ERLÄUTERUNGEN zur GEOLOGISCHEN KARTE VON ITALIEN im ... · PROGETTO CARG 5 I - EINLEITUNG Das...

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ERLÄUTERUNGENzurGEOLOGISCHEN KARTE VON ITALIENim Maßstab 1:50.000

Blatt 003KLOCKERKARKOPF

Erstellt von:G. V. Dal Piaz1, G. Cortiana2,G. B. Pellegrini1, P. Tartarotti3 , G. Toffolon2

1)- Dipartimento di Geologia, Paleontologia e Geofi sica, Università degli Studi, Padova2)- Kartierer im Auftrag der Autonomen Provinz Bozen - Südtirol3)- Dipartimento di Scienze della Terra “Ardito Desio”, Università degli Studi, Milano

Ausführende Körperschaft: Autonome Provinz Bozen - Südtirol Amt für Geologie & Baustoffprüfung

Organo Cartografico dello Stato (legge n° 68 del 2.2.1960)SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIAIstituto Superiore per la Protezione e la Ricerca Ambientale

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Direktor des Geologischen Dienstes von Italien - ISPRA: C. CAMPOBASSO

Verantwortlicher des Projekts CARG des Geologischen Dienstes von Italien:

F. GALLUZZO

Verantwortlicher des Projekts CARG der Autonomen Provinz Bozen - Südtirol: L. NÖSSING

FÜR DEN GEOLOGISCHEN DIENST VON ITALIEN - ISPRA: Wissenschaftliche Revision: R. Graciotti, M.L. Pampaloni, M. Pantaloni

Kartographische Leitung: D. Tacchia (Koord.), S. Falcetti

Überprüfung der Informatisierung der geologischen Daten: C. Cipolloni, M. P. Congi, R. M. Pichezzi (ASC)

Leitung der Herausgabe: M. L. Vatovec (Koord.), S. Falcetti

FÜR DIE AUTONOME PROVINZ BOZEN - SÜDTIROL

AMT FÜR GEOLOGIE UND BAUSTOFFPRÜFUNG:

Operative Leitung: V. Mair

Informatisierung der geologischen Daten: L. Keim, C. Morelli, C. Strada, G. Toffolon, C. Vian

Übersetzung aus dem Italienischen: K. Lang, L. Keim

Kartographische Ausarbeitung zum Druck: LITOGRAFIA ARTISTICA CARTOGRAFICA S.R.L., Firenze TECHNISCH-ADMINISTRATIVE VERWALTUNG DES PROJEKTS CARG: M. L. Lettieri - Geologischer Dienstes von Italien - ISPRA L. Keim, V. Mair, C. Morelli, A. Sapelza Autonomen Provinz Bozen - Südtirol Amt für Geologie und Baustoffprüfung Dank an die Mitarbeiter der Nationalen Geologischen Komitees für ihren wissenschaftlichen Beitrag.

Druck: LITOGRAFIA ARTISTICA CARTOGRAFICA S.R.L. - 2011


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INDICE

I - EINLEITUNG ................................................................... Seite 5

II - GEOGRAPHISCHE UND MORPHOLOGISCHE ASPEKTE ....................... » 91. - GEOGRAPHISCHE EINORDNUNG .................................. » 92. - DAS KLIMA ......................................................................... » 113. - GEOMORPHOLOGIE .......................................................... » 13

III - GEOLOGISCHER UND STRUKTURELLER RAHMEN ........................... » 211. - REGIONALE GEOLOGIE ................................................... » 212. - BISHERIGE UNTERSUCHUNGEN ................................... » 24

IV - STRATIGRAPHIE .............................................................. » 351. - PENNINISCHE EINHEITEN DES TAUERNFENSTERS .. » 351.1. - GLOCKNER-DECKE .................................................................... » 371.1.1. - Bündnerschiefer undifferenziert (TGI) ................................ » 371.1.1.1. - Rodingi t fe lse (TGI1) ....................................................... » 391.1.2. - Metabasite (GPS) ................................................................. » 401.1.3. - Serpentinite (GSM) .............................................................. » 421.2. - DREIHERRNSPITZ-DECKE .......................................................... » 421.2.1. - Kalk- und Dolomitmarmore (MCM) ..................................... » 431.2.2. - Quarzite (MCQ) ................................................................... » 451.2.3. - Quarz-Glimmerschiefer (MCW) ........................................... » 451.2.4. - Dreiherrnspitz-Schiefer (TSB) .............................................. » 451.2.5. - Phyllonitische Schiefer (FSF) ............................................... » 471.2.6. - Amphibolite (TSA) ................................................................ » 471.2.7. - Granatamphibolite (TSE) ..................................................... » 481.2.7.1. - Eklogi te (TSE1) .................................................................. » 491.2.8. - Leukokrate Orthogneise (TSO) ............................................. » 511.2.9. - Unreine Marmore (TSM) ...................................................... » 511.3. - GROSSVENEDIGER-DECKE .......................................................... » 521.3.1. - Granitisch-granodioritische Gneise (GVO) ......................... » 531.3.2. - Leukokrate Gneise (GVL) ..................................................... » 561.3.3. - Amphibolite (GAF)................................................................ » 561.3.4. - Großvenediger-Schiefer (GVP) ............................................. » 561.3.5. - Quarzgänge ........................................................................... » 572. - QUARTÄRE KONTINENTALE ABLAGERUNGEN ........ » 57


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2.1. - QUARTÄREINHEITEN ............................................................... Seite 572.1.1. - Garda-Synthem (SGD) .......................................................... » 602.1.1.1. - Kasern-Subsynthem (SGD7)........................................... » 622.1.2. - Alpines Postglaziales Synthem (PTG) .................................. » 632.1.2.1 - Amola-Subsynthem (PTG1) ............................................ » 68

V. - TEKTONIK UND METAMORPHOSE ............................ » 711. - TEKTONIK ........................................................................... » 722. - METAMORPHOSE .............................................................. » 772.1 - METAMORPHE ENTWICKLUNG DES TAUERNFENSTERS: ALLGEMEINE ÜBERSICHT ........................................................ » 772.2. - METAMORPHE ENTWICKLUNG DES GRUNDGEBIRGES IM AHRNTAL » 79

VI. - UMWELTGEOLOGIE UND ROHSTOFFE .................... » 831. - LAWINEN ............................................................................. » 832. - FELS- UND BERGSTÜRZE ................................................ » 833. - TIEFGRÜNDIGE MASSENBEWEGUNGEN .................... » 854. - HYDROGEOLOGIE ............................................................. » 855. - ROHSTOFFE ........................................................................ » 855.1. - BERGBAU VON PRETTAU ............................................................ » 855.2. - RADIOAKTIVE MINERALE ........................................................... » 885.3. - KIESGRUBEN ............................................................................. » 896. - ANTHROPOGENE EINGRIFFE.......................................... » 89

VII. - ABSTRACT .......................................................................... » 91

- LITERATURVERZEICHNIS................................................ » 93

- ANHANG .............................................................................. » 103


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I - EINLEITUNG

Das Blatt IGM 003 „Klockerkarkopf“ im Maßstab 1:50.000 hat seine Be-zeichnung vom gleichnamigen Gipfel (2912 m) erhalten, welcher der nördlich-ste des italienischen Staatsgebietes ist. Der Großteil des Kartenblattes wird von österreichischem Staatsgebiet eingenommen, die geologischen Aufnahmen be-schränken sich allerdings auf das italienische Gebiet (135 km²). Die Kartierungen begannen im Jahr 1999 und erstreckten sich über drei Geländekampagnen jeweils im Sommer.

Als topographische Grundlage für die geologischen Aufnahmen wurden Vergrößerungen im Maßstab 1:10.000 verwendet. Folgende IGM Kartenblätter im Maßstab 1:25.000 wurden verwendet: F 1a II NW, Forcella del Picco (Birnlücke); F 1a II SW, Picco dei Tre Signori (Dreiherrenspitz); F 1a III NE, Vetta d’Italia (Klockerkarkopf); F 1a III SE, Predoi (Prettau); F 1a III SW, Valle Aurina (Ahrntal); F 4b IV NE, Sasso Lungo (Lengspitz); F 4b IV NW, Campo Tures (Sand in Taufers).

Das Blatt wurde im Rahmen des Projektes CARG (Gesetz 305/89) der Autonomen Provinz Bozen (PAB) realisiert und stand unter der Leitung von L. NÖSSING und der Mitarbeit von V. MAIR. Die Koordination der geologischen Aufnahmen oblag GIORGIO V. DAL PIAZ, die Kartierungsleitung PAOLA TARTAROTTI (Festgestein) und GIOVANNI B. PELLEGRINI (Quartär), die Aufnahmen im Gelände wurden von GIOVANNI CORTIANA und GIOVANNI TOFFOLON durchgeführt. Die


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Feldbefunde aus Geomorphologie, Geologie und Strukturgeologie wurden durch die Interpretation von Luft- (G.B. PELLEGRINI und G. TOFFOLON) und Satellitenbildern (G. TOFFOLON) sowie durch Dünnschliff- und Mikrosondeanalysen der wichtigsten Lithologien (P. TARTAROTTI und G. TOFFOLON) und durch geochemische Analysen an einigen repräsentativen basischen Gesteinen aus den Ophiolitheinheiten und Kontinentalrändern ergänzt. Die Digitalisierung der Daten erfolgte unter der Leitung von C. STRADA und der Mitarbeit von G. TOFFOLON und C. MORELLI.

Die geologischen Karten im Maßstab 1:10.000 wurden vereinfacht und im Maßstab 1:25.000 von der Autonomen Provinz Bozen-Südtirol mit zweisprachi-ger Legende (Italienisch und Deutsch) herausgegeben und gedruckt (CORTIANA et alii, 2004). Die letzte Vereinheitlichung für den Druck im Maßstab 1:50.000 wurde von G.V. DAL PIAZ und G. TOFFOLON durchgeführt.

Die ersten geologischen Aufnahmen dieses Gebietes (damals innerhalb der Grenzen der Österreichisch-Ungarischen Monarchie) gingen mit der Fertigstel-lung des Blattes „Bruneck“ im Maßstab 1:75.000 (LÖWL, 1881; TELLER, ohne Da-tum, und 1882) in der zweiten Hälfte des 19. Jahrhunderts einher. Dieses Karten-projekt wurde jedoch nicht abgeschlossen. Die darauf folgenden ausgezeichneten Aufnahmen wurden in den 1930er Jahren durchgeführt: das Blatt 003 „Klocker-karkopf“ ist vollständig auf der „Carta Geologica delle Tre Venezie“ (Blatt Nr. 1A) im Maßstab 1:100.000 (SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA, 1930) enthalten und wurde von ANGELO BIANCHI und GIAMBATTISTA DAL PIAZ zwischen 1927 und 1930 aufgenommen. Erwähnenswert ist auch die “Carta geologica dell’Alta Valle Au-rina e regioni vicine” (BIANCHI & DAL PIAZ, 1930) im Maßstab 1:25.000, welche sehr genau die verschiedenen Lithologien des kristallinen Grundgebirges, der me-sozoischen Sedimente und der Ophiolithe darstellt. Diese Karte entspricht dem östlichen Teil des neuen Blattes „Klockerkarkopf“ im Maßstab 1:50.000.

Die wichtigsten Erkenntnisse, die im Rahmen dieser Neuaufnahmen gewon-nen wurden, betreffen vor allem die Darstellung der Quartärsedimente: Diese wurden äußert detailliert kartiert und nach den Kriterien der Syntheme in einem regionalen Maßstab klassifi ziert. In den Festgesteinen bleibt das Alter der Mar-more, welche im kristallinen Grundgebirge der Dreiherrnspitz-Decke vorkom-men, noch immer ungeklärt. BIANCHI & DAL PIAZ (1930) stellten die Marmore in die Trias, wohingegen sie nach unserer Vorstellung vermutlich zum prä-permi-schen, penninischen Grundgebirge gehören. Die Marmore sind vergesellschaftet mit Linsen von basischen Gesteinen mit Eklogitresten, welche BIANCHI (1934) und DAL PIAZ (1934) dem krustalen Magmatismus einer Geosynklinale zugeord-net hatten.

Die geologische Kartierung hat sich an die allgemeinen Richtlinien der „Qua-derni“ des Servizio Geologico Nazionale (SGN) gehalten, jedoch mit Einschrän-kungen, die sich durch das Vorkommen von mehrfach deformierten, tektonome-tamorphen Einheiten ergeben, deren Ausgangsgesteine oft ein unsicheres Alter


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haben und wo primäre Kontakte tektonisch verstellt sind. Daraus folgt, dass alle Einheiten, welche auf dem Blatt vorkommen, nicht formalisierbar sind. In der Le-gende sind die tektonischen Einheiten vom Hangenden ins Liegende dargestellt. Die verschiedenen Lithologien, welche innerhalb dieser Decken vorkommen, werden in chronologischer Reihenfolge aufgelistet, auch wenn die zeitliche Ein-ordnung wegen des Fehlens von Fossilien und der starken tektono-metamorphen Überprägung häufi g unsicher ist.

Die Erläuterungen wurden von G.V. DAL PIAZ unter Mithilfe der Kartierungs-leiter und der Kartierer verfasst. Zu Beginn werden die wichtigsten geographi-schen und morphologischen Gegebenheiten beschrieben (G.B. PELLEGRINI und G. TOFFOLON). Es folgt die geologisch-strukturelle Übersicht des Blattes inner-halb der Ostalpen anhand der vorhandenen Literatur (G.V. DAL PIAZ). Im Kapitel „Stratigraphie“ werden zunächst die lithologischen und petrographischen Eigen-schaften der mono- und polymetamorphen Gesteine erläutert, die zu Einheiten ozeanischer und kontinentaler Herkunft zusammengefasst sind (G. CORTIANA, G. TOFFOLON, G.V. DAL PIAZ und P. TARTAROTTI); danach werden von G.B. PELLEGRI-NI und G. TOFFOLON die quartären Einheiten beschrieben. Anschließend folgt die Erläuterung der strukturellen und metamorphen Eigenschaften der tektonischen Einheiten (P. TARTAROTTI und G. TOFFOLON). Im letzten Kapitel behandeln G. TOF-FOLON und G. CORTIANA Umweltfragen sowie geotechnische Aspekte, die für eine korrekte Raumplanung unerlässlich sind.

Im Anhang fi ndet sich eine Tabelle mit den zweisprachigen Ortsnamen, die von der Tabacco-Karte im Maßstab 1:25.000, Blatt Nr. 035 Ahrntal/Valle Aurina und Rieserferner Gruppe/Vedrette di Ries, stammen.

Wir bedanken uns bei den Kommissionen des Geologischen Dienstes von Ita-lien für die korrekte wissenschaftliche Revision zur Herausgabe der Karte und der Erläuterungen1.

1 - Die letzte Korrektur wurde im September 2008 durchgeführt.

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II - GEOGRAPHISCHE UND MORPHOLOGISCHE ASPEKTE

1. - GEOGRAPHISCHE EINORDNUNG

Das Kartenblatt 003 „Klockerkarkopf” liegt in den Zillertaler Alpen im hinte-ren Ahrntal (Valle Aurina), am nordöstlichen Ende des großen hydrographischen Einzugsgebietes der Etsch. Der Klockerkarkopf (Vetta d’Italia) (2912 m) ist der nördlichste Gipfel Italiens. Das Ahrntal stellt die nördliche Fortsetzung des Tau-ferer Tales (Valle di Tures) dar und zweigt bei Sand in Taufers (Campo Tures), wo das Mühlwalder Tal (Valle Selva dei Molini) und das Reintal (Val di Riva) einmünden, ab. Das Tauferer Tal ist ein orographisch rechtes Seitental des Puster-tales (Val Pusteria) und wird von der Rienz (F. Rienza) durchfl ossen. Die Rienz fl ießt bei Brixen (Bressanone) mit dem Eisack (F. Isarco) zusammen.

Das Tauferer Tal und der untere Abschnitt des Ahrntales zwischen Sand in Taufers und Luttach (Luttago) verlaufen quer (N-S und NNW-SSE) zu den alpi-nen tektonischen Hauptrichtungen. Bei Luttach biegt das Arhntal nach NE um und behält diese Richtung über ca. 25 km bis zum Talschluss (Birnlücke/Forcella del Picco, 2667 m) bei, wobei das Tal einer steil stehenden, spröd-duktilen Scherzone folgt (Fig. 1).

Die Gebirgszüge, welche den hinteren Bereich des Tales im Norden und im Süden begrenzen, verlaufen subparallel zur Ahr, haben eine Gesamtlänge von ca. 57 km und laufen an der Birnlücke wieder zusammen. Der nördliche Gebirgs-


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kamm, orographisch rechts der Ahr, gehört zu den Zillertaler Alpen und stellt die Wasserscheide von Etsch und Inn dar. Der südliche Gebirgskamm, orographisch links, stellt die westliche Fortsetzung der Hohen Tauern dar und ist bis zur Ga-bel Spitz (3076 m) südlich von Prettau (Predoi) die Wasserscheide von Etsch und Drau, südöstlich dieses Gipfels die Wasserscheide von Ahr (Rio Arino) und Reinbach (Rio di Riva). Im nördlichen Gebirgszug liegen die höchsten Gipfel im westlichen Bereich (Schwarzenstein/Sasso Nero, 3369 m), im südlichen bildet der Dreiherrenspitz (Picco dei Tre Signori, 3499 m) den höchsten Gipfel.

Das Tauferer Tal und das äußere Ahrntal sind nördlich der Periadriatischen Linie (Pustertal-Linie) in das ostalpine Grundgebirge eingschnitten. Der Kontakt zwischen Ostalpin und Penninikum ist in der Nähe von Luttach aufgeschlossen. Das hintere Ahrntal hat eine typisch glaziale Morphologie und verläuft in meta-morphen Gesteinen, die drei großen penninischen Einheiten kontinentaler (eu-ropäischer Kontinentalrand) und ozeanischer Herkunft (südpenninischer Ozean) angehören. Die Talfl anken sind oberhalb der Stufe der Hauptvereisung durch zahlreiche Kare und Hängetäler, meist mit geringer Längserstreckung, gegliedert. In den hochgelegenen Karen der linken Seitentälern gibt es einige Restgletscher: diese sind das Prettaukees (Vedrette di Predoi) und das Lahner Kees (Vedrette di Lana) am Westabhang des Dreiherrenspitz (Picco dei Tre Signori), das Rötspitz

Fig. 1 - Blick von der Birnlückenhütte in das Ahrntal (Valle Aurina), welches entlang des tektonischen Kontaktes zwischen Großvenediger-Decke (Zentralgneis), rechts im Bild, und dem metamorphen Grundgebirge der Dreiherrenspitz-Decke, links im Bild, eingeschnitten ist. Man beachte die große gravitative Massenbewegung (Sackung) im unteren linken Bildbereich.


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Kees (Vedretta Rossa) an der Westfl anke der Rötspitze (Pizzo Rosso) sowie ei-nige kleine Gletscher im Röttal (Valle Rossa) und im Windtal (Valle del Vento). Auf der rechten, südexponierten Seite des Ahrntales sind alle Gletscher, mit Ausnahme des Weißenbachtales (Valle di Rio Bianco) (außerhalb des geologi-schen Kartenblattes), verschwunden.

2. - DAS KLIMA

Das Ahrntal ist durch ein kontinentales Klima charakterisiert, das durch kurze und kühle Sommer mit häufi gen Niederschlägen und kalte Winter mit ergiebigen Schneefällen gekennzeichnet ist.

Bei den Temperaturen bezieht man sich auf die Tagesmittelwerte aus dem Zeitraum von 1926-1941, welche in Kasern (Casere) auf einer Seehöhe von 1600 m aufgezeichnet wurden (BEVILACQUA, 1955). Man beachte, dass auf-grund des häufi gen Phänomens der thermischen Inversion die gemessenen Temperaturen in St. Jakob (San Giacomo, 1100 m) nicht wesentlich von jenen in Kasern abweichen. Im Allgemeinen gibt es im Ahrntal im Laufe des Jahres drei bis vier Monate mit Tagesmitteltemperaturen unter 0 °C und andererseits Monate mit Tagesmitteltemperaturen über 10 °C. In keinem Monat steigt die Tagesmitteltemperatur über 20 °C an.

Bei den Niederschlägen bezieht man sich auf die Werte des Zeitraumes von 1926-1950, welche an den Stationen in St. Jakob und Kasern gemessen wurden (BEVILACQUA, 1955). Die jährlichen mittleren Niederschlagsmengen liegen zwi-schen 808,1 und 1032,6 mm, bei 95,4 bis 147,2 Tagen mit Niederschlag. Die nie-derschlagsreichste Jahreszeit ist der Sommer (in Kasern gibt es im Juli im Durch-schnitt 16,5 Tage mit Niederschlag und eine Niederschlagsmenge von 184,3 mm), während es in den Monaten Dezember und Jänner nur wenig Niederschläge gibt. Die Gegend von St. Jakob ist für 2-3 Monate im Jahr schneebedeckt, in den höher gelegenen Gebieten der Gemeinde Prettau können es auch bis zu fünf Monaten sein (DONÀ, 1954; BEVILACQUA, 1955).

Zusätzlich gab es in der Vergangenheit zahlreiche, starke Überschwemmun-gen in kurzen Zeitabständen, die auch große Schäden hervorgerufen haben. Das Ahrntal wurde mehrmals (1959, 1985, 1987, 1990) von Starkniederschlägen heimgesucht, die in der Talsohle zu Überschwemmungen geführt haben. Beson-ders betroffen waren das Ortsgebiet von Prettau und der Abschnitt zwischen St. Jakob und St. Peter. Verbreitet gab es auch Hangrutschungen und intensive Erosion entlang der Flussläufe (DONÀ, 1961; FONTANIVE & MEZZACASA, 1976; MORTARA et alii, 1986; VALENTINI und VILLI 1988; CARDINALI et alii, 1998a; CARDINALI et alii, 1998b). Im Jahr 1959 traten der Walcherbach (Rio di Mezzo) und der Steinerbach (Rio del Sasso) im äußeren Ahrntal über die Ufer (DONÀ, 1961).


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3. - GEOMORPHOLOGIE

Das Ahrntal ist ein klassisches Gebiet für das Studium von glazialen und pe-riglazialen Phänomenen. Formen und Ablagerungen sind über große Bereiche vorhanden (DAL PIAZ, 1930; DONÀ, 1953, 1955, 1964; HAANS, 1967). Der fort-schreitende Rückzug der Gletscher ist in den glaziologischen Berichten von CON-CI (1928, 1929), CONCI & PERETTI (1930), PERETTI (1931-42), MARCHETTI (1932, 1933), SESTINI (1931, 1935), MELANI (1969) und ZANELLA (1970-73) dokumen-tiert. Das Studium geologischer und geomorphologischer Karten verschiedenen Datums erlaubt die Rekonstruktion des Rückzuges des Lahner Kees (Vedretta di Lana) und des Rötspitz Kees (Vedretta Rossa) seit den 1930er Jahren (BIANCHI & DAL PIAZ, 1930) bis zum Jahr 2000 von etwa 500 m und 1000 m. DONÀ (1957) hat im Ahrntal “Eiskeile” beschrieben, die heute verschwunden sind.

Die Ahr verläuft im Bereich des Kartenblattes parallel zu den wichtigsten tek-tonischen Linien (Fig. 1). Der Flussverlauf folgt insbesondere der großen Stö-rungszone, welche das kristalline Grundgebirge des Großvenedigers im Norden deutlich von der Dreiherrenspitz-Decke und der Glockner-Decke im Süden trennt. Das kristalline Grundgebirge des Großvenedigers besteht aus Metagranitoiden und granitischen Gneisen, die mehr oder weniger laminiert sind. Die Dreiherren-spitz-Decke setzt sich aus mono- und polymetamorphen Paragneisen und Glim-merschiefern zusammen. Die Glockner-Decke besteht aus Kalkglimmerschiefern mit metamorphen Ophiolithen (Grüngesteine). Eine Ausnahme bildet die Eng-stelle bei St. Peter (S. Pietro), wo die Ahr Kalkglimmerschiefer durchschneidet. Die oben genannte Störungszone stellt eine sinistrale Seitenverschiebung mit transpressiver Komponente dar: Die transpressiv gehobenen Schollen von Kalk-glimmerschiefern mit Grüngesteinen verursachen eine lokale Abweichung des Talverlaufes in E-W-Richtung im Vergleich zum generellen NE-SW-Verlauf. Der unterschiedliche Gesteinsaufbau der beiden Talfl anken und ihre unterschiedliche Exposition haben zudem zu verschiedenen Landschaftsformen geführt.

Das hintere Ahrntal weist ein deutlich asymmetrisches Querprofi l auf mit ei-ner Verfl achung der rechten Talseite auf etwa 2000 m; auf der gegenüberliegen-den Talseite fehlt diese Verfl achung (Fig. 2).

Diese Asymmetrie ist neben der unterschiedlichen Exposition wahrscheinlich auch auf die größere Hebung des nördlichen Bereichs gegenüber dem südlichen zurückzuführen (DAL PIAZ, 1930). Die Verfl achung entspricht der Trogschulter des Hauptgletschers und einige Autoren haben diese Verfl achung als eine topo-graphische, prä-glaziale Altfl äche interpretiert (DAL PIAZ, 1930; DONÀ, 1964). Tal-abwärts erscheint diese Oberfl äche deutlicher gegliedert. Der Höhenunterschied dieser Fläche zur heutigen Talsohle schwankt zwischen 400 m bei der Schüttal Alm (Malga Val delle Frane) bis 600 m bei der Waldner Alm (Malga della Selva). Die Unterschiede sind sowohl auf strukturelle Gegebenheiten mit unterschiedli-


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cher Hebung des nördlichen Bereiches als auch auf die glaziale Überformung, welche talwärts intensiver gewirkt hat, zurückzuführen. Die glaziale Trogschulter ist an der linken (südlichen) Talseite weniger deutlich ausgebildet, da die entspre-chende Exposition die Entstehung von Talgletschern gefördert hat, die besser ent-wickelt waren und daher länger erhalten geblieben sind; zudem sind die Gesteine auf dieser Talseite erosionsanfälliger.

Die rechte (nördliche) Talseite kann in zwei Abschnitte unterteilt werden: einen östlichen Bereich zwischen dem Talschluss und dem N-S verlaufenden Kamm zwischen Wagnerschneid Spitz und Faden (M. Faden) und einen Bereich westlichen dieses Gebirgskammes. Der östliche Bereich weist zahlreiche Kare auf, welche aneinandergereiht sind und durch parallele, nicht allzu lange Fels-grate voneinander getrennt sind. Die Länge dieser Grate nimmt taleinwärts meist ab und in der oben genannten Verebnung laufen die Kare schließlich aus. In den meisten Fällen ist entlang der Mittelachse der Kare eine Wasserscheide einge-schnitten, welche eine Eintiefung im Hauptkamm erzeugt und in den meisten Fäl-len einem Sattel entspricht (Krimmler Tauern/Passo dei Tauri, Heilig Geist Jöchl/Forcella di Campo, Hundskehljöchl/Passo del Cane). Der Großteil der Gipfel hat eine typische pyramidenförmige Gestalt, an deren Ost- und Westfl anken sich die typischen Senken in Form von Karen entwickeln (Schema A und B in Fig. 3, DONÀ, 1964). Im westlichen Bereich der rechten Talfl anke sind hingegen weite und steile Täler entwickelt, häufi g mit stufenförmig angeordneten Karen. Diese

Fig. 2 - Glaziale Verfl achung auf der rechten Talseite des Ahrntales (Valle Aurina) auf etwa 2000 m Höhe.


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Täler münden im Haupttal und sind voneinander durch parallele Gebirgskämme, die rechtwinkelig zur Achse des Haupttales verlaufen, getrennt. Der Talschluss dieser Täler entspricht ausgedehnten Karen, deren Wasserscheide einem Gipfel oder örtlich einem Sattel entspricht (Schema C und D in Fig. 3).

Auf der linken, südlichen Talfl anke kann man zwei morphologisch unter-schiedlich ausgebildete Bereiche unterscheiden, die ebenso tektonisch bedingt sind. Der erste Bereich besteht von Osten nach Westen aus dem Gebirgskamm Dreiherrnspitz (Picco dei Tre Signori, 3499 m) - Hoher Rosshuf (Piè di Cavallo, 3199 m) - Ahrner Kopf (Cima del Vento, 3050 m), welcher aus Paragneisen und Glimmerschiefern der Dreiherrnspitz-Decke besteht. Hier fi nden sich steile Täler mit einigen Karen, die fast alle von Gletschern bedeckt sind (Fig. 4).

Fig. 3 - Typen von glazialen Karen im Ahrntal (Valle Aurina) (umgezeichnet nach DONÀ, 1964).

SCHEMA C SCHEMA D

SCHEMA A SCHEMA B


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Fig. 4 - Blick auf die gegliederte Westseite des Dreiherrnspitz mit dem Prettaukees (Vedrette di Predoi) (links) und Lahner Kees (Vedrette di Lana) (rechts). Das gesamte Massiv besteht aus dem metamor-phen Grundgebirge der Dreiherrnspitz-Decke.

Die Kare zeigen typischer Weise lang gezogene Formen mit dünnen und sehr ausgeprägten Gebirgskämmen, die an den höchsten Punkten zusammenlaufen. Der zweite Bereich befi ndet sich südwestlich des Windtales (Valle del Vento), wo Kalkglimmerschiefer mit Ophiolithen aufgeschlossen sind. Hier sind typischer Weise stufenförmig angeordnete, talförmige Kare (Schema C und D in Fig. 3) vorhanden. Diese Kare sind meistens sehr steil und parallel zueinander angeord-net, verlaufen rechtwinkelig zum Haupttal und sind meist als Hängetal ausge-bildet. Die einzige Ausnahme bildet das Röttal (Valle Rossa) (Fig. 5), wo eine mächtige Schwelle eine ausgedehnte alluviale Aufschüttungsebene entstehen ließ. Im oberen Bereich ändert das Tal deutlich seine Richtung und folgt der NE-SW streichenden Störungsfl äche zwischen Dreiherrnspitz-Decke und den Kalk-glimmerschiefern (Bündnerschiefer) mit Ophiolithen.Im kartierten Gebiet trifft man auf zahlreiche glaziale und periglaziale Ablagerungen, darunter viele, meist inaktive Blockgletscher (DONÀ, 1964; GRUP. NAZ. GEOGR. FIS. E GEOMORF., 1987).

Die glazialen Ablagerungen, welche im Detail in Kapitel V besprochen wer-den, befi nden sich an den Rändern der rezenten Gletscher und in verschiedenen Gebieten entlang des gesamten Tales. Sie sind Zeugen der Ausdehnung und der Grenzen der pleistozänen Gletscher. Es fehlen die Spuren des letzten eiszeitli-chen Hochstandes der pleistozänen Gletscher, da sich das gesamte Gebiet ober-halb der dauerhaften Schneegrenze befand Es sind aber glaziale Ablagerungen


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vorhanden, welche den Rückzugsphasen zuzuordnen sind. In der Talsohle sind Grundmoränen nur in künstlich geschaffenen Aufschlüssen, in kleinen Anbrüchen durch Massenbewegungen oder Bohrungen zu erkennen. Die interessantesten Ablagerungen sind jene der Kleinen Eiszeit (16.-19. Jhdt.), welche die Stirn der rezenten, sich in raschem Rückzug befi ndlichen Gletscher fl ankieren.

Der charakteristische Rücken bei St. Jakob (San Giacomo), welcher quer zur Talsohle verläuft, wurde früher als eine von der südlichen Talfl anke stammende Bergsturzmasse (BLAAS, 1892; DAL PIAZ, 1930) bzw. als stadialer Moränenkörper (KLEBELSBERG, 1929) gedeutet. Die Durchführung einer Kernbohrung (SG1) in diesem Gebiet erlaubt eine neue Interpretation. Die Felsoberkante wurde in ei-ner Tiefe von 12,50 m erbort. Es handelt sich um Quarz-Glimmerschiefer der Dreiherrnspitz-Decke mit Albitporphyroblasten, Chlorit und Biotit. Dieses Gesteinsvorkommen wird als aufgeschobene Schuppe entlang der sinistralen, transpressiven Scherzone im Haupttal interpretiert. Dieser kristalline Span ist von dünnen glazialen Sedimenten überdeckt, die der spätglazialen Phase des Kasern-Subsynthems (siehe Kapitel V) zuzuordnen sind. Am höchsten Punkt ist ein kleiner Moränenwall sichtbar. Dieser Moränenwall wurde in die Karte ein-gezeichnet, da er wertvolle Hinweise für die glaziale Dynamik des Tales liefert. In den Bohrkernen wurde kein organisches Mateial gefunden und daher war eine radiometrische Datierung dieser Sedimente nicht möglich.

Fig. 5 - Das glazial geformte Röttal (Valle Rossa) mit der Westfl anke der Rötspitze (Pizzo Rosso di Predoi) im Talschluss. Orographisch rechts der Rötspitze ist der tektonische Kontakt zwischen dem kristallinen Grundgebirge der Dreiherrnspitz-Decke und der Glockner-Decke aufgeschlossen (Kalk-glimmerschiefer mit metamorphen Ophiolithen).


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Die spätglazialen Moränen des Kasern-Subsynthems überlagern sich mit je-nen des Hauptgletschers des letzten glazialen Hochstandes. Diese Situation ist in Kasern (Casere) besonders gut sichtbar.

Blockgletscher sind an der orographisch rechten, südexponierten Seite des Tales häufi ger als auf der Südseite: Hier haben sich die Gletscher schneller zu-rückgezogen als auf der gegenüberliegenden Seite und die Schuttmengen, die von den granitischen Gneisen stammen, sind entsprechend groß (Fig. 6).

Die meisten Blockgletscher sind vermutlich inaktiv, da sie nicht sehr mächti-ge Stirnen und in ihrem Internbereich Kollapsstrukturen aufweisen. Die aktiven Blockgletscher sind eher klein, deutlich geböscht und zeigen keine Depressionen im Schuttmaterial. Sie sind weit verbreitet im hinteren Hollenztal (Valle di Landro) und Griesbachtal (Valle di Gries) und oberhalb der spätglazialen Moränen west-lich des Rauhkofels (M.te Fumo).

Auf der linken, nordexponierten Talseite sind aktive und inaktive Blockgletscher weniger häufi g; hier gibt es in den höheren Lagen noch immer Gletscher. Zudem liegen in den tieferen Lagen des untersuchten Gebietes die Stirnen der Blockgletscher unterhalb von 2500 m, weshalb sie nicht aktiv zu sein scheinen. Zudem gilt zu beachten, dass hier die Frostsprengung aus Gründen des Gesteinsaufbaues und der Exposition weniger wirksam ist.

Fig. 6 - Aktiver Blockgletscher an der rechten Talfl anke des Ahrntales; im Hintergrund der Dreiherrn-spitz (links) und die Rötspitze (rechts).


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Im Bereich des Kartenblattes kommen noch andere periglaziale Formen vor, die aber auf der geologischen Karte nicht dargestellt wurden: Es handelt sich um Blockmeere, Polygonböden, Bültenböden, Solifl uktions- und Gelifl uktionsloben sowie einige Nivomoränen; letztere kommen vor allem an der linken Talfl anke des Ahrntales recht häufi g vor, da dort die Nordexposition die Bildung derartiger Formen fördert (Fig. 7).

Im Ahrntal sind Lawinenabgänge sehr häufi g, wobei viele davon die Talsohle erreichen können. Aus diesem Grund sind zahlreiche gemischte Kegel entstan-den, welche sich aus Wildbach-, Murschutt- und Lawinenablagerungen zusam-mensetzen. Diese gemischten Kegel schließen im Talboden meist an jene Rinnen an, die von den Seitentälern und Karen herunterreichen. Die gemischten Kegel sind auf der orographisch rechten Seite häufi ger als auf der linken; dadurch wurde der Verlauf der Ahr (Torrente Aurino) zusehends auf die linke Seite gedrängt. Die bereits erwähnte, unterschiedliche Hebung der beiden Talseiten (DAL PIAZ, 1930) könnte zu diesem Phänomen auch beigetragen haben.

In der Talsohle gibt es einige Rutschmassen und anhaltende Massenbewegungen. Oberhalb der Verengung bei St. Peter befi ndet sich auf der orographisch linken Seite eine ca. 400.000 m³ große Rutschmasse vor der Einmündung des Alprechtales (Valle di Alprè). Talauswärts, rechts gegenüber

Fig. 7 - Gelifl uktions- und Solifl uktionsphänomene im Bereich der Merb Alm (Alpe di Merbe), einem linken Hängetal des Ahrntales.


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der Hofer Alm, entwickelt sich eine gravitative Massenbewegung, welche einen Teil des steilen, aus kataklastischen Kalkglimmerschiefern bestehenden Hanges erfasst. Diese kataklastischen Gesteine treten in der Nähe der tektonischen, sini-stralen Hauptstörung auf. Die derzeitige Hanginstabilität wird durch die Erosion der Ahr am Hangfuß begünstigt.

Oberhalb von Trinkstein (Fonte alla Roccia) befi ndet sich auf der linken Seite eine alte Rutschmasse mit einem Volumen von 15 Millionen m³ (Kataster der Massenbewegungen, Autonome Provinz Bozen). Die Abbruchnische befi ndet sich im Festgestein und ist trotz nachträglicher Verwitterungsprozesse heute noch sichtbar. Diese Massenbewegung fügt sich in eine großräumige tiefgreifende gra-vitative Massenbewegung ein, welche die orographische linke Flanke nördlich des Windtales (Valle del Vento) bis zur Lahner Alm (Malga di Lana) erfasst. Diese Massenbewegung beginnt ab einer Höhe von 2350 m, wobei bestimmte Bereiche stärker verformt wurden als andere (Fig. 8 und 9).

Auf der Oberfl äche sind zahlreiche, längs ausgerichteten Zerrgräben mit un-terschiedlichen Öffnungsweiten vorhanden. Sie verlaufen zueinander parallel und sind durch Verbiegen und Kippen (Toppling) der oberfl ächlichen, ursprünglich subvertikalen Schieferungsfl ächen entstanden. Auf der Karte sind die wichtig-sten Gräben innerhalb der Rutschmasse eingezeichnet. Der oberste Abschnitt ist

Fig. 8 - Zerrgräben und gegen den Hang einfallende Strukturen der tiefgründigen, gravitativen Mas-senbewegung an der linken Talfl anke im hinteren Ahrntal.


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geprägt von der Abrisskante im Festgestein, die von Quartärsedimenten jedoch öfters verdeckt wird. Diese Massenbewegung ist heute noch aktiv und hat einen Talzuschub verursacht (siehe Fig. 1). Eine weitere gravitative Massenbewegung, welche allerdings nicht so tiefgründig ist, befi ndet sich auf der gegenüberliegen-den Talfl anke (orographisch rechts) im Abschnitt zwischen der Oberen Tauernalm (Malga Alti Tauri) und der Kehrer Alm (Malga della Svolta) ab einer Höhe von 2200 m (auf der Karte nicht eingezeichnet). Andere Bereiche der rechten Talfl anke zeigen ebenso häufi g Zerrgräben parallel zur Talachse, jedoch keine sichtbare Hangdeformation (Gebiet um die Fuchsalm) (Malghe della Volpe).

Auf der orographisch linken Seite erkennt man einige schmale, läng-lich angeordnete Senken, welche allerdings auf tektonische Deformation im Zusammenhang mit der sinistralen Seitenverschiebung zurückzuführen sind. Diese Seitenverschiebung bedingt die Morphologie der Talsohle, besonders im Abschnitt zwischen Prettau (Predoi) und St. Peter (San Pietro).

Fig. 9 - Detailansicht der Zerrgräben aus Fig. 8.


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III - GEOLOGISCHER UND STRUKTURELLER RAHMEN

1. - REGIONALE GEOLOGIE

Das Kartenblatt „Klockerkarkopf” liegt im südwestlichen Abschnitt des Tau-ernfensters (Abb. 10), das tektonische Hauptelemnt der Ostalpen (BRANDNER, 1980; BIGI et alii, 1990). Im Tauernfenster sind die tiefsten Stockwerke des Kol-lisionsgebirges freigelegt, welche aus einem Stapel penninischer Einheiten kon-tinentaler, europäischer und ozeanischer Kruste bestehen und unter den überla-gernden ostalpinen Decken adriatischer (afrikanischer) Herkunft abtauchen.

Am Ende des 19. Jhdts. und zu Beginn des 20. Jhdts. wurden die pennini-schen Einheiten der Tauern von der deutsch-österreichischen Schule nach festen Grundsätzen in drei große übereinander liegende, stratigraphisch-metamorphe Einheiten unterteilt: 1) Obere Schieferhülle, bestehend aus triassischen (SUESS, 1890), paläozoischen (BECKE, 1903) oder präkambrischen (FRECH, 1905) Abfol-gen. Später wurden diese Abfolgen zum allochthonen mesozoischen Komplex der Kalkglimmerschiefer mit Ophiolithen (TERMIER, 1903) gerechnet, welche heu-te die Glockner-Decke bilden; 2) Untere Schieferhülle, bestehend aus Grundge-birge und Deckgebirge; 3) Zentralgneis, der dem Altkristallin zugeordnet wurde (ausführlich in DAL PIAZ, 1934).

Zu Beginn des 20. Jhdts. wurde die Deckentheorie, die in den Westalpen begründet wurde, von TERMIER (1903-05) auf die Ostalpen übertragen. Weitere


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Details sind in der historischen Abhandlung von DAL PIAZ & DAL PIAZ (1984) zu lesen. von TERMIER’s Ausgangspunkt war die Korrelation der Oberen Schie-ferhülle mit den Kalkglimmerschiefern (Bündnerschieferkomplex) und Grünge-steinen der italienisch-französischen Westalpen. Die Kalkglimmerschiefer hatten ein sicheres mesozoisches Alter, welches von CORNELIUS (1930) durch detaillierte Untersuchungen im Großglocknergebiet bestätigt wurde. Das darüber liegende Ostalpin wurde somit zu einem enormen System von Gebirgsdecken, welches sich vom Engadin bis nach Wien erstreckt; in Zonen starker struktureller Auf-wölbung sind diese ostalpinen Decken erodiert und lassen die darunter liegenden penninischen Einheiten in den so genannten tektonischen Fenstern zu Tage treten.

Diese bahnbrechende Interpretation wurde von KOBER (1924), STAUB (1924), CORNELIUS (1930) und DAL PIAZ (1934) vervollkommnet und schließlich durch die

Fig. 10 - Vereinfachte, strukturelle Übersichtskarte des westlichen Bereichs des Tauernfensters. Im Tauernfenster wurden die penninische Einheiten (Grundgebirge und mesozoische Sedimentbedek-kung) des passiven, europäischen Kontinentalrandes und die darüber liegende, ophiolithische Glock-ner-Decke exhumiert. Beide Einheiten erfuhren aufgrund der Kollision eine tektonometamorphe Überprägung in Grünschiefer- bis Amphibolitfazies. Darüber folgen die ostalpinen Einheiten adria-tischer (afrikanischer) Herkunft, in welche die oligozänen Plutone des Rieserferner (VR) und Rensen (R) intrudiert sind. Südlich dieses ostalpinen-penninischen Deckenstapels (Kollisionsprisma) liegen die Südalpen (AM). Wichtige tektonische Linien sind: Pustertal-Linie (Pu), Judikarien-Linie (GN), Sprechenstein-Mauls-Linie (SM), Jaufen (J)-, Passeier (PA)- und Brenner-Linie (Br). Die Brenner-Li-nie ist eine nach Westen einfallende Abschiebung, welche die Exhumation und tektonische Denudation des Tauernfensters begünstigt hat. Das Rechteck zeigt die Lage des Kartenblattes „Klockerkarkopf“. Siehe auch Übersichtskarte am Rand des Kartenblattes.

Austroalpino

Austroalpino

Austroalpino

Unità PennidicheFalda delGlockner

Alpi Meridionali

Br

R

VR

J

Pa

PuSM

GN


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Anwendung der neuen plattentektonischen Modelle in den Alpen bestätigt. Die-se Modelle sahen die Subduktion der nördlichen, ozeanischen und kontinentalen Platte (passiver europäischer Kontinentalrand) unter den adriatischen Kontinen-talrand vor, was die Schließung des Ozeans und die Kontinentkollision zur Folge hatte (HAWKESWORTH et alii, 1975; TOLLMANN, 1967, 1975; FRISCH, 1977).

Die Obere Schieferhülle ist eine ophiolithische Decke (Glockner-Decke; STAUB, 1924), welche die Sutur des mesozoischen Piemont-Ligurischen Ozeans (Südpenninikum) darstellt. Die Untere Schieferhülle und die Zentralgneiskörper hingegen stellen Deckgebirgsdecken und/oder Grundgebirgsdecken dar, die vom passiven europäischen Kontinentalrand stammen (BRANDNER, 1980; THIELE, 1980; BIGI et alii, 1990; FRISCH et alii, 1993; KURZ et alii, 1998; KURZ et alii, 2001). Das Vorhandensein eines Subduktionsprozesses wird durch Reste einer Eklogit- oder Blauschieferfazies unterstrichen, welche örtlich neben einer vorherrschenden Regionalmetamorphose in Amphibolit- oder Grünschieferfazies erhalten geblie-ben sind (FRY, 1973; MILLER, 1974, 1986; HOLLAND, 1979; DE VECCHI & BAGGIO, 1982; KURZ et alii, 1998; HOINKES et alii, 1999; mit weiterführender Literatur). Die alpidische Metamorphose hat in den ostalpinen Einheiten kretazisches (eoal-pines), in den penninischen Einheiten tertiäres (eozänes) Alter (DINGELDEY et alii, 1997; GEBAUER, 1999; THÖNI, 1999; mit weiterführender Literatur). Die kretazi-sche Metamorphose im Ostalpin der Ostalpen geht der oberkretazischen Gosau-Sedimentation voraus und ist vermutlich einer Subduktion und Schließung eines westlichen Ausläufers des Vardar-Meliata-Ozeans zuzuordnen. Zu dieser Zeit war der südpenninische Ozean noch geöffnet (THÖNI & JAGOUTZ, 1993).

Die Schließung des südpenninischen Ozeann erfolgte im Eozän und führte zur Kollision zwischen dem aktiven ostalpinen Krustensegment (beinhaltet die eoalpine Gebirgskette) und dem passiven europäischen Kontinentalrand und so-mit zur Bildung eines ostalpin-penninischen Kollisionsprismas (DAL PIAZ et alii, 2003). Nach der Deckenstapelung und der Kontinentkollision wurden die pen-ninischen Decken großmaßstäblich verfaltet und damit äußerst komplexe tekto-nischen Strukturen im Tauernfensters erzeugt. Das kristalline Grundgebirge tritt an zwei Stellen des Tauernfensters großfl ächig zu Tage und wird durch die tek-tonische Muldenstruktur des Großglockner, wo die einzigen Ophiolithsequenzen aufgeschlossen sind, getrennt. Im westlichen Bereich (Fig. 10) sind die antifor-mal aufgewölbten Großvenediger-Zillertal-Gneiskerne im Süden und der Tuxer-Gneiskern im Norden aufgeschlossen.

Die Entstehung solcher großen tektonischen Fenster wurde lange Zeit einer Kombination von Erosionsprozessen und tektonischer Hebung des Deckensta-pels im Scheitelbereich der Längsachse einer Gebirgskette zugeschrieben. Diese Sichtweise wurde in den 1980er Jahren erweitert und man erkannte die Bedeu-tung von Dehnungstektonik, die Überschiebung der ostalpinen Einheiten und die laterale Extrusion der penninischen Einheiten im Liegenden von fl achen, exten-


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sionalen Scherzonen. Diese neuen Auffassungen wurden zuerst im Fenster von Ossola-Tessin (MANTCKTELOW, 1985) dokumentiert und später auch an der West- und Ostseite des Tauernfensters nachgewiesen (BERHMANN, 1988; SELVERSTONE, 1988; RATSCHBACHER et alii, 1989; MANTCKTELOW & PAVLIS, 1994; AXEN et alii, 1995; FÜGENSCHUH et alii, 1997). Die Denudation des Tauernfensters und die Ex-humierung der darunter liegenden penninischen Einheiten sind von der spröd-duktilen Brenner-Abschiebung im Westen (BERHMANN, 1988; SELVERSTONE, 1988) und der Katschberg-Abschiebung im Osten (GENSER & NEUBAUER, 1989; RATSCH-BACHER et alii, 1989) kontrolliert. Diese Abschiebungen begrenzen die ostalpi-nen von den penninischen Einheiten. Die Abschiebungstektonik, die im späten Oligozän begonnen und hauptsächlich im Neogen stattgefunden hat, geht auf die anhaltende Nord-Süd-Einengung (Adria-Europa) der Kollisionszone zurück und bewirkte die laterale Extrusion und Hebung der penninischen Einheiten sowie die Denudation der ostalpinen Einheiten. Schließlich sei noch daran erinnert, dass im Oligozän (32-30 Ma) das Gebiet von Südtirol und Trentino von starker magmati-scher Aktivität geprägt war, welche das gesamte Periadriatische Lineament kenn-zeichnet. Die Produkte waren pyroklastischer Natur (heute erodiert), andesitische Gänge und tonalitische Plutone (DAL PIAZ, 1985; DAL PIAZ et alii, 1988; MAIR & PURTSCHELLER, 1995).

Die Tiefenstruktur der Ostalpen wurde zunächst durch seismische Unter-suchungen (SCARASCIA & CASSINIS, 1992, 1997, mit weiterführender Literatur) und schließlich durch das seismische TRANSALP-Projekt neu ergründet. Das TRANSALP-Profi l erstreckt sich von Treviso bis nach München und durchquert das Ahrntal unweit des Westrandes vom Blatt „Klockerkarkopf“. Die komplexe Tiefenstruktur des ostalpinen-penninischen Kollisionsprismas und der Zusam-menhang mit dem Südalpenindenter wurde anhand verschiedener geometrischer Modelle interpretiert (CASTELLARIN et alii 2002: ductile extrusion model; LAMME-RER et alii, 2002: crocodile model).

2. - BISHERIGE UNTERSUCHUNGEN

Das Ahrntal war bereits zur Römerzeit für das Vorkommen von eisen- und kupferhaltigen Mineralen in der Nähe von Prettau bekannt. Die geschichtliche so-wie demographische Entwicklung im Laufe der Jahrhunderte sind von TSCHURT-SCHENTHALER (1935), BEVILACQUA (1955), RICCARDI (1969), MARRI und PISANO (1979a, 1979b und 1980) beschrieben worden.

Die geologische Erforschung dieser Region geht auf die zweite Hälfte des 19. Jhdts. zurück und ist in den Monographien über Südtirol von BIANCHI (1934) und DAL PIAZ (1934) ausführlich beschrieben. Erwähnenswert ist das geologische Profi l durch die Zillertaler Alpen und das Pustertal von LÖWL (1881), die petro-


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graphischen Studien über die Gesteine des Ahrn- und Zillertales und des Zemm-grund von BECKE (1894, 1897) sowie die Studien von WEINSCHENK (1894) über die Zusammenhänge zwischen den Granitoidkörpern des Großvenediger und den eingebetteten Paragneis-Glimmerschiefern. Diese Thematik wurde später von KÖLBL (1924-32) wieder aufgegriffen. Hinweise auf weiterführende Literatur fi n-den sich in DAL PIAZ (1934). Der westliche Abschnitt des Tauernfensters wurde von SANDER (1911, 1914, 1921a, 1921b, 1925) systematisch aufgenommen und untersucht; ihm gebührt die Anerkennung dafür, den relativ späten Zeitpunkt der metamorphen Kristallisation (Tauernkristallisation) erkannt zu haben.

Die Orthogneise und Schiefer des Greiner, welche in den Zillertaler Alpen aufgeschlossen sind, wurden von CHRISTA (1931, 1934, mit geologischer Karte des Hohen Zemmgrund im Maßstab 1:20.000) beschrieben.

Bedeutende Fortschritte wurden in den 1930er Jahren mit den geologisch-strukturgeologischen Monographien von DAL PIAZ (1934) und den petrographi-schen Monographien von BIANCHI (1934) über den Osten Südtirols und angren-zende Gebiete erzielt (bekannt geworden auch als Einzelwerke: DAL PIAZ & BIAN-CHI, 1934). Die am genauesten untersuchten Gebiete waren: (1) die penninischen Einheiten des Ahrntales, auf Grundlage einer geologischen Karte im Maßstab 1:25.000 (BIANCHI & DAL PIAZ, 1929, 1930, 1939), welche heute den östlichen Bereich des Blattes „Klockerkarkopf“ abdeckt; (2) die Matreier Schuppenzone und das südliche ostalpine Grundgebirge bis zur Pustertal-Linie; (3) der tertiäre Rieserferner-Pluton. Alle diese Untersuchungen wurden in eine geotektonische Rekonstruktion des gesamten Gebietes zwischen dem östlichen Pustertal und der Brennergegend einbezogen. Die geologisch-strukturellen Geländeaufnahmen wurden durch genaue petrographische Beschreibungen der wichtigsten Lithoty-pen aller tektonometamorphen Einheiten und ihrer chemischen Zusammenset-zung ergänzt (BIANCHI, 1934). In Tabelle 1a-b ist eine Auswahl der chemischen Analysen von BIANCHI (1934) und seinem Schüler SEMERANO (1929, in BIANCHI, 1934) von verschiedenen Gesteinstypen der Region sowie die Herkunft der Pro-ben dargestellt.

BIANCHI (1934) und DAL PIAZ (1934) haben innerhalb des Tauernfensters fol-gende tektonischen Einheiten vom Hangenden ins Liegende unterschieden: i) Kalkglimmerschiefer mit Ophiolithen, bestehend aus karbonatischen und peliti-schen Metasedimenten mesozoischen Alters mit Einschaltungen von Grüngestei-nen, welche vereinzelt Serpentinit führen; diese komplexe Abfolge entspricht der Oberen Schieferhülle der österreichischen Autoren; ii) Dreiherrenspitz-Greiner-Decke (Untere Schieferhülle), welche am Talschluss und auf der linken Talseite des hinteren Ahrntales aufgeschlossen ist: sie besteht aus einem Grundgebirge aus Paragneisen, granatführenden phyllitischen Glimmerschiefern mit lokalen Ein-schaltungen von Amphibolit und Eklogit und aus kleinen Schuppen der permo-karbonen und triassischen Sedimentdecke; iii) Großvenediger-Decke, entspricht


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Tab. 1a - Geochemische Analyse der Gesteine des kristallinen Grundgebirges und der ophiolithischen Grüngesteine des Ahrntales.

dem Zentralgneis, aufgeschlossen entlang der gesamten rechten Talseite: hierbei handelt es sich um vermutlich karbone Granite, welche während der alpinen Me-tamorphose in massige und geschieferte Orthogneise umgewandelt wurden. Die Südgrenze des Tauernfensters wird durch die Matreier Schuppenzone gebildet, eine kompklexe Zone aus Kalkglimmerschiefern mit dünnen tektonischen Schup-pen, welche sowohl dem Penninikum als auch dem Ostalpin zugeordnet werden können. Diese Zone befi ndet sich an der Basis des Unterostalpins.

In stratigraphischer Hinsicht wurden die Kalkglimmerschiefern (Bündner-schiefer) mit den Ophiolithen als ein Komplex von phyllitischen, quarzitischen Metasedimenten aus dem Jura und aus kalkigen und dolomitischen Einheiten aus der Mittel- bis Obertrias beschrieben. Ursprünglich soll sich diese Abfolge kontinuierlich aus dem unterliegenden Grundgebirge der Dreiherrenspitz-Decke (Oberperm-Untertrias) entwickelt haben. Im Laufe der alpidischen Orogenese wurden diese Metasedimente abgeschert und bilden nun eine eigene Decke. Die

SiO2 72,56 48,95 49,36 74,26 51,6 72,67 71,29 75,09 46,67 48,82 47,19TiO2 0,17 1,38 0,57 0,10 0,65 0,56 0,53 0,09 2,04 3,05 1,73ZrO2 0,01 -- 0,02 0,02 Spuren Spuren -- -- Spuren SpurenP2O5 0,32 0,19 0,16 0,15 0,12 0,13 0,20 0,14 0,25 0,4 0,21Al2O3 14,07 19,08 12,49 13,37 18,42 12,32 14,33 12,6 14,9 14,59 12,46Ce2O3 -- -- 0,03 -- -- -- -- -- 0,02 Spuren SpurenFe2O3 1,02 6,08 2,69 1,12 2,59 1,80 0,96 0,40 12,03 7,28 3,59FeO 0,46 3,45 6,75 0,61 4,96 3,60 1,33 1,98 3,73 5,93 6,99MnO 0,02 0,20 0,07 0,06 0,09 0,10 0,02 0,02 0,11 0,29 0,08MgO 0,35 5,22 13,01 0,44 6,56 1,96 1,38 0,56 6,50 5,25 10,71CaO 1,30 8,00 10,16 1,47 10,28 0,56 1,73 1,18 9,24 7,98 11,48BaO 0,07 0,02 0,04 0,10 0,07 Spuren Spuren Spuren 0,06 0,02 SpurenK2O 5,13 2,35 1,54 4,35 0,86 1,94 4,19 2,09 0,76 1,13 0,38Na2O 4,02 3,46 1,67 3,87 3,17 3,51 4,11 5,07 3,47 3,36 2,19H2O

- 0,17 0,32 0,31 0,11 0,15 0,24 0,17 0,16 0,18 0,28 0,37H2O

+ 0,53 1,14 1,09 0,24 0,60 0,91 0,39 0,61 0,34 1,37 2,19CO2 -- Spuren 0,20 -- 0,26 Spuren -- -- Spuren Spuren 0,16S -- 0,02 -- -- -- -- -- -- 0,21 0,18 0,09Cl -- -- -- -- -- -- -- -- -- 0,03 --F 0,01 -- -- -- -- -- -- -- -- Spuren --- O = F + S -- -0,01 -- -- -- -- -- -- -0,08 -0.07 -0,03 Summe 100,21 99,85 100,16 100,23 100,38 100,30 100,63 100,09 100,23 99,89 99,79

Probe 1 9 10 11 19 30 31 32 33 34 35


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Platznahme der Ophiolithe durch vorwiegend intrusive Prozesse wurde in Über-einstimmung mit KOBER (1923) und der klassischen Rekonstruktion der westlichen alpinen Tethys nach ARGAND (1916) dem Beginn der alpidischen Orogenese zuge-schrieben (Kreide). Die Ophiolithe liegen in Form von Prasiniten vor, die reich an Epidot sind und lokal Fe-Cu-Vererzungen aufweisen (CAVINATO, 1930; DI COL-BERTALDO & LEONARDELLI, 1963); untergeordnet treten auch Serpentinitlinsen auf.

Im Inneren der Kalkglimmerschiefer mit Ophiolithen gibt es zudem eine Schuppenzone mit Gesteinen der Trias und des Jungpaläozoikums; damit lassen sich noch zwei Teildecken unterscheiden.

Die Dreiherrenspitz-Greiner-Decke beinhaltet zwei stratigraphische Einheiten:I) eine obere, bestehend aus Quarziten, Quarz-Serizit-Glimmerschiefern,

Muskovitglimmerschiefern, manchmal mit Granat, Chlorit oder Turmalin, phyllonitischen Glimmerschiefern und karbonatführenden Graphitschie-fern; diese Gesteinsabfolge wird dem Zeitabschnitt Oberkarbon-Untertrias zugeordent;

Tab. 1b - Lokalität und Beschreibung der Proben (BIANCHI, 1934).

Probe

1

9

10

11

19

30

31

33

32

34

35

Lokalität

N’ von St. Jakob - Ahrntal

Klockerkarkopf - hinteres Ahrntal

Schüttal Schneide - hinteres Ahrntal

S’ Klockerkarkopf - hinteres Ahrntal

Schüttal - hinteres Ahrntal

Dreiherrnspitz

NE’ Hinteres Umbal Törl

Oberes Röttal (Weg von Lenkjöchlhütte oberhalb des Gletschers)

Dreiherrnspitz, Höhe 3335 m

Hinteres Umbal Törl

Mittleres Röttal

Bearbeiter

BIANCHI (1934)

BIANCHI (1934)

BIANCHI (1934)

BIANCHI (1934)

BIANCHI (1934)

SEMERANO (1934)

SEMERANO (1934)

SEMERANO (1934)

BIANCHI (1934)

BIANCHI (1934)

BIANCHI (1934)

Petrographie

aplitischer-muskowitischer Orthogneis

feinschiefriger, Biotit -Amphibolit - Orthogneis

Biotithaltiger Amphibolith; femische Zwischenlage im Biotitorthogneis granitischer Muskowitorthogneis,

arm an Biotit Gneisiger Amphibolit (hohe

Konzentration an femischen Anteilen)

Chlorit - Granat - Paragneis

Zweiglimmer - Orthoaugengneis Muskowit - Orthogneis mit

Albit; tektonische Schuppe der Dreiherrnspitz - Decke innerhalb der

Kalkglimmerschiefer

Hornblende führender Granatamphibolit

Amphibolit - Epidot -Prasinit mit Biotit

Amphibolit - Epidot -Prasinit mit Chlorit


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II) untere Einheit aus dem Spätpaläozoikum, bestehend aus albitischen-muskovitischen Paragneisen mit Granat und Turmalin, welche in Glim-merschiefer mit Chlorit, Turmalin ± Granat übergehen, vereinzelte Ein-schaltungen von hellen Orthogneisen. Die Orthogneise sind teilweise Au-gengneise und beinhalten zahlreiche Linsen aus epidotreichen Amphiboli-ten und granatführenden Amphiboliten mit grüner Hornblende und Resten von beinahe farblosem Aktinolith. Letztere werden als ophiolithische Intrusionen interpretiert und haben einen grundsätzlich anderen geoche-mischen und mineralogischen Charakter als die Metabasite, welche zu-sammen mit den mesozoischen Kalkglimmerschiefern auftreten (BIANCHI, 1934). Später wird sich zeigen, dass es sich um Gesteine unterschiedlichen Ursprungs handelt. Die beiden Gruppen der Paragneis-Glimmerschiefer werden durch die herzynische Diskordanz getrennt, die heutige Paralleli-sierung ihrer Strukturen ist das Ergebnis intensiver Deformation im Rah-men der alpidischen Orogenese (DAL PIAZ, 1934).

Die Gesteine der Großvenediger-Decke wurden in drei große Lithotypen ein-geteilt:

I) der prä-granitische Komplex, vertreten durch Glimmerschiefer mit Biotit, Amphibol und Granat sowie Arkosegneise, analog jenen Gesteinen, wel-che SANDER (1911, 1921, 1925, 1929) im westlichen Abschnitt des Tauern-fensters beschrieben hatte;

II) der granodioritische Batolith, der in Übereinstimung mit den Auffassun-gen von TERMIER (1903) und KOBER (1912, 1923) dem herzynischen Mag-matismus (spätes Paläozoikum) zugeordnet wird; er besteht aus kleinen Granitkörpern, Tonaliten, Gabbro-Dioriten und Gabbros, die aufgrund der alpidischen Metamorphose als Orthogneise mit massiger bis stark ge-schieferter Struktur vorliegen. Außerdem gibt es aplitische Gänge, Mikro-granite und teilweise metamorphe biotitisch-epidotische Lamprophyre mit Amphibolen;

III) der post-granitische Komplex, vertreten durch konglomeratische Gnei-se, Quarz-Serizit-Gneise, karbonathaltige Phyllite, serizitische Quarzite, welche dem Zeitabschnitt Oberkarbon-Untertrias zuzuordnen sind. Diese Abfolge fehlt im Ahrntal fast vollständig (ARMARI & DALLA PORTA MAR-CATO, 1976), ist im Pfi tschtal (Val di Vizze) jedoch weit verbreitet (Greiner-Serie). Diese Gesteine wurden nach der Abtragung des herzynischen Ge-birges und der teilweisen Denudation der Batolithe abgelagert (DE VECCHI & BAGGIO, 1982).

Die strukturgeologische Position des Ahrntales wurde anhand von 13 Serien-profi len im Maßstab 1:25.000 und einem Blockbild im Maßstab 1:100.000 (Fig. 11, DAL PIAZ, 1934) dargestellt. Letzteres zeigt die großen Falten der Kalkglim-merschiefer und der Dreiherrenspitz-Decke südlich der großen Störung entlang


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des Ahrntales, welche die Kalkglimmerschiefer vom Orthogneis des Großvenen-diger trennt. Die Überschiebung der Kalkglimmerschiefer über die Einheiten der Dreiherrenspitz-Decke ist durch eine Schuppenzone gekennzeichnet, welche an der rechten Talfl anke des Röttales (Valle della Rossa) am Rotemann Joch (Giogo Rosso) und an der linken Talfl anke des Windtales (Valle del Vento) gut zu erken-nen ist (Fig. 12). Fragmente dieser Zone treten auch im Inneren der Kalkglimmer-schiefer auf und erlauben die Unterscheidung der Teildecken der Merbspitz-Löf-felspitz (Punta Merbe-Pizzo Cucchiaio) und des Röttales. Das Verschwinden der

Fig. 11 - Tektonisches Blockbild des südlichen Bereiches des Tauernfensters im Ahrntal (DAL PIAZ, 1934):a) metamorphe Ophiolithe, b) mesozoische Bündnerschiefer, c) Dreiherrenspitz-Decke, d) Großvenediger-Decke,

1) Bergbau im Röttal (Valle Rossa),2) Merbspitze (Punta Merbe), 3) Rötfl eckscharte (Bocchetta Valle Rossa),4) Löffelspitz (Pizzo Cucchiaio),5) Lenkjöchl (Giogo Lungo).

Man erkennt sehr gut die disharmonische Struktur mit den großmaßstäblichen Falten in den ophioli-thischen und kontinentalen Einheiten südlich des subvertikalen Kontaktes (duktile Scherzone) mit den granitisch-granodioritischen Orthogneisen des Großvenediger.


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Einheiten der Dreiherrenspitz-Decke auf der linken Seite des hinteren Ahrntales wird durch eine große Antiklinale verursacht, deren Achse nach WSW abtaucht. Diese Einheiten verschwinden über eine Länge von 25 km und tauchen erst wie-der in Pfunders (Valle di Fundres) und im Pfi tschtal (Valle di Vizze) auf (BAGGIO et alii, 1975; DE VECCHI & BAGGIO, 1982). Dieselbe Faltung nach der Deckensta-pelung ist für das Abtauchen des großen Prasinitkörpers vom Sattelspitz-Röttal (M. Sella-Valle della Rossa), der an der Basis der Kalkglimmerschiefer liegt, ver-antwortlich.

Eine Reihe von Profi len im Maßstab 1:50.000 und eine geotektonische Karte im Maßstab 1:200.000 illustrieren die allgemeine strukturgeologische Situation im Osten Südtirols zwischen Brenner und dem hinteren Ahrntal. Dabei sind die Beziehungen zwischen den Dinariden (Südalpen), dem Ostalpin des nördlichen Pustertales und den penninischen Einheiten, die Periadriatische Linie sowie die jüngsten Intrusivkörper dargestellt (DAL PIAZ, 1934).

Nachdem BIANCHI (1934) und DAL PIAZ (1934) ein modernes Bild über die geologischen, petrografi schen und tektonischen Aspekte der penninischen Einheiten im Ahrntal geliefert hatten, erfolgten keine weiteren Untersuchungen mehr in diesem Gebiet. In anderen Bereichen des Tauernfensters wurden hinge-gen neue Untersuchungen mit Schwerpunkt auf mineralogisch-petrographische und geochemische Aspekten der Orthogneise und ihrer Ausgangsgesteine (KARL, 1959; EXNER, 1963, 1967; LAMMERER et alii, 1976) sowie die Zonierung der al-pidischen Regionalmetamorphose angestellt (MORTEANI, 1971, 1974; FREY et al.,

Fig. 12 - Geologisches Panorama der Rainhart-Spitz-Gruppe (Monte Riva di Predoi); unten rechts die Lenkjöchlhütte (Rif. Giogo Lungo) (DAL PIAZ, 1934, Fig. 12). Von oben nach unten erkennt man die Abfolge von Kalkglimmerschiefern mit Grüngesteinen der Glockner-Decke und die Lenkjöchl-schuppenzone im Hangenden des prä-triassischen Grundgebirge der Dreiherrnspitz-Decke.


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1974; HÖRNES und FRIEDRICHSEN, 1974; MORTEANI und RAASE, 1974; FRIEDRICHSEN & MORTEANI, 1979; HOSCHEK, 1980a, 1980b, 1984; SELVERSTONE et alii, 1984; SELVERSTONE, 1985; DACHS, 1986, 1990).

Die geologischen Aufnahmen in den Jahren 1962-67 der Blätter „Brenner“ und „Brixen“ (Blatt 1-4A) für die „Carta Geologica d‘Italia“ im Maßstab 1:100.000 brachten eine Reihe neuer Untersuchungen über die Großvenediger-Decke und über die Kalkglimmerschiefer mit Grüngesteinen (metamorphe Ophiolithe). Diese Neuaufnahmen umfassten das Gebeit vom Großen Möseler (Mesule) über das gan-ze Pfi tschtal (Val di Vizze) bis zum Brennerpass (Passo del Brennero); zusätzlich wurden einige geologische Detailkarten angefertigt (DE VECCHI & PICCIRILLO, 1968; BAGGIO, 1969; BAGGIO et alii, 1973; FENTI & FRIZ, 1973; DE VECCHI et alii, 1973; BAGGIO & DE VECCHI, 1974; DE VECCHI & BAGGIO, 1982; DE VECCHI & MEZZACASA, 1986; DE VECCHI, 1989). Diese Arbeiten haben die wichtigsten Interpretationsansätze von BIANCHI & DAL PIAZ (1934) bestätigt, indem sie die Paragneis-Glimmerschiefer der Greiner-Serie (nur teilweise mit jenen des Dreiherrenspitz zu vergleichen) und das Grundgebirge (Gneise) des Großvenedigers zu einer einzigen Decke zusam-menfassen (DE VECCHI & BAGGIO, 1982).

Zur selben Zeit veröffentlichten ARMARI & DALLA PORTA MARCATO (1976) eine Erläuterung über die klastischen und karbonatischen Abfolgen des Großvenediger, welche im Westen des Kartenblattes, entlang der rechten Talfl anke des mittleren und äußeren Ahrntales zwischen Schönberg (Montebello) und dem Wollbach (Rio di Valle) aufgeschlossen sind. Diese Abfolgen, welche in tektonischem Kontakt zu den darunter liegenden geschieferten-laminierten granitischen Orthogneise stehen, setzen sich folgendermaßen zusammen: i) Arkosegneise und Metakonglomerate, tektonisch stark beansprucht, vermutlich Oberkarbon-Unterperm-Alter; ii) Quarz- und feldspatreiche Glimmerschiefer, vorherrschend Hellglimmer, mit dünnen Einschaltungen von granatführenden Phylliten mit Graphit und schließlich Quarzite, Perm-Untertrias; iii) zuckerkörnige Kalkmarmore, Mittel-Obertrias, sind mit den Abfolgen an der Basis des Hochstegenmarmors (Pfi tschtal) zu ver-gleichen. Die metamorphe Überprägung beginnt in Grünschieferfazies (Albit) und erreicht die Amphibolitfazies (Plagioklas An20-40) während der späten Phase, welche postkinematische Biotitporphyroblasten erzeugt. Aus lithologischer und metamorpher Sicht ist diese Sequenz der Greiner-Serie im Pfi tschtal (DE VECCHI & BAGGIO, 1982) ähnlich.

Der westliche Bereich des Tauernfensters ist durch zwei große Antiformen gekennzeichnet (Tuxer Antiform im Norden, Großvenediger Antiform im Süden), welche durch die synformale Greiner-Serie und Glockner-Decke getrennt wer-den. Die beiden Antiformen sind durch eine sinistrale, duktile Scherzone ent-lang des Kontaktes zwischen der Greiner-Serie und dem Tuxer Gneiskern ver-setzt (BERHMANN, 1988; BEHRMANN & FRISCH, 1990; LAMMERER & WEGER, 1998). Die Synform verschwindet durch das Achsenabtauchen nach W einige Zehner


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Kilometer östlich des Pfi tscherjoches: daraus folgt, dass nördlich des Ahrntales die Orthogneise des Großvenediger (Zillertal) und jene von Tux direkt nebenein-ander liegen.

Die Konzepte der Plattentektonik führten zu einer völlig neuen Sichtweise der Paläogeographie der östlichen alpinen Tethys und der Bedeutung der Glockner-Decke, welche aus Fragmenten jurassischer ozeanischer Lithosphäre (tektonische Schollen und möglicherweise Olistholithe) und aus kretazischen Turbiditablagerungen besteht (BICKLE & PEARCE, 1975; FRISCH, 1979; HÖCK & MILLER, 1980; 1987; HÖCK, 1983; FRISCH et alii, 1987; HÖCK & KOLLER, 1989). Die Matreier Schuppenzone am Übergang zwischen Ostalpin und Penninikum wurde als eine „Trench-Slope“-Sequenz vermutlich kretazisches Alters gedeu-tet, welche an der Stirn des ostalpinen kontinentalen Abhanges abgelagert wur-de (FRISCH et alii, 1987). Tatsächlich konnten zumindest vereinzelt Übergänge zwischen den obersten Kalkglimmerschiefern der Glockner-Decke und jenen der Matreier Zone beobachtet werden (SCHWAN et alii, 1984).

Der basale Anteil der Glockner-Decke besteht aus Metabasalten vom MORB-Typ und kleinen Serpentinitkörpern, die ursprünglich dem Basement des süd-penninischen Ozeans angehört haben (östliche Fortsetzung des piemontesischen Ozeans), der zwischen dem europäischen und dem adriatischen Kontinentalrand lag (HÖCK & MILLER, 1987; HÖCK & KOLLER, 1989, mit weiterführender Literatur). DE VECCHI & PICCIRILLO (1968) und DE VECCHI (1989) haben die geologischen, petrographischen und geochemischen Eigenschaften der Ophiolithe aus dem Pfi tschtal detailliert beschrieben. Die Ophiolithe sind von einer Abfolge aus Meta-Cherts, Quarziten, Kalk-Glimmermarmoren und karbonatischen Schiefern überlagert, welche die so genannte „Glocknerfazies“ der Kalkglimmerschiefer bilden (FRASL, 1958; FRASL & FRANK, 1966). Die darüber liegenden Abfolgen sind durch erhöhten terrigen-klastischen Eintrag gekennzeichnet und setzen sich hauptsächlich aus karbonatischen Quarziten, dunklen Glimmerschiefern und kohlenstoffreichen Phylliten zusammen (FRISCH, 1980; LAMMERER et alii, 1981). Diese Lithotypen ähneln teilweise jenen der Kaserer Serie und Mürtörl-Serie so-wie einigen distalen Bereichen der Matreier Schuppenzone.

Die ophiolithführenden Sequenzen im zentralen Bereich des Tauernfensters wurden von HÖCK (1983) sehr detailliert beschrieben. Die Grüngesteine beste-hen vorwiegend aus prasinitischen, bis zu 1 km mächtigen Metabasalten, wel-che lokal primäre Strukturen aufweisen (Pillows, Hyaloklastite), sowie aus Gabbrokörpern und ultramafi schen Basalten (Serpentinite). Der Wechsel zwi-schen den Metabasalten und den Metasedimenten ist durch eine Übergangszone gekennzeichnet, wobei die Einschaltungen von Kalkglimmerschiefern in den Prasiniten nach oben hin allmählich zunehmen. Die Prasinite werden immer dünner bis sie schließlich mit dem Ende der vulkanischen Aktivität ganz ver-schwinden. In vielen Fällen markiert eine dünne Lage von Quarziten (25-40 cm)


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die Grenze zwischen den Metabasalten und den Metasedimenten. Die gesamte Abfolge endet mit Kalkglimmerschiefern (100-400 m), deren Ausgangsgesteine aus kalkig-tonigen Sedimenten bestanden.

Die basalen Serpentinite stehen vermutlich nicht in primärem Kontakt mit den darüber liegenden Gesteinen, sondern stellen eigenständige, tektonische Schollen dar, die entlang der Überschiebung der Glockner-Decke eingeschürft wurden. Andere Serpentinitkörper, die selten mit Leukogabbros, Fe-Gabbros und Rodingiten (basaltische oder gabbroide Gänge) vergesellschaftet sind, scheinen hingegen von einem Kumulatkomplex an der Basis der Basalte zu stammen.

Nach den geologischen und petrographischen Studien von BIANCHI und DAL PIAZ wurden die Ophiolithe des Ahrntales nicht weiter untersucht, mit Ausnahme von lagerstättlichen Erkundungen (DI COLBERTALDO & LEONARDELLI, 1963; LEONARDELLI, 1964) und geophysikalischen Untersuchungen an den Pyrit-, Chalkopyrit- und Magnetitvererzungen des Bergbaues von Prettau (NORINELLI, 1963; GUZZON et alii, 1974). DERKMANN & KLEMM (1978) beschreiben allgemein Vererzungen des Tauernfensters in Vergesellschaftung mit Ophiolithen.

Aufgrund der regionalen lithostratigraphischen Eigenschaften der Glockner-Decke ist es möglich, die Abfolgen der Kalkglimmerschiefer und Grüngesteine des Ahrntales mit den höheren Abfolgen der Decke zu korrelieren: ausschlag-gebend ist das Fehlen der Metagabbros und/oder der basalen Serpentinite. Die kleinen Serpentinitkörper des Ahrntales könnten als Olistholithe, oder, viel wahr-scheinlicher, als tektonische Schollen gedeutet werden, die in den mittleren und oberen Abschnitt der Kalkglimmerschiefer eingeschuppt wurden.

Mit Beginn der 1980er Jahre gab es deutliche Fortschritte in der Stratigraphie der metamorphen Sedimentabfolgen im Hangenden der Zentralgneiskörper am Westrand des Tauernfensters zwischen dem Pfi schtal und dem Brenner; die-se stratrigraphischen Neuerkenntnisse wirkten sich auch auf die Interpretation des strukturellen Baus auf. Die klastischen Abfolgen, manchmal reich an Metakonglomeraten, und die damit vergesellschaftete Abfolge aus dunklen Schiefern und schwarzen Quarziten über den parautochthonen Karbonatabfolgen des Tuxer Orthogneises wurden dem Jungpaläozoikum zugeordnet (Greiner-Serie) und bildeten somit eine allochthone Einheit (Greiner-Decke) (BAGGIO et alii, 1973; FENTI & FRIZ, 1973; DE VECCHI & BAGGIO, 1982). Später wurden die-se Gesteinsabfolgen dem Jura und der Kreide zugeordnet und als abgescherte, normale Sedimentaufl age des Tuxer-Zentralgneises gedeutet. Diese Abfolge er-streckt sich nach oben hin bis zur basalen Überschiebung der Glockner-Decke (FRISCH, 1974; LAMMERER, 1988, 1990, mit weiterführender Literatur). Diese neue Interpretation der Greiner-Serie hat allerdings wenig Bedeutung für das Blatt „Klockerkarkopf“, da hier diese mesozoischen Abfolgen offensichtlich fehlen.

Als wichtigste Fortschritte in der Erforschung des penninischen Grundgebirges (FRISCH et alii, 1993, mit weiterführender Literatur) sind die Erkenntnis ei-


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nes alten ozeanischen Inselbogens (FRISCH & RAAB, 1987) im prä-granitischen Kristallin sowie zahlreiche radiometrische Altersdatierungen (THÖNI, 1999, mit weiterführender Literatur) zu nennen. Diese haben die zeitliche Zuordnung des granitisch-granodioritischen Batholithen in das Oberkarbon und/oder Unterperm ermöglicht (FINGER et alii, 1993). Das Adjektiv „prä-granitisch“ wird in den vor-liegenden Erläuterungen als chronologische Angabe für Lithotypen und geologi-sche Prozesse benutzt, die älter sind als die Platznahme des karbonen-permischen Batholiths. Es gibt keine U-Pb-Datierungen der Zirkone aus dem Zentralgneis im Ahrntal. Es gibt allerdings von der Hornspitze (östlich des Möselers) und von der österreichischen Seite einige spätpaläozoische radiometrische Alter, die auch in der Unteren Schieferhülle wieder angetroffen wurden (VAVRA & FRISH, 1989; CESARE et alii, 2001).

Die kretazischen (prä-Gosau) Metamorphosealter des Ostalpins gelten seit einiger Zeit als gesichert; die Subduktions- und Regionalmetamorphose der darunter liegenden, penninischen Einheiten (der kontinentaler Kruste und aus Ophiolithen) haben hingegen ausschließlich eozänes Alter (THÖNI, 1999, mit wei-terführender Literatur). Diese zeitliche Diskrepanz der Metamorphosealter zwi-schen dem Ostalpin und dem Penninikum führte zu folgender Hypothese: Die Ostalpen erfuhren zur Kreidezeit (prä-gosauisch) eine erste Gebirgsbildungsphase mit vermutlich westvergenten Deckenüberschiebungen in Folge der Schließung des östlichen Tethysozeans (Meliata-Vardar). Dieser Ozean triassischen Alters soll sich möglicher Weise bis in den alpinen Raum erstreckt haben. Das terti-äre Gebirge mit Nordvergenz entstand hingegen durch die Schließung des me-sozoischen, südpenninischen, ligurisch-piemontesischen Ozeans im Eozän und die darauf folgende kollisionale Akkretion des europäischen Kontinentalrandes (FRANK et alii, 1987; THÖNI & YAGOUTZ, 1993; ZIMMERMANN et alii, 1994; SCHMID et alii, 1997; KURZ et alii, 2001).

Das Alter der alpidischen Regionalmetamorphose im Ahrntal ist noch offen. Es gibt keine endgültigen Altersdaten zur Metamorphose der Kalkglimmerschiefer und Grüngesteine auf italienischem Gebiet des Tauernfensters. Es sind nur ei-nige Rb/Sr-Alter aus Hochdruck-Granaten der Greiner-Serie (CHRISTENSEN et alii, 1994) sowie aus späten Biotiten aus dem Zentralgneis (14,3-16,3 Ma; BORSI et alii, 1973) verfügbar. Letztere entsprechen der Abkühlung der penninischen Einheiten im Zuge der raschen Exhumation; diese Alter wurden auch durch Apatit-Spaltspuralter bestätigt (STAUFENBERG, 1987; STÖCKHERT et alii, 1999).

Das Ahrntal zeigt keine bedeutende seismische Aktivität (ARIC et alii, 1987; SLEJKO et alii, 1987).

Die geologischen und strukturellen Aspekte eines Autobahntunnelprojektes durch die Zillertaler/Ahrntaler Alpen wurden von ARMARI et alii (1973) und FENTI & FRIZ (1973a, b) beschrieben.


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IV - STRATIGRAPHIE

1. - PENNINISCHE EINHEITEN DES TAUERNFENSTERS

Die ophiolithische Glockner-Decke (Obere Schieferhülle, Kalkglimmerschiefer mit Ophiolithen) ist entlang der gesamten orographisch linken Talfl anke des Ahrntales südwestlich des Windtales aufgeschlossen. Die Glockner-Decke wur-de auf die Großvenediger-Decke in Richtung Norden und die Dreiherrnspitz-Decke in Richtung Nordosten überschoben. Der tektonische Kontakt zwischen Glockner- und Großvenediger-Decke verläuft entlang des Ahrntales in NE-SW-Richtung bis zur Birnlücke (Forcella del Picco) (Fig. 13).

Im Bereich von St. Peter (San Pietro) gibt es eine 400-500 m mächtige tektoni-sche Schuppenzone, die vorwiegend aus Kalkglimmerschiefern und untergeord-net aus Marmoren und Dolomiten eines Kontinentalrandes besteht. Der Kontakt zwischen Glockner- und Dreiherrnspitz-Decke ist durch eine komplexe Abfolge tektonischer Schuppen gekennzeichnet, die beiden Decken angehören und an der linken Talfl anke des Windtales, der rechten Talfl anke des hinteren Röttales und am Grat zwischen Kemater Spitze (Pizzo Caminata) sowie am Rotemann Joch (Giogo Rosso) aufgeschlossen sind (Fig. 14).

Diese Schuppenzone fehlt an der Rötspitze, hier ist der direkte Kontakt zwi-schen den Kalkglimmerschiefern und dem Grundgebirge aufgeschlossen (Fig. 15).

Alle tektonischen Hauptkontakte zwischen den Einheiten sind duktile Scher-zonen, die zu einem späteren Zeitpunkt teilweise von spröder Deformation über-prägt wurden.


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Fig. 13 - Die Birnlücke (Forcella del Picco) am Talschluss des Ahrntales markiert die duktile Scherzone zwischen den Orthogneisen der Großvenediger-Decke (links im Bild, orographisch rechte Talseite) und dem metamorphen Grundgebirge der Dreiherrnspitz-Decke.

Fig. 14 - Blick auf die Rötspitze (Pizzo Rosso) und das Lenkjöchl (Giogo Lungo) (im Vordergrund) und auf den Bergrücken zwischen Rainhart Spitz (Monte Riva di Predoi) und Sattelspitz (M. Sella), wo wiederholt Schuppen aus Kalkglimmerschiefern und Prasinite der Glockner-Decke aufgeschlossen sind. Im Hintergrund erkennt man den Rauhkofel (Monte Fumo) (linke Pyramide) und im zentralen Bereich den Klockerkarkopf (Vetta d’Italia) (rechts).


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1.1. - GLOCKNER-DECKE

Die ophiolithische Glockner-Decke besteht aus einer Abfolge von Metase-dimenten (vorwiegend Kalkglimmerschiefer, Bündnerschiefer i.w.S.) und Ein-schaltungen von metamorphen Ophiolithen (Grüngesteine), die aus Metabasiten und vereinzelten Serpentinit-Schuppen bestehen.

Metasedimente

Die Metasedimente bestehen aus karbonatischen Sedimenten (Kalkglimmerschiefer, Bündnerschiefer i.e.S.) mit vereinzelten pelitisch-silizi-klastischen Einschaltungen (phyllitisch) und unreinen Marmoren mit granoblasti-scher Textur. Die Marmore sind von den triassischen Kalk-Dolomitmarmoren der Schuppenzone der Dreiherrnspitz-Decke aufgrund des höheren klastischen Gehalts und der stärkeren Schieferung immer zu unterscheiden. Die Kalkglimmerschiefer nehmen im Allgemeinen den höheren Abschnitt der Glockner-Decke, d.h. den Bereich oberhalb der Hauptmasse der prasinitischen Metabasalte des Röttales, ein. Letztere bestehen meist aus prasinitischen Metabasalten und untergeordnet aus Epidositen und albitischen Amphiboliten mit Cu-Fe-Vererzungen (Bergbau von Prettau). Die Hauptmasse der Prasinite und Amphibolite mit Vererzungen fi ndet man im mittleren und äußeren Röttal, wo Mächtigkeiten bis zu 800 m er-schlossen sind.

Die lithostratigraphische Abfolge der ophiolithischen Glockner-Decke be-steht aus folgenden Gesteinen.

1.1.1. - Bündnerschiefer undifferenziert (TGI)

Hierbei handelt es sich um Kalkglimmerschiefer mit Karbonat, das bisweilen an-keritisch ist, Hellglimmer und Quarz zu verschiedenen Prozentanteilen, Turmalin, Titanit, Epidot, Biotit, Chlorit, Albit und opaken Mineralen als Akzessorien. Bisweilen beobachtet man eine feine Bänderung der Gesteinsabfolge, welche möglicherweise auf Turbidite zurückzuführen ist. Zahlreiche Isoklinalfalten, die vor allem im kleinen Maßstab sichtbar sind sowie duktile Scherzonen weisen unmissverständlich auf eine starke Deformation der ursprünglichen lithostrati-grafi schen Abfolge hin.

Der Komplex der Bündnerschiefer i.w.S. beinhaltet Einschaltungen von phyllitischen Schiefern (TGIa) mit maximalen Mächtigkeiten im Meterbereich. Diese Einschaltungen sind gekennzeichnet von einer graduellen Zunahme des Muskovitgehaltes und häufi g von einer graphitische Färbung; Albit und Chlorit kommen seltener vor.


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Fig. 15 - Ostwand der Rötspitze: tektonischer Kontakt zwischen den Quarz-Glimmer-Schiefern der Dreiherrnspitz-Decke und den darüber liegenden Kalkglimmerschiefern der Glockner-Decke.


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Die bisweilen gebänderten Kalke und Marmore (TGIb) haben aufgrund ihres granoblastischen Gefüges und des höheren Karbonatanteils ein massigeres Aus-sehen. Sie bilden Meter mächtige Einschaltungen in den Kalkglimmerschiefern; die größte Marmorlage von ca. 20 m Mächtigkeit fi ndet sich in der Nähe der Mer-balm (Malga Merbe). Im Allgemeinen handelt es sich um unreine, geschieferte Marmore, die aus granoblastischen Aggregaten von Kalzit und einem deutlich geringeren Anteil aus Quarz, Albit, Hellglimmer ± Chlorit zusammengesetzt sind. Akzessorische Komponenten: Titanit, Epidot, Turmalin, Pyrit, Apatit.

Alter der Ausgangsgesteine: Oberjura bis Kreide?

1.1.1.1. - Rodingi t fe lse (TGI1)

Sie treten entlang der Forststraße am linken Ufer des Merbbaches (Rio Mer-be), südwestlich der Merbalm, im Kern einer großen antiformalen Kofferfalte (box-fold) aus karbonatischen Bündnerschiefern und fein geschichteten Marmo-ren auf (Fig. 16). Die Rodingitfelse sind feinkörnige, grünliche massige Gesteine aus Epidot, Diopsid, Amphibol und Hellglimmer und erreichen im Aufschluss einige Zehnermeter Mächtigkeit. Es handelt sich wahrscheinlich um eine rodin-

Fig. 16 - Kern einer Antiform aus Rodingitfels mit Epidot, Diopsid und Amphibol in den karbonati-schen Bünderschiefern nahe der Merbalm.


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gitische Reaktionszone (DAL PIAZ, 1969), welche sich zwischen den Ausgangsge-steinen der karbonatischen Bündnerschiefer und den darunterliegenden Serpen-tiniten entwickelt hat. Diese Serpentinite wurden 400 m weiter nordöstlich des Aufschlusses in einer Kernbohrung für die Untersuchung von Torfablagerungen angetroffen. Früher wurden solche Felse mit Kalziumsilikaten am Rand von Ser-pentinitkörpern als Kontaktskarne interpretiert, die durch die Intrusion eines ul-tramafi schen Magmas in eine Sedimentabfolge entstanden sind.

Ophiolithe

1.1.2. - Metabasite (GPS)

Die Metabasite sind vorwiegend aus grünlichen, fein-mittelkörnigen Prasiniten mit plattiger Absonderung zusammengesetzt. Sie bestehen aus fast reinen Albitporphyroblasten, grünem oder grün-azurblauem Amphibol, Chlorit, Clinozoisit/Fe-Epidot, Akzessorien: Biotit, Apatit, Titanit, Fe- und Cu-Sulfi de und -Oxide, manchmal Quarz und Karbonat. Die chemische Zusammensetzung des Gesamtgesteins deutet auf ein basaltisches Ausgangsgestein hin. Der geoche-mische Charakter reicht von „Normal“ bis „Transitional-MORB” (TOFFOLON et alii, 2001; Fig.17, Tab. 2) und bestätigt die analytischen Ergebnisse aus anderen italienischen Gebieten der Glockner-Decke (HÖCK & MILLER, 1980; DE VECCHI, 1989; Höck & KOLLER, 1989; KOLLER & HÖCK, 1990).

Unter dem Mikroskop zeigen die Amphibole manchmal eine Zonierung mit einem grünlich-bläulichen Rand und einem beinahe farblosen Kern mit aktino-lithischer Zusammensetzung (ZOLLET, 1975). Der Albit ist in der Regel poiki-litisch mit mikrolithischen Einschlüssen von langstengeligen Amphibolen und anderen Mineralen aus der Matrix. Einige Gesteinstypen, die den Prasininten i.e.S. ähnlen, aber stärker geschiefert sind, erreichen hohe Chloritgehalte. In die-sen Gesteinstypen treten häufi g Kristalle oder kristalline Anhäufungen von Fe-Cu-Sulfi den und -Oxiden zusammen mit chloritisch-albitischen Amphiboliten mit feinkörniger Vererzung (GPSb) auf, wie bspw. in der Nähe des Prettauer Bergbaues. Ähnliche Gesteine treten in der Nähe des Sattelspitz (Monte Sella) auf und enthalten auch Chloritoid. Akzessorische Komponenten: Titanit, bisweilen recht zahlreich, opake Minerale (Ilmenit, Magnetit, Pyrit), Kalzit.

Häufi g tritt in den Prasiniten eine epidotreiche Fazies (GPSa) auf, manchmal sind echte Epidosite vorhanden. Sie sind in der gesamten Abfolge verteilt, be-sonders häufi g aber an der Mündung des Röttales. Der Epidot neigt dazu, sich in Knoten und/oder dünnen Bändern anzureichern.


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Fig. 17 - Plot der Seltenen Erden aus den Metabasiten der ophiolithischen Glockner-Decke im Ahrntal, Chondriten-normalisiert (modifi ziert nach TOFFOLON et alii, 2001). Die Proben VA04 und VA38 sind Prasinite und stammen aus Prettau bzw. von der Rainhart Spitze (Mt. Riva di Predoi).

Tab. 2 - Chemische Analyse (Labor CRPG Nancy, Frankreich) zweier Proben aus prasinitischen Metasedimenten der ophiolithischen Glockner-Decke im hinteren Ahrntal.

SiO2 (%) 49.12 48.74TiO

2 1.11 1.43

P2O

5 0.10 0.18

Al2O

3 18.41 16.24

CaO 7.17 9.27Fe

2O

3tot 9,23 10,74

MnO 0,08 0,15MgO 7,17 6,3K

2O 0,95 0,19

Na2O 2,52 4,32

Glühverlust 3.98 1.91Tot 99.84 99.47

VA 04 VA 38Dy (ppm) 3,53 4,87Er 1,97 2,90Eu 0,98 1,19Gd 3,47 4,41La 2,46 2,64Nd 6,64 9,10Sm 2,55 3,36Y 20,30 27,92Yb 2,12 3,14Zr 69,02 85,86

VA 04 VA 38


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Die vererzten Amphibolite (GPSb) sind feinkörnig und durch Fe-Cu-Oxide und -Sulfi de gekennzeichnet, welche diffus verteilt oder konzentriert vorkom-men (Bergbau von Prettau; DI COLBERTALDO & LEONARDELLI, 1963; LEONARDELLI, 1964); häufi g sind sie mit chloritreichen Prasiniten und chloritisch-albitischen Schiefern (Ovardite) mit Resten von alteriertem Granat vergesellschaftet. Akzessorische Minerale: Quarz, Karbonat, Ilmenit, Rutil, Apatit. Häufi ge litho-klastische Minerale sind Albit, Adular, Titanit, Rutil und Hämatit (GASSER, 1913; CAVINATO, 1929; CAVINATO; 1930).

Alter der Ausgangsgesteine: Mittel-Oberjura bis Kreide?

1.1.3. - Serpentinite (GSM)

Die Ultramafi te, die in anderen Bereichen der Glockner-Decke häufi g vor-kommen, bestehen im Aufnahmegebiet aus seltenen, Meter bis Zehnermeter mächtigen Serpentinit- und Magnetitlinsen.

Auf der Nordseite des Löffl er Sp. (Pizzo Cucchiaio) ist ein größerer Serpen-tinitkörper aufgeschlossen; ein weiteres Vorkommen wurde in einer Kernboh-rung bei der Merbalm angetroffen. Meist sind die Serpentinite massig, bisweilen erscheinen sie aber auch geschiefert bis laminiert oder mylonitisch, manchmal mit Dezimeter mächtigen Lagen aus talkreichen oder chloritischen Schiefern am Kontakt zu anderen Lithotypen. Es gibt keine Relikte, welche auf die Natur der Ausgangsgesteine schließen lassen würden, mit Ausnahme seltener Bereiche von wahrscheinlich Pyroxen, der von Serpentin ersetzt wurde. Aufgrund der regional-geologischen Betrachtung handelt es sich wahrscheinlich um Peridotite aus dem Mantel, die am Ozeanboden und während der Gebirgsbildung metamorph umge-wandelt wurden; nichtsdestotrotz lässt sich das Vorkommen von krustalen Ultra-mafi ten (kumulitisch) nicht ausschließen. Ein massiger Serpentinitkörper wurde im Rahmen der Kernbohrung unter den quartären Ablagerungen bei der Merbalm vorgefunden; diesem Körper ist höchstwahrscheinlich der vorher beschriebene Rodongitfels zuzuschreiben.

Alter der Ausgangsgesteine: nicht defi nierbar.

1.2. - DREIHERRNSPITZ-DECKE

Diese Einheit tritt in großen Mächtigkeiten an der linken Talfl anke des hinteren Ahrntales, des hinteren Röttales (orographisch links), im Windtal (Talschluss und orographisch rechts) und bis zum Talschluss des Ahrntales (Birnlücke/Forcella


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del Picco) auf. Die Dreiherrnspitz-Decke ist entlang einer Störung, die parallel zum Ahrntal bis zur Birnlücke verläuft, auf die Großvenediger-Decke aufgescho-ben und ist ihrerseits von der ophiolithischen Glockner-Decke überschoben. Letz-terer Kontakt ist eine markante und komplexe tektonische Schuppenzone, die im Wind- und Röttal aufgeschlossen ist (Lenkjöchl-Schuppenzone).

Die Dreiherrnspitz-Decke besteht aus karbonatischen und siliziklastischen Metasedimenten mit vermutlich permischem und triassischem Alter, und einem prägranitischen kristallinem Grundgebirge. Dieses kristalline Grundgebirge be-steht aus verschiedenen Paragneis-Glimmerschiefern mit diffusen Einschaltun-gen basischer Gesteine, örtlich mit Eklogitresten, schmalen Orthogneislinsen und untergeordnet aus zuckerkörnigen, gelblich anwitternden Marmoren mit manch-mal violetten Bänderungen. Aufgrund der starken alpidischen Überprägung konnten einige Paragneis-Glimmerschiefer nicht sicher zum polymetamorphen, prä-granitischen Grundgebirge (Unterste Schieferhülle, HERITSCH, 1927) oder zu den permo-karbonen, post-variszischen Abfolgen (Untere Schieferhülle) zugeor-dent werden. In anderen Bereichen des Tauernfensters ist diese Unterscheidung möglich. Auch die Marmore, die früher in die Trias gestellt wurden (BIANCHI & DAL PIAZ, 1930; BIANCHI, 1934; DAL PIAZ, 1934), werden hier - jedoch nicht zwei-felsfrei - dem prä-granitischen Grundgebirge zugeordnet. Diese stratigraphische Zuordnung der Marmore ergibt sich aus der engen Vergesellschaftung mit den Paragneis-Glimmerschiefern mit Amphibolitlinsen und durch das Fehlen der tri-assischen Quarzite, welche andernorts gemeinsam mit den Schuppen aus Trias-marmoren auftreten.

Metasedimente

Es handelt sich um Fragmente von permo-triassischen Abfolgen aus zuk-kerkörnigen Dolomiten, Marmoren, weißen, glimmerreichen Quarziten, Quarz-Glimmerschiefern mit Albitporphyroblasten. Diese Metasedimente stammen vom europäischen Kontinentalrand. Gesteinsschollen verschiedener Mächtigkeit (Zehner bis Hunderter Meter) fi nden sich als tektonische Schuppen in der ophio-lithischen Glockner-Decke (Merbspitze) und am Kontakt mit der darunter lie-genden Dreiherrnspitz-Decke (Talschluss vom Röttal, linke Talfl anke, Talschluss vom Windtal). Eine kleine Schuppe wurde auch bei St. Peter und St. Jakob in einer Kernbohrung am Kontakt zwischen der ophiolithischen Einheit und den Gneisen der Großvenediger-Decke angetroffen. Diese Scholle ist in derselben Po-sition wie die Paragneis-Glimmerschiefer innerhalb des Grundgebirges im We-sten des Kartenblattes (ARMARI & DALLA PORTA MARCATO, 1976).


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1.2.1. - Kalk- und Dolomitmarmore (MCM)

Diese Gesteine sind feinkörnig, grau-blau bis gelblich- weiß, erscheinen mas-sig und zuckerkörnig, manchmal zeigen sie eine planare Schichtung; örtlich gibt es Übergänge zu kritallinen, weißen oder zerklüfteten Dolomite, die mehlartig verwittern. Die Mächtigkeiten übersteigen selten 20 m, außer in der Lenkjöchl-Schuppenzone, im Windtal und im Röttal (Fig. 18), wo die Marmore bis zu 70 m mächtig sind.

Alter der Ausgangsgesteine: Mitteltrias-?Obertrias

1.2.2. - Quarzite (MCQ)

Es handelt sich um kompakte, plattige, weiße oder graue Quarzite, die in glim-merreiche Partien mit Schichtung im Zentimeterbereich übergehen; die Schich-tung wird von der alpinen Schieferung überprägt. Die Quarzite sind an der linken Talseite des Windtales aufgeschlossen und bilden bis zu 10 m mächtige Lagen. Sie sind mit Marmoren und Dolomiten der Mittel-Obertrias vergesellschaftet und kommen in kleinen tektonischen Schollen innerhalb der Kalkglimmerschiefer der Glockner-Decke entlang des Ostgrates der Merbspitze vor. Die Quarzite bilden hier gemeinsam mit Schollen des kristallinen Grundgebirges die „obere Schup-penzone der Dreiherrnspitz-Decke“ (DAL PIAZ, 1934) und erlauben eine Untertei-lung der Glockner-Decke in zwei große Teildecken.

Alter der Ausgangsgesteine: Untertrias?

1.2.3. - Quarz-Glimmerschiefer (MCW)

Es handelt sich um silbergraue Paragneis-Glimmerschiefer mit vorwiegend Quarz, Hellglimmer, Albitporphyroblasten, Chlorit ± grünem Biotit, Epidot, z.T. viel Turmalin, submillimetrischem Granat reich an Pyrop und Almandin (Py+Am = 50-70%; Sp = 0-30%). Diese Schiefer gehen mancherorts in die vorher be-schriebenen glimmerreichen Quarzite über und haben daher vermutlich Perm-Alter. Die häufi gsten Aufschlüsse fi nden sich in der tektonischen Schuppenzone am orographisch linken Talende des Windtales und orographisch rechts im Röttal innerhalb der Kalkglimmerschiefer der Glockner-Decke. Sie bilden kleine Linsen mit Mächtigkeit von selten 5 m.

Alter der Ausgangsgesteine: Perm?


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Fig. 18 - Dolomitmarmore, vermutlich triassischen Alters, im oberen Röttal, rechter Hang.


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Kristallines Grundgebirge

1.2.4. - Dreiherrnspitz-Schiefer (TSB)

Es handelt sich um einen Komplex aus Quarz-Glimmerschiefern mit Albit-porphyroblasten, häufi g mit Epidot, manchmal viel Biotit und Turmalin, manch-mal mit Granat (Fig. 19) und selten mit Fe-haltigem Chloritoid; örtlich fi nden sich Einschaltungen von glimmerreichen, plattigen Quarziten, die den Quarz-Glimmerschiefern der Lenkjöchl-Schuppenzone mit vermutlich permischem Al-ter ähnlich sind. Diese Lithotypen sind vergesellschaftet mit Paragneisen, Quarz-Glimmerschiefern mit Albit und braunem Biotit, Granatglimmerschiefern, phyl-litischen, graphitischen und häufi g karbonathaltigen Schiefern.

Der Komplex der Paragneis-Glimmerschiefer enthält zahlreiche schichtige und linsenförmige Einschaltungen von Metabasiten in Form von Amphiboliten und grobkörnigen granatführenden Amphiboliten, teilweise mit eklogitischen Relikten. Es gibt leukokrate Orthogneisbänder (deformierte, geschieferte Gänge) und zahlreiche Einschaltungen von kristallinen Marmoren.

Die anhand der Mikrosonde analysierten Granate der Glimmerschiefer zeigen eine Almandin betonte Zusammensetzung (Am+Sp = 70-85%), wobei Grossular

Fig. 19 - Granatführender Glimmerschiefer aus dem Grundgebirge des Dreiherrnspitz.


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und Pyrop einen Anteil von 10-15% und 10% erreichen. Die analysierten opa-ken Minerale waren allesamt Ilmenit. Fig. 17 zeigt einen typischen granatreichen Quarz-Glimmerschiefer. Die phyllonitischen Varietäten, welche in diesem Karten-maßstab nicht darstellbar sind, haben eine bleigraue bis silbrige Farbe, sind reich an muskovitischem Glimmer, kohliger-grafi tischer Substanz und bisweilen Biotit.

Im Bereich zwischen Birnlückenhütte (Rifugio Tridentina) und Birnlücke (Forcella del Picco) besteht der Paragneis-Glimmerschiefer-Komplex aus Wech-sellagerungen von: i) hellen Quarz-Muskovitschiefern, welche in serizitische Quarzite und Phyllonite mit Granat übergehen, ii) phyllonitischen-graphitischen Zweiglimmerschiefern mit Granat, bisweilen reich an Albit, iii) Glimmerschiefern und Paragneisen, reich an Chlorit und Albitporphyroblasten, bisweilen stark lami-niert. Der Kamm zwischen der Birnlücke, Grasleitenkopf (Cima di Campogran-de) und Dreiherrnspitz (Picco dei Tre Signori) bietet ausgezeichnete Aufschlüsse dieser Paragneis-Glimmerschiefer. Es überwiegen Albit-Muskovitschiefer mit Biotit, Granat ± Chlorit, Turmalin, Grafi t, welche in granatführende Glimmer-schiefer übergehen, die mit hellen, serizitischen Schiefern, bisweilen mit Chlorit, vergesellschaftet sind. In der Nähe des Gipfels kommen albitführende Zweiglim-mergneise mit Granat und Chlorit vor. Der Paragneis-Glimmerschiefer-Komplex beinhaltet häufi g Einschaltungen von kristallinen Marmoren und Metabasiten.

Die an der rechten Flanke des Windtales auftretenden Quarz-Glimmerschie-fer mit ± Albit, Chlorit und Karbonat beinhalten eine Lage aus Quarz-Muskovit-schiefern, die eine bescheidene Uranvererzung in Form von Pechblende aufweist (BRONDI & TEDESCO, 1959; Details siehe Kapitel VI-5.2). Die Tatsache, dass die meisten Uranvererzungen in den Alpen vorwiegend permisches Alter aufwei-sen, lässt vermuten, dass das kristalline Grundgebirge des Dreiherrnspitz einige Einschaltungen von permischen Quarz-Glimmerschiefern enthält. Die primären Kontakte und Grenzen sind aufgrund der alpidischen, durchgreifenden metamor-phen und strukturellen Überprägung jedoch nicht mehr ersichtlich.

Alter der Ausgangsgesteine: Prä-Karbon bis Perm?

1.2.5. - Phyllonitische Schiefer (FSF)

Es handelt sich um grau-grünliche oder graue Gesteine, die leicht geschiefert sind und entlang von Zonen mit intensiver alpidischer Deformation auftreten. Unter dem Mikroskop sind sie durch einen Filz aus Chlorit und/oder Serizit ge-kennzeichnet, in dem manchmal größere Biotit- und Pyritkristalle vorkommen (Napfspitz/Cima Cadini). Diese Schiefer markieren den tektonischen Kontakt zwischen der Großvenediger- und der Dreiherrnspitz-Decke (aufgeschlossen an der Birnlücken Hütte/Rifugio Tridentina). Manchmal haben sie eine rötliche Kruste, welche auf die Alteration der Eisenoxide und -sulfi de zurückzuführen ist.


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1.2.6. - Amphibolite (TSA)

Es handelt sich um dunkelgrüne Gesteine, die an verschiedenen Stellen in-nerhalb des Paragneis-Glimmerschiefer-Komplexes (TSB) in Form von kleinen, plattigen oder linsenförmigen Körpern auftreten und Dezimeter bis Meter (sel-ten 5 m) mächtig sind. Bisweilen sind sie mit Bänken und Linsen von Marmor vergesellschaftet. Sie bestehen aus reichlich grünem Amphibol, der manchmal zoniert ist und Kerne mit aktinolithischer Zusammensetzung sowie Ränder aus einer grün-blauen aktinolithischen Hornblende aufweist. Weitere Bestandteile: Biotit und Granat, mit bisweilen mehrere Millimeter großen Individuen; unter-geordnet Oligoklas, Quarz und Epidot. Der Granat bildet sowohl Millimeter gro-ßer Kristalle als auch kleine Körner. Die größeren Granate sind eine Mischung aus Almandin (54-57%), Pyrop (8-10%) und Grossular (23-29%), wobei die Ränder etwas reicher an Pyrop und etwas ärmer an Grossular sind. Die kleine-ren Granate sind ärmer an Almandin und Pyrop und reicher an Grossular und Spessartin. Akzessorien: Titanit, Ilmenit und Chlorit. Aufgrund einiger mineralo-gischer und textureller Aspekten können die Amphibolite mit den Prasiniten der ophiolithischen Abfolge verglichen werden (BIANCHI, 1934); allerdings zeigen das Vorkommen von Granat und seine Zusammensetzung deutlich, dass diese basischen Gesteine Teil des kristallinen Grundgebirges sind.

Alter der Ausgangsgesteine: Prä-Karbon

1.2.7. - Granatamphibolite (TSE)

Im kristallinen Grundgebirge im Bereich des Lenkjöchls-Rötspitze (Giogo Lungo-Pizzo Rosso) sind in einigen mafi schen Boudins zahlreiche rötliche, euhe-drale Granaten mit einem Durchmesser von 1-2 cm (Fig. 20) vorhanden.

Es handelt sich um almandin- und pyropreiche Granate (≤ 14%), die wahr-scheinlich auf eklogitfazielle Metamorphosebedingungen zurückzuführen sind. Die Matrix besteht vorwiegend aus grüner Hornblende, Biotit, Titanit und Chlorit als Akzessorien. Bisweilen ist der Kern größerer Amphibole heller, was auf die Existenz Na-reicher Endglieder schließen lässt (BIANCHI, 1934). Lokale Relikte von Clinopyroxenen (größtenteils Diopsid, wo analysiert) sind auf die alpidi-sche, amphibolitfazielle metamorphe Überprägung der „Tauernkristallisation“ zurückzuführen (SANDER, 1925). Soweit sichtbar, stimmt die Schieferung der Amphibolite mit jener der umgebenden Glimmerschiefer überein und wird durch Quarz- oder Karbonatklüfte durchschlagen.

Alter der Ausgangsgesteine: Prä-Karbon


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1.2.7.1. - Eklogi te (TSE1)

Das Vorkommen sicherer Eklogite, welches schon in der Karte von BIANCHI & DAL PIAZ (1930) verzeichnet und von BIANCHI (1934) beschrieben wurde, konnte durch einige Proben bestätigt und dokumentiert werden; diese Proben stammen von der Südschulter des Dreiherrnspitzes auf einer Höhe von 3333 m (Fig. 21). Sie bestehen aus Aggregaten von submillimetrischem Granat, grünen Amphibolen, Resten von Na-reichen Clinopyroxenen (Jd = 32.3-44.6%) und bis-weilen untergeordnet phengitischem Glimmer. Die physikalischen Bedingungen für die Genese der reliktischen Eklogite werden mit T = 455°C und P = 17.7 kbar abgeschätzt. Details der mikrochemischen Analysen und Abschätzungen der Druck- und Temperaturbedingungen werden in Kapitel V (Metamorphose) beschrieben. Die eklogitische Metamorphose ist nicht datiert, aber höchstwahr-scheinlich hat sie alpines (Eozän?) Alter. Wäre sie älter (eo-variszisch?), hätten die Hochdruckmineralparagenesen nicht nur die alpidische Regionalmetamorphose in Amphibolitfazies (Ca- reiche Amphibole, Diopsid, Biotit) überstehen müssen, sondern auch die variszische mit den gleichen Charakteristiken.

Fig. 20 Amphibolit reich an großen Granaten, auf 2900 m Höhe am Nordwestabhang der Rötspitze (Pizzo Rosso).


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Fig. 21 - Der klassische Aufschluss der Eklogite auf einer Höhe von 3333 m an der Südfl anke des Dreiherrenspitz, kartiert und beschrieben von BIANCHI & DAL PIAZ (1930, 1934).

Im Labor CRPG Nancy (Frankreich) wurde der Gesamtgesteinschemismus in vier Proben von Metabasiten des kristallinen Grundgebirge analysiert (Tab. 3): zwei Amphibol-Epidot-Eklogite mit Titanit, Karbonat, opaken Mineralen und Biotit von der Rötspitze (TSE1: Proben VA140 und VA141); ein Albit-Epidot-Amphibolit mit Chlorit und Relikten von Granat (TSA: VA144) und ein Granatamphibolit mit Albit, Epidot und opaken Mineralen (TSA: VA102); alle Proben wurden an der Birnlücke genommen.

Die eklogitischen Gesteine der Rötspitze haben den geochemischen Charakter eines „E-MORB“ (Enriched-MORB), der typischerweise durch die Anreicherung an leichten Seltenen Erden gekennzeichnet ist (Fig. 22). Die Granatamphibolite sind reicher an Al2O3 und MgO, dafür ärmer an CaO als die Eklogite. Abgesehen von einer leichten Anreicherung an schweren SEE ist Verteilung der SEE ähnlich jener der Eklogite.

Alter der Ausgangsgesteine: Prä-Karbon.

1.2.8. - Leukokrate Orthogneise (TSO)

Es handelt sich um hellgraue, fein- bis grobkörnige Gesteine. Sie treten in Form von seltenen fl achen Linsen mit einer Metermächtigkeit und einer Länge von Zehnermetern innerhalb der Paragneis-Glimmerschiefer auf. Die Orthogneise be-stehen aus K-Feldspatkristallen und/oder sichtbaren Albitblasten in einer Matrix aus Quarz, Albit, Muskovit und selten Biotit. Die Albitporphyroblasten sind voll


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Fig. 22 - Verteilung der Seltenen Erden in den Metabasiten der Dreiherrnspitz-Decke (modifi ziert nach TOFFOLON et alii, 2001). Proben VA140, VA141 (Rötspitze): Eklogite mit Diopsid (TSE1). Proben VA144, VA102 (Birnlücke): Amphibolite mit Granat und Amphibolite mit relikti-schen Granaten (TSA).

Tab. 3 - Chemische Analyse des Gesamtgesteinschemismus der Metabasite der Dreiherrnspitz-Decke.Proben VA140, VA141 (Rötspitze): Eklogite (TSE1); Proben VA144, VA102 (Birnlücke); Amphibolite (TSA).

Probe VA 140 VA 141 VA 144 VA 102SiO2 (%) 42.46 36.42 48.11 48.91TiO2 4.61 5.12 3.32 2.74P2O5 0.61 0.45 0.41 0.34Al2O3 8.64 8.23 14.16 15.56CaO 25.74 27.33 11.43 8.68Fe2O3tot 10.85 11.74 13.00 14.41MnO 0.14 0.15 0.29 0.26MgO 3.97 3.77 5.74 5.01K2O -- 0.09 0.17 0.23Na2O 0.27 0.45 2.23 3.49Glühverlust 3.17 6.51 0.99 0.34Tot 100.46 100.26 99.85 99.84

Dy (ppm) 4.20 3.76 6.32 6.14Er 1.42 1.26 2.89 2.86Eu 2.99 3.09 2.74 2.52Gd 7.07 7.21 7.86 7.72La 44.19 45.84 30.51 33.04Nd 47.24 47.18 37.02 32.49Sm 9.25 9.51 8.44 7.92Y 16.44 14.34 31.76 32.04Yb 1.02 0.76 2.80 2.69Zr 174.39 182.52 256.13 202.10


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mit Einschlüssen von mikrolithischem Quarz, Biotit, Epidot und Rutil, welche die Existenz einer intern gefalteten Schieferung unterstreichen. In manchen Fällen sind Augengneis-ähnlich Strukturen vorhanden, in anderen hingegen geschieferte bis laminierte. Als Akzessorien treten Titanit, Epidot, Apatit, Granat, Zirkon und selten Euklas auf (CAVINATO, 1929a, 1929b, 1929c). Die chemische Analyse die-ser Gesteine hat eine alkali-granitische bis leukogranitische Zusammensetzung ergeben (BIANCHI, 1934).

Alter der Ausgangsgesteine: Prä-Karbon?

1.2.9. - Unreine Marmore (TSM)

Es handelt sich um gelblich anwitternde, reine und unreine Kalk- und Kalk-Dolomitmarmore (Hellglimmer, Tremolith, Aktinolith, Epidot), bisweilen mit violetten Bändern, die in Form von plattigen oder linsenförmigen (boudinage) Einschaltungen innerhalb des Paragneis-Glimmerschiefer-Komplexes auftreten (Fig. 23). Zahlreiche Vorkommen von Marmoren gibt es im Felsrücken südlich

Fig. 23 - Dünne Einschaltungen von gelblichen Marmoren in den Glimmerschiefern des Dreiherrn-spitz (A); Isoklinalfalte (B).

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der Laner Alm (Malga Lana) am Rand der großen gravitativen Massenbewegung an der linken Flanke des Ahrntales. Im Osten treten sie entlang des Grenzkammes zwischen der Birnlücke (Forcella del Picco) und den Karen des Prettauer Kees (Vedretta di Predoi) auf, bisweilen in enger Vergesellschaftung mit Meter mäch-tigen Einschaltungen von Amphiboliten. Das Vorhandensein von Isoklinalfalten zeigt, dass die lithologische Bänderung völlig deformiert wurde und sich eine regionale alpine S2-Schieferung gebildet hat. Die Marmore sind fein- bis grobkör-nig, haben eine massige Textur und sind grobkristallin. Unter dem Mikroskop er-kennt man manchmal quarz- und glimmerreiche Lagen. Der Quarz liegt in Form isolierter Kristalle und in polykristallinen Lagen vor und bildet zusammen mit dem Hellglimmer die primäre Foliation ab. Das Alter der Marmore ist äußerst un-sicher und wurde von BIANCHI & DAL PIAZ (1930) als triassisch angesehen; nach unserer Ansicht gehören die Marmore eher zum prä-permischen Grundgebirge.

Alter: Prä-Karbon?

1.3. - GROSSVENEDIGER-DECKE

Die Großvenediger-Decke ist entlang der gesamten orographisch rechten Talfl anke des Ahrntales aufgeschlossen (Fig. 24) und liegt an der Basis des an-tiformalen Deckenstapels. Die Decke besteht aus spätpaläozoischen (309 ± 5, 295 ± 3 Ma) Granitoiden (Zentralgneis), die alpidisch unter grünschiefer- bis amphibolitfaziellen Bedingungen überprägt wurden und untergeordnet aus prä-granitischen Paragneisen, die mit Amphiboliten vergesellschaftet sind („Altes Dach“ Auct.). Die alpidische Metamorphose hat einen Großteil der ursprüngli-chen, metamorphen Mineralvergesellschaftungen und die prä-alpinen Texturen der Paragneise verwischt. Die Gesteine in Grünschieferfazies dominieren im südlichen Abschnitt der Einheit, gegen Norden nimmt der Metamorphosegrat zu (MORTEANI & RAASE, 1974).

Auf dem Kartenblatt „Klockerkarkopf” besteht die Großvenediger-Decke vorwiegend aus Granit-Granodioritgneisen. Die bisweilen porphyrischen Ortho-gneise sind mit sind kaum deformierten, massigen bis körnigen Metagranitoiden sowie Gneisen mit vielen femischen Einschlüssen und plattigen bis geschieferten hellglimmerreichen Gneisen vergesellschaftet. Diese Varietäten gehen auf ver-schiedene Modalverhältnisse zwischen den verschiedenen Mineralphasen zurück (Plagioklas dominiert, Quarz, Biotit, Hellglimmer, Epidot, Chlorit, Aktinolith). Zusammen mit diesen Lithotypen fi ndet man: aplitische-pegmatitische Gänge und größere leukokrate Körper, Amphibolite mit Amphibol und Biotit, gering mächtige Einschaltungen von feinkörnigen Paragneisen und Glimmerschiefern.


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1.3.1. - Granitisch-granodioritische Gneise (GVO)

Diese Gesteine bestehen aus massigen bis geschieferten, bisweilen porphy-rischen Metagranitoiden sowie granitisch-granodioritisch-tonalitischen Gneisen mit Biotit, untergeordnet Hellglimmer, Clinozoisit-Epidot ± Amphibol und mag-matischen Relikten (K-Feldspat, Quarz, Oligoklas-Andesin, Biotit, grün-braune Hornblende). Akzessorische Komponenten: Zirkon, Apatit ± Titanit, Rutil, Granat (unter dem Mikroskop sichtbar), Epidot (Orthit-Allanit), opake Minerale, Kalzit (in Scherzonen). Die am meisten verbreiteten Gesteine sind grau-weißliche Gnei-se mit einer körnigen Textur und einer undeutlichen bis deutlichen Schieferung. Die massigen und geschieferten Bereiche gehen graduell ineinander über und sind daher schwierig abzugrenzen. Damit vergesellschaftet sind fein- bis mittel-körnige, geschiefert-laminierte Faziestypen sowie Mylonite, welche die duktilen Scherzonen anzeigen.

Die häufi gsten metamorphen Reaktionen sind:K-Feldspat → stark verzwillingter Albit → AlbitPlagioklas → Saussurite → Epidot + Albit + Serizit/MuskovitQuarz I (magmatisch) → Quarz II (dynamisch rekristallisiert)Biotit → Biotit II, Chlorit, Hellglimmer + Rutil/Titanit und opake MineraleGrün-braune Hornblende (magmatisch) → grüner Amphibol ± Chlorit.

Fig. 24 - Blick auf den Rauhkofel (Monte Fumo) und die glazial geformten Kare an der rechten Talsei-te des Ahrntales, welche in Granitgneise der Großvenediger-Decke eingeschnitten sind.


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Akzessorische Minerale: Apatit, Titanit, Zirkon, Ilmenit, Magnetit, Kalzit, Rutil und Granat.

Die Zusammensetzung der Orthogneise lässt auf ein granitisch-granodioriti-sches und tonalitisches Ausgangsgestein schließen, welches in dioritische Gestei-ne mit einem höheren Gehalt an Hornblende übergeht (BIANCHI, 1934). Verwendet man modernere Klassifi kationen und vergleicht diese Orthogneise mit den analo-gen Orthogneisen der Möseler-Gruppe (DE VECCHI & MEZZACASA, 1986; CESARE et alii, 2001), stellen die granitoiden Gneise des hinteren Ahrntales eine typische kalk-alkalische Suite dar. Das Alter der Ausgangsgesteine ist spätpaläozoisch (309 ± 5; 295 ± 3; CESARE et alii, 2001).

In der geologischen Karte wurde der oben beschriebene Komplex der Granit-Granodiorit-Gneise (undifferenziert) sowie drei wichtige Varietäten ausgeschie-den:

I) in den weniger stark deformierten Bereichen ist das Gestein vorwiegend ein massiger Metagranitoid (GVOa) (Fig. 25a), bestehend aus K-Feldspat (Orthoklas > Mikroklin), Plagioklas (An20-30), häufi g reich an Mikrolithen von Serizit und Epidot, Myrmekit, mittel-grobkörnigem magmatischem Quarz, bisweilen mit undulöser Auslöschung, Quarz II mit dynamischer Rekristallisation, viel primärem Biotit, manchmal chloritisiert, feinen Körnern von Fe-Epidot, die in der Matrix aus Quarz-Plagioklas ± Horn-blende ziemlich homogen verteilt sind (in den granodioritischen Typen).

II) Fazies reich an femischen Schlieren (GVOb) schwarz-grünlicher Farbe (Fig. 26), reich an Biotit und grüner Hornblende mit linsig-gedrungener oder stark ausgelängter Form, häufi g orientiert. Einige chemische Analy-sen der Orthogneise, die von SEMERANO (1929) und BIANCHI (1934) durch-geführt wurden, sind in Kapitel III (Tab. 1) wiedergegeben.

Alter der Ausgangsgesteine: Oberkarbon-Unterperm.

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Fig. 25 - Großvenediger-Decke: massiger Metagranitoid (A) und mylonitische Varietät (B), rechte Talfl anke des Ahrntales.


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1.3.2. - Leukokrate Gneise (GVL)

Die leukokraten Körper innerhalb der Orthogneise entsprechen ursprüngli-chen pegmatitischen, aplitischen oder leukogranitischen Differenziaten. Sie ha-ben die Form linsenartiger Gänge und erreichen Mächtigkeiten von Dezimetern bis mehreren Metern. Sie sind mit einer gewissen Regelmäßigkeit in den Ortho-

Fig. 26 - Mäßig geschieferter Granodioritgneis mit zahlreichen femischen Schlieren.


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gneisen verteilt, vor allem am NW- Rand des Kartenblattes. Es handelt sich um fein- bis mittelkörnige Gesteine aus Quarz, K-Feldspat (Orthoklas und Mikro-klin), albitischer-oligoklaser Plagioklas, untergeordnet Muskovit und geringen Anteilen an stark verzwillingtem Albit, Epidot, Biotit, Chlorit und Kalzit. Akzes-sorische Minerale, meist in geringen Menegn: Epidot-Clinozoisit, Granat, Apatit, Titanit, Zirkon, Chlorit, sagenitischer Rutil, wenige opake Minerale.


1.3.3. - Amphibolite (GAF)

Es handelt sich um dunkelgrüne-schwarze Gesteine, die vor allem im Nordosten des Kartenblattes, besonders zwischen dem Schüttal (Valle delle Frane) und den Krimmler Tauern (Passo dei Tauri) sowie südlich des Klockerkarkopfes, vorkom-men. Ihre Lagerung ist stratiform oder linsenförmig und sie erreichen selten eine Mächtigkeit von zehn Metern. Die Amphibolite sind gekennzeichnet durch einen hohen Gehalt an grüner Hornblende und rötlichem Biotit sowie untergeordnete Mengen von andesitischem Plagioklas, Quarz, Epidot und Chlorit. Akzessorien: Rutil, Titanit, Zirkon, Apatit, opake Minerale und bisweilen Granat. Manchmal entwicklen sich die Amphibolite zu amphibolitschen-chloritischen Endgliedern und/oder amphibolitschen-biotitischen Endgliedern mit einer deutlicheren Schieferung. Sie stammen von basischen Vulkaniten, die mit dem Magmatismus des Batholithen in Zusammenhang stehen. Das Vorkommen der Metabasite, wel-ches auf der Karte westlich des Waldner Sees (Rauhkofl ) (Lago Della Selva (M. Fumo)) eingezeichnet ist, besteht aus feinkörnigen, grünlichen oder schwärzli-chen Amphiboliten, die reich an bronzefarbenem Biotit sind. Diese Amphibolite enthalten zusätzlich einen Meter mächtigen Horizont aus glimmerreichen Quarziten mit Biotit und sind zusammen mit den umgebenden Orthogneisen deutlich gefaltet (Deformationsphasen D2 und D3). Diese Orthogneise bestehen aus geschiefert-laminierten Amphibolit-(Tonalit)Gneisen mit örtlich aplitischen Gneisgängen und einer hydrothermalen Quarzlinse.


1.3.4. - Großvenediger-Schiefer (GVP)

Diese Gesteinseinheit besteht aus Paragneisen und Glimmerschiefern, die vor-wiegend im Gebiet zwischen dem Klockerkarkopf und der Birnlücke in Form von wenigen Meter mächtigen Körpern auftreten. Sie haben eine ausgeprägte mylo-nitische Schieferung und eine Runzelschieferung, sind fein- bis mittelkörnig und haben eine grau-braune Farbe mit einer braun-rötlichen Verwitterungsschicht.


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Die weniger stark deformierten Varietäten sind den Paragneisen und Glimmerschiefern der Dreiherrnspitz-Decke ähnlich. Diese Analogie wird durch das Vorkommen von Relikten eines rötlichen Biotites in einigen Proben bestätigt. Unter dem Mikroskop hat das Gestein phyllitischen-phyllonitischen Charakter mit Einschaltungen von glimmerreichen Quarziten und besteht aus Aggregaten von polykristallinem Quarz in Wechsellagerung mit Lagen von Hellglimmer, untergeordnet Biotit, Chlorit und manchmal Granat. Granatglimmerschiefer mit Kyanit und Chlorit (aus Biotit) kommen laut BIANCHI (1934) in der Nähe des Grenzkammes, im Westen des Kartenblattes, vor. Akzessorien: Epidot, Titanit, opake Minerale und Albit. Die Großvenediger-Schiefer sind als restlichem prä-granitische Dachgesteine zu betrachten, in welche der granitoide Batholit (Protholith des GVO) eingedrungen ist. Bei der alpidischen Metamorphose und Deformation wurden die mineralogische Zusammensetzung und die strukturellen Merkmale jedoch völlig verändert.

Alter der Ausgangsgesteine: Prä-Karbon.

1.3.5. - Quarzgänge

Im gesamten untersuchten Gebiet trifft man auf Quarzgänge und -klüfte. Sie durchkreuzen mit verschiedener Orientierung die drei tektonischen Hauptdek-ken. Die größeren Gänge erreichen eine Länge von 20-30 m, die Mächtigkeit übersteigt selten einen Meter. Sie sind monomineralisch und durch die Verge-sellschaftung von Quarz und Albit gekennzeichnet. Ebebnso häufi g sind Geo-den und Kluftminerale (GASSER, 1913; CAVINATO, 1930). Aufgrund der geringen Dimension sind die Gänge nur in der Kartierung 1:10.000 verzeichnet und der Datenbank der Autonomen Provinz Bozen enthalten. Die Quarzgänge gehören zum alpidischen Zyklus.

2. - QUARTÄRE KONTINENTALE ABLAGERUNGEN

Die Untersuchung der quartären Ablagerungen wurde anhand der vor-handenen Literatur, durch Geländeaufnahmen und die Interpretation von Luftbil-dern und Orthofotos durchgeführt. Außerdem wurden zwei Kernbohrungen (SG1 und BS1) durchgeführt - eine in St. Jakob (San Giacomo) im Ortsteil „Am Bühel“ (1167 m) und eine nahe der Merbalm (2005 m). Die Tiefe der erste Bohrung betrug 20,70 m, wobei bei 12,50 m der Felsuntergrund angetroffen wurde. Die zweite Bohrung hat den Felsuntergrund bei 6,60 m erreicht und wurde in 11,70 m Tiefe beendet. Diese Bohrkerne enthielten Lagen von organischem Material, welches mit der 14C-Methode datiert wurde.


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2.1. - QUARTÄREINHEITEN

Die quartären Ablagerungen wurden nach den Kriterien der so genann-ten UBSU (Unconformity-bounded Stratigraphic Units), d.h. in Einheiten, die von Unconformities begrenzt sind, unterteilt. In jeder Einheit wurden die li-thologischen Eigenschaften und vor allem die Variationen der Faziestypen dieser Lockersedimente (alluvionale, lakustrine, fl uvioglaziale Ablagerungen und Eisrandsedimente, usw.) unterschieden. Anhand der Farbe der jeweiligen Übersignatur lässt sich auf der geologischen Karte die genetische Interpretation der jeweiligen Ablagerung darstellen; dies gilt auch für sehr heterogene Ablagerungen wie glaziale Sedimente oder Massenbewegungskörper. Die Übersignaturen überlagern sich dabei mit den Farben der entsprechenden stra-tigraphischen Einheiten. Um die verschiedenen Quartärablagerungen zu korre-lieren und ihre Zugehörigkeit zu den verschiedenen stratigraphischen Einheiten festzulegen, wurden die Kriterien für geologische Aufnahme des kontinentalen Quartärs, welche im „Quaderno 1, serie III, del S.G.N. (1992)“ vorgeschlagen wer-den, angewandt. Die Unterteilung der Quartäreinheiten erfolgte in Abstimmung mit benachbarten Gebieten des Etsch-Einzugsgebietes. Zusätzlich wurde die ur-sprüngliche Defi nition der UBSU leicht abgewandelt, um sie auch in den klein-räumigen alpinen Gebieten anwenden zu können. In der Tabelle 4 sind die von Unconformities begrenzten kontinentalen, pliozänen bis quartären Einheiten des Blattes „Klockerkarkopf“ kurz dargestellt. Neben dem Alter der einzelnen stra-tigraphischen Einheiten sind auch die wichtigsten lithologischen Merkmale be-schrieben und die von früheren Autoren verwendeten Bezeichnungen angegeben.

Es wurden zwei Einheiten mit dem Rang eines Synthems und zwei mit dem eines Subsynthems unterschieden. Insbesondere wurde die postglaziale Einheit eingeführt, welche als Alpines Postglaziales Synthem (PTG) defi niert wurde und

Tab. 4 - Übersicht der kontinentalen, pliozänen bis quartären Einheiten des Blattes Klockerkarkopf.

Fazies

Glaziale und fl uvioglaziale Ablagerungen, aktive

Blockgletscher

Glaziale und alluviale Ablagerungen,

Hangablagerungen

Glaziale und andere, damit korrelierbare

Ablagerungen

Glaziale und andere, damit korrelierbare

Ablagerungen

Alter

Heute-Holozän p.p.

Holozän-Oberes

Pleistozän p.p.

Oberes Pleistozän p.p.

Oberes Pleistozän p.p.

Klimatische Einheiten

Kleine Eiszeit-Heute

Postglazial-Spätglazial

Spätglazial

Spätglazial-Hochglazial

Formeller Name

Amola-Subsynthem

Alpines Postglaziales Synthem

Kasern-Subsynthem (Einheit der Hochtäler)

Garda-Synthem

Kürzel

PTG1

PTG

SGD7

SGD

Ältere Autoren

Holozäne Ablagerungen

Holozäne Ablagerungen

Spätglaziale, stadiale Phasen

(Gschnitz)

Würm III


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alle Ablagerungen seit dem Ende des letzten Glazials bis heute beinhaltet. Das Garda-Synthem (SGD) beinhaltet die glazialen und fl uvioglazialen Ablagerungen in Zusammenhang mit dem letzten glazialen Hochstand (Last Glacial Maximum = LGM). Die Verwendung des Garda-Synthems wurde insofern nötig, als alle Ablagerungen des LGM innerhalb des Etsch- und Garda-Einzugsbeckens, zu welchem auch das Ahrntal gehört, potenziell korrelierbar sein sollten.

Innerhalb des Alpinen Postglazialen Synthems war es möglich, das Amola-Subsynthem (PTG1) auszuscheiden, welches die glazialen Ablagerungen, die Blockgletscher aus der Kleinen Eiszeit und die rezenten Blockgletscher beinhal-tet (Fig. 27).

Innerhalb des Garda-Synthems wurde das Kasern-Subsynthem (SGD7) ein-geführt, welches glaziale Ablagerungen und stadiale Eisrandsedimente nach dem letzten glazialen Hochstand (LGM) beinhaltet (Fig. 28). Bei der Merbalm (Alpe di Merbe) gibt es ein Torfmoor, welches sich hinter einer stadialen Moräne des Kasern-Subsynthem gebildet hatte. In diesem Bereich wurde die Bohrung BS1 abgeteuft. Die Datierung des organischen Materials aus der Bohrung hat ein Alter von 3105 ±25 Jahren BP ergeben. Diese Datierung liefert jedoch keinen sicheren Hinweis auf das Alter dieses stadialen Ereignisses, da es nicht möglich ist, die Zeitspanne zwischen dem Rückzug der Gletscherzunge und der Entstehung des

Fig. 27 - Rechtseitiger Moränenwall des Lahner Kees (Vedretta di Lana) und dahinter die Seitenmoränen des Prettau Kees (Vedretta di Predoi). Im Hintergrund der Grasleitenkopf (Cima di Campogrande).


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Torfmoores mit der Ablagerung des organischen Materials zu bestimmen.Das Ahrntal war wegen seiner geographischen Lage und der relativ gro-

ßen, mittleren Höhenlage während des Pleistozäns immer wieder starken Vergletscherungen ausgesetzt. Während dieser Zeit lag ein Großteil des Gebietes fast immer oberhalb der Schneegrenze, wahrscheinlich waren die Formen und Ausmaße der Gletscher zu verschiedenen Zeiten immer ungefähr gleich. Daraus folgt, dass die Spuren älterer Vereisungen verwischt sind; und bis heute wurden keine Ablagerungen gefunden, die auf Vergletscherungen vor dem LGM zurück-zuführen sind.

2.1.1 - Garda-Synthem (SGD)

Das Garda-Synthem beinhaltet die glazialen Eisrandsedimente und die fl u-vioglazialen Ablagerungen, die in Zusammenhang mit dem Hauptgletscher des Ahrntales während des letzten eiszeitlichen Hochstandes (LGM) abgelagert wurden. Die Ablagerungen dieser Einheit gehen weit über die Grenzen dieses

Fig. 28 - Überschneidung der Moränenwälle des Kasern-Subsynthems mit den Seitenmoränenwällen des Talgletschers im Vordergrund (Garda-Synthem).


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Kartenblattes und des Ahrntales hinaus und sind daher mit den Ablagerungen derselben glazialen Phase des Pustertales, des Eisacktales und schließlich mit den Endmoränen im Beeich des Gardasees korrelierbar. Aus dieser Feststellung stammt der Name dieses Synthems.

Alter: Oberes Pleistozän p.p.

Folgende Faziestypen werden unterschieden:

Till undifferenziertUnter dieser Bezeichnung werden die glazialen Ablagerungen im

Allgemeinen sowie die Ausschmelz- und Grundmoränen zusammengefasst. Die Ausschmelzmoräne ist ein massiger Diamikt mit sandig-siltiger Matrix, meist von grau-rötlicher Farbe und mit Blöcken von einigen Zentimetern bis über einem Meter Größe. Das Gefüge ist teilweise klastengestützt. Die Verwitterungsschwarte reicht bis 40-50 cm Tiefe. Diese Moränen bilden stumpfe, abgefl achtem Wälle, sind bewachsen und liegen meist auf Grundmoränen oder auf Festgestein. Andernfalls sind diese Moränen über weite Flächen verstreut, überlagern Grundmoränen, den Festgesteinsuntergrund oder möglicher Weise auch prä-LGM glazigene Sedimente. Die Obergrenze der Moränen wird vielfach durch die Topographie bestimmt, in anderen Fällen werden die Moränen von Schutthalden aus den höher liegenden Felswänden, von Blockgletschern oder von Moor- und Torfablagerungen überlagert

Die am höchsten gelegene Seitenmoräne, welche zu dieser Einheit gehört, liegt auf der orographisch rechten Talfl anke in einer Höhe von 2070-2100 m nahe der Starkl Alm (Malga Prato Alto). Diese Seitenmoräne wird von mehreren Moränen der Kargletscher aus den seitlichen Hängetälern überlagert, die dem Kasern-Subsynthem (Einheit der Hochtäler) zuzurechnen sind.

Der Till undifferenziert besteht aus einem Diamikt ähnlich jenem der Ausschmelzmoräne, aber ohne die entsprechende Formen, da Auswaschungen durch Fließgewässer und gravitative Prozessen nachträglich zu Umgestaltungen führten.

Die Grundmoräne (engl. lodgement till) ist ein massiger Diamikt, meist von grau-rötlichen Farbe, mit einer sandig-siltigen Matrix und Blöcken von einigen Zentimetern bis über einem Meter Größe. Die Blöcke und der Kies sind subge-rundet bis subangular. Das Gefüge ist matrixgestützt. Die Verwitterung reicht in jenen Aufschlüssen, an denen eine Untersuchung möglich war (Umgebung der Starkl Alm) bis in eine Tiefe von 65-70 cm und zeigt einen 20-30 cm mächti-gen, braun-grauen Bodenhorizont. Unter diesem Bodenhorizont tritt ein Diamikt mit einer tonig-siltigen Matrix, roter Farbe (ca. 5Y/R) und Geröllen von alterier-ten Gneisen (sind mit der Schaufel zerkleinerbar) zu Tage. Die Grundmoränen,


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die auf Festgestein oder auf älteren glazigenen Sedimenten liegen, werden von Ausschmelzmoränen stadialer Phasen des LGM oder von glazialen Sedimenten der darauf folgenden Phasen überlagert. Diese Lagerungsverhältnisse sind in tek-tonischen Gräben nahe der Starkl Alm und in Aufschlüssen, die durch kleine, nicht kartierbare Rutschungen entstanden sind, ersichtlich.

EisrandsedimenteEs handelt sich um massige, heterogene Ablagerungen bestehend aus einem

Diamikt mit klasten- bis matrixgestütztem Gefüge; die verschieden großen Klasten sind eckig bis angerundet. Je nach dem Verhältnis zum Gletscher sind manchmal eine grobe Schichtung, Schrägschichtung oder andere sedimentäre Strukturen vorhanden. Eisrandsedimente sind aufgrund ihrer Form erkennbar und nach oben hin durch die Topographie begrenzt. Lateral grenzen sie an Hangschutt oder an kolluviale Ablagerungen. Sie überlagern Ausschmelz- oder Grundmoränen oder direkt das Festgestein. Aufschlüsse von Eisrandsedimenten fi nden sich auf der orographisch rechten Talfl anke des Ahrntales westlich der Hollenzalm (Malghe di Landro).

2.1.1.1 - Kasern-Subsynthem (SGD7)

Das Kasern-Subsynthem beinhaltet glaziale Ablagerungen, Eisrandsedimente und fl uvioglaziale Sedimente einer sich rasch zurückziehenden Gletscherzunge am Talboden und später von Gletschern aus den nördlichen und südli-chen Seitentälern. Diese Gletscher überschneiden die Moränen des LGM-Hauptgletschers. Die Ablagerungen des Kasern-Subsynthems entsprechen wahr-scheinlich den verschiedenen Stadialen nach der Steinach-Phase (KERSCHENR, 1999). Als sich der Hauptgletscher bereits zurückgezogen hatte und lokal Schollen von Toteis am Talboden zurückließ, stießen die Gletscher aus den südlichen, nor-dexponierten Seitentälern bis in das Haupttal vor und hinterließen Seitenmoränen auf beiden Talseiten. Diese Gegebenheit ist zumindest an einem Beispiel in Kasern (Casere) dokumentiert, von wo auch der Name des Subsynthems stammt. In Kasern sind die Moränen jenes Gletschers erhalten, der aus dem Röttal vor-stieß und die glazialen und fl uvioglazialen Ablagerungen des LGM überlagert. Im Gebiet der Starkl Alm (Malga Prato Alto) und der Fuchsalm (Malga della Volpe) werden die rechten Seitenmoränen des Hauptgletschers des LGM (Garda-Synthem) von Moränen einiger Gletscher aus den nördlichen Seitentälern über-lagert (siehe Fig. 28); damit lässt sich die Grenze des Kasern-Subsysnthems mit dem Garda-Synthem defi nieren. Aufgrund der unterschiedlichen Exposition sind die Gletscherzungen aus den nördlichen, südexponierten Tälern weniger ausge-prägt als jene der gegenüber liegenden Talseite. Im Talboden gibt es bei St. Jakob


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(San Giacomo) einen quer zum Tal verlaufenden Rücken, der von KLEBESBERG (1929) als ein bedeutender Moränenkörper interpretiert wurde. Wie schon in Kapitel II erwähnt, handelt es sich aber um eine Festgesteinsscholle, die durch die sinistrale Transpressionstektonik aufgeschoben wurde und nur von gering mächtigen glazialen Ablagerungen und einem Moränenwall überbedeckt ist. Diese Quartärablagerungen sind dem Kasern-Subsynthem zuzuordnen und be-legen eine stadiale Rückzugsphase des Hauptgletschers, die vor dem erneuten Gletschervorstoß bei Kasern stattgefunden hat. Die Eisrandsedimente an beiden Flanken in der Nähe des Talbodens werden ebenfalls zu dieser Einheit gerechnet.

Alter: Oberes Pleistozän p.p.


Till undifferenziertHierbei sind Ausschmelz- und Grundmoränen zusammengefasst. Bei der

Ausschmelzmoräne handelt es sich um einen grauen, massigen Diamikt mit san-dig-siltiger Matrix und einigen Zentimeter bis über einem Meter großen Klasten. Mancherorts ist eine dünne Verwitterungsschicht (max. 15 cm) mit beginnender Bodenbildung vorhanden. Die Moränenwälle zeigen abgerundete Scheitel, sind häufi g bewachsen und lagern auf Ausschmelz- oder Grundmoränen des LGM oder auf Festgestein. Zudem fi ndet man undifferenzierten Till innerhalb der ob-genannten Moränenwälle, wo er Ausschmelz- oder Grundmoränen der vorher-gehenden glazialen Phasen oder das Festgestein bedeckt. Die Obergrenze der Moränen wird durch die derzeitige Oberfl äche gebildet, manchmal werden sie von Sturzschutthalden, von Blockgletschern oder von Torf- und Moorablagerungen überlagert.

Der am tiefsten liegende Moränenwall, der zum Kasern-Subsynthem gehört, ist nahe der Ortschaft St. Jakob auf einer Höhe von 1140 m sichtbar. Es handelt sich um einen bewachsenen und von Menschenhand stark umgeformten Moränenwall mit einem abgefl achten Scheitel. Die wichtigsten Moränenwälle sind die bereits erwähnten in der Ortschaft Kasern. Der Till undifferenziert besteht aus einem Diamikt mit vergleichbaren Eigenschaften wie eine Ausschmelzmoräne, aber ohne die entsprechenden Formen, da nachträgliche Auswaschungen und gravita-tive Prozesse zur Umgestaltung der Ablagerungen geführt haben.

Die Grundmoräne besteht aus einem massigen Diamikt mit einer grau-rötli-chen, sandig-siltigen Matrix und Zentimeter bis Dezimeter großen, subgerunde-ten bis subangularen Klasten. Das Gefüge ist martixgestützt und das Verhältnis Klasten/Matrix ist kleiner verglichen mit jenem der Ausschmelzmoränen. Die Matrix ist überkonsolidiert. Die Verwitterungsschicht reicht bis in eine Tiefe von 30-40 cm. Bei der Verengung von St. Peter werden die tektonischen Schollen aus Kalkglimmerschiefern (Bünderschiefer) von Grundmoräne überdeckt, die ihrer-seits von Ausschmelzmoräne überlagert wird.


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EisrandsedimenteEs handelt sich um massige, heterogene Ablagerungen bestehend aus Diamikt

mit klasten- bis matrixgestütztem Gefüge und verschieden großen, eckigen bis angerundeten Klasten. Die Eisrandsedimente können je nach Nähe zum Gletscher eine Grobschichtung, Schrägschichtung und andere sedimentäre Strukturen auf-weisen. Diese Sedimente sind aufgrund ihrer Form erkennbar und sind nach oben hin durch die Topographie begrenzt. Sie überlagern Ausschmelz- oder Grundmoränen oder das Festgestein. Seitlich grenzen sie an Hangschutt oder kolluvialen Ablagerungen. Eisrandsedimente kommen auf beiden Seiten des Ahrntales in der Umgebung von Prettau und am Talausgang des Windtales, nahe der Labesau Alm (Malghe di Labes), vor.

2.1.2. - Alpines Postglaziales Synthem (PTG)

Diese Einheit umfasst Sturzschutt- und Schuttfächerablagerungen, gemischte Ablagerungen, Massenbewegungskörper, inaktive Blockgletscher, alluviale und kolluviale Ablagerungen sowie Torf- und Moorablagerungen aus dem Zeitraum vom Oberen Pleistozän bis zum Holozän. Innerhalb des Alpinen Postglazialen Synthems wurde das Amola-Subsynthem (PTG1) ausgewiesen, das den Zeitraum vom 16. bis 19. Jhdt., die so genannte Kleine Eiszeit, einnimmt.

Alter: Oberes Pleistozän p.p.-Holozän.

Folgende Faziestypen wurden unterschieden:

KolluviumEs handelt sich um massige, feinkörnige Ablagerungen mit vereinzelt Klasten

in einer braunen Matrix, matrixgestütztem Gefüge und schlechter Sortierung. Mitunter ist eine Grobschichtung vorhanden. Diese Ablagerungen liegen auf allu-vialen, fl uvioglazialen Sedimenten, Eisrandsedimenten und auf Hangschutt. Die Grenzfl ächen können dabei scharf oder graduell ausgebildet sein.

Rezente MoorablagerungenNeben den rezenten Moorablagerungen sind auch kleine Torfvorkommen mit-

einbezogen. Die Moorablagerungen sind grau bis ockergelb, feinkörnig, biswei-len laminiert und durch starke Vegetation sowie hohen Gehalt an Pfl anzenresten gekennzeichnet. Die Ablagerungen bilden sich in kleinen Pfützen und Gebieten, die über längere Zeit mit Wasser gesättigt sind. Sie lagern im Allgemeinen auf glazigenen Sedimenten, da diese beinahe wasserundurchlässig sind (besonders Grundmoränen wirken als Wasserstauer für die Oberfl ächenwässer).

Torfablagerungen enthalten hohe Mengen an organischer Substanz, wel-


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che in einigen Fällen das Stadium von grauem bis schwarzem Torf erreicht. Diese Ablagerungen können geschichtet sein und kiesige Lagen enthalten. Im Allgemeinen lagern sie auf Ausschmelz- oder Grundmoräne oder sogar auf Hangschutt. Sie bilden sich in Senken und können lateral mit Hangschutt ver-zahnen. Die Obergrenze wird durch die Topographie bestimmt. Die wohl bedeu-tendste Torfablagerung ist jene nahe der Starkl Alm (Malga Prato Alto) auf der orographisch rechten Talfl anke in einer Höhe von etwa 2080 m (Fig. 29).

Alluviale AblagerungenEs handelt sich um geschichtete, feine bis grobe, sortierte Kiese mit einer

sandig bis siltigen Matrix, die den sandig-siltigen Lagen in Form von Linsen oder Barren eingeschaltet sind. Die Sedimentkörner zeigen häufi g normale Gradierung. Sedimentäre Strukturen umfassen Kreuzlamination in den feineren Lagen, Imbrikation der gelängten Klasten in den gröberen Lagen sowie Epsilon-Kreuzschichtung in den Sandbarren. Alluviale Sedimente kommen im Talboden des Ahrntales aufgrund des engen Querschnittes nur in kleinen Gebieten vor. Sie liegen auf den glazialen Sedimenten des Kasern-Subsynthems, grenzen la-teral scharf an Hangschuttablagerungen und Ablagerungen gemischter Fächer oder verzahnen mit diesen; nach oben hin sind sie von Schuttkegeln, kolluvialen Sedimenten und durch die Topographie begrenzt.

Fig. 29 - Kleine Torfbildung in der Mulde oberhalb der Starkl Alm, orographisch rechte Seite des Ahrntales.


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Ablagerungen gemischter Fächer Es handelt sich um einen massigen bis grob geschichteten Diamikt, der auf-

grund der Überlagerungen folgender Sedimenttypen sehr uneinheitlich aufgebaut ist:

- massige, matrixgestützte Lagen mit verschieden große Klasten;- kiesige Lagen mit eckigen Klasten, mäßig gut sortiert und geschichtet, kla-

stengestütztes und teilweise klastengestütztes Gefüge;- chaotische Lagen aus Blöcken und Matrix, enthalten manchmal große

Pfl anzenreste.Diese Fächer entstehen durch die Überlagerung von Murschuttsedimenten,

Wildbach- und Lawinenablagerungen. Sie sind im Talboden des Ahrntales recht häufi g verbreitet und überlagern alluviale, fl uvioglaziale und glaziale Sedimente; nach oben sind sie durch die Topographie begrenzt.

HangschuttEs handelt sich um massige, schlecht sortierte, kiesige Ablagerungen mit ek-

kigen bis angerundeten Klasten - auch abhängig von der Lithologie. Hangschutt kann matrixfrei sein und ein klastengestütztes Gefüge zeigen oder auch ein reife-res Stadium erreichen, wobei das Gefüge teilweise matrix- oder klastengestützt ist. Es wurde keine Schichtung vom Typ grèzes litées beobachtet. Hangschutt bzw. Sturzschutt kommt am Fuß der Felswände vor, wo sie ausgedehnte Halden formen und bisweilen Kegel beachtlichen Ausmaßes bilden. Die Untergrenze be-steht aus Festgestein, aus glazialen Ablagerungen vor der Kleinen Eiszeit oder aus fl uvioglazialen und alluvialen Sedimenten, mit denen der Hangschutt auch verzahnen kann. Nach oben hin sind diese Ablagerungen durch die Topographie begrenzt, oder werden von Verwitterungsschutt, kolluvialen Ablagerungen und/oder Torf- und Moorablagerungen überlagert.

Ablagerungen von MassenbewegungenDiese Ablagerungen bestehen aus verschieden großen Blöcke mit matrix- bis

klastengestütztem Gefüge. Im Fall der relativ alten Massenbewegung vom Trink-stein (Fonte alla Roccia) ist die Oberfl äche von Wald und Vegetation bewachsen. Die Rutschmasse liegt auf glazigenen Sedimenten des Kasern-Subsynthems und ist nach oben hin von Schutthalden bzw. von der Topographie begrenzt. Die Mas-senbewegungen an der Verengung bei St. Peter sind rezent und aktiv, schwach be-wachsen und liegen ebenfalls auf glazigenen Sedimenten des Kasern-Subsynthems.

BlockgletscherEs handelt sich um Ablagerungen eckiger, örtlich angerundeter Blöcke ver-

schiedener Größe, manchmal mit Matrix, und einem klasten- bis teilweise kla-stengestützten Gefüge. Das Blockmaterial kann dabei sowohl aus Hangschutt


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als auch aus Till abstammen. Blockgletscher treten in Form von zungenförmigen oder lobaten Körpern mit mäßig erhobenen Stirnen auf und zeigen intern Kol-lapsstrukturen. Die Blockgletscher des Alpinen Postglazialen Synthems werden für inaktiv gehalten. In den tieferen Lagen können sie durch eine dünne Vegeta-tionsschicht bedeckt sein. Sie lagern auf Ausschmelzmoränen früherer glazialer Phasen und sind nach oben hin durch die Topographie begrenzt.

2.1.2.1 - Amola-Subsynthem (PTG1)

In dieser Einheit wurden die glazialen Ablagerungen und die holozänen Blockgletscher von der Kleinen Eiszeit bis heute zusammengefasst.

Der Name des Synthems stammt vom gleichnamigen Kees, welcher sich am Ostabhang der Presanella (Blatt Malè) befi ndet. Im Ahrntal fi ndet man die größ-ten und best erhaltenen Ablagerungen aus der Kleinen Eiszeit in der Nähe des Prettauer (Vedretta di Predoi) und Lahner Kees (Vedretta di Lana) am Nordabhang des Dreiherrnspitz (Picco dei Tre Signori); hier befi nden sich auch die bedeutend-sten rezenten Gletscherkörper.

Alter: Holozän bis heute.


BlockgletscherEs handelt sich um Anhäufungen vorwiegend eckiger Blöcke verschiedener

Größe, meist frei von Matrix und einem klastengestützten Gefüge. Sie zeigen ty-pische zungenförmige oder lobate Körper mit einer mächtigen Stirn. Sie bestehen aus Hangschutt und/oder Till (wahrscheinlich Ausschmelzmoräne). Diese Block-gletscher werden aufgrund ihrer Mächtigkeiten und ihrer geographischen Lage, welche die Erhaltung des darunterliegenden Eises begünstigt, als aktiv betrachtet. Häufi g beobachtet man an der Stirn eine oder mehrere Quellen. Die Blockglet-scher lagern auf Ausschmelzmoränen älterer glazialer Phasen und sind nach oben durch die Topographie begrenzt.

Till undifferenziertDamit werden die glazialen Sedimente im Allgemeinen bezeichnet. Die

Ausschmelzmoräne ist ein grauer, massiger Diamikt mit einer sandig-siltigen Matrix und mit gerundeten bis subangularen Blöcken von Zentimeter bis über einem Meter Größe. Die Moränenwälle haben einen spitzen Scheitel, sind nicht bewachsen und lagern auf Moränen der Stadiale des LGM oder auf Festgestein. Weiters fi ndet man die Tille innerhalb der obgenannten Moränenwälle, wo sie Ausschmelz- oder Grundmoränen der vorangegangenen glazialen Phasen oder


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das Festgestein überlagern. Die Obergrenze wird durch die Topographie be-stimmt, bisweilen sind diese Moränen von Sturzschutthalden aus den höher gele-genen Felswänden überlagert. Die Moränenwälle können bis auf eine Höhe von 2150 m hinunterreichen (rechter Moränenwall des Lahner Kees).

Der Till undifferenziert ist ein Diamikt mit ähnlichen Charakteristika wie die Ausschmelzmoränen, aber ohne die entsprechenden Formen, da er durch Auswa-schung und gravitative Prozesse nachträglich umgestaltet wurde.


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V - TEKTONIK UND METAMORPHOSE

Das Kartenblatt „Klockerkarkopf” liegt an der südlichen Flanke der großen Großvenediger-Antiform. Das Gebiet wird von einer Deckentektonik aus konti-nentalen und ozeanischen Krustensegmenten, von duktilen Deformationen nach den Deckenüberschiebungen sowie einer alpinen, polyphasen Metamorphose be-stimmt. Die Deformation ist nicht homogen: Dies zeigt sich besonders in den gra-nitoiden Gneisen des Großvenedigers, wo man in den weniger stark deformierten Bereichen häufi g reliktische magmatische Minerale (K-Feldspat, Quarz, Plagio-klas, Biotit, Hornblende, Allanit) fi ndet. Dagegen sind die primären Kontakte zwischen den Granitoidgneisen und den Schiefern im Hangenden vollkommen durch die alpidische Überprägung verwischt. In den Paragneis-Glimmerschiefern gibt es keine eindeutigen variszischen Relikte, weder mineralogische noch struk-turelle. Die in einigen basischen Boudins des kristallinen Grundgebirges der Drei-herrnspitz-Decke erhaltenen Eklogitreste haben vermutlich alpidisches, eozänes Alter, vergleichbar mit der „Eklogit-Decke“ weiter im Osten. Die Ophiolithe der Glockner-Decke haben eine starke regionalmetamorphe Überprägung erfahren und es gibt weder Spuren magmatischer Relikte noch Minerale der Eklogit- oder Blauschieferfazies (rautenförmige Pseudomorphosen von einem Mineralgemen-ge nach Lawsonit) wie in anderen Bereichen des Tauernfensters. Nichtsdestotrotz sind zonierte Amphibole mit Na- und Ca-reichen Kernen vorhanden.


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1. - TEKTONIK

Die Hauptüberschiebungen, welche die kontinentalen Einheiten europäischer Herkunft (Großvenediger- und Dreiherrnspitz-Decke) von den ozeanischen Kru-stenteilen (Glockner-Decke) abgrenzen, sind durch duktile Scherzonen gekenn-zeichnet. Diese bildeten sich während der kollisionalen Subduktion und Akkre-tion (D1) und durch Rekristallisation in Amphibolit/Grünschieferfazies während der duktilen postkollisionalen Extrusion (D2-D3). Die Überschiebungsbahnen sind im Meter- bis Hundertermeter Maßstab gefaltet und wurden anschließend von spröder Deformation überprägt.

Der Kontakt zwischen Glockner- und Dreiherrnspitz-Decke, bestens auf-geschlossen entlang der Wasserscheide des Lenkjöchls zwischen dem Röt- und Windtal, ist geprägt von einer Schuppenzone, die zwischen wenigen Metern und einigen hundert Metern mächtig ist. Diese Deckengrenze wurde großmaßstäblich gefaltet und weist asymmetrische Parasitärfalten (D3) mit Dimensionen von Dezi-meter- bis Metergröße auf. Die Achsen tauchen mit 30-45° nach N240-280° ab. An der Merbspitze (Punta Merbe) ist eine Scholle aus permo-triassischen Gesteinen den Kalkglimmerschiefern mit Grüngesteinen der Glockner-Decke eingeschaltet, sodass diese in zwei große Sub-Decken unterteilt werden kann (DAL PIAZ, 1934). Der tektonische Kontakt verläuft unregelmäßig entlang der linken Flanke des Windtales südlich von Prettau weiter (siehe tektonisches Schema am Blattrand).

Der Kontakt zwischen den Kalkglimmerschiefern der Glockner-Decke und den darunter liegenden Granitgneisen der Großvenediger-Decke ist meist von Talalluvionen der Ahr verschüttet. Einzig bei St. Peter ist der Kontakt mit einer 70° nach Süden einfallenden Scherfl äche aufgeschlossen. Entlang des Kontak-tes kommen Schollen aus Quarz-Glimmerschiefern, laminierten und kataklasti-schen Marmoren vor, die der Schuppenzone mit permo-triassischen Gesteinen im Bereich der Lenkjöchlhütte stark ähneln. Die Orthogneise des Großvenedigers sind entlang des Haupttales meistens geschiefert bis laminiert und werden nach Norden hin immer massiger. Auch in den weniger stark deformierten Bereichen kann man Zonen intensiver duktiler Deformation im Dezimeter- bis Meterbereich ausmachen. Die Lagerungsverhältnisse der Kalkglimmerschiefer und der Ortho-gneise stimmen meist überein; dadurch ist es möglich, die tektonische Grenzfl ä-che zwischen den beiden Einheiten auch dort zu rekonstruieren, wo diese unter Quartärsedimenten begraben ist.

Der Kontakt zwischen Glockner- und Großvenediger-Decke ist geprägt von einer NE-SW-verlaufenden, subvertikalen, duktilen und duktil-spröden Scherzo-ne mit sinistraler Kinematik. Nordöstlich der Einmündung des Windtales in das Haupttal verlässt die Scherzone den Komplex der Bündnerschiefer mit Grünge-steinen und folgt mit derselben Orientierung und Kinematik dem Kontakt zwi-


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Fig. 30 - (A) Isoklinalfalte im Granitgneis des Großvenedigers im unteren linken Abschnitt des Fotos; (B) Detailansicht des Scharniers.

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schen Großvenediger- und Dreiherrnspitz-Decke bis zur Birnlücke. Wie bereits erwähnt, hat sich entlang dieser großen, teilweise spätalpinen Struktur, das Wind-tal herausgeformt (siehe Profi le, tektonisches Schema am Blattrand und Block-bild von Fig. 11).

Auf Basis struktureller Analysen wurden vier Deformationsphasen mit fol-genden geometrischen Eigenschaften unterschieden:

D1: abgescherte IsoklinalfaltenSie sind Zentimeter groß, lokal innerhalb der Hauptschieferung S2 erhalten und werden durch dünne Quarzlagen sichtbar. Sie wurden in den Paragneis-Glimmerschiefern der Dreiherrnspitz-Decke und in den Bündnerschiefern mit Quarzlinsen der Glockner-Decke vorgefunden. In den Metabasiten erkennt man die S1-Schieferung nur unter dem Mikroskop in wenigen, schwach deformierten Bereichen mit sigmoidalen Einschlüssen (Mikroli-the aus Hellglimmer, Quarz, Epidot, Amphibol) im Granat und in Relikten von azurfarbenem-farblosem Amphibol; diese Einschlüsse sind älter als die regionale S2-Schieferung, welche durch Mineralparagenesen im Grenzbe-reich zwischen Grünschiefer- und Amphibolitfazies gekennzeichnet ist.

D2: koaxiale Isoklinalfalten, meist offener als die vorhergehenden FaltenDiese Phase ist für die Entwicklung einer Achsenebenenschieferung (S2) verantwortlich, welche die primären Kontakte stark überprägt hat und re-gional verbreitet ist. Die Schieferung wird durch Minerale in Amphibo-lit- bis Grünschieferfazies nachgezeichnet (Biotit, Muskovit, Amphibolit, Andesin-Albit) und verläuft meist parallel zu den Grenzen der unterschied-lichen tektonischen Einheiten und Lithologien. Die S2-Schieferung streicht in der Nähe der Überschiebung im Haupttal mit N150-170° und fällt steil (70-90°) ein. Mit Entfernung vom Haupttal rotiert sie nach N330-350°, steht aber immer noch steil (70-90°). Im Windtal schwankt die Orientie-rung der Schieferung zwischen N135° und N270° - vermutlich das Ergebnis nachfolgender Deformationsphasen.Oberhalb des Waldner Sees (Lago della Selva) ist der Granitgneis, der ge-wöhnlich planar geschiefert ist, durch eine Isoklinalfalte (Fig. 30) verformt.Weitere D2-Isoklinalefalten sind durch Einschaltungen von Marmoren in-nerhalb der Quarz-Glimmerschiefer der Dreiherrnspitz-Decke im Gebiet des Grasleitenkopfes (Abb. 23 und Abb. 31) sichtbar.

D3: offene FaltenEs handelt sich um Falten im mittleren Maßstab bis Großmaßstab mit M-Geometrien im Scharnierbereich und S- und Z-Geometrien in den Schen-


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Fig. 31 - Spitze und runde Faltungsformen („Cuspate-lobate“-Strukturen) in den prä-triassischen Marmoren und den umgebenden Schiefern, Dreiherrnspitz-Decke, Grasleitenkopf (siehe Abb. 20).


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keln. Sie kommen in den Paragneis-Glimmerschiefern der Dreiherrnspitz-Decke häufi g vor. Die Achsenebene steht subvertikal und streicht zwischen N50° und N60°. Diese Deformationsphase verursacht lokal eine Schiefe-rung (S3) in Gesteinen, die reich an Phyllosilikaten sind. Zu den Falten ge-sellt sich auch eine Runzelschieferung (Krenulation) verschiedenen Aus-maßes (Fig. 32) mit Linearen (L3), die konstant mit 30-60° nach N220-240° abtauchen.

D4: RegionaleFalten mit subvertikalen AchsenDie vorher erwähnten Deformationen werden von weit gespannten Falten (D4) überprägt, die eine gewisse Streuung der strukturellen Trends verursa-chen.

Auf die duktilen Deformationsphasen folgen spröde Bruch- und Kluftfl ächen, in denen teilweise Quarz ± Albit auskristallisiert sind. Die Analyse von Satelliten-bildern und die Geländeaufnahmen haben die Existenz von zwei Hauptstrukturen gezeigt:

NE-SW-orientiertes SystemDiese Strukturen treten in der Talenge von St. Peter zu Tage, sind aber oft von

alluvialen Sedimenten verschüttet: sie zeigen eine sinistrale transpressive Kine-matik mit Relikten einer früheren, schwer aufl ösbaren Deformation.

NW-SE-orientiertes SystemDieses Flächensystem wurde in der Glockner-Decke entlang der Taleinschnit-

te südlich von St. Jakob vorgefunden und hat nur kleinräumigen Charakter. Am Talboden fi ndet man einzelne Aufschlüsse mit Kataklasiten. Besonders stark zer-legte Orthogneise fi ndet man im äußersten Griesbachtal (Val di Gries) und oro-graphisch rechts der Ahr, oberhalb der Talenge von St. Peter. Hier tritt oberhalb des Flusses eine kataklastische Zone zu Tage, die aus zwei Karbonatschollen in-nerhalb der Kalkglimmerschiefer besteht. Auch in diesem Fall sind die Strukturen stark zerlegt und von hydrothermaler Alteration überprägt; dies wird durch das Vorkommen von Sulfaten ersichtlich, die wahrscheinlich durch die Auswaschung stark verwitterter Gesteine entstanden sind. Am Ausgang des Purschtales (Valle del Porco) sowie im Einschnitt knapp südlich von St. Jakob sind kataklastische Prasinite mit Harnischfl ächen aufgeschlossen, die von Mn-haltigen Krusten über-zogen sind und eine Kluft mit massigem Kalksilikat enthalten.


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2. - METAMORPHOSE

2.1. - METAMORPHE ENTWICKLUNG DES TAUERNFENSTERS: ALLGEMEINE ÜBERSICHT

Die Einheiten des penninischen Grundgebirges im Tauernfenster wurden von der alpidischen Metamorphose durchgehend überprägt. Dennoch wurden in ei-nigen Bereichen des Tauernfensters ältere metamorphe Ereignisse dokumentiert (siehe NEUBAUER et alii, 1999; THÖNI, 1999; SCHUSTER et alii, 2004, für eine Zu-sammenfassung der metamorphen Entwicklung und der geochronologischen Da-ten der Ostalpen), wie bspw. in den Habach-, Storz- und Stubach-Komplexen von Österreich (GRUNDMANN, 1989; VAVRA & HANSEN, 1991). Es handelt sich größten-teils um Mineralparagenesen der Amphibolit oder Epidot-Amphibolifazies der variszischen Metamorphose. Aus den südöstlichen Gebieten des Tauernfensters beschrieb DROOP (1981) Vergesellschaftungen von Granat, Staurolith und Kyanit. Die Intrusion der variszischen Granite (ca. 330-300 Ma) hat eine verbreitete Mig-matisierung der Umgebungsgesteine und die Entstehung von Hochtemperatur-Mineralparagenesen verursacht.

Fig. 32 -Krenulation der Phase D3in den Kalkglimmerschiefern mit Quarzlinsen.


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In den südöstlichen und zentralen Bereichen des Tauernfensters wurden au-ßerdem Eklogitgesteine gefunden, welche älter sind als die variszische Regio-nalmetamorphose und eine Migmatisierung anzeigen; die entsprechenden Alters-datierungen belaufen sich auf 418 ± 18 Ma (U-Th), 415 ± 18 Ma (laser ablation ICP-MS) und 421 ± 16 Ma (Sm-Nd) (VON QUADT et alii, 1997). Schließlich wur-den innerhalb von Scherzonen lokale metamorphe Hochtemperatur-Mineralpara-genesen permischen Alters dokumentiert (FRANK et alii, 1987). EICHHORN et alii (1995) haben diese Gesteine mit U-Pb in Titanit auf 282 ± 2 Ma datiert.

Die prä-alpidische Metamorphose innerhalb des Tauernfensters verlief mehr-phasig und ist charakterisiert von einem silurischen Hochdruckereignis, gefolgt von einer variszischen Hochtemperatur-Überprägung in Zusammenhang mit der Intrusion der granitischen Plutone und schließlich einer zweiten metamorphen Hochtemperatur-Überprägung im Perm. Es gilt jedoch anmerken, dass es auf-grund der wenigen geochronologischen Daten in vielen Bereichen des Tauernfen-sters schwierig ist, die metamorphen Ereignisse verschiedenen Alters, jedoch mit ähnlichen Mineralparagenesen, zu unterscheiden. Die prä-alpidischen Hochtem-peratur-Metamorphosebedingungen wurden außerdem durch eine durchgehende, alpidische Rekristallisation in Amphibolitfazies überprägt und somit die älteren, texturellen und mineralogischen Merkmale größtenteils verwischt.

Die verfügbaren pertrologischen Daten zeigen, dass die alpidische Metamor-phoseentwicklung des Tauernfensters nicht durch einen einzigen Druck-Tempe-ratur-Pfad beschrieben werden kann (DACHS et alii, 1991, ZIMMERMANN et alii, 1994); die Entwicklung ist im Allgemeinen durch drei verschiedene Ereignis-se charakterisiert: ein eklogitisches Ereignis, das Bedingungen von 20 kbar und 550-630°C erreicht hat, eine Metamorphose in Blauschieferfazies und eine letzte Überprägung in Grünschiefer- bis Amphibolitfazies (KURZ et alii, 1998, mit wei-terführender Literatur). Die eoalpinen Alter der Eklogite, welche im ostalpinen Grundgebirge dokumentiert sind (THÖNI, 1999), scheinen in den penninischen Einheiten zu fehlen. Die eklogitischen Relikte sind vor allem in den Metabasi-ten und bisweilen in den Metasedimenten der sog. „Eklogitzone“ erhalten. Dabei handelt es sich um tektonische Einheiten, die im zentralen und südlichen Bereich des Tauernfensters zwischen den kontinentalen, paläo-europäischen Grundge-birgseinheiten und den ozeanischen Einheiten vorkommen (MILLER, 1974; DACHS, 1986; HOSCHEK, 2001; KURZ, 2005). Radiometrische Alter von 32-36 Ma sind hingegen auf die metamorphe, post-eklogitische Überprägung in Blauschieferfa-zies zurückzuführen (ZIMMERMANN et alii, 1994); die Alter von ca. 30 Ma spiegeln den Temperaturhöhepunkt in den westlichen Bereichen des Tauernfensters wi-der (CHRISTENSEN et alii, 1994). Hierbei handelt es sich um Abkühlalter aufgrund der Tatsache, dass die Schieferung in Amphibolit- und Grünschieferfazies in den Kalkgkimmerschiefern der Glockner-Decke im südwestlichen Abschnitt des Tau-ernfensters von schwach metamorphen Andesitgängen durchschlagen wird, die


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dem oligozänen Magmatismus zuzurechnen sind (SCOLARI & ZIRPOLI, 1972; MÜL-LER et alii, 2001; BISTACCHI et alii, 2004, mit weiterführender Literatur).

Die Metamorphoseentwicklung nach dem Eklogit/Blauschieferereignis zeigt eine Zunahme des Metamorphosegrades von den externen und im penninischen Deckenstapel am höchsten gelegenen Sektoren (im Westen und Süden) zum Zen-trum hin. Dies zeigt sich besonders in der variablen Zusammensetzung der Am-phibole in den Metabasiten, welche zwischen Aktinolith bis zu Mg-Hornblende variiert (FRANK et alii, 1987) und ebenso in jener von Plagioklas, die zwischen Albit und Oligoklas (An15-25) schwankt.

2.2. - METAMORPHE ENTWICKLUNG DES GRUNDGEBIRGES IM AHRNTAL

Die durchgeführten petrographischen und mikrochemischen Analysen zeigen, dass alle im Bereich des Kartenblattes auftretenden Gesteine eine durchgehende alpidische Überprägung in Grünschiefer- oder Amphibolitfazies erfahren haben.

Glockner-Decke Die Ophiolithe der Glockner-Decke zeigen keine Spuren einer Subduktions-

metamorphose (Eklogite, Na-Amphibole oder rautenförmige Pseudomorphosen nach Lawsonite), weder die Metabasite noch die Metasedimente; dergleichen wurde z.B. in der „Eklogitzone“ (FRANK et alii, 1987) oder in wenigen anderen Bereichen des Tauernfensters festgestellt. (z.B. im Pfi tschtal, BISTACCHI et alii, 2004). In den Metasedimenten sind almandinreiche Granate (Alm = 60-70%) und Fe-Chloritoide vorhanden. Bei den ophiolithischen Metabasiten handelt es sich um Grüngesteine mit seltenen Relikten von Granat und Rutil.

Dreiherrnspitz-Decke Die Gesteine des kristallinen Grundgebirges der Dreiherrnspitz-Decke sind

vorwiegend durch Mineralparagenesen in Amphibolitfazies gekennzeichnet. Trotzdem fi ndet man reliktische Eklogite in einigen der zahlreichen Granatam-phibolitlinsen innerhalb der Glimmerschiefer (TSB). Einige Proben vom Grat südwestlich des Dreiherrnspitz bestehen aus Aggregaten von submillimetrischem Granat, grünem Amphibol und Relikten von Na-Clinopyroxenen ± Phengit. Die Granatkristalle (Alm + Sp = 58-68%; Gr + Ad = 27-34%; Py = 4-7%) zeigen keinen signifi kanten chemischen Zonarbau, mit Ausnahme einer leichten Anrei-cherung von Pyrop am Rand. Die Clinopyroxene haben omphazitische Zusam-mensetzung (Jd = 32.3-44.6%) und die in der Mikrosonde analysierten grünen Amphibole sind Winchite (LEAKE, 1978).

Eine Abschätzung der Druck- und Temperaturbedingungen während des Wachstums von Clinopyroxen und Granat in den reliktischen Eklogiten ergibt durch die geothermometrischen und barometrischen Berechnungen (ELLIS &


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GREEN, 1979; POWELL, 1985; AI, 1994; BERMAN et al., 1995; KROGH, 1998, 2000, WATERS & MARTIN, 1993) Temperaturen von 455°C und Drücke von 17,7 kbar. Die reliktischen eklogitischen Mineralparagenesen sind nicht datiert: Sie können auf eine frühe Phase des variszischen Zyklus oder, wahrscheinlicher, auf die al-pidische Orogenese im Zuge der synkollisionale Subduktion (Eozän) des europä-ischen Kontinentalrandes zurückzuführen sein.

Entlang des Weges zwischen Lenkjöchl (Giogo Lungo) und der Rötspitze (Pizzo Rosso) gibt es zahlreiche Linsen aus grobkörnigen Granatamphiboliten. Sie sind arm an Na-Pyroxenen und sehr ähnlich den Gesteinen, welche von Punkt 3333 m am Grat des Dreiherrnspitz von BIANCHI (1934) und DAL PIAZ (1934) beschrieben wurden. Der Granat hat einen euhedralen Habitus, ist rötlich gefärbt, wird bis zu einigen Zentimetern groß und zeigt einen Zonarbau mit almandin- (Alm + Sp = 73%) und pyropreichen Kernen (Py bis zu 14%), welche auf die eklogitische Phase zurückgehen. Die Ränder sind an Pyrop verarmt (Py = 7%). In einigen Proben ist der Granat wahrscheinlich aufgrund metasomatischer Prozesse an Grossular angereichert (Gr + Ad = 50%; Am + Sp = 50%). Die Hauptüberprä-gung in Amphibolitfazies zeigt sich besonders in den basischen Gesteinskörpern in der Gegend der Birnlücken Hütte (Rif. Tridentina) und ist gekennzeichnet durch Pyroxene und/oder Ca-Amphibole ± Plagioklas, Epidot und Titanit. Makroskopi-sche Blasten von Kyanit wurden aus der Zone Schwarzenstein-Trippbachscharte (Sasso Nero-Forcella Rio Torbo) westlich des Kartenblattes von BIANCHI (1934) in einem Band von Chlorit-Granat-Glimmerschiefern innerhalb der Orthogneise beschrieben.

Großvenediger-Decke Die petrographische Untersuchnungen der Proben aus der Großvenediger-

Decke zeigen, dass auch diese Gesteine vor allem durch Grünschiefer- bis Am-phibolitfazies metamorph überprägt wurden; letztere wird besonders durch grüne Amphibole und Granat in den Paragneisen bestätigt.

Die Dünnschliffanalysen zahlreicher Proben decken sich mit den Daten aus der Literatur. Es wurden keine mineralogischen Relikte in Blauschieferfazies (post-eklogitisch) beobachtet und die Zuordnung der eklogitischen Gesteine zum alpidischen metamorphen Zyklus ist aufgrund des Fehlens von geochronologi-schen Datierungen unsicher (wenn auch wahrscheinlich). Trotzdem kann man für die penninischen Einheiten im Ahrntal einen P-T-Pfad entsprechend der alpi-dischen Metamorphose annehmen (Fig. 33), da diese Einheiten vergleichbar sind mit anderen Segmenten des Tauernfensters (HOINKES et alii, 1999; mit weiterfüh-render Literatur).

Aus den gesammelten Daten geht außerdem hervor, dass im Ahrntal der Metamorphosegrad der alpidischen Metamorphose allmählich gegen Norden zunimmt. Tatsächlich nimmt der Anteil an Anorthit im Plagioklas von 0-4% in den Metaophiolithen der Glockner-Decke auf über 16% in den Gneisen des


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Fig. 33 - Qualitativer P-T-Pfad für die Einheiten des penninischen Grundgebirges und die Ophiolithe des Ahrntales. Metamorphosefazies (aus SPEAR, 1993): Lws-EC = Eklogitfazies mit Lawsonit; BS = Blauschieferfazies; Amp-EC = Eklogitfazies mit Amphibolen; EA = Amphibolitfazies mit Epidot; AM = Amphibolitfazies; GS = Grünschieferfazies; GR = Granulitfazies.

Großvenediger im Norden des Kartenblattes zu (MORTEANI & RAASE, 1974). Das untersuchte Gebiet liegt zwischen den 500- und 600°C-Isothermen. Die 550°C-Isotherme verläuft parallel zur Talachse im Bereich der glazialen Verebnungen an der nördlichen Talfl anke, und trennt die gebänderten Gneise von den massigen, die weiter im Norden in Richtung der Staatsgrenze auftreten. Diese Unterteilung der Isothermen stimmt mit den Sauerstoffi sotopenwerten (FRIEDRICHSEN & MOR-TEANI, 1979) und der Umwandlung von Mikroklin zu Sanidin überein (BERNOTAT & MORTEANI, 1982).


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VI - UMWELTGEOLOGIE UND ROHSTOFFE

1. - LAWINEN

Das Ahrntal ist geprägt von vielen Lawinenabgängen, was auf die ergiebigen Schneefälle und auf die Steilheit der Hänge zurückzuführen ist. Die Lawinengefahr wird durch die Talenge noch erhöht und hat deutliche Auswirkungen auf Infrastrukturen und die bewohnten Gebiete. Die ergiebigen Schneemassen des Winters 1999 haben im Frühjahr zu zahlreichen Lawinenabgängen geführt, besonders am Nordhang entlang der Straße von Trinkstein zur Lahneralm; hier wurden einige Almen zerstört. Außerdem sind aus historischen Aufzeichnungen Lawinenschäden bekannt, unter anderem die Zerstörung von St. Johann, einer talauswärts gelegen Ortschaft (außerhalb des Kartenblattes), im 17. Jahrhundert.

2. - FELS- UND BERGSTÜRZE

Neben den jüngsten Bewegungen ist in der Literatur eine Massenbewegung vom 2. September 1928 nahe der Ortschaft St. Jakob bekannt (CARDINALI et alii, 1998a).

Im Kataster der Massenbewegungen der Autonomen Provinz Bozen werden wiederholt Felsstürze in der Talenge von St. Peter verzeichnet. Die Blockmassen


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bestehen aus ca. 400.000 m³ Kalkglimmerschiefern, die von der orographisch linken Talseite im Jahr 1975 und 1990 abgebrochen sind. Dieses Gebiet scheint noch immer in Bewegung zu sein.

An der rechten Talfl anke des Ahrntales, gegenüber der Einmündung des Alprechtales am Felsvorsprung östlich von Peteregg, ereignete sich im Juni 2001 ein Felssturz, der wahrscheinlich durch die Hangunterschneidung durch fl uviatile Erosion der Ahr ausgelöst wurde. Diese Massenbewegung betrifft die mylonitische Fazies der Kalkglimmerschiefer am subvertikalen Kontakt mit den geschieferten Orthogneisen entlang einer ca. 350 m hohen Abbruchfl äche. Die Massenbewegung erstreckt sich über den gesamten Hang und es besteht noch immer die Gefahr von Felsstürzen und einer teilweisen Verklausung der Ahr. Diese Massenbewegung wird zur Zeit über die Vermessung einiger fi xierter Messpunkte überwacht.

3. - TIEFGRÜNDIGE MASSENBEWEGUNGEN

Die linke Talfl anke des Ahrntales zwischen der Lahneralm und Trinkstein wird von einer tiefgründigen Massenbewegung (Sackung) mit vielen Gräben und Wällen verformt (Fig. 8 und 9). Der bis heute aktive Prozess zeigt sich in Form von oberfl ächlichem Kippen der Gesteinsschichten (Toppling), Bildung von Zerrgräben, geradlinigen Rückfallkuppen und mehreren, deutlich sichtbaren Abrisskanten. Die wenigen Aufschlüsse bestehen aus Gesteinen der Dreiherrnspitz-Decke mit offenen Brüchen und chaotischer Lagerung. Die Rutschung betrifft eine Fläche von etwa 5 km², wobei die Bewegungen jedoch unterschiedlich entwickelt sind. Der Abrissbereich der tiefgründigen Massenbewegung unterhalb des Grates zwischen Hohem Rosshuf (Piè di Cavallo) und Achsel (Segnale Est Santo Spirito) ist von Schutt bedeckt. Der Hang zeigt im oberen Abschnitt ein Verfl achung und im unteren Abschnitt einen leichten Vorsprung. Diese Morphologie ist Anzeiger für eine noch wenig entwickelte tiefgreifende Hangverformung. Die Geländeform hängt vor allem von der Einsackung der oberfl ächlichen Bereiche entlang von tiefen und durchgehenden Brüchen ab, was Dehnungserscheinungen und den Zusammenbruch der Gesteinsmassen zur Folge hat.

Gräben, geradlinige Wälle und Abrisskanten erkennt man auch an der gegenüberliegenden Talfl anke, besonders im Kar südlich des Großen Tauernkopfs (Testa dei Tauri). In diesem Fall handelt es sich allerdings um relativ oberfl ächliche Phänomene. Die Gräben, Wälle und die Abrisskanten verlaufen ungefähr ENE-WSW und sind im unteren Bereich des Hanges, wo es einige historische Massenbewegungen gegeben hat, deutlicher erkennbar.


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4. - HYDROGEOLOGIE

Das hintere Ahrntal ist vorwiegend durch Wässer der gesättigten Zone charakterisiert. An beiden Talfl anken gibt es zahlreiche Quellaustritte im Festgestein entlang von stark zerlegten Zonen, die mitunter jedoch von Schutt überbedeckt sind. Weitere Quellen treten am Fuß von Schuttablagerungen oder an der Grenze mit Moränenablagerungen zu Tage. Die Schüttung ist meistens gering (<1-5 l/sec). Quellen mit höherer Schüttung wurden für die Trinkwasserversorgung gefasst; diese konzentrieren sich vor allem auf die tiefsten Bereiche der Talfl anken am Fuß von Schuttkegeln, wie z.B. in der Nähe von St. Jakob.

Es wurden keine Quellhorizonte beobachtet, die an das Vorhandensein von undurchlässigen Gesteinsschichten gebunden sind.

5. - ROHSTOFFE

Die Geschichte der Menschen im Ahrntal steht in einem engen Zusammenhang mit dem Bergbau (BEVILACQUA, 1955). Besonders der Abbau von Eisen und Kupfer in der Nähe der Ortschaft Prettau (Predoi) stellte einen bestimmenden Faktor in der wirtschaftlichen Entwicklung des Tales dar.

In den 1980er Jahren wurden Prospektionen auf Scheelit in alluvialen Sedimenten durchgeführt, da diese in der Nähe von Luttach (Luttago) hohe Konzentrationen an diesem Mineral gezeigt hatten (BRIGO & OMENETTO, 1983).

Es gibt nur wenige Gruben und Steinbrüche für die Entnahme von Lockermaterial und Bausteinen.

5.1. - BERGBAU VON PRETTAU

Die ältesten Dokumente bezeugen einen Abbau im Bergwerk von Prettau (Fig. 34) mit Beginn im 15. Jhdt., wobei wahrscheinlich bereits seit prähistorischer Zeit bekannte Abbaue genutzt wurden (MUCH, 1902). Der Bergbau wurde aufgrund verschiedener Ursachen in den frühen 1970er Jahren aufgelassen (SCHMIDT, 1868; KOBER, 1912; ENZENBERG, 1921; MEUSBURGER, 1926; SCHWÄRZLER, 1926; KOBER, 1955; ENZENBERG und PREUSCHL, 1959; DI COLBERTALDO & LEONARDELLI, 1963; NORINELLI, 1963; LEONARDELLI, 1964; GUZZON et alii, 1974; MUTSCHLECHNER, 1978; NOTHDURFTER, 1978).

Das abgebaute Mineral bestand aus Fe-Cu-Sulfi den und -Oxiden (vor allem Chalkopyrit) und diente der Gewinnung von Kupfer. Das Rohmaterial, welches im Winter mit Schlitten ins Tal befördert wurde, wurde in der Umgebung von Steinhaus und St. Johann verhüttet (BEVILACQUA, 1955).


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Fig. 34 - Alter Knappensteig im Fe-Cu-Bergbau von Prettau.


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Der Bergbau entwickelte sich auf verschiedenen Ebenen zwischen einer Höhe von 1988 m (St.-Jakob- und St.-Peter-Stollen) und 1586 m, dem ältesten sogenannten St.-Ignaz-Stollen. Der jüngste Abbau, welcher über den Erzherzog-Johann-Schacht erreicht wurde, liegt 86 m tiefer als der St.-Ignaz-Stollen. Die Stollen haben eine Gesamtlänge von 15 km und folgen den Erzkörpern.

Die Erzkörper sind linsenförmig abgeplattet, verlaufen N70E und stehen subvertikal. Die Eisen- und Kupferminerale fi nden sich in den Chlorit- und Chloritalbitschiefern (Ovardite) und liegen konkordant in den umgebenden Grüngesteinen und Kalkglimmerschiefern (Abb. 35).

Folgt man der mineralogischen Beschreibung von DI COLBERTALDO & LEONARDELLI (1963), so ist Pyrit das häufi gste Mineral des Vorkommens. Der Pyrit ist in Form von meist rundlichen und linsigen Kristallen entwickelt, häufi g stark deformiert und hat zahlreiche kleine Einschlüsse von Chalkopyrit, Hämatit, Ilmenit, Magnetit und Bornit. Mit dem Pyrit vergesellschaftet fi ndet man in sehr geringen Mengen Chalkopyrit und Pyrrothin. Chalkopyrit tritt in Form von unregelmäßigen Körnern mit Entmischungen von skelettartigem Sphalerit, Valeriit und lamallarem Cubanit auf. Pyrrothin bildet feinste blättrige Aggregate. Als Alterationsprodukte sind Chalkosin und Covellin sehr verbreitet. Zudem kommen zahlreiche Oxide und Hydroxide vor, vor allem Magnetit, Ilmenit, Hämatit, Limonit und Goethit.

Fig. 35 - Schematische Darstellung der Position der Stollen im Bergbau von Prettau (verändert nach TASSER, 1996).


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Die ursprüngliche Vererzung geht laut DI COLBERTALDO & LEONARDELLI (1963) auf liquidmagmatische Prozesse im Zusammenhang mit dem ophiolithischen Zyklus zurück.

Auch wenn keine genauen Untersuchungen bezüglich des Vorkommens vorgenommen wurden, scheint es sich um hydrothermale Ablagerungen zu handeln, analog zu jenen, die sich auf den rezenten Ozeanböden bilden bzw. auf alten gebildet haben. Die Vererzungen wurden dann zusammen mit den Umgebungsgesteinen in die alpidische Metamorphose und die damit verbundenen Deformationen miteinbezogen.

5.2. - RADIOAKTIVE MINERALE

In den 1950er Jahren hat die Abteilung für Erze des „Comitato Nazionale Ricerche Nucleari“ (CNRN) systematische Prospektionen auf radioaktive Minerale (U-Th) im gesamten italienischen Gebiet der Alpen durchgeführt (IPPOLITO et alii, 1961). Die wichtigsten Vorkommen, jedoch ohne industrielle Bedeutung, wurden in den westlichen und zentralen Alpen innerhalb von klastischen und vulkanischen Gesteinen permischen Alters in den nicht metamorphen Südalpen oder in den metamorphen, penninischen Schiefer angetroffen. In Trentino-Südtirol wurden einige Mineralisationen in den nicht metamorphen Grödner Sandsteinen (Daone, Val Rendena) und in den permischen Porphyren bei Hafl ing (Avelengo) gefunden. In den vermutlich permischen Quarz-Glimmerschiefern des Hochfeilers und des Dreiherrnspitz wurden unbedeutende Anomalien festgestellt (BRONDI & TEDESCO, 1959).

Die beiden Anomalien sind an penninische Einheiten des westlichen Tauernfensters gebunden. Die erste befi ndet sich innerhalb der paläozoischen Greiner-Serie (BAGGIO et alii, 1975; DE VECCHI & BAGGIO, 1982), welche entlang der Pfunderer Seite des Hochfeilermassives aufgeschlossen ist, und besteht aus Uranoxiden zusammen mit Blenden, Pyrit, Chalkopyrit und Pyrrothin.

Die zweite Anomalie befi ndet sich innerhalb des Kartenblattes Klockerkarkopf. Sie wurde von BRONDI & TEDESCO (1959) an der rechten Flanke des Windtales, entlang eines ca. 2 km langen Abschnittes entdeckt, der sich von 2100 m bis 2600 m Seehöhe erstreckt. Die Urananomalie befi nden sich innerhalb einer Abfolge von Quarz-Muskovit-Schiefern mit ± Albit, Chlorit, Biotit, Karbonat, Gneisen mit wenig Albit, bisweilen reich an Epidot, Granatglimmerschiefern und selten Quarz-Chlorit-Schiefern. Die Mineralisation ist innerhalb einer Bank von gelblichen Schiefern verstreut, die reich an Quarz und Muskovit sind und eine variable Mächtigkeit von wenigen Dezimetern bis zu 5 m haben. Das uranhaltige Mineral ist eine Pechblende, welche in Form von kleinen rundlichen Kristallen in einer quarz- und glimmerreichen Matrix verteilt ist und bisweilen mit Pyrit,


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Limonit oder Turmalin vergesellschaftet ist. Der Gehalt an Uran variiert örtlich sehr stark, die durchschnittlichen Werte sind relativ niedrig, nur lokal sind sie stark erhöht (2.10–3.28% U, BRONDI & TEDESCO, 1959).

Die Vererzung kann für die noch offene Frage bezüglich des Alters des Grundebirges der Dreiherrnspitz-Decke eine gewisse Bedeutung haben. Berücksichtigt man, dass die meisten Uranvererzungen in den Alpen permisches Alter haben, so ist es wahrscheinlich, dass die umgebenden Schiefer permisch sind und somit zu den post-variszischen Sedimentabfolgen, wie jene der Greiner-Serie innerhalb der Dreiherrnspitz-Decke, gehören (DE VECCHI & BAGGIO, 1982). Es war aufgrund der alpidischen metamorphen Überprägung nicht mehr möglich, diese Einheit abzugrenzen und sie mit der erforderlichen Genauigkeit vom variszischen Grundgebirge abzutrennen. Die alpidische Metamorphose und Deformation haben die prä-alpidischen Gefüge ausgelöscht und damit ist die Unterscheidung zwischen polymetamorphen Einheiten von möglichen monometamorphen nicht mehr möglich.

5.3. - KIESGRUBEN

In der alluvialen Ebene südwestlich von St. Jakob (San Giacomo) gibt es einen kleinen Kiesabbau zur Verwendung als Baumaterial. Bei den Geländeaufnahmen hatte die Kiesgrube eine Tiefe von 1–2 m. Die Grube wird mit verschiedenen anderen Materialien aufgefüllt.

6. - ANTHROPOGENE EINGRIFFE Aufgrund der starken Besiedelung und der intensiven landwirtschaftlichen

Nutzung (Mähwiesen und Weidefl ächen) weist das Haupttal zahlreiche künstlich geformte Oberfl ächen auf. Es gibt außerdem kleine Deponien, Wälle und andere Strukturen, die auf den Bergbau in Prettau zurückzuführen sind. Das Bergwerk wird heute zu touristischen Zwecken verwendet.

Außerdem gibt es zahlreiche Lawinenschutzbauten, auch größeren Ausmaßes, und andere, damit verbundene Bauwerke zur Instandhaltung dieser Schutzbauten.


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VII - ABSTRACT

The 1:50 000 geological map Vetta d’Italia covers the north-eastern edge of the Italian eastern Alps, at the head of the Aurina valley, Bolzano/Bozen Province. It is located within the south-western edge of the Tauern window, a crucial area of the Alpine orogen where a stack of Penninic continental and oceanic nappes is exposed below the capping Austroalpine thrust system. These nappes are thin and coherent crustal fragments of the European passive continental margin (Gran Veneziano and Picco dei Tre Signori) and Mesozoic ocean (ophiolitic Glockner nappe), strongly deformed and metamorphosed during the Alpine orogeny. The Aurina valley is modelled along the left-lateral, ENE-trending ductile shear zone which separates the Gran Veneziano basement nappe (to the north) from the overlying Picco dei Tre Signori basement and cover nappe (to the south). The latter, in turn, is overrided by the Glockner nappe, derived from the closure of the South-Pennidic (Piedmont-Ligurian) ocean during the Europe/Adria continental collision. The Gran Veneziano nappe consists of massive to porphyric (K-feldspar), poorly to pervasively foliated or sheared gneisses, mainly derived from granitic-granodioritic protoliths of Late Paleozoic age (309 ± 5, 295 ± 3 Ma). Minor amphibolite bodies and garnet micaschists locally occur. The Picco dei Tre Signori nappe consists of cover metasediments and cristalline basement rocks. The former unit is represented by strongly transposed Permian-Triassic cover slices, including quartz-muscovite ± albite, chlorite and biotite clastic schists


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(Permian), massive to tabular quartzites (Lower Triassic-Upper Permian), and calcareous or dolomitic marbles (Middle-Upper Triassic). The clastic sequence may be correlated to the Greiner Series Auct. The latter unit is a Variscan basement strongly reworked by the Alpine overprint. It is represented by garnet micaschist and paragneiss, including transposed dykes of gneissic aplite, impure marbles and mafi c bodies, as well as some albite-bearing quartzitic micaschists of debated age, locally Uranium-rich (Permian or older ?). The overlying Glockner nappe mainly consists of Mesozoic metasediments, ranging from impure marbles to graphitic quartz-phyllites, through dominant calcschists (quartz, carbonate, minor white mica and chlorite). The associated ophiolitic suite is represented by greenschist facies prasinites (from tholeiitic basalts) which mainly occur in the lower part of the nappe, and very few small slices of serpentinite (antigorite-magnetite ± carbonate). A Cu-Fe mineral deposit was exploited in the past near the village of Predoi: it is an ocean-fl oor hydrothermal deposit pervasively reworked by the Alpine orogeny. As a whole, the basement, cover and ophiolitic units occurring in the geological map are pervasively characterized by a post-nappe metamorphic imprint of Eocene-Lower Oligocene age, grading from the amphibolite to the high-T greenschist facies zone. No traces of the eclogitic or blueschist facies relics occurring elsewhere in the Tauern window have been found in the mapped ophiolitic sequences. By contrast, relics of an eclogitic assemblage (almandine-rich garnet, omphacite, winchite) has been recognized in some mafi c boudins inside the Picco dei Tre Signori basement, confi rming the former discovery of BIANCHI & DAL PIAZ (1930). The age of the eclogitic imprint is probably Alpine (Eocene?). The nappe stack is characterized by four ductile deformation phases, ranging from thrust-related and isoclinal rootless folds (F1), to coaxial isoclinal or tight folding (F2) and related regional scistosity (S2), NE-ENE-trending, meso-megascopic open folds (F3) with a local foliation (S3), and large ondulations (F4) along high-angle axis. The subsequent tectonic evolution is characterized by two main brittle features: i) the NE-SW fault system, with a left-lateral transpressive kinematics, ii) the NW-SE fault system. The Quaternary successions are represented by continental deposits. They are subdivided into the Postglacial Alpine Synthem and the Garda Synthem, each grouping various glacial, alluvial and gravitational facies. The mapped area is also characterized by large and active gravitational mass-movements.


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PROGETTO

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103

ANHANG

Tabelle mit den Ortsnamen in deutscher und italienischer Sprache

ITALIENISCHE ORTSNAMEN DEUTSCHE ORTSNAMEN

Alpe di Merbe Merb AlmAlpi Aurine Zillertaler AlpenAlti Tauri Hohe TauernBrunico BruneckCadipietra SteinhausCampo Tures Sand in TaufersCasere KasernCima Cadini NapfspitzCima del Vento Arhner KopfCima della Neve SchneespitzCima Forca GabelspitzFonte alla Roccia TrinksteinForcella del Picco BirnlückeForcella di Campo Heilig Geist JöchlGiogo Lungo Lenk JöchlGiogo Rosso Rotemann JochIsarco EisackLago della Selva Waldner SeeLuttago LuttachM. Faden FadenM. Fumo RauhkofelM. Riva di Predoi Rainhart SpitzM. Sella Sattel SpitzMalga Alti Tauri Obere TauernalmMalga della Selva WaldneralmMalga della Svolta Kehrer AlmMalga di Lana Lahner AlmMalga Prato Alto Starkl AlmMalghe di Labes Labesau AlmMalghe di Landro HollenzalmMaso Hofer HoferPasso dei Tauri Krimmler TauernPasso del Cane HundskehljöchlPicco dei Tre Signori DreiherrnspitzPié di Cavallo Hoher Rosshuf


PROGETTO

C

ARG

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Pizzo Caminata Kematen SpitzPizzo Rosso RötspitzPredoi PrettauPunta Merbe MerbspitzRienza RienzRifugio Giogo Lungo Lenk Jöchl HütteRifugio Tridentina Birnlücken HütteRio del Sasso SteinerbachRio di Mezzo WalcherbachtalRio di Riva ReinbachSan Giacomo St. JakobSan Giovanni St. JohannSan Pietro St. PeterSasso Nero SchwarzensteinSegnale Est Santo Spirito AchselTesta dei Tauri Gr. TauernkopfTorrente Aurino AhrVal delle Frane SchüttalalmVal di Gries GriesbachtalVal Pusteria PustertalValle Aurina AhrntalValle del Porco PurschtalValle del Vento WindtalValle della Lepre HasentalValle di Alprè AlprechtalValle di Gries Griesbach TalValle di Landro HollenztalValle di Rio Bianco Weißenbach TalValle di Riva ReintalValle di Tures Tauferer TalValle Rossa RöttalValle Selva dei Molini Mühlwalder TalVedretta di Lana Prettau KeesVedretta di Predoi Lahner Kees

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