-Lasers [nach 5].
References
[1] HAASE, A., J AKOPIC, G., REITZER, R., ROM, W., STADLOBER, B. (2002) Organische Optoelektronik und
Photonik, in: It´s Time, Ausgabe 2/2002
[2] MÜNCH, M. (2001) Strukturelle Beeinflussung der elektrischen Transporteigenschaften dünner organischer
Schichten, Dissertation
[3] LAUDISE, R.A., KLOC, CH., SIMPKINS, P.G., SIEGRIST, T. (1997) Physical Vapor Growth Of Organic
Semiconductors, in: Journal of Crystal Growth 187 (1998) 449-454
[4] LAMPERT, M.A., MARK, P. (1970) Current Injection In Solids, Academic Press
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GRANAT-KLINOZOISIT/EPIDOT LINSEN ALS INDIKATOR FÜR
FLUID-TRANSPORT IN DEN MIGMATITKOMPLEXEN DES
ÖTZTAL-STUBAIKRISTALLINS
Friederike SCHENNACH, Wolfgang THÖNY & Peter TROPPER
Innerhalb des polymetamorphen, austroalpinen Ötztal-Stubai Kristallins (ÖSK) treten prävariszische Migmatitkörper auf. Bei den untersuchten Migmatiten handelt es sich um den
Winnebach Migmatit aus dem zentralen ÖSK, und den östlich vom Reschenpaß, nördlich der
Klopaierspitze gelegenen Klopaier Migmatit aus dem westlichen ÖSK. Beide Migmatite
treten in Paragneisen auf und können als Schollenmigmatite klassifiziert werden wobei diese
Schollen aus Biotit-Plagioklasgneisen bestehen. Der Winnebach Migmatit erstreckt sich ca.
25 km2, in Form einer W-E gelängten Linse, und der Klopaier Migmatit liegt in Form von
Linsen am nördlichen Rand einer Tonalitintrusion. Die in dieser Studie untersuchten GranatKlinozoisit/Epidot Linsen sind in beiden Migmatitkomplexen immer mit den BiotitPlagioklasgneis-Schollen assoziiert, wobei es hier zu einer Umwandlung der Schollen in die
Granat-Klinozoisit/Epidot Linsen entlang von ehemaligen Rissen kommt.
Die Biotit-Plagioklasgneisschollen weisen bereits die polymetamorphe Paragenese Granat1+2
+ Biotit + Plagioklas1+2 + Muskovit + Quarz auf. Die Granat- und Plagioklaszonierungen in
den Schollen sind das Ergebnis der kaledonischen- und variszischen bzw. alpidischen
Überprägung. Die Fluid/Gestein-Wechselwirkung entlang dieser Risse führt zur Bildung von
komplexen Parageneseabfolgen innerhalb der Linsen. Folgende mineralogische Neubildungen
wurden von außen nach innen beobachtet: 1.) Epidot + Kalifeldspat + Plagioklas3, 2.)
Klinozoisit + Plagioklas4, 3.) Granat3 + Tremolit + Diopsid + Titanit. Die gleiche Abfolge
liegt auch in den Proben aus dem Klopaier Migmatit vor.
Neben den Veränderungen im Modalbestand treten auch Änderungen in der chemischen
Zusammensetzung der Minerale innerhalb der Linsen von außen nach innen auf: Granat1 hat
7 Mol.% Gro, Granat2 schon 25 Mol.% Gro und Granat3 bereits 56 Mol.% Gro. Plagioklas1
hat einen An-Gehalt von 40 Mol.%, in Plagioklas 3 steigt es auf 54 Mol.% An und in
Plagioklas 4 auf 60 Mol.% An. Bei Plagioklas 2 handelt es sich um einen albitreichen
Plagioklas (19 Mol.% An), der sich um die Plagioklase1, 3 und 4 gebildet hat. Die Zunahme
des Ca-Gehaltes im Granat zum Zentrum der Linsen hin, weist einerseits auf eine vermehrte
Teilnahme von Ca-reichen Phasen (Zoisit, Plagioklas) bei der Bildung von Granat, oder
andererseits auf eine externe Ca-Zufuhr durch metamsomatische Prozesse hin.
Mineralreaktionen zwischen den Schollen und der Fluidphase können vor allem in den
Randbereichen der Linsen noch beobachtet werden. Bei den Reaktionen handelt es sich um
Umwandlungen der Schollenparagenese durch die Zufuhr eines externen Fluids (H2O) wobei
es zu Reaktionsgefügen zwischen altem Biotit und neugebildetem Epidot und Kalifeldspat
nach folgenden Reaktionen kommt: Grossular1+ Muskovit + Anorthit + H2O = Klinozoisit +
K-Feldspat, Phlogopit + Anorthit + H2O = Pyrop2 + Muskovit + Klinozoisit + Kalifeldspat.
Die Bildung dieser Linsen erfolgte wahrscheinlich nach der Migmatisierung im Zuge der
variszischen- oder alpidischen Metamorphose, da die Biotit-Plagioklasschollen bereits
polyphase Granate und Plagioklase enthalten. Daher stellen diese Linsen auch wichtige
petrologische Indikatoren für die Ableitung der polymetamorphen Entwicklung dieser
Migmatitkomplexe dar.
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DIE BEDEUTUNG DER PELAGISCHEN OBER-BERRIASIUM
SEDIMENTE DER ÜBERLAGERUNG DER PLASSEN-FORMATION
(KIMMERIDGIUM BIS UNTER-BERRIASIUM) DER TYPLOKALITÄT
(PLASSEN BEI HALLSTATT, ÖSTERREICH) FÜR DIE
REKONSTRUKTION DER ENTWICKLUNGSGESCHICHTE DER
OBER-JURA/UNTER-KREIDE
FLACHWASSERKARBONATPLATTFORM IN DEN NÖRDLICHEN
KALKALPEN
Felix SCHLAGINTWEIT1, Hans-Jürgen GAWLICK2 & Richard LEIN3
1
2
Angewandte Sedimentologie, Peter-Tunner-Straße 5, 8700 Leoben, Österreich.
3
Universität Wien, Institut für Geowissenschaften, Geozentrum Althanstrasse 14, 1090 Wien, Österreich
Die Sedimentationsgeschichte und stratigraphische Entwicklung der Ober-Jura bis UnterKreide Karbonatplattformentwicklung in den Nördlichen Kalkalpen wird zur Zeit lebhaft und
kontrovers diskutiert. Weder das genaue zeitliche Einsetzen dieser Entwicklung noch ihr Ende
sind bisher im Detail bekannt.
Aus diesem Grunde wurde die Typlokalität, der Plassen bei Hallstatt im österreichischen
Salzkammergut, neu untersucht (SCHLAGINTWEIT et al. 2003). Der Plassen mit seinen
Seichtwasserkarbonaten bildet dabei nach heutigem Kenntnisstand das Hangende der
Lammer-Beckenfüllung/Sillenkopf-Beckenfüllung bzw. der Hallstatt Mélange in den
Nördlichen Kalkalpen (= Hoch-Tirolikum i. S. von FRISCH & GAWLICK 2003). Die
Unterlagerung bilden Radiolarite bzw. kieselige Kalke, die biostratigraphisch mit Hilfe von
Radiolarien bis in den Oxfordium/Kimmeridgium Grenzbereich nachgewiesen werden
konnten und pelagische Kalke mit „Jura-Globigerinen“. Über einer Verflachungsabfolge, die
im höchsten Kimmeridgium beginnt, folgen im Unter-Tithonium nach Hang- und
Plattformrand-Sedimenten, Transgressions-Regressions-Zyklen mit Ablagerungen der
offenen/geschlossenen Lagune und Tidal Flats. Im Ober-Tithonium herrschen die
Stillwasserkarbonate der geschlossenen Lagune vor. Nach einer mächtigkeitsmäßig
reduzierten Rückriff-Fazies zeigen Korallen-Stromatoporen-Kalke des Jura/KreideGrenzbereiches mit Protopeneroplis ultragranulata (GORBATCHIK) gefolgt von Ablagerungen
des Hanges das finale Absinken der Plattform an.
Im Nordteil des Plassen sind an einer Stelle, an einer Störung abgesenkt, noch Reste der
urprünglichen Überlagerung erhalten geblieben. Es handelt sich um Calpionellen-Wacke/Packstones mit Calpionellopsis oblonga (CADISCH) (häufig) und Tintinnopsella gr.
carpathica (MURGEANU & FILIPESCU) (selten), die in das Ober-Berriasium zu stellen sind oblonga Subzone (z .B. GRÜN & BLAU 1997).
Am Plassen waren sowohl das Vorkommen von ?tief ober-jurassischen Sedimenten an der
Basis der Entwicklung als auch jüngerer Sedimente am Top bislang unbekannt. Der Plassen
ist somit zur Zeit das einzige Vorkommen, wo der komplette Sedimentationszyklus der
Plassen-Formation mit ihrer Unter- und Überlagerung erhalten ist. Insofern konnte die eher
zufällige Festlegung des Plassen als Typlokalität nach heutigem Kenntnisstand gar nicht
besser gewählt werden.
Das Ober-Berriasium ist in den Nördlichen Kalkalpen in den Schrambachschichten im
Hangenden der Oberalm-Formation, welche allerdings die sedimentäre Überlagerung der
Tauglboden-Formation (= Tief-Tirolikum i. S. von FRISCH & GAWLICK 2003) darstellt, schon
mehrfach, u. a. auch mit Calpionellopsis oblonga nachgewiesen worden (z. B. VASICEK et al.
1999). Der Übergang von der Plattform- in die Becken-Fazies erfolgte etwa zeitgleich mit
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dem lithologischen Wechsel von den rein-karbonatischen Oberalm-Formation zu den
mergelig-karbonatischen Schrambach-Schichten.
Eine formale lithostratigraphische Definition der letzteren wurde unlängst von RASSER et al.
(2003) aufgestellt. Die unterlagernde Einheit als einer der bestimmenden Parameter sind die
Biomikrite der Oberalm-Formation. Am Plassen jedoch werden die Calpionellen-Kalke des
Ober-Berriasium von Hangablagerungen der Plassen-Formation unterlagert und können aus
diesem Grunde formal nicht als Schrambach-Schichten angesprochen werden obwohl sie
identische Mikrofazies aufweisen.
Obwohl die Calpionellen-Kalke im Hangenden der Hangablagerungen der Plassen-Formation
auftreten und damit eine unterschiedliche Unterlagerung als die Schrambachschichten in der
Typusregion aufweisen, können diese beiden Schichtglieder gut miteinander verglichen
werden, da mit dem Sedimentationsumschlag von rein karbonatischen Sedimenten zu
siliziklastisch beeinflussten Sedimenten eine paläogeographische Umstellung im Bereich der
gesamten Nördlichen Kalkalpen verbunden ist, die es rechtfertigen würde, ab dem OberBerriasium, im Gegensatz zu dem Zeitraum Callovium bis Unter-Berriasium, wieder
nomenklatorisch einheitlich zu benennende Schichtglieder zu verwenden. Zudem weisen
sowohl die Schrambachschichten der Typlokalität und die der Calpionellenkalke in der
Überlagerung der Plassen-Formation eine identische Litho- und Mikrofazies auf. Auf die
Problematik der Benennung der Schrambachschichten oder Schrambach-Formation sei auf
die Diskussion in GAWLICK et al. (in Druck) verwiesen.
Aus paläogeographischer Sicht jedoch kann gefolgert werden, dass im Ober-Berriasium mit
der Eliminierung der oberjurassischen Plattform-Becken-Konfiguration relative einheitlich
Sedimentationsbedingungen vorherrschten. Das Ertrinken der Ober-Jura/Unter-Kreide
Seichtwasserkarbonatplattform erfolgt somit im gesamten Bereich der Nördlichen Kalkalpen
wahrscheinlich zeitgleich im Laufe des Berriasium durch einen erhöhten siliziklastischen
Eintrag, der die Karbonatproduktion stark einschränkte. Das Liefergebiet der Siliziklastika ist
paläogeographisch, nach heutiger Orientierung, im Süden des Kalkalpensüdrandes zu suchen.
Dieses Hinterland lieferte durch die verstärkte Hebung, die wahrscheinlich mit einem
erhöhten Wärmefluß verbunden ist (GAWLICK & LEIN – dieser Band), vermehrt
siliziklastisches Material. Diese siliziklastisch geprägte Sedimentation ab dem Valanginium
wird als Roßfeld-Schichten bezeichnet (z. B. FAUPL & TOLLMANN 1979).
Literatur
FAUPL, P. & TOLLMANN, A. (1979): Die Roßfeldschichten: Ein Beispiel für Sedimentation im Bereich einer
tektonisch aktiven Tiefseerinne aus der kalkalpinen Unterkreide. - Geol. Rdsch. 68: 93-120, Stuttgart.
GAWLICK, H.-J. & LEIN, R. (dieser Band): New data to the diagenetic to metamorphic patterns in the eastern and
central Northern Calcareous Alps
GAWLICK, H.-J., SCHLAGINTWEIT, F. & MISSONI, S.: Die Barmsteinkalke der Typlokalität nordwestlich Hallein
(hohes Tithonium bis tieferes Berriasium; Salzburger Kalkalpen) - Sedimentologie, Mikrofazies,
Stratigraphie und Mikropaläontologie: neue Aspekte zur Interpretation der Entwicklungsgeschichte der
Ober-Jura-Karbonatplattform und der tektonischen Interpretation der Hallstätter Zone von Hallein – Bad
Dürrnberg. – N. Jb. Geol. Pal. Abh., Stuttgart.
GRÜN, B. & BLAU, J. (1997): New aspects of calpionellid biochronology: proposal for a revised calpionellid
zonal and subzonal division. – Revue Paléobiol. 16/1: 197-214; Genève.
MANDL, G.W. (1999): Field trip guide – Dachstein Hallstatt – Salzkammergut. – Berichte Geol. B.-A., 49: 1113; Wien.
RASSER, M.W., VAŠÍCEK, Z., SKUPIEN, P., LOBITZER, H. & BOOROVÁ, D. (2003): Die Schrambach-Formation an
ihrer Typlokalität (Unter-Kreide, Nördliche Kalkalpen, Salzburg): Lithostratigraphische Formalisierung
und „historische“ Irrtümer. – In: PILLER, W.E. (Ed.), Stratigraphia Austriaca, Österr. Akad. Wiss.,
Schriftenr. Erdwiss. Komm. 16: 193-216; Wien.
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SCHLAGINTWEIT, F., GAWLICK, H.-J. & LEIN, R. (2003): Die Plassen-Formation der Typlokalität
(Salzkammergut, Österreich) – neue Daten zur Fazies, Sedimentologie und Stratigraphie. – Mitt. Ges.
Geol. Bergbaustud. Österr., 46, 1-34; Wien.
VASICEK, Z., REHAKOVA, D. & FAUPL, P. (1999): Zur Biostratigraphie der Schrambachschichten der
Oisbergmulde bei Hollenstein a.d. Ybbs (Lunzer Decke, Kalkalpen, Niederösterreich). – Abh. Geol. B.A., 56/2, 625-650; Wien.
Abb. 1: Schematische Profilsäule der Abfolge am Plassen mit Unter- und Überlagerung (modifiziert nach
SCHLAGINTWEIT et al. 2003).
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DESIGN AND IMPLIMENTATION OF A PETROPHYSICAL
DATABASE IN AUSTRIA
Norbert SCHLEIFER
Lehrstuhl für Geophysik, Department für Angewandte Geowissenschaften und Geophysik, Montanuniversität
Leoben, Peter-Tunner-Str. 25, 8700 LEOBEN, AUSTRIA, Tel.: +43 (0) 3842 402 2625, Fax: +43 (0) 3842 402
2602, e-mail: [email protected]
The idea of creating a petrophysical database for Austria arose due to the fact that large
amounts of physical parameters has been collected at the Institute of Geophysics at the
Montanuniversität Leoben. Including data from the rock magnetic laboratory in Gams and the
petrophysical laboratory in Leoben an almost complete spectra of physical parameters of
some of the most abundant rocks in Austria is available.
International and national research projects, e.g. TRANSALP, have lead to a detailed study of
some of the most abundant rocks in Austria. Varieties of limestone, granite, gneiss and
volcanic rocks have been collected and measured.
The evaluated physical parameters in the database are: thermal conductivity, compressional
and shear wave velocity, seismic attenuation and resonance frequency, magnetic remanence,
magnetic susceptibility, palaeomagnetic field intensity and direction, Curie temperature,
electrical conductivity, induced polarisation, porosity and grain density.
On one hand these parameters are of great importance for the planning and interpretation of
geophysical field surveys, on the other hand they lead to a better understanding of the
interaction between components, texture, structure and physical properties of rocks.
Therefore the aim for the future will be to combine the petrophysical data with a geological
database, e. g. Lithothek of the TU Graz.
The preliminary design of the data base is given in the following sketch (Fig. 1). Basic
information, e.g. as the origin of the rock sample, age, geological formation and further
literature etc., can be found in the file “information”. Thin section images and a data-sheet
concluding all the available information about mineralogy, petrography, petrology and
physical parameters can be downloaded.
An overview of the measured physical parameters gives the table “investigations”.
Figure 1: Preliminary concept of an Austrian petrophysical database
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The physical properties are sorted concerning the main geophysical field techniques (Tab. 1).
physical parameters
density, porosity and permeability
elastic properties
electrical properties
magnetic properties
radioactive properties
thermal properties
geophysical field method
gravimetry, NMR, density log, neutron log
seismic, acoustic log
electrical and electromagnetic methods
magnetic survey, palaeomagnetics, magnetic
stratigraphy
radiometry, geochronology, γ-ray-log
temperature log, geothermal exploration
Table 1: Petrophysical parameters and their relation to geophysical field methods
The depository and the sizes of the stored rock samples are noted in the table “depository”
(Fig. 1).
The objective is to implement a database that should be accessible for all earth scientists in
Austria. As a database including all abundant rocks in Austria can be achieved only with the
collaboration of all earth scientists, colleagues are welcomed to contribute rock samples for
petrophysical investigations.
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PETROPHYSICAL INVESTIGATION OF THE VOLCANIC ROCKS OF
STYRIA (AUSTRIA)
Norbert SCHLEIFER & Andrea JÄGER
Lehrstuhl für Geophysik, Department für Angewandte Geowissenschaften und Geophysik, Montanuniversität
Leoben, Peter-Tunner-Str. 25, 8700 LEOBEN, AUSTRIA, e-mail: [email protected]
The petrophysical investigation of the volcanic rocks of Styria was part of the project
“Lithothek” financially supported by the VALL (Vereinigung für Angewandte
Lagerstättenforschung Leoben). The main objective of this research was to investigate the
physical properties of the large variety of volcanic rocks occurring in Styria. Further we were
interested if it is possible to differentiate between volcanic layers deposited during different
phases of activity.
As known the two geological periods of volcanic activity in Styria are the Miocene and Plio/Pleistocene. The volcanic rocks of the Miocene are characterised by latitic composition (high
SiO2-contents and potassium accentuated). In contrast the Plio/-Pleistocene delivered mainly
basic rocks (low SiO2-contents and sodium accentuated).
These differences in mineralogy should allow a discrimination by physical properties.
Moreover variations in grain size distribution, pore volume and density are expected to be
accompanied by different petrophysical responses and thus enable a differentiation of
stratigraphic arrangements, e.g tuff layers.
Seven sites were sampled including Altenmarkt (Riegersburg), Bad Gleichenberg, Burg
Kapfenstein, Beistein (Petersdorf I), Burgfeld (Fehring), Klöch and Pertlstein.
Altogether 16 different volcanic rock types were sampled: basalt, basaltic scoria, tuff, lapillituff and latite.
The physical properties that have been determined are the complex electrical resistivity,
magnetic remanence, magnetic susceptibility, elastic properties and thermal conductivity.
The porosity of the rocks varied between 4 and 63 % and as a result the electrical resistivity
showed large variations between 70 and 3300 Ωm. All measurements concerning electrical
properties were carried out at the Institut für Geophysik of the TU Clausthal. There we were
able to determine the complex electrical resistivity. Compared to a conventional measurement
of the resistivity this methods also determines the phase angle or time shift between the
injected current and the measured voltage. Thus an additional parameter is obtained.
As the electrical resistivity delivers mainly information about the connectivity of the pores,
the phase angle provides information about the pore geometry and electrochemical
interactions between pore-fluid and mineral matrix. Figure 1 shows a spectral measurement of
the complex resistivity of three tuff samples from Burg Kapfenstein. The samples differ in
their grain size distribution. As a result the phase response is also different for all three
samples (Fig. 1).
The correlation of the porosity with thermal conductivity and ultrasonic velocity is shown in
Figure 2. As expected the thermal conductivity decreases with increasing porosity. But the
ultrasonic velocities especially of the basaltic rocks from Klöch (KL) do not show a clear
correlation with porosity.
The ultrasonic waves within the basaltic scoria propagate faster than in the denser
“Sonnenbrenner-Basalt”. This result shows that the influence of porosity is limited as long as
a sufficient bulk modulus is guaranteed by a connected mineral matrix.
Concluding the previous results we can say that petrophysical parameters are able to
distinguish between the different volcanic rocks abundant in Styria. Well-known
interrelations between mineralogy, texture and structure and physical properties are valid, but
the results, especially concerning basalt scoria showed that there is still a need of modification
in order to explain the observed phenomena.
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Figure 1: Spectral measurement of the complex resistivity of three volcanic rock samples from Burg
Kapfenstein. top: spectral resistivity measurement, bottom: spectral measurement of the phase angle
5000
2
4500
4000
1.5
λ in W/mK
vp in m/s
3500
3000
2500
1
AM latites
BG lapilli-tuffs
BST tuff
KA lapilli-tuffs
KL basaltic scoria
KL basalts
PES tuff
2000
0.5
1500
1000
500
0
0
5
10
15
20
25
30
35
40
0
5
Porosität in %
10
15
20
25
30
35
40
Porosität in %
Figure 2: Correlation of the compressional wave velocity (left) and the thermal conductivity (right) of the
investigated volcanic rocks of Styria with porosity.
The complex electrical resistivity, so-far not applied on volcanic rocks, is able to distinguish
between tuffs with different grain size distributions. We therefore plan to extent our investigation on tuffs of further geological formations, e.g. Eifel. Future research should also prove
that it is possible to transfer the laboratory results to field measurements.
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DETACHMENT FOLDING ABOVE THE PERMIAN HASELGEBIRGE
(ECHERNTAL, HALLSTATT, NORTHERN CALCAREOUS ALPS)
Nikolaus SCHMID1, Klaus ARNBERGER1, Mario HABERMÜLLER1, Bernhard
GRASEMANN1 & Erich DRAGANITS2
1
Structural Processes Group, Department of Geological Sciences, University of Vienna, Althanstrasse 14, A1090 Vienna, Ausria. (nikol

Vorwort - Archiv - Karl-Franzens

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