Sediment 2007

Exkursionsführer

Geo.Alp, Vol. 4, S. 95–121, 2007

GGEEOOLLOOGGIIEE DDEERR WWEESSTTLLIICCHHEENN DDOOLLOOMMIITTEENN:: VVOONN DDEERR GGEEBBUURRTT DDEERR NNEEOOTTEETTHHYYSSIIMM PPEERRMM ZZUU KKAARRBBOONNAATTPPLLAATTTTFFOORRMMEENN,, BBEECCKKEENN UUNNDD VVUULLKKAANNIITTEENN DDEERR TTRRIIAASS

Rainer Brandner1, Alfred Gruber2 und Lorenz Keim1,3

1 Institut für Geologie und Paläontologie, Universität Innsbruck, Innrain 52, A-6020 Innsbruck2 Geologische Bundesanstalt, Neulinggasse 38, A-1030 Wien3 Amt für Geologie und Baustoffprüfung, Autonome Provinz Bozen, Eggentalerstr. 48, I-39053 Kardaun (BZ)

EEiinnffüühhrruunngg uunndd ÜÜbbeerrbblliicckk zzuurr rreeggiioonnaalleenntteekkttoonniisscchheenn uunndd ggeeooddyynnaammiisscchheenn EEnnttwwiicckklluunngg

Die dreitägige Exkursion führt uns zu den geologischweltberühmten Lokalitäten der Westlichen Dolomiten, diemit ihren Großaufschlüssen einen unvergleichlichen Ein-blick in die räumliche und zeitliche Dynamik der Sedimen-tation in Becken und auf Karbonatplattformen geben. EinHauptaugenmerk wird auf die Auswirkungen der mehr-phasigen Rifttektonik am Beginn der Neotethys-Entwick-lung gelegt.

Im Auftrag des Geologischen Dienstes des Landes Süd-tirol wurde vom Institut für Geologie und Paläontologieder Universität Innsbruck in mehrjähriger Kartierungs -tätigkeit eine neue geologische Karte der Dolomiten auf-genommen. Auf Basis einer detaillierten stratigraphi-schen Gliederung und strukturgeologischen Analysekonnten neue Erkenntnisse bezüglich der räumlichen Ent-wicklung der Sedimentbecken in mehreren zeitlichen Abschnitten gewonnen werden.Folgende Themenkreise werden behandelt:(A) Vulkanisch-sedimentäre Gesteinsabfolge des Unter-

perm; die mehrphasige extensionale Grabenbruch-tektonik des Etschtaler Vulkanitkomplexes (1. Tag).

(B) Effekte synsedimentärer Tektonik in der Mitteltriasauf die Sedimentation (1. und 2. Tag).

(C) Geometrie von Karbonatplattformen im Kontext zurgeodynamischen Entwicklung (2. und 3. Tag).

Die Dolomiten sind Teil der mittleren Südalpen, die imNorden durch die steil N-fallende, dextrale Pustertal-Störung (Teil des Periadriatischen Lineaments im Miozän)und im Süden durch die südvergente, neogene Valsugana-Überschiebung begrenzt werden. Die permomesozoischeSedimentabfolge transgrediert auf dem variszisch ge-prägten Basement eines kollisionalen Gebirgsgürtels. ImUnterschied zum Ostalpin fehlen hier die kretazische De-formation und Metamorphose. Paläogene und neogeneFaltung und Überschiebungen verkürzen allerdings des

Öfteren die Abstände zwischen den z.T. isolierten rigidenKarbonatplattformen, sodass bisherige paläogeographi-sche Rekonstruktionen revidiert werden müssen. Trotz-dem sind Plattform-/Becken-Übergänge in ihrer primärennach wie vor sehenswerte Modellfälle der Aggradationund Progradation von Plattformen.

Die folgenden Ereignisse prägen die geologische Ent-wicklung der Dolomiten nach der variszischen Orogene-se:1. Mehrere Phasen krustaler Ausdehnung in Unterperm,

Mittel- und Obertrias führten zur Gliederung in etwaNNE-SSW verlaufende, intrakontinentale Becken- undSchwellenzonen (Bosellini, 1965) mit Abschiebungenund orthogonalen Seitenverschiebungen, die bis in dieKreide immer wieder reaktiviert wurden.

2. Ab der obersten Trias und dem unteren Jura verlagertesich die Hauptriftzone nach W, die Südalpen und mitihnen die Dolomiten wurden damit Teil des passivenKontinentalrandes des Ligurischen Ozeans im W (Sartiet. al, 1992). Nördlich Cortina d’Ampezzo ist Sedimen-tation am Rand des Trento-Plateaus noch bis in dieOberkreide (Campan) nachgewiesen (Stock, 1994).

3. WSW-vergente, mesoalpine („dinarische“) Überschie-bungen beenden im Paläogen die lang andauernde Sedimentationsperiode in der seit dem Unterperm vor-gegebenen Schwellen-Becken Gliederung. Die neo geneN-S Einengung führt zu der oben genannten Rück -überschiebung im Valsugana-Bereich und zur Bildungheteroaxialer Faltenstrukturen mit komplex gebautenstrukturellen Domen und Becken (Doglioni, 1987).

Der Zeitabschnitt der mehrphasigen krustalen Aus-dünnung während der Permotrias ist zentrales Thema derExkursion. Die Südalpen sind im Perm Teil einer dextralenMegascherungszone zwischen Laurasien und Gondwana,die nach Osten kinematisch mit der Öffnung des Neo -tethys-Ozeans verbunden ist (Muttoni et al., 2003, Blen-dinger et al., 1990). Entsprechend paläomagnetischerDaten ist eine derartige Megascherungszone im Perm

SSeeddiimmeenntt 22000077

95

zwingend notwendig, um das Problem einer Überlappung(„crustal misfit“) von Gondwana und Laurasien bei dergängigen Wegener’schen Pangäa-Rekonstruktion (=Pangäa „A“-Konfiguration) zu lösen (Muttoni et al., 2003).

Die Permotrias der Dolomiten ist durch zwei magmati-sche Ereignisse geprägt, die jeweils mit verstärktem „rif-ting“ gekoppelt sind: (1) Vulkanismus und Magmatismusim Unterperm (Etschtaler Vulkanitkomplex, Brixner undCima-d’Asta-Plutone) mit der initialen Phase der Becken-bildung, und (2) Vulkanismus und Magmatismus der Mit-tel- und Obertrias (ladinischer Dolomitenvulkanismus, In-trusionen von Predazzo und Monzoni) mit neuerlicherstarker extensiver Tektonik. Die Ereignisse liegen etwa40 Ma auseinander, sind jedoch räumlich kaum voneinan-der getrennt. Die Hypothese einer ortsfesten, episodischaktiven Wärmeanomalie im oberen Erdmantel liegt dahernahe (s. a. Golonka & Bocharowa, 2000). Vulkanite undMagmatite beider Ereignisse weisen mit ihren kalkalkali-schen bis shoshonitischen Chemismen eine orogenetischeSignatur auf, die jedoch mit der evidenten postorogenenlithosphärischen Extension nicht unmittelbar in Einklangzu bringen ist (Bargossi et al., 1998, Rottura et al., 1998,Sloman, 1989). Komplexe Interaktionen zwischen Mag-men mit Mantelherkunft und krustalem Material in up-welling-Bereichen heißer Asthenosphäre wären denkbarund könnten sich in der erwähnten Megascherungszoneentwickelt haben. Geochronologische Daten einer HT/LPMetamorphose der Permotrias im ostalpinen und südalpi-nen Basement sind weit verbreitet (Schuster et al., 1999).Der Vergleich zu weitgespannten intrakontinentalen Rift-strukturen in Bereichen mit hohem Wärmefluss, wie derBasin-and-Range-Provinz Nordamerikas, ist naheliegend(s. a. Eisbacher, 1996, S. 240).

Die wiederkehrende magmatische Aktivität im Unter-perm und in der Mitteltrias geht mit jeweils verstärkterRifttektonik einher, dazwischen liegende Ruhephasen sinddurch räumlich weit ausgedehnte thermische Subsidenzgeprägt. Damit sind in der permotriassischen Abfolge zweitektonisch kontrollierte Zyklen 2. Ordnung entwickelt, dievon Zyklen 3. Ordnung (Sequenzen) oder höherer Ordnungüberlagert werden.

1. Unterperm – Mittelanis: Der Großzyklus startet mit derbis zu 4 km mächtigen wechselhaften vulkanisch-sedi-mentären Gesteinsabfolge des Etschtaler Vulkanit-Komplexes, die die rasch absinkenden rhomboedri-schen Becken und nach NW-W eingekippte Halbgräbeneines vermutlich dextralen transtensionalen Systemsverfüllt. Die Phase größter vulkanischer und tektoni-scher Aktivität liegt zwischen ca. 285–275 Ma (Bargossiet al., 2004). Die syntektonische Abfolge wird im Ober-perm von einem gleichförmigen Sedimentmantel kon-tinentaler bis flachmariner Fazies (Grödner Sandstein,

Bellerophon-Fm.) überlagert (Massari &Neri, 1997). Dieweitflächige Versiegelung des unterpermischen Gra-benbruchsystems ist Ausdruck der thermischen Subsi-denz des Postriftstadiums. Diese hält noch weit in dieTrias hinein an und wird erst durch neuerliche Rift -tektonik im Mittelanis beendet. Der kontinuierlich absinkende Schelfraum wird durch eine Reihe von ?eu-statisch kontrollierten Transgressions-/Regressionszy-klen 3. und 4. Ordnung mit siliziklastisch-karbona -tischer Mischsedimentation (Werfen-Fm.) geprägt. Infolge des Perm-Trias-Events mit der lange andauern-den „recovery“-Zeit karbonatproduzierender Organis-men kommt es erst im Unteranis zur Sedimentationvon rampenartigen Karbonatbänken (Sarl-Fm.).

2. Mittelanis – Nor: Die zweite Riftperiode ist durch eineausgeprägte Kippschollentektonik gekennzeichnet, dieein hervorzuhebendes Charakteristikum des südalpinenFaziesraumes darstellt. Sie vollzieht sich in mehreren„Phasen“ ab dem Mittelanis bis ins Ladin und verursachtAblagerungssequenzen 3. Ordnung (Brandner, 1984,1991, Gianolla et al., 1998). Starke Subsidenz ermöglichtden Aufbau mächtiger Riffkomplexe, die mit Sedimen-ten von bis zu 800 m tiefen Becken verzahnen (Schlern-dolomit, Buchenstein-Fm.) (Bosellini, 1984). Etwas ver-spätet folgt der nur kurz dauernde (< 1 Ma), aber inten-sive Vulkanismus im Oberladin, der die Riff-Becken Fa-ziesheteropie unter sich begräbt und damit plombiert.Damit verbunden sind starke tektonische Verstellungenam Meeresboden mit der Bildung von Scarpbreccienund Megabreccien („Caotico eterogeneo“) und die Bil-dung von gravitativ umgelagerten, fluviatilen Konglo-meraten (Marmolada-Konglomerat) herausgehobenerInselbereiche (Bosellini et al., 1982). In der Folge setztwieder tektonische Ruhe mit thermischer Subsidenz desPostriftstadiums ein. Starke Pro gradation der Karbonat-plattformen füllt verbleibende Beckenräume auf, unddie weitflächige Entwicklung der Hauptdolomit-/Dach-steinkalkplattform überlagert das kleinräumige Gra-benbruchsystem der Mitteltrias. Lediglich im Mittelkarnerfolgt eine kurzfristige Unterbrechung der Entwick-lung mit neuerlicher Kippschollentektonik und demumweltbedingten tethysweiten Absterben der Riff-plattformen (Keim &Brandner, 2001, Keim et al., 2006).

11.. TTaagg:: EEttsscchhttaalleerr VVuullkkaanniitt--GGrruuppppee uunndd mmaarriinneeMMiitttteellttrriiaassaabbffoollggee ddeerr WWeessttlliicchheenn DDoolloommiitteenn

EEttsscchhttaalleerr VVuullkkaanniitt--GGrruuppppee ((UUnntteerrppeerrmm))

Die Etschtaler Vulkanit-Gruppe („Bozner Quarzpor-phyr“ bzw. „Piattaforma Porfirica Atesina“ und „DistrettoVulcanico Atesino“ Auct.) ist eine charakteristische konti-nentale, vulkanisch-sedimentäre Gesteinsabfolge aus dem

Geo.Alp, Vol. 4, 200796

Unterperm der Südalpen. Sie ist auf mehr als 2000 km²verbreitet und weist im Raum Bozen Mächtigkeiten bis4000 m auf (Bargossi et al. 2004). An der Basis liegt sie dis-kordant dem Südalpinen metamorphen Basement unddem Waidbrucker Konglomerat auf und wird am Top fastdurchgehend von der Gröden-Formation überlagert. ImEisacktal ist der primäre Nordrand der Etschtaler Vulkanit-Gruppe aufgeschlossen (s. Fig. 1.1) und gewährt Einblickein die Krustenentwicklung nach der variszischen Gebirgs-bildung.

Ursprünglich wurde der „Bozner Quarzporphyr“ nachfarblichen und örtlichen Varietäten rein deskriptiv unter-teilt (Raschötzer, Kastelruther, Blumauer, Lagorai-Porphyretc.; v. Wolf, 1908; Trener, 1904; Klebelsberg, 1935; Heißel& Ladurner, 1936). Mittempergher (1958, 1962) sowieMaucher (1960) betrachteten die Vulkanite erstmals alseinzelne effusive und eruptive Ereignisse und Abküh-

lungseinheiten und erkannte damit die große Bedeutungvon pyroklastischen Strömen (Ignimbriten), die sich wieSedimenteinheiten auskartieren ließen. In den BlätternMarmolada 1:100.000 (1970) und Bozen 1:50.000 (1972)der Carta Geologica d’Italia fand dieses Konzept seinenNiederschlag: Dem chemischen Trend von basisch-inter-mediären Edukten im Liegenden zu sauren (Rhyolithen) imHangenden folgend, wurden 2 bzw. 3 große Gesteinsgrup-pen ausgeschieden, die sich jeweils aus mehreren Lava-,Ignimbrit- und klastischen Sedimenteneinheiten zusam-mensetzten. 1. Eine andesitische bis rhyodacitische UntereGruppe, 2. eine rhyodacitische Mittlere Gruppe und 3. einerhyolithische Höhere Gruppe (siehe Baccelle Scudeler etal., 1969, Brondi et al., 1970, 1976). Eine ähnliche Eintei-lung nahmen auch Brandner & Mostler (1982), D’Amico etal. (1986), Bargossi & D’Amico (1988) und Bargossi et al.(1998) vor.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 97

Fig. 1.1: Routenverlauf der dreitägigen Dolomiten-Exkursion vom 9.-11. September 2007. Geologische Karte verändert nach Brand-ner (1980): Geologische Karte von Tirol 1:300.000.

Geo.Alp, Vol. 4, 200798

Fig. 1.2: Ausschnitt der „Geologischen Karte der Westlichen Dolomiten“ mit den Stopps (2-5) des ersten Exkursionstages zwischenWaidbruck und Kastelruth. Stopp 1 liegt außerhalb der Karte. Legende: 1 = Postglaziale Ablagerungen; 3 = Spätglaziale Ablagerun-gen; 5 = Hochglaziale Ablagerungen des Eisackgletschers. Lithofazies: a = Verwitterungsschutt, b= Sturzschutt, c = Blockschutt, d =Bergsturzmaterial, e = Rutschmasse, f = grobblockige Rutschmasse, g = gemischte Ablagerung, h = alluviale Sedimente, i = Seesedi-mente, j = Vernässungszonen, k = Moräne undifferenziert, l = grobblockige Obermoräne, m = Blockgletscherablagerung, n = Sinter-u. Kalktuffbildung, o = künstliche Aufschüttung und anthropogene Flächen. Werfen-Fm.: 48 = Seis-Mb. & Gastropodenoolith, 49 = Andraz-Mb., 50 = Mazzin-Mb. & Tesero-Oolith; 52 = Bellerophon-Fm., 53 =Gröden-Fm..Etschtaler Vulkanit-Gruppe: 54 = Auer-Fm., 54a = Vitrophyr, 55 = St. Vigil-Fm., 57 = Gargazon-Fm., 57a = Breccien, Konglomerate,Sandsteine, 58 = Torggl-Fm., 59 = Lieg-Fm., 59a = grüne Tuffe, 59b = Breccien, 60 = Trostburg-Fm., 60a = polymikte Eruptivbrecci-en, 60b = Tuffe, wechsellagernd mit vulkanoklastischen Breccien, Konglomeraten und Sandsteinen, 60c = andesitische bis dazitischeLaven und Blocklaven, 60d = Breccien, Konglomerate und Sandsteine mit überwiegend Kristallingeröllen. 62 = Waidbrucker Konglomerat, 63 = Brixner Quarzphyllit.

Im Rahmen der Neuaufnahme der „Geologischen Karteder Westlichen Dolomiten 1:25.000“ (in Druck) wurde dieEtschtaler Vulkanit-Gruppe nach vulkanofaziellen und li-thostratigraphischen Kriterien unterteilt. Diese Gliede-rung orientiert sich an der Neueinteilung der mächtigenvulkanischen Sequenz in Formationen und Member, wiesie im Raum Bozen-Meran von der Arbeitsgruppe um G.M.Bargossi (Bologna) im Rahmen des geologischen Karten-projektes CARG erarbeitet wurde (Bargossi et al., 2004,Carta Geologica d’Italia, Blatt 026 „Appiano-Eppan“1:50.000, in Druck). Fig. 1.2 gibt einen Überblick über dieFormationsfolge der Etschtaler Vulkanit-Gruppe auf derneuen „Geologischen Karte der Westlichen Dolomiten1:25.000“.

Im Gelände sind die vulkanischen Gesteine anhand ty-pischer vulkanofazieller Kriterien unterscheid- und kar-tierbar und können als vulkano-sedimentäre Sequenzendurch Erosionsdiskordanzen und Störungen begrenzt wer-den: LLaavveenn sind meist an ihren Fließgefügen wie Foliationund Fließfalten sowie an autoklastischen Breccien (Lava -breccien, Blocklaven) erkennbar, deren monomikte Klastenteilweise korrespondierende Grenzen und Rundung zeigenund von feinkristalliner Matrix begleitet sind. Die Porphy-roblasten sind meist hypidiomorph und von verschiedenerGröße, ohne klare Trennung von Einsprenglingen und Matrix. Einregelung durch Fließprozesse ist häufig. Lava-ströme sind oft kuppelförmig und von begrenzter flächi-ger Ausdehnung mit meist massigem Erscheinungsbildund blockigen Absonderungsformen.

Typische Kennzeichen der IIggnniimmbbrriittee sind porphyri-sches Gefüge mit idiomorphen Phänokristallen, ver-schweißten Glasscherbenschmitzen („Flammen“) und lithischen Klasten in dichter, meist feinkristalliner bis gla-siger Matrix. Die meisten Klasten sind in Fließrichtung ein-geregelt, teilweise verschweißt oder randlich abge-schreckt. Den basalen Teil von Ignimbriten bauen häufigschlecht sortierte, polymikte Breccien mit Lithoklastenverschiedenster Größe und Rundung, auf; an der Basis treten oftmals metermächtige, laminierte und schrägge-schichtete, fein- bis mittelkörnige Tuffsandsteine auf, dieAntidünen formen und als basale Surgeablagerungeneines Ignimbritausbruches gelten. Bei rhyolithischen Ignimbriten treten lokal sehr glasreiche Horizonte (Vitro-phyre) auf. Ein Haupterkennungsmerkmal der Ignimbritesind die engständige regelmäßige Klüftung und Plattig-keit, die den Porphyr als multifunktionell einsetzbaresBau- und Dekormaterial berühmt gemacht hat.

Strukturgeologischer RahmenDie vielfältigen und in ihren Mächtigkeiten rasch

schwankenden Ignimbrit-, Tuff- und Lavadecken sowie diein verschiedenen Stockwerken vorkommenden grob- bisfeinklastischen alluvialen und lakustrinen Sedimentkörperzeichnen das Bild einer von intrapermischer Exten-sionstektonik gesteuerten vulkano-sedimentären Dyna-

mik. An kartierbaren, ESE-WNW- und SSW-NNE-strei-chenden, steilen Brüchen (Abschiebungen), die Gräbenund Halbgräben von mehreren km Breite formen, sind ab-rupte Mächtigkeitssprünge und das Auskeilen von vulka-nischen und epiklastischen Einheiten klar ersichtlich. Drei-dimensionale Einblicke in diese faziellen und strukturellenMuster gewinnt man entlang den tiefen Einschnitten vonEisack-, Gröden- und Villnößtal.

Vergleichbare permische Extensions- und Transten-sionsstrukturen werden vom Collio-, Tione- und Tregiovo-becken sowie aus der Gegend von Trient und aus demVillnößtal beschrieben (Cassinis & Neri, 1992; Cassinis etal., 1997; Bargossi et al.,1998; Selli, 1998; Di Battistini etal., 1989; Benciolini et al., 2001). Die Platznahme der vul-kanischen Produkte und Sedimente fand in kleinen pull-apart- und strike-slip-Becken, die durch übertretende Sei-tenverschiebungen parallel zur Judikarienlinie geöffnetwurden, und in vulkanotektonischen Depressionen(„Caldera von Bozen“) statt.

Nach eigenen Vorstellungen sind die permischen Ex-tensionsstrukturen am NW-Rand der Dolomiten Teil desüber 60 km breiten, parallel zur Judikarien-Linie NNE-SSW-streichenden Bozner Grabenbruchsystems. Transfer-störungen in WNW-ESE-Richtung begrenzen mit derVillnöß-Linie im Norden (Villnößtal) und der Calisio-Liniebei Trient im Süden (Selli, 1998) das Grabenbruchsystem.Somit entsteht die Geometrie eines weit ausgedehntenpull-apart-Beckens, das oberhalb eines tief liegenden Kru-stendetachments vorstellbar wäre. Die von Dal Piaz &Mar-tin (1998) postulierte permische Exhumation tieferer Kru-stenabschnitte in der Ulten-Zone ist mit dieser Vorstellungvergleichbar.

AltersstellungJüngst erfolgte U/Pb-Datierungen an Zirkonen aus

Lava- Tuff- und Ignimbritproben des Etschtales ergabenein Altersspektrum von 284,9 ± 1,6 Ma bis 274,6 ± 2,1 Ma(Klötzli et al., 2003; Bargossi et al., 2004). Von NW nach SEwerden die Vulkanite zunehmend jünger. Die vulkanischeAktivität erfolgte in einem Zeitraum von etwa 10 Mio. Jah-ren. Damit sind auch die permischen Intrusiva der Südal-pen (z.B. Brixner Granit, Kreuzberg-Granodiorit) als zeit-gleich bzw. jünger als die Etschtaler Vulkanite einzustufen.Geochemisch betrachtet gibt es einen Übergang von andesitisch-basaltischen über rhyodacitische bis zu rhyo-lithischen Produkten. Während anhaltender Förderstill-stände wurden verschiedene epiklastische Sedimentfor-mationen (Tregiovo-Fm., St. Vigil-Fm., etc.) gebildet.

EExxkkuurrssiioonnssvveerrllaauuff

Von Brixen führt die Exkursion über Waidbruck nachBarbian und anschließend bis zum Weiler Rotwand (Ge-meinde Ritten). Dort erfolgt ein Überblick über die Etsch-taler Vulkanitabfolge im Großen und speziell im Eisacktal

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 99

Geo.Alp, Vol. 4, 2007100

Fig. 1.3: Faziesschema der Etschtaler Vulkanit-Gruppe („Bozner Quarzporphyr“), gültig für den Nordwestrand der Südtiroler Dolomi-ten (Farben und Indices wie in der „Geologischen Karte der Westlichen Dolomiten“). 54 = Auer-Fm. (Ignimbrite), 54a = Vitrophyr, 54b= Tuffe; 55 = St. Vigli-Fm. (Konglomerate, Sandsteine, etc.), 55a = Grobkonglomerate; 57 = Gargazon-Fm. (Ignimbrite), 57a = Brec-cien, Konglomerate, Sandsteine); 58 = Torggl-Fm. (Ignimbrite), 59 = Lieg-Fm. (Ignimbrite), 59a = grüne Tuffe, 59b = pyroklastischeBreccien; 60 = Zoll-Fm. (Lava, Lavabreccien), 60a = Konglomerate, Breccien, Sandsteine, Tuffe; 61 = Trostburg-Fm., 61a = Breccien,Konglomerate, 61b = Tuffe, 61c = Lava, 61d = Kristallin führende Konglomerate; 62 = Waidbrucker Konglomerat, 63 = BrixnerQuarzphyllit.

Fig. 1.4 Blick von Rotwand bei Barbian auf die Etschtaler Vulkanit-Gruppe und synvulkanische permische Stö-rungen zwischenWaidbruck und Kastelruth. Rot: permische Abschiebung („Bundschuh-Störung“); rot dünn: alpidisch reaktivierte permische Störun-gen; weiße Zahlen: Stopps; gelbe Zahlen: Indices der Formationen; orange: Massenbewegungen (siehe Fig. 1.2., 1.3. und Erklärungenim Text).

(Stopp 1). Anschließend werden an der LandesstraßeWaidbruck-Kastelruth das Waidbrucker Konglomerat(Stopp 2) und die Trostburg-Formation (Stopp 3) nähervorgestellt und beim Gehöft Zoll (1. Kehre) nochmals diepermische Extensionstektonik erläutert (Stopp 4). An derStraße von Tisens nach Tagusens besichtigen wir imSteinbruch Lieg (Stopp 5) die Sedimente der St. Vigil-For-mation, das berühmte Vitrophyrvorkommen von Tisens-Tagusens und die Ignimbrite der Auer-Formation(s. Fig. 1.3).

Die zweite Hälfte des Tages ist den unter- bis mittel-triassischen Sedimentformationen an der Basis desSchlernmassivs gewidmet. Eine Fußwanderung entlangdem berühmten Frötschbachprofil oberhalb von Bad Rat-zes bei Seis am Schlern gibt Einblick in die abwechslungs-reiche Abfolge von der Werfen-Fm über die Peres-, Mor-biac-, Contrin- und Buchenstein-Fm bis zu den überla-gernden ladinischen Vulkaniten (Stopps 6–8).

SSttoopppp 11:: Von den Hochplateaus von Barbian und Rittenhat man instruktive dreidimensionale Einblicke in denAufbau und das Nordende der Etschtaler Vulkanit-Gruppeund in die auflagernden permomesozoischen Sedimenteder Dolomiten (2. und 3. Exkursionstag). Der Blick in dieOstflanke des Eisacktales zwischen Waidbruck und At-zwang zeigt die gesamte Vielfalt von verschieden mächti-gen andesitischen und rhyodacitischen Laven- und Lava -breccien, Ignimbritdecken und vulkanoklastischen Sedi-menten, die als trennende Fugen zwischen den vulkani-schen Ereignissen auch morphologisch Akzente setzen(Fig. 1.4).

Das Beispiel für einen permischen Halbgraben ist im Taleinschnitt des Tisenser Baches entwickelt: Die bis 250 mmächtige Trostburg-Formation (ehemals „Trostburgmela-phyr“, vgl. Stopp 3) zeigt im W, S und N ein rasches Auskei-len, das strukturell vorgegeben ist. Die Südbegrenzung bildet heute eine große WNW-ESE-streichende Abschie-bung („Bundschuh-Störung“), die zur Zeit der Bildung derTrostburg-Fm. als Abschiebung mit der Absenkung derNordscholle fungierte. In der Folge erfuhr diese Störungeine Inversion mit der Absenkung der Südscholle. Dadurchgrenzen heute die Trostburg-Fm und die darüber fol -genden Lava-, Ignimbrit- und Sedimenteinheiten im N(Zoll-, Lieg-, St. Vigil-Formation) an eine mächtige Ignim-brit- Sediment-Wechselfolge im S (Torggl-, Gargazon- Formation). Die Funktion als Growth Fault (Wachstums-störung) ist an den zur Störung hin mächtigeren Sedi -menthorizonten und gleichzeitig auskeilenden Ignimbrit-lagen in der Gargazon-Formation nachweisbar. Die Basisder Vulkanite in der Hangendscholle der Abschiebung liegtin unbekannter Tiefe unter dem jetzigen Erosionsniveaudes Eisacktales. Die synsedimentäre permische Bund-schuh-Störung erlöscht in den jüngsten rhyolithischen Ig-nimbritlagen (Auer-Formation) an der Basis der Gröden- Formation.

SSttoopppp 22:: An der Straße von Waidbruck nach Kastelruthist ein repräsentativer Querschnitt durch das südalpinePerm vom Waidbrucker Konglomerat bis zur Gröden-For-mation aufgeschlossen. Beschreibungen dieses Straßen-profils finden sich auch in Brondi et al. (1970), Brandner &Mostler (1982), Di Battistini et al. (1989) und Rottura et al.(1998). Unmittelbar südlich des ersten Tunnels befindensich die klassischen Vorkommen des Waidbrucker Konglo-merates („Basiskonglomerat“, „Basalkonglomerat“ Auct.).Es handelt sich um meist grobklastische fluviatile Sedi-mente von geringer textureller Reife; undeutlich bisschlecht geschichtete und schlecht sortierte, matrixreichegrobkörnige Konglomerate und geröllführende Sandstei-ne bilden den Hauptanteil. Die Feinkonglomerat- undSandsteinlagen sowie Sortierung und Rundungsgrad neh-men nach oben zu. Die Komponenten der Konglomeratebestehen großteils aus cm- bis dm-großen, wenig gerun-deten metamorphen Gesteinsbruchstücken des Südalpi-nen metamorphen Basements (Brixner Quarzphyllit), dassich aus Quarziten, Quarzphylliten, Glimmerschiefern undParagneisen zusammensetzt. Der bedeutende Anteil anmeist gut gerundeten Quarzgeröllen (das VerhältnisQuarz/metamorphe Gesteinsbruchstücke liegt laut Krai-ner, 1989, bei ca. 30%/70%) nimmt mit zunehmenderReife zu. Das Nebeneinander kaum und gut gerundeterKlasten (Quarze) zeugt von der Vermischung von lokalem,wenig transportiertem und epiklastischem Material. Lokalfinden sich an der Basis oder in eng begrenzten Rinnen desQuarzphyllits im Gröden- und Villnößtal chaotische An-sammlungen eckiger bis kantengerundeter schollenförmi-ger Klasten mit Durchmessern von 2 m bis 50 cm, die in sil-tig-sandiger Matrix schwimmen. Die mittel- bis grobsan-dige, teils siltige Matrix der Konglomerate besteht über-wiegend aus den mechanischen Zerfallsprodukten größe-rer Phyllitklasten. Matrixgestützte Gefüge herrschen vor.Die etwas besser sortierten Konglomerate sind auch kla-stengestützt und zeigen lokal Rinnenfüllungen und imbri-kate Gefüge. Dies gilt insbesondere für Feinkonglomeratemit trogförmiger Schrägschichtung in höheren Abschnit-ten (Krainer, 1989). In den Sandsteinen dominieren nachKrainer (1989) Körner aus eckigen metamorphen Ge-steinsbruchstücken und poly- und monokristallinemQuarz. Daneben gibt es auch Anteile an detritären Glim-mern und wenigen zersetzten Feldspäten.

Nach oben gibt es einen graduellen Übergang zu Kon-glomeraten und Sandsteinen mit hohem Anteil an gut ge-rundeten Vulkanitgeröllen und tuffreicher Matrix: De-tritäre Feldspäte und monokristalliner Quarz mit Korrosi-onsbuchten sowie Biotit sind kennzeichnend für den vul-kanoklastischen Input (Krainer, 1989).

Die Gerölle im unteren Teil des Waidbrucker Konglome-rates sind mit diagenetisch gebildeten Hämatitkrustenüberzogen (Wüstenlack) und bewirken somit die Rotfär-bung der Sedimente. Der plötzliche Wechsel zur Grau-Grün-Färbung, wie er auch im Profil Waidbruck sichtbar

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 101

ist, vollzieht sich ohne texturelle Veränderungen von Kom-ponenten- und –matrixzusammensetzung bzw. ohne Ero-sionsdiskordanzen. Die Sandsteinlagen hingegen werdenetwas häufiger.

Die Klastika des Waidbrucker Konglomerates sind als al-luviale Schwemmfächersedimente in vegetationslosemUmfeld unter ariden Bedingungen (Hämatit, Fehlen vonPflanzenresten) zu deuten. Dal Cin (1972) spricht vonSchichtflutsedimenten auf Piedmontflächen breiter Tälerund Becken am Rand von Hügelketten. Krainer (1989) be-vorzugt eine Interpretation als molasseartige Sedimente,die in intramontanen, bruchtektonisch angelegten Beckenabgelagert wurden. Der Übergang von der Rot- in dieGraufazies ist eventuell klimatisch bedingt und deutet aufregelmäßigere Wasserführung. Die massigen und sehr un-reifen Sedimente an der Basis werden von Dal Cin (1972)und Krainer (1989) als debris-flow-Ablagerungen mitkurzem Transport in Wildbachgerinnen interpretiert, diedurch episodische Starkniederschläge ausgelöst wurden.

Das Waidbrucker Konglomerat lagert diskordant aufdem Südalpinen metamorphen Basement und zeigt einesehr unregelmäßige und lückenhafte Verbreitung mit la-teral rasch schwankenden Mächtigkeiten. Im Profil Waid-bruck ist das Konglomerat 50 m mächtig, unterhalb derTrostburg fehlt es gänzlich und tritt nach Osten entlangdem Grödental und nach Süden bis zur Autobahnraststät-te Kastelruth fleckenhaft auf. Das abrupte Auskeilen derSedimente an NW-SE- und NE-SW-streichenden permi-schen Abschiebungen, die von den nachfolgenden Vulka-niten plombiert werden, ist im Gelände an mehreren Stel-len deutlich auskartierbar. Damit füllt das WaidbruckerKonglomerat auch ein tektonisches Relief auf, das sichnochmals durch mehrmalige Einschaltungen von kristal-linreichen Konglomeraten innerhalb der Etschtaler Vulka-nitabfolge wiederholt (vgl. Stopp 3). Der kontinuierlicheÜbergang des Waidbrucker Konglomerates in die Sedi-mente und Pyroklastika der Etschtaler Vulkanit-Gruppebeweist auch dessen Entstehung am Beginn des unterper-mischen, vulkanosedimentären Zyklus.

SSttoopppp 33:: Entlang den folgenden 1,5 km kommen ver-einzelt Aufschlüsse von Waidbrucker Konglomerat vor.Dort wo die Straße stark zu steigen beginnt, gehen die bis-her ausschließlich durch metamorphe Zusammensetzungbetonten Sedimente fließend in eine Wechselfolge vongut geschichteten, rinnenförmigen und gradierten Kon-glomeraten und Sandsteinen, teilweise Tuffsandsteinenmit hohem vulkanoklastischen Grob- und Feinanteil über.Diese wurden bisher zum vulkanoklastisch betonten Anteildes Waidbrucker Konglomerates gestellt (s. Brondi et al.,1976, Krainer, 1998), werden in der vorliegenden Geologi-schen Karte der Westlichen Dolomiten jedoch zur Trost-burg-Formation („Trostburg-Melaphyr“ Auct.) gestellt.Grund ist die durch den vulkanoklastischen Input beein-flusste bzw. durch nahe vulkanische Ereignisse (Aschenre-

gen etc.) gesteuerte Sedimentation; wir haben es demnachmit einer Vermischung zweier fluviatiler Systeme und Lie-fergebiete (kristallines Hinterland und Vulkangebiet) zutun. Die Komponenten der Konglomerate sind überwie-gend gut gerundete Quarze, weiters Phyllite (Gerölldurch-messer wenige cm) und Andesite, sowie dm-große, gut ge-rundete Tuffsandsteine in grün-grauer, sandiger, überwie-gend vulkanoklastischer Matrix. Bestandteile dieser sindvulkanische Gesteinsfragmente, Kristallbruchstücke (Py-roxen, Feldspäte), Quarz und untergeordnet metamorpheGesteinsbruchstücke. Die Tuffsandsteingerölle verwitternsehr leicht und hinterlassen charakteristische Hohlräume(vgl. Mostler, 1982). Rinnenbildungen mit Gradierung undSchrägschichtung sind häufig ausgebildet. Darüber folgengrünschwarze, dickbankige, feingeschichtete und gradier-te Tuffe und Tuffsandsteine (etwa 10-15 m), sowie gradier-te Konglomerate bis Sandsteine.

Nach oben treten zunehmend Breccienbänke auf, dieüber Blocktuffe und Blocklaven in die folgenden, kompak-ten, plattig absondernden und 60–80 m mächtigen fein-kristallinen andesitischen Laven überleiten. Makrosko-pisch sind die Laven als aphyrisch mit sehr kleinen,schlecht erkennbaren Phänokristallen von Pyroxen undPlagioklas zu bezeichnen. Der porphyrische Charakter isterst unter dem Mikroskop sichtbar. Der diffuse Farbwech-sel von Schwarz, Rot, Grün ist auf Alteration und Pseudo-morphosen von Chlorit, Serizit, Calzit etc. zurückzuführen(Bargossi et al., 1998). Die Laven und Lavabreccien sinddurchgehend von der Trostburg nach S bis fast zum Tisen-ser Bach entwickelt. Am Top kommen wieder Blocklaven,Breccien und Konglomerate vor, die rundlich verwittern.Dazwischen schalten sich, etwa 10-15 m mächtig, roteKonglomerate mit vorherrschend gut gerundeten kristalli-nen Geröllen in grau-grünlicher sandiger Matrix ein. Die-ser Horizont ist als zurückwitterndes Band weit nach Nverfolgbar. Hoch über der Galerie lassen sich von der Trost-burg-Formation bis zu 70 m mächtige rote Konglomerate,Sandsteine und Tuffe abgrenzen. Dieses Sedimentvorkom-men ist von lokal begrenzter Ausdehnung und zeigt im Sein onlap an die Laven der Zoll-Formation. Die Überlage-rung durch die Ignimbrite der Lieg-Formation bzw. das Sy-stem „hart auf weich“ hat hier in jüngster Vergangenheitzu großen Felsabbrüchen geführt (siehe frische Aus-brüche).

Die Trostburg-Formation ist insgesamt eine gemischtvulkanisch-vulkanoklastische Abfolge von Laven undderen Brekzien, Explosivbreccien, Tuffen, Konglomeraten,Sand- und Siltsteinen, etc., die in rasch wechselndenMächtigkeiten übereinander und nebeneinander auftre-ten und einander gegenseitig vertreten können. Ignimbri-te fehlen. Hauptkennzeichen ist die dunkelgrün-schwarzeFarbe der Gesteine, die von der basischen bis interme-diären, andesitisch-rhyodacitischen Zusammensetzungdes Materials herrührt (entspricht der andesitischen bisrhyodacitischen Unteren Gruppe verschiedener italieni-

Geo.Alp, Vol. 4, 2007102

scher Autoren und der Latiandesite bis Dazite (Gruppe A)von Brandner &Mostler (1982).

Im Grödental nimmt die Mächtigkeit von insgesamt200 m rasch auf 0 m ab. Isolierte Vorkommen sind an per-mische Störungen gebunden. Hier dominieren Breccienund feinkörnige Tuffe, Konglomerate und Sandsteine.Südlich der Bundschuh-Störung ist die Trostburg-Forma-tion möglicherweise tief versenkt oder gar nicht mehr vor-handen. Andesitische bis dazitische Gesteine von großerMächtigkeit sind im benachbarten Villnößtal rund um dasDorf Teis weit verbreitet (Di Battistini et al., 1989; Bencioli-ni et al., 2001).

SSttoopppp 44:: Von der 1. Kehre der Landesstraße bei der Lo-kalität Zoll kann man die permische Grabenbruchtekto-nik an der Bundschuh-Störung nochmals näher studie-ren: Die WNW-ESE-streichende, steil S-fallende Abschie-bung wittert zwischen den Höfen Planötsch (Hangend-scholle) und Bundschuh (Liegendscholle) als große struk-turelle Fläche auf den massigen Ignimbriten der Lieg-For-mation heraus (s. Fig. 1.3. und 1.4). S’ der Störung stehtdieser die Gargazon-Formation gegenüber, eine Wechsel-folge von hekto- und dekametermächtigen Ignimbriten(bilden Steilstufen) und zwischengeschalteten roten undgrau-grünen, vulkanoklastischen grob- und feinkörnigenSedimenten (Breccien, Konglomerate, Sand- und Siltstei-ne), die Verflachungen bilden (St. Oswald). Zur Störunghin und gegen Osten keilen die Ignimbrite aus und wach-sen nach S zu einem über 600 m mächtigen Ignimbritpa-ket zusammen, in dem die einzelnen Ausbruchsereignisseohne trennende Sedimente nicht mehr erkennbar sind.Demgegenüber werden die Sedimente zur Störung hinmächtiger und liegen in verschiedenen Niveaus überein-ander, getrennt durch Diskordanzen. An der Störung wirddurch Abschiebungsbewegungen neuer Ablagerungs-raum geschaffen (Growth Fault), der mit Sedimentenrasch verfüllt wird.

Die Ignimbrite der Gargazon-Fm. zeichnen sich an derBasis durch besonders reichliche, eingeregelte Lithokla-sten- und Flammenführung aus; sie erzeugen durch ober-flächliches Herauswittern ein löchriges Aussehen des Ge-steins (s. Mittempergher, 1962, mit Gasblasen verglichen).Ebenso ist der basale Kontakt zu den Sedimenten durchFrittung und Plombierung eines Kleinreliefs geprägt. Dieüber dem obersten Ignimbrit liegenden, deutlich ge-schichteten und häufig Rinnen aufweisenden Sedimente(Breccien, Konglomerate, Sand- und Siltsteine, tw. Tuff-sandsteine) sind bis 150 m mächtig und beidseits derStörung verbreitet, deren Versatz sie großteils ausgleichen.Die darüber liegenden Vitrophyre und Ignimbrite derAuer-Formation ziehen fast ungestört als breite Wandquer über die Störung hinweg. In den Sedimenten darun-ter zeigt sich von S nach N immerhin noch ein Mächtig-keitssprung von ca. 70 m. Die Sedimente erreichen bei St.Vigil nahe Seis ihre größte Mächtigkeit (daher St.-Vigil-

Formation) und werden nach oben und nach S zusehendsgrobkörniger (CU-Trend): Grobkonglomerate wurden voneiner Hochzone im S (St. Konstantin) nach N geschüttet –dokumentiert durch Schüttungsrichtungen bei St. Vigil,wo sie mit Sandsteinen im Beckentiefsten an der Bund-schuh-Störung verzahnen und auskeilen. N’ der Bund-schuh-Störung greift die St.-Vigil-Formation bis nachPontives im Grödental aus, morphologisch gekennzeich-net durch die breite Terrasse von Tagusens, wo sie mög -licherweise (schuttbedeckt) ein onlap an den BrixnerQuarzphyllit bildet. Mit Annäherung an das Basementnimmt auch der metamorphe Klastenanteil zu. Mächtig-keitsschwankungen zwischen Tisens und Brembach sindan Horst-Grabenstrukturen gebunden (Weiteres sieheStopp 5, Steinbruch Lieg).

Rückblickend lässt sich die permische Bundschuh-Störung auch nach NW auf den Ritten verfolgen: DieStörung wird dort ebenso in den höchsten ignimbritischenEinheiten des Rittner Hornes plombiert.

An der Weiterfahrt zu Stopp 5 passieren wir in der zwei-ten Kehre massige, teilweise blockige, braun-grau-violet-te, dazitische Laven und Lavabreccien (Blocklaven). Ty-pisch hierfür sind Fließgefüge und eine ausgeprägte por-phyrische Struktur. Makroskopisch sind mm-große weißePlagioklase, kleine idiomorphe Quarze und vereinzelt Bio-titkristalle in dunkler feinkristalliner Grundmasse sichtbar,im Schliff tritt auch Pyroxen auf (vgl. Bargossi et al., 1998).Dieses Lavavorkommen ist wenige Zehnermeter mächtig,ist kuppelförmig und keilt lateral rasch aus. Im N lagerndaran grob- bis feinkörnige, geschichtete vulkaniklasti-sche Konglomerate und Sandsteine, die mit dünnen Tuff -lagen wechsellagern (vgl. Stopp 3).

In der langgezogenen Linkskurve kurz vor dem 2. Tun-nel werden die Laven von den massigen rötlichbraunenbis grüngrauen rhyodazitischen Ignimbriten und Ignim-britbreccien der Lieg-Formation überlagert (Mostler,1982, als „Kastelruther Porphyr“ bezeichnet). Verfla-chungen innerhalb der Formation dürften mit dünnenTufflagen zusammenhängen (vgl. Fig. 1.4.). Die Ignimbri-te zeigen typische porphyrische Struktur und setzen hieran der Basis mit metermächtigen Surgeablagerungenund lithoklastenreichen Breccien (rote, cm-große eckige,aphyrische Lithoklasten) ein. In der nun folgendenSchlucht des Tisenser Baches kann die typische weit- bisengständige Klüftung beobachtet werden, die bisweilenzu großen Felsablösungen führt. Etwa nach 500 m trittdie Straße in die Sedimente der St.-Vigil-Formation ein.Bei Tisens fahren wir über die markante Verebnung nachNW zum Gasthaus Lieghof, das am Top der namensge-benden Lieg-Formation steht. In der näheren Umgebungfallen die absandenden, rundlichen Verwitterungsfor-men der an Kristall- und eingeregelten Lithoklasten rei-chen, jedoch an Flammen armen pyroklastischen Gestei-ne auf.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 103

SSttoopppp 55:: Eine kurze Stichstraße führt vom Gasthaus Liegnach E zu einem Steinbruch, wo die berühmten Vitrophyrevon Tisens und die Ignimbrite der Auer-Formation („Kastel-ruther Porphyr“), die jüngsten Einheiten der Etschtaler Vul-kanit-Gruppe, abgebaut werden. Gleich mit Eintritt in denWald berührt der Weg die Sedimente der St. Vigil-Formati-on: Kennzeichnend für den unteren Teil sind violettgraue,schlecht verfestigte, feingeschichtete vulkanoklastischeSand- und Siltsteine, untergeordnet Tonsteine, die in allu-vialem bis lakustrinem Milieu abgesetzt wurden. Die Fein-klastika verzahnen im höheren Abschnitt mit matrixreichen(sandig), roten und violettgrauen Konglomeraten undgeröllführenden Sandsteinen, bestehend aus gut gerunde-ten, polymikten Komponenten vulkanischer Herkunft, aberauch aus Quarz- und seltener phyllitischen Geröllen. DieSedimente sind in breiten, gradierten und schräggeschich-teten Rinnenfüllungen mit basalen Erosionskolken organi-siert und faziell als Ablagerungen mäandrierender Flüsse(point bars) zu betrachten. Am Top der Sedimentfolge wit-tert eine kompakte, etwa 2 m dicke, geröllführende undgradierte Sandsteinbank heraus, die weithin verfolgbar ist.Die Sandkornfraktion besteht hauptsächlich aus Kristall -fragmenten (umgelagerte Tuffe?).

Mit einer Aufschlusslücke (bei Tisens ist der lückenloseÜbergang Sedimente-Vitrophyr durch metermächtigeTuff lagen gekennzeichnet) folgt darauf im Steinbruch derberühmte „Pechsteinporphyr“ von Tisens, seit dem 19. Jahr-hundert als Dekor- und Baustein beliebt. Dieses Gesteinweist alle Merkmale eines Ignimbrits auf und ist demnachals eigenes explosives vulkanisches Ereignis zu betrachten:porphyrisches Gefüge mit reichlich mm-großen, durch-scheinenden Quarzen, Feldspäten (Plagioklas und Kalifeld-spat) und etwas Biotit und zahlreichen, cm-großen, längli-chen, Lithoklasten (v. a. an der Basis) und Flammen (ver-schweißten Glasschmitzen), die parallel zum pyroklasti-schen Fluss eingeregelt sind. Die Grundmasse ist glasig undschwarz. Unter dem Mikroskop erkennt man charakteristi-sche eutaxitische Strukturen und eine perlithische Klüf-tung des Glases (Mostler, 1982; Bargossi et al., 1998). DerAnschlag des Gesteins ist sehr hart und klingend. Als petro-graphische Besonderheit gilt, dass das Glas auch nach mehrals 270 Ma noch in frischem, nicht alteriertem Zustand vor-liegt. Die Vitrophyre brechen in großen, meterdicken Plat-ten und Säulen und erreichen durchschnittliche Mächtig-keiten von 8–12, maximal von 35 m (bei Bundschuh). Vitro-phyre treten weitflächig an der Basis der jüngsten rhyolit-hischen Ignimbrite (Auer-Formation) auf (Mittempergher,1962) und sind reliefplombierend. Aus dem Grödental sindVitrophyrhorizonte von mindestens zwei Niveaus innerhalbder Auer-Formation bekannt. Sie eignen sich als überregio-naler Korrelationshorizont, insbesondere dort, wo klasti-sche Sedimente fehlen.

Die Vitrophyre werden von den überlagernden ziegel-roten Ignimbriten der Auer-Formation durch einen ver-blichenen, gelblichen Horizont getrennt, der das spekta-

kuläre taschenförmige Relief am Top des Vitrophyrs aus-füllt und nach Mostler (1982) und Bargossi et al. (1998)einen Verwitterungs- bzw. Bodenhorizont darstellen soll,sich bei genauer Betrachtung jedoch als alterierte Ignim-britbreccien herausstellt. Makroskopisch sind die Gesteineder Auer-Formation (benannt nach Auer im SüdtirolerUnterland, lokal bisher als „Kastelruther Porphyr“ be-kannt) sehr harte und sehr homogene porphyrische Vul-kanite mit Quarz, rötlichem Kalifeldspat und Plagioklassowie untergeordnet schwarzem Biotit als mm-großenidiomorphen Phänokristallen in dichter ziegelroterGrundmasse. Mitunter treten gehäuft aphyrische,schwarze und rote, eckige Lithoklasten auf. Flammen sindselten. Charakteristisch ist die massige bis dickplattigeAbsonderung, die zu verschiedenen Bauzwecken genutztwird. Die Auer-Formation setzt sich regional aus mehre-ren Ignimbritdecken (Raschötz), Tufflagen und lokalenklastischen Sedimenteinschaltungen (Brembach) zusam-men. Sie stellt die jüngsten rhyolithischen vulkanischenEruptionsprodukte der Etschtaler Vulkanit-Gruppe darund erreicht von Seis bis ins hintere Villnößtal eine großeVerbreitung, im Grödental mit Mächtigkeiten von nahezu400 m. Zwischen Seis und Völs nimmt die Mächtigkeitrasch ab. Auf dem Raschötzkamm liegt die Auer-Formati-on diskordant auf dem Brixner Quarzphyllit und wird übe-rall von der Gröden-Formation, ebenfalls diskordant,überlagert.

MMiitttteellttrriiaass uunndd OObbeerrttrriiaass aamm NNoorrddoossttrraanndd ddeerrSScchhlleerrnn--PPllaattttffoorrmm uunndd iimm BBeecckkeenn ddeerr SSeeiisseerr AAllmm

Die Schlern-/Rosengarten-Plattform bildet im Ladinmit ihren nach NE bis SE mit 25° bis 30° einfallenden Klino-formen (= „Übergussschichtung“ nach Mojsisovics, 1879)den primär sedimentären Rand einer nach W auf der Tren-tiner Schwelle weit ausgedehnten Karbonatplattform. EinGroßteil dieser Plattform ist heute erodiert, im W sindnoch Reste auf der Mendel (SW’ oberhalb von Bozen) er-halten geblieben. Im nach E angrenzenden Beckenraumwurden pelagische Kalke der Buchenstein-Formation ab-gelagert. Plattformhang und Beckensedimente wurden imOberladin (Langobard, Archelaus-Zone, Brandner et al.,1991a) unter mächtigen Vulkaniten und Vulkanoklastika(Fernazza-Gruppe) begraben, womit das primäre Neben-einander der verschiedenen Fazies eindeutig bewiesen ist.Rund 50 m mächtige Beckensedimente stehen etwa 800 mmächtigen, zeitgleich abgelagerten Plattformsedimentengegenüber. 800 m Wassertiefe in den Becken können ausdiesem Reliefunterschied gesichert gefolgert werden –eine Aussage, die auf der Basis der sonst üblichen bathy -metrischen Kriterien nicht möglich wäre.

Hauptthema dieses Exkursionsteils sind jedoch die stra-tigraphischen Entwicklungen im Hang-/Beckenübergang,die Geometrien der Schichtabfolgen mit ihren onlap- und

Geo.Alp, Vol. 4, 2007104

downlap-Strukturen und daraus folgende sequenzstrati-graphische Interpretationen des gemischt-karbonatischen/vulkanischen Ablagerungssystems. Die ungestörtenGroßaufschlüsse in der Karbonatplattform-Becken-Über-gangszone sind gut vergleichbar mit jenen seismischerProfile und können somit wesentlich zum besseren Ver-

ständnis dieser beitragen. So klar die Aufschlusssituationist, so unterschiedlich sind die Interpretationen (siehe z. B.Bosellini, 1984, Sarg, 1988 und Brandner, 1991). Jedenfallsist hier ein Modellfall einer Plattform-Becken-Übergangs-zone in zeitlicher und räumlicher Entwicklung erhaltengeblieben, der zur Diskussion anregt.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 105

Fig. 1.5: Ausschnitt der „Geologischen Karte der Westlichen Dolomiten“ mit Exkursionsstopps (6-8) im Frötschbach. Exkursionsstopp1* bezieht sich auf Tag 2. Legende: 1d1 = monomikter Bergsturz aus ladinischen Vulkaniten; die restliche Quartärlegende wie in Fig. 1.2. 16 = Hauptdolomit,21 = Fedares-Mb. (Heiligkreuz-Fm.), 24 = St. Cassian-Fm., 25 = Wengen-Fm., 26 = Marmolada-Konglomerat, 27 = Schlernplateau-Fm.; Schlern-Gruppe: 30 = Rosszähne-Fm., 30a = Plattformfazies, 31 = Rosengarten-Fm., 31a = Plattformfazies; Fernazza-Gruppe:35 = Laven, 41 = Moena-Fm., 43 = Morbiac-Fm., 44 = Peres-Fm.; Werfen-Fm.: 47 = Campil-Mb., 48 = Seis-Mb. & Gastropodenoolith,49 = Andraz-Mb., 50 = Mazzin-Mb. & Tesero-Oolith; 52 = Bellerophon-Fm., 53 = Gröden-Fm.; 54 = Auer-Fm (Etschtaler Vulkanit-Gruppe).

Die Unterlage des Plattform-Becken-Ensembles ist imseit alters bekannten Profil „Frötschbach“ (Stopps 6–8 am1. Tag) an der Nordflanke des Schlern aufgeschlossen (Fig.1.5 und 2.1). Die Sedimentabfolge startet hier mit derflachmarinen, gemischt siliziklastisch-karbonatischenWerfen-Fm. (Seis-Mb. Und Campil-Mb.) der Untertrias.Nach einer Diskordanz folgt das Richthofen-Konglomeratder Peres-Fm. des oberen Anis. Die Diskordanzfläche ist inden gesamten Westlichen Dolomiten verbreitet, wobei diefolgende Peres-Fm. im Osten die Bellerophon-Fm. des obe-ren Perm, im Westen dagegen Unteren Sarldolomit des un-teren Anis überlagert (Brandner, 1984). Daraus folgert einestarke Verkippung einer ca. 75 km breiten Scholle miteinem tektonischen Hebungsbetrag von über 350 m im Einfolge einer Rotation der Scholle. Dies wird als Äußerungeiner nach dem Unterperm neuerlich einsetzenden Rift-tektonik gewertet, die im Oberanis mehrphasig, mit 3 Im-pulsen, erfolgte. In der Peres-Fm. des Frötschbachs fallenzumindest 2 dieser impulsartigen Dehnungsphasen (Volta-go-Konglomerat und Richthofen-Konglomerat) zusam-men. Durch Erosion fehlen hier etwa 250 m Schichtmäch-tigkeit (obere Werfen-Fm. und Unterer Sarldolomit).

Die Ablagerungssequenzen („depositional sequences“)3. Ordnung dieses Zeitabschnittes sind, unabhängig vonmöglichen eustatischen Meeresspiegelschwankungen,tektonisch gesteuert. Die genetisch zusammengehörendeTransgressions-Regressionsabfolge der Peres-Fm., Mor-biac-Fm. und Contrin-Fm. bildet eine modellhafte Ablage-rungssequenz („An 4“) mit LST, TST und HST. Auch der Topdieser Abfolge ist durch eine Diskordanz begrenzt, diedurch neuerliche Extension hervorgerufen wurde. Die Kar-bonatbank der Contrin-Fm. zerbricht in Megabreccien anAbschiebungsbrüchen, zeigt aber auch weitspannige Ver-kippungen.

Das damit gebildete, großteils submarine Relief ist bestimmend für Ausgangspunkte und Geometrien der nuneinsetzenden Karbonatplattform-Entwicklung derSchlern-Gruppe. Der Nucleus der Schlern-Rosengarten-Karbonatplattform liegt im Bereich westlich der Vajolett-Türme, die Hochlage dieser Zone zeichnet sich bereits beider permischen Rifttektonik („Tierser Paläostörung“) ab.Nach der anfänglichen Aggradationsphase progradiertedie Plattform sowohl nach NE (in Richtung Seiser Alm) alsauch nach SE unter Ausbildung des einmaligen Großauf-schlusses der Rosengartengruppe. Maurer (1999) ist es hiergelungen, die Raten des vertikalen Wachstums und derProgradation der anisisch-ladinischen Plattform zu ermit-teln. Biostratigraphische und radiometrische Datierungender oberanisch-ladinischen Beckensedimente der Buchen-stein-Fm., die mit den Plattformsedimenten von proximalnach distal sukzessive verzahnen, weisen ein zunächststarkes Vertikalwachstum von 600–700 m in der Reitzi-und Secedensis-Zone (Oberanis, Brack et al., 2005) nach.Nach einem Übergang zur Progradation in der Curionii-

Zone (unteres Ladin), folgt rasche Progradation bis zumoberladinischen Vulkanitereignis in der Archelaus-Zone.Damit ist bei einer Gesamtprogradation von ca. 5,5 kmeine Gesamtmächtigkeit von 850 m erreicht. Eine ähnlicheGrößenordnung ist auch im N bei der Schlernplattformanzunehmen.

Die Geometrien der Mitteltrias-Plattformen mit ihrensteilen Klinoformen sind den heutigen Barriereriffen derSüdsee ähnlich. Einen direkten Vergleich zogen bereitsRichthofen (1860) und später vor allem Mojsisovics (1879)unter Anwendung der Korallenriffwachstumstheorie vonDarwin (1842) und Dana (1875). Richthofen bemerkte:„Der Schlern ist ein Korallenriff und die gesammte Forma-tion des Schlern-Dolomits ist in gleicher Weise durch ani-malische Thätigkeit entstanden“. Schon damals bestand al-lerdings das Problem, dass kaum gerüstbildende Organis-men, wie Korallen, nachgewiesen werden konnten. Am NE-Rand des Schlernplateaus findet sich lediglich westlich derRoterdspitze ein schmaler Streifen mit Korallen führendenDolomiten (s.a. Leonardi, 1962). Mit der Bezeichnung „car-bonate buildup“ fanden dann Bosellini & Rossi (1974)einen neutralen Begriff für die Dolomiten-Riffe. Haupt-karbonatproduzenten sind vor allem mikrobielle Krusten(Blendinger, 1994), „Automikrit“ (Keim & Schlager, 1999),biogene Krusten i. A. und niedrigwüchsige Formen wie ge-gliederte Kalkschwämme und Mikroproblematika (Tubi-phytes, Bacinella, etc.). Ein Großteil der Karbonatprodukti-on findet am oberen und mittleren Riffhang statt, wie eineAnalyse von Cipitkalkblöcken zeigen konnte (Brandner etal., 1991a). Die postvulkanischen Riffe sind etwas reicheran Korallen und Kalkschwämmen (siehe 2. Tag, Stopp 6).

Die Sequenz „An 5“ beginnt mit den Megabreccien derContrin-Fm. die rasch von feinlaminierten, bituminösenPlattenkalken mit gradierten Radiolarien-Mikriten der Bu-chenstein-Fm. überlagert werden. Diese verzahnen lateralmit flacheren Hangsedimenten des Tschamin-Mb. (dolo-mitisierte Riffdetritus-Grainstones mit Stromatactis-Hohl räumen) im Bereich der ertrinkenden, strukturellenHochzone der Vajolett-Türme. Darüber lagernde steilereKlinoformen markieren den Beginn der Progradation imÜbergang von TST zu HST unter Ausbildung einer downlapsurface (siehe Fig. 2.2). In der Beckensedimentabfolge liegtdieser Wechsel im Übergang vom Plattenkalk-Mb. zumKnollenkalk-Mb. der Buchenstein-Fm. Die CU-Abfolge derBänderkalke mit der Überlagerung von Hangbreccien ent-spricht der Phase der raschen Progradation im späten HST,bei der am Top der Rosengarten-Fm. am Schlern erstmalshorizontale Schichtung in dieser Sequenz auftritt.

Die darüber folgenden Vulkanite der Fernazza-Gruppeliegen in sehr unterschiedlichen Mächtigkeiten vor undbilden an ihrem Top ein starkes Relief. Sie trennen die Kar-bonatplattformen der Schlern-Gruppe in die prävulkani-

Geo.Alp, Vol. 4, 2007106

sche Rosengarten-Fm., die postvulkanische Roßzähne-Fm.und den Cassianer Dolomit. Am Nordabhang des Schlernkeilen die Vulkanite am Riffhang aus (siehe Fig. 2.3 und2.4), sodass Plattformhangsedimente der Rosszähne-Fm.jenen der Rosengarten-Fm. ohne erkennbare Unterbre-chung aufliegen. Die postvulkanischen Beckensedimenteder Wengen-Fm. sind durch die bisweilen starken, gravita-tiven Schüttungen von Vulkanoklastika und epiklastischenSedimenten (Marmolada-Konglomerat) gekennzeichnet,sie stammen von einer vulkanischen Insel im Bereich derMarmolada (Bosellini, 1996).

Im Verzahnungsbereich Wengen-Fm. und Rosszähne-Fm. am Nordostabhang des Schlern und der Mahlknecht-wand sind drei Zyklen mit Riffprogadationszungen undvulkanischen Sandsteinen und Konglomeraten entwickelt.Der Anteil des vulkanischen Detritus in den Zyklen nimmtmit dem Jüngerwerden der Abfolge sukzessive ab und ver-liert sich (definitionsgemäß) im Übergang zur St.-Cassian-Fm. Dieser Zeitpunkt entspricht der Reliefeinebnung undFlutung der schuttliefernden Insel im Zuge der generellenSubsidenz nach der mitteltriassischen Riftingperiode. Dasinteressante komplexe System von Subsidenz, eustati-schen Meeresspiegelschwankungen mit Lieferung des Sedimentmaterials aus unterschiedlichen Herkunftsgebie-ten (Vulkaninsel, Karbonatplattform) wird am 2. Tag beimAufschluss der Mahlknechtwand (Stopp 2) diskutiert.

Die postvulkanische Plattformentwicklung verlagertsich zunehmend in die restlichen Beckenräume und fülltdiese auf. Auf der Plattform selbst (Schlern Plateau) istkaum mehr Sedimentationsraum vorhanden, mehrereEmersionen mit Verkarstung und Bodenbildung (Bohnerz)herrschen vor. Nach einer weiteren Schichtlücke im unte-ren Karn folgen in Erosionsresten geringmächtigeschwarze Mergel der Raibl-Gruppe (Fedares-Member) undHauptdolomit.

SSttoopppp 66:: FFrrööttsscchhbbaacchh--PPrrooffiill,, oberhalb Bad Ratzes/Seis.Aufschluss am diskordanten Kontakt Werfen-Fm. (Campil-Mb.) der Untertrias (Indusium[Dienerium]), zur überla-gernden Peres-Fm. des oberen Anis. Diskussion der Rifttek-tonik mit Schollenkippung.

Das Campil-Mb. ist hier in typischer Ausbildung miteiner Wechsellagerung im dm-Bereich von roten siltigenMergeln, Siltsteinen, Sandsteinen und kalkigen Schilltem-pestiten, reich an Sedimentstrukturen des Flachwassersentwickelt. Darüber lagert unvermittelt das Richthofen-Konglomerat mit lateral auskeilenden, metermächtigenBänken und roten, siltigen Tonen und Mergeln der Peres-Fm. Bei Fehlen der Konglomerate sind die roten Mergel beioberflächlicher Betrachtung mit den Campiler Schichtenzu verwechseln. Allerdings fehlt der Reichtum an Sedi-mentstrukturen der Campiler Schichten. Zudem findensich in den roten Mergeln arenitische Lithoklasten heller

Dolomite. Vereinzelt sind auch Tetrapodenfährten (Rhyn-chosauroides sp.) zu finden. Das Richthofen-Konglomeratliegt als fluviatile Rinnenfüllung vor. Ein buntes Spektruman z.T. gut gerundeten Werfener Geröllen (bis 40 cm) bil-den ein matrixarmes, schlecht sortiertes Gefüge mit Kom-ponentenstützung. Imbrikationsgefüge weisen auf eineSchüttung aus dem Südosten hin.

SSttoopppp 77:: FFrrööttsscchhbbaacchh--PPrrooffiill, knapp vor Abzweigungdes Steiges zur Schlernbödele-Hütte. Der Top der flach-marinen Contrin-Fm. und das klassische Profil durch diehemipelagische Buchenstein-Fm. Neuerliche Exten-sionstektonik mit Megabreccienbildung der Contrin- Dolomite und die unvermittelte Überlagerung der radiola-rienführenden Plattenkalke der Buchenstein-Fm., sowieBankungsrhythmen und die hochauflösende integrierteStratigraphie sind das Thema des Aufschlusses.

Das Profil wurde in jüngster Zeit mehrfach im Detail be-arbeitet (Muttoni et al., 1997, Maurer & Schlager, 2003),da es als möglicher Kandidat für den „Global BoundaryStratotype Section and Point“ (GSSP) als Basis der ladini-schen Stufe diskutiert wurde. Nun wurde dieser von derSubcommission for Triassic Stratigraphy in einem Profil beiBagolino (Prov. Brescia, Norditalien) definiert (Brack et al.,2005). Um die Schichtungsrhythmik bezüglich einer mög-lichen orbital gesteuerten Zyklizität besser zu verstehen,wurde zudem eine Forschungsbohrung in die Buchen-stein-Fm. auf der Seceda abgeteuft (Brack et al., 2000).Biostratigraphisch umfasst die Buchenstein-Fm. nahezu 5Ammonitenzonen. Radiometrisch datierte vulkanoklasti-sche Einschaltungen („Pietra Verde“) von drei gut korre-lierbaren Intervallen mit einzelnen Pietra Verde Lagen er-gaben eine Zeitdauer von ca. 241,2 – 238,0 Ma (Mundil etal., 1996). Magnetostratigraphie, Tephrastratigraphie undBank-zu-Bank Korrelation über weite Entfernungen, er-möglichen zusammen mit der Biostratigraphie (Ammoni-ten, Conodonten) (Muttoni et al., 2004) nun eine für dieTrias sehr hohe Zeitauflösung, die die stark diskutiertenMilankovitch-Zyklen in zeitlich gut korrelierbaren Lagu-nensedimenten des Latemar in Frage stellen (Mundil et al.,2003).

Die Buchenstein-Fm. wurde in über 800 m tiefen Inter-plattformbecken mit einer Mächtigkeit von durchschnitt-lich 60 m abgelagert. Zunächst bildeten sich in einemschlecht durchlüfteten, anoxischem Becken die bereits er-wähnten schwarzen, feinlaminierten Plattenkalke (Radio-larien-Mikrite, 8–9 m mächtig), die von bioturbaten,30–35 m mächtigen Knollenkalken abgelöst werde. Diesebestehen aus dm-geschichteten Lagen von Radiolarien-Fi-lament Wackestones mit Kieselknauern, die mit cm-dickenMergeln wechsellagern. An Schichtmächtigkeit zuneh-mende Calciturbidite folgen in einer CU-Abfolge, die wie-der ebene Schichtflächen zeigt (Bänderkalke). Bänke mit

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 107

Dolomitbreccien bilden den Abschluss der Abfolge. Hierbefinden wir uns am Fuß des Plattformhanges der Rosen-garten-Fm., der in der Folge von mächtigen basaltischenVulkaniten begraben wird. Die Pietra-Verde-Lagen, grünevulkanoklastische Silt- und Sandsteine, sind in drei Inter-vallen als auch über den lokalen Beckenraum hinaus er-kennbare Ereignisse (z. B. auch in den Nördlichen Kalkal-pen) eingeschaltet und ermöglichen so eine exakte bank-weise Korrelation. Auch andere Ereignisse, wie mächtigereCalciturbidit-Lagen eignen sich für beckenweite Korrela-tionen (Maurer & Schlager, 2003). Die beiden Autorenkonnten auch zeigen, dass distale Kalkschlammbänke pro-ximal in Calciturbidite übergehen, d. h. dass der Großteildes Karbonatschlamms der Beckensedimente, z.B. derKnollenkalke, von den umliegenden Plattformen stammt.Dies ist auch ein wichtiger Beitrag zum immer wieder dis-kutierten Problem der Kalkschlammproduktion in Zeitenvor dem evolutionsbedingten Einsetzen des kalkigenPlanktons im Oberjura. Viele der scheinbar rhythmisch ge-schichteten Kalkbänke in den Becken dieser Zeit sind dem-nach Ereignissedimente. Damit ist allerdings bei der Analy-se orbitaler Zyklizität Vorsicht geboten.

SSttoopppp 88 ((ooppttiioonnaall)),, PPrrooßßlliinneerr SStteeiigg:: Entlang dem Proß-liner Steig durchwandert man die mächtige Abfolge derbasaltischen Laven und Lavabreccien mit ihren typischenAbkühlungsformen. Auf der gegenüberliegenden Talseitegewinnt man einen guten Überblick über die wechselhaf-te Abfolge von mehreren Lavaergüssen mit Pillows undPillowbreccien, Subvulkanen und Lagergängen mit säuli-ger Absonderung und mitgerissenen, bzw. auf Lagergän-gen und Lakkolithen aufschwimmenden Sedimentschol-len der Buchensteiner Schichten und des Schlern -dolomits.

22.. TTaagg:: MMiitttteellttrriiaass uunndd OObbeerrttrriiaass aamm NNEE--EE--RRaanndd ddeessSScchhlleerrnn ((SSeeiisseerr AAllmm,, MMaahhllkknneecchhtt WWaanndd,, RRoosssszzäähhnnee))

EExxkkuurrssiioonnssvveerrllaauuff ((FFiigg.. 22..11))

Anfahrt von Brixen über die Seiser Alpenstraße (Fahr-genehmigung notwendig!) zum Alpengasthof Tirler. Zwi-schenstopp (Stopp1) beim Gasthof Gstatsch mit Erläute-rung des Panoramas am Nordostabhang des Schlern. Wei-terfahrt zum Gasthof Tirler (Höhe 1.741 m) und ansch-ließende Fußwanderung zur Mahlknechthütte (Rif. Molig-non), Höhe 2.054 m). Stopp 2: Wechselhafte Hangfußsedi-mentation in Zyklen mit Riffprogradationszungen undMarmolada-Konglomerat Einschaltungen. Zu Fuß weiterzum Kamm „Auf der Schneid“ (Cresta di Siusi). Stopp 3:Überblick Riffhang und Hangfuß der Rosszähne-/Mahl-knechtwand. Anstieg zur Tierser-Alpl-Hütte, Höhe 2.440m. Stopp 4: Erläuterungen zum Panorama und Mittags-pause. Fußsteig über die Rosszahn-Scharte (Höhe 2.499

m), Stopp 5 (karbonatische Hangsedimentation) und wei-ter zum Stopp 6 am mittleren Nordabhang der Klinofor-men mit onlap-Situation vulkanoklastischer Sandsteineund Konglomerate. Stopp 6 am Nordabhang des Gold-knopf mit autochthonem patch reef Wachstum. Rückkehrzum Bus.Karten: Tabacco Wanderkarte 1:25.000 „Val Gardena/Grö-den – Alpe di Siusi/Seiser Alm. Geologische Karte der West-lichen Dolomiten 1:25.000, Bozen, 2007 (in Druck).

SSttoopppp 11,, GGaasstthhooff GGssttaattsscchh:: Erläuterung des Panoramasan der NE-Flanke des Schlern (Fig. 2.3). Die Unterbrechungder Plattformentwicklung der Schlern-Gruppe durch dieEinschaltung der oberladinischen Vulkanite ist klar zu er-kennen. Die Vulkanite bilden ein onlap am Paläohang derRosengarten-Fm. und keilen nach SW aus. Zeitgleiche ge-ringmächtige Reste von Vulkaniten finden sich amSchlern-Plateau (von hier aus nicht zu sehen). Das post-vulkanische Riffwachstum der Rosszähne-Fm. setzt hierdirekt auf dem prävulkanischen ohne deutlichere Trennfu-ge auf. Es ist daher anzunehmen, dass die Unterbrechungdes Riffwachstums nur kurzfristig war. Das postvulkani-sche Riffwachstum ist stärker progradierend als dasprävulkanische, auf dem Schlern Plateau steht kaum Platzzur Aggradation zur Verfügung. Der Großteil des Schlernbesteht daher aus prävulkanischem Schlerndolomit. Durchdie rasche Auffüllung des ca. 800 m tiefen BuchensteinerBeckens mit einer hier ca. 450 m mächtigen Vulkanitabfol-ge, die nach SE noch wesentlich mächtiger wird (vulkani-sche Inseln im Bereich der Marmolada), entsteht eine völ-lig neue Topographie mit drastisch geänderten Sedimen-tationsverhältnissen.

SSttoopppp 22,, MMaahhllkknneecchhtthhüüttttee//RRiiff.. MMoolliiggnnoonn:: Der spekta-kuläre Großaufschluss der Mahlknechtwand zeigt die Se-dimentation im Hang- und Hangfußbereich des Rosszäh-ne-Riffs der Schlern-Gruppe. Eine bunte Wechselfolge vonMegabreccien, Kalkareniten, vulkanischen Sandsteinenund Konglomeraten (Marmolada-Konglomerat) lagert un-vermittelt auf gut erhaltenen Pillowlaven am Top dermächtigen vulkanischen Abfolge, die Buchenstein-Fm.und Rosengarten-Dolomit unter sich begräbt.

In den Zwickelporen und Abkühlungsschwundrissender Pillows sind stellenweise geringmächtige Radiolarien-mikrite mit Schwammspiculae vorhanden. Diese Reste pe-lagischer Beckensedimente entsprechen einer ca. 20 mmächtigen Abfolge der tiefsten Wengen-Fm. in ähnlicherFazies im Tschapid-Graben Profil im oberen Frötschbach(siehe Fig. 2.2), mit Conodonten und Daonellen des Lango-bard (Archelaus-Zone, Brandner, 1991). Der Mächtigkeits-unterschied ist durch eine onlap-Situation an der vermut-lich stark gegliederten, nach ca. NW abfallenden Ober-fläche der Vulkanite zu erklären. Er ist auch ein Hinweis fürdie völlig geänderte Topographie zu Beginn des postvulka-nischen Riffwachstums.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007108

Die Sedimentabfolge wird jedoch von Megabreccienmit Cipitkalkblöcken dominiert. Es handelt sich um gravi-tativ transportierte Schuttströme mit Komponenten-stützung und hoher Viskosität und deutlichem Relief ander Schuttstromoberfläche. Die bestens erhaltenen

Cipitkalke (Schalenreste sind z.T. noch in ihrer primärenAragonit zusammensetzung erhalten) geben Hinweiseauf Wachstumsgefüge und riffbauende Organismen.Vorherr schend sind bindstones und bafflestones mit peloidalen Mikritkrusten, verschiedene Typen mit

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 109

Fig. 2.1: Ausschnitt der „Geologischen Karte der Westlichen Dolomiten“ mit Exkursionsstopps (2-6) am Schlern-Ostrand. Stopp 1 istauf Fig. 1.5 abgebildet. Legende: 1 = Postglaziale Ablagerungen; 3 = Spätglaziale Ablagerungen. Lithofazies: a = Verwitterungsschutt, b = Sturzschutt, c =Blockschutt, d = Bergsturzmaterial, e = Rutschmasse, f = grobblockige Rutschmasse, g = gemischte Ablagerung, h = alluviale Sedi-mente, i = Seesedimente, j = Vernässungszonen, k = Moräne undifferenziert, o = künstliche Aufschüttung und anthropogeneFlächen. 24 = St. Cassian-Fm., 25 = Wengen-Fm., 26 = Marmolada.Konglomerat, 27 = Schlernplateau-Fm.; Schlern-Gruppe: 29 = CassianerDolomit, 30 = Rosszähne-Fm., 30a = Plattformfazies, 31 = Rosengarten-Fm., 31a = Plattformfazies; Fernazza-Gruppe: 33 = vulkani-sche Breccien, 34 = Gänge, 35 = Laven, 36 = Hyaloklastite, Tuffe, Sandsteine.

Girlanden krusten (festooned crusts) und Massen an Tubi -phytes und anderen Mikroproblematika. Selten findensich Korallen- oder Kalkschwammbafflestones oder On-kolithe die vom Plattformrand stammen könnten. DerGroßteil der Blöcke stammt aus dem mittleren und obe-ren Hangbereich (Brandner et al., 1991a und Flügel, inBrandner et al.,1991b). Cm- bis dm-große Wachstums-hohlräume mit Internsedimentation in verschiedenenStadien (verkippte Geopetalgefüge) mit wandständigenFaserzementen und botryoidalen Zementen sind häufig.

Die Blöcke bestehen aus einem mehrfachen „Breccie-in-der-Breccie-Gefüge“, das eine mehrfache Aufarbei-tung und mehrmalige Überkrustung belegt. Dieser Prozesserfolgt in allen Größenordnungen. Am oberen Hang (sieheStopp 5) sehen wir Rutschungen von meterdicken semi-konsolidierten Karbonatdetritusbänken mit Rotation undrampenartigem Darüberfahren der oberhalb lagerndenBank. Das Gebilde wurde ebenfalls überkrustet und bildetnun einen „mound“ am Riffhang.

Immer wieder stellt sich die Frage, ob die Blöcke vomRiffrand stammen, dort durch stärkeres Korallenwachstumeinen Überhang gebildet haben und dann z.B. durch Wel-lenschlag herausgebrochen und den Hang hinunter gerollt

sind. Dafür sind jedoch keinerlei Hinweise gegeben, wederhinsichtlich der riffbauenden Organismen, noch bezüglicheiner möglichen subaerischen Exposition. In keinem deruntersuchten Blöcke sind Lösungshohlräume oder vadoseZemente erhalten. Der Grund für die gravitativen Massen-bewegungen der progradierenden Riffzungen mit ihrenKarbonatdetritusbänken liegt eher in den unterschiedli-chen rheologischen Eigenschaften und damit in der Insta-bilität der Wechselfolge: Die rasch zementierenden Karbo-natschuttbänke lagern auf den wassergesättigten vulka-noklastischen Sedimenten mit zeitlich verzögerter Ze-mentation. Jedes Erdbeben führt bei dieser Instabilitätzum Abgleiten der karbonatischen Schichtpakete („hart“-auf-„weich“-Situation), die sich im frontalen Bereich derMassenbewegung in Blöcke auflöst.

Die Megabreccien werden begleitet und gehen distalüber in dm-geschichtete Calciturbidite mit Flachwasser-detritus. Ooide und umkrustete Körner beweisen derenHerkunft von der überfluteten Plattform.

Gut geschichtete Sedimentpakete mit vulkanischemDetritus überlagern die Riffzungen und bilden am Paläo-hang ein onlap (siehe Stopps 3 und 5). Die Abfolge bestehtaus dm-geschichteten, gradierten vulkanoklastischen

Geo.Alp, Vol. 4, 2007110

Fig. 2.2: Stratigraphisches Schema für das Gebiet Schlern-Seiser Alm - Schlern. Der Unterschied zwischen der prävulkanischen undpostvulkanischen Entwicklung ist augenfällig: prävulkanisch geringmächtige Beckensedimente und starke Aggradation der Karbo-natplattform, postvulkanisch geringmächtige Sedimentation auf der Plattform und starke Progradation mit einer mächtigen, gemischt vulkanoklastisch/karbonatischen Abfolge im Beckenareal.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 111

Fig. 2.3: Panoram

abild der NE-Seite des Schlern, aufgenommen von der Seiser Almstraße. Großaufschluss des kaum

deformierten anisisch-ladinischen Plattform-Becken-Übergangs. 6 Dis-

kordanzen (strichlierte Linien) begrenzen Ablagerungssequenzen 3. Ordnung. W

f = Werfen-Fm

., Pe = Peres-Fm., Mo = Morbiac-Fm., Co = Contrin-Fm., Bu = Buchenstein-Fm., Ro = Rosen-

garten-Fm., Ro/t = Rosengarten-Fm. toplap, V = Vulkanite der Fernazza-Gruppe, We = Wengen-Fm

., Rz = Rosszähne-Fm., Rz/t = Rosszähne-Fm. toplap Mc = Marmolada-Konglomerat der

Wengen-Fm

., Hd = Hauptdolomit.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007112

Fig. 2.4: Blick von „Auf der Schneid“ auf Rosszähne und Mahlknechtwand. Der

Panoramablick gibt einen einmaligen Einblick in die stratigraphischen Verhält-

nisse eines Riffhanges und H

angfußes m

it der W

echselfolge von Riffzungen

(Rz1 und Rz

2) der progradierenden, postvulkanischen R

osszähne-Plattform

unter Zw

ischenschal-tung von vulkanoklastischen Sandsteinen und Konglome-

raten (V1). Deutlich sichtbar ist das Auskeilen (onlap) der Vulkanoklastika am

oberen Hang und die darüberfolgende downlap surface (DLS) der Riffzunge 2.

Der Anschnitt der M

ahlknechtwand verläuft spitzw

inkelig zur Fallrichtung der

Klinoformen, daher ist nur das scheinbare Einfallen zu erkennen. Hangabw

ärts

lösen sich die dolom

itischen Riffzungen in isoliertes Blockwerk der Cipitkalke

auf. V = Vulkanite im Liegenden, die im

S am Paläohang des prävulkanischen Ro-

sengartenriffs (R

o) aufliegen. Die Tierser-Alpl-Störung verursacht einen nur ge-

ringfügigen Versatz.

Sandsteinen und Konglomeraten in Rinnenfüllungen(Marmolada-Konglomerat). Es handelt sich um epiklasti-sche Sedimente, die gute Rundung der Gerölle geht auffluviatilen oder Küstentransport zurück. Durch nochmali-gen, nun gravitativen Transport gelangte das Material anden heutigen Standort. Die vulkanoklastischen Schichtpa-kete sind den Riffzungen mehrfach, jedoch nicht „zufällig“zwischengeschaltet. Vielmehr verbirgt sich dahinter einezyklische Abfolge, deren Steuerung mehrere Fragen auf-wirft. Die Besonderheit der Situation liegt in den unter-schiedlichen Herkunftsgebieten der Sedimente: Die kar-bonatischen Sedimente stammen von der lokalen Ross -zähne-Plattform, die vulkanoklastischen Sedimentehaben einen weiteren Transportweg und können nur voneiner weiter entfernten vulkanischen Insel (Bereich ?Mar-molada) herantransportiert worden sein. Die Regelmäßig-keit der Wechselfolge lässt Meeresspiegelschwankungenals steuernden Parameter vermuten. Uneinigkeit herrscht,ob nun die Megabreccien mit den Cipitblöcken bei einemLST oder HST gebildet wurden (ausführliche Diskussion beiYose, in Brandner et al., 1991b). Mehr Argumente sprechendafür, dass der Transport des vulkanoklastischen, fluviati-len Materials bei Meeresspiegelniedrigstand antranspor-tiert wurde, während die Progradation der Riffzungen mitdem Flachwasserdetritus (Oolithe) bei der Flutung derPlattform im Meeresspiegelhochstand erfolgte.

SSttoopppp 33,, AAuuff ddeerr SScchhnneeiidd:: Überblick über den gesamtenHangbereich der Rosszähne-Plattform bis zur Mahl-knechtwand (Fig. 2.4). Klar zu erkennen ist das hangwärti-ge Auskeilen der vulkanoklastischen Sedimentabfolge imÜbergang zu Rotsedimenten der Auftauchzone der Roterd-Spitze am Schlern-Plateau. Darüber folgt die downlap surface der progradierenden Riffzunge der Rosszähne des beginnenden HST. Nach S erstreckt sich dasRosengarten Massiv mit dem onlap der Vulkanite. Die Abfolge ist durch die Tierser-Alpl-Störung geringfügig gestört.

SSttoopppp 44,, TTiieerrsseerr AAllppll HHüüttttee uunndd RRooßßzzaahhnn SScchhaarrttee: Gene-relle Erläuterung zum Dolomiten-Panorama und zum ge-genüberliegenden etwa zeitgleichen Paläohang des Platt-kofel des isolierten Langkofel-Riffkörpers. Eine breiteWasserstraße zwischen beiden Riffköpern ist gut vorstell-bar, allerdings kann die heutige Breitenerstreckung nichtder ursprünglichen entsprechen. Das Langkofelmassiv isttektonisch von seinem Untergrund abgeschert und neoal-pin nach N überschoben worden.

Von der RRooßßzzaahhnn--SScchhaarrttee Blick auf den nordfallendenPaläohang mit den oben beschriebenen Phänomenen dergravitativen Hanggleitung der Karbonatdetritus-Bänke undneuerlicher mikrobieller Überkrustung und damit Stabilisie-rung des mit ca. 30° relativ steil einfallenden Paläohanges.Die später erfolgte Dolomitisation erfolgte nur in den nochmehr oder weniger zusammenhängenden und damit für Lö-

sungen durchgängigen Karbonatbänken, die weiter trans-portierten Blöcke wurden durch die umgebende Matrix iso-liert und daher von der Dolomitisation verschont.

SSttoopppp 55,, oobbeerrhhaallbb WWiieeddnneerr WWooaaddnn:: Schöner Aufschlussin einem kleinen Graben oberhalb der Almhütten derWiedner Woadn. Marmolada-Konglomerat und vulkani-sche Sandsteine lagern in onlap-Stuation auf dem steilereinfallenden Paläohang der Rosszähne-Plattform.

SSttoopppp 66,, nnöörrddlliicchheerr AAbbhhaanngg ddeess GGoollddkknnooppff:: Patch reefs(„mounds“) am Paläohang mit sehr fossilreichen Cipikalk-blöcken. Die Stelle war schon Mojsisovics (1879) bekannt:„Östlich vom Grunserbühel bemerkt man in den WengenerSchichten reihenförmig geordnete anstehende Blockmas-sen von Riffgestein mit Korallen“. Flügel, in Brandner et al.(1991b), führte hier eine genaue Analyse der Rifforganis-men und Wachstumstypen durch. Im Vergleich zu den Ci-pitblöcken der Mahlknechtwand fällt die Häufigkeit vonKorallen und Schwämmen auf (coral bafflestone undsponge bafflestone), ferner sind Hohlräume mit dicken ra-diaxialen Zementkrusten verbreitet. Die Zwischenmound-fazies ist charakterisiert durch geschichtete graue Kalkemit Aggregatkörnern und coated grains mit Plattformher-kunft. Sie unterscheiden sich eindeutig von den peloidalengrainstones der bindstone-Fazies.

33.. TTaagg:: DDiiee SSeellllaa--PPllaattttffoorrmm

EEiinnffüühhrruunngg

Die Sellagruppe ist einer der bekanntesten Gebirgs-stöcke der Dolomiten und zieht Touristen, Kletterer undGeologen aus aller Welt gleichermaßen an. Dieser Gebirgs-stock lässt sich bequem über die vier Dolomitenpässe –Sellajoch (2244 m), Grödner Joch (2121 m), CampolongoPass (1875 m) und Pordoijoch (2239 m) – mit dem Fahr-zeug umrunden (Fig. 3.1). Die Schichtabfolge der Sella-gruppe reicht vom Ladin bis in die Unterkreide (Fig. 3.2).Morphologisch lässt sich das Massiv in zwei Stockwerkeuntergliedern: Das untere Stockwerk, die Sella-Plattformim engeren Sinn, ist zum Großteil eine postvulkanischeKarbonatplattform ladinisch-karnischen Alters (Ross -zähne-Fm. und Cassianer Dolomit); das obere Stockwerkist von ca. 280 m mächtigen horizontal geschichtetenFlachwasserdolomiten (Hauptdolomit, Oberkarn-Nor) ge-kennzeichnet. Zwischen diesen beiden Plattformen liegtdas morphologisch zurückgewitterte Band der „RaiblerSchichten“ – in der Folge als Pordoi-Formation bezeichnet(Fig. 3.2). Die jüngsten Gesteine der Sellagruppe sind imBereich des höchsten Gipfels (Piz Boé, 3152 m) aufge-schlossen: Über dem Hauptdolomit folgen ca. 40 m mäch-tige rhäto-liassische Flachwasserkalke (Dachsteinkalk undGraukalke), darüber pelagische, rote Knollenkalke des

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 113

Dogger-Malm (Rosso Ammonitico) und schließlich bunteMergel und Kalke der Unterkreide (Puezmergel).

PPllaattttffoorrmmggeeoommeettrriieenn uunndd LLiitthhooffaazziieess

Die Sella-Plattform hat eine nahezu kreisrunde Formmit einem Durchmesser von 7 bis 8 km, ist bis 600 m mäch-

tig und flankiert von typischen 30–35° steilen Klinofor-men mit Progradationsrichtungen von 360°. Die Klinofor-men verzahnen mit Beckensedimenten der Wengen- undSt.-Cassian-Formation. Damit ergibt sich das Bild einerisolierten, Atoll-ähnlichen Karbonatplattform. Das Innereder Plattform ist von horizontal geschichteten Dolomit-bänken gekennzeichnet, deren Mächtigkeit von über

Geo.Alp, Vol. 4, 2007114

Fig. 3.1: Verkleinerter Ausschnitt der „Geologischen Karte der Westlichen Dolomiten“ mit Exkursionsstopps (1-4) in der Sellagruppe. Legende: 1 = Postglaziale Ablagerungen; 2 = Ablagerungen der „Kleinen Eiszeit“, 3 = Spätglaziale Ablagerungen. Lithofazies: a =Verwitterungsschutt, b = Sturzschutt, c = Blockschutt, d = Bergsturzmaterial, e = Rutschmasse, f = grobblockige Rutschmasse, g =gemischte Ablagerung, h = alluviale Sedimente, i = Seesedimente, j = Vernässungszonen, k = Moräne undifferenziert, l = grobblocki-ge Obermoräne, m = Blockgletscherablagerung, o = künstliche Aufschüttung und anthropogene Flächen. 9 = Puez-Fm., 11 = Rosso Ammonitico, 12 = Gardenacia-Fm., 14 = Graukalk-Gruppe + Dachsteinkalk, 16 = Hauptdolomit; Raibl-Gruppe: 22 = Pordoi-Fm., 23 = Breccien u. Megabreccien; 24 = St. Cassian-Fm., 25 = Wengen-Fm., 26 = Marmolada-Konglomerat;Schlern-Gruppe: 28 = Selladolomit-Subgruppe, 28a = gebankte Fazies, 30 = Rosszähne-Fm., 31 = Rosengarten-Fm.; Fernazza-Grup-pe: 33 = vulkanische Breccien, 34 = Gänge, 35 = Laven, 36 = Hyaloklastite, Tuffe, Sandsteine, 37 = „Caotico eterogeneo“; 41 =Moena-Fm., 42 = Breccien; 43 = Morbiac-Fm., 44 = Peres-Fm.; Werfen-Fm.: 48 = Seis-Mb. & Gastropodenoolith, 49 = Andraz-Mb.,50 = Mazzin-Mb. & Tesero-Oolith; 51 = Untere Werfener Schichten undiff; 52 = Bellerophon-Fm.

200 m (z.B. im Val Lasties) bis auf wenige Zehnermeter amAußenrand der Plattform abnimmt. Die Topsets sindhauptsächlich aus Pelmikriten, Aggregatkörnern und Au-tomikritlagen aufgebaut (Keim & Schlager, 2001). Der Bio-gengehalt liegt unter 10 Vol% und beinhaltet hauptsäch-lich Echinodermenklasten, Bivalven, Foraminiferen, Dasy-cladaceen- und Solenoporaceen-Bruchstücke, Tubiphytes,Rivularia, Cayeuxia, Hedstroemia und Sphinctozoen-Schwammreste.

Der Übergang von den Topsets in die steilen Hang-schichten erfolgt meist über eine wenige Zehnermeterbreite Zone von massigen, strukturlosen Dolomiten. Anmanchen Stellen ist dieser Übergang jedoch äußerst ab-rupt. Am Plattformrand bzw. am oberen Hang treten sehrhäufig dm-große, mit fibrösen Zementlagen gefüllte Hoh-lräume („Großoolithe“, „Evinospongae“) auf. Die zement-

gefüllten Hohlräume nehmen bis zu 50-60 Vol% der Ge-steinsmassen ein (Keim & Schlager, 2001). Die Bildung die-ser Hohlräume umfasst mehrere Prozesse, wie zum BeispielHohlraumbildung durch mikrobielle, mikritische Umkru-stung (Wachstumshohlräume), Hohlraumbildung durchLösung oder durch Bioturbation eines bereits halb verfe-stigten Sediments (firmground burrows).

Im großen Maßstab weisen die Klinoformen zumeistplanare Hangschichtung auf (z. B. Val de Mesdì, Kenter,1990). Bei näherer Betrachtung zeigt sich allerdings, dassdie Klinoformen hangauf- und hangabwärts auslinsen. DieKlinoformen setzen sich aus Breccien, einzelnen Blöcken,Kalkareniten und autochthonen Karbonatlagen aus Auto-mikrit und Zement zusammen. Am Hangfuß laufen die Kli-noformen über relativ kurze Distanz konkav aus und gehenin Beckensedimente über (Fig. 3.3 und 3.4, Stopp 1 und 2).

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 115

Fig. 3.2: Stratigraphisches Schema der Sella-Plattform.

Fig. 3.3: Profilschnitt am Westrand der der Sella-Plattform (Stopp 1) mit typischer Riff-Beckenverzahnung. Das zweifache Überein-ander der Wengen- und St.-Cassian-Fm. im Becken resultiert aus dem unterschiedlichen Eintrag von vulkanoklastischem und karbo-natbetontem Material. Legende wie Fig. 3.1.

In den proximalen Beckensedimenten finden sich häufigCipit-Blöcke (vgl. auch Mahlknechtwand, 2. Exkursionstag).

DDaass EEnnddee ddeerr PPllaattttffoorrmm uunndd ddiiee kkaarrnniisscchheeGGrraabbeennbbrruucchhtteekkttoonniikk

Mit der Plattformprogradation werden die ehemalsmehrere 100 m tiefen Becken allmählich aufgefüllt unddie Klinoformen damit deutlich flacher. Das Ende desPlattformwachstums ist durch eine scharfe Grenze mar-kiert: Sowohl die Topsets als auch die flache Hangfazies imOsten der Sella-Plattform (Crep de Munt) werden von vul-kanoklastischen Sandsteinen oder grünen Mergeln derPordoi-Fm. überlagert (Fig. 3.2). Diese Grenzfläche wirdauf der Plattform als subaerische Verkarstungsoberflächeinterpretiert (Keim & Brandner, 2001). Das lithologischeSpektrum der Pordoi-Fm. umfasst neben dem basalenSandstein helle bis bräunliche Dolomite, grüne, mergeligeDolomite sowie türkisgrüne Mergel. Die Abfolge lässt sichzumeist in eine untere, subtidale und eine obere, inter- bissupratidale Fazies untergliedern. Die lithofazielle Ausbil-dung der Pordoi-Fm. mit abrupten Fazies- und Mächtig-keitssprüngen zeugt von synsedimentärer Extensionstek-tonik zur Zeit des Unterkarn (s. Doglioni, 1992, Keim &Brandner, 2001). Spaltenfüllungen aus Breccien und Megabreccien sowie Graben- und Halbgrabenfüllungen

im Cassianer Dolomit sind Ausdruck dieser Extensionstek-tonik (Fig. 3.2 und 3.5). Die Gräben bzw. Halbgräben sindkleinräumig, d.h. auf einige Zehner- bis ca. Hunderterme-ter beschränkt und verlaufen im Wesentlichen N-S bisNNE-SSW bzw. NW-SE. Die karnischen Extensionsstruktu-ren werden spätestens vom Hauptdolomit (Oberkarn–Nor)versiegelt.

Im Vallon (Sella-Ostseite) bildet die Pordoi-Fm. einonlap an den Cassianer Dolomit („undated nucleus“ sensuBosellini & Neri, 1991; s. Doglioni, 1992, Keim & Brandner,2001). Am Kontakt ist zudem eine Breccie zwischenge-schaltet, die als lokale Scarpbreccie des Cassianer Dolomitsdurch Kippschollentektonik gedeutet wird (Keim & Brand-ner, 2001). Diese karnische Grabenbruchstruktur wird vomhorizontal geschichteten Hauptdolomit versiegelt(Fig. 3.5, Stopp 4).

BBiioossttrraattiiggrraapphhiiee

Das Alter der Sella-Plattform beruht auf Ammoniten-und Conodontendaten aus den proximalen Becken -sedimenten der obersten Wengen-Fm. und der unterstenSt.-Cassian-Formation (Mietto & Manfrin, 1995, Mastandrea et al., 1997) sowie auf ersten Pollenanalysenaus der obersten St.-Cassian- und der überlagernden Pordoi-Formation. Alle bisherigen Ammonitenfunde fal-

Geo.Alp, Vol. 4, 2007116

Fig. 3.4: N-S Profilschnitt, ca. 800 m östlich des Grödner Jochs. Die „Grödner-Joch-Megabreccie“ (30) wird als untere Hangfazies derpostvulkanischen Rosszähne-Fm. interpretiert (s. Text). Man beachte zudem die karnischen Extensionsstrukturen am Rif. Ciavazzaund am Sas da Lec, die vom Hauptdolomit versiegelt werden. 53 = Gröden-Fm., 52 = Bellerophon-Fm., 50 + 49 = Untere Werfener Schichten, 44 = Peres-Fm., 43 = Morbiac-Fm., 40 = Contrin-Fm., 39 = Buchenstein-Fm., 37 = „Caotico eterogeneo“, 36 = Tuffe, Sandsteine, 35 = Lava, 31 = Rosengarten-Fm. (prävulkanischerSchlerndolomit), 30 = Rosszähne-Fm. (postvulkanischer Schlerndolomit), 29 = Cassianer Dolomit (postvulkanischer Schlerndolomit),28 = Selladolomit-Subgruppe (postvulkanischer Schlerndolomit undifferenziert), 29a = Topsets, 25 = Wengen-Fm., 24 = St.-Cassian-Fm., 22 = Pordoi-Fm. (Raib-Gruppe), 16 = Hauptdolomit.

len in die Regoledanus-Zone (sensu Krystyn, 1983) bzw.Regoledanus-Subzone (sensu Mietto & Manfrin, 1995)und weisen damit Oberladin-Alter auf. Am Grödner Jochwurde über der Megabreccie (Rosszähne-Fm.) bei Col deFrea auch Daxatina cf. canadensis nachgewiesen, die nachAnsicht von Mietto &Manfrin (1995) und Broglio Loriga etal. (1999) die Basis der karnischen Stufe markiert. Die Fest-legung der Ladin-Karn-Grenze von Seiten der IUGS Sub-commission on Triassic Stratigraphy steht noch aus. DieConodontenfauna aus der Wengen- und St. Cassian-Fm.entspricht der diebeli-Assemblage-Zone und damit eben-falls der Regoledanus-Zone (Oberladin, s. Mastandrea etal., 1997). Es ist jedoch anzumerken, dass rund um dieSella-Plattform ein beträchtlicher Anteil der Klinoformenin die Luft ausstreicht und daher in den Beckensedimentenbiostratigraphisch nicht erfassbar ist. Nur an der Ostseitebei Crep de Munt ist auch der jüngste Anteil der Sella-Plattform erhalten. Erste Pollenuntersuchungen aus derobersten St.-Cassian-Fm. belegen dort die Aonoides-Zone,d.h. das Unterkarnium-Alter (Keim & Roghi, 2006). Dieüberlagernde Pordoi-Fm. fällt nach diesen Pollendaten insobere Unterkarn (Austriacum-Zone) bzw. ins tiefe Tuval(Keim & Roghi, 2006).

EExxkkuurrssiioonnssrroouuttee

Die Exkursion schließt stratigraphisch direkt an jenevom Vortag (Seiser Alm-Rosszähne) an und endet im ober-triassischen Hauptdolomit.

SSttoopppp 11,, SSeellllaajjoocchh:: Der erste Halt ist der Plattform-hang-Becken-Verzahnung sowie der Faziesrekurrenz inden Beckensedimenten gewidmet (Fig. 3.3). Die Beckense-dimente zeigen einen zweifachen Wechsel von Vulkano-klastika und karbonatbetonter Abfolge. Die Beckensedi-mente am Sellajoch sind von dunklen vulkanoklastischenSand- und Tonsteinen, mitunter Feinkonglomeraten ge-kennzeichnet (Wengen-Fm.). Das Aussetzen von Vulkano-klastika und der begleitende Farbwechsel zu typisch grau-beigen Mergeln und Kalken mit coarsenig-upward-Trend(St. Cassian-Formation) ist vermutlich auf eine länger an-haltende Flutung des Schutt liefernden Hinterlandes unddamit der aktiven Progradation der Plattform zurückzu-führen. Über dieser karbonatbetonten Beckenabfolge(mehrere Zehnermeter mächtig) treten erneut Vulkano-klastika (Wengen-Fm.) auf, die abschließend von Kalkenund Mergeln der St.-Cassian-Fm. überlagert werden(Fig. 3.3). Der Eintrag von vulkanoklastischem Material indie Becken tritt erst mit der endgültigen Einebnung undmarinen Flutung des Schutt liefernden Hinterlandes (Vul-kan-Insel) zurück. Diese zweifache Überlagerung der Wen-gen- und St. Cassian-Formation entspricht der sedi-mentären Dynamik von Beckenzonen, die abwechselnddem Eintrag verschiedenen Materials (Vulkanoklastika vs.Riffdetritus schüttungen) ausgesetzt waren.

SSttoopppp 22,, GGrrööddnneerr JJoocchh:: Die Aufschlüsse am GrödnerJoch sind beispielhaft für die Faziesverzahnung vonRiffhängen und Beckensedimenten (Fig. 3.4). Dennochwurde in der Vergangenheit gerade darüber heftig dis-kutiert (Bosellini, 1982, 1984, Wendt, 1982). Mojsisovics(1879) und auch Leonardi & Rossi (1957) deuteten dieMegabreccien am Grödner Joch als untere Riffzungender Sella-Plattform, die mit den Beckensedimenten(Wengener bzw. Cassianer Schichten) verzahnen. Wendt(1982) sah in den Blöcken teilweise organische in situBuildups. Bosellini (1982, 1984) und Bosellini & Neri(1991) hingegen interpretierten die Megabreccien alskanalisierte Rinnenfüllung mit erosivem Einschnitt inden Beckensedimenten und einer Horizontalschichtungam Top. Die Breccienbänke seien auf wiederholten Kol-laps einer älteren Plattform zurückzuführen. Unsere Un-tersuchungen haben jedoch ergeben, dass das Hauptar-gument einer kanalisierten Rinnenfüllung, die „channelgeometry“, d.h. konkave Untergrenze und flaches Top(Bosellini & Neri, 1991), keiner Prüfung Stand hält. Dasrasche Auskeilen der Megabreccien nach Norden ist einetypische Verzahnung mit der Wengen-Formation, ähn-lich wie an der Mahlknechtwand (Tag 2): einzelne Cipit-Blöcke finden sich noch im proximalen Becken (Fig. 3.4).Innerhalb der einzelnen Megabreccienbänke treten Kal-karenite auf, die auf aktive Plattformschüttungen hin-weisen. Die „Grödner-Joch-Megabreccie“ betrachtenwir hiermit als Progradationszunge der Ross zähne-For-mation. Diese Progradationszunge kann am Sellajoch(Stopp 1) mit den Kalkareniten der „unteren“ St.-Cassi-an-Fm. beim Hotel Flora korreliert werden. Die scheinba-re Horizontalschichtung der Megabreccienbänke amGrödner Joch ist das Ergebnis tektonischer Einengungs-prozesse im Neogen, die zur Bildung der E-W-streichen-den „Plan-Grödner-Joch-Antiklinale“ führten: Dadurchfällt die Wengen-Fm. als Teil des S-Schenkels dieser An-tiklinale am Grödner Joch nach S; in gleicher Weise istdas S-wärtige Aufbiegen der ursprünglich vermutlichflach N-fallenden, distalen Klinoformen der Rosszähne-Formation erklärbar (Fig. 3.4).

SSttoopppp 33,, LLiiffttssttaattiioonn BBooéé ((CCrreepp ddee MMuunntt)):: Panorama aufdie östlichen Dolomiten und Erläuterung zur differenziel-len stratigraphischen Entwicklung im Karn W’ und E’ desGadertales.

SSttoopppp 44,, VVaalllloonn:: Die Aufschlüsse am Wandfuß des Zeh-ners/Sas dles Diesc belegen eindrucksvoll die karnischeGrabenbruchtektonik mit Versiegelung derselben durchden obertriassischen Hauptdolomit (Fig. 3.5). Neben derkarnischen Extensionsstruktur ist an der Südwand desBoéseekofels/Piz da Lech auch noch ein (ober)?kretazi-scher Grabenbruch erhalten. Dabei sind die Puezmergel(Unterkreide) lokal in den Hauptdolomit tektonisch einge-senkt (Reithofer, 1928, Doglioni, 1992). Während der

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 117

paläogenen Kompressionstektonik wurden diese Exten-sionsstrukturen von einer WSW-gerichteten Überschie-bung abgeschnitten (Fig. 3.5, s. auch Doglioni, 1992). Die(ober)?kretazischen Extensionsstrukturen lassen sichneben der Liegendscholle auch im Hauptdolomit der Han-gendscholle nachweisen.

LLiitteerraattuurr

AA. VV. (1970) Carta geologica d’Italia, Foglio 11, “M. Mar-molada”, 1:100.000. Servizio geologico Nazionale,Roma.

AA. VV. (1972) Carta geologica d’Italia, Foglio 027,“Bolzano”, 1:50.000. Servizio geologico Nazionale,Roma.

Bacelle Scudeler, L. et al. (1969) Note illustrative dellaCarta geologica d’Italia alla scala 1:100.000, foglio 11Monte Marmolada, pagg. 5-89, Servizio Geologico d’I-talia, Roma.

Bargossi, G.M. & D’Amico, C. (1988) Significance of thevolcanic rocks of Monte Luco (Trentino-Alto Adige,Northern Italy) in the Permian volcanism of the South-ern Alps. Miner. Petrogr. Acta, 3311, 131-157, Bologna.

Bargossi, G.M., Rottura, A., Vernia, L., Visonà, D. & Tranne,C.A. (1998) Guida all’escursione sul Distretto VulcanicoAtesino e sulle plutoniti di Bressanone-Chiusa e Cimad’Asta. Mem. Soc. Geol. It., 5533 (1998), 23-41, Roma.

Bargossi, G.M., Klötzli, U.S., Mair, V., Marocchi, M. &Morel-li, C. (2004) The Lower Permian Athesian Volcanic Group(AVG) in the Adige valley between Merano andBolzano: a stratigraphic, petrographic and geochrono-

Geo.Alp, Vol. 4, 2007118

Fig. 3.5: Karnischer Grabenbruch im Vallon (Sella Ostseite) mit Zerbrechen des Cassianer Dolomit und Bildung einer Scarpbreccie (Br).Der tektonisch geschaffene Ablagerungsraum wird von der Pordoi-Fm. mit entsprechendem onlap an die karnische Abschiebung(blau) bzw. die Scarpbreccie verfüllt, während im WSW der Cassianer Dolomit subaerisch exponiert bleibt (rote Strich-Punkt-Linie).Der Hauptdolomit versiegelt die karnischen Extensionsstrukturen. Die Abschiebung im Hauptdolomit (schwarze Linie rechts im Bild)wird von der jüngeren Überschiebung (schwarze strichlierte Linie) am Zehner abgeschnitten. Diese Überschiebung ist der paläogenenDeformationsphase mit Bewegung der Hangendscholle nach WSW zuzuordnen.

logical outline. 32nd International Geological Congress,Florence, Abstr.

Benciolini, L., Poli, M.E., Visonà, D. & Zanferrari, A. (2001)The Funes/Villnöss Basin: an example of Early Permiantectonics, magmatism and sedimentation in the East-ern Southern Alps (NE Italy). “Natura Bresciana” Ann.Mus. Civ. Sc. Nat., Brescia, Monografia N. 2255, 133-138.

Blendinger, W. (1994) The carbonate factory of Middle Tri-assic buildups in the Dolomites, Italy: a quantitativeanalysis. Sedimentology 4411, 1147-1159.

Blendinger, W., Van Vliet, A. & Hughes Clark,M. W. (1990)Updoming, rifting and continental margin develop-ment durino the Late Palaeozoic in northern Oman. In:Robertson, A.H.F., Searle, M.P. & Ries, A.C. (Eds.) TheGeology and Tectonics of the Oman Region. Geol. Soc.Spec. Publ. 4499, 27-37.

Bosellini, A. (1965) Lineamenti strutturali delle Alpi Meri-dionali durante il Permo-Trias. Mem. Museo Sc. Nat.Ven. Trident. 1155, 1-72, Trento.

Bosellini, A. & Rossi, D. (1974) Triassic carbonate buildupsof the Dolomites. In: L.F. Laporte (Ed.) Reefs in time andspace. SEPM Spec. Publ., 1188, 209-233.

Bosellini, A. (1982) Geologia dei Passi dolomitici circo-stanti il Gruppo di Sella. In: Guida alla Geologia del Su-dalpino centro-orientale (A. Castellarin A. & G. B. Vai,Eds.). Guide geologiche regionali della Soc. Geol. It.,267–272.

Bosellini, A. (1984) Progradation geometries of carbonateplatforms: example from the Triassic of the Dolomites,Northern Italy. Sedimentology, 3322, 1-24.

Bosellini, A. (1996) Geologia delle Dolomiti. 192 S., Athesia,Bozen

Bosellini, A. & Neri, C. (1991) The Sella Platform (UpperTriassic, Dolomites). Dolomieu Conference on Carbon-ate Platforms and Dolomitization, Guidebook Excur-sion B, 30 pp, Ortisei (Italy).

Bosellini, A., Castellarin, A., Doglioni, C., Guy, F., Lucchini, F.,Perri, M.C., Rossi, P.L., Simboli, G. & Sommavilla, E.(1982) Magmatismo e tettonica nel Trias delle Dolomiti.In: Guida alla Geologia del Sudalpino centro-orientale(A. Castellarin A. & G. B. Vai, Eds.). Guide geologiche re-gionali della Soc. Geol. It., 189-210.

Brack, P., Schlager, W., Stefani, M., Maurer, F. & Kenter, J.(2000) The Seceda drill hole in the Middle TriassicBuchenstein beds (Livinallongo Formation, Dolomites,Northern Italy) a progress report. Riv. Ital. Paleont.Stratigr., 110066, 283-292, Milano.

Brack, P., Rieber, H. & Nicora, A. & Mundil, R. (2005) TheGlobal boundary Stratotype Section and Point (GSSP)of the Ladinian Stage (Middle Triassic) at Bagolino(Southern Alps, Northern Italy) and its implications forthe Triassic time scale. Episodes, 2288 ((44)), 233-244.

Brandner, R. (1984) Meeresspiegelschwankungen und Tektonik in der Trias der NW-Tethys. Jb. Geol. B.-A., 112266,435-475.

Brandner, R. (1991) Geological Setting and Stratigraphy ofthe Schlern-Rosengarten Buildup and Seiser Alm Basin.In: Brandner, R., Flügel, E., Koch, R. & Yose, L.A (Eds.)The Northern Margin of the Schlern/Sciliar-Rosen-garten/Catinaccio Platform. Dolomieu Conference onCarbonate Platforms and Dolomitization, GuidebookExcursion A, Ortisei (Italy), 61 pp.

Brandner, R & Mostler, H. (1982) Der geologische Aufbaudes Schlerngebietes und seiner weiteren Umgebung.Exkursionsführer zur 4. Jahrestagung d. Österr. Geol.Ges., Seis am Schlern, Südtirol, 1-42, Innsbruck.

Brandner, R., Flügel, E. & Senowbari-Daryan, B. (1991a) Bi-otic and microfacies criteria of carbonate slopebuilders: implications for the reconstruction of sourceareas (Middle Triassic: Mahlknecht Cliff, Dolomites). Fa-cies, 2255, 279-296.

Brandner, R., Flügel, E., Koch, R. & Yose, L.A. (1991b) TheNorthern Margin of the Schlern/Sciliar-Rosengarten/Catinaccio Platform. Dolomieu Confer-ence on Carbonate Platforms and Dolomitization,Guidebook Excursion A, 61 pp, Ortisei, Italy.

Broglio Loriga, C., Cirilli, S., De Zanche, V., Di Bari, D., Gi-anolla, P., Laghi, G. F., Lowrie, W., Manfrin, S.,Mastradrea, A., Mietto, P., Muttoni, G., Neri, C., Posena-to, R., Reichichi, M., Rettori, R., & Roghi, G. (1999) ThePrati di Stuores/Stuores Wiesen Section (DolomitesItaly): a candidate Global Stratotype Section and Pointfor the base of the Carnian stage. Riv. It. Paleont. Strat.,110055, 37-78.

Brondi, A., Ghezzo, G., Guasparri, G., Ricci, C.A. & Sabatini,G. (1970) Le vulcaniti paleozoiche nell’area settentrio-nale del complesso effusivo atesino. Atti Soc. Tosc. Sc.Nat., Mem., 7777, 157-200, Pisa.

Brondi, A., Fuganti, A., Lunz, L., Mittempergher, M, Murara,G., Nardin, N., Nascimben, P., Perna, G., Rossi, D., Scude-ler Baccelle, L., Sommavilla, E. & Zipoli, G. (1976) Com-mento al foglio geologico 027 Bolzanao, scala 1:50.000(ed. 1973). Studi Trent. Sc. Nat., 5533, 109-218, Trento.

Cassinis, G. & Neri, C. (1992) Sedimentary and paleotec-tonic evolution of some Permian continental basins inthe central Southern Alps, Italy. Cuad. Geol. Iberica, 1166,59-89, Madrid.

Cassinis, G. & Perotti, C.R. (1994) Interazione strutturalepermiana tra la Linea delle Giudicarie ed I bacini di Col-lio, Tione e Tregiovo (Subalpino centrale, N Italia). Boll.Soc. Geol. Ital., 111122 (1993), 1021-1036, Roma.

Cassinis, G., Perotti, C.R. & Venturini, C. (1997) Examples oflate Hercynian transtensional tectonics in the SouthernAlps (Italy). In: Dickins, J.M. (Ed.): Late Paleozoic andEarly Mesozoic Circumpacific Events and their globalcorrelation, pp. 41-50, Cambridge University Press,Cambridge.

D’Amico, C. (1986) Volcanic sequence in Trentino – AltoAdige. In: Italian I.G.C.P. 203 Group (Ed.): Permian andPermian-Triassic boundary in the South-Alpine

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 119

segment of the Western Tethys. Field Guide Book. Soc.Geol. Ital. & I.G.C.P. Proj. 203 Field Conf., July 1986 –Brescia, Italy, 16-22, Tipolit. Comm. Pavese, Pavia.

Dal Cin, R. (1972) I conglomerati tardo-paleozoici post er-cinici delle Dolomiti. Verh. Geol. B.-A., Jahrgang 1972,S. 47-74, Wien.

Dal Piaz, G.V. & Martin, S. (1998) Evoluzione litosferica emagmatismo nel dominio Austro-Sudalpino dall’oro-genesi varisica al rifting mesozoico. Mem. Soc. Geol. It.,5533, 43-62, Roma.

Dana, J.D. (1875) Corals and coral islands. London.Darwin, C. (1842) The structure and distribution of coral

reefs. 214 pp., London.Di Battistini, G., Gallo, F., Riammetti, F. & Vernia, L. (1989)

Permian Andesites from Val d’Isarco and Val di Funesvolcanic sequence (Bolzano, northern Italy). Miner. Petrogr. Acta, 3322, 133-147, Bologna.

Doglioni C. (1987) Tectonics of the Dolomites (SouthernAlps-Northern Italy). J. Struct. Geol., 99, 181-193.

Doglioni, C. (1992) Relationships between Mesozoic ex-tensional tectonics, stratigraphy and Alpine inversionin the Southern Alps. Eclog. Geol. Helv., 8855, 105-126.

Eisbacher, G. H. (1996) Einführung in die Tektonik. 374 S,Ferdinand Enke, Stuttgart

Gianolla, P., De Zanche, V. and Mietto, P. (1998) Triassic se-quence stratigraphy in the Southern Alps (NorthernItaly). Definition of sequences and basin evolution. In:De Gracianscky, P.C., Hardenbol, J., Jacquin, T. and Vail,P.R. (Eds.) Mesozoic-Cenozoic Sequence Stratigraphy ofEuropean Basins. SEPM Spec. Publ., 6600, 723-751.

Golonka, J. &Bocharowa, N. Y. (2000) Hot spot activity andbreak-up of Pangea. Palaeogeogr., Palaeoclim.,Palaeoecol. 116611, 49-69,

Heißel, W. & Ladurner, J. (1936) Geologie des Gebietes vonVillnöß-Gröden-Schlern-Rosengarten. Jb. Geol. B.-A.,3366, 1-63 mit 1 Geol. Karte 1:25.000, Wien.

Keim, L. & Schlager, W. (1999) Automicrite facies on steepslopes (Triassic, Dolomites, Italy). Facies, 4411, 15-26.

Keim, L. & Brandner, R. (2001) Facies interfingering andsynsedimentary tectonics on late Ladinian-early Carn-ian carbonate platforms (Dolomites, Italy). Int. J. EarthSciences (Geol. Rundsch.), 9900, 813-830.

Keim, L. & Roghi, G. (2006) The age of the Sella platform(Triassic, Dolomites): new insights from palynologicalstudies. PANGEO AUSTRIA, Innsbruck University Press.,140-141.

Keim, L. & Schlager, W. (2001) Quantitative compositionalanalyses of a Triassic carbonate platform (SouthernAlps, Italy). Sediment. Geol., 113399, 261–283.

Keim, L. Spötl, C. & Brandner, R. (2006) The aftermath ofthe Carnian platform demise: a basinal perspective.Sedimentology, 5533, 361-386.

Kenter, J.A.M. (1990) Carbonate platform flanks: slopeangle and sediment fabric. Sedimentology, 3377,777–794.

Klebelsberg, R. v. (1935) Geologie von Tirol. 872 S., 1 Geol.Karte 1:500.000, Bornträger Verlag, Berlin.

Klötzli, U.S., Mair, V., Morelli, C. & Bargossi, G.M. (2003) The“Bozener Quarzporphyr” (Southern Alps, Italy): Singlezircon U/Pb age evidence for 10 million years of mag-matic activity in the Lower Permian?. Mitt. Österr.Miner. Petrogr. Ges., 114455, 187-188, Wien.

Krainer, K. (1989) Composition and evolution of Lower Per-mian molasse sediments (Ponte Gardena Conglomer-ate) at the base of the Bolzano Volcanic Complex,Southern Alps (N Italy). N. Jb. Geol. Paläont. Mh., 77,400–424, Stuttgart.

Krystyn, L. (1983) Das Epidaurus-Profil (Griechenland) –ein Beitrag zur Conodonten-Standardzonierung des te-thyalen Ladin und Unterkarn. Schriftenr. Erdwiss.Komm. Österreich. Akad. Wiss., 55, 231-258.

Leopardi, P. (1962) Il Gruppo dello Sciliar e le scogliere co-relligene dolomitiche. Ann. Univ. Ferrara, N.S., sez. IX,(Suppl)., 83pp.

Leonardi, P. (1967) Le Dolomiti – Geologia dei monti traIsarco e Piave. 2 Vol., 1019 pp., Manfrini Editore,Rovereto.

Leonardi, P. & Rossi, D. (1957) La scogliera del Sella nelleDolomiti Occidentali. Ann. Univ. Ferrara, s. 99, 3 (1), 1-36.

Massari, F. &Neri, C. (1997) The infill of a supradetachment(?) basin: the continental to shallow-marine Upper Per-mian succession of Dolomites and Carnia (Italy). Sedi-ment. Geol., 111100, 181-221.

Mastandrea, A., Neri, C. & Russo, F. (1997) Conodontbiostratigraphy of the S. Cassiano Formation sur-rounding the Sella Massif (Dolomites, Italy): implica-tions for sequence stratigraphic models of the Triassicof the Southern Alps. Riv. Ital. Paleont. Strat., 110033,39-52.

Maucher, A. (1960) Der permische Vulkanismus in Südtirolund das Problem der Ignimbrite. Geol. Rundschau, 4499//22,487-497.

Maurer, F. (1999) Wachstumsanalyse einer mitteltriadi-schen Karbonatplattform in den westlichen Dolomiten(Südalpen). Eclogae Geol. Helv., 9922, 361-378.

Maurer, F. & Schlager, W. (2003) Lateral variations in sedi-ment composition and bedding in Middle Triassic inter-platform basins (Buchenstein Formation, southernAlps, Italy). Sedimentology, 5500, 1 – 22.

Mietto, P. & Manfrin, S. (1995) La successione delle faunead ammonoidi al limite Ladinico-Carnico (Sudalpino,Italia). Ann. Univ. Ferrara, 55 (Suppl.), 13-35.

Mittempergher, M. (1958) La serie effusiva paleozoica delTrentino-Alto Adige. I. contributo. St. e Ric. Div. Geo-min. C.N.R.N., II ((11)), 61-145, Roma.

Mittempergher, M. (1960) Studio di alcuni vitrofiri delcomplesso vulcanico paleozoico atesino. St. e Ric. Div.Geomin. C.N.R.N., IIIIII, 257-290, Roma.

Mittempergher, M. (1962) Rilevamento e studio petrogra-fico delle vulcaniti paleozoiche della Val Gardena. Atti

Geo.Alp, Vol. 4, 2007120

Soc. Tosc. Sc. Nat., SSeerriiee AA (fasc. 2), 3-40, 1 Geol. Karte1:40.000, Pisa.

Mojsisovics, E.M. von (1879) Die Dolomit-Riffe von Südti-rol und Venetien: Beiträge zur Bildungsgeschichte derAlpen. 551 pp, A. Hölder, Wien.

Mostler, H. (1982) Exkursion 1: Bozner Quarzporphyr undWerfener Schichten. In: Österr. Geol. Ges. (Hrsg.): Ex-kursionsführer zur 4. Jahrestagung der Österreichi-schen Geologischen Gesellschaft, Seis am Schlern28.9.-2.10. 1982, 43-79, Innsbruck.

Mundil, R., Brack, P., Meier, M., Rieber, H., Oberli, F. (1996)High resolution U–Pb dating of Middle Triassic volcani-clastics: timescale calibration and verification of tun-ing parameters for carbonate sedimentation. EarthPlanet. Sci. Lett., 114411, 137– 151.

Mundil, R., Zühlke, R., Bechstädt, T., Peterhänsel, A., Egen-hoff, S.O., Oberli, F., Meier, M., Brack, P. & Rieber, H.(2003) Cyclicities in Triassic platform carbonates: syn-chronizing radio-isotopic and orbital clocks. TerraNova, 1155, 81-87.

Muttoni, G., Kent, D.V., Brack, P., Nicora, A., & Balini, M.(1997) Middle Triassic magnetostratigraphy and bios-tratigraphy from the Dolomites and Greece. Earth Plan-et. Sci. Lett., 114466, 107-120.

Muttoni, G., Kent, D.V., Garzanti, E., Brack, P., Abrahamsen,N. & Gaetani, M. (2003) Early Permian Pangea „B“ toLate Permian Pangea „A“. Earth Planet. Sci. Lett., 221155,379-394.

Muttoni, G., Nicora, A., Brack, P. & Kent, D.V. (2004) Inte-grated Anisian/Ladinian boundary chronology.Palaeogr., Palaeoclim., Palaeoecol., 220088, 85-102.

Rottura, A., Bargossi, G.M., Visonà, D. & Tranne, C.A. (1998)Petrological and geochemical evidence on the originand significance of the Permian magmatism in the cen-tral-eastern Southern Alps, Italy. Mem. Soc. Geol. It., 5533(1998), 9-21, Roma.

Sarg, J.F. (1988) Carbonate sequence stratigraphy. In: C.K.Wilgus, B. S. Hastings, C. G. S. C. Kendall, H. W. Posamen-tier, C. A. Ross & J. C. Van Wagoner (Eds.) Sea levelchanges: an integrated approach. SEPM Spec. Publ., 4422,155-182.

Sarti, M., Bosellini, A. & Winterer, E.L. (1992) Basin geome-try and architecture of a Tethyan passive margin(Southern Alps, Italy): implications for rifting mecha-nism. In: J.S. Watkins, F. Zhiqiang & McMillen (Eds) Ge-ology and Geophysics of Continental Margins. Am. Ass.Petr. Geol. Mem., 5533, 241-258, Tulsa.

Schuster, R., Schabert, S. & Abart, R. (1999) Permo-Triassiccrustal extension durino opening of Neotethyan oceanin Austroalpine-South Alpine realm. Tüb. Geowiss. Arb.,S. A, 52, 5-6, Tübingen.

Selli, L. (1998) Il lineamento della Valsugana fra Trento eCima d’Asta; cinematica neogenica ed eredita struttu-rali permo-mesozoiche nel quadro evolutivo del Subal-pino orientale (NE Italia). Mem. Soc. geol. It., 5533, 503-541, Roma.

Sloman, L.E. (1989) Triassic shoshonites from theDolomites, Northern Italy: alkaline arc rocks in a strike-slip setting. J. Geophys. Res., 9944 ((BB44)), 4655-4666.

Stock, H.W. (1994) Stratigraphie, Sedimentologie undPaläogeographie der Oberkreide in den nordöstlichenDolomiten (Italien). Jb. Geol. B.-A., 113377, 383-406.

Trener, G.B. (1904) Über die Gliederung der Quarzporphyr-tafel im Lagoraigebirge. Verh. Geol. R.- A., 1177//1188, 390-394, Wien.

Wendt, J. (1982) The Cassian patch reefs (Lower Carnian,Southern Alps). Facies, 66, 185-202.

Wolff, F.v. (1908) Beiträge zur Petrographie und Geologiedes Bozener Quarzporphyrs. I. Die Gliederung und pe-trographische Beschaffenheit des Quarzporphysystemsder Umgegend von Bozen (Südtirol). N. Jb. Min. Geol.,2277, 72-156, Stuttgart.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 121

Geo.Alp, Vol. 4, S. 123–126, 2007

LLAARRGGEE HHOOLLOOCCEENNEE MMAASSSS MMOOVVEEMMEENNTTSS IINN TTHHEE DDOOLLOOMMIITTEESS ((VVAALL GGAARRDDEENNAA AANNDD VVAALL BBAADDIIAA))

Alessandro Corsini

Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Modena e Reggio Emilia, Largo S. Eufemia 19, 41100 Modena, Italy

IInnttrroodduuccttiioonn

The Val Gardena and Alta Badia are located in theDolomites of South Tyrol. During the excursion partici-pants will sightsee some remarkable examples of land-slides affecting weak clayey rocks, limestones and por-phyry. Insight on some monitored test sites will also beprovided. Three main stops are planned: Main stop 1: Mt.Rascesa landslide (Val Gardena); Main stop 2: Passo Gar-dena landslide (between the Val Gardena and Val Badia);Main stop 3: Corvara landslide (Val Badia) (Fig. 1).

The Geology of the Dolomites is dominated bydolomitic rocks which form isolated peaks or high stand-ing plateaus rising above an altitude of 3000 m (Fig. 2).These rocks result from recrystallisation of Triassic organicreefs in the subsiding ancient Tethys Sea. These reefs grewover earlier crystalline basement rocks, now locally repre-sented by porphyry. Reefs in many cases interfinger at themargin with basinal deposits of volcanic, carbonaceous orcalcareous origin, mainly deposited as turbidites. Thesebasinal deposits are now layered weak rocks composed ofmarl or limestone strata alternating with thin clay shaleand claystone strata, outcropping on slopes underlyingdolomite scarps.

Geomorphological features are strictly related to theclimatic vicissitudes of the Quaternary. Glacial depositsrelated to the Würm Pleniglacial phase can be found at el-evations above 2000 m. Cirques, suspended valleys andglacial deposits are found in both areas at lower eleva-tions, witnessing the presence and progressive disappear-ance of valley glaciers which developed during the WürmLateglacial phase and the Holocene. Scree talus and fanswhich border the foot of the dolomite slopes are the resultof periglacial and gravitational processes which have beenactive since the disappearance of the Pleniglacial ice cap.

In the area, landforms and deposits due to slope move-ments triggered in the Lateglacial to early Holocene peri-od are widespread (Fig. 3). Landslide deposits are mainlyascribable to vast rock falls from the dolomite cliffs androtational-translational slides occur in correspondence

with slopes made up of pelitic rock types. In the lattercase, landslide bodies are sometimes characterised by athickness exceeding 100 m and an extension of severalsquare kilometres. In some cases, deep rotational slides af-fecting the pelitic formations are associated with lateralspreading processes in the overlying dolomites.

Radiocarbon dating of samples collected from drillcores and outcrops, showed a certain cluster of events intwo distinct temporal phases. The first phase was observedin the Preboreal and Boreal (about 11,500 to 8500 cal BP)and includes, on the one hand, large translational rockslides, which affected the dolomite slopes following thewithdrawal of the Würm glaciers and the consequent de-compression of slopes and, on the other hand, complexmovements (rotational slides and flows) which affectedthe underlying pelitic formations and were probablyfavoured by high groundwater levels resulting from an in-crease of precipitation and/or permafrost melt. A second

SSeeddiimmeenntt 22000077

123

Fig. 1: Field trip itinerary.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007124

concentration of landslide events is found during the Sub-boreal (about 5800 to 2000 cal BP), when slope processes,mainly rotational slides and/or flows, took place in bothstudy areas. These slides may be considered as reactiva-tions of older events linked to the phase of increased pre-

cipitation, which has been documented in several Euro-pean regions during the mid-Holocene period. On theother hand, during the Little Ice Age, the scarce number oflandslides dated in the study areas does not enable an in-creased frequency of landsliding to be detected.

Fig. 2: Overview of part of the Val Badia.

Fig. 3: Spatial distribution of landslides in the Val Gardena and Val Badia.

MMaaiinn ssttoopp 11:: MMtt.. RRaasscceessaa llaannddsslliiddee ((VVaall GGaarrddeennaa))

The Mt. Rascesa landslide is a roto-translational rockslide affecting porphyry rock masses and extending overan area of about 2 km2 (Fig. 4). Rock blocks making up thetoe of the landslides are found across the valley, pointingto an ancient (undated) event that dammed the Gardenatorrent. Recently, L-band interferometric analysis hasshown movements taking place in the crown zone, linkedto activity of scree slopes. No other monitoring has beenperformed on this landslide so far.

MMaaiinn ssttoopp 22:: PPaassssoo GGaarrddeennaa llaannddsslliiddee ((bbeettwweeeenn VVaall GGaarr--ddeennaa aanndd VVaall BBaaddiiaa))

The Passo Gardena landslide is a complex-composite-type mass movement extending over an area of about2.4 km2. It starts off as a rock block slide affectingdolomite rock types (making up clean rocky and spiky out-crops) – that in turn have fallen into coarse boulders. Thislandslide evolves into a rotational slide affecting weakclayey rocks of the S. Cassiano and La Valle formations,and then becomes an earth slide – earth flow of some mil-lion m3 of clay-rich material (Fig. 5).

Borehole investigations and a geophysical survey haveshown that the thickness of the earth slide – earth flowportion ranges from 45 to 70 m. Concerning present daymovements, the uppermost rock block slide does not showevidence of ongoing activity, whereas large sectors of theflow-like processes are active, damaging a strategic road-way connecting the Alta Badia Valley with the adjacentvalley.

Recent monitoring data from inclinometers haveshown that movements in the earth flow portion takeplace on sliding surfaces located at a depth of about 20 m.Downslope, movements are negligible, so at present thelandslide is considered to be active-suspended or dormant.Seismic data have also shown that underneath the toe ofthe landslide, a 30 to 50 m thick level of glacial or fluvial-glacial gravel exists; this level probably acts as a naturaldrainage system, preventing the steeper portions of theearth flow from being active with higher displacementrates.

MMaaiinn ssttoopp 33:: CCoorrvvaarraa llaannddsslliiddee ((VVaall BBaaddiiaa))

The Corvara landslide is an active slow moving rota-tional earth slide - earth flow, extending over an area ofabout 2.5 km2 (Fig. 6). Present day movements of the Cor-vara landslide cause damage of the National Road 244 andother infrastructures on a yearly basis. The movementsalso give rise to more serious risk scenarios for some build-ings located in front the toe of the landslide.

For these reasons, the landslide has been under obser-vation since 1997 with various field devices that enableslope movements to be monitored for hazard assessmentpurposes. Differential GPS measurements on a network of47 benchmarks showed that horizontal movements at thesurface of the landslide have ranged from a few centime-tres to more than one metre between September 2001 andSeptember 2002, with the maximum displacement raterecorded in the track zone and in the uppermost part ofthe accumulation lobe of the landslide. Borehole measur-ing systems, such as inclinometers and TDR cables, record-ed similar rates of movement, with the depths of the major

Fig. 4: Aerial view of the Mt. Rascesa landslide.

Fig. 5: Aerial view of the Passo Gardena landslide.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 125

Geo.Alp, Vol. 4, 2007126

active shear surfaces ranging from 48 m to about 10 m.From these data, it is estimated that the active componentof the landslide has a volume of about 50 million cubicmetres. The hazard for the Corvara landslide, considered asthe product of yearly probability of occurrence and mag-nitude of the phenomenon, can be regarded as medium orhigh considering the velocity or alternatively the involvedvolume. Finally, the monitoring results obtained alloweddeveloping numerical models to support the identificationof viable passive and active mitigation measures.

Fig. 6: Aerial view of the Corvara landslide.

127

Fig. 1: Location map of Gletscherkar and Gaislkar rock glaciersin the eastern Dolomites, South Tyrol (Northern Italy).

SSeeddiimmeenntt 22000077

cyclic succession of intertidal stromatolite facies andthicker, subtidal mudstone beds locally containing abun-dant megalodonts and gastropods.

The Dachsteinkalk formation is composed of thick bed-ded gray limestone containing megalodonts. Intercalatedare thin black pebble breccias. Locally the limestone isdolomitized. Limestone is intensively karstified and dis-plays well developed karst morphology.

The block of the Hohe Gaisl Massif is composed of flatlying Hauptdolomite and Dachsteinkalk. This block wasuplifted during the Neogene along two steep faults form-ing a positive flower structure. The ridge of the Gumpal-spitzen east of the Hohe Gaisl is strongly folded and fault-ed. Due to their orientation these folds are ascribed to theDinaric compressional event (top SW).

GGeenneerraall AAssppeeccttss

AAiimm ooff tthhee eexxccuurrssiioonn

This one-day trip will examine the dynamics of an active rock glacier situated in the Gletscherkar at the footof the Hohe Gaisl in the eastern Dolomites (Fig. 1). The firststop will provide an overview on the rock glacier and thegeology of the entire catchment area. The second stop in-cludes several locations on the rock glacier where geo-morphological aspects, composition, structure, groundtemperatures, hydrology and surface velocities will be dis-cussed. The third stop is at the base of the steep front ofthe northeastern lobe, where small amounts of meltwaterare released from the rock glacier and infiltrate into thebedrock along karst cavities. In front of the rock glacierthe bedrock (Dachstein limestone) shows a well developedkarst morphology including karren, ponors, and dolines.Another active rock glacier is located in the Gaislkar. Thetongue-shaped Gaislkar rock glacier is 650 m long,125–95 m wide and covers an area of 0.1 km2. The rockglacier ends at an altitude of 2425 m and extends to thehighest point at 2525 m. The front slope is up to 50 m high,the gradient of the front slope measures 35– 40°. The sur-face is characterized by well developed transverse ridgesand furrows. The rock glacier in the Gaislkar is not easy toaccess (no trail). Both rock glaciers have been described indetail by Lang (2006).

GGeeoollooggiiccaall SSeettttiinngg

The bedrock of the Hohe Gaisl massif and the catch-ment area of the rock glacier in the Gletscherkar are com-posed of carbonate rocks of the Upper Triassic (Norian –Rhaetian) Hauptdolomite and Dachsteinkalk formations(Fig. 2). The Hauptdolomite formation is a well bedded

1 Institute of Geology and Paleontology, Leopold-Franzens-University Innsrbuck, Innrain 52, A-6020 Innsbruck, Austria;Karl.Krainer@uibk.ac.at

2 Amt für Geologie und Baustoffprüfung, Autonome Provinz Bozen, Eggentalerstraße 48, I-39053 Kardaun, Italien;Kathrin.Lang@provinz.bz.it

AACCTTIIVVEE RROOCCKK GGLLAACCIIEERRSS AATT HHOOHHEE GGAAIISSLL ((EEAASSTTEERRNN DDOOLLOOMMIITTEESS))

Karl Krainer1 and Kathrin Lang2

Geo.Alp, Vol. 4, S. 127–131, 2007

Fig. 2: Geologic/geomorphologic map of the northeastern part of the Hohe Gaisl massif in the eastern Dolomites with Gletscherkarand Gaislkar rock glaciers.

active rock glaciers are present in the Dolomites, they havenever been studied in detail.

EExxccuurrssiioonnEExxccuurrssiioonn RRoouuttee

The excursion route starts at Plätzwies and follows theDolomitenhöhenweg (trail) Nr. 3 to Roßhütte: from Plätz -wies (1991 m) towards southwest, passing the Stollaalm,then towards northwest to Gumpalboden. The route leavesthe trail at an altitude of ca. 2250 m to climb the hill(2326 m) formed of karstified limestone ca 200 m south ofthe trail (Stop 1; Fig. 1).

DDeessccrriippttiioonn ooff SSttooppssSSttoopp 11:: OOvveerrvviieeww GGlleettsscchheerrkkaarr

The first Stop which is located on a hill in front of therock glacier provides an excellent overview on the rock

AAccttiivvee RRoocckk GGllaacciieerrss

Rock glaciers are considered as the product of alpinepermafrost processes by some scientist. Rock glaciers aredebris-covered, slowly flowing mixtures of rock and icecommon in many alpine and arctic regions (for summarysee Barsch, 1996; Haeberli, 1985; Whalley and Martin,1992); they are striking morphological expressions of per-mafrost creep and belong to the most spectacular andmost widespread periglacial phenomenon on earth. Rockglaciers are important agents of geomorphic modificationof the landscape, particularly of alpine landscapes. Theyare widespread in alpine regions, but are less well studiedthan their “true” ice-glacier counterparts.

In the eastern part of the Alps a large number of rockglaciers is present (Lieb (1996), particularly in the centralmountain ranges composed of metamorphic rocks (“Alt -kristallin”). Many of them are exceptionally large andhighly active. Active rock glaciers are less common in themountain ranges composed of carbonate rocks such as theNorthern Calcareous Alps or the Dolomites. Although few

Geo.Alp, Vol. 4, 2007128

Fig. 3: Temperatures at the base of the snow cover (BTS) and within the derbis layer at Gletscherkar rock glacier from November 1,2004 until May 31, 2005.

clasts 1–10 cm in size dominate; clasts larger than 20 cmare rare.

In the upper, steeper part of the rock glacier the debrishas locally been reworked by flowing water, probably dur-ing summer thunderstorms showing characteristic fea-tures of debris flows, rarely of sieve deposits.

In the upper part massive ice is exposed during thesummer months at several places below a less than 1 mthick debris layer. The ice is coarse-grained, banded, andcontains thin, fine-grained debris layers parallel to thebanding. Rarely larger clasts occur within the ice.

During the melting season small thermokarst lakes maybe developed on the upper part of the rock glacier. Melt-water streams may be present flowing over short distanceson the surface of the ice and within the thin debris layer.Downstream the meltwater disappears within the thickerdebris layer and no meltwater is seen on the surface of therock glacier on the lower and middle portions.

Temperatures within the debris layer are mainly con-trolled by the local weather conditions, the frozen core ofthe rock glacier and the thickness of the debris layer. Dur-ing summer the temperature decreases rapidly within thedebris layer. At a depth of 150 cm no daily temperaturevariations are recorded and the temperature never ex-ceeded +2°C during summer 2004 and +3°C during sum-mer 2005. During the winter 2005–2006 the temperaturesat the base of the snow cover (BTS) on the rock glacier weresignificantly lower (-14.5 – -4.5°C) than outside the rockglacier (-5.5 – -2.9°C) (Fig. 3).

We established a geodetic network of 50 survey mark-ers along four transects perpendicular to the flow direc-

glacier and the entire catchment area (location see Fig. 1).The rock glacier is located in the Gletscherkar on thenortheastern side of the Hohe Gaisl (3146 m). The rockglaciers lies in a cirque which is surrounded by steep wallscomposed of Upper Triassic carbonate rocks of the Haupt-dolomite and Dachsteinkalk formations. Debris of the rockglacier is mainly derived from a prominent, NW-SE-trend-ing fault, along which the bedrock is intensively deformed.The rock glacier is 850 m long, 300–550 m wide and coversan area of 0.3 km2. The rock glacier extends from an alti-tude of 2340 m at the front to about 2500 m. The averagegradient of the surface is 5°. The eastern lobe shows welldeveloped surface topography of transverse ridges andfurrows. The surface is coarse-grained; the front is verysteep (35–40°) and composed of fresh, reddish materialbare of vegetation.

SSttoopp 22:: SSuurrffaaccee ooff tthhee rroocckk ggllaacciieerr

Stop 2 includes several locations on the rock glacier be-ginning in the upper part. All stops are located on theeastern lobe of the rock glacier, extending from ca. 2500 mto ca. 2350 m.

The debris layer (“active layer”) of the rock glacier iscomposed of dolomite and limestone derived from theHauptdolomite and Dachstein formations. The grain sizeof the uppermost layer (surface) varies from place to place;coarse-grained areas alternate with finer grained areas. Incoarse grained areas most grains range from 1 to 30 cm ingrain size, rarely exceeding 1 m. In fine-grained areas

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 129

Fig. 4: Surface flow velocities on the lower part of Gletscherkar rock glacier recorded from August 6, 2004 to September 19, 2005,and from September 19, 2005 to August 11, 2006.

between 9 and 16 cm along the axis and from 4 to 7 cmnear the margins (Fig. 4).

Georadar measurements provided information on theinternal structure and thickness of the rock glacier. Weused a GSS SIR System 2000 equipped with a multiplelow frequency antenna. We measured two profiles usingantennas with a centre frequency of 35 MHz and con-stant antenna spacing in point mode (constant-offsetprofiling). Data were collected by fixed-offset reflectionprofiling (Fig. 5). Distance between transmitter and re-ceiver was 4 m, step size (distance between the data col-lection points) was 1 m. The antennas were oriented per-pendicular to the profile direction. The main record para-meters were 1000 ns time range, 1024 samples/scan, 16bits/sample, and 32-fold vertical stacking. The data indi-cate that the rock rock glacier has a total thickness of ap-proximately 25 m. In the lower and middle part the debris

tion on the eastern lobe of the rock glacier and two fixedcontrol points on the hill in front of the rock glacier inJuly 2004. The survey markers were first measured on Au-gust 6, 2004 using differential GPS technique (Ashtec Z-Max).

The survey markers were remeasured on September 19,2005 and August 11, 2006.

Along all transects the surface flow velocities de-creased from the axis to the rock glacier margins. From Au-gust 2004 to September 2005 the highest flow velocitywas 23 cm measured at survey marker 32. Horizontal dis-placements along the axis measured 16–23 cm, decreasedtowards both margins to 5–15 cm. Lowest flow velocitiesof 2–7 cm were recorded near the northern part of thefront From September 2005 to August 2006 the velocitiesdecreased significantly. The highest flow velocity was 16cm recorded at survey marker 18. Flow velocities varied

Geo.Alp, Vol. 4, 2007130

DDiissccuussssiioonn

Internal structures (shear planes) and particularly ice ex-posures at the upper part of the rock glacier clearly indicatethat the rock glacier in the Gletscherkar developed from adebris-covered cirque glacier. We suggest that the glacier hasdeveloped from a small cirque glacier during retreat throughinefficiency of sediment transfer from the glacier ice to themeltwater. The presence of a cirque glacier at Gletscherkar isdocumented in the older literature and on older maps, forexample on a topographic map published in 1902.

RReeffeerreenncceess

Barsch, D. (1996). Rockglaciers. Indicators for the Presentand Former Geoecology in High Mountain Environ-ments. – Springer-Verlag, Berlin.

Haeberli, W. (1985). Creep of mountain permafrost: In-ternal structure and flow of alpine rock glaciers. –Mitteilungen der Versuchsanstalt für Wasserbau, Hydrologie und Glaziologie ETH Zürich 77: 1–142.

Lang, K. (2006): Geologie des Hohe Gaisl Massives (Prags-er- und Ampezzaner Dolomiten) unter besondererBerücksichtigung der aktiven Blockgletscher. – Unver-öff. Diplomarbeit, Institut für Geologie und Paläonto-logie, Leopold- Franzens- Universität Innsbruck, 170 S.

Lieb, G. K. (1996). Permafrost und Blockgletscher in denöstlichen österreichischen Alpen. – Arb. Inst. Geogr.Univ. Graz 33: 9-125.

Whalley, W. B. & Martin, H. E. (1992). Rock glaciers: IImodels and mechanisms. – Progress in Physical Geo-graphy 16, 127-186.

layer is 3–5 m thick. Below the debris layer numerous,well developed reflectors are visible indicating the pres-ence of shear planes in the frozen body of the rock glacierwhich according to ice exposures in the upper part iscomposed of coarse (glacier) ice with numerous thin de-bris layers parallel to the banding (Fig. 5). A thin sedimentlayer (?lodgement till) may be present at the base of therock glacier.

SSttoopp 33:: FFrroonntt ooff tthhee rroocckk ggllaacciieerr,, kkaarrsstt ffeeaattuurreess

The front of the eastern lobe of the rock glacier is steep,bare of vegetation and composed of debris containing ahigh amount of fine-grained sediment. Sieve analysisshow that silt and mud (< 0.063 mm) constitute 6–16%,sand 10–28% and gravel 65–83%. The material is poorlysorted.

At the base of the steep front a rock glacier spring ispresent which releases only a small part of the meltwater.During the meltwater season discharge is mostly less than1 l/sec, later in the season (August, September) the springis partly dry. The water temperature of the spring at thefront of the rock glacier remains constantly below 1°Cduring the entire melt season.

The meltwater released at the spring flow a few metresthrough the blocky material in front of the rock glacierand disappears along karst channels within a doline-likekarst hole. The bedrock in front of the rock glacier is com-posed of Dachstein limestone, which displays a typicalkarst morphology including karren, karst holes andponors.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 131

Geo.Alp, Vol. 4, S. 133–148, 2007

SSYYNNOORROOGGEENNIICC SSEEDDIIMMEENNTTSS OOFF TTHHEE WWEESSTTEERRNN NNOORRTTHHEERRNN CCAALLCCAARREEOOUUSS AALLPPSS

Hugo Ortner1 and Reinhard Gaupp2

1 Institut für Geologie und Paläontologie, Universität Innsbruck, Innrain 52, 6020 Innsbruck, Österreich2 Institut für Geowissenschaften, FSU Jena, Burgweg 11, D-07749 Jena, Deutschland

GGeenneerraall IInnttrroodduuccttiioonn

The main objective of this field trip is to demonstratethe Cretaceous syntectonic sediments of the NorthernCalcareous Alps (NCA) in the western part of the EasternAlps (Fig. 1). Today most of the crystalline basementrocks of the NCA are tectonically or erosionally removed,or have lost their information on this early phase ofAlpine orogeny because of late Alpine metamorphicoverprint. The Cretaceous synorogenic sediments thusare particularly important for the reconstruction of earlyAlpine geodynamics.

Geodynamic evolution of the Eastern Alps and NCA

The Eastern Alps were involved in two orogenies (Fig.2): the first closed the Meliata ocean during theCretaceous, whereas the second orogeny closed thePenninic ocean during the Cenozoic (Thöni and Jagoutz,1993; Froitzheim et al., 1994, 1996; Faupl and Wagreich,2000; Neubauer et al., 2000). The first orogeny causedstacking of nappes within the Adriatic microplate, whichwas in a foreland position with respect to the closure ofthe Meliata ocean to the southeast (e.g. Neubauer, 1994;Froitzheim et al., 1996; Fig. 2a). In the NCA, whichpresently form the northernmost part of the Adriaticmicroplate, thin-skinned nappes were sheared off theiroriginal basement and transported to the northwest overa distance of tens of kilometers (Linzer et al., 1995;Eisbacher and Brandner, 1996; Ortner, 2003a; Auer andEisbacher, 2003). Initial stacking of the Allgäu-, Lechtal-and Inntal thrust sheets was directly related to thisevent.

The second, Cenozoic orogeny gave the Eastern Alpsmuch of their present structure and was related to theclosure of the Penninic ocean separating the Adriaticmicroplate and the European plate between the EarlyJurassic and the Eocene (e.g. Frisch, 1979; Schmid et al.,1996). Cenozoic orogeny led to accretion of material

from the lower plate to the Alpine orogen. Sedimentaryunits from the Penninic ocean (Rhenodanubian Flyschnappes), the southern passive margin of the Europeanplate (Helvetic nappes) and from the northern Alpineforeland basin (allochthonous Molasse) were successive-ly incorporated into the Alpine wedge (Fig. 2b).

What are synorogenic sediments?

Commonly, the onset of synorogenic sedimentation ina carbonate-dominated passive margin succession suchas the NCA is defined by the onset of siliciclastic deposi-tion. During orogeny basement units in the internalmountain belt will be uplifted and eroded, supplying sili-ciclastic detritus to the external belt. However, theHelvetic European margin has numerous siliciclasticingressions in the passive margin succession, so this cri-terion might not be reliable. Synorogenic sediments inmountain belts often display stratal geometries relatedto fold growth during sedimentation. Growth strata arewell known from e.g. the Sevier thrust belt (DeCelles,1994), the Andean chain (Zapata and Allmendinger,1996; Verges et al., 2007), the Pyrenees (Riba, 1976;Puigdefabgras et al., 1992) and are found predominant-ly in siliciclastic (l.c.), but also in carbonatic successions(Masaferro et al., 2002; Eichenseer and Luterbacher,1992). In the NCA, growth strata geometries weredescribed from the Gosau Group at Muttekopf (Ortner,2001) and depicted in cross sections of the Branderfleck-Fm. by Kockel et al. (1931), however angular unconfor-mities were described from various synorogenic forma-tions (e.g. Brinkmann, 1934; Wopfner, 1954; Faupl, 1983;Wagreich, 1986; Sanders, 1998) and partly interpreted interms of extensional tectonics.

Thrusting and synorogenic sedimentation in the NCA

The transect of the NCA across the Allgäu and LechtalAlps is a unique place to study the dynamics of thrust-ing and coeval synorogenic sedimentation because of

SSeeddiimmeenntt 22000077

133

partly spectacular outcrop conditions. Thrust activity inthe NCA started, when these were still deeply submergedand pelagic conditions prevailed. The thrust planes wereemergent and therefore superimposed the hanging-wallunits onto the youngest synorogenic deposits of thefootwall (Fig. 3a). As a consequence, the hanging-wallwas uplifted above sea level and eroded. Subsidencebrought the nappe stack from subaerial to shallowmarine and finally deep marine conditions (Gaupp, 1982;Wagreich, 1993). Folding within the thrust sheet createdpiggy-back basins that were filled by growth strata.

The process of nappe stacking can be further refinedusing a ramp-flat model (Ortner, 2003). As the thrustsheet climbs up the ramp and relative sea level falls ontop, small isolated carbonate platforms or build-upsgrow on top (Fig. 3a, bottom). These are eroded during

further uplift of the thrust sheet, and bioclastic debris isredeposited into the adjacent basin. Submarine topogra-phy causes instability and hence collapse of the flanks ofthe ramp anticline, redepositing large olistoliths into thebasin. In a later stage, the thrust sheet starts to deforminternally. Material eroded from the flanks of evolvinganticlines is deposited into the synclines on top of an(angular) erosional unconformity, and continuous foldgrowth leads to the development of angular unconfor-mities within the deposits (growth strata; Fig. 3a, top).

The synorogenic sedimentary successions of the west-ern NCA can be compared to specific positions in such amodel:

UUppppeerr FFoooottwwaallll sseeddiimmeennttaattiioonn:: On the upper footwallflat (1 in Fig. 3a) below the thrusted units, conformableonset of synorogenic sedimentation probably records dis-

Geo.Alp, Vol. 4, 2007134

Fig. 1: A) Geologic sketch and approximate location of outcrops. The field trip starts and ends in Nassereith, continues to Füssen(stop 1) and Hindelang (stop 2) near Sonthofen. On the second day, outcrops near Zürs (stop 3) and Imst (stop 4) will be visited. Thelast day will be spent near Imst (stops 5-11). B) Location of the Excursion area within the Alpine arc. C) Simplified paleogeographicsketch of the Alpine realm at the Jurassic-Cretaceous boundary.

tant onset of contraction related to orogeny, and deposi-tion of shallow water biogenic detritus shows theapproaching of the thrust unit. The youngest sedimentsbelow the thrust record the minimum age of thrusting atthe point of observation. This situation is comparable toAptian-Albian synorogenic sedimentation of theTannheim and Losenstein Fms. on top of the Allgäu thrustsheet (ATS), which are overlain by the Lechtal thrustsheet (LTS) and to Albian-Cenomanian synorogenic sedi-mentation of the Lech Fm. on top of the southern LTS,which is overlain by the Inntal thrust sheet (ITS) (Fig. 3b).The uppermost Lech Fm. locally contains shallow waterdetritus transported by gravity flows (“Urgonian”;Schlagintweit, 1991; Leiss, 1992) and thereby records thedestruction of carbonate buildups at the flanks of theapproaching ITS. Several large slabs and boulders of

Mesozoic rock within the Lech Fm. were interpreted asolistoliths by May and Eisbacher (1999).

TThhrruusstt--sshheeeett--ttoopp sseeddiimmeennttaattiioonn: On top of the thrustunit, where structural thickening has taken place, uncon-formable transgression of terrestric sediments on deeplyeroded older rocks records exhumation. The BranderfleckFm. on top of the northern LTS and of the Gosau Groupon top of the ITS are found in this structural position (2in Fig. 3a).

In the foreland and the hinterland of the structure,undisturbed synorogenic sedimentation will continue(Fig. 3a). The Cenomanrandschuppe (CRS) formed thenorthern continuation of the ATS prior to theCampanian, when it was overthrust by the LTS. The CRShas a conformable and continuous synorogenic sedimen-

Fig. 2: Conceptual models illustrating the two stages of Alpine orogeny in Eastern Alps. a) Cretaceous orogeny, when today’s EasternAlps were in a foreland position to the closure of the Meliata ocean (modified from Wagreich, 2003a), and b) Cenozoic orogeny, inwhich the Eastern Alps formed the upper plate during closure of the Penninic ocean (modified from Lammerer and Weger, 1998).

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 135

tary succession from the Aptian to the Campanian, over-lapping both Upper Footwall sedimentation below andthrust-sheet-top sedimentation on top of the LTS. TheCRS formed the foreland during thrusting of the north-

ern LTS. The hinterland in relation to the northern LTSrecord conformable sedimentation up the Cenomanian,and was then overthrust by the ITS. It forms the upperfootwall in relation to thrusting of the ITS.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007136

Fig. 3: The relationship of thrusting and synorogenic sedimentation. A) Ramp-flat model illustrating the effects of thrusting in adeep marine environment during an early stage (bottom) and a late stage (top). B) Distribution and timing of synorogenic sedimen-tation in the western part of the Northern Calcareous Alps. CRS = “Cenomanrandschuppe”, a frontal slice of the Allgäu thrust sheet,FSZ = “Falkensteinzug”, a klippe forming the northern continuation of the Lechtal thrust sheet. C) Cross section of the Northern Cal-careous Alps along field trip transsect, simplified from Eisbacher et al. (1991).

The lower Cretaceous to Santonian sediments studiedduring stops 1 - 3 of the field trip document synorogenicdeposits related to thrusting of the LTS. Aptian depositsdocument the change from passive to active margin sed-imentation in the upper footwall below the LTS. The laterAlbian to Santonian thrust-sheet-top deposition tookplace in synclines parallel to the LTS front (slope apronbasins, cf. Wagreich, 2003a). Syn- and postsedimentarynappe thrusting caused intensive deformation andamputation of these sediments. Outcrops are thereforepoor and sandwiched between thick and competent car-bonate successions but contain valuable information onsedimentary processes, source rock lithologies, andspace-time relations of nappe movements (e.g., Gaupp,1982; Eynatten et al., 1997; Ortner, 2003; Gaupp andEynatten, 2004).

Spectacular outcrops of deposits related to thrustingof the ITS will be visited during stops 4 to 11 of the fieldtrip. Condensed Jurassic to Cenomanian deposits of thesouthern LTS are in the footwall of the Inntal thrust. TheUpper Coniacian to ?Paleocene Gosau Group on top ofthe ITS locally includes terrestrial to shallow-marinefacies associations, the main part consists of deep-waterhemipelagic and turbiditic deposits (e.g., Wagreich andFaupl 1994) of the Upper Cretaceous Gosau Group.

PPaarrtt II:: AAppttiiaann ttoo SSaannttoonniiaann sseeddiimmeennttaattiioonn aatt tthhee nnoorrtt--hheerrnn AAuussttrrooaallppiinnee ppllaattee mmaarrggiinn

GGeeoollooggiiccaall sseettttiinngg aanndd ssttrraattiiggrraapphhyy

The Aptian to Santonian siliciclastic rocks weredeposited on the northernmost and structurally deepestnappes of the NCA, the ATS and the LTS, which arethrusted over Penninic units (Fig. 1B). Two outliers areisolated from the main nappe bodies: The “Cenoman-Randschuppe” (CRS) is the northernmost frontal part ofthe ATS, the “Falkensteinzug” (FSZ) is a klippe of thenorthern LTS (Figs. 1B and 3C).

The siliciclastic sedimentary succession (upper foot-wall deposits below the Lechtal thrust) develops contin-uously from the underlying Lower Cretaceous pelagiccarbonate rocks. The latter are composed of micriticlimestones (Ammergau-Fm., formerly “Aptychen schich -ten”) reflecting the late passive margin stage at theAustroalpine-Penninic plate boundary. Carbonate sedi-mentation continued up to the Barremian/lower Aptian.Siliciclastic sedimentation started in the Aptian with apelitic interval composed of marls and marly shales(Tannheim-Fm.; Zacher, 1966; Wagreich, 2003a) reflect-ing an increased input of fine-grained detrital material.These pelitic hemipelagic sediments grade upsection into

coarser grained deposits composed of marls, shales, sand-stones, pebbly mudstones and conglomerates(lower/middle Albian to uppermost Albian, Losenstein-Fm., Löcsei, 1974; Gaupp, 1982). These sediments were inpart deposited by turbidity currents and reflect deeperwater conditions. The Losenstein-Fm. as well as theTannheim-Fm. are restricted to the structurally deepesttectonic units (CRS and ATS, Fig. 3C). The Branderfleck-Fm. has a stratigraphic range from the Lower Ceno -manian to the Coniacian/?Santonian, locally up to theLower Campanian (Gaupp, 1982; Weidich, 1990). Thelower part of the Branderfleck-Fm. (Cenomanian/lowerTuronian) is characterized by calclithites (cf. Garzanti,1991), polymictic carbonate breccias, and olistostromsmostly composed of carbonate detritus derived from dis-integrating mobile nappe fronts. The upper part of theBranderfleck-Fm. (Turonian and younger) is dominatedby pelites and sandy turbidites. Their composition reflectsincreased siliciclastic input. The sediments of theBranderfleck-Fm. were deposited on CRS, FSZ, and thenorthern part of the LTS, but not on the ATS (Gaupp,1982, Fig. 3B).

On the southern part of the LTS Cretaceous siliciclas-tic sedimentation of the Lech Fm. (Eynatten 1996; for-merly named “Lechtaler Kreideschiefer”) starts in theAptian and reaches into the Late Albian/?Cenomanian(Winkler, 1988). These sediments develop continuouslyfrom the underlying Ammergau-Fm. (upper footwalldeposits below the Inntal thrust), but differ from theTannheim- and Losenstein-Fms. to the north in terms ofgrain size (usually no conglomerates or pebbly mud-stones), sedimentary facies, and composition (see chapter“Provenance of siliciclastic detritus”). The Lech-Fm. isrestricted to the LTS. At the Mohnenfluh area and fartherto the west, where the Lechtal thrust ends in a tight anti-cline and is replaced by the younger (post-Turonian)Mohnenfluh thrust (May and Eisbacher, 1999), Ceno -manian/Turonian coarse-grained sediments occur on topof sediments of the Lech-Fm. We consider these coarse-grained sediments to be equivalents of the Branderfleck-Fm. to the north.

The stratigraphic ranges and the three-dimensionaldistribution pattern of specific sedimentary units ontop and between different tectonic units give insight tothe regional extent and timing of nappe thrusting. Thecomplete set of sedimentary formations can only beobserved in the CRS (Fig. 3B). In the northern part ofthe LTS and in the FSZ, sediments of the Branderfleck-Fm. unconformably rest on older Mesozoic rocks. Aptianand/or Albian sediments are not reported from thesetwo units. On the other hand rocks of the Tannheim-and Losenstein-Fms. were exposed on the ATS, but norocks of the Branderfleck-Fm. occur on this nappe. This

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 137

implies that the ATS has already been overthrusted bystructurally higher tectonic units (FSZ, LTS) by the endof the Albian (Gaupp 1982). This holds true for the mainbody of the ATS apart from its western terminationwhere Turonian sediments occur also on the ATS. Acomparable scenario is suggested for the LTS (southernpart) where sedimentation was tectonically terminatedin the upper Albian (?Cenomanian) by overthrusting ofthe ITS (Fig. 3).

PPrroovveennaannccee ooff ssiilliicciiccllaassttiicc ddeettrriittuuss

Sedimentary structures indicating directions of clastictransport are scarce within the tectonized stratigraphicunits. Detailed petrographic and geochemical work isnecessary to decipher paleogeographic positions andlithological composition of the source areas (Eynatten1996).

The sediments of the Tannheim-, Losenstein-, andBranderfleck-Fms. are derived from a source area locatedto the northwest, most probably in a Lower Austroalpineposition near the transpressive plate boundary to thePenninic ocean. This source area was built up by conti-nental as well as oceanic crustal rocks. The latter are doc-umented by serpentinite fragments in the light mineralspectra and by chrome spinel in the heavy mineral spec-tra. Chrome spinel chemistry suggests harzburgite andsubordinate Iherzolite host rocks. Chrome spinel chem-istry through time can be interpreted as showing a trendfrom a more mid-ocean-ridge setting (Albian) to a moreisland-arc setting (Turonian) of the eroded peri-dotites/?ophiolites (Pober and Faupl 1988, Eynatten1996). The continental crustal rocks comprise Mesozoiccarbonate rocks, Variscan low-grade metamorphic rocksand high-pressure metamorphic rocks, and subordinatepost-Variscan late Paleozoic metasediments. The high-pressure rocks are documented by detrital glaucophaneand phengite, the latter yield early Carboniferous Ar/Arcooling ages (Eynatten et al. 1996).

The sediments from the Lech-Fm. are derived from asource area located at the southeastern margin of theAustroalpine. This provenance area was composed of thenorthwestward propagating initial Alpine nappe pileincluding peridotites from the overthrusted suture zoneof the Vardar-/Meliata ocean. The continental crustalsource rocks comprise Mesozoic carbonate rocks andcrystalline basement rocks but no high-pressure meta-mophic rocks. The chemistry of detrital white mica andgarnet of the southeastern provenance area is clearly dif-ferent from that of detrital minerals of the northwesternprovenance area (Eynatten, 1996; Eynatten and Gaupp,1999).

DDeessccrriippttiioonn ooff ssttooppss

The investigated sedimentary rocks are generallysandwiched between more competent carbonate rocks.Thus, outcrop qualities are usually moderate to low with-in these tectonized sequences.

SSttoopp 11:: BBrraannddeerrfflleecckk ((CCeennoommaanniiaann ttoo SSaannttoonniiaann,, tthhrruusstt--sshheeeett--ttoopp ddeeppoossiittss ooff tthhee nnoorrtthheerrnn LLeecchhttaall tthhrruusstt sshheeeett))

Locality: Five substops (a-e) between the top station ofthe “Tegelberg” cable car (1707 m NN) and theAhornspitze (1780 m NN). This area is located 2 to 3 kmE of the town of Füssen (Fig. 1A). The outrop areaincludes the type locality of the Branderfleck-Fm. (Gaupp1980) which ist exposed within an NW-SE striking syn-cline at the northern margin of the LTS (Fig. 3C).

Stratigraphy (Gaupp & Weidich in Gaupp et al. 1982,Weidich 1984)

- Turonian to Coniacian/?Santonian shales with sand-stones and olistostroms (Upper Branderfleck-Fm.)

- Cenomanian carbonate breccias and megabreccias(Lower Branderfleck-Fm.)

Main features to be observed

- Stop 1a: view of the Füssen topographic “embayment”at the alpine front with several morphologic featuresformed during the last glacaiation

- Stop 1b: carbonate breccias of the lowerBranderfleck-Fm.

- Stop 1c: shales and turbiditic sandstones of the upperBranderfleck-Fm. within the center of the syncline

- Stop 1e: relatively complete section of the upperBranderfleck-Fm. (Fig. 4)

Suggested points of discussion

- sedimentary facies and depositional processes- provenance of siliciclastic detritus and radiometric

ages of individual detrital minerals- evolution of the sedimentary facies and of the source

area from the Aptian to the Santonian: tectonics vs.eustatic control

SSttoopp 22aa:: KKrräähheennwwaanndd ((LLoowweerr CCrreettaacceeoouuss uupp ttoo AAllbbiiaann,,UUppppeerr ffoooottwwaallll ddeeppoossiittss ooff tthhee AAllllggääuu tthhrruusstt sshheeeett))

Locality: 2 km NNE of Bad Hindelang and 8 km E ofSonthofen, at the southern slope of the Spieser at 1330to 1350 m NN altitude. From Hindelang we follow the

Geo.Alp, Vol. 4, 2007138

steep footpath alongside the creek “Hirschbach” to theoutcrop “Krähenwand”. Due to nappe tectonics this sec-tion is in an overturned position with the Ammergau-Fm.at the top and the Losenstein-Fm. at the base (Fig. 5): Thelatter is overthrusted by the Triassic “Hauptdolomit” ofthe frontal LTS/FSZ.

The walk to the outcrop is dangerous during heavyrainfall. In the case of bad weather we choose an alter-native stop near the village Unterjoch.

Stratigraphy (Risch 1971, Gaupp 1980: p. 183)

- lower Albian to middle Albian grey shales and sand-stones (litharenites) (Losenstein-Fm.)

- upper Aptian to lowermost Albian grey to dark grey,sometimes reddish and greenish marls and marlyshales (Tannheim-Fm.)

- lower Cretaceous (up to lower Aptian) white to lightgrey or greenish micritic limestones (Ammergau-Fm.)

Main features to be observed

- transition from passive margin pelagic carbonates(Ammergau Fm.) to incipient active margin sedimen-tation: marls and shales (Tannheim-Fm.) and sand-stones (basal Losenstein-Fm.).

- gravity driven massflow deposits of the Losenstein-Fm. (outcrop and cobbles within creek)

Suggested points of discussion

- facies types of coarse-grained Losenstein deposits- sandstone petrography, heavy minerals, and mineral

chemistry- transition passive to active margin as documented by

the chemistry of marls and shales (Fig. 5)- provenance of siliciclastic detritus

Fig. 4: Stratigraphic section of the type locality of the Brander-fleck Fm. (Stop 1). Note the Turonian documentation gap atthe southern flank of the syncline.

Fig. 5: Outcrop sketch of the Krähenwand section at stop 2aand chemical variation of marls and shales from the Tannheimand Losenstein Fms. Note the overturned position of the sec-tion, which was overthrust by Triassic Hauptdolomite (HD) atAlbian times.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 139

SSttoopp 22bb:: WWeeiisssseennbbaacchh // UUnntteerrjjoocchh ((LLoowweerr CCrreettaacceeoouussuupp ttoo AAllbbiiaann,, CCeennoommaann RRaannddsscchhuuppppee))

Locality: Forest road and creek 1 km W’ of Unterjoch /Bad Hindelang. Tectonized slivers of syn-tectonic clasticsediments, deposited in front of the advancing LTS.

Stratigraphy: Richter (1978), Gaupp (1980), Gaupp et al.(1982)

- upper Aptian to lowermost Albian grey to dark grey,sometimes reddish and greenish hemipelagic marlsand marly shales (Tannheim-Fm.)

- lower Albian to late Albian grey shales and sandstones(litharenites) (Losenstein-Fm.)

- late Albian to Cenomanian calclithitic coarse brecciasand olistostromes (Triassic-Jurassic carbonate clasts,likely derived from the frontal anticline of theadvancing LTS (Fig. 3)

Geo.Alp, Vol. 4, 2007140

Fig. 6: Geologic sketch of the excursion area at Trittalpe. Note the nappe stacking pattern; Hauptdolomit and Kössen Fm. of the Inn-tal thrust sheet is thrust upon the Lech Fm. of the Lechtal nappe, and the Muschelkalk and Partnach Fm. of the Krabachjoch klippeis thrust upon the Kössen Fm. of the Inntal nappe.

Suggested points of discussion

- Factors controlling the transition from turbiditicdeposition with “exotic” clasts from northern prove-nances to intra-orogenic sources with olistostromaticsedimentation

SSttoopp 33:: TTrriittttaallmm ((JJuurraassssiicc ttoo LLoowweerr CCrreettaacceeoouuss ttrraannssiittiioo--nnaall sseerriieess aanndd AAppttiiaann//AAllbbiiaann ssiilliicciiccllaassttiiccss,, UUppppeerr ffoooottwwaallllddeeppoossiittss ooff tthhee ssoouutthheerrnn LLeecchhttaall tthhrruusstt sshheeeett))

Locality: Dirt road E of the “Trittalm” 1,5 km NE of thesmall village of Zürs (Fig. 6). Upper Jurassic to Cretaceousrocks in the E-W striking Lechtal syncline within the LTS(Leiss, 1990).

Stratigraphy (Koch and Stengel-Rutkowsky, 1959, Doertand Helmcke, 1976, Wagreich pers. comm. 1994):

- upper Aptain to upper Albian/?Cenomanian grey todark grey marly shales with sandy intercalations(Lech-Fm.)

- Jurassic/Lower Cretaceous “Transitional Series” (up toAptian/?Albian): grey intraclast breccias, radiolarites,reddish nodular carbonates (partly with ferric ironcrusts), and light grey partly yellowish carbonatebreccias and crinoidal calcarenites.

Main features to be observed

- Stop 3a: condensed facies of a Jurassic/Lower Cretac -eous submarine swell environment (“TransitionalSeries”) in the southern part of the LTS (Fig. 7).

- Stop 3b: sedimentary facies of the Lech-Fm., excellentview of the nappe stacking pattern toward the west(Lechtal nappe – Inntal nappe – Krabachjoch klippe;Fig. 6) and of one of the mega-olistoliths, theRoggspitze, toward the south.

Suggested points of discussion

- facies and environment of the Jurassic/LowerCretaceous “Transitional Series”

- depositional environment and provenance of the sili-ciclastic rocks of the Lech-Fm.

PPaarrtt IIII:: CCoonniiaacciiaann ttoo ??PPaalleeoocceennee sseeddiimmeennttaattiioonniinn aa tthhrruusstt--sshheeeett--ttoopp bbaassiinn:: tthhee GGoossaauu GGrroouupp ooff tthheeMMuutttteekkooppff aarreeaa

GGeeoollooggiiccaall sseettttiinngg aanndd ssttrraattiiggrraapphhyy

The Gosau Group is an Upper Cretaceous, synorogeniccarbonatic–siliciclastic sedimentary succession, whichunconformably overlies deformed Triassic to Jurassicrocks (Wagreich and Faupl, 1994; Sanders et al., 1997).Generally, deposition started in a terrestrial environ-ment, which subsided to neritic conditions (Lower GosauSubgroup). After a pronounced subsidence event deepmarine conditions prevailed (Wagreich, 1993), and theUpper Gosau Subgroup was deposited. The relationshipbetween the contracting orogenic wedge and the coevalmajor subsidence is not well understood at present, anddifferent models have been put forward (e.g. Wagreich,1993; Froitzheim et al., 1997). The younger, deep marinepart of the sedimentary succession (Upper GosauSubgroup; Wagreich and Faupl, 1994) was depositedduring transport of the thin-skinned nappes of theNorthern Calcareous Alps over tectonically deeper units(Fig. 1). In the Muttekopf area, internal deformation ofthe moving nappe led to the formation of fault-propa-gation folds in the subsurface of the Gosau sedimentsand hence to formation of several (progressive) angularunconformities within the sedimentary succession(Ortner, 2001; Figs. 8, 9).

Sedimentation of the Lower Gosau Subgroup in theMuttekopf area began near the Coniacian-Santonianboundary with deposition of a few meters of braided-river deposits followed by an up to 300 m thick alluvialfan succession, that is restricted to the easternmost partof the Gosau outcrops (Plattein). Upsection, conglomer-ates with perfectly rounded clasts representing a trans-gressive lag are intercalated below thick neritic deposits(“Inoceramus” marl unit). The silt- to sandstones of the“Inoceramus” marl unit contain a variety of marine fos-

Fig. 7: Stratigraphic section of the Jurassic/lower Cretaceous Transitional Series at Stop 3a.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 141

sils that were used to date the rocks to the Coniacian –Santonian boundary (Ampferer, 1912; Leiss, 1990).

The deep marine Upper Gosau Subgroup mass trans-port complex is divided into three sequences (Ortner,

1994a, 2001; Fig. 9): All three sequences are dominatedby vertically-stacked, upwardfining, laterally continuous,unchannelized conglomerates and sandstones that dis-play little to no lateral variation in facies. The boundarybetween Sequence 2 and 3 is the Rotkopf unconformity

Geo.Alp, Vol. 4, 2007142

Fig. 8: G

eologic sketch of the Gosau outcrop at Muttekopf and location of stops 4-11. Inset a: Location of the M

uttkopf outcrop in Austria. Inset b: Tectonic

position of the Gosau Group at Muttekopf. a…Schlenkerkar unconform

ity, b…Rotkopf unconformity, c…Alpjoch unconformity.

(Figs. 9). The boundary between Sequence 1 andSequence 2 is the base of the 2nd fining upwardsequence, which is significantly below the most promi-nent unconformity in the area (Schlenkerkar unconfor-mity, not in excursion area). The three sequences can alsobe distinguished by clast- and heavy mineral composi-tions (Ortner, 1994a, b). The age of the deposits of theUpper Gosau Subgroup is poorly constrained. The tur-biditic marls occasionally contain corroded nannoplanc-ton and rare foraminifera. According to these data, theupper part of Sequence 1 has an age of Late Santonianto Early Campanian or younger, Sequence 2 EarlyCampanian to Early Maastrichtian or younger andSequence 3 Late Maastrichtian to ?Danian (Oberhauser,1963; Dietrich and Franz, 1976; Lahodinsky, 1988;Wagreich, pers. comm. 1993–1995).

The deposits are organized in facies associations,which are related to proximal or distal sedimentation inrelation to a sediment source. Each sequence has a prox-imal facies association at the base and a distal faciesassociation at the top. The associations are:- Megabreccia association, built by fluidized mud-rich

conglomerates, slabs of other facies associations ofthe Upper Gosau Subgroup and hotel-size clasts ofTriassic rocks

- Thick-bedded turbidite association, with m-thickmud-rich conglomerates, grading into sandstonesthat often display complete or amalgamated Bouma-sequences, which in turn grade into m-thick yellowishto light grey turbiditic marls

- Thin-bedded turbidite association, with cm-thicksandstones (Bouma Tb or Tc intervals) alternating withdark grey to black calcite-free marls, which are some-times laminated. Thick conglomerate beds are irregu-larly intercalatedThe occurrence of calcite-free marls in the most distal

facies association and a bathyal trace fossil association(Gröger et al., 1997) led to the conclusion of sedimenta-tion below (a local) CCD.

Post-depositional surface to subsurface sedimentremobilization is an important aspect of the Gosau Groupof Muttekopf, which contributed substantially to theobserved sediment geometries (Ortner, 2007). Activeshortening and fold growth of km-scale folds stimulatedcontinuous surficial sediment remobilization (slumping),but also tectonic deformation of soft sediment. Changingrheologies of conglomerates, sandstones and marls dur-ing increasing lithification caused a vast array of struc-tures related to tectonic deformation, whereas slump-related structures are restricted to the earliest stages oflithification. Intrastratal fluidization of conglomeratelayers is an important process accompanying downslopecreeping of sediment packages. Fluidization is commonly

associated with downward and upward injection of con-glomerate into neighbouring deposits.

DDeessccrriippttiioonn ooff ssttooppss

Due to the high Alpine character of the excursionarea, the sequence and selection of stops during the fieldtrip might change according to weather conditions.

SSttoopp 44:: ??CCoonniiaacciiaann ttoo SSaannttoonniiaann ssuucccceessssiioonnooff tthhee LLoowweerr GGoossaauu SSuubbggrroouupp aanndd ttrraannssiittiioonn ttoo tthheeUUppppeerr GGoossaauu SSuubbggrroouupp

Locality: 50 Hm above and along the path fromMuttekopfhütte to Platteinwiesen, 600 m ENE ofMuttekopfhütte

Main features to be observed

- Stop 4a: Clast supported, partly matrix-free conglom-erates with crude trough stratification, sieve depositswith red, sometimes laminated mud and pebblesexclusively composed of Hauptdolomit Fm.Conglomerates with perfectly rounded dolomite clastsand chert found as blocks on the way to stop 4b

- Stop 4b: Fossiliferous foliated siltstones (“Inoceramus”marl unit) in contact with sandstones and conglomer-ates of the Upper Gosau Subgroup

- View to the west of refolding of fluidized layer by N-vergent folds of stop 6

Suggested points of discussion

- facies and environment of conglomerates which areinterpreted to be deposited on the upper- to mid-fanof a semiarid alluvial fan (Haas, 1991)

- Mechanism of subsidence from subaerial to deepmarine conditions in a contracting thin-skinned fold-and-thrust belt

SSttoopp 55:: SSuucccceessssiioonn aatt tthhee ttrraannssiittiioonn ffrroomm SSeeqquueennccee 11ttoo SSeeqquueennccee 22 ooff tthhee UUppppeerr GGoossaauu SSuubbggrroouupp

Locality: along the Malchbach, 300 m SE and S ofMuttekopfhütte

Main features to be observed

- Stop 5a: Thin-bedded turbidite association, cm-thinsilt- to sandstones alternating with black dolomiticmarls, overlain by a structureless conglomerate bedwith flame structures and minor normal faults at the

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 143

base; diffuse internal shear planes within the con-glomerate

- Stop 5b: Thick-bedded turbidite association, dm- to m-thick sandstones alternate with m-thick yellowish marlsoverly a matrix rich coarse-grained conglomerate

- Stop 5c: Giant block of Upper Rhaetian limestonewithin a conglomerate bed of Sequence 2. Karsticdykes on the surface of the block

Suggested points of discussion

- Bathymetry of the Upper Gosau Subgroup- Mechanism of deposition of coarse-grained beds

(high-density turbidites versus debris flows)

SSttoopp 66:: FFlluuiiddiizzeedd llaayyeerrss aanndd NN--vveerrggeenntt ffoollddss iinn tthhiicckkbbeeddddeedd ttuurrbbiiddiitteess ooff SSeeqquueennccee 22

Locality: 150 m WSW of Muttekopfhütte

Main features to be observed

- Sediment transport directions indicated by flute castsand tool marks at the base of sandstone beds

- Isoclinally folded sandstone beds in a conglomeratematrix, plastic deformation within the sandstone beds

- Shingle-like stacking of sandstone slabs- Semi-brittle deformation within N-vergent folds with

stacking of horses in the forelimb of the fold and localplastic deformation

Suggested points of discussion

- Tectonic deformation versus gravity-induced defor-mation

- Surface or subsurface fluidization?- Significance of fold axes within fluidized layer

SSttoopp 77:: GGiiaanntt bblloocckkss ((““BBllaauuee KKööppffee””)) iinn mmeeggaabbrreecccciiaallaayyeerr ooff SSeeqquueennccee 22

Locality: 2300 m, at junction of paths 600 m S ofMuttekopf summit

Main features to be observed

- Giant blocks of Upper Rhaetian limestone projectingout of a chaotic breccia layer of the Megabrecciaassociation.

Suggested points of discussion

- Sediment transport of giant blocks

SSttoopp 88:: SSeeqquueennccee 33 ssuucccceessssiioonn iinn tthhee ccoorreeooff tthhee MMuutttteekkooppff ssyynncclliinnee

Locality: 2460 m, along the path to Pleisjoch, and(optional) on the way scrambling up to Rotkopf (2692 m)

Main features to be observed

- Conglomerates containing abundant brick-red marlintraclasts, injection of marl clasts by conglomeratedykes, systematic sandstone-filled joints in coarsesandstone

- White calcite-rich marls alternating with m-thicksandstones in the very core of the syncline

- Panoramic view of the Muttekopf syncline toward thewest from the Rotkopf summit, submarine topographyaround Große Schlenkerspitze, anticlinal crest withinGosau deposits east of Schlenkerspitze

Suggested points of discussion

- Origin of overpressure in breccia beds- Geometry of syntectonic sediments in the vicinity of

Schlenkerspitze

SSttoopp 99:: RRoottkkooppff uunnccoonnffoorrmmiittyy aatt PPlleeiissjjoocchhaanndd PPlleeiisskkooppff

Locality: Pleisjoch (2560 m) and Pleiskopf (2580 m)

Main features to be observed

- Erosional steps at Rotkopf unconformity- Fluidization of conglomerate and flame structures and

injection of conglomerate into sandstone- Channel-like geometry of Sequence 3 seen from

Pleiskopf

Suggested points of discussion

- Is the Rotkopf unconformity a growth unconformityor an erosional unconformity?

SSttoopp 1100:: HHyyddrrooppllaassttiicc ddeeffoorrmmaattiioonn ooff ccoonngglloommeerraatteess

Locality: 50 m S of saddle 340 m west of Hinteres Alpjoch

Main features to be observed

- Meter-scale asymmetric linear flames of marl intoconglomerate

- Conglomerate sill with clasts up to 20 cm in diameterintruded downward into sandstone

Geo.Alp, Vol. 4, 2007144

Suggested points of discussion

- Are the linear flames an expression of dewatering orare the structures actually mullions formed duringbedding-parallel shortening at a rheologic interface inwet sediment?

- Why does the conglomerate intrude downward, whenlithostatic pressure decreases upward?

SSttoopp 1111:: PPaannoorraammiicc vviieeww ooff HHiinntteerreess AAllppjjoocchh

Locality: Vorderes Alpjoch, station at top end of chairlift(2121 m)

Main features to be observed

- Change of geometry of Alpjoch syncline in Sequence2 from tight chevron fold in outer layers to open foldin inner layers (Fig. 9, left)

- Rotative onlap across Alpjoch unconformity- Tectonic contact of the Larsenn klippe to Gosau sedi-

ments (Fig. 9, far left)

Suggested points of discussion

- Relevance of geometric and mechanic fold models forthe geometry of syntectonic sediments and unconfor-mities related to fold growth

RReeffeerreenncceess

Ampferer, O. (1912): Über die Gosau des Muttekopfs. –Jb. Geol. Reichsanst., 62, 289–310, Wien.

Auer, M. & Eisbacher, G. H. (2003): Deep structure and ki-nematics of the Northern Calcareous Alps (TRANSALPprofile). – Int. J. Earth Sci., 92, 210-227, 20 Figs.,Stuttgart.

Brinkmann, R. (1934): Beiträge zur Kenntniß der alpineOberkreide Nr. 1: Zur Schichtfolge und Lagerung derGosau in den nördlichen Ostalpen. – Sitz. –Ber. Preuss.Akad. Wiss., Phys.-Math. Klasse, XXVII, 470–475, Berlin.

DeCelles, P. (1994): Late Cretaceous-Paleocene synoroge-nic sedimentation and kinematic history of the Sevierthrust belt, Northeast Utah and Southwest Wyoming.– Geol. Soc. Am. Bull., 106, 32–56, Tulsa.

Dietrich, V. J. & Franz, U. (1976): Ophiolithdetritus in densantonen Gosauschichten (Nördliche Kalkalpen). –Geo tekt. Forsch., 50, 85–109, Stuttgart.

Doert, U. & Helmcke, D. (1976): Geologie des Flexenpas-ses (Vorarlberg, Österreich). – Geologica et Paleonto-logica, 10, 181–200, Marburg.

Eichenseer, H. & Luterbacher, H.-P. (1992): The marinepaleogene of the tremp region (NE Spain)-depositio-

Fig. 9: Panoramic view of the excursion area at Muttekopffrom the east, showing the three sequences and the tectonicstructure within the Upper Gosau Subgroup. Stops 5–11 are in-dicated.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 145

nal sequences, facies history, biostratigraphy and con-trolling factors. – Fazies, 27, 119–151, Erlangen.

Eisbacher, G. H., Linzer, G.-H. & Meier, L. (1990): A Depthextrapolated Structural Transect Across the NorthernCalcareous Alps of Western Tirol. — Ecl. Geol. Helv., 83,711–725, 2 Abb., 1 Taf., Basel.

Eisbacher, G. H. & Brandner, R. (1996): Superposed foldthrust structures and high angle faults, northwesternCalcareous Alps, Austria. – Ecl. Geol. Helv., 89,553–571, 4 Figs., 2 Taf., Basel.

Eynatten, H. v. (1996): Provenanzanalyse kretazischer Si-liziklastika aus den nördlichen Kalkalpen: Petrogra-phie, Mineralchemie und Geochronologie des frühal-pidisch umgelagerten Detritus. – Unpubl. DoctoralThesis Univ. Mainz, 145 p., Mainz.

Eynatten, H. v. & Gaupp, R. (1999): Provenance of Cretac -eous synorogenic sandstones in the Eastern Alps: con-straints from framework petrography, heavy mineralanalysis and mineral chemistry. – Sed. Geol., 124,81–11, 20 Figs., Amsterdam.

Eynatten, H. v., Gaupp, R. , Wijbrans, J. R. & Brix, M.(1997): Provenance of Cretaceous Synorogenic Sedi-ments in the Eastern Alps: An Integrated ApproachUsing Mineralogical, Geochemical. and Geochronolo-gical Methods. – Terra Nova, 9, Abstract SupplementNo. 1, EUG 9, 593, Oxford.

Eynatten, H. v., Gaupp, R. & Wijbrans, J. R. (1996):40Ar/39Ar laser-probe dating of detrital white micasfrom Cretaceous sedimentary rocks of the EasternAlps: Evidence for Variscan high-pressure metamor-phism and implications for Alpine orogeny. – Geology,24, 691–6946, 1 Fig., Boulder.

Faupl P. (1983): Die Flyschfazies der Weyrer Bögen. –Jahrb. Geol. Bundesanst., 126, 219–244, Wien.

Faupl, P. & Wagreich, M. (2000): Late Jurassic to Eocenepaleogeography and geodynamic evolution of the Ea-stern Alps. – Mitt. Österr. Geol. Ges., 92, 79–94, Wien.

Frisch, W. (1979): Tectonic Progradation and Plate Tecto-nic Evolution of the Alps.- Tectonophysics, 60,121–139, 8 Figs., 1 Tabs., Amsterdam.

Froitzheim, N., Conti, P. & Van Daalen, M. (1997): LateCretaceous, synorogenic, low-angle normal faultingalong the Schlinig fault (Switzerland, Austria) and itssignificance for the tectonics of the Eastern Alps. –Tectonophysics, 280, 267–293, 13 Figs., Amsterdam.

Froitzheim, N., Schmid, S. M. & Frey, M. (1996): Mesozoicpaleogeography and the timing of eclogite-facies me-tamorphism in the Alps: A working hypothesis. – Ecl.Geol. Helv., 89, 81–110, 5 Figs., 1 Taf., Basel.

Froitzheim, N., Schmid, St. & Conti, P. (1994): Repeatedchange from crustal shortening to orogen parallel extension in the Austroalpine units of Graubünden. –Ecl. Geol. Helv., 87, 559–612, 15 Figs., 1 Tab., Basel.

Garzanti, E. (1991): Non-carbonate intrabasinal grains inarenites: their recognition, significance, and relations-

hip to eustatic cycles and tectonic setting. – Jour. Sed.Petrol., 61, 959–975, Tulsa.

Gaupp, R. (1980): Sedimentpetrographische und strati-graphische Untersuchungen in den oberostalpinenMittelkreide-Serien des Westteils der Nördlichen Kalk -alpen. – Unveröff. Diss. TU München.

Gaupp, R. (1982): Sedimentationsgeschichte der kalkalpi-nen Mittelkreide (Allgäu, Tirol, Vorarlberg). – Zittelia-na, 8, 33–72, 14 Figs., 3 Tabs., 4 Taf., München.

Gaupp, R., Liedholz, J. & Weidich, K. F. (1982): Allgäu. Ex-kursionsführer 2. Kreidesymposion 1.–7.6.1982, Mün-chen.

Gaupp, R. & Eynatten, H. v. (2004): Kinematics of thrustnappes as revealed from syntectonic sedimentary do-cuments (Mid Cretaceous, Northern Calcerous Alps,Austria). – Hallesches Jahrb. Geowiss., Reihe B, Bei-heft, 18, 139–150, Halle.

Gröger, M., Ortner, H. & Haas, C. (1997): Flysch-Spuren-fossilassoziationen in der Höheren Muttekopfgosau(Oberkreide) nordwestlich von Imst. – Geol. Paläontol.Mitt. Innsbruck, 22, 153–158, Innsbruck.

Haas, C. (1991): Zur Geologie und Sedimentologie deröstlichen Muttekopfgosau. – Unveröff. DiplomarbeitUniv. Innsbruck, 117 p., Innsbruck.

Koch, K. E. & Stengel-Rutkowsky, W. (1959): Faziesunter-suchungen in Jura und Unterkreide der westlichenLechtaler Alpen. – Verhand. Geol. Bundesanst., 1959,179–200, Wien.

Kockel, C. W., Richter, M. & Steinmann, H. G. (1931):Geologie der Bayerischen Berge zwischen Lech undLoisach. – Wiss. Veröff. D.Ö.A.V., 10, 231 p., Inns-bruck.

Lahodinsky, R. (1988): Bericht 1983–1987 über geologi-sche Aufnahmen im Rahmen der Suche nach der Krei-de-Tertiär-Grenze (Grundlagenforschung). – Jahrb.Geol. Bundesanst., 131, 485–488, Wien.

Lammerer, B. & Weger, M. (1998): Footwall uplift in anorogenic wedge: the Tauern Window in the EasternAlps of Europe. – Tectonophysics, 285, 213–230, Amsterdam.

Leiss, O. (1990): Neue Aspekte zur Geodynamik undBeckenbildung als Ergebnis der Beckenanalyse von sy-norogenen Kreidevorkommen innerhalb der nördli-chen Kalkalpen (Österreich). – Geol. Rundsch., 79,47–84, Stuttgart.

Leiss, O. (1992): Orogenically controlled sedimentation inthe Lechtaler Kreideschiefer (Lechtal shale; Cretac -eous) and geodynamics of the inner western NCA(Northern Calcareous Alps; Lechtal Alps). – Geol.Rundsch., 81, 603–684, Stuttgart.

Linzer, H.- G., Ratschbacher, L. & Frisch, W. (1995): Tran-spressional collision structures in the upper crust:the fold thrust belt of the Northern Calcareous Alps.– Tectonophysics, 242, 41–61, 5 Figs., 1 Tabs., Am-sterdam.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007146

Löcsei, J. (1974): Die geröllführende mittlere Kreide deröstlichen Kalkvoralpen. – Jahrb. Geol. Bundesanst.,117, 17–54, Wien.

Masaferro, J. L., Bulnes, M., Poblet, J. & Eberli, G. P.(2002): Episodic folding inferred from syntectoniccarbonate sedimentation: the Santaren anticline, Ba-hamas foreland. – Sed. Geol., 146, 11–24, Amsterdam.

May, T. & Eisbacher, G. (1999): Tectonics of the synoroge-nic “Kreideschiefer basin”, northwestern CalcareousAlps, Austria. – Ecl. Geol. Helv., 92, 307–320, Basel.

Neubauer, F. (1994): Kontinentkollision in den Ostalpen.– Geowissenschaften, 12, 136–140, Berlin.

Neubauer, F., Genser, J. & Handler, R. (2000): The EasternAlps: Result of a two stage collision process. – Mitt.Österr. Geol. Ges., 92, 117–134, Wien.

Oberhauser, R. (1963): Die Kreide im Ostalpenraum ausmikropaläontologischer Sicht. – Jahrb. Geol. Bundes-anst., 106, 1–88, Wien.

Ortner, H. (1994a): Die petrographische Entwicklung derMuttekopfgosau (Lechtaler Alpen, Tirol). – Zen-tralblatt für Geologie und Paläontologie, Teil I, 11/12,1355–1371, Stuttgart.

Ortner, H. (1994b): Die Muttekopfgosau (LechtalerAlpen, Tirol/ Österreich): Sedimentologie und Becken-entwicklung. – Geol. Rundsch., 83, 197–211, Stuttgart.

Ortner, H. (2001): Growing folds and sedimentation ofthe Gosau Group, Muttekopf, Northern CalcareousAlps, Austria. – Int. J. Earth Sci. (Geol. Rundsch.), 90,727–739, Stuttgart.

Ortner, H. (2003): Cretaceous thrusting in the westernpart of the Northern Calcareous Alps (Austria) – evi-dences from synorogenic sedimentation and structu-ral data. – Mitt. Österr. Geol. Ges., 94, 63–77, Wien.

Ortner, H. (2007): Styles of soft-sediment deformation ontop of a growing fold system in the Gosau Group atMuttekopf, Northern Calcareous Alps, Austria: Slump -ing versus tectonic deformation. – Sed. Geol., 196,99–118, Amsterdam.

Pober, E. & Faupl, P. (1988): The chemistry of detritalchromian spinels and its implications for the geody-namic evolution of the Eastern Alps. – Geol. Rundsch.,77, 641–670, Stuttgart.

Puigdefabegras, C., Munoz, J. A. & Verges, J. (1992): Thru-sting and foreland basin evolution in the SouthernPyrenees. – In: Mcclay, K. R. (Eds.): Thrust tectonics,247–254, London (Chapman & Hall).

Riba, O. (1976): Syntectonic unconformities of the AltoCardener, Spanish Pyrenees: A genetic interpretation.– Sed. Geol., 15, 213–233, 8 Figs., Amsterdam.

Richter, M. (1978): Vorarlberger Alpen. – Sammlung geo-logischer Führer, 49, 171 p., Stuttgart (Borntraeger).

Risch, H. (1971): Stratigraphie der höheren Unterkreideder Bayerischen Kalkalpen mit Hilfe von Mikrofossi-lien. – Palaeontographica, Abt. A, 138, 1–80, Stutt-gart.

Sanders, D. (1998): Tectonically controlled Late Creta-ceous terrestrial to neritic sedimentation, GosauGroup, Northern Calcareous Alps (Tyrol, Austria). – Facies, 39, 139–178, Erlangen.

Sanders, D., Kollmann, H., & Wagreich, M. (1997): Se-quence development and biotic assemblages an anactive continental margin: the Turonian-Campanianof the Northern Calcareous Alps, Austria. – Bull. Soc.Geol. France, 168, 351–372, Paris.

Schlagintweit, F. (1991): Allochthone Urgonkalke im Mit-telabschnitt der nördlichen Kalkalpen: Fazies, Paläon-tologie und Pläogeographie. – Münchner geowiss.Abh., Reihe A, Geologie und Paläontologie, 20, 119 S.,München.

Schmid, S. M., Pfiffner, O. A., Froitzheim, N., Schönborn,G. & Kissling, E. (1996): Geophysical-geological trans-ect and tectonic evolution of the Swiss-Italian Alps. –Tectonics, 15, 1036–1064, Washington, D.C.

Thöni, M. & Jagoutz, E. (1993): Isotopic constraints foreo-Alpine high-P metamorphism in the Austroalpinenappes of the Eastern Alps: Its bearing on Alpine oro-genesis. – Schweiz. Mineralog. Petrogr. Mitt., 73,177–189, Basel.

Vergés, J., Ramos, V. A., Meigs, A., Cristallini, E., Bettini, F.H. & Cortés, J. M. (2007): Crustal wedging triggeringrecent deformation in the Andean thrust front bet-ween 31°S and 33°S: Sierras Pampeanas-Precordillerainteraction. – Jour. Geophys. Res., 112(B03), B03S15,Washington, D.C.

Wagreich, M. (1986): Schichtfolge und Fazies der Gosauvon Lilienfeld (Oberkreide; niederösterreichische Kalk-voralpen). - Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. Österr., 32,19 - 38, Wien.

Wagreich, M. (1993): Subcrustal tectonic erosion in oro-genic belts – A model for the Late Cretaceous sudsi-dence of the Northern Calcareous Alps (Austria). –Geology, 21, 941–944, 3 Figs., Boulder.

Wagreich, M. (2003a): A slope-apron succession filling apiggyback basin: the Tannheim and Losenstein Forma-tions (Aptian–Cenomanian) of the eastern part of theNorthern Calcareous Alps.- Mitt. Österr. Geol. Ges., 93,31–54, Wien.

Wagreich, M. (2003b): Stratigraphie und Sedimentologieder Branderfleck-Formation (Cenomanium) in denniederösterreichischen Kalkvoralpen. – In: Piller, W. E.(Eds.): Stratigraphia Austriaca, Schriftenr. Erdwiss.Komm., 16, 151–164, Wien (Österr. Akad. Wiss.).

Wagreich, M. & Faupl, P. (1994): Paleogeography andgeo dynamic evolution of the Gosau Group of theNorthern Calcareous Alps (Late Cretaceous, EasternAlps, Austria). – Paleogeogr., Paleoclimat., Paleoecol.,110, 235–254, Amsterdam.

Weidich, K. F. (1984): Feinstratigraphie, Taxonomie plank-tonischer Formainiferen und Ökologie planktonischerForaminiferengesamtfauna der kalkalpinen tieferen

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 147

Oberkreide (Obercenoman - Untercampan) der Bayeri-schen Alpen. – Abh. Bayer. Akad. Wiss., math-natur-wiss. Kl., N.F., 162, 275 p., München.

Winkler, W. (1988): Mid to Early Cretaceous Flysch andMelange Formations. – Jahrb. Geol. Bundesanst., 131,341–390, Wien.

Wopfner, H. (1954): Neue Beiträge zur Geologie der Gos-auschichten des Muttekopfgebietes. – Neues Jahr-buch für Geologie und Paläontologie, Abhandlungen,100, 11–82, Stuttgart.

Zacher, W. (1966): Die kalkalpinen Kreideablagerungen inder Umgebung des Tannheimer Tales (Außerfern,Tirol). Mit einem mikropaläontologischen Beitrag vonF. Bettenstaedt. – Mitt. Bayer. Staatsslg. Paläont. Hist.Geol., 6, 213–228, München.

Zapata, T. & Allmendinger, R. W. (1996): Growth stratalrecords of instantaneous and progressive limb rota-tion in the Precordillera thrust belt and Bermejobasin, Argentina. – Tectonics, 15, 1065–1083, Washington, D.C.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007148

Geo.Alp, Vol. 4, S. 149–158, 2007SSeeddiimmeenntt 22000077

149

NNOORRTTHH AALLPPIINNEE FFOORREELLAANNDD BBAASSIINN ((UUPPPPEERR MMAARRIINNEE MMOOLLAASSSSEE)) OOFF SSOOUUTTHHWWEESSTT GGEERRMMAANNYY::SSEEDDIIMMEENNTTOOLLOOGGYY,, SSTTRRAATTIIGGRRAAPPHHYY AANNDD PPAALLAAEEOONNTTOOLLOOGGYY

Ulrich Bieg1, James H. Nebelsick2, and Michael Rasser3

1 University of Technology Darmstadt, Schnittspahnstr. 9, 64287 Darmstadt, Germany; bieg@geo.tu-darmstadt.de2 University of Tübingen, Sigwartstr. 10, 72076 Tübingen, Germany; nebelsick@uni-tuebingen.de3 Staatliches Museum für Naturkunde, Rosenstein 1, 70191 Stuttgart; rasser.smns@naturkundemuseum-bw.de

IInnttrroodduuccttiioonn

During the Early Miocene, the North Alpine ForelandBasin was flooded by a shallow marine sea. During itsmaximum extent (Ottnangian – ca. 17.8 Ma), the so calledBurdigalian Seaway was established. This seaway linkedthe Mediterranean realm in the Southwest with theParatethys realm in the Northeast. The field trip providesan overview of the marginal and basinal successions ofthe North Alpine Foreland Basin in south-western Ger-many in the environs of Lake Constance.

GGeeoollooggiiccaall sseettttiinngg aanndd ssttrraattiiggrraapphhiicc ffrraammeewwoorrkk

The North Alpine foreland basin (also known as theMolasse Zone) is a typical asymmetric, peripheral forelandbasin. The evolution started during the late Eocene andwas triggered by the underthrusting of the EuropeanPlate underneath the Adriatic-African Plate during theAlpine orogeny. A deep-marine “Flysch-phase” was fol-lowed in the early Oligocene by the “Molasse phase” rep-resenting a shallower depositional environment. The de-positional history of basin fill is complex and mainly con-trolled by tectonic subsidence, eustatic sea-level changesand variations in sediment supply. The Molasse stage issubdivided into two major transgressive-regressive cyclestraditionally known as the Lower Marine Molasse/LowerFreshwater Molasse and the Upper Marine Molasse/UpperFreshwater Molasse.

This field guide focuses on shallow water siliciclasticand mixed siliciclastic/carbonate environments depositedin the North Alpine Foreland Basin during the Upper Marine Molasse (“Obere Meeresmolasse“: OMM, EarlyMiocene). Results from new investigations concerning thecomplex stratigraphic successions, sedimentary structuresand fossil content will be shown and discussed. The impor-tance of both sedimentological and palaeontological datafor the interpretation of these and similar sediments willbe reviewed.

The field trip starts with OMM successions in the vicini-ty of the Lake Constance. Sub- to intertidal architecturalelements show a first marine transgression with a tidalflat environment (the Heidenlöcher beds, at the Über-linger Stadtgraben, Stop 1). Moving towards the NE, thefield trip will continue with Stops 2 and 3, which are partof the same stratigraphic unit, the so called “Grob-sandzug” (the „coarse sand lineament“). This unit was firstdescribed by and designated as the “GrobsandzugFriedingen-Rengetsweiler”. The “Grobsandzug” forms anelongate body, running 20-25 km parallel to the northernmargin of the stratigraphically younger “Graupensand -rinne”, an erosive structure cutting into sediments of theOMM succession. The “Grobsandzug” forms the northernborder of the extended “Graupensadrinne”. Deposits inUrsendorf (Stop 2) comprise a large tidal channel, some100m in width and around 15 m in height, with cross-bed-ded lateral accretion elements filling up the cut-struc-tures. In Rengetsweiler (Stop 3), deposits show a furtherforeshore environment with deep and wide tidal channelsof a high tidal flat at the base. This is followed by severalmajor erosional unconformities indicating a general risein sea-level moving towards a low tidal flat environment.

On the second day we will move towards the northerncoast of the OMM Sea in this area (Stops 4 and 5). In thevicinity of Tengen, the “Randengrobkalk” successionsshow a nearshore, mixed siliciclastic-carbonate environ-ment. We will focus on the microfacies assemblages, sedi-mentary structures, depositional environments and thegeneral stratigraphic succession of the area.

DDeessccrriippttiioonn ooff ssttooppss

DDaayy 11

SSttoopp 11:: Outcrop: “Grundgraben” in the city of Überlin-gen; Stratigraphy: Heidenlöcher beds; Main fea-tures: sub- to intertidal bedforms, tidal bundles,sandwaves, tidal channels

Geo.Alp, Vol. 4, 2007150

Fig. 1: Sketch map with excursion stops and a schematic stratigraphic NW-SE cross-section of the SW German part of the North Alpine Foreland Basin.

The excellent outcrops in the “Stadtgraben” (the citymoat) are described by Winder (1983) and Zweigel (1998) .The succession is composed of sandy to shaley-sandy tidaldeposits of mainly subtidal and a few of inter-tidal origin.Different types of sand flat and mixed mud-sandflat de-posits can be distinguished as well as different kinds of tidalchannels. Zweigel (1998) also recognized two 8 to 10mthick shallowing upward cycles separated by a distincttransgressive surface which can be traced across the entireoutcrop. The lower sequence contains very well-preservedneap-spring tidal bundles with sigmoidal foreset laminaeand double clay drapes (see e.g. Visser 1980).

SSttoopp 22:: Outcrop: Ursendorf; Stratigraphy: Grobsandzug;Main features: Large scale cut and fill structure ofsome 100m in length and some 10 m height

The sandpit near Ursendorf shows four depositionalunits. The lowermost unit is characterized by silt and finesand; no sedimentary structures are observed. Above anerosional unconformity, laterally aligned lenticular bed-ding shows a heterolithic facies composed of coarse sandsforming current and wave ripples. Ripple troughs are filledwith fine sand. This results in wavy and irregular bedding,suggesting frequent changes in current velocity aggrading

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 151

Fig. 2: OMM succession in the Überlingen “Stadtgraben” (Zweigel 1998).

Geo.Alp, Vol. 4, 2007152

Fig. 3: Outcop panels showing different depositional units. Unit C shows prominent tangential foresets. Grain size decreases towardsthe S indicating a filling of the cut structure from the NNE in a multi storey fashion.

Fig: 4: Lithological column of Unit B.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 153

Fig. 5: Lithological columns of the sandpit near Rengetsweiler.

in the veritcal. Current velocity, however, must alwayshave been above the threshold for sand moving as a bed-load component. Moreover, this unit is characterized byshallow troughs cutting into the ripple bed horizons. Post-depositional cementation with preferential fluid pathwaysin the coarse grained sand fraction cemented the ripplebeds and show typical weathering in the medium sand in-terbeds. The ripple bedded succession shows a general de-crease in ripple wavelength and amplitude towards the topof the succession indicating a gradual decrease in hydro-dynamic energy and thus a rise in sea-level.

A prominent concave erosional discontinuity, which istraceable throughout the whole outcrop, separates thelower unit 2 from the unit above. This Unit 3 is character-ized by sigmoidal to tangential foresets of coarse sand withintercalated fine sand troughs showing also internal crossbedding. The whole structure progrades towards the southand fills the undercut channel in a multi-storey fashion dis-played by various reactivation and erosional surfaces.

The Ursendorf locality is historically well known for itsbryozoan fauna, but also for its molluscs and shark teeths.Both Miller (1875, 1877) and Engel (1908) mentioned theUrsendorf locality which includes a rich bryozoan fauna aswell as six echinoid species including a sea-urchin namedafter the locality (Spatangus ursendorfensis). These fossil-iferous parts are, unfortunately, no longer accessible. Re-cently, Höltke (accepted) described 11 bivalve and 9 gas-tropod genera from museum collection material. The gas-tropods are only preserved as internal moulds. Interesting-ly, turritelline gastropods, which can be abundant at somelocalities in the OMM (e.g. Turritella: Ermingen and North-ern Lake Constance area), are absent in Ursendorf. Recentinvestigations by the authors show that shark teeth domi-nate the fossil content together with massive, nodularbryozoans and bivalves. Among the bivalves, only calciticshelled taxa, such as ostreids and pectinids, occur withtheir shells preserved. The basal, silty to fine-sandy sedi-ments without structures lack macrofossils. The overlyingunit reveals a general trend with shark-teeth becomingless abundant upsection, with a concurrent increase in themassive, nodular bryozoan colonies.

SSttoopp 33:: Outcrop: Rengetsweiler: Sandpit “Steidle GmbH”;Stratigraphy: Grobsandzug, unknown stratigra -phic position; Main features: tidal laminates, tidalcreek and tidal flats

The succession starts with a muddy tidal flat which isdrained by most probably meandering tidal creeks. Tidalchannels are floored with rip apart sandy lithoclasts up to50 cm in size derived from the coast. Towards the top ofthe succession, the tidal flat deposits change several timesfrom flaser bedded indicating high tidal flats to ripple bed-ded indicating lower tidal flats. These are each separated

by major erosional unconformities designated by lag com-posed of quartz, pebbles and shark teeth overlying thebasal unconformity.

The deposition of tidal rhythmites (tidal flat deposits)requires a morphological restricted environment and highconcentrations of suspended sediment resulting from ac-tive wave-induced resuspension in an outer bay or off-shore environment. A protected environment is necessaryto limit erosional processes resulting from wave action orhighly energetic tidal currents. The wide range of beddingtypes that express the tidal rhythmites are a reflection ofhighly variable hydrodynamic conditions. These vary from1) weak energy with suspension load transport and set-tling which result in planar bedding to 2) more energeticdynamic conditions with bedload transport and erosionalprocesses resulting in climbing ripple bedding and flaser-and wavy bedding.

The observed high turbidity can be related to offshorewave dynamics. High turbidity may also occur within flu-vial-tidal settings such as an estuarine environment withhigh river discharge. The top of the succession is dominat-ed by large-scale dunes prograding towards the South-west. Within the foresets, the cyclic tidal current reversalshave resulted in the generation of “tidal bundles” enclosedbetween planes characterized by erosion or non-erosion.Non-erosional surfaces represent the still-stand phase ofdune migration during the subordinate tide. “Pauseplanes” may be draped by one or two thin mud laminaerepresenting slack water conditions. Usually most of theslack water drape deposited on the ripple front directlyafter the dominant tide is eroded. Only a mud drape de-posited after the subordinated tide is preserved. However,medium-scale dunes in the sand pit show “mud layer cou-plets” indicating low flood current velocity, which is notstrong enough to erode the sediment.

During measuring and sampling of the sections by theauthors, the outcrop was sieved for fossil material. The lo-cality is well-known for its fossil shark teeth, which alsodominated our samples. The largest specimens (up to 55mm) and highest abundance of shark teeth was foundwithin a rubble layer, which suggest hydrodynamically induced sorting within a lag deposit. Other fossils includecrustacean fragments, massive and delicate branchingbryozoans, fragile echinoid spines and other echinoidfragments as well as bivalves and a few gastropods. Pec-tinids and ostreids dominate among the bivalves. General-ly, the abundance of fossils appear to decrease upsection.The large scale dunes at the top of the succession com-pletely lack fossils.

DDaayy 22

The Randengrobkalk and associated sediments in theHegau region of southern Baden-Württemberg.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007154

Marine, Lower Miocene coastal and near coastal sedi-ments of the North Alpine Foreland Basin (NAFB) are foundin Southern Germany near the border to the Swiss Cantonof Schaffhausen in an area known as the Hegau. This area isbordered by Jurassic rocks of the Swabian Alb to the northand west, to the east by Lake Constance and to the south bythe Rhine River with a landscape characterized by a num-ber of exposed Neogene volcanic stumps. In general, sedi-ments and rocks of the NAFB are poorly exposed with theexception of abandoned quarries which were worked inorder to extract the ‘Randengrobkalk’ for building stonematerial. The Randengrobkalk and associated sedimentsare especially well exposed in the Tengen quarry sectionand other localities in the vicinity. Vertical wall faces allowfor the analysis of the lateral and vertical development andlithostratigraphic units and facies variations.

The Randengrobkalk can generally be described as amixed siliciclastic - carbonate environment. A number ofdifferent sedimentary and facies types are present charac-terized by different biotic composition and preservation,variations in the types of lithoclasts as well as by numeroussedimentary structures. The biota is dominated by gas-tropods, aragonitic bivalves, pectinid bivalves, oysters, bry-ozoans and balanid barnacles. Preservation ranges fromwell preserved to highly fragmented and rounded compo-nents. Lithoclasts are dominated by coarse angular quartzgrains; rounded Jurassic components may also be present.Numerous sedimentary structures are observable includingirregular to wavy planar bedding, massive to subhorizontalbedding, bidirectional foresets, and trough cross-bedding.These facies are found in different localites including Heil-inbuck, Wiechs a.R. and the Tengen outcrops.

The Randengrobkalk shows an onshore – offshore gra-dient with a differentiated nearshore carbonate factory,offshore mixed carbonate-siliciclastic including high en-ergy, subtidal environments with shoals and channels. Thecarbonates belong to the Bryomol type and can be com-pared to sediments now being formed in nutrient rich,warm temperate environments such as in the presentMediterranean Sea.

SSttoopp 44:: Outcrop: Tengen; Stratigraphy: “Randen-grobkalk”; Main features: mixed carbonate/silici-clastic sediments with sedimentary structures,gastropod limestones, quartzose sandstones

A number of different sediment types can be found inthe Tengen outcrop. These include:

1) Gastropod rudstones along with subordinate aragoniticand pectinid bivalves, oysters, bryozoans and balanidsmake up the typical Randengrobkalk which was quar-

ried for building stone. It is found, for example, at thebase of the Tengen outcrop (in the eastern part). Coarseand angular quartz grains also occur. The bedding ismassive to subhorizontal; the top is sharp and some-times erosive. This is interpreted as a higher energy,more offshore environment with permanent currentaction.

2) Quartz rich bivalve – barnacle packstones are found asmassive, moderately sorted sands containing somem-scale undulating beds filled with trough, low- anglecross-bedding. The components are highly fragmentedand in part rounded suggesting a transported assem-blage.The environment of deposition is interpreted to be anoffshore current swept substrate. This facies dominatesfor example in the Wiechs a.R. Section located a few kmsouth of the Tengen Quarry.

3) Bioclastic sandstones containing very common quartzand rare abraded oyster fragments and isolated barna-cles plates show bidirectional foresets and troughcross-bedding. Additionally, thin silty layer spread overthe foresets. This is interpreted as subtidal channelswith indications of slack water periods. These sand-stones can be seen on the walls of the Tengen Quarry.

4) Finally, as also seen in the Tengen Quarry, there arequartzose sandstones with mega-scale planar sets withcross cutting troughs. Thinly-bedded mega-scale pla-nar sets, inclined between 6°-10° are found with 0.5 to2 cm thick laminae. Single troughs can be seen to cutthe structure. 2D dunes with opposing inclination arepresent in the bottom set. This facies is interpreted asrepresenting an ebb tidal delta.

SSttoopp 55:: Outcrop: Heilinbuck near Zollhaus; Stratigraphy:“Randengrobkalk”; Main features: transgressionof Miocene carbonates over Jurassic limestones.

The Heilinbuck quarry near Zollhaus near the Swiss –German border shows the direct transgression of the Ran-dengrobkalk over the Jurassic Limestones of the stableNorth European Platform. These Miocene carbonates hereshow different facies types than that found in the TengenQuarry. The sediment consists of poorly sorted packstonesand grainstones containing well preserved coralline algae,bryozoans, molluscs and peloids with subordinate, oysters,barnacles and small benthic foraminifera. Not surprisingly,rounded Jurassic limestone lithoclasts are also present inthe limesontes. The sedimentary structures consist of irreg-ular to wavy planar bedding, shallow troughs 2–4 m inlength. These sediments are interpreted as belonging to anear-shore environment with moderate energy conditions.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 155

RReeffeerreenncceess

Büchi, U. P. 4 Hofmann, F. (1960): Die Sedimentationsver-hältnisse zur Zeit der Muschelsandsteine und Grobkalkeim Gebiet des Beckennordrandes der Oberen Meeres-molasse zwischen Aarau und Schaffhausen. – Bull.Vereinigung Schweizerischer Petroleum-Geologen und-Ingenieure, 27: 11-22.

Engel, T. (1908): Geognostischer Wegweiser durch Würt-temberg. – 645 S., Stuttgart (Schweizerbart).

Gutmann, S. (1910): Gliederung der Molasse und Tektonikdes östlichen Hegaus. – Mitt. bad. geol. Landesanst., 6:469–514.

Haus, H. A. (1951): Zur paläogeographischen Entwicklung desMolassetroges im Bodenseegebiet während des mittlerenMiozäns. –Mitt. Bad. geol. Landesanst., 1950: 48-66.

Höltke, O. (accepted): Die Molluskenfauna der OberenMeeresmolasse von Ermingen und Ursendorf. –Stuttgarter Beitr. Naturk. Serie B.

Miller, K. (1875): Die Bryozoenfauna von Ursendorf. –Jahresh. Ver. Vaterländ. Naturk., 31: 82–84.

Miller, K. (1877): Das Molassemeer in der Bodenseegegend.– Schriften des Vereins für die Geschichte des Bodensees und seiner Umgebung, 7.

Rutte, E. (1952): Grobsand und Muschelsandstein in dermiozänen Meeresmolasse des nordwestlichen Boden -

Geo.Alp, Vol. 4, 2007156

Fig. 7: Examples of different microfacies, components and diagenesis. Pore space is coloured blue.

A) Pack- to grainstone dominated by coralline algae (CA) and mollusc remains with gastropods (G) and oysters (Oy). Note the finersediments within the body cavity of the gastropod seen here in cross section. Many fragments of former aragonitic mollusc shell re-mains bivalves are also present and characterized by micritized rims. Locality: Heilinbuck, TS HB-Basis, Scale bar = 2 mm.B) Quartz rich, bivalve – barnacle packstone. A single large balanid barnacle plate (Ba) shows typical canals and tree-like structuresin cross section. Locality: Tengen, TS: 2 Scale bar = 2 mm.C) Grainstone with rounded oyster fragments (Oy) , aragonitic bivalve remains (AB) and subangular to subrounded quartz grains (Q).Locality: Tengen, TS: 7, Scale bar = 2 mm.D) Bioclastic sandstones containing very common quartz and rare fragmented and abraded oyster fragments. Locality: Tengen, TS: 6,Scale bar = 2 mm.E) A cross section through a gastropod surrounded and infilled by coarse angular to subrounded quartz grains (Q). A lithoclasts (L) isalso present within the shell. The micritized gastropod shell (M) has been completely replaced by sparite. Locality: Tengen, TS: 5,Scale bar = 1 mm.F) Detail showing rounded, fragmented oyster fragment and different types of pore space. A gastropod shows primary pore spacewithin the shell (PP). The shell itself has been micritized (M), dissolved, and only partially replaced by blocky sparite cement (BC) ,resulting in common secondary pore space (SP). Locality: Tengen, TS: 7, Scale bar = 1 mm.

Fig. 6: Decimeter scale trough- to tabular cross-bedding. Foresets of coarse shelly debris are separated by silt interbeds typical forthe slack water periods of a tidal cycle.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 157

Fig. 7

seegebietes. – N. Jb. Geol. Paläont. Abh. Mh.:295–304.

Teike, M. (1921): Die Molasse im Linzgau und ihre Tektonik.– Unpubl. Phd Thesis.

Teike, M. (1923): Die Molasse im bad.-württ. Grenzgebietsüdlich von Sigmaringen. –Mitt. bad. geol. Landesanst.,9: 408–426.

Visser, M. J. (1980): Neap-spring cycles reflected inHolocene subtidal large-scale bedform deposits: A pre-liminary note. – Geology, 8: 543–456.

Werner, J. (1966): Ergebnisse der Auswertung von Flach-bohrungen im Bereich des Gobsandzuges der Oberen

Meeresmolasse (Gebiet Stockach-Pfullendorf). – Jber.Mitt. oberrh. geol. Ver., N. F. 48: 105–120.

Winder, H. (1983): Untersuchung der Fazies der OberenMeeresmolasse nördlich des Überlinger Sees (Bo-densee). – Unpublished Diploma thesis, University ofTübingen.

Zweigel, J. (1998): Reservoir analogue modelling of sandytidal sediments, Upper Marine Molasse, SW Germany,Alpine foreland basin. – In: Mascle A., PuigdefàbregasC., Luterbacher H.-P. Fernàndez M. (eds.): CenozoicForeland Basins of Western Europe. Geological SocietySpecial Publication, 134, 325–337.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007158

Geo.Alp, Vol. 4, S. 159–162, 2007

PPRROOMMIINNEENNTT MMAASSSS MMOOVVEEMMEENNTTSS IINN TTHHEE TTYYRROOLL ((AAUUSSTTRRIIAA))::TTHHEE DDEEEEPP--SSEEAATTEEDD TTSSCCHHIIRRGGAANNTT,, TTUUMMPPEENN AANNDD KKÖÖFFEELLSS RROOCCKKSSLLIIDDEESS

Christoph Prager1, 2, Christian Zangerl1, and Gerhard Poscher3

1 alpS Centre for Natural Hazard Management, Grabenweg 3, 6020 Innsbruck, Austria2 ILF Consulting Engineers Ltd. Feldkreuzstraße 3, 6063 Rum b. Innsbruck, Austria3 p+w Geo ZT Ltd., Salvatorgasse 2, 6060 Hall in Tirol, Austria

SSiittuuaattiioonn

Some of the largest fossil mass movements in the Alpsare concentrated in the Upper Inn Valley – Ötz Valley area(Northern Tyrol, Fig. 1). They feature various types of rock-slides and rockfalls, with deposition volumes ranging be-tween some ten to some hundred million m3 and withrun-out distances extending up to several kilometres(Prager et al., 2007). Essential for a better understandingof the processes leading to these slope instabilities is alithological, structural and morphological mapping of thescarp areas, a radiometric age dating of events as well as asurvey of the geometries and sedimentary fabrics of thedeposition material.

TTsscchhiirrggaanntt rroocckksslliiddee

The prominent Tschirgant rockslide broke off the struc-turally extremely complex southern margin of the Inntalthrust nappe (Northern Calcareous Alps). The scarp ismainly composed of dolomites and limestones of theWetterstein Formation (here predominantly featuringreef- and peri-reef facies) and of intensely fractured car-bonates, evaporites and siliciclastics of the Raibl Group (atthe toe and the top of the slope). These Middle and UpperTriassic successions are characterised by polyphase andheteroaxial folding and faulting (see Prager et al., this vol-ume). As a result of this deformation, the obscurely bed-ded, yet tectonically intensely overprinted carbonates ofthe Wetterstein Formation exhibit several extensive frac-ture planes, which dip out of the slope and form prefer-ably oriented sliding planes (Fig. 2a).

At the scarp and summit area of the Tschirgant, Pleis-tocene soft rock deposits are predominantly encounteredat elevations of up to 2220 m, and occasionally even at

higher altitudes (Fig. 2a). These fluvio-glacial cover rocksand the comparable situation at the nearby Fernpassrockslide (Prager et al., 2006) indicate that similar clasts ofmetamorphic composition at the top of the calcareousrockslide deposits are not to be attributed to a late-glacialoverprint of the slide masses (Heuberger, 1975), but wereinstead carried along piggy-back style from the scarparea. The spatial distribution of these Pleistocene sedi-ments atop the rockslide deposits also indicates that kine-matically the rockslide process was at least partially char-acterised by laminar, i.e. non-turbulent block sliding.

Outcrops show that rock fragments of different sizes(from gravels to blocks in the ten-metre range) are embed-ded in a silty-sandy to gravelly-stony matrix. The clast-supported fabric and the fractal grain-size distribution ofthese unsorted debris masses provide evidence that theTschirgant rockslide deposits were kinematically dominat-ed by flow movements and are the result of a highly mobileSturzstrom. Locally, especially underneath larger andsoutherly exposed blocks (which frequently contain“Großoolithe” in the decimetre range as well as collapsebreccias in karst cavities, which have passively been trans-ported from the scarp area), the rockslide debris is oftenlithified by post-kinematic cements, forming breccias several decimetres thick (Fig. 3a). Comparable meteoriccements also occur at the nearby Fernpass rockslide, wherethey were dated radiometrically using the U/Th disequilib-rium method (Ostermann et al., 2007).

Drillings revealed that here finely-ground, low-per-meable base deposits, are overlain by coarse blocky de-bris (Patzelt & Poscher, 1993). It is to be pointed out thatthe calcareous Tschirgant rockslide is one of a few rock-slides in the Alps, where the contact of the basal slidedeposits with the substrate is naturally exposed. Thesecontact zones display a complex geometry, where in thecourse of the rockslide event, presumably water-satu-rated valley-floor sediments were injected into the

SSeeddiimmeenntt 22000077

159

Geo.Alp, Vol. 4, 2007160

rockslide masses filling up steep extension structures(Patzelt & Poscher, 1993; Abele, 1997) and where di-amicts were created by a mingling with the rockslide.The undrained loading of the substrate caused a consid-erable run-out in excess of 6 km into the Northern ÖtzValley (Fig. 2b). As a result, the Inn Valley was buried and

approx. 15–20 m thick gravely sandy backwater sedi-ments were accumulated in the Roppen area (Ampferer,1904). Based upon field surveys and several radiocarbondating, a Holocene failure event around 2900 14C yrs wasdetermined for the Tschirgant rockslide (Patzelt &Poscher, 1993).

Fig. 1: Distribution of landslides in space and time in the Tyrol and its surroundings (Prager et al. 2007, modified).

Fig. 2: Tschirgant rockslide a) scarp with desktop-like sliding planes dipping out of the slope and significant outcrops of Pleistocenesoft rock deposits at the top of the slope (indicated by white circles); b) view down to slide deposits in the Inn Valley and the Nort-hern Ötz Valley (selected excursion destinations indicated by white circles) as well as to failure zones of other rockslides in this area.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007 161

TTuummppeenn llaannddsslliiddeess

In the northern Ötz Valley, significant valley steps andflat upstream valley floors are encountered, which ge-netically may be attributed to multi-phase landslideevents and thus to associated backwater sediments(Heuberger, 1975 including references). Natural and arti-ficial exposures in the Tumpen area demonstrate thathere competent orthogneissic rockfall deposits featureclast-supported fabrics of metre-sized blocks and sandy-stony matrix in the pore spaces (Fig. 3b). In comparison tothe calcareous Tschirgant sturzstrom, these deposits aremarked by less silty-sandy rock fragments, a reducedcompactness and thus a higher porosity and permeabilityrespectively.

In the Tumpen area, sink-hole collapses in soft-rocksediments have repeatedly been documented over the last300 years and have led to extensive ground reconnais-sance surveys. According to these surveys, a differentia-tion is to be made in this area between at least five differ-ent slide masses, which were transgressed by fluvio-lacus-trine deposition sequences with a minimum total thick-ness of 60 m. By a relocation of the Ötz, the distance be-tween the river and the underlying rockslide deposits hasbeen reduced in the past. This river diversion, especially incombination with groundwater level fluctuations, maylead to soft-rock deposits being swept into the permeablesubsoil by subrosional processes and thus to increasedsink-hole collapses (Poscher & Patzelt, 2000).

KKööffeellss rroocckksslliiddee

With a volume of more than 2 km3, the Köfels rocksliderepresents the largest crystalline rockslide in the Alps (Fig.4a, Fig. 4b). The rockslide slab, which is predominantlycomposed of granitic gneisses from the poly-metamorphic

Ötztal-Stubai complex, blocked the Ötz river and causedthe accumulation of ca. 100 m thick fluvio-lacustrinebackwater-deposits (Heuberger, 1975). Radiocarbon dat-ing of buried wood and surface exposure dating of quartzveins from rockslide boulders (Ivy-Ochs et al., 1998) indi-cate that the main slide event occurred around 9800 cal.yrs BP and was succeeded by a smaller rockslide event.

One outstanding characteristic of the famous Köfelssite consists in the existence of frictionites (“pumice”),which so far have only been discovered at two locationsworldwide, namely at the Köfels and the Langtang Himal(Nepal) rockslides. These fused rocks (Fig. 4c) have theirorigin in the friction heat, which developed on severalshear planes during the rapid sliding movement. Anotherremarkable feature of the Köfels area are very high radonconcentrations, which are emitted from the highly frac-tured and crushed rockslide deposits (Purtscheller et al.,1995).

The rockslide deposits are laterally and vertically char-acterized by a high variability in the degree of fragmenta-tion and show different types of fabrics. Domains showinga fault-breccia texture composed of angular fragmentswithin a finer-grained matrix of crushed material are lo-cated next to domains showing a high fracture density butwithout any fine-grained material. A diabase dyke, whichembedded in its surrounding granitic-gneiss wall rockswas transported in the course of this rockslide, shows onlya crushed and heavily fractured texture but no features ofremarkable shear deformation along the intrusion con-tacts (Fig. 4d). This suggests that the sliding process wasdominated by shearing along distinct high strain zoneswhere the blocks lying in between were deformed througha dynamic shattering process. Thus these blocks and espe-cially the topmost deposits show the typical, highly per-meable openwork fabric, containing crushed rockslideclasts with a jig-saw-fit of corresponding grain bound-aries.

Fig. 3: Clast-supported fabric of a) Tschirgant sturzstrom deposits (unsorted debris of reef limestones), here lithified with post-kine-matical cements; b) Tumpen-Maurach rockslide, featuring shattered granodioritic gneiss blocks.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007162

RReeffeerreenncceess

Abele, G. (1997): Rockslide movement supported by themobilization of groundwater-saturated valley floorsediments. – Z. f. Geomorph. N. F., 41/1: 1-20.

Ampferer, O. (1904): Die Bergstürze am Eingang des Ötz-tales und am Fernpaß. - Verh. Geol. R.-A. 1904, 73-87.

Heuberger, H. (1975): Das Ötztal. Bergstürze und alteGletscherstände, kulturgeographische Gliederung.Innsbrucker Geograph. Stud. 2: 213-249.

Ivy-Ochs, S., Heuberger, H., Kubik, P.W., Kerschner, H., Bo-nani, G., Frank, M. & Schlüchter, C. (1998): The age ofthe Köfels event. Relative, 14C and cosmogenic isotopedating of an early Holocene landslide in the CentralAlps (Tyrol, Austria). – Zs. Gletscherkd. Glazialgeol.34/1: 57–68.

Ostermann, M., Sanders, D., Kramers, J. & Prager, C.(2007): Aragonite and calcite cementation in “boul-der-controlled” meteoric environments on the FernPass rockslide (Austria): implications for radiometric

age-dating of catastrophic mass movements. – Facies,DOI 10.1007/s10347-006-0098-5, Springer.

Patzelt, G. & Poscher, G. (1993): Der Tschirgant-Bergsturz.– Arbeitstagung Geol. B.-A.1993: 206–213.

Poscher, G. & Patzelt, G. (2000): Sink-hole Collapses inSoft Rocks. Felsbau 18/1: 36–40.

Prager, C., Zangerl, C., Brandner, R., Krainer, K. & Chwatal,W. (2006): Structure and kinematics of a long run-outrockslide: the Holocene Fernpass Sturzstrom (North-ern Calcareous Alps, Tyrol, Austria). – Pangeo Austria2006, Innsbruck Univ. Press Conf. Ser.: 260–261.

Prager, C., Zangerl, C., Brandner, R. & Patzelt, G. (2007): In-creased rockslide activity in the Middle Holocene? Newevidences from the Tyrolean Alps (Austria). – Proc. Int.Conf. Landslides Climate Change, Ventnor 2007, in press.

Purtscheller, F., Pirchl, T., Sieder, G., Stingl, V., Tessadri, R.,Brunner, P., Ennemoser, O. & Schneider, P. (1995):Radon emanation from giant landslides of Koefels(Tyrol, Austria) and Lang Tang Himal (Nepal). – Env.Geol. 26: 32–38.

Fig. 4: Köfels rockslide a) Scarp area at the locations Köfels and Schartle; b) view towards North, showing several hundred metresthick rockslide deposits near Köfels and at Taufererberg and rockslide-dammed backwater deposits respectively; c) cm-thick frictio-nite lense in a fine-grained matrix of crushed granitic gneiss with fault-breccia texture; d) intensely crushed but slightly sheareddiabase dyke within heavily fractured granitic gneisses.

Geo.Alp, Vol. 4, 2007

Abratis, M., 43Aigner, T., 14Anders, B., 64Bachmann, M., 52Back, S., 29Bahlburg, H., 76Báldi-Beke, M., 9, 25Baron-Szabo, R., 81Baumer, U., 44Bechstädt, T., 3, 10Bechtel, A., 39Berger, A., 4Berka, R., 85Berkyova, S., 40, 86Bertle, R.J., 87Bieg, U., 5, 6, 46, 51, 149Blendinger, W.Blomeier, D., 7Bodin, S., 15Bomfleur, B., 43Bowman, S., 10Brachert, T.C., 57Brack, P., 8, 9Brandner, R., 74, 95Breitkreuz, C., 53Bruhn R., 51Buriánek, D., 70Chen, X., 88Christ, D., 73Contreras, J., 10Corsini, A., 11, 12, 123Danisik, M., 35Daut, G., 13, 36, 42DeVries, T.J., 77Dietrich, S., 41diPrimio, R., 23Doberschütz, S., 13, 42Dressler, B., 13, 42Dumitrica, P., 47, 67Dunkl, I., 9, 25, 73Ehret, D., 59El Jorfi, L., 14Elsner, M., 43Engelbrecht, H., 44Eynatten, H. von, 9, 25, 73

Faber, S., 13, 42Farrell, E.P., 24Feijth, J., 31Föllmi, K.B., 15, 44Forke, H., 7Frenzel, P., 13, 42Friedrich, A., 5, 16, 46, 51Frieling, D., 45Frisch, W., 47Fritschka, N., 5, 46, 51Frýda, J., 40Gaupp, R., 43, 63, 133Gawlick, H.-J., 39, 47, 48, 66, 67, 72, 84,89, 90Gesierich, D., 82, 83Gier, S., 4Gillhaus, A., 49Godet, A., 15Görgen, P., 17, 50Götte, T., 17, 18, 49Götz, S., 59Grathoff, G., 73Gratzer, R., 39Greb, M., 5, 46, 51Gruber, A., 95Haas, U., 32Harzhauser, M., 78Heimann, A., 30Heindel, K., 19Heldt, M., 52Hesselbo, S.P., 56Heubeck, C., 55, 69Hinderer, M., 5, 46, 51Hornung, J., 5, 46, 51Horsfield, B., 23Hoxha, L., 47Hülse, P., 7Hrvatović, H., 9, 73Jäger, H., 3Jäger, K., 12, 20Janda, C., 31Jenkyns, H.C., 56Kallmeier, E., 53Kaufmann, B., 54Kázmér, M., 25

Keim, L., 95Kiersnowski, H., 53Klötzing, T., 13, 42König, E., 55Koller, J., 44Korte, C., 56Kostopoulos, D., 64Kozur, H.W., 56Krainer, K., 21, 22, 127Kramers, J., 32Kroeger, K.F., 23, 57Kroh, A., 78Krois, P., 4Krooss, B.M., 63Krystyn, L., 47, 67Kukla, P.A., 29, 30Kustatscher, E., 58Lang, K., 127Lang, J., 5, 46, 51Lang, S., 59Lee, J., 16Lehmann, J., 52Lein, R., 47, 67Leuprecht, M., 60Linder, P., 15Littke, R., 30, 63Lucas, S.G., 21, 22Lukeneder, A., 61, 62, 87Machava, J., 24McCabe, O., 24Mäusbacher, R., 13, 36, 42Martin-Algarra, A., 48Mawson, R., 88Meier, A., 63Meinhold, G., 64Mertmann, D., 69Mette, W., 65Mhammdi, N., 14Mietto, P., 58Mikes, T., 9, 25, 73Missoni, S., 47, 48, 66, 67, 90Monegato, G., 68Morabet, A., 14Moshammer, B., 60Mutterlose, J., 33

SSeeddiimmeenntt 22000077

IInnddeexx ddeerr AAuuttoorrIInnnneenn // IInnddeexx ooff AAuutthhoorrss

163

Nagel, M., 69Nebelsick, J.H., 6, 75, 149Nehyba, S., 70Neuser, R.D., 17, 71Nowacki, D., 13, 42O’Dea, P., 24O’Dogherty, L., 48, 72Ondrak, R., 23Ortner, H., 26, 133Ostermann, M., 32Pagliarini, L., 74Parente, M., 33Peryt, D., 27Peryt, T.M., 27Petri, R., 9, 73Philippitsch, R., 85Piller, W.E., 54, 78Pino, M.Q., 13, 42Poberezhskiy, A.V., 27Poscher, G., 159Prager, C., 32, 74, 159Privalov, V., 35Püttmann, W., 39Rantitsch, G., 73Rasser, M.W., 6, 75, 149Reichenbacher, B., 45

Reijmer, J., 28Reimann, C., 76Rein, B., 12, 20Reischmann, T., 64Reitner, J., 9Reschreiter, H., 59Reuning, L., 29, 30, 77Reuter, M., 57, 78Riechelmann, D.F.C., 79Richter, D.K., 17, 18, 49, 50, 71, 79Rockenschaub, M., 31Roghi, G., 58Rohn, J., 59Rott, E., 82, 83Rumpler, N., 59Sachsenhofer, R., 35Sanders, D., 32, 80, 81, 82, 83, 84Scheibner, C., 7Schlagintweit, F., 47, 84Schlüter, M., 33Schlunegger, F., 34Schöner, R., 43Schoenherr, J., 30Schubert, G., 85Seelos, K., 12, 41Sieh, K., 16

Sirocko, F., 12, 41Schneider, J., 43Spence, G., 3Spiegel, C., 35Stefani, C., 68Steuber, T., 33Süss, M.P., 14Suttner, T.J., 86, 87, 88Suzuki, H., 89, 90Talent, J.A., 88Thielemann, A., 36Tomaselli, M., 39Urai, J.L., 30van Konijnenburg-van Cittert, J.H.A., 58Viereck-Götte, L., 43Wallner, J., 13, 42Wegerer, E., 91Wemmer, K., 73Werner, G., 3Wernicke, b.P., 16Wessely, G., 91Westphal, H., 19Wisshak, M., 19Zangerl, C., 159Zühlke, R., 10

Geo.Alp, Vol. 4, 2007164