GEOLOGIE IM FLUSS

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1 GEOLOGIE IM FLUSS Erläuterungen zur Geologischen Karte der Nationalparks Thayatal und Podyjí Reinhard ROETZEL Mit Beiträgen von Gerhard FUCHS, Pavel HAVLÍ»EK, Christian ÜBL & Thomas WRBKA Wien 2005

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GEOLOGIE IM FLUSS

Erläuterungenzur Geologischen Karte

der Nationalparks Thayatal und Podyjí

Reinhard ROETZEL

Mit Beiträgen vonGerhard FUCHS, Pavel HAVLÍ»EK, Christian ÜBL & Thomas WRBKA

Wien 2005

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ISBN 3-85316-25-5

Alle Rechte für In- und Ausland vorbehalten.Medieninhaber und Verleger: Geologische Bundesanstalt, Neulinggasse 38, A 1030 Wien.

www.geologie.ac.at.Für die Redaktion verantwortlich: Dr. Reinhard Roetzel, Dr. Albert Daurer.

Verlagsort: Wien.Herstellungsort: Horn.

Satz, Gestaltung und Druckvorbereitung: Geologische Bundesanstalt.Druck: Ferdinand Berger & Söhne.

Geologische Zeittafelmit wichtigen geologischen Ereignissen

in der Umgebung der Nationalparks Thayatal und Podyjí

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InhaltZusammenfassung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 04Abstrakt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 08Summary . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11Der Weg durch das Tal – Eine Einleitung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16Eine Karte entsteht . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16Die Böhmische Masse – Österreichs ältestes Gebirge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 173. Unvorstellbare Zeiträume . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 183. Der lange Weg – Vom Südpol zum Äquator . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 183. Das Gebirge am Äquator . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 183. Moravikum und Moldanubikum – Zwei tektonische Großeinheiten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 203. Eine komplexe Geschichte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 203. Hohe Drücke und Temperaturen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 203. Ein bunter Wechsel von Gesteinen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 203. Alte Zeugen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 213. Die Abtragung beginnt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 223. Zwischen Nordsee und Tethys . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 223. Tropisches Klima und Verwitterung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23Die Paratethys – Ein neues Meer am Rand der Böhmischen Masse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 243. Eggenburg – und Hardegg – am Meer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 253. Ein Stein prägt die Landschaft . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 273. Das tiefe Meer im Osten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 283. Flussmündung und Braunkohlewald . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 283. Vulkanischer Aschenregen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 293. Das Kommen und Gehen der Meere . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 303. Eine Flusslandschaft entsteht . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31Die Geburt der Thaya . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 323. Vollkommene Mäander . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 333. Blockfelder, Felstürme und Eishöhlen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 343. Eisige Staubstürme über der Tundra . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 353. Eine neue Warmzeit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36Gesteinsbeschreibung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 383. Kristalline Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 383. 3. Moravikum . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 383. 3. 3. Thaya-Batholith . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 383. 3. 3. Therasburg-Gruppe (Lukov-Gruppe – unterer Teil) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 393. 3. 3. Weitersfelder Stängelgneis . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 413. 3. 3. Pernegg-Gruppe (Lukov-Gruppe – oberer Teil) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 423. 3. 3. Bittesch-Einheit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 453. 3. Moldanubikum . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 483. 3. 3. Drosendorf-Einheit (Vranov-Gruppe) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 493. 3. 3. Gföhl-Einheit (©afov-Gruppe) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 493. 3. Ganggesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 503. Paläozoische Ablagerungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 513. Neogene Ablagerungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 513. 3. 3. Burgschleinitz-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 513. 3. 3. Retz-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 533. 3. 3. Zellerndorf-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 543. 3. 3. Weitersfeld-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 563. 3. 3. Langau-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 563. 3. 3. Riegersburg-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 593. 3. 3. Theras-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 593. 3. 3. Brennholz-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 603. 3. 3. Laa-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 603. 3. 3. Grund-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 603. 3. 3. Pliozäne, fluviatile Kiese . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 613. 3. 3. Pleistozäne und holozäne Ablagerungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61Eine reiche Pflanzenwelt – Abbild der Geologie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69Exkursionspunkte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 713. Exkursionspunkt 11 – Vranov nad Dyjí (Frain) – Staumauer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 713. Exkursionspunkt 12 – Hamry (Hammer) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 713. Exkursionspunkt 13 – Ledové sluje (Eisleiten) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 713. Exkursionspunkt 14 – »ízov . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 733. Exkursionspunkt 15 – Nov˝ Hrádek (Neuhäusl) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 733. Exkursionspunkt 16 – Devet ml˝n °u (Neun Mühlen) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 743. Exkursionspunkt 17 – Masovice (Großmaispitz) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 743. Exkursionspunkt 18 – Sealsfield °uv kámen (Sealsfieldstein) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 743. Exkursionspunkt 19 – Reginafelsen und Maxplateau . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 743. Exkursionspunkt 10 – Hardegg – Johannesfelsen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 753. Exkursionspunkt 11 – Einsiedlerfelsen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 763. Exkursionspunkt 12 – Schwarzwald und Umlaufberg . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77Geologische Naturdenkmale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 783. Naturdenkmal 1: Heiliger Stein – Mitterretzbach . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 793. Naturdenkmal 2: Heidenstein – Hofern (Hardegger Berg) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 793. Naturdenkmal 3: Eierstein – Retz (Parapluieberg) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 803. Naturdenkmal 4: Hangenstein – Obernalb . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80Bohrungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 863. Weiterführende Literatur und Karten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 90Adressen und Links . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 91Bildnachweis . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 92Adressen der Autoren . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 92

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Abb. 1.Herbst an der Thaya.

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Eine Karte entstehtUm die Vielfalt der Gesteine zu dokumentieren und eine

allgemein verständliche und ansprechende Erdgeschichtedieser Region zu schaffen, beauftragte der NationalparkThayatal die Geologische Bundesanstalt eine grenzüber-schreitende, zweisprachige geologische Karte der Natio-nalparks Thayatal und Podyjí im Maßstab 1 : 25.000 zuerstellen. Dies wurde in Kooperation mit dem Národní parkPodyjí und durch die langjährige Zusammenarbeit derGeologischen Bundesanstalt mit dem tschechischen Geo-logischen Dienst (»eská geologická sluzba) in Prag erstmöglich.

Die detailreiche, zweisprachige Geologische Karte derNationalparks Thayatal und Podyjí (Geologická mapanárodních park °u Thayatal a Podyjí) im Maßstab 1 : 25.000umfasst den Bereich beider Nationalparks und ihrerunmittelbaren Umgebung. Zur Erstellung dieser Karte wur-den vor allem die von der Geologischen Bundsanstalt her-ausgegebenen Geologischen Karten 1 : 50.000, Blatt 8Geras (ROETZEL & FUCHS, 2001) und Blatt 9 Retz (ROETZELet al., 1999b), verwendet. Zusätzlich flossen in die Karteaber noch quartärgeologische Detailaufnahmen im Bereichdes Talbodens und der Steilhänge des Thayatales beider-seits des Flusses von P. HAVLÍ»EK und R. ROETZEL imMaßstab 1 : 5.000 und 1 : 10.000 (HAVLÍ»EK, 1995, 2002,2003) ein. Ein an die Karte angeschlossener Profilschnittermöglicht den Einblick in den geologischen Tiefbau derRegion.

Dieses beigelegte, reich bebilderte Textheft mit tschechi-scher und englischer Zusammenfassung gibt in allgemeinverständlicher Form Auskunft über die Gesteine und derenEntstehungsgeschichte und erläutert sehenswerte geologi-sche Exkursionspunkte und Naturdenkmale in beiden Na-tionalparks. Karte und Textheft sollen aber auch eine Ver-tiefung und Weiterführung der geologischen Themen in derschon seit 2003 im Nationalparkhaus in Hardegg beste-henden Ausstellung „NaturGeschichten-ThayaTales“ er-möglichen. Darüber hinaus soll die Karte Grundlagen fürverschiedenste Detailprojekte der beiden NationalparksThayatal und Podyjí, wie z.B. forstwissenschaftliche, vege-tations- und landschaftsökologische Untersuchungen, bie-

ten. Schließlich können diese Karte und die Erläuterungenauch in den von den Nationalparks angebotenen Schulpro-jekten Verwendung finden und auf anschauliche Weise dieEntstehung dieser Landschaft vor Augen führen.

Die Geologische Karte zeigt nicht nur anhand der grenz-überschreitenden Gesteinseinheiten, dass Geologie keineGrenzen kennt. Sie ist auch durch die gemeinsame Erar-beitung von tschechischen und österreichischen Geologenund durch die zweisprachige Ausführung ein hoffentlichgelungenes Beispiel für innovative grenzüberschreitendeKooperation.

*Die Autoren und die Geologische Bundesanstalt danken

vor allem Herrn Direktor DI Robert BRUNNER vom National-park Thayatal für den Auftrag zur Erstellung dieser geolo-gischen Karte und ihm sowie Herrn Christian ÜBL für dievielfältige Hilfe und Unterstützung bei der Realisierung die-ses Projektes. Ebenso bedanken wir uns bei Herrn DirektorIng. Tomás ROTHRÖCKL und Herrn Dr. Tibor ANDREJKOVI»vom Národní park Podyjí für ihre Unterstützung und Ko-operationsbereitschaft.

Für die ausgezeichnete und schon lange Jahre beste-hende Zusammenarbeit mit dem Tschechischen Geologi-schen Dienst bedanken wir uns bei der Direktion und denMitarbeitern von »eská geologická sluzba in Praha. DerErstautor dankt hier vor allem den tschechischen Mitauto-ren der Karte, Herrn Dr. Petr BATÍK, Herrn Dr. Pavel»TYROKY und Herrn Dr. Pavel HAVLÍ»EK, aber auch HerrnDr. Gerhard Fuchs von der Geologischen Bundesanstaltfür die vielfältige Hilfe, ihre Geduld und Kooperation bei dernicht immer einfachen Erstellung dieser Karte.

Für die Teilnahme an zahlreichen Exkursionen und fach-lichen Diskussionen danken wir Herrn Dr. Petr BATÍK(»eská geologická sluzba), Herrn Dr. Martin BRZÁK (Masa-ryk Universität Brno), Herrn Dr. Fritz FINGER (UniversitätSalzburg), Herrn Dr. Volker HÖCK (Universität Salzburg),Herrn Dr. Karel KIRCHNER (Tschechische Akademie derWissenschaften, Brno), Herrn Dr. Hans-Georg KRENMAYR(Geologische Bundesanstalt, Wien), Herrn Dr. ManfredLINNER (Geologische Bundesanstalt, Wien), Herrn Dr. Sla-

Der Nationalpark Thayatal ist der kleinste NationalparkÖsterreichs und doch zeigt er eine eindrucksvolle Land-schaft in einem wunderschönen Tal. Im Schutze des Eiser-nen Vorhanges entlang der tschechischen Grenze bliebdas Thayatal viele Jahrzehnte lang weitgehend vonmenschlichen Einflüssen verschont. So konnte eines derschönsten Täler Europas in seiner Ursprünglichkeit be-wahrt bleiben (Abb. 1, 2).

Im Jahre 2000 wurde durch die Schaffung des National-parks Thayatal auch auf österreichischer Seite die einmali-ge Natur dieses Abschnittes des Thayatales langfristigunter Schutz gestellt. Damit konnte mit dem bereits seit1991 auf tschechischer Seite bestehenden Národní parkPodyjí eine Einheit geschaffen werden.

Die Einmaligkeit dieses tief eingeschnittenen Tales istauf den ersten Blick durch die außergewöhnliche Artenviel-falt von Flora und Fauna bestimmt. Diese hat jedoch einenursächlichen Zusammenhang mit dem rasch wechselndengeologischen Untergrund und der bunten Gesteinsvielfalt.

Geht man von der Hochebene hinunter ins Tal, ist dieMillionen Jahre dauernde Entstehungsgeschichte aufSchritt und Tritt präsent. Dem Geologen eröffnet das Tal

ein Fenster in die Erdgeschichte, das einen Blick zurückermöglicht, so weit wie nirgends anderswo in Österreichund Tschechien. Diese vielen hundert Millionen Jahre anWerden und Vergehen in einem ewigen Kreislauf sind es,die in dieser Natur ihren Ausdruck finden. Die auf denersten Blick unbelebt erscheinende Natur der Steine undMinerale wird belebt durch das Wissen über deren Ge-schichte und Vergangenheit. Und damit entsteht eine Brü-cke zur belebten Natur, von der dieses Tal so übervoll undreich ist und die wiederum aus dieser Geschichte ent-springt.

Durch die Beschäftigung mit der Natur besinnt sich derMensch selbst Natur zu sein. Damit erkennt er, dass er Teildieser Natur ist und nicht über ihr steht. Diese Erkenntniskann man an vielen Plätzen gewinnen; doch in einer Land-schaft, wie dem Thayatal und mit dem Wissen über dessenunendliche Geschichte ist es einfacher, sich dies zu ver-innerlichen.

Der Weg durch das Tal ist also nicht nur ein Weg durchdie Geschichte der Erde und des Lebens, sondern auch einWeg zu sich selbst.

Der Weg durch das Tal –Eine Einleitung

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vomír NEHYBA (Masaryk Universität Brno), Herrn Dr. OlegMANDIC (Naturhistorisches Museum Wien), Herrn Dr. PavelROSTÍNSKY (Tschechische Akademie der Wissenschaften,Brno) und Herrn Dr. Fritz F. STEININGER (Forschungsinstitutund Naturmuseum Senckenberg, Frankfurt).

Für die kritische Durchsicht des Manuskripts und fachli-che Ergänzungen bedanken wir uns herzlich bei Herrn Dr.Jaromír DEMEK (Palacky Universität Olomouc), Herrn Dr.Fritz FINGER (Universität Salzburg) und Herrn Dr. Hans-Georg KRENMAYR (Geologische Bundesanstalt, Wien).

Weiters danken wir Herrn Dr. Ivan CICHA und Frau Dr.JIRINA »TYROKÁ (»eská geologická sluzba, Praha) für diemikropaläontologischen Untersuchungen und Daten zurStratigraphie der miozänen Sedimente sowie Herrn Dr.Florian FLADERER (Universität Wien) für die Bestimmungdes Wollhaarnashorns von Hardegg recht herzlich.

Fotos und Grafiken stellten Herr Franz BERGER (Kop-fing), Herr Dr. Ron BLAKEY (Northern Arizona University,Flagstaff), Herr Dr. Fritz FINGER (Universität Salzburg),Frau Dr. Gertrude FRIEDL (Universität Salzburg), Herr Dr.

Mathias HARZHAUSER (Naturhistorisches Museum Wien),Herr Dr. Pavel HAVLÍ»EK (»eská geologická sluzba), HerrMag. Thomas HOFMANN (Geologische Bundesanstalt,Wien), Herr Petr LAZAREK (Národní park Podyjí), Herr Dr.Oleg MANDIC (Naturhistorisches Museum Wien), Herr JiríRUDOLSKY (»eská geologická sluzba), Herr Dr. JohannesTUZAR (Krahuletz-Museum Eggenburg), Herr Christian ÜBL(Nationalpark Thayatal) und Herr Josef WAGNER (Bohumin)zu Verfügung; ihnen allen sei auf diesem Wege herzlichstgedankt.

Die englische Übersetzung der Zusammenfassung ver-fasste Herr Dr. Sebastian PFLEIDERER (Geologische Bun-desanstalt, Wien); die Texte in tschechischer Sprache wur-den von Herrn Dr. Miroslav REJCHRT und Herrn Dr. Pavel»TYROKY (»eská geologická sluzba, Praha) übersetzt.

Bei der graphischen Gestaltung der Karte und der Erläu-terungen waren maßgeblich Frau Monika BRÜGGEMANN-LEDOLTER, Herr Dr. Albert DAURER, Herr Jacek RUTHNERund Herr Mag. Werner STÖCKL (alle Geologische Bundes-anstalt, Wien) beteiligt.

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Abb. 2.Am Weg zum Einsiedler eröffnet sich kurz ein Ausblick auf Hardegg, die kleinste Stadt Österreichs.

Die Böhmische Masse –Österreichs ältestes Gebirge

Die Böhmischen Masse, zu der auch das Gebiet derNationalparks Thayatal und Podyjí gehört, hat eine äußerstlange und wechselvolle geologische Geschichte hintersich. Dabei können mehrere Phasen unterschieden wer-den, die in den Gesteinen dieses Gebietes noch zu erken-nen sind. Die wohl wichtigsten in der Entwicklung derGesteine sind zwei große Gebirgsbildungsphasen, die vorca. 340 Milllionen Jahren (variszisch) bzw. vor ca. 600 Mill-

lionen Jahren (cadomisch) stattfanden und bei denengroße Kettengebirge mit Hochgebirgscharakter entstan-den. Jeder Gebirgsauffaltung folgte eine mehrere hundertMillionen Jahre dauernde Abtragungs- und Einebnungs-phase. Oftmals wurde das Gebiet von Meeren überflutet;von der letzten Meeresbedeckung sind noch Spuren imUmkreis der Nationalparks erkennbar. Schließlich hinterlie-ßen die „Eiszeiten“, der mehrmalige Wechsel von Kalt- und

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Warmzeiten im Pleistozän, deutliche Spuren und prägtendas Landschaftsbild des einmaligen Tales der Thaya.

Die Nationalparks Thayatal und Podyjí liegen im Bereichdes Südostrandes der Böhmischen Masse, deren südöst-lichster Teil in Österreich vom Mühl- und Waldviertel gebil-det wird. Die Böhmische Masse setzt sich gegen Nordennach Böhmen und Mähren fort und reicht weiter nach Bay-ern, Sachsen und Schlesien. Nach Süden und Osten tau-chen die kristallinen Gesteine unter die jungen Ablagerun-gen der Alpin-Karpatischen Vortiefe (Molassezone) undweiter bis unter die Alpen und Karpaten ab.

Unvorstellbare ZeiträumeIn den Nationalparks Thayatal und Podyjí finden sich

unter anderem Gesteine, die ihren Ursprung in der Erd-frühzeit (Proterozoikum), also vor mehr als 600 MillionenJahren vor heute haben. Hinweise dafür bietet einerseitsder radiometrisch mit ca. 550–600 Millionen Jahren datier-te Thaya-Granit, der, wie in den Nationalparks zu beob-achten, nachweislich in bereits ältere Dachgesteine ein-dringt. Andererseits wurden in Gesteinen wie dem Bitte-scher Gneis winzige Kristalle des besonders stabilen Mine-rals Zirkon (Abb. 3) mit Altern zwischen 1 und 2,5 Milliar-den Jahren nachgewiesen (FRIEDL et al., 2000, 2004).Diese hohen Alter erklären sich dadurch, dass Zirkoneextrem widerstandsfähig sind und sogar mehrere, z.T. hun-derte Millionen Jahre dauernde geologische Kreisläufe derGesteine nahezu unbeschadet überstehen können. Inmagmatischen Gesteinen unter hohen Temperaturen ge-bildet, werden sie im geologischen Kreislauf bei der Ero-sion von Gebirgen (Verwitterung) aus dem Gesteinsver-band gelöst und zusammen mit anderen Mineralkompo-nenten in Flüssen transportiert und im Meer abgelagert(Sedimentation). Anders als die meisten anderen Mineral-phasen überleben sie nachfolgende Metamorphoseprozes-se, wo es bei der Versenkung des Ozeanbodenmaterialsan Subduktionszonen unter starker Druck- und Tempera-turzunahme bis zur Gesteinsaufschmelzung kommt.Schließlich werden sie, eingebettet in neuem Gestein,durch tektonische oder magmatische Vorgänge bzw. durchErosion wieder in Richtung Erdoberfläche transportiert.

Der lange Weg –Vom Südpol zum Äquator

Die ältesten Gesteine der Böhmischen Masse gehörtenursprünglich zum nördlichsten Teil des ehemaligen Groß-kontinents Gondwana (FRANKE, 2000; FRIEDL et al., 2000).

Sie waren dort im Bereich des Südpols in ein langgestrecktes Küstengebirge eingebunden, das an derWende von Erdfrühzeit (Proterozoikum) zu Erdaltertum(Paläozoikum), ca. 600 Millionen Jahre vor heute, währendder cadomischen Gebirgsbildung entstand (NANCE &MURPHY, 1996). Gesteinsrelikte dieses Gebirges sind inder Böhmischen Masse weit verbreitet (für den österreichi-schen Teil siehe dazu FRIEDL et al., 2004).

Im Verlauf des unteren Erdaltertums (Altpaläozoikum:Ordovizium, Silur), rund 495–417 Millionen Jahre vorheute, wurden viele Teilstücke, so genannte Mikroplattenoder Terranes, vom Nordrand von Gondwana abgetrennt(Abb. 4). Mehrere, u.a. als Avalonia und Armorica bezeich-neten Gruppen von Terranen (Inselketten) drifteten danachgegen die nördlichen Kontinente Baltika und Laurentia(TAIT et al., 1997). Das Moravikum im östlichen Teil derBöhmischen Masse (siehe unten) stammt wie Avalonia ausdem südamerikanischen Raum (FINGER et al., 2000; WIN-CHESTER et al., 2002), der westliche Teil mit dem Moldanu-bikum (siehe unten) wird Armorika zugerechnet und hatteseinen Ursprung wahrscheinlich tausende Kilometer ent-fernt im afrikanischem Abschnitt des cadomischen Küsten-gebirges (FRIEDL et al., 2000). Im Silur führte die Kollisionvon Baltika und Laurentia zur Kaledonischen Gebirgsbil-dung und zur Bildung des Großkontinents Laurussia (Old-Red-Kontinent).

Während Avalonia bereits im oberen Ordovizium mit Bal-tika kollidierte (die moravischen Einheiten als Teil der bru-novistulischen Platte eventuell sogar noch etwas früher),dockte Armorika erst im Laufe des Devons an den Ostteilvon Laurussia (Baltika und Laurentia) an und leitete damitin Europa die variszische Gebirgsbildung ein (FRANKE,2000).

Das Gebirge am ÄquatorIm oberen Erdaltertum (Jungpaläozoikum: unteres Kar-

bon) kam es im Verlauf der variszischen Gebirgsbildungzur Kollision von Gondwana mit Laurussia, woraus schließ-lich der permische Superkontinent Pangäa hervorging.

Die Böhmische Masse in ihrer heutigen Form und Zu-sammensetzung ist also ein Teil des variszischen Gebirgs-gürtels. Dieser erstreckte sich in der Nähe des Äquatorsvon Mexiko über Florida, die Appalachen, Marokko/Nordal-gerien, West-, Mittel- und Südeuropa und Kleinasien biszum Ural. Die Ausdehnung dieses Gebirges betrug ca. 1000km in der Breite und ca. 8000 km in der Länge (Abb. 4d).

In Zentraleuropa reichte das variszische Gebirge vonden Sudeten in Polen über Böhmen und das Erzgebirge,den Bayerischen Wald, den Harz, den Taunus und den

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Abb. 3.Zirkon (Länge des Kristalls ca. 150 µm) aus dem Bittescher Gneis mit 2,5 Milliarden Jahre altem Kern.a) Aufnahme mit gekreuzten Polarisationsfiltern.b) Aufnahme im Durchlicht.c) Das Elektronenmikroskop-Rückstreuelektronenbild zeigt besonders schön den alten, korrodierten und überwachsenen Kern, der ein Relikt aus der ältesten

Erdfrühzeit (Archaikum) ist. Die Randzone des Kristalls hat ein Alter von ca. 580 Millionen Jahren und ist in einer Granitschmelze gewachsen (plutonischesBildungsstadium des Bittescher Gneises) (FRIEDL et al., 2000).

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Abb. 4.Die Verteilung der Kontinente während des Erdaltertums (Paläozoikum) und die Position der Böhmischen Masse (Moravikum und Moldanubikum) zu dieser Zeit.Am Beginn des Erdaltertums, ca. 500 Millionen Jahre vor heute, waren Teile der Böhmischen Masse in ein lang gestrecktes Küstengebirge am Nordrand vonGondwana eingebunden. Im oberen Ordovizium, rund 450 Millionen Jahre vor heute, drifteten Teilstücke von Gondwana in Richtung der nördlichen Kontinen-te Baltika und Laurentia. Das Moravikum war dabei Teil von Avalonia, das Moldanubikum wird Armorika zugerechnet. Im unteren Devon, vor rund 400 Millio-nen Jahren, hatte die Kollision von Baltika und Laurentia zur Kaledonischen Gebirgsbildung und zur Bildung des Großkontinents Laurussia geführt. Avalonia warbereits im oberen Ordovizium mit Baltika kollidiert, Armorika verschmolz mit Laurussia erst im Laufe des Devons. Im oberen Karbon, rund 300 Millionen Jahrevor heute, war Gondwana bereits mit Laurussia kollidiert, wodurch das variszische Gebirge und der Superkontinent Pangäa entstanden.a) Oberes Kambrium (500 Millionen Jahre vor heute).

� = Böhmische Masse (Moravikum).b) Oberes Ordovizium (450 Millionen Jahre vor heute).

� = Böhmische Masse (Moravikum); • = Böhmische Masse (Moldanubikum).c) Unteres Devon (400 Millionen Jahre vor heute).

� = Böhmische Masse (Moravikum); • = Böhmische Masse (Moldanubikum).d) Oberes Karbon (300 Millionen Jahre vor heute).

� = Böhmische Masse (Moravikum + Moldanubikum).Globen von Ron BLAKEY (Northern Arizona University, Flagstaff).

Schwarzwald bis zu den Vogesen, zum französischenZentralplateau und der Bretagne. Auch große Teile vonNordwestspanien, Kastilien und Portugal entstanden wäh-rend dieser Gebirgsbildungsphase.

In dieser variszischen Gebirgsbildungsphase wurdenGesteine aus vorangegangenen, z.T. weit älteren Gebirgs-

bildungsphasen mit einbezogen und durch Versenkungund eine intensive Deckentektonik hohen Drücken undTemperaturen ausgesetzt und dabei umgewandelt (Meta-morphose). Gleichzeitig entstanden bei dieser Gebirgsbil-dung durch Aufschmelzung von älteren Gesteinen neueGesteine, wie z.B. verschiedene Granite.

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Für das dabei entstandene variszische Gebirge sindnach manchen Autoren aus theoretischen ÜberlegungenHöhen von 5000 m bis 7000 m zu erwarten (vgl. z.B. HÖCK,1999; ZULAUF, 1997).

Die heute bestehende Böhmische Masse ist nur mehrder Sockel (Grundgebirge) dieses einstigen Gebirges, des-sen Abtragung bereits im Jungpaläozoikum, vor ca. 320Millionen Jahren begann und während des gesamten Erd-mittelalters (Mesozoikum) und der Erdneuzeit (Känozoi-kum) andauerte.

Moravikum und Moldanubikum –Zwei tektonische Großeinheiten

Die südöstliche Böhmische Masse wird allgemein seitF.E. SUESS (1903, 1912) in zwei tektonische Großeinhei-ten, das östliche, strukturell tiefer gelegene Moravikum(nach dem Hauptverbreitungsgebiet in Mähren) und daswestliche, tektonisch höhere Moldanubikum (nach demHauptverbreitungsgebiet zwischen Moldau und Donau),gegliedert. Diesen tektonischen Großeinheiten werden je-doch von verschiedenen Geologen in Österreich und Tsche-chien unterschiedliche Gesteinseinheiten zugerechnet.

Das Moravikum bildet am südöstlichen Rand der Böhmi-schen Masse zwei kuppelförmig gewölbte Strukturen, diegroßteils auf österreichischem Staatgebiet liegende Tha-yakuppel und die Svratka-Kuppel (Schwarzawakuppel) inMähren (vgl. z.B. FRASL, 1983, 1991; JAROS & MISAR,1974; PRECLIK, 1925, 1926, 1937; F.E. SUESS, 1903, 1912;WALDMANN, 1930).

Das Moravikum kann nach FRASL (1991) als westlichsterTeil des Bruno-Vistulikums (DUDEK, 1980) (nach derHauptverbreitung zwischen Brünn und der Weichsel) ange-sehen werden. Dieser alte, von der variszischen Gebirgs-bildung nur randlich (speziell westlich, in der moravischenZone) stärker überprägte, ehemalige Mikrokontinent (Teilvon Avalonia?) reicht nach Osten bis unter die Karpaten,ist allerdings über weite Strecken durch jüngere Ablage-rungen aus dem oberen Erdaltertum, dem Erdmittelalterund der Erdneuzeit bedeckt.

Eine komplexe GeschichteWie die Altersdatierungen von Zirkonkristallen andeuten,

wurden Teile der Gesteine des Moravikums in der Erdfrüh-zeit (Proterozoikum), vielleicht sogar davor, im Archaikum,in Ozeanen als Ablagerungsgesteine (Sedimente) gebildet.Am Ende des Proterozoikums, an der Wende zum Paläo-zoikum, wurden sie dann in die große cadomische Ge-birgsbildungsphase einbezogen und bei dieser durch hoheDrücke und Temperaturen zum Teil zu Umwandlungsge-steinen (Metamorphite) umgeformt. Während dieser Ge-birgsbildung drangen aus der Tiefe silikatische Gesteins-schmelzen in die Erdkruste, die in vielen Kilometern Tiefezu granitoiden Gesteinen erstarrten.

Rund 250 Millionen Jahre später, im oberen Erdaltertum(Karbon), wurden sowohl diese Tiefengesteine (Plutonite),als auch die metamorphen Gesteine, in eine neue Gebirgs-bildung, die variszische Gebirgsbildung, einbezogen undgemeinsam weiter mineralogisch umgewandelt und struk-turell verändert.

Im Laufe der variszischen Gebirgsbildungsphase wurdeder westliche, moldanubische Teil der Böhmischen Masseauf flachen Bewegungsbahnen auf das Moravikum aufge-schoben. Gleichzeitig wurden die Gesteine einer Regional-metamorphose unterworfen. Die seit F.E. SUESS (1903)bekannte ostvergente Moldanubische Überschiebung wirdin letzter Zeit mehrfach von verschiedenen Autoren (vgl.z.B. FRITZ & NEUBAUER, 1993) aufgrund strukturgeologi-

scher Untersuchungen in nordöstlicher bis nordnordöst-licher Richtung interpretiert. Dagegen spricht sich FUCHS(1991, 1998) aus, der aus zahlreichen Geländebeobach-tungen weiterhin nur Hinweise auf eine Ost-gerichteteÜberschiebung erkennen kann.

Bei der Gebirgsbildung kam es im Bereich des Moldanu-bikums zu Überschiebungen und Übereinander-Stapelungganzer Gesteinspakete und zur Bildung von Decken. Ob esim Zuge der Aufschiebung des Moldanubikums auf dasMoravikum innerhalb des Moravikums zur Bildung vonDeckenstapeln durch Überschiebungen kam, wie z.B. vonTOLLMANN (1985) angenommen wurde, oder ob nur soge-nannte Faltendecken gebildet wurden (vgl. FUCHS, 1999),wird diskutiert.

Hohe Drücke und TemperaturenWährend die Gesteine des Moldanubikums einen durch-

gehend hohen variszischen Metamorphosegrad zeigen(hohe Drücke und Temperaturen i.a. > 700°C), lassen dieMineralzusammensetzungen der Gesteine des Moravi-kums deutlich niedrigere Metamorphosebedingungenerkennen (< 600 °C; oft < 500 °C vor allem gegen Osten).Dies lässt vermuten, dass die Gesteine des Moldanubi-kums zunächst in weit tieferen Stockwerken der Erdkrusteversenkt waren und dort aufgeheizt wurden, bevor sie alsheißes Deckenpaket auf das Moravikum geschoben wur-den und dort eine Metamorphose induzierten.

Außerdem ist im Moravikum eine sehr merkwürdigeMetamorphoseentwicklung festzustellen. Die Metamorpho-se nimmt von Westen nach Osten, also vom hangendenzum liegenden Anteil ab und nicht, wie man erwarten soll-te, von den heute strukturell tiefsten Teilen im Osten zuden strukturell höchsten Teilen. Dies kann mit der vonWesten gegen Osten fortschreitenden Kollision von Mold-anubikum mit Moravikum und dem damit verbundenenDeckenbau erklärt werden, bei der nacheinander zuersttiefere, höher temperierte Gesteinseinheiten über höhergelegene, niedriger temperierte gelangten (vgl. HÖCK,1999).

Überdies ändert sich im Moravikum die Metamorphoseauch mehrfach entlang des Streichens, sodass man in der-selben lithologischen Einheit im Süden und Norden einegeringere Intensität der Metamorphose findet als im zen-tralen Teil. Die Ursache für diese eigenartige Metamorpho-seprägung ist in der vermutlich ursprünglich tieferen Ver-senkung des zentralen Teiles des Moravikums und derdamit verbundenen stärkeren Aufheizung während dervariszischen Regionalmetamorphose zu suchen (FRASL etal., 1977).

Ein bunter Wechselvon Gesteinen

Die tiefste strukturelle Einheit des Moravikums ist deraus verschiedenen granitischen Gesteinen (FINGER &RIEGLER, 1999) aufgebaute plutonische Komplex (Tiefen-gesteinskomplex) des Thaya-Batholiths (Thaya-Pluton).

Über dem Thaya-Batholith folgen im Westen Gesteine,die bereits vor dem Eindringen der Gesteinsschmelze desThaya-Batholiths in Ozeanen als Ablagerungsgesteine,wie z.B. Tone, Sande, tonige und sandige Kalke und Kalkeabgelagert wurden. Später, wahrscheinlich zum Teil schonwährend der cadomischen Gebirgsbildung (siehe oben),erfolgte durch hohen Druck und Temperatur (Metamorpho-se) die Umwandlung in Glimmerschiefer, Quarzit, Kalksili-katgneis und Marmor.

Diese metamorphen Ablagerungsgesteine (Paragestei-ne) werden in Österreich in die direkt über dem Thaya-

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Batholith liegende Therasburg-Gruppe und die darüberfolgende Pernegg-Gruppe unterteilt. Ursprünglich vonHÖCK & VETTERS (1975) als Quarzit-Glimmerschieferseriebzw. Marmor-Glimmerschieferserie bezeichnet, wurden sievon HÖCK et al. (1991) zur Therasburg-Formation bzw.

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Abb. 5.Am Vraní skála (Rabenfelsen), nördlich vom Umlauf, sind die eng verfalteten Glimmerschiefer und Quarziteim Verband des Weitersfelder Stängelgneises in einmaliger Weise aufgeschlossen.

Abb. 6.Nordwestlich von Hardegg ragen turmartig mehrere Felsen aus BittescherGneis aus dem bewaldeten Tal.

Westgrenze des Moravikums mit der Obergrenze des Bit-tescher Gneises gleichgesetzt. Im nördlichen Teil derThayakuppel in Tschechien und in der Svratka-Kuppel(Schwarzawakuppel) wird dagegen die im Hangenden desBittescher Gneises folgende Vranov-Olesnice-Serie(Äußere Phyllite nach F.E. SUESS) auch zum Moravikumgezählt. Die Vorstellung eines „Alten Daches“ auch imHangenden des Bittescher Gneises (Sedimente bzw.metamorphe Gesteine, in die der Bittescher Gneis, so wieder Thaya-Granit, aus der Tiefe eindrang) wird in den letz-ten Jahren auch von einigen österreichischen Geologen inErwägung gezogen (FINGER & STEYRER, 1995; FRASL,1991; MATURA, 1976, 2003).

Alte ZeugenNoch vor der variszischen Gebirgsbildung wurde das Mo-

ravikum im Devon, vor ca. 417–354 Millionen Jahren, vonNorden her von einem seichten Meer überflutet. Gesteineaus dem Randbereich dieses Meeres findet man u.a. amOstrand der Böhmischen Masse, nördlich von Brno (Brünn),im so genannten Mährischen Karst (Abb. 7). An der Basiseiner mächtigen Abfolge von verschiedenen fossilführen-den, seichmarinen Kalken liegen dort im Randbereich desBrünner Batholiths kontinentale, wahrscheinlich fluviatileKonglomerate und Sandsteine als Abtragungsprodukte derangrenzenden Granitoide (SUK et al., 1984; SVOBODA,1966). Ein kleines Vorkommen eines derartigen Konglome-rates findet sich auch noch auf der geologischen Kartenördlich von Znojmo (Znaim) bei Únanov. In Österreich wirdeine schwach metamorphe Serie von Quarziten, Phyllitenund Marmoren am Südende des Thaya-Batholiths, östlichvon Schönberg, als Olbersdorfer Formation (vgl. FRASL,1983) mit dem mährischen Devon gleichgesetzt.

Im Mährischen Karst, nördlich von Brno (Brünn) folgtüber den devonischen Kalken im unteren Karbon (ca.354–330 Millionen Jahre vor heute) ein rascher Wechselim Gesteinsbestand. Die relativ monotone Abfolge ausSchiefer, Grauwacken und Konglomeraten (Abb. 8) des sogenannten Kulm weist mit ihren flyschartigen Gesteinenauf die im Hinterland stattfindende variszische Gebirgsbil-dung hin (DVORAK, 1973, 1989, 1990; SVOBODA, 1966).

Pernegg-Formation umbenannt.Da sich diese „Formationen“ auseiner Reihe kartierbarer Einheitenzusammensetzen, wurde späterder Begriff „Gruppe“ statt „Forma-tion“ gewählt (vgl. FUCHS in ROET-ZEL et al., 1999b und in ROETZEL &FUCHS, 2001). In Tschechien wer-den diese beiden Einheiten zurLukov-Gruppe (unterer und obererTeil) zusammengefasst.

Im zentralen Teil des Moravi-kums liegt zwischen Therasburg-Gruppe und Pernegg-Gruppe, bzw.innerhalb der Lukov-Gruppe einGranitgneis, der WeitersfelderStängelgneis (Abb. 5), in dessenVerband auch metamorphe Abla-gerungsgesteine, wie Arkosegnei-se, Quarzite und Glimmerschiefer,vorkommen. Als höchste strukturel-le Einheit folgt über der Pernegg-Gruppe die Bittesch-Einheit mitdem Bittescher Gneis (Abb. 6) alsLeitgestein.

Im österreichischen Anteil derThayakuppel wird allgemein die

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Abb. 7.Im Mährischen Karst, am Rand des Brünner Batholiths, sind im Steinbruch Mokrá marine Kalke aus demDevon aufgeschlossen.

ren Oberkarbon (Stephan) bis zum unteren Perm (Autunund Saxon) (ca. 306–274 Millionen Jahre vor heute)umfasst, der Wechsel von einem zuerst feuchten und war-men zu einem ariden und wüstenhaften Klima rekonstruiertwerden (vgl. VASICEK, 1991; VASICEK & STEININGER, 1999).So wurden im unteren Bereich der ca. 1000 m mächtigenSchichtfolge der Zöbing-Formation die über Flüsse heran-transportierten Sedimente im Nahbereich der Flussläufe, inseichten Tümpeln und Seen mit vegetationsreichen Ufer-zonen, abgelagert. Im oberen Teil der Schichtfolge tretenin Zusammenhang mit tektonischen Bewegungen imHinterland vermehrt grobe Schüttungen auf, wobei in demariden Klima die Ablagerung der Sedimente wahrscheinlichbei periodischen Starkregenfällen als Schichtflutsedimenteerfolgte.

Zwischen Nordsee und TethysWährend des gesamten Erdmittelalters (Mesozoikum:

248–65 Millionen Jahre vor heute) setzte sich die langsa-me Hebung der Böhmische Masse fort, gleichzeitig gingdie Abtragung weiter.

Mit Ausnahme von kurzeitiger Süßwassersedimentationin der unteren Trias und der unteren Oberkreide und relativkurzen, marinen Überflutungen im Jura und der mittlerenOberkreide war die Böhmische Masse jedoch während desGroßteils des Mesozoikums und des Paläogens, alsodurch rund 225 Millionen Jahre, Festland.

Die Abtragungsprodukte wurden durch große Flusssys-teme in die angrenzenden marinen Beckenbereiche und inSenken innerhalb der Böhmischen Masse, wie z.B. dieSüdböhmischen Becken, eingetragen.

In der Trias (unteres Mesozoikum), 248–206 MillionenJahre vor heute, war die Böhmische Masse wie bereits imJungpaläozoikum (siehe oben) weiterhin der Verwitterungund Abtragung ausgesetzt. Außer den in Nordost-Böhmen,am Nordrand der Böhmischen Masse nachgewiesenen flu-viatil-lakustrischen Sedimenten aus der unteren bis mittle-ren Trias sind keine Ablagerungen auf der BöhmischenMasse aus dieser Zeit bekannt (SUK et al., 1984).

Im Jura (mittleres Mesozoikum), 206–142 MillionenJahre vor heute, lag die Böhmische Masse am Rand eines

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Abb. 8.Nordöstlich von Brno (Brünn) blieben am Rand des Brünner Batholiths Kon-glomerate aus dem unteren Karbon (Kulm) erhalten, deren Komponenten diebunte Vielfalt der damals im Hinterland vorkommenden Gesteine wider-spiegeln.

Diese Gesteine des Devons und unteren Karbons wur-den noch in die variszische Gebirgsbildung einbezogenund dabei z.T. auch noch unterschiedlich metamorph be-einflusst.

Die Abtragung beginntAls Folge der variszischen Gebirgsbildung wurden weite

Teile des späteren Europas zu Festland. Mit dem Ausklin-gen der Gebirgsbildung vor ca. 330 Millionen Jahren zogsich das Meer zurück. Gleichzeitig damit verstärkte sich dieAbtragung der Böhmischen Masse.

Innerhalb der Böhmischen Masse bildeten sich intra-montane Becken, wie z. B. in Zentralböhmen oder in denBecken von Mnichovo Hradiste und Krkonose mit limnisch-fluviatilen Sedimenten, wo besonders im oberen Karbonz.T. mächtige Steinkohleflöze entstanden.

Andere Ablagerungen dieser Abtragungsphase aus demoberen Karbon und Perm (330–248 Millionen Jahre vorheute) blieben u.a. in Südsüdwest–Nordnordost streichen-

den, tektonischen Grabenstruktu-ren vor der späteren Erosion be-wahrt. So findet man z.B. permo-karbone Ablagerungen am Süd-ostrand der Böhmischen Masse inder Furche von Boskovice westlichbis nördlich von Brno (Brünn) undim Bereich von Zöbing nordöstlichvon Langenlois oder in Südböhmenin der Furche von Blanice nordöst-lich von »eské Budejovice (Bud-weis). Ebenso konnten unter denMolasseablagerungen in Oberös-terreich und Niederösterreich konti-nentale Ablagerungen dieses Zeit-abschnittes erbohrt werden (MAL-ZER et al., 1993).

Es handelt sich dabei nahezuausschließlich um terrestrischeund limnische Ablagerungen, wieTonsteine, Sandsteine, Arkosen(mürbe, feldspatreiche Sandstei-ne), Brekzien, Konglomerate undgelegentlich Kohleflöze. Aufgrundder Pflanzenfossilien kann z.B. inden jungpaläozoischen Ablagerun-gen der Zöbing-Formation, die ge-sichert den Zeitabschnitt vom obe-

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Flachmeeres. Dieses drang im Laufe des Juras immer wei-ter vor und überflutete ab dem mittleren Jura (oberer Dog-ger), vor ca. 160 Millionen Jahren, vor allem den Nordostender Böhmischen Masse. Erosionsreste von fossilführendenFlachwasserkalken mit basalen Sandsteinen und Konglo-meraten findet man im Mährischen Karst in der Umgebungvon Brno (Brünn) und in Nordböhmen (SUK et al., 1984).Umgelagerte verkieselte Kalke und Hornsteine des Jurasin jüngeren Ablagerungen der Kreide und des Miozäns las-sen jedoch eine deutlich ausgedehntere Überflutung, vorallem im Randbereich der Böhmischen Masse, vermuten(STEININGER & ROETZEL, 1999a; SUK et al., 1984). Imobersten Jura (Tithon), vor ca. 145 Millionen Jahren, zogsich das Meer zurück und die Böhmische Masse wurdewieder Festland.

Auch während der gesamten Unterkreide blieb die Böh-mische Masse zwischen Nordsee und der Tethys im Südenweiter Festland. Erst mit dem Beginn der Oberkreide(Cenoman), vor ca. 99 Millionen Jahren, sind Süßwasser-ablagerungen von Seen und Flüssen aus Nordost-Böhmenbekannt (SVOBODA, 1966). Tektonische Absenkungen führ-ten im Laufe des Cenomans dann zu einem Meeresspie-gelanstieg und zur Überflutung der nordöstlichen Böhmi-schen Masse, die bis zur mittleren Oberkreide (Santon),

vor ca. 83 Millionen Jahren, andauerte. Im BöhmischenKreidebecken blieben horizontal lagernde, z.T. fossilfüh-rende Mergel, Sandsteine und Kalke aus dieser Zeit erhal-ten (SUK et al., 1984).

In der oberen Oberkreide führten dann regionale tektoni-sche Hebungen der Böhmischen Masse zum Rückzug desMeeres und einer Wiederherstellung der Festlandbedin-gungen. Im südlichen Teil der Böhmischen Masse wurdenin der Oberkreide die Becken von Trebon (Wittingau) und»eské Budejovice (Budweis) durch tektonische Absenkun-gen innerhalb der kristallinen Gebiete gebildet. In den Zeit-abschnitten Coniac–Santon, ca. 89– 84 Millionen Jahre vorheute, gelangten in diesen Südböhmischen Becken inSüßwasserseen mächtige Tone, Grobsande, Konglomera-te und Arkosen (feldspatreiche Sandsteine) zur Ablage-rung (HUBER, 2003; SUK et al., 1984).

Tropisches Klima und VerwitterungEs ist anzunehmen, dass bis zur Oberkreide das ehema-

lige variszische Gebirge weitgehend zu einer flachwelligenHügellandschaft eingeebnet und bis zu seinem innerstenkristallinen Kern abgetragen war. Diese Abtragung undEinebung der Böhmischen Masse setzte sich im älteren

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Abb. 9.Beispiel für Wollsackverwitterung im Diorit im Steinbruch Widy – Gebharts bei Schrems.a) Verwitterungszone mit Wollsackverwitterung über unverwittertem Gestein.b) Unverwitterter Kern (Wollsack) in Gesteinsgrus.c) Schema zur Entstehung von Wollsackblöcken und Felsburgen (LINTON, 1955).

Phase 1 (oben): Granitvergrusung unter der Bodenoberfläche.Phase 2 (unten): Freigelegte, unverwitterte Blöcke und Felsburgen in einer späteren Phase (vgl. Text).

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Diese Art der Granitverwitterung findet man besonders inden heutigen Blocklandschaften des westlichen Wald- undMühlviertels und im anschließenden Südböhmen, sie tre-ten aber auch in dem Granitareal des Thaya-Batholiths imöstlichen Waldviertel und anschließenden Weinviertel undin Südmähren, zwischen Maissau, Retz und Znojmo(Znaim) auf. Auf diese Weise entstanden die zahlreichen,oft sagenumwobenen Granitblöcke, Blockgruppen, Fels-burgen oder Wackelsteine in diesen Gebieten (vgl. HUBER,1999).

Im Thayatal sind derartige Verwitterungsbildungen eherselten, aber wahrscheinlich haben auch manche Felstürmeim Bittescher Gneis nordwestlich von Hardegg, wie derSchwalbenfelsen oder die Turmfelsen, ihren Ursprung indieser Zeit.

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Abb. 10.Eines der schönsten Beispiele für Wollsackverwitterung im Thaya-Granit sinddie Kogelsteine bei Eggenburg.

Die Paratethys –Ein neues Meer am Rand der Böhmischen Masse

Abschnitt der Erdneuzeit (Känozoikum), dem Paläogen(65–23 Millionen Jahre vor heute) weiter fort (vgl. DEMEK,2004).

Massive Hebungen führten an der Wende von Mesozoi-kum zu Känozoikum, vor 65 Millionen Jahren, auch imRandbereich der Böhmischen Masse zu einem weit rei-chenden Rückzug des Meeres, der bis ins mittlere Paläo-gen (Eozän) andauerte. Erst im Obereozän, ca. 40–34Millionen Jahre vor heute, gelangte der südwestliche Randder Böhmischen Masse durch einen Meeresvorstoß wiederin Küstennähe. Durch die verstärkte Erosion kam es in die-ser Zeit auch im Bereich der Böhmischen Masse zu starkerAbtragung, sodass dort aus dem gesamten unteren undmittleren Paläogen (Paleozän, Eozän) keine Sedimenteüberliefert sind (vgl. ROETZEL & STEININGER, 1999).

Für die Bildung der heute noch sichtbaren Oberflächen-formen der Böhmischen Masse war die Klimaentwicklungim Eozän, vor ca. 56–34 Millionen Jahren von großer Be-deutung. In dieser Zeit herrschten in unserem Raum tropi-sche Klimabedingungen, sodass die Böhmische Masseeiner tief greifenden, tropischen Verwitterung ausgesetztwar (vgl. STEININGER & ROETZEL, 1994). Dabei wurdenmächtige Verwitterungsdecken gebildet, wobei Roterde(Laterit) und Porzellanerde (Kaolin) entstanden. Ein Groß-teil dieser Verwitterungsbildungen wurde jedoch im Laufedes Miozäns wieder abgetragen und anschließend z.T. inder näheren Umgebung wieder abgelagert. Nur an weni-gen Stellen des Mühl- und Waldviertels und in Südmährenwurde dieser Kaolin durch nachfolgende, grabenartigeAbsenkungen an tektonischen Bruchlinien vor der Abtra-gung bewahrt. In der Nähe des Thayatales blieb Kaolin imRaum Mallersbach und Niederfladnitz und bei Únanovnördlich von Znojmo (Znaim) erhalten. Der Kaolin von Mal-lersbach und Únanov entstand vermutlich zur Zeit diesertropischen Klimaphase an Ort und Stelle durch Verwitte-rung des Bittescher Gneises, bzw. des Thaya-Granites.Die Kaolinlagerstätte Niederfladnitz, die zur Langau-For-mation gerechnet wird, wurde dagegen wahrscheinlich erstim Miozän (Ottnangium) durch Abtragung und Umlagerungder paläogenen, kaolinitischen Verwitterungsdecke gebil-det ( ROETZEL, 1993).

Neben der intensiven flächigen Vergrusung der kristalli-nen Gesteine führte die tropische Verwitterung besondersbei den granitischen Gesteinen zur so genannten „Woll-sackverwitterung“ (Abb. 9, 10). Dabei wurde der Kornver-band in den Gesteinen unter der Bodenoberfläche durcheindringendes Boden- und Grundwasser zuerst entlangvon Klüften und Rissen aufgelöst. Allmählich rückte dieseVergrusung von den meist an ein tektonisch bedingtesKluftnetz gebundene Trennflächen immer weiter gegendas Zentrum der Kluftkörper vor, bis zunächst nur noch einkugelrunder oder ellipsoidaler, fester Granitkern mitten imGrus zurückblieb. Die spätere Ausräumung der gelocker-ten Gesteinsbereiche im Miozän, Pliozän und Pleistozänführte dann zur Freilegung der gerundeten Blöcke, der sogenannten Wollsäcke (vgl. HUBER, 1999).

Bereits mit dem Beginn des Eozäns begann sich einneuer mariner Ablagerungssraum zwischen den Alpenbzw. Karpaten und der Böhmischen Masse zu bilden, derals Paratethys bezeichnet wird. In diese Molassezone (vonlat. „molare“ = zermahlen) im Vorland der sich heraushe-benden Alpen und Karpaten gelangte vor allem der Abtra-gungsschutt von den alpinen Gebirgen im Süden und Süd-osten aber auch von der nördlich anschließenden Böhmi-schen Masse.

Während ab dem Obereozän dieser Meeresvorstoß vorallem den westlichen Bereich der Böhmischen Masse inOberösterreich und Bayern erreichte, gelangte im oberenPaläogen (Oligozän: ca. 34–23 Millionen Jahre vor heute)auch der südliche und südöstliche Randbereiche der Böh-mischen Masse wieder in unmittelbare Küstennähe.

Im Gebiet von Amstetten – Melk – Krems reichte dasMeer bis an den heutigen, obertags anstehenden Bereichder kristallinen Gesteine der Böhmischen Masse heran und

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griff gegen Westen z.T. weit in Buchten nach Norden vor.Nach Osten konnten die Meeresablagerungen dieser Zeitdurch Tiefbohrungen nur bis etwa Hollabrunn nachgewie-sen werden, sodass angenommen werden muss, dassnicht nur ein Großteil der Böhmischen Masse des heutigenWaldviertels, sondern auch das östlich anschließendeGebiet zu dieser Zeit Festland waren.

Im unteren Oligozän wurden in brackischen Bereichen inMeeresnähe dunkle Tone mit Kohleeinschaltungen abgela-gert, die als Pielacher Tegel bezeichnete werden. Im Zugedes Vordringens des Meeres im oberen Oligozän folgtenüber den Pielacher Tegeln die seichtmarinen Ablagerun-gen der Melker- und Linzer Sande und dann über diesen imoberen Oligozän bis untersten Miozän die bereits aus tiefe-ren Meeresbereichen stammenden Tone bis Silte des Älte-ren Schliers (ROETZEL et al., 1983; ROETZEL & STEININGER,1999).

Die landfesten Gebiete waren zu dieser Zeit der Abtra-gung durch Flüsse ausgesetzt, wobei durch die intensiveZertalung das Relief stärker geprägt wurde. So floss z.B.von Südböhmen, wo sich bereits in der Oberkreide in denBecken von Trebon (Wittingau) und »eské Budejovice(Budweis) ein großer Süßwassersee ausdehnte (sieheoben), ein breiter, weit verzweigter Fluss quer über dasWaldviertel in das Horner Becken und mündete wahr-scheinlich im Raum von Krems in das oligozäne Meer. Die-ser so genannte Horner Fluss hinterließ die groben Sandeund Kiese der St.Marein-Freischling-Formation, die auszahlreichen Erosionsresten aus dem Raum Gmünd, Kirch-berg am Wald, Großglobnitz, Großpoppen, Neupölla undaus dem gesamten Horner Becken bekannt sind (ROETZEL& STEININGER, 1999). In Südböhmen sind Äquivalente derSt.Marein-Freischling-Formation vermutlich die fluviatilenund limnischen Sandsteine der Lipnice-Formation (vgl. SUKet al., 1984).

In der nordwestlichen Böhmischen Masse begann im Oli-gozän, z.T. auch schon im oberen Eozän die Bildung vonvulkano-tektonischen Becken. In den Becken von Chebund Sokolov und in den Nordböhmischen Becken wurdenbis ins Untermiozän limnisch-fluviatile Sedimente mitmächtigen Kohlezwischenlagen abgelagert, die mit basalti-schen und tuffitischen Ablagerungen von nahe gelegenenVulkanen wechsellagern (vgl. SUK et al., 1984).

Eggenburg – und Hardegg – am Meer

Auch im Neogen, im Untermiozän und unteren Mittelmio-zän, ca. 21–15 Millionen Jahre vor heute, war der südliche

und östliche Rand der Böhmischen Masse von mehrerenMeeresüberflutungen betroffen.

Im Untermiozän (Eggenburgium) vor ca. 21 MillionenJahren setzte ein weltweit erkennbarer Anstieg des Mee-resspiegels ein, bei dem das Meer (Abb. 11) von Ostenund Süden auf die Böhmische Masse und in Flusstäler vor-drang (STEININGER & ROETZEL, 1999b). Die Ablagerungendieser Transgressionsphase sind u.a. auch in den Natio-nalparks Thayatal und Podyjí und in deren Umgebung zufinden.

Durch dieses Vordringen des Meeres (Transgression) ineine Landschaft mit ausgeprägtem Relief entstanden lokalsehr unterschiedliche und rasch wechselnde Ablagerungs-bereiche. So gab es gleichzeitig eng nebeneinander Fluss-mündungen mit Braunkohlesümpfen und seichte, schlam-mige Meeresbereiche mit Süßwasserzufluss, in denenAusternbänke wuchsen. Es bildeten sich aber auch stille,geschützte Strände, kleine Meeresbuchten und Küstenab-schnitte mit tosender Brandung.

So wie heute beeinflussten die verschiedenen Umwelt-bedingungen in diesen Ablagerungsräumen die darinlebende Tier- und Pflanzenwelt. Dabei wurden in diesenBereichen unterschiedliche Ablagerungsgesteine (Sedi-mentgesteine) gebildet. Diese sind heute in vielfältigerAusbildung und mit reicher Fossilführung besonders imweiteren Raum von Horn und Eggenburg aufgeschlossen(ROETZEL, MANDIC & STEININGER, 1999; ROETZEL & STEI-NINGER, 1991; Abb. 12). In der internationalen Zeitgliede-rung für die Paratethys wird daher dieser Zeitabschnitt derErdgeschichte als Eggenburgium (STEININGER & SENES,1971) bezeichnet.

Aus der Art und Abfolge der Sedimente und den darinenthaltenen Fossilien kann die zeitliche und räumliche Ent-wicklung dieses Meeresvorstoßes am Südostrand der Böh-mischen Masse abgeleitet werden (MANDIC & STEININGER,2003; ROETZEL, MANDIC & STEININGER, 1999; STEININGER &ROETZEL, 1999b; vgl. Abb. 12).

Dieser begann im unteren Eggenburgium, im Südosten,mit den seichtmarinen, fossilreichen Sanden der Fels-For-mation, die vor allem aus dem Raum Fels-Obernholzbekannt sind. Der Anstieg des Meeres setzte sich weiter imHorner Becken fort, wodurch der Mündungsbereich desHorner Flusses immer weiter nach Norden zurückgedrängtwurde. Dadurch bildeten sich in einer Trichtermündungüber den oligozänen, fluviatil-limnischen Ablagerungen derSt.Marein-Freischling-Formation (siehe oben) brackischeTone und Silte (Mold-Formation) und darüber gut sortierte,vollmarine Sande des seichten Küstenbereiches mit typi-schen, großwüchsigen Muscheln und Schnecken (Loibers-dorf-Formation).

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Abb. 11.Die Paratethys zur Zeit des Eggenburgiums vor rund 20 Millionen Jahren.Nach F. RÖGL in HARZHAUSER et al. (2004a).

Zeitversetzt erreichte im oberenEggenburgium der Meeresvorstoßden Ostrand der Böhmischen Mas-se im Gebiet von Eggenburg, Retzund Znojmo (Znaim). Ähnlich wieim Horner Becken begann in die-sem Gebiet die Sedimentfolge mitschlecht sortierten, fossilreichenSilten, Tonen und Sanden (Kühn-ring-Subformation), deren Fossil-anteil die Ablagerung in einem land-nahen, sehr seichten, schlamm-reichen Bereich mit zeitweiligenSchwankungen des Salzgehalteserkennen lässt. Von der Landnähezeugen Reste von Landwirbeltie-ren, wie z.B. eines schweineartigenPaarhufers (Brachyodus onoideus) undvon Landschildkröten. Aus denKüstensümpfen und Flussästuarenist der Schädel eines Fisch fres-

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Abb. 12.Die lithostratigraphischen Einheiten des Palä-ogens und Neogens (Miozän) am Südostrandder Böhmischen Masse zwischen Retz undKrems (nach ROETZEL, MANDIC & STEININGER,1999, verändert).

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Abb. 13.Der Krokodilschädel von Gavialosuchus eggenburgensis wurde von JohannKrahuletz im Schindergraben bei Eggenburg beim Bau der Franz-Josef-Bahngefunden.

oder Schädelreste von zwei Delphinarten (Acrodelphis krahu-letzi, Schizodelphis sulcatus incurvata) hervorzuheben.

In tieferen, geschützten und ruhigeren Bereichen derEggenburger Bucht gelangten dagegen auf sandigenSchlammböden Feinsande und Silte (Gauderndorf-Forma-tion) zur Ablagerung. In den schlammigen, nährstoffrei-chen Böden wühlten zahlreiche dünnschalige Muscheln,deren doppelklappige Schalenreste massenhaft in denFeinsedimenten der Gauderndorf-Formation erhalten ge-blieben sind.

Ein Stein prägt die LandschaftNach einem eher langsamen Anstieg des Meeres im

unteren Eggenburgium und einem darauf folgenden kurz-zeitigen Rückzug des Meeres begann der Meeresspiegelvor rund 18,5 Millionen Jahren (Zeitstufe oberes Eggen-burgium–Ottnangium) wieder sehr rasch anzusteigen, wo-bei das Wasser noch weiter gegen Nordwesten und West-en auf die Böhmische Masse vordrang. In Südmähren, imRaum von Znojmo (Znaim) erreichte die Transgressionwahrscheinlich erst zu dieser Zeit die Böhmische Masse(»TYROKY, 1993). Reste dieser seichten Meeresablagerun-gen findet man auch auf den Hochflächen nördlich undsüdlich des Thayatales.

Bei diesem weiteren Meeresvorstoß entstanden imRaum von Eggenburg die fossilreichen Kalksandsteine undSande der Zogelsdorf-Formation. Diese sind vor allem inder Eggenburger Bucht und gegen Westen bis ans HornerBecken verbreitet, wo in dem nach Osten durch zahlreicheGranitkuppen geschützten Bereich eher ruhige Ablage-

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Abb. 14.Freigelegtes Skelett einer Seekuh (Metaxytherium krahuletzi) in der Gemeinde-sandgrube von Kühnring während einer Grabung im Jahr 1985.

senden Krokodils (Gavialosuchus eggenburgensis) überliefert(Abb. 13).

Im seichten, wellendominierten Küstenbereich wurden,abhängig von der Entfernung zu aufragenden Kristallinin-seln, Sande mit unterschiedlichen Korngrößen- und Sortie-rungsmerkmalen abgelagert. Auch in diesen Ablagerungender Burgschleinitz-Formation finden sich eine Vielzahl vonMuscheln und Schnecken, die am Meeresboden oder imSediment grabend lebten, und die gemeinsam mit anderenGruppen von Meeresorganismen, wie Korallen, Moostier-chen, Armfüßern, Seeigeln, Seesternen oder Seelilien voneinem warmen, subtropischen Klima zeugen. Neben denResten dieser wirbellosen Tieren blieben in den Sandender Burgschleinitz-Formation nicht selten Knochenresteoder Zähne von Meereswirbeltieren, z.B. von Fischen,Meeresschildkröten oder Meeressäugetieren erhalten. Vonletzteren sind besonders nahezu vollständig erhalteneSkelette von Seekühen (Metaxytherium krahuletzi; Abb. 14)

Abb. 15.Unterhalb der Retzer Windmühle steht einer der zahlreichen Tabernakelbild-stöcke (17. Jhdt.) aus Zogelsdorfer Kalksandstein.

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rungsbedingungen herrschten. Dort bedeckten feinkörnigeAblagerungen aus den zerkleinerten Resten der dortlebenden Organismen, wie einer Vielzahl verschiedenerMuscheln und Schnecken, Seeigeln, Moostierchen undKalkrotalgen den Meeresboden.

Auf der dem offenen Meer zugewandten Seite im Osten,entlang einer Inselkette zwischen Limberg und Retz undentlang des Manhartsberg-Abbruches von Limberg überMaissau bis Eggendorf am Walde waren starke Strömun-gen und tosende Brandung vorherrschend, sodass dortGrobsand, Strandblockwerk und in der Brandung vollkom-men gerundete Granitgerölle vorkommen. An dieser Fels-küste lebten Meerestiere, die diese Umweltbedingungenbevorzugten, wie z.B. dickschalige Austern, Napfschne-cken und Seepocken.

Der weiche und leicht zu bearbeitende ZogelsdorferStein war seit dem ausgehenden Mittelalter, besondersaber im 18. und 19.Jahrhundert ein begehrter Baustein(GASPAR, 1995, 2004). Daneben wurden viele Dinge destäglichen Gebrauchs, wie z.B. Tür- und Fenstergewändeder Häuser, Ganter und Dampfhauben der Weinkeller,Tröge und Schwersteine in den Presshäusern oder Prell-steine an den Toren und Zaunsteher aus dem ZogelsdorferKalksandstein erzeugt. Viele der Kleindenkmäler des17.–19. Jahrhunderts, wie Bildstöcke, Wegkreuze undGrabsteine sind ebenfalls aus dem „Weißen Stein vonEggenburg“ gefertigt (Abb. 15). Auch im Bereich der Natio-nalparks Thayatal und Podyjí findet man sowohl in Öster-reich als auch in Tschechien diesen die Landschaft prä-genden Zogelsdorfer Stein in vielfältigen Verwendungen.

Nordöstlich von Pulkau werden die Kalksandsteine derZogelsdorf-Formation immer häufiger durch Sandzwi-schenlagen unterbrochen und gehen im Raum von Retz indie zeitgleichen Sande der Retz-Formation über (ROETZEL,MANDIC & STEININGER, 1999). Diese glimmerreichen Fein-bis Grobsande, in denen auch die berühmten Weinkellerder Stadt Retz angelegt sind, führen nur mehr untergeord-net Einschaltungen von fossilreichen Kalksandsteinen. DieSande der Retz-Formation setzen sich in Südmährengegen Znojmo (Znaim) und weiter in Richtung MoravskyKrumlov (Mährisch Krumau) fort (vgl. »TYROKY, 1993).

Das tiefe Meer im OstenIm Osten, im Gebiet des heutigen Weinviertels und öst-

lich von Znojmo (Znaim) gegen Mikulov (Nikolsburg), lagim unteren Miozän, zur Zeit der Ablagerung der Zogels-dorf-Formation und Retz-Formation, das offene Meer. Indiesem tieferen Wasser sanken hauptsächlich feinkörnige

Sedimentpartikel auf den Meeresboden. Für diese Toneund Silte der Zellerndorf-Formation ist das Vorkommen vonFischschuppen und anderen Fischresten sowie kieseligenMikrofossilien typisch. Das Fehlen von kalkigen Fossilienist wahrscheinlich auf sauerstoffarme bis -frei Bedingun-gen in der Nähe des Meeresbodens zurückzuführen.

Damit in Zusammenhang steht auch das Vorkommen derKieselgur (Diatomit) der Limberg-Subformation als Ein-schaltung in die Tone der Zellerndorf-Formation. Diesesauffallend helle, leichte und papierdünn geschichtete Sedi-ment im Gebiet von Limberg-Parisdorf (Abb. 16) bestehtzum Großteil aus den Skelettresten von Kieselalgen, denDiatomeen. Diese bauen aus der im Meereswasser gelös-ten Kieselsäure ihre Kieselskelette. Derartige Massenvor-kommen von Diatomeen treten dort auf, wo kaltes, CO2- undnährstoffreiches Meereswasser aus der Tiefe aufsteigt undoptimale Lebensbedingungen für diese Kieselalgen schafft.

Die Erhaltung der Feinschichtung in den Diatomiten undz.T. auch in den Tonen der Zellerndorf-Formation lässtebenfalls annehmen, dass während der Ablagerung in derNähe des Meeresbodens zu wenig oder kein Sauerstoffvorhanden war, sodass keine im Boden wühlenden Orga-nismen dort lebten und die Schichtung zerstörten.

Der Höchststand des Meeres war damit aber noch nichterreicht. 18–17,2 Millionen Jahre vor heute war der Mee-resspiegel so weit angestiegen und das Meer so weit nachWesten vorgedrungen, dass auch der östliche Rand derBöhmischen Masse von einem offenen Meer bedeckt war.Dadurch wurden auch dort, über den küstennahen Ablage-rungen, die feinkörnigen Sedimente der Zellerndorf-Forma-tion abgelagert.

Nach Westen wurden die vollmarinen Sedimente derZellerndorf-Formation von einer marin-brackischen Faziesabgelöst, wie sie im Raum von Weitersfeld in den Tonender Weitersfeld-Formation zu erkennen ist (ROETZEL,1993). Skelette von Kieselalgen (Diatomeen), die bracki-sches Milieu bevorzugen, lassen dort bereits einen vermin-derten Salzgehalt des Wassers erkennen (REHÁKOVÁ,1992; ROETZEL, 1993; ROETZEL & REHÁKOVÁ, 1991).

Flussmündung und BraunkohlewaldNoch weiter westlich, zwischen Hötzelsdorf und Langau,

aber auch nördlich und nordwestlich, im Raum von Nieder-fladnitz und von Znojmo (Znaim), wurden in seichten, iso-lierten Senken und in überfluteten Flusstälern die seicht-marinen bis brackischen, von Süßwasserzufluss beeinflus-sten Sedimente der Langau-Formation abgelagert.

Anhand der Sedimentfolge mit rasch wechselnden,schlecht sortierten, kiesig-tonigen Sanden und sandigenTonen mit zwischengelagerten Kohletonen und z.T. auchKohle und der verschiedenen Fossilreste ist das Vordringendes Meeres in dieses Gebiet sehr gut zu rekonstruieren.

So findet man an der Basis Reste von Schnecken undMuscheln, die alle noch im Süßwasser lebten und darübersolche, die bereits auf einen immer wieder wechselndenSalzgehalt des Wassers hinweisen (STEININGER, 1982).Lebensraum dieser Brackwasserfauna war wahrscheinlichein so genanntes Ästuar, eine durch Gezeiten stark beein-flusste Trichtermündung eines kleinen Flusses in das Meer(Abb. 17). Über diesen brackischen, von Süßwasserzu-fluss beeinflussten bis schwach marinen Ästuarablagerun-gen folgen vorwiegend in den Becken von Langau und Rie-gersburg Kohletone und Kohleflöze, unterbrochen vontonigen und feinsandigen Schichten.

Bei kurzen Unterbrechungen bzw. einer Verlangsamungdes Meeresvorstoßes bildeten sich durch den hohenGrundwasserstand in meeresnahen Senken Moore undSumpfwälder. Dies wurde wahrscheinlich durch ein langsa-mes, tektonisch bedingtes Absinken des Untergrundes und

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Abb. 16.Im Bereich von Parisdorf wurde der untermiozäne Diatomit der Limberg-Sub-formation (Ottnangium) an einer Störungszone stark zerschert und verfaltet.

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durch natürliche Barrieren aus Kristallinkuppen begünstigt.Große Mengen von abgestorbenen Pflanzenteilen in die-sen Mooren und Sumpfwäldern wurden sofort von Wasserbedeckt und konnten dadurch nicht vermodern, sodass eszu Braunkohlebildung kommen konnte (ROETZEL, 1993,1994b). Von 1948 bis 1963 wurde diese Braunkohle derLangau-Formation in Tagbauen bei Langau und Riegers-burg abgebaut (ROETZEL, 1993, 1994, 2004a; ROETZEL &FUCHS, 1994; ZAPFE, 1953).

Genauer kann die Entwicklung der Sumpflandschaft unddie Entstehung der Kohleflöze aus der Verteilung der darinerhalten gebliebenen Pollen der damals lebenden Pflanzenrekonstruiert werden. Zuerst bildeten sich Niedermoore mitoffenen, größeren Wasserflächen, wo Pollen aus der ge-samten Umgebung eingeweht werden konnten. Die offe-nen Wasserflächen wurden sehr bald von Sumpfpflanzenverwuchert und dies führte in der Folge zur Verlandung derMoore. Darüber bildeten sich Sumpfwälder und Sumpf-buschwälder, die schließlich weitgehend austrockneten(OBRITZHAUSER-TOIFL, 1954). Mehrmals unterbrachen neu-erliche Überflutungen diese Entwicklung und führten zurAblagerung von sandigen und tonigen Schichten. JedesMal folgte danach wieder die Bildung von Bruchwäldern inSümpfen, die jedoch durch den Vorstoß des Meeres vonSüden immer weiter nach Norden zurückgedrängt wurden.

Vulkanischer AschenregenDer Höchststand des Meeresvorstoßes wurde im Ott-

nangium mit den Sanden und Kiesen der Riegersburg-For-mation erreicht (ROETZEL, 1993). Diese hellglimmerreichen

Feinsande bis Silte, die randlich in gut gerundete Kieseübergehen, wurden von den stark verwitterten Glimmer-schiefern der benachbarten Hügel abgetragen. Sie liegenim Raum Langau-Riegersburg über der Langau-Formationund können als strandnahe Ablagerungen eines seichten,flachen Meeres interpretiert werden.

In den Ablagerungen aus der Zeitspanne des Ottnangi-ums sind in dieser Region mehrfach Aschenregen von star-ken Vulkanausbrüchen, die vermutlich in Nordungarn undder Westslowakei erfolgten, dokumentiert (NEHYBA & ROET-ZEL, 1999). Die Tone haben einen besonders hohen Anteildes Tonminerals Smectit, das bevorzugt bei der Verwitte-rung von vulkanischer Asche gebildet wird (Abb. 18a). Invergleichbaren feinkörnigen Ablagerungen im Becken vonNiederfladnitz und Langau und in der Umgebung von Znoj-mo (Znaim) wurden Reste von vulkanischem Glastuff undvulkanische Quarze (Abb. 18b) gefunden (»TYROKY, 1982;ROETZEL et al., 1994). Auch in der Nähe von Straning isteine ca.1 m dicke Schichte von vulkanischer Asche (Tuffit),jedoch von einem etwas jüngeren vulkanischen Ereignisaus dem Mittelmiozän, erhalten geblieben (ROETZEL et al.,1999d).

Im oberen Ottnangium, vor rund 17,3 Millionen Jahrenvor heute, begann sich das Meer wiederum von der öst-lichen Böhmischen Masse zurückzuziehen. Zeugen desmarinen Hochstandes und der anschließenden Rückzugs-phase (Regression) sind möglicherweise die schlecht sor-tierten, tonigen Schotter und Sande der Theras-Formationim Gebiet von Niederfladnitz, Weitersfeld und Theras(ROETZEL, 1993; ROETZEL & REHÁKOVÁ, 1991), die dortüber den älteren Meeresablagerungen liegen. Da in diesen

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Abb. 17.Rekonstruktion einer Flusslandschaft im Untermiozän mit Krokodil, Palmen, Farnen, Wasserpflanzen, Lorbeergewächsen und anderen Laubbäumen, vergleich-bar mit der Landschaft um Langau vor der Braunkohlebildung vor rund 18 Millionen Jahren (aus THENIUS, 1983; Zeichnung von W.KLEJCH).

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Sedimenten bisher keine Fossilreste gefunden werdenkonnten, ist die Alterseinstufung jedoch nicht genau beleg-bar. Es besteht auch die Möglichkeit, dass diese Grobsedi-mente aus der Zeitstufe des Karpatiums oder Badeniumsstammen.

Ebenso zeitlich unklar ist die Bildung eines grobklasti-schen Quarz- und Quarzitschuttkörpers mit rotbrauner, sil-tig-sandiger Matrix im Raum von Pleißing. Dieser wurdeaufgrund seines lokalen Vorkommens in einem Waldgebietöstlich dieses Ortes als Brennholz-Formation bezeichnet(ROETZEL, MANDIC & STEININGER, 1999). In ihm sind bereitswieder Komponenten der Theras-Formation aufgearbeitetund resedimentiert. Sie sind daher entweder nahezu zeit-gleich mit der Theras-Formation und stehen mit der Re-gressionsphase im oberen Ottnangium in Zusammenhangoder sind sogar noch jünger (siehe oben).

Das Kommen und Gehen der MeereIm folgenden untermiozänen Zeitabschnitt, dem Karpa-

tium (17,2–16 Millionen Jahre vor heute) kam es globalwieder zu einem Anstieg des Meeresspiegels. Die Böhmi-sche Masse blieb aber weitgehend Festland und war nunwieder der Abtragung unterworfen.

Die von diesem Meeresvorstoß stammenden Sedimenteder Laa-Formation sind vor allem im westlichen Weinviertelund in Südmähren an der Oberfläche besonders weit ver-breitet. Sie kommen aber nicht in den Nationalparks Tha-yatal und Podyjí vor. Es sind dies Tone, Silte und glimmer-reiche Feinsande, die besonders im hangenden Bereichmit Sanden und Kiesen wechsellagern. Die Sedimente imwestlichen Weinviertel wurden in einem seichten, gegenOsten tiefer werdenden Meer gebildet. Gleichzeitig wurdeSedimentmaterial von Osten, aus dem Bereich der sichheraushebenden Waschbergzone durch lawinenartige Trü-beströme aus seichten in tiefere Meeresbereiche verfrach-tet. Im Randbereich herrschten z.T. brackische Bedingun-gen, wo Flüsse Sedimentmaterial vom Land in gezeitenbe-einflusste, seichte Meeresbereiche transportierten, wie z.B. in der fossilreichen Korneuburg-Formation im Korneu-burger Becken zu erkennen ist (vgl. HARZHAUSER et al.,2002; SOVIS & SCHMID, 1998). Das Karpatium war wiederdurch eine regressive Phase gekennzeichnet. Im WienerBecken schütteten mächtige Delta-Komplexe, wie das

Aderklaaer Konglomerat, Sedimentmaterial von den sichheraushebenden alpinen Einheiten gegen Norden.

Der letzte, für die Böhmische Masse, aber auch globalbedeutende Meeresvorstoß erfolgte im unteren Mittelmio-zän, im Zeitabschnitt des Badeniums (16–12,6 MillionenJahre vor heute), und zwar im unteren Badenium vor ca. 15Millionen Jahren.

Großflächig sind die Ablagerungen der Grund-Formationund der Gaindorf-Formation aus dem unteren Badeniumnur im Bereich der Molassezone, im nordwestlichen Wein-viertel und anschließenden Südmähren obertags verbrei-tet. Erosionsrelikte von zeitgleichen Tiefwasserablagerun-gen auf dem Kristallin der Böhmischen Masse im Raumvon Brno (Brünn) oder Brackwasserablagerungen in denSüdböhmischen Becken (Mydlovary-Formation: vgl. SUK etal., 1984) lassen jedoch eine kurzzeitige, aber weitreichen-de Überflutung in mariner bis brackischer Fazies von wei-ten Teilen des Ostrandes der Böhmischen Masse im unte-ren Badenium vermuten. Im Bereich der NationalparksThayatal und Podyjí blieben keine Ablagerungen desBadeniums erhalten, Sedimente der Grund-Formation sindjedoch südlich von Znojmo (Znaim), im Raum Unterretz-bach – ©atov (Schattau) obertags anstehend.

Die Ablagerungen sind großteils ähnlich der Laa-Forma-tion als Tone und Silte mit Einschaltungen von Kiesen undSanden ausgebildet und in manchen Teilen, wie z.B. in derUmgebung von Grund (Abb. 19), sehr fossilreich (ROETZEL& PERVESLER, 2004). Die Fossilien sind jedoch zum Groß-teil umgelagert und stammen von verschiedensten Le-bensräumen im Meer und sogar von Landbereichen. Ver-einzelt, wie z.B. am Buchberg bei Mailberg, kommen Ein-schaltungen von fossilreichen Kalksandsteinen vom Typdes Leithakalkes (Mailberg-Formation) vor.

Die Sedimente wurden vermutlich in einem flachen Mee-resbereich bei tropischen bis subtropischen Bedingungenabgelagert, wobei bei Stürmen massive Sedimentumlage-rungen erfolgten. Ebenso wie in der Laa-Formation wurdedurch Flüsse herantransportiertes Sedimentmaterial vonden alpinen Einheiten im Süden, von der BöhmischenMasse und der Waschbergzone in großen Delta-Komple-xen in das Sedimentbecken eingebracht.

Nach einer Rückzugsphase des Meeres im mittlerenBadenium ist im oberen Badenium wiederum ein Vorstoßdes Meeres feststellbar. Dieser erreichte jedoch nicht mehr

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Abb. 18.Rasterelektronikmikroskop-Aufnahmen von Smektit (a) und einem hexagonalen, bipyramedalen, vulkanischen Quarz (b) aus tuffitischen Lagen der BohrungNiederfladnitz 8/80 (Bohrung 30).Bildbreite Smektit ca.25 µm, Durchmesser Quarz ca.110 µm.

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die Molassezone in Niederösterreich und die südliche undzentrale Karpatische Vortiefe in Mähren.

Im darauf folgenden höheren Mittelmiozän, dem Sarma-tium (12,6–11,4 Millionen Jahre vor heute) wurde die Para-tethys fast völlig von den Weltmeeren abgetrennt. Diesführte zur Bildung eines Binnenmeeres, das vom WienerBecken bis an den Aralsee reichte (RÖGL, 1998; RÖGL &STEININGER, 1983).

Im unteren Sarmatium erfolgte mit den Sedimenten derZiersdorf-Formation ein letztes Mal ein Vorstoß von Osten,aus dem Wiener Becken in die Molassezone, in mariner bisbrackischer Fazies. Dieser erfolgte durch einen schmalen

Korridor über Hollabrunn und Ziersdorf bis in den Raumvon Krems, vermutlich in einer im mittleren bis oberenBadenium angelegten fluviatilen Rinne (MILLES & PAPP,1957; PAPP, 1950; ROETZEL, MANDIC & STEININGER, 1999;STEININGER & ROETZEL, 1999b).

Eine Flusslandschaft entstehtMit dem Beginn des Obermiozäns (Pannonium, 11,4–6,2

Millionen Jahre vor heute) und dem weiteren Zurückwei-chen des Meeres in der Paratethys dominierte in unseremRaum wieder die Abtragung der älteren Meeresablagerun-gen durch Flüsse. Im Weinviertel hinterließ ein als „Ur-

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Abb. 19. Die in rinnenförmigen Vertiefungen abgelagerten Muscheln und Schnecken in den mittelmiozänen Sanden der Grund-Formation (unteres Badenium) in der Kel-lergasse von Grund stammen von verschiedenen Lebensbereichen im Meer und auch vom Land. Sie wurden gemeinsam bei starken Stürmen vom seichtenKüstenbereich ins offene Meer transportiert.

Abb. 20.Rekonstruktion des Flusssystems der „Urdonau“ im westlichen Weinviertel während des Obermiozäns (Pan-nonium) vor rund 11 Millionen Jahren (aus NEHYBA & ROETZEL, 2004; Graphik von M. BRÜGGEMANN-LEDOLTER).

donau“ bezeichnetes Flusssystem(Abb. 20), das aus dem Westenkommend in dieser Zeit das Gebietdurchquerte, Kiese und Sandeder Hollabrunn-Mistelbach-Forma-tion (NEHYBA & ROETZEL, 2004).

Diese findet man auf dem Hö-henzug, der von Krems über Ho-henwarth, Ziersdorf, Hollabrunnund den Ernstbrunner Wald in denRaum von Mistelbach zieht. DieserHöhenrücken entstand durch sogenannte Reliefumkehr. Dabei wi-derstanden die groben Sedimentein den Flussrinnen, den ehemalstiefsten Bereichen des Flusssys-tems, weit mehr der späteren Ab-tragung, als die feineren und älte-ren Meeresablagerungen abseitsder Rinnen.

Im Raum von Mistelbach münde-te diese „Urdonau“ mit einem gro-ßen Delta in den im Wiener Beckenbestehenden Pannonen See, derbereits einen reduzierten Salzge-halt aufwies und im Laufe des Pan-

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noniums aussüßte (HARZHAUSER et al., 2004b). Aus denfossilen Resten der Tiere und Pflanzen in den Ablagerun-gen aus dieser Zeit ist beiderseits des Flusses eine Land-

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Abb. 21.Phasen der Eintiefung der Thaya im Bereich des Umlaufberges in den Nationalparks Thayatal und Podyjí (Graphik von Gertraud ÖMER).Vor rund 5 Millionen Jahren, am Ende des Miozäns, mäandrierte der Vorläufer der Thaya in einer weiten Ebene (a) auf den miozänen Meeresablagerungen. ImLaufe des Pliozäns, vor rund 3 Millionen Jahren begann sich die Böhmische Masse zu heben (b). Der Fluss war daher gezwungen, sich in die weichen Meeres-sedimente und später auch in die darunter liegenden festeren Gesteine der Böhmischen Masse einzuschneiden. Da die Hebung der Böhmischen Masse weiteranhielt, hatte sich die Thaya am Beginn des Pleistozäns, vor ca. 1,5 Millionen Jahren, bereits tief (c) in die harten Gesteine eingeschnitten. Der Lauf der Thayaänderte sich nur mehr geringfügig. Am Ende der letzten Kaltzeit, vor ca. 10.000 Jahren, war das Thayatal bereits annähernd so tief wie heute. (d) Die Wasser-massen transportierten den angehäuften Gesteinsschutt der vorangegangenen Kaltzeiten nahezu vollständig aus dem Tal. Durch Gesteinsentlastung und Frost-sprengung bildeten sich an den Hängen Felstürme und Blockfelder.

schaft ähnlich der heutigen Savannenlandschaft Afrikasrekonstruierbar (RÖGL et al., 1986).

Die Geburt der ThayaNach dem Rückzug des Meeres gegen Osten entstan-

den im oberen Miozän, vor rund 11–5 Millionen Jahren,neben der „Urdonau“ auch andere, kleinere, fluviatile Ent-wässerungssysteme im Grenzbereich von BöhmischerMasse und Alpin-Karpatischer Vortiefe. In dieser Zeit flos-sen die Flüsse in weiten Mäandern auf den, im Laufe desErdmittelalters und der Erdneuzeit geschaffenen Vereb-nungsflächen. Die Flüsse waren wahrscheinlich nur gering-fügig in die älteren Meeresablagerungen des Miozäns ein-getieft (vgl. BRZÁK, 1997).

Die Bildung mancher der heutigen, engen, tief einge-schnittenen und stark mäandrierenden Täler am Rand derBöhmischen Masse, wie z.B. des Kamptales, Kremstalesoder Thayatales, aber auch des Donautales in manchenAbschnitten (z.B. Wachau, Nibelungengau, etc.) stehtwahrscheinlich in Zusammenhang mit späteren, tektoni-schen Bewegungen. Aufgrund geologischer und geomor-phologischer Hinweise kann eine sehr junge und bedeu-tende Heraushebung von Teilen der Böhmischen Masse,

bei gleichzeitiger Absenkung des Vorlandes, angenommenwerden. Diese vertikalen Bewegungen erfolgten vermutlichim Pliozän und zu Beginn des Pleistozäns, vor ca. 5– 1,5Millionen Jahren (vgl. ROSTÍNSKY & ROETZEL, 2005). Siehaben ihre Ursache hauptsächlich in Krustenbewegungenin Zusammenhang mit den weiterhin nordwärts vordringen-den alpinen Einheiten.

Gleichzeitig muss aber betont werden, dass es am Randder Böhmischen Masse auch viele Hinweise auf alte, mitneogenen Sedimenten gefüllte Täler gibt, die in spätererZeit wieder exhumiert wurden (vgl. ROSTÍNSKY & ROETZEL,2005).

Die eindrucksvollen, 120–230 m tiefen Talmäander undBiegungen der Thaya entstanden gleichzeitig mit dem Ein-tiefen des Flusses (Abb. 21). Diese Mäander bildeten sichursprünglich auf der verebneten Hochfläche als sogenannte freie Flussmäander in den miozänen, weichenMeeresablagerungen (vgl. IVAN & KIRCHNER, 1994). Durchdie rasche Heraushebung des kristallinen Untergrundes

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schnitten sich diese zuerst weiter in die Sedimentdecke,später allmählich in die kristalline Basis ein, wobei derGrundriss des Wasserlaufes erhalten blieb. Diese anteze-dente Talvertiefung führte besonders in den Warmzeitendes Pleistozäns zu einer intensiven Tiefenerosion. In die-sen wurden die in den pleistozänen Kaltzeiten davor abge-lagerten Schotter und der Gesteinsschutt wieder fast voll-ständig erodiert (vgl. BRZÁK, 1997).

Ein Beispiel für deutliche antezedente Talvertiefung,zurückzuführen auf eine lokale tektonische Aufwölbung, istder Rücken des Hügels Byci hora (Stierberg oder Stier-wiesberg) südöstlich von Vranov nad Dyjí (Frain), wo dieThaya den Berg zwischen seinen höchsten Punkten ineinem ca. 230 m tiefen Tal durchschneidet (BRZÁK, 1997;IVAN & KIRCHNER, 1994)

Im Bereich der Nationalparks Thayatal und Podyjí findetman nur wenige Reste älterer Schotterakkumulationen. Die

(z.B. Einsiedler, Umlauf, Ostroh). Im Bittescher Gneis oderThaya-Granit sind dagegen die Mäander oft deformiert(z.B. Kirchenwald, ©obes) (vgl. BRZÁK, 1997; IVAN & KIRCH-NER, 1994).

Das wohl schönste Beispiel (Abb. 22) vollkommenerMäander findet man nördlich von Merkersdorf um denUmlauf und den Ostroh (Stallfirst). Durch die verwitte-rungsresistenten Gesteine des Weitersfelder Stängelgnei-ses und den intermediären Orthogneis am Hals desUmlaufberges beim Überstieg konnte dort der Fluss nichtdurchbrechen, wodurch diese einmalige Doppelschlingeerhalten blieb (vgl. Exkursionspunkt �).

An anderen Stellen an der Thaya und der Fugnitz erfolg-te jedoch durch leichter erodierbare Gesteine der Durch-bruch der Mäanderbögen mit der anschließenden Bildungabgeschnürter Talmäander und isolierter Umlaufberge. Einbesonders schönes Beispiel für einen solchen verlassenen

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Abb. 22.Luftbild des Doppelmäanders der Thaya um Umlaufberg (unten) und Ostroh (Stallfirst, oben) in den Natio-nalparks Thayatal und Podyjí.

Abb. 23.In der Flur Lipina bei Devet mlyn °u (Neun Mühlen) floss früher die Thaya in einer weit ausholenden Fluss-schlinge, die später durchbrochen wurde und jetzt einen verlassenen Mäander (rechts oben) bildet.

ältesten und damit höchsten Vor-kommen von fluviatilen Kiesen undSanden liegen in rund 110–135 müber der heutigen Thaya in unge-fähr 360–400 m Seehöhe. Siebelegen einen alten Flusslauf aufder Hochfläche, im Nahbereich desheutigen Thayatales, und sind auf-grund der Höhe sicher ins Pliozänzu stellen.

Aus dem Unterpleistozän blie-ben nur Schotter in ca. 320 m See-höhe, ungefähr 75–80 m über demFluss erhalten. Die meisten Restefluviatiler Schotter in den National-parks liegen in Höhen, die demMittelpleistozän zuzuordnen sind.Sie befinden sich in Höhen von12–50 m über dem Fluss. Im Fug-nitztal, in der Flur „See“, liegen in8–10 m über dem Fluss Schotter,die in das Oberpleistozän einzustu-fen sind (vgl. auch HAVLÍ»EK, 2002,2003).

VollkommeneMäander

Der Verlauf des Flusses in denNationalparks scheint oftmals denRichtungen der Hauptstörungen zufolgen, die ungefähr in RichtungWestnordwest–Nordwest, Nordund Nordost verlaufen. Die Talmor-phologie ist dagegen stark von derunterschiedlichen Gesteinsbe-schaffenheit (Härte, Streichrich-tung) abhängig. Während in denFlussabschnitten der Pernegg-Gruppe und Therasburg-Gruppe(oberer und unterer Teil der Lukov-Gruppe), wo Glimmerschiefer vor-herrschen, eher sanfte und weiteTalformen überwiegen, sind in denAbschnitten, in denen der Fluss dieBittesch-Einheit und den Thaya-Granit durchquert deutlich schrof-fere Formen anzutreffen.

Die Form der Mäander ist in denZonen mit Glimmerschiefer voll-kommen, z.T. aber auch untypischmit sehr langen und engen Hälsen

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Mäander (Abb. 23) findet sich in der Flur Lipina bei Devetmlyn °u (Neun Mühlen) im Bereich des Thaya-Granites(BRZÁK, 1997; IVAN & KIRCHNER, 1994) (vgl. Exkursions-punkt �). Ein weiterer, weit kleinerer Umlaufberg miteinem durchbrochenen Mäander entstand wahrscheinlichdurch seitliche Erosion im Bittescher Gneis, am Talbodenunterhalb von Ledové sluje (Eisleiten; BRZÁK, 1997; vgl.Exkursionspunkt �). Nach IVAN & KIRCHNER (1994) könntediese isolierte Felsaufragung aber auch beim Durchbruchder Thaya nach einem großen, die Thaya abdämmendenFelssturz gebildet worden sein. Unterstützt wird diese The-orie durch die massive Auflockerung des Hanges oberhalbder Stelle, wodurch sich auch die Klufthöhlen von Ledovésluje (Eisleiten; Exkursionspunkt �) bildeten (sieheunten).

Der schönste abgeschnittene Mäander im österreichi-schen Teil des Nationalparks ist an der Fugnitz, in der Flur„See“ zu finden. Dort durchschnitt dieser rechte Neben-fluss der Thaya den Hals eines Mäanders im Streicheneines leichter erodierbaren Marmor- und Kalksilikatzuges.Der Umlaufberg selbst wird aus Bittescher Gneis gebildet.Der nun verlassene, jedoch z.T. noch immer vernässte, ineinem Bereich sogar mit einer offenen Wasserfläche(„See“) bedeckte Mäanderboden liegt nun ca. 8 –10 mhöher als der heutige Fluss. Im Gegensatz zum verlasse-nen Mäander der Lipina blieb hier nahe dem Mäanderhalssogar ein Rest einer oberpleistozänen, fluviatilen Terrasseerhalten (siehe oben).

Blockfelder, Felstürme und EishöhlenVor allem in dem Talabschnitt zwischen Vranov nad Dyjí

(Frain) und Hardegg, wo die Thaya den Bittescher Gneisdurchfließt, aber auch flussabwärts im intermediärenOrthogneis und im Thaya-Granit, ragen an den Hängenmanchmal bis zu 20–30 m hohe Felsen turmartige auf (vgl.IVAN & KIRCHNER, 1995, 1998). Besonders hervorzuhebensind hierbei der Schwalbenfelsen und die Turmfelsen imBittescher Gneis nordwestlich von Hardegg (Abb. 24) mitnahezu senkrechten Wänden, aber auch zahlreichen Fels-vorsprüngen und Felsstufen. Am Fuß dieser Felstürme bil-deten sich z.T. bemerkenswerte Schutthalden und Block-felder, die vor allem im Bereich des Thaya-Granites außer-gewöhnliche Ausdehnungen haben. Besonders zu erwäh-nen sind die beiden großen, teilweise unbewachsenenBlockfelder unterhalb des Kirchenwaldes und auf tschechi-scher Seite die Blockfelder Vyrí skály und Nad papírnou,östlich des ©obes (Schobes; BRZÁK, 2000).

Die Bildung der Felstürme (Abb. 24) in ihrer heutigenForm ist nicht nur auf die selektive Verwitterung im Pleisto-zän zurückzuführen. Einfluss auf deren Entstehung hattedurch die Tiefenerosion des Flusses auch die Entlastungder Gesteine an steilen Hängen und damit verbunden de-ren gravitative Zerlegung. Vorher spielte aber sicher be-reits die tief greifende, tropische Verwitterung im Paläogen(siehe oben) eine wichtige Rolle, bei der durch chemischeVerwitterung in den Gesteinen unter der Bodenoberfläche,entlang von Schwächezonen der Kornverband aufgelöstwurde. Durch die nachfolgende Erosion wurde der Verwit-terungsgrus entfernt und die weniger verwitterten Blöckeund Felstürme freigelegt. In den Kaltzeiten des Pleistozänserfolgte dann durch die physikalische Verwitterung, vorwie-gend durch Frostsprengung, die weitere Zerlegung der auf-getürmten Blöcke und die Bildung von Blockfeldern.

Ebenso wie die Bildung der Felstürme ist auch die derBlockfelder (Abb. 25) gesteinsabhängig und weitgehendauf primär schon stark geklüftete und blockig zerfallendeGesteine, wie den Thaya-Granit und den Bittescher Gneis,beschränkt. In den überwiegend feinkörnig zerfallendenGlimmerschiefern der Pernegg-Gruppe und Therasburg-

Gruppe (oberer und unterer Teil der Lukov-Gruppe) kom-men Hangakkumulationen dieser Art meist nur untergeord-net vor. Lediglich im Bereich des Weitersfelder Stängel-gneises und des intermediären Orthogneises am Umlauf-berg sind sie ebenfalls zu beobachten.

Die Bildung der Blockfelder erfolgte, wie bereits obenbeschrieben, hauptsächlich in den Kaltzeiten des Pleisto-zäns durch die physikalische Verwitterung, vorwiegenddurch Frostsprengung und Felsentlastung. In weitererFolge wurden sie dann bis ins Holozän durch gravitativeProzesse weiter gestaltet.

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Abb. 24.Felstürme wie die Turmfelsen nordwestlich von Hardegg im Bittescher Gneisentstanden durch selektive Verwitterung, Gesteinsentlastung und Frostspren-gung.

Abb. 25.Beim Kirchenwald bildete sich unterhalb einer Felswand aus Thaya-Granit eingroßes, weitgehend unbewachsenes Blockfeld.

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Viel häufiger treten sogenannte Blockströme auf, diemeistens einen deutlich höheren Anteil an feinkörnigererMatrix haben. Sie entstanden durch langsame, hangab-wärts gerichtete Massenbewegungen von wassergesättig-tem Lockermaterial (Solifluktion), in kälteren Phasen auchdurch das Gleiten großer Blöcke auf der gefrorenen Ober-fläche (Gelifluktion). Meist ist aber ein fließender Übergangvon Blockfeldern zu Blockströmen zu beobachten. Solifluk-tion und Gelifluktion sind typische und häufige periglaziale(peri = in der Nähe, glacis = Eis) Erscheinungen in denobersten Schichten des auftauenden Bodens, die im Pleis-tozän, in den nicht vereisten Gebieten in unserer Regionaufgrund des raschen Wechsels von Gefrieren und Auftau-en auftraten. In späterer Zeit wurden die Blockfelder und

Blockströme in ihren unteren Bereichen von der Thaya z.T.wieder erodiert, was sehr deutlich im Kirchenwald durcheinen Gefälleknick im Bereich des Hangfußes und dieAnhäufung großer Gesteinsblöcke in der Thaya flussab-wärts zu erkennen ist.

Daneben gibt es im Thayatal oft an den Gleithängen, anEinmündungen von Bächen und Gräben oder am Fuß vonBlockfeldern und Blockströmen häufig solifluidale (deluvia-le) Ablagerungen aus lehmigen Sanden und Silten mitBruchstücken kristalliner Gesteine, die sich vorwiegenddurch Hangfließen am Ende der letzten Kaltzeit bildeten.

Ein außergewöhnliches Naturphänomen sind die Kluft-höhlen im Bereich von Ledové sluje (Eisleiten; Abb. 26, 27)südöstlich von Vranov nad Dyjí (Frain) (vgl. DEMEK & KO-PECKY, 1996; IVAN & KIRCHNER, 1994; KOPECKY, 1996) (vgl.Exkursionspunkt �). Dort entstanden vermutlich im Spät-glazial (Oberpleistozän), im stark geklüfteten BittescherGneis, an einem gegen Nordwest gerichteten Hang Kluft-höhlen, die entlang von vorgegebenen Störungszonen an-geordnet sind. Durch die Zerlegung der Gesteine entlangdieser Störungszonen durch Felsentlastung, aber auchBlockgleitungen und andere Massenbewegungs-Mecha-nismen bildeten sich an diesem Hang mehrere hundertMeter lange und bis zu einige Zehnermeter in die Tiefe rei-chende Höhlensysteme (vgl. auch ZVELEBIL et al., 1996).Diese Klüfte wurden zum Teil mit dem groben, von obenverstürzten Blockwerk verfüllt, wobei sich in der Tiefe kom-plizierte und weit reichende Höhlensysteme bildeten. Bisheute sind die besondere geomorphologische Situationund ein geeignetes Mikroklima die Voraussetzungen fürdie Bildung von Grundeis in den Höhlen und umgebendenBlockfeldern, das manchmal bis in den Sommer hineinnicht abschmilzt.

Eisige Staubstürme über der TundraEine im Weinviertel und östlichen Waldviertel weit ver-

breitete Ablagerung ist der Löss. Er entstand in den Kalt-zeiten des Pleistozäns und ist ein durch den Wind ver-frachtetes und abgelagertes Sediment. Das Pleistozän, derZeitabschnitt von 1,81 Millionen–10.000 Jahren vor heute,war durch mehrmalige Wechsel von Kalt- und Warmzeitengeprägt. In dieser so genannten „Eiszeit“ wechselten tro-ckene, kalte Perioden und feuchtere, wärmere Perioden.

Während der Kaltzeiten, als große Teile der Alpen voneinem mächtigen Eisschild bedeckt waren, wurden großeMengen von Gesteinsmaterial von den Eismassen derGletscher abgetragen und an den Gletscherfronten alsMoränen angehäuft. Flüsse im Vorland der Gletschertransportierten diesen Gesteinsschutt weiter, wo er haupt-sächlich als Kies und Sand in den Tälern zurückblieb. Diefeinkörnigen, meist im Wasser schwebend transportiertenSedimentanteile lagerten sich nach Hochwässern alsSchlamm in ruhigen, höher gelegenen Bereichen desFlusssystems ab. Fielen diese Bereiche nach dem Hoch-wasser trocken, so konnten diese feinkörnigen, siltigen Ab-lagerungen vom Wind ausgeblasen werden. Da, so wieheute, West- und Nordwestwinde vorherrschend waren,wurde dieser feine Staub in den angrenzenden Gebieten,vor allem im Windschatten der Hügel, und dort meist anden nach Osten und Südosten gerichteten Hängen als Lößabgelagert (Abb. 28).

Im nordwestlichen Weinviertel, angrenzenden Waldvier-tel und in Südmähren erfolgte durch die größere Entfer-nung zur Donau jedoch hauptsächlich lokale Abtragungund Anwehung von Material aus den miozänen Ablagerun-gen oder von periglazialem Verwitterungsmaterial der kris-tallinen Gesteine der Böhmischen Masse. Die Ausblasungvon lokalem Material und das deutlich feuchtere Klimaführte im Bereich der Böhmischen Masse auch zur Bildung

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Abb. 26.Südöstlich von Vranov nad Dyjí (Frain) bildeten sich zwischen abgeglittenenund verstürzten Blöcken von Bittescher Gneis die Klufthöhlen von Ledovésluje (Eisleiten).

Abb. 27.Schematischer Schnitt durch die Klufthöhlen von Ledové sluje (Eisleiten).

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von Staublehmen, die heute die Senken und oft auch dienach Osten schauenden Hänge bedecken und gemeinsammit dem Löss und den Verwitterungslehmen die fruchtbar-sten Böden bilden.

Während man Löss in dem tief eingeschnittenen Tal derThaya relativ selten findet ist er auf den Hochflächen ober-halb des Tales und an den Abhängen gegen das Weinvier-tel weit verbreitet. Im Thayatal wurde Löss vorwiegend annach Osten und Südosten gerichteten Hängen abgelagertund blieb in etwas größeren Flächen in Vranov nad Dyjí(Frain), östlich des Schwalbenfelsens, an den östlichenAbhängen von Galis und Barák und im Trauznitzky potok(Trausnitztal) nordwestlich von Konice (Deutsch-Konitz)erhalten.

Die Hauptverbreitung von Löss auf den Hochflächenoberhalb der Thaya sind die weiten, flachen Senken zwi-schen Merkersdorf und Weitersfeld, um Niederfladnitz undOberfladnitz, auf tschechischer Seite nördlich von HorníBreckov (Oberfröschau), Podmolí (Baumöhl) und Masovi-ce (Großmaispitz). In diesen Gebieten treten im Unter-grund die leichter erodierbaren Gesteine der Pernegg-Gruppe und Therasburg-Gruppe (oberer und unterer Teilder Lukov-Gruppe) auf.

Die konzentrierte Akkumulation pleistozäner Ablagerun-gen im Bereich der Pernegg- und Therasburg-Gruppe hatvermutlich mehrere, einander ergänzende Ursachen. Sokommen in diesen Zonen rasch wechselnde und unter-schiedlich verwitternde Gesteine, wie z. B. Glimmerschie-fer, Quarzit, Marmor oder Kalksilikatgneise vor, wodurchdurch die Verwitterung eine ausgeprägtere Morphologieals in den monotonen Bereichen mit Bittescher Gneis oderden Graniten geschaffen wurde. Weiters sind vor allem dieGlimmerschiefer in diesen Zonen leichter erodierbar. Diesewurden sicher schon während der Meeresüberflutung imMiozän stärker abgetragen, worauf auch die dort weit ver-breiteten, untermiozänen Meeresablagerungen hinweisen.Zusätzlich wurde die Lössablagerung noch durch die langgestreckten, Nordost bis Nordnordost verlaufendenRücken in Streichrichtung der kristallinen Gesteine beein-flusst. Dadurch wurde die Bildung asymmetrischer Tälermit steileren Nordwesthängen und flach gegen Südostgerichteten Hänge gefördert. Durch die oben erklärtenMechanismen sind auch hier meist die flachen, gegen Süd-

Rekonstruktion der Talentwicklung sind vor allem dieBöden in den alten Ziegelgruben in Vranov nad Dyjí (Frain)und bei Onsov, aber auch bei Masovice, im Trauznitzkypotok (Trausnitztal) und in einem Wegeinschnitt östlich desGalis von Bedeutung. Die Bodenbildungen in den Lössenentlang des Manhartsberg-Abbruches und im Thayatalhaben oft beträchtliche Alter. Manche stammen aus derZeit des Unter- bis Mittelpleistozäns, z.T. aber auch ausdem Oberpliozän (vgl. auch HAVLÍ»EK, 2002, 2003;HAVLÍ»EK et al., 1998)

Eine neue WarmzeitMit dem Beginn des Holozäns vor ca. 10.000 Jahren

begann es wieder deutlich wärmer und feuchter zu werden.Dadurch wich der Dauerfrostboden allmählich nach Nordenzurück und die Vegetation erlebte einen enormen Auf-schwung. Die Durchflussmenge der Thaya wurde größer,sodass die aufgrund der geringeren Wasserführung derThaya im Pleistozän angehäuften Ablagerungen nun wiederabgetragen wurden.

Diese Dynamik und die etappenweise Eintiefung desFlusses spiegeln mehrere Erosionsstufen (Abb. 29) in derTalaue der Thaya und des Fugnitzbaches wider (vgl. auchBRZÁK, 1997; HAVLÍ»EK, 2003).

Die höheren Fluren der fluviatilen Ablagerungen sindmeist als 2–3 Stufen entwickelt. Sie bestehen aus fluviati-len, sandigen, z.T. lehmigen Schottern und Sanden. Seltenist eine 4. Stufe ausgebildet, deren Oberfläche ca. 5–7 müber dem Normalniveau des Flusses liegt (vgl. auchHAVLÍ»EK, 2002, 2003).

Im 3. Niveau mit der Oberfläche 3–4 m über dem Flussliegen z.T. noch heute genutzte Wiesen und auf der tsche-chischen Seite stehen auf diesem Niveau die in derZwischenkriegszeit gebauten Bunkeranlagen. Dies zeigt,dass auch bereits vor dem Bau der Staumauer von Vranovnad Dyjí (Frain) nur selten Hochwässer dieses Niveauerreichten. Akkumulation und Resedimentation der fluviati-len, sandigen Schotter und Sande begannen hier vermut-lich im Spätglazial (Spätwürm) und setzten sich bis insHolozän fort. Für dieses Niveau sind in großen Mäandern(z.B. Kirchenwald, Gebhardwiese), an der hangwärtigen

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Abb. 28.Der Gollitsch bei Retz. Auf der westlichen (rechten), mit Buschwerk bewachsenen Seite des Hügels tritt derThaya-Granit zu Tage. Auf der östlichen (linken) Seite mit Weingärten ist Löss angeweht. In der Senke imVordergrund liegen untermiozäne Meeresablagerungen.

osten und Osten gerichtetenHänge dieser Rücken mit Lössüberweht.

Ein weiteres, großes Verbrei-tungsgebiet von pleistozänen Sedi-menten, vor allem von Löss, ist derRaum südöstlich der WaitzendorferStörungszone zwischen Retz undZnojmo (Znaim). In diesem Gebietwar sicher der durch die Störungs-zone bedingte abrupte Geländeab-fall ein wesentlicher Grund für diesüdöstlich anschließende Lössaku-mulation.

In den wärmeren und feuchterenPerioden des Pleistozäns konntensich durch das gemäßigte Klimaund die Vegetation Böden bilden,die heute in den Lössen als rot-braune, dunkelbraune bis schwar-ze Lagen zu erkennen sind. In denNationalparks und deren nähererUmgebung blieben jedoch fossileBöden und Bodensedimente inner-halb der Lösse nur an wenigenStellen erhalten. Für die pleistozä-ne Stratigraphie und die zeitliche

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Seite der Gleithänge flache, ungefähr 1 m tiefe Tälchen(Dellen) charakteristisch, die wahrscheinlich als Abflussrin-nen bei periodischen Hochwässern dienten.

Die 2. Stufe liegt ca. 1–1,5 m tiefer als das 3. Niveau, mitder Oberfläche ungefähr 2–3 m über dem normalen Fluss-niveau. Dieses Niveau ist relativ häufig an den Gleithängender Mäander entwickelt, bildet aber manchmal nur einenschmalen Saum entlang der Thaya. Die Oberfläche der tief-

sten, rezenten Stufe liegt nur ca. 0,5 bis maximal 1 m überdem Niveau des heutigen Normalwasserspiegels und bildetmeist nur einen ganz schmalen Saum entlang des Flusses.

Die im Flussbett der Thaya und Fugnitz liegendenGesteinsblöcke gelangten nicht nur durch die Aufarbeitungder großen Blockfelder und Blockströme in die Thaya(siehe oben), sondern stammen auch von unterspültenUfern und Hängen.

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Abb. 29.Blick von Vraní skála (Rabenfelsen) gegen Süden auf den Umlauf und Überstieg. Auf der Wiese rechts sind deutlich die Erosionsstufen in den fluviatilen Abla-gerungen zu erkennen.

Abb. 30.Nach einem Unwetter am 10. Mai 2002 bildete sich in der Thaya, an der Mündung des Kajabaches, ein gro-ßer Schwemmfächer, der nach wenigen Monaten wieder abgetragen war.

Besonders größere Nebenbächeund Gräben, die bis auf die Hoch-fläche hinauf reichen, haben ihrenAusgang in flachen, manchmalnoch nicht drainagierten und damitvernässten Dellen. In diesen Berei-chen findet man deluvio-fluviatilesandige Lehme bis lehmige Sande,die einerseits durch Abspülung,andererseits durch fluviatile Pro-zesse hierher gelangten.

Die Seitenbäche und Gräbenmünden in das Thayatal oft mitSchwemmfächern, die jedochdurch die Enge des Tales meistklein sind. Die Schwemmfächerstehen großteils in Zusammenhangmit der verstärkten Erosion seitBeginn der Rodung und der land-wirtschaftlichen Bewirtschaftungauf den Hochflächen oberhalb derThaya. Vor allem bei Starkregen-ereignissen werden dabei in kurzerZeit große Sedimentmengen abge-spült und verlagert, wie z.B. ein

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Kristalline GesteineMoravikum

Die Nationalparks Thayatal und Podyjí liegen in der Böh-mischen Masse fast ausschließlich im Bereich des Moravi-kums und in dem tief eingeschnittenen Thayatal ist inbeeindruckender Weise ein Querschnitt durch die Gesteinedieser tektonischen Einheit zu sehen. Im Unterschied zumMoldanubikum streichen die Gesteinseinheiten des Mora-vikums in diesem Bereich streng parallel zur Grenze derMoldanubischen Überschiebung. Im Westen tauchen dieseregional gegen Nordwest unter das Moldanubikum ab,sodass man im Thayatal von Nordwesten gegen Südostendie gesamte Abfolge der moravischen Einheiten vom Han-genden gegen das Liegende quert. Die nun folgendeBesprechung der lithologischen Einheiten des Moravikumsim Thayatal erfolgt vom Liegenden ins Hangende, also vonOsten nach Westen.

Thaya-BatholithDie tiefste strukturelle Einheit des Moravikums ist der

überwiegend aus granitischen Gesteinen aufgebauteThaya-Batholith (Thaya-Pluton).

Die regionale Verbreitung der Gesteine des Thaya-Batholiths an der Oberfläche zeigt eine gewundene, lin-senartige, mit ihrer Längsachse Südwest-Nordost strei-chende Form. Sie reichen vom Gebiet des Manhartsbergesnordöstlich von Schönberg in Niederösterreich bis in dasGebiet westlich von Æerotice in Tschechien. Die östlicheBegrenzung der Granitoide ist in weiten Teilen an Nordost-Südwest streichende Störungszonen und davon ausge-hende Nord-Süd streichende Nebenstörungen gebunden(vgl. ROETZEL, 1996). So wird der Thaya-Batholith zwi-schen Eggendorf am Walde, Maissau und Limberg nahezugeradlinig von der Diendorfer Störung begrenzt. Im Bereichzwischen Waitzendorf, Retz bis Znojmo (Znaim) begrenztdie parallel dazu verlaufende Waitzendorfer Störung denBatholith gegen Osten. Östlich anschließend findet sichunter den jüngeren Bedeckungen des Erdmittelalters(Mesozoikum) und der Erdneuzeit (Känozoikum) vor allemwieder moldanubisches Gesteinsmaterial in Bohrungen,was durch einen bis zu 60 km weiten, gegen Nordnordos-ten gerichteten Horizontalversatz (Blattverschiebung) derOstscholle entlang des Diendorfer Störungssystems erklär-bar ist (FINGER & BÜTTNER, 1996; FINGER & RIEGLER, 1999;RIEGLER, 2000; SCHERMANN, 1966).

Die petrographische Zusammensetzung der granitoidenGesteine des Thaya-Batholiths reicht von Graniten überGranodiorite bis zu Tonalite (FINGER & RIEGLER, 1999;FRASL in FINGER et al., 1989).

Bei der magmatischen Kristallisation bildeten sich dieHauptminerale Feldspat (zonierter Plagioklas, Alkalifeld-spat), Quarz und Glimmer (Biotit) und die NebenmineraleApatit und Zirkon (Abb. 31). Im Zuge der variszischenMetamorphose entstanden zusätzlich rekristallisierterQuarz, metamorphe Feldspäte wie Albit und Oligoklas,

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Gesteinsbeschreibung

Abb. 31.Dünnschliff-Foto des Thaya-Granites vom Steinbruch Fautschek bei Hofernmit Plagioklas, Kalifeldspat, Quarz und Biotit.Bildbreite ca. 15 mm.

Abb. 32.Im Steinbruch Fautschek bei Hofern ist der zähe Thaya-Granit stark geklüftetund wird von pegmatitischen Gängen durchschlagen.

sekundäre Schichtsilikate wie Biotit, Chlorit und Muskovit,sowie Titanit, Epidot und im westlichen Teil Granat(SCHARBERT & BATÍK, 1980).

Die Entstehung des Thaya-Batholiths an der Wende vonProterozoikum zu Paläozoikum im Zuge der cadomischenGebirgsbildung wird mittlerweile durch eine Vielzahl geo-chronologischer Daten bestätigt, welche Alter zwischen550 und 600 Millonen Jahre ergaben (FRIEDL et al., 2004;FRITZ et al., 1996; SCHARBERT & BATÍK, 1980).

Am Ende der variszischen Gebirgsbildung drangen in diebereits erstarrten und teilweise von Klüften durchsetztengranitischen Gesteine nochmals chemisch anders zusam-

kurzer, lokal begrenzter Wolkenbruch über Merkersdorf am10. Mai 2002 gezeigt hat. Dabei wurden innerhalb einerStunde enorme Sedimentmengen, z.T. mit Geröllen bis 1m Durchmesser im Kajabach verfrachtet. An der Mündungentstand ein großer Schwemmfächer, der die Thaya kurz-fristig fast vollständig abdämmte, der aber nach wenigenMonaten wieder abgetragen war (Abb. 30).

Der bis heute schwerwiegendste menschliche Eingriff indas natürliche Gefüge des Thayatales geht vom Kraftwerk

oberhalb Vranov nad Dyjí (Frain) aus. Das als Schwell-kraftwerk betriebene Kraftwerk verursacht in der Thayazweimal täglich eine Flutwelle, wodurch der Wasserspiegelum ca. einen halben Meter kurzfristig ansteigt. Die in die-sen Phasen enorm zunehmende Strömungsgeschwindig-keit wirkt sich nicht nur katastrophal auf die Fischfaunaaus, sondern reduziert auch die Wassertemperatur underhöht die Sohlerosion enorm.

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mengesetzte Schmelzen, bevorzugt in diese Klüfte ein.Diese so genannten Ganggesteine, wie Pegmatit, Aplit,Lamprophyr oder Gangquarz kann man in den Granitoidenals helle (Abb. 32) oder auch dunklere Bänder erkennen.

In weiterer Folge wurden besonders am Ostrand desThaya-Batholiths die Gesteine durch die Bewegungen anStörungszonen, wie z.B. an der Diendorfer Störung oderWaitzendorfer Störung mechanisch stark beansprucht, zer-schert und zerrieben.

Die Granitoide des Thaya-Batholiths habe große Ähn-lichkeit mit jenen des Brünner Batholiths in Tschechien(LEICHMANN, 1996). Die Gesteine der beiden, heute isolier-ten Tiefengesteinskörper entstanden wahrscheinlichgleichzeitig nebeneinander während der cadomischenGebirgsbildung. Sie wurden aber im Oberkarbon bis Perman den oben erwähnten Nordost-Südwest streichendenStörungszonen auseinander gerissen, wobei der BrünnerBatholith weit nach Nordosten versetzt wurde (RIEGLER,2000; SCHERMANN, 1966). Bereits während der variszi-schen Gebirgsbildung wurden die Gesteinskörper jedochunterschiedlich beansprucht. So blieben die vormals imOsten anschließenden Granitoide des Brünner Batholithsvon der variszischen Gebirgsbildung und Metamorphoseweitgehend unberührt. Die westlich gelegenen Gesteinedes Moravikums mit dem Thaya-Batholith und seiner Hüllewurden jedoch in die Gebirgsbildung miteinbezogen undvon den Moldanubischen Decken überfahren.

In den Nationalparks Thayatal und Podyjí durchbricht dieThaya den Thaya-Batholith zwischen Znojmo (Znaim) undder Steinernen Wand, südlich Podmolí (Baumöhl).

Man findet dort durchwegs den so genannten Hauptgra-nit (Abb. 33), der relativ gleichförmig, meist als gleichkörni-ger, mittel- bis grobkörniger Biotit- bis Zweiglimmergranit(73) ausgebildet ist (FINGER & FRIEDL, 1993; FINGER & HOR-SCHINEGG, 1999; FUCHS, 1993). Aufgrund der gegen Ostenabnehmenden metamorphen Überprägung innerhalb desMoravikums (siehe oben) sind die Gesteine des Thaya-Batholiths im Osten am wenigsten deformiert und gegenWesten zunehmend geschiefert (FRASL, 1977, 1991; vgl.Exkursionspunkt �). Gegen Westen bekommt das Gesteindadurch eine intensiv kataklastische Struktur oder sogarMörtelstruktur und kann gegen den Westrand in einenblastomylonitischen Zweiglimmergranit (74) übergehen(BATÍK et al., 1993). In diesem kam es durch die intensiveDeformation zu sekundärer Neubildung von Muskovit undQuarz. Am Ostrand des Batholiths sind zwischen Znojmo(Znaim) und ©atov (Schattau) Granitoide mit höherem Pla-gioklasanteil aufgeschlossen, die als Granite bis Grano-diorite (75) bezeichnet werden. In den Granodioriten beiKonice (Deutsch-Konitz) tritt eine Kataklasezone (77) mit

stark zerriebenen und zerbrochenen Gesteinspartien auf,die dort an die Waitzendorfer Störungszone gebunden ist.

Die Granitoide werden oft konkordant und diskordantvon Gangquarz (78), Aplit- (79) und Pegmatitgängen (80)(siehe unten) durchschlagen, die gegen das Hauptgesteinscharf bis unscharf begrenzt sind (FUCHS, 1993).

Im Granit treten z.T., wie bei der Steinernen Wand, stei-le Wände, meist aber Felstürme und oft auch große Block-felder und Blockströme auf (vgl. oben). Das Gestein ver-wittert oft in großen, kantengerundeten Blöcken.

Therasburg-Gruppe (Lukov-Gruppe – unterer Teil)Die Gesteine der Therasburg-Gruppe entsprechen in

Tschechien dem unteren Teil der Lukov-Gruppe. Sie liegenim Hangenden des Thaya-Batholiths und begleiten diesenals ca. 2–2,5 km breiter Streifen. Sie sind im Thayatal zwi-schen der Steinernen Wand und dem Umlaufberg, im Kaja-bach-Tal und zwischen der Ruine Kaja und Merkersdorf(vgl. WALDMANN, 1958) besonders gut aufgeschlossen. Imtschechischen Teil des Nationalparks sind die Gesteine gutim Bereich der Ruine Novy Hrádek (Neuhäusl; Exkursions-punkt �) und am westlich anschließenden Umlaufberg(Ostroh = Stallfirst) gut einzusehen.

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Abb. 33.Der Thaya-Granit ist gewöhnlich ein mittel- bis grobkörniger Biotit- bis Zwei-glimmergranit.

Abb. 34.Im Kajabachtal, nördlich vom Wolfsteich, nahe der Grenze zum Thaya-Granit,durchschlagen zahlreiche granitische Gänge die Glimmerschiefer der Theras-burg-Gruppe.

Abb. 35.Der Kajabach durchschneidet unterhalb der Ruine Kaja die Glimmerschieferder Therasburg-Gruppe, die manchmal silbrig glänzenden, grobblättrigenMuskovit (Hellglimmer) führen.

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Die Therasburg-Gruppe bildet das so genannte „AlteDach“ des Thaya-Batholiths, das sind jene Gesteine, in diedie Gesteinschmelze des Thaya-Batholiths eindrang.

Im österreichischen Teil des Nationalparks Thayatal ver-läuft die Grenze zwischen dem Thaya-Granit und denangrenzenden Gesteinen der Therasburg-Gruppe von derWendlwiese über die Jägerlacke zum Wolfsteich.Besonders im Thayatal, im Tal des Kajabaches und imÆlebsky potok ist am Kontakt zum Thaya-Granit das Ein-dringen der Granitschmelze in die Sedimenthülle nochdeutlich zu erkennen. Dort sind die Glimmerschiefer undQuarzite der Therasburg-Gruppe von Dezimeter bis meh-rere Meter mächtigen Gängen (Abb. 34) von Granit undAplit (71) durchschwärmt (BATÍK, 1992b; FUCHS, 1993;HÖCK, 1970; ZARRABI, 1972).

Die Therasburg-Gruppe wird in den Nationalparks Tha-yatal und Podyjí durch graue, phyllitische Schiefer, silbrigebis grünliche, flatschige Glimmerschiefer (Abb. 35, 36) undetwas Chlorit führende, grünliche Schiefer charakterisiert.Diese Metapelite (ehemalige, jetzt metamorphe Tonschie-fer) wurden in der Karte als Zweiglimmerschiefer (68)zusammengefasst. Die Hauptgemengteile sind Quarz,Muskovit, Serizit und Chlorit. Biotit ist meist untergeordnetoder fehlt. Plagioklas (Albit-Oligoklas) kann in manchenBereichen in nicht unbeträchtlicher Menge auftreten,sodass feinkörnige Paragneise entstehen. Untergeordnet

treten Granat, Staurolith, blaugrüner Turmalin und Magne-tit, der über Ilmenit vorherrscht, auf (BATÍK et al., 1993).

Auffallend ist in der Therasburg-Gruppe eine ausgepräg-te magnetische Anomalie (vgl. SEIBERL & ROETZEL, 1997,1998). Diese hat ihre Ursache in einer massiven Vererzungder Gesteine mit feinkörnigem Magnetit und Ilmenit (BATÍK,1995; LIBOWITZKI, 1989, 1990). Die magnetischen Mineralesind dabei vor allem in den Metapeliten (Glimmerschieferetc.) konzentriert. Nach LIBOWITZKI (1989, 1990) sind dieErzminerale in den ehemaligen Ablagerungsgesteinen pri-mär sedimentär angereichert. Möglich erscheint aber auchdie Magnetitbildung bei der rückschreitenden, dynami-schen Metamorphose während der variszischen Gebirgs-bildung, bei der gelöstes Eisen zu Magnetit kristallisierte(vgl. BATÍK, 1992b).

In die Schiefer sind Zehner- bis hundert Meter mächtigeZüge aus hell- bis dunkelgrauen, oft gebänderten, sehrharten und scharfkantig brechenden, plattig-bankigenQuarziten (69) eingeschaltet (FUCHS, 1993). Diese Quarzi-te (Abb. 37) enthalten neben Quarz Feldspatkörner undfein verteilten, feinkörnigen Muskovit, selten Biotit (BATÍK etal., 1993). Selten findet man dünne Einschaltungen vonAmphibolit (70), wie z. B. östlich der Ruine Nov y Hrádek(Neuhäusl) und östlich Weitersfeld.

Der rasche Wechsel von oft nur wenige Zentimeter bisDezimeter mächtigen Gesteinstypen ist auf eine unruhigeSedimentation von Arkosen, Sandsteinen und Tonschie-fern zurückzuführen (HÖCK, 1969, 1970).

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Abb. 36.Dünnschliff-Foto des Glimmerschiefers im Kajabachtal mit Quarz, Muskovit,Granat, Plagioklas, Chlorit und Ilmenit.Bildbreite ca. 15 mm.

Abb. 37.So wie hier am Umlauf bilden die Quarzite der Therasburg-Gruppe aufgrundihrer Härte und Verwitterungsbeständigkeit oft Felswände und Grate.

Abb. 38.Der intermediäre Orthogneis vom Überstieg ist ein Biotitgneis mit strafferLineation.

Abb. 39.Dünnschliff-Foto des intermediären Orthogneises vom Überstieg mit Plagio-klas, Quarz, Kalifeldspat und Biotit.Bildbreite ca. 15 mm.

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Im hangendsten Bereich der Therasburg-Gruppe wech-seln Glimmerschiefer mit Zügen von Biotit- und Biotit-Horn-blendegneisen, so genannten intermediären Orthogneisen(67), die als Abkömmlinge von granodioritischen bis dioriti-schen Gesteinen angesehen werden können (Abb. 38, 39).Der magmatische Verband dieser Orthogneise ist nachFUCHS (1995) durch die Wechsellagerung mit den obenbeschriebenen Metasedimenten im Liegenden erwiesen.

Es sind plattig-bankige, blockig verwitternde Gneise(Abb. 40) mit gut ausgeprägter, Nordost-Südwest verlau-fender Lineation, die mehrere Zehnermeter mächtige Zügebilden (FUCHS, 1993, 1995, 1999). FUCHS (1993) vermutetdarin Äquivalente der Tonalitgneise (Therasburger Gneise:HÖCK, 1983, 1991a) auf Blatt Horn. Sehr untergeordnet fin-den sich gabbroide Gesteine in diesem Verband

Die grauen, fein- bis mittelkörnigen, porphyrischen Or-thogneise zeigt überwiegend linear paralleles Gefüge undeine deutlich stängelige Struktur. In der feinkörnigenGrundmasse, die hauptsächlich aus dunkelbraunem Biotitund Quarz, untergeordnet aus Muskovit und Zirkonbesteht, finden sich größere Feldspat-Einsprenglinge aus

Abb. 41.Die engste Stelle am Hals des Umlaufberges besteht aus Gesteinen des Weitersfelder Stängelgneises (augigeGneise, Glimmerschiefer, Quarzite) und dem intermediären Orthogneis.

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Abb. 40.Am Überstieg bildet der intermediäre Orthogneis eine hoch aufragende Felswand, auf der im Mai das Fel-sensteinkraut (Aurinia saxatilis) blüht.

perthitischem Orthoklas und Pla-gioklas (BATÍK et al., 1993). DieseOrthogneise sind vom Umlaufbergdurch den Schwarzwald nach Mer-kersdorf zu verfolgen. Südlich desMerkersdorfer Feldes mit seinenjungen Bedeckungen sind sie öst-lich von Waschbach und im Hangöstlich von Pleißing wieder aufge-schlossen (FUCHS, 1995).

Die Gesteine kann man beson-ders gut am Umlaufberg (Exkur-sionspunkt �) studieren. Dort sindam Überstieg, nordöstlich desWeges, der einem Südost-Nord-west verlaufenden, steilen Bruchmit etwa 30 m Sprunghöhe folgt, inder Hochscholle im Nordosten diedioritischen Gneise am Weg zumUmlauf wandförmig aufgeschlos-sen (FUCHS, 1999; Abb. 40). In derTiefscholle, südwestlich des Über-stieges findet man einige Zehner-meter mächtige, flatschige Glim-

merschiefer, die das Hangende derdioritischen Gneise bilden und dar-über den Weitersfelder Stängel-gneis (siehe unten). FUCHS (1999)vermutet in den häufig verquetsch-ten und geringmächtigen Glimmer-schiefern über den Orthogneiseneine tektonische Bewegungsbahn.

Im Schwarzwald, nordöstlich vonMerkersdorf, entwickelt sich imStreichen aus den dioritischenGneisen ein Metagabbro – Meta-diorit (72) (FUCHS, 1995). Ein weite-rer schmaler Zug eines gabbroidenGesteins befindet sich ca. 600 möstlich davon, auf der rechten Seitedes Kajabaches (FUCHS, 1993).

Weitersfelder StängelgneisGegen Westen folgt über der

Therasburg-Gruppe der Weiters-felder Stängelgneis (66), aller-dings auf den zentralen Teil desMoravikums beschränkt.

Dieser beginnt ca. 800 m nordöstlich des Umlaufbergesin Tschechien und bildet in seiner südwestlichen Fortset-zung im Thayatal den schmalen Grat am Umlaufberg(Exkursionspunkt �; Abb. 41). Von dort setzt er in einemschmalen Zug, z.T. inselartig aus den jungen Bedeckun-gen herausragend, in südwestlicher Richtung über Mer-kersdorf, Pleißing in Richtung Weitersfeld fort und besitztseine flächenmäßig größte Verbreitung zwischen Sallapul-ka und dem Leeberg, westlich Kainreith.

Der Weitersfelder Stängelgneis ist ein Granitgneis (Or-thogneis), in dessen Verband auch Paragesteine (meta-morphe Ablagerungsgesteine), wie augige Gneise (Arko-segneise), Quarzite und Glimmerschiefer vorkommen(FUCHS, 1999, 2000). Auch HÖCK (1970) erwähnt die Über-lagerung des Stängelgneises durch Kalkglimmerschieferund Marmore, z.T. auch Kalksilikatschiefer in einem Stein-bruch östlich von Waschbach. Von HÖCK (1969, 1970,1991b) wird die Ähnlichkeit des Weitersfelder Granitgnei-ses mit dem Bittescher Gneis hervorgehoben.

An der Typuslokalität Kirchenbruch in Weitersfeld wirdder Granitgneis (Abb. 42) als dunkel- bis hellgrauer Augen-

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gneis beschrieben, dessen parallel lineare bis stängeligeTextur namensgebend ist (BERNROIDER, 1986; HÖCK,1991b; HÖCK in HÖCK et al., 1983). Die für das Gestein so

Gruppe zwischen dem Umlaufbergund der Stadt Hardegg undbesonders gut auch im Fugnitztalaufgeschlossen.

In dieser Gruppe sind meist dun-kelgraue, feinschuppige, manch-mal quarzitisch dünn gebänderte,phyllitische Granatglimmerschie-fer (61), z.T auch mit Staurolithhäufig, wie sie in Hardegg im Stra-ßenaufschluss (Abb. 45, 46) vorder Burg (Exkursionspunkt �)anstehen (FUCHS, 1999; WALD-MANN, 1958). Selten treten in denGlimmerschiefern Graphitschiefer(65), wie z.B. im Graben nördlichvon Merkersdorf, oder Züge peg-matitischer Gneise (64) (verschie-ferte Turmalinpegmatite), wie z.B.nördlich von Merkersdorf undWaschbach, auf (FUCHS, 1995).

Die Marmore (62) und Kalksili-katgneise (63) treten in Dezimeter-Lagen bis hin zu Gesteinszügenvon hunderten Metern Mächtigkeitauf und sind im Bereich des Thaya-

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Abb. 42.Der Weitersfelder Stängelgneis von der Typuslokalität im Kirchenbruch inWeitersfeld ist ein Granitgneis, dessen parallel lineare bis stängelige Strukturnamensgebend für das Gestein ist.

Abb. 43.Die Quarzite im Verband des Weitersfelder Stängelgneises nahe des Über-stieges sind massige, blockig auswitternde Gesteine.

Abb. 44.Am Hals des Umlaufberges liegen über dem intermediären Orthogneis, im Verband des Weitersfelder Stän-gelgneises, schwarzgraue, dünnplattige Glimmerschiefer.

typischen, bis mehrere Zentimeter großen Kalifeldspatau-gen sind in einer feinkörnigen Matrix aus Plagioklas, Kali-feldspat, Quarz, Biotit und Muskovit eingebettet. Muskovittritt in stärker durchbewegten Bereichen gegenüber Biotitmengenmäßig und auch in der Korngröße stärker hervor,wie z.B. im Tal des Prutzendorfer Baches, nordöstlich vonWeitersfeld (BATÍK, 1995) und östlich von Waschbach(HÖCK, 1970), wo sich muskovitisch-biotitische und musko-vitische Typen finden.

Nach FUCHS (2000) sind jedoch diese granitischen Zwei-glimmeraugengneise von der Typuslokalität weitgehendauf diesen Bereich beschränkt und verlieren sich in ihremStreichen sowohl gegen Nordosten als auch gegen Süd-westen. In diesen Arealen wird der Weitersfelder Stängel-gneis vorwiegend von fein- bis grobkörnigen, weißen bisgelblichen, plattigen Arkosegneisen aufgebaut, die häufigmit Quarziten (Abb. 43) und untergeordnet Glimmerschie-fer (Abb. 44) wechseln.

Diese Paragesteine leiten vermutlich als erste sedimen-täre Aufarbeitungsprodukte der darunter liegenden Granit-gneise einen neuen Ablagerungszyklus während einerMeeresüberflutung ein und finden ihre Fortsetzung in denMetasedimenten der darüber folgenden Pernegg-Gruppe(siehe unten). Nach FUCHS (1995, 1999) handelt es sichbeim Komplex des Weitersfelder Stängelgneises im Tha-yagebiet vermutlich um tektonische, granitische Scherlingemit einer primären, sedimentären Auflage ihrer Aufarbei-tungsprodukte.

Pernegg-Gruppe (Lukov-Gruppe – oberer Teil)Die im Westen, über dem Weitersfelder Stängelgneis an-

schließende Folge von metamorphen Ablagerungsgestei-nen wird als Pernegg-Gruppe zusammengefasst. In Tsche-chien entspricht diese dem oberen Teil der Lukov-Gruppe.Die Pernegg-Gruppe unterscheidet sich von der tiefer lie-genden Therasburg-Gruppe durch das weitgehende Feh-len von Quarziten und das gehäufte Auftreten von Marmo-ren (ehemalige Kalke) und Kalksilikatgneisen (ehemaligesandreiche Kalke).

Die Pernegg-Gruppe beginnt westlich von Lukov (Lug-gau), wo sie durch einen Querbruch gegen die Therasburg-Gruppe versetzt wird. Von dort streicht sie in einem ca. 2–3km breiten Streifen über Hardegg, Heufurth und Fronsburgweiter gegen Südwesten. Im Thayatal ist die Pernegg-

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tales besonders im hangenden Bereich der Pernegg-Grup-pe konzentriert (FUCHS, 1999). Aber auch im liegenden Be-reich, direkt über dem Weitersfelder Stängelgneis, wie z.B.im Thayatal südwestlich des Umlaufberges, oder in einemGraben nördlich von Merkersdorf und westlich von Wasch-bach kommen Kalksilikatgneise und Marmore vor, die zurPernegg-Gruppe gehören. Im Thayatal beim Einsiedler(Exkursionspunkt �), im Bereich der Unteren und OberenBärenmühle, wechsellagern die karbonatreichen Gesteinemit den Glimmerschiefern in zahllosen Bändern. DieseZone setzt sich gegen Südwesten ins Fugnitztal und denKühtalgraben fort. Im Fugnitztal findet man Kalksilikat füh-rende Glimmerschiefer, Kalksilikatfelse und Marmore(FUCHS, 1995), wobei allmähliche Übergänge von Biotit-glimmerschiefer über Kalkglimmerschiefer und Glimmer-marmore zu reinen Marmoren beobachtet werden können(HÖCK, 1970; ZARRABI, 1972). Auch wechselt der Kalk-gehalt in den verschiedenen Glimmerschiefern sehr rasch,ebenso der Glimmergehalt in den Marmoren.

Ein sehr konstant durchstreichender Zug von Kalksilikat-gesteinen, der Fugnitzer Kalksilikatschiefer (63) (vgl. F.E.SUESS, 1912) bildet meist das hangendste Band der Pern-

Abb. 47.Die Fugnitzer Kalksilikatschiefer bilden am Reginafelsen steil aufragende Fels-wände.

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Abb. 45.Entlang der Straße beim Johannesfelsen in Hardegg sind die nach Nordwesten einfallenden Glimmerschieferder Pernegg-Gruppe ausgezeichnet aufgeschlossen.

Abb .46.Die bleigrauen, silbrig glänzenden Glimmerschiefer der Pernegg-Gruppe füh-ren, so wie hier am Johannesfelsen, oft Millimeter-große Granate und einge-schlossene Quarzknauer.Bildbreite ca. 46 cm.

egg-Gruppe (Abb. 47). Es ist einfeinkörniges, graugrünes bis dun-kelgrünes und dünn gebanktes Ge-stein, das meist durch feine, mm-dünne, helle und graugrüne Lagengebändert ist. Die Hauptgemengtei-le dieses Gesteins sind Quarz,Hornblende, Epidot, Plagioklas, Al-kalifeldspat und Karbonat; als Ne-bengemengteile treten Biotit, Titanitund Erz auf.

Im Thayatal und südwestlich an-schließend dominieren im liegen-den Abschnitt Marmore, im Han-gendteil plattige Kalksilikatgneiseund -schiefer. HÖCK (1969)beschreibt vom Fugnitztal eine De-zimeter mächtige Übergangszonevon den Marmoren in die Kalksilikat-schiefer und schließt daraus eineprimäre Verbindung zwischen denbeiden Gesteinen. In Hardegg bau-en die sehr harten und zähenGesteine dieses Gesteinszuges denoberen Teil des Reginafelsens undden Burgfelsen auf (Exkursions-punkt �). Auf diesen beiden Felsen

geht der Marmor gegen das Hangende in plattige Kalksili-katgneise über und wird am Reginafelsen von BittescherGneis überlagert (FUCHS, 1999; WALDMANN, 1958; ZARRA-BI, 1972).

Der Zug setzt gegen Südwesten ins Fugnitztal und vondort über die Hohe Sulz in den Bereich des Tiergartens

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nordwestlich von Fronsburg undweiter in den Sulzwald fort. Im Fug-nitztal durchbricht der Fluss ent-lang des Marmors im FugnitzerKalksilikatschiefer eine Mäander-schlinge wodurch der abgeschnit-tene Mäander in der Flur „See“ ent-stand.

FUCHS (1995) konnte beobach-ten, dass in den hangendsten 10 mdes Fugnitzer Kalksilikatschiefersm-mächtige Bänke von BittescherGneis mit den Kalksilikatschiefernwechsellagern und folgert darauseinen magmatischen Charakterder Hangendgrenze des Karbonat-zuges.

Auch HÖCK (1969) beschreibt10–15 cm mächtige, helle, apliti-sche bis pegmatitische Lagen inden Kalksilikatschiefern, die in dieVariationsbreite des BittescherGneises fallen und miteinanderverfaltet sind.

Wechsel von biotitreichen und bio-titarmen Lagen, oft gemeinsam mitdunklen Substanzen, wie Graphit,aber auch unterschiedliche Gehal-te von Phlogopit, Muskovit, Albit,Diopsid oder Tremolit verursachtmanchmal eine im Dezimeter-Bereich variierende, leichte Bände-rung (BERNROIDER, 1986).

Häufig sind auch gröber kristalli-ne Kalzit- und Quarzadern bzw. bisDezimeter-große Quarzknauer. ImMineralgehalt überwiegt Kalzit.Daneben treten Biotit, der mengen-mäßig gegenüber dem Hellglimmerüberwiegt, gerundete Quarze undmanchmal Plagioklas auf (BERN-ROIDER, 1986). Die plastische Ver-formung der Marmore führte oftzum Zerreißen starrerer Lagen vonGneis oder Glimmerschiefer.

Die Kalksilikatgneise (63), die ineinige, z.T. ineinander übergehen-de Gesteinsvarietäten unterteilt

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Abb. 48.Runde Verwitterungsformen sind ein typisches Merkmal der Marmore in der Pernegg-Gruppe.

Abb. 49.Dünnschliff-Foto eines Marmors aus dem Bereich des Nationalparkhauses inHardegg mit Kalzit, etwas Quarz, wenig Plagioklas, Muskovit und Biotit.Bildbreite ca. 15 mm.

Abb. 50.Die Kalksilikatgneise am Reginafelsen in Hardegg zeigen in manchen Lagen eine feine Faltung und lassendurch ihre selektive Auswitterung den Wechsel von silikatreichen und karbonatreichen Lagen erkennen.

Auch das geringmächtige Marmor-Glimmerschieferbandim Bittescher Gneis an der Ostflanke des Maxplateaus be-legt nach FUCHS (1995) einen eindeutigen, allerdings durch-wegs konkordanten Intrusionskontakt. Weitere schmaleGlimmerschieferbänder an der Grenze von Fugnitzer Kalk-silikatschiefer zu Bittescher Gneis finden sich südlich derFugnitz im Bereich der Hohen Sulz oder beim Kühbergnordwestlich Fronsburg.

Die Glimmerschiefer (61) in der Pernegg-Gruppe beste-hen aus einem feinschuppigen Gewebe aus Hellglimmerund Biotit, die dem Gestein oft einen seidigen Glanz verlei-hen. Darin sind manchmal zahlreiche, z.T. mm-große Gra-nate sowie Staurolith und stellenweise auch Chlorit zuerkennen. Zwischen den Glimmerbändern eingeschalteteQuarzlagen mit geringem Plagioklasgehalt verleihen demGestein ein bandartiges, sedimentäres Gefüge (BERNROI-DER, 1986).

Die grauen, oft dickbankigen, meist mittelkörnigen undmanchmal gebänderten Marmore (62) zeigen häufig be-reits makroskopisch sichtbare, feinste Biotitschuppen, diez.T. lagenweise angeordnet sein können (Abb. 48, 49). Der

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Marmor und Kalksilikat – Ein Paradies für SchneckenCHRISTIAN ÜBL

In ihrem Verhalten und in ihrer Lebensweise sind Schnecken dadurch geprägt, dass sie hohe Flüssigkeitsverluste und damitein Vertrocknen zu vermeiden trachten. Mit ihrem feuchten und ausgeglichenen Klima sowie einer Fülle unterschiedlicher Nah-rungsquellen und den Versteckmöglichkeiten in Laubstreu und Totholz weisen Waldgebiete den größten Reichtum an Schne-cken-Habitaten auf.

Erstaunlich ist die hohe Artenvielfalt in den Wäldern der Nationalparks Thayatal und Podyjí. Ein artenreicher Wald mitnaturnahen Bedingungen und kalkreichem Boden an anstehendem Fels weist vierzig und mehr Arten auf (KERNEY, 1983). ImNationalpark Thayatal-Podyjí mit seinen eingestreuten Felsen, Trockenstandorten, Blockfeldern und Wiesen sind es 102Schneckenarten, die im grenzüberschreitenden Schutzgebiet bisher bekannt sind (LOZEK & VASÁTKO, 1997).

Gering ist allerdings die Artenausstattung in den sauren, nährstoffarmen Eichenwäldern. Typisch sind hier nur wenige Artenwie z. B. die Rötliche Laubschnecke (Monachoides incarnata), die Wärmeliebende Glanzschnecke (Aegopinella minor) und eini-ge Nacktschnecken, wie z. B. der Pilzschnegel (Malacolimax tenellus) und die Braune Wegschnecke (Arion subfuscus).

Verantwortlich dafür ist die Affinität der Schnecken zu Kalk. Die meisten Schneckenarten entwickeln sich auf kalkreichen,alkalischen Böden besser, während auf sauren Böden nur sehr wenige Arten anzutreffen sind. Gehäuseschnecken haben einenMindestkalkbedarf, um ihr Gehäuse aufbauen zu können. Folglich sind die Gehäuse der auf sauren Untergrund lebenden Tierezumeist sehr dünn und zerbrechlich, dazu kleiner als bei auf anderen Böden lebenden Schnecken. Der Kalkgehalt wirkt auf dieBeschaffenheit von Boden und Pflanzenmoder ein und erhöht somit die Attraktivität des Standortes für Schnecken (KERNEY,1983). Da Nacktschnecken kein Gehäuse aufbauen, sind sie in den bodensauren Waldstandorten etwas im Vorteil.

Es gibt eine Anzahl kalkliebender Arten, welche nur auf Kalk leben oder ihn auffallend bevorzugen und nur ausnahmsweiseauf anderem Untergrund vorkommen. Daneben gibt es eine Reihe von Arten, die gesteinsindifferent sind. Bisher sind keineArten bekannt, die ausschließlich auf nicht kalkhaltigem Gestein, wie z.B. Schiefer oder Granit vorkommen (KLEMM, 1973).

Im Nationalpark Thayatal kommen zahlreiche kalkliebende Arten vor, wie z. B. Wulstige Kornschnecke (Granaria frumen-tum, diese ist gebunden an offene, kalkreiche Standorte, auch Wiesen) und Oxychilus inopinatus (Gattung Glanzschnecke, sielebt unterirdisch auf trockenen und warmen Hängen). Die Blindschnecke (Cecilioides acicula) lebt ebenfalls unterirdisch zwi-schen Pflanzenmoder und in Felsspalten.

Über Silikatgestein sind z. B. folgende Arten zu finden: Gerippte Bänderschnecke (Cepaea vindobonensis: bevorzugt in Gebü-schen, Verbreitungsschwerpunkt in Südosteuropa), Zylinder-Windelschnecke (Truncatellina cylindrica: ebenfalls in Trockenra-sen, sehr häufig in Mauerpfeffer-Beständen) und Gemeine Schließmundschnecke (Alinda biplicata bohemica: häufig in schatti-gen Wäldern, auf Felsen sind oftmals Zwergrassen zu finden). Die genannten Arten können aber auch auf Marmor und Kalksi-likat vorkommen.

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werden können (BERNROIDER, 1986, 1989), sind meist dun-kelgrüne bis grüngraue, z.T. auch grasgrüne, grau-braungebänderte, dünnplattige, scharfkantige und splitterig bre-chende Gesteine (Abb. 50). In einem Grundgewebe ausKalifeldspat, Plagioklas und Quarz finden sind Amphibol,Klinozoisit und Pyroxen, wobei die Amphibole oft auf denSchieferungsflächen deutlich geregelt erscheinen. In man-chen Gesteinsvarietäten kann Amphibol fehlen undbesonders in den Kalksilikatgneisen innerhalb des Bitte-

scher Gneises (siehe unten) Granat (Grossular) als Haupt-mineral hinzutreten (BERNROIDER, 1986). In manchenBereichen kommen auch meist deutlich geschieferte, pri-mär aus Amphibol und Plagioklas bestehende Amphibolitevor (BERNROIDER, 1986).

Die Kalksilikatgneise werden häufig von Pyroxenaplitenund Pyroxenpegmatiten begleitet, die mit dem Eindringender Schmelze des Bittescher Gneises in Zusammenhangstehen.

Bittesch-EinheitDas charakteristischste Schichtglied der Moravischen

Zone ist zweifellos der über der Pernegg-Gruppe folgendeBittescher Gneis in der Bittesch-Einheit. Dieser hat einenormes Verbreitungsgebiet und erstreckt sich auf einerEntfernung von mehr als hundert Kilometer von der Thaya-kuppel bis zur Svratka-Kuppel (Schwarzawakuppel). In derThayakuppel findet man ihn am gesamten Westrand vonSchönberg im Kamptal bis Petrovice am südwestlichenRand der Boskowitzer Furche in Tschechien.

Der Gesteinszug streicht von Süden, als schmales Bandden Ostrand des Horner Beckens bildend, zuerst gegenNorden und schwenkt bei Breiteneich, immer breiter wer-dend, gegen Westnordwest. Im Bereich des MessernerBogens, wo der Gesteinszug mit ca. 6 km seine größteBreite erreicht, biegt er scharf gegen Nordosten um. DerZug des Bittescher Gneises wird dann bei Geras wiederetwas schmäler, verbreitert danach gegen das Thayataldeutlich auf ca. 5,5 km, um danach in Südmähren bis anden Südwestrand der Boskowitzer Furche immer mehrauszudünnen.

In der Svratka-Kuppel (Schwarzawakuppel), wo auchdas Typusgebiet bei Velká Bíte s (Groß-Bittesch) liegt,

reicht das Verbreitungsgebiet des Bittescher Gneises vonOslavany im Süden bis an den Nordrand bei Olesnice.

Im Thayatal ist der Bittescher Gneis zwischen Hardeggund Vranov nad Dyjí (Frain) aufgeschlossen. Sehr guteAufschlüsse finden sich auch im Fugnitztal zwischen Har-degg und Heufurth und entlang der Straße von Heufurthnach Riegersburg im Pleißinger Tal. Der Bittescher Gneisbildet das Maxplateau westlich von Hardegg (Exkursions-punkt �) und auch den Schwalbenfelsen und die Turmfel-sen (Abb. 51) beim Stierwiesberg (B ycí hora) im Thayatal,nordwestlich dieser Stadt, und reicht in das Fugnitztal zurFlur „See“.

Der Bittescher Gneis (55) ist ein extrem deformierterGranitgneis mit typischer Augenstruktur (Abb. 52, 53).BERNROIDER (1986, 1989) beschreibt den Normaltypus alshellen, stark deformierten, fein- bis mittelkörnigen Zwei-glimmer-Augengneis mit granitischer bis granodioritischerZusammensetzung.

Während in den hangenden Bereichen die Gesteine plat-tig brechen und eine ausgezeichnete Spaltung im Zentime-ter-Bereich zeigen, sind in den liegenden Abschnitten ehernicht so stark deformierte, massige Typen vorherrschend(BERNROIDER, 1986). Aus diesem Grund liegen die meisten

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Abb. 51.Der Bittescher Gneis bildet oft, so wie hier oberhalb der Turmfelsen nordwestlich von Hardegg, mächtigeFelsburgen.

von weißem Quarz, dessen Trüm-mer in den Feldern, neben demsandigen Boden, oft auch die Ver-breitung des Bittescher Gneiseskennzeichnen (BERNROIDER, 1986).

Ebenso wie in den hangendstenAnteilen des Fugnitzer Kalksilikat-schiefers Wechsellagerungen mitMeter-mächtigen Bänken von Bitte-scher Gneis vorkommen (FUCHS,1995; siehe oben), treten in den lie-genden Abschnitten des BittescherGneises Züge von Kalksilikatgnei-sen (58) und Marmoren (59) auf(BERNROIDER, 1986,1989).

Der mächtigste Zug streicht ausdem Bereich von Horní Breckov(Oberfröschau) in Richtung Thaya-tal (vgl. Exkursionspunkt �) undsetzt westlich des Maxplateausgegen das Rosental fort. Dieserführt häufige Einschaltungen vonBittescher Gneis und Kalksilikat-marmoren (FUCHS, 1995). Nord-westlich des Rosentales, im Be-reich des Schindberges und Heu-

Steinbrüche, in denen der Bittescher Gneis für Wegeplat-ten und Mauersteine gebrochen wird, in dessen hangen-den Bereichen. Nur selten findet man gefaltete Gesteine,meist im hangendsten Abschnitt des Gesteinszuges, wiez.B. am Nordufer der Thaya, zwischen Vranov nad Dyjí(Frain) und Hamry (Hammer; vgl. Exkursionspunkt �;Abb. 54).

In der Umgebung des Thayatales sind im hangendenBereich des Gesteinszuges grünlichgraue bis blaugraue,braun anwitternde, im Meterbereich gebankte, feinkörnige-re Gneise vorherrschend, die z.T. als Augengneise ausge-bildet sind. Auf den durch Hellglimmer (Serizit) seidig glän-zenden, flachwelligen Schieferungsflächen sind bis zu 2cm große Kalifeldspäte und auch spärlich Biotit, der zumehrere Zentimeter langen Biotitschnüren ausgezogen ist,zu erkennen. Vorherrschende Gemengteile sind Feldspatund Quarz, wobei die Feldspataugen meistens Plagioklas,selten Mikroklin sind. Die Grundmasse besteht aus Mikro-klin, Plagioklas und Quarz. Muskovit bildet nicht seltenPorphyroblasten; der dunkelbraune Biotit ist hingegenmeist feinschuppig. Die Gneise im liegenden Bereich desGesteinszuges sind nicht mehr so feinkörnig und zeigenhäufiger Feldspataugen. Auf den Schichtflächen tretengegenüber dem feinkörnig rekristallisierten Serizit größereHellglimmerblättchen deutlicher hervor. Durch die geringe-re Deformation ist auch der Biotit nicht so stark in Biotitli-nealen in die Länge gezogen (BERNROIDER, 1986).

Neben diesem Normaltypus treten im zentralen Teil desBittescher Gneises Typen mit bedeutend geringerer Defor-mation und noch gut erhaltenem, ursprünglichem, graniti-schem Gefüge auf (BERNROIDER, 1986,1989). Die alsschwach geschieferte Biotitorthogneise (56) bezeichne-ten Gesteine finden sich als Südwest–Nordost-streichen-de, schmale Körper im Hangenden des höchsten im Bitte-scher Gneis eingeschalteten Kalksilikatzuges.

Dieser Gesteinstyp tritt in Tschechien südwestlich vonHorní Breckov (Oberfröschau), von einer Nordwest strei-chenden Querstörung bis zur Thaya östlich vom Schwal-benfelsen auf. In Österreich ist dieses Gestein vor allem imPleißinger Tal südlich Mallersbach, am Heufurther Bergund Spitzmais und in der streichenden Fortsetzung im„Schmalen Grund“ zu finden. Es sind mittelkörnige, schwä-cher geschieferte Gneise mit granodioritischer bis tonaliti-scher Zusammensetzung. Auffallend ist in dem gleichkörni-

gen Gestein der gegenüber dem Hellglimmer überwiegen-de Biotit in Form größerer Glimmerblättchen und das Feh-len großer, porphyrischer Feldspataugen.

Besonders in den Hangendpartien des Bittescher Gnei-ses sind Wechsellagerungen mit Zentimeter- bis Dezi-meter-dünnem Amphibolit (57) und feinkörnigem Bio-titparagneis (60) verbreitet (vgl. Exkursionspunkt �; Abb.54). Besonders schön ist dies u.a. im Thayatal östlich undsüdlich von Vranov nad Dyjí (Frain), z.B. am Schlossfelsenund am Weg nach Hamry (Hammer) zu beobachten (vgl.BATÍK, 1992b; F.E. SUESS, 1912; Exkursionspunkt �).

Nach JEN»EK & MATEJOVSKÁ (1986) ist der BittescherGneis in dieser Randzone reich an dunklen Gemengteilen(dunkler Biotit und stark pleochroitischer Amphibol), hatkleinere Feldspataugen, die sogar vollkommen fehlen kön-nen; der Plagioklas entspricht einem Oligoklas bis Andesinoder Andesin. Die feinkörnigen Amphibolitlagen bestehenaus grüner Hornblende und untergeordnet Plagioklas(Andesin), akzessorisch mit Titanit und Erz. Die manchmalvorkommenden Biotitamphibolite enthalten als Hauptge-mengteile grünen Amphibol, basischen Oligoklas undin Zeilen angeordneten Biotit (JEN»EK & MATEJOVSKÁ,1986).

Einschaltungen von geringmächtigem Paragneis bisGlimmerschiefer im Bittescher Gneis sind recht selten.Nahe der Basis des Bittescher Gneises, wie z.B. südlichvon »izov (Exkursionspunkt �), findet man hingegen Ein-schaltungen von migmatisierten Biotitparagneisen, ge-meinsam mit Kalksilikatgneisen und Marmor In diesem Be-reich ist auch ein auffallend weit verfolgbarer Granat füh-render Amphibolitzug in den Bittescher Gneis eingeschal-tet. Bei Hardegg erreichen diese Einschaltungen Zehner-bis Hundertmeter-Mächtigkeit.

Die Herkunft dieser Amphibolitlagen im hangendenAbschnitt wird diskutiert. Zum einen werden sie als subvul-kanische Lagen interpretiert, die im obersten Stockwerkdes Bittescher Gneises z.T. schichtparallel eindrangen(FRASL, 1977, 1983). Da aber der Großteil des BittescherGneises sicher plutonischen Ursprungs ist, können diedunklen Lagen auch als später eingedrungene und danachdeformierte Ganggesteine erklärt werden (vgl. HÖCK,1999).

Neben diesen dunklen Gesteinen finden sich im gesam-ten Verbreitungsgebiet häufig Lagen, Linsen und Gänge

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further Berges, folgen nochmals zwei dünne Kalksilikatla-mellen, die gegen Südwesten in Richtung Oberhöflein aus-dünnen.

Alle diese Züge führen neben den bereits in der Per-negg-Gruppe auftretenden Kalksilikatgneisen verstärktKalksilikatmarmore, wobei die Kalksilikatgneise und dieKalksilikatmarmore z.T. ineinander übergehen. Letzterebilden nach BERNROIDER (1986) die Kernbereiche der Kalk-silikatzüge im Rosental und werden nach außen hin scha-lenförmig von den anderen Kalksilikatgesteinen gegen denBittescher Gneis hin begrenzt.

Die Kalksilikatgneise (58) sind ähnlich ausgebildet wiedie im oberen Teil der Pernegg-Gruppe (vgl. oben). DieKalksilikatmarmore (59) haben als Hauptminerale Kalzit,Klinizoisit, Pyroxen und z. T. auch Granat (Grossular). Indiesen Gesteinen tritt die für die Marmore der Pernegg-Gruppe so typische Biotitführung nur ausnahmsweise auf(BERNROIDER, 1986).

Wie bereits oben bei der Pernegg-Gruppe beschrieben,kann aus der innigen Wechselfolge von Bittescher Gneis,Kalksilikatgesteinen und Glimmerschiefern, aber auchApliten und Pegmatiten im Grenzbereich von Pernegg-Gruppe und Bittesch-Einheit auf einen primären Intrusions-kontakt zwischen den beiden Einheiten geschlossen wer-den (vgl. FUCHS, 1995).

Auch die Hangendgrenze des Kalksilikatzuges westlichdes Maxplateaus gegenüber der Hauptmasse des Bitte-scher Gneises wird von FUCHS (1995) als ausgesprochenunscharf beschrieben. Weiters treten westlich dieses Zu-ges im Thayatal, an der zum Forsthaus Felling führendenForststraße, durch Glimmerschiefer hybrid gewordene Bit-tescher Gneise auf. Nördlich von Hardegg sind Granat füh-rende Amphibolite in den Granitgneis eingeschaltet.

Obwohl im Moravikum die Überlagerung von Metasedi-mentserien durch granitische Komplexe für einen Decken-bau spricht (vgl. TOLLMANN, 1985: Pleißing-Decke, Bitte-scher-Gneis-Decke) lassen primäre, magmatische Kontak-te keine klare Deckenabgrenzung zu (FRASL, 1991; FUCHS,1999). FUCHS (1999) wendet sich daher gegen eine De-ckengrenze an der Basis des Bittescher Gneises und kannsich am ehesten Überfaltungsdecken vorstellen.

Vielfach wird auf auffallende Ähnlichkeiten in Mineralbe-stand und Deformation von Bittescher Gneis und derHauptmasse des Thaya-Batholiths und des WeitersfelderStängelgneises hingewiesen. Auch zeigt sich eine gewisse

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Abb. 52.Der Bittescher Gneis ist ein stark deformierter, fein- bis mittelkörniger Granit-gneis mit typischer Augenstruktur.Bildbreite rund 30 cm.

Abb. 53.Dünnschliff-Foto des Bittescher Gneises aus dem Steinbruch Weingartner beiHarmannsdorf mit Kalifeldspat, Plagioklas, Quarz, Biotit, Muskovit und etwasChlorit.Bildbreite ca. 15 mm.

Abb. 54.Der Bittescher Gneis ist im hangenden Bereich, so wie hier südöstlich von Vranov nad Dyjí (Frain), am Wegnach Hamry, intensiv gefaltet und zeigt Wechsellagerungen mit cm- bis dm-dünnem Amphibolit.

chemische Verwandtschaft derGranitoide im Moravikum (BERN-ROIDER, 1989; FINGER et al., 1989).Es ist daher möglich, wie diesschon WALDMANN (1925) vermute-te, die drei Orthogesteinskörper(Thaya-Granit, Weitersfelder Stän-gelgneis, Bittescher Gneis) als ur-sprünglich geschlossenes, jedochin sich differenziertes Granitarealzu betrachten.

Unterstützt wird diese Vermu-tung durch neueste Zirkon-Datie-rungen des Bittescher Gneises(FRIEDL et al., 2004), welcher dem-nach mit ca. 585 Millionen Jahrenein ähnliches magmatisches Bil-dungsalter wie der Thaya-Granitbesitzt.

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Moldanubikum

Im österreichischen Anteil der Thayakuppel wird meistnach dem tektonischen Konzept von F.E. SUESS (1903,1912) die Westgrenze des Moravikums mit der Obergrenzedes Bittescher Gneises gleichgesetzt. In Tschechien wirddagegen im nördlichen Teil der Thayakuppel und in derSvratka-Kuppel (Schwarzawakuppel) die im Hangendendes Bittescher Gneises folgende Vranov-Olesnice-Serie(Äußere Phyllite nach F.E. SUESS) noch zum Moravikumgezählt.

FUCHS sieht dagegen in dieser Glimmerschieferzoneeine retrograd metamorphe Zone und stellt sie aufgrundihres ähnlichen Gesteinsbestandes zur Drosendorf-Einheitbzw. Gföhl-Einheit des Moldanubikums (vgl. geol. KartenÖK 9 Retz und ÖK 8 Geras: FUCHS in: ROETZEL et al.,

1999b; FUCHS & ROETZEL, 2001). Nach diesem tektoni-schen Konzept besitzt die Drosendorfer Einheit eine mittle-re Position im internen Deckenbau des Moldanubikums,unter der Gföhl-Einheit und über der Ostrong-Einheit, undtritt weiter westlich im Drosendorfer Fenster unter derGföhler Einheit wieder hervor.

Einige andere österreichische Geologen folgen dagegenin den letzten Jahren eher dem tektonischen Modell dertschechischen Kollegen und ziehen ebenfalls die Vorstel-lung eines „Alten Daches“ im Hangenden des BittescherGneises in Erwägung (FINGER & STEYRER, 1995; FRASL,1991; MATURA, 1976, 2003).

Tschechische Geologen bezeichnen die Gesteinseinheitüber dem Bittescher Gneis im Gebiet von Vranov nad Dyjí(Frain) als Vranov-©afov-Einheit (vgl. geol. Karte ÖK 9

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Flechten – Überleben unter extremen BedingungenCHRISTIAN ÜBL

Flechten stellen eine sehr effiziente Symbiose dar. Dieser Lebensgemeinschaft von Alge und Pilz ist es gelungen zahlreicheextreme Standorte, z. B. sonnenexponierte Gesteine, zu besiedeln. Flechten sind wenig sensibel gegenüber Austrocknung, denndie Pilzfäden schützen die innenliegenden Algen. Krustige Flechten, die auf trockenen Felsen vorkommen, können sogar meh-rere Monate in ausgetrocknetem Zustand überleben. Sie wachsen allerdings nur etwas weniger als 1 mm pro Jahr, schnell-wüchsige Blattflechten schaffen immerhin 2–3 cm im Jahr.

Da die meisten Flechten nur aus einem wenig differenzierten Thallus bestehen, werden sie sehr stark von den abiotischenStandortsbedingungen beeinflusst. Dies gilt nicht nur für Licht, Temperatur und Feuchtigkeit, sondern auch für den Bodenche-mismus. Bei Gesteinsflechten, die direkt auf den Steinen sitzen, spielt die chemische Reaktion des Untergrunds eine besondersgroße Rolle (Abb. 55). Aufgrund des Auftretens verschiedener Flechtenarten sind Rückschlüsse auf das Untergrundgesteinmöglich. Es gibt Gesteinsflechten, die nur über Kalk vorkommen wie z. B. Caloplaca aurantia, Caloplaca cirrochroa, Diplo-tomma epipolium und Gyalecta jenensis. Oft reichen sehr geringe Mengen an Kalk für das Auftreten dieser Kalkzeiger. AndereArten sind typische Silikatzeiger: Dimelaeina oreina, Fusidea cyathoides, Lasallia pustulata, Opegrapha gyrocarpa oder Umbi-licaria hirsuta. Es gibt nur relativ wenig Flechtenarten, die sowohl auf Kalk als auch auf Silikatgestein vorkommen: Caloplacaaractina, Lecanora dispersa, Lecanora muralis, Physcia dubia.

Im Nationalpark Thayatal wurden im Rahmen einer unveröffentlichten Untersuchung (BERGER & PRIEMETZHOFER, 2004) über440 Flechtenarten festgestellt. Interessant sind dabei die Rückschlüsse auf den geologischen Untergrund. Im Fugnitztal wurdeein Standort über Marmor untersucht, der nahezu keine Silikatzeiger unter der Flechtenflora aufweist. Von den 85 gefundenFlechtenarten sind 39 Arten, die über Kalk vorkommen. Nur drei Arten kommen auf Silikatgestein vor, die restlichen sindBoden-, Holz-, Rinden- oder Moosbewohner.

Auf den Blockfeldern des Kirchenwaldes (Thaya-Batholith) ist die Situation genau umgekehrt. Unter den 152 gefundenenFlechtenarten befinden sich 52 Silikat-Flechten aber keine einzige, die über Kalk vorkommt.

Spannend ist die Artenzusammensetzung über Kalksilikat im Fugnitztal und bei Hardegg. Prinzipiell ist eine Dominanz vonKalkzeigern zu erwarten, da geringste Mengen an Kalk für ein Vorkommen von Kalk liebenden Flechten ausreichen. Die Auf-nahmen an einem Standort südwestlich von Hardegg zeigen jedoch ein ausgewogenes Verhältnis: Von den 140 Flechtenartensind es je 32 Arten, die über Kalk- bzw. Silikatgestein vorkommen.

Es zeigt sich also, dass in den Kalksilikatzügen immer wieder Gesteinszüge eingelagert sind, die nahezu kalkfrei oder sehrkalkarm sind.

Abb. 55.Während die Flechte Caloplaca aurantia (links) häufig über Kalksilikat und Marmor vorkommt ist Fuscidea cyathoides (rechts) über silikatreichen Gestei-nen wie dem Thaya-Granit im Kirchenwald zu finden.

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Retz: BATÍK in: ROETZEL et al., 1999b), wobei von JEN»EK &DUDEK (1971) die unmittelbar über dem Bittescher Gneisfolgende Paragneis reiche Vranov-Gruppe von der west-lich bzw. nördlich anschließenden ©afov-Gruppe mit Zwei-glimmerschiefer unterschieden wurde. Nach dem Konzeptvon FUCHS entspricht die Vranov-Gruppe der Drosendorf-Einheit, die ©afov-Gruppe ist Teil der Gföhl-Einheit, wobeibeide Einheiten dem Moldanubikum zugerechnet werden.

Die Karte und die hier ausgeführten Beschreibungen derGesteine folgen im Wesentlichen dem tektonischen Kon-zept von F.E. SUESS (1903, 1912).

Drosendorf-Einheit (Vranov-Gruppe)Wie von JEN»EK & MATEJOVSKÁ (1986) beschrieben, tre-

ten im Gebiet um Vranov nad Dyjí (Frain) überwiegend fein-körnige, geschieferte bis massige Biotit-Paragneise (48)auf, in die Amphibolit, Marmor, Kalksilikatgesteine, Quarzit,Gneisquarzit und graphitreiche Gesteine eingeschaltet sind(vgl. Exkursionspunkt �). Kleinkörnige Muskovit-Biotit-Paragneise treten hingegen in diesem Gebiet nur unterge-ordnet auf. Die geschieferten und massigen Biotit-Para-gneise wechseln im Zentimeter- bis Meter-Bereich einan-der ab. In dem braungrauen, massigen Biotit-Paragneis istfeinkörniger Biotit gleichmäßig zwischen Quarz und Plagio-klas verteilt, während im geschieferten Typus biotitreicheLaminae mit überwiegend aus Quarz und Plagioklas beste-henden Bändern wechseln. Als Nebengemengteile tretenz.T. Granat, Turmalin, Disthen und Sillimanit auf. Nord-westlich von Vranov nad Dyjí (Frain) wechseln massigeParagneise in dünnen Bändern mit einem hellgrünen Ge-stein, das aus Diopsid und Skapolith besteht und zu denenmanchmal auch Quarz hinzutritt.

In enger Verbindung mit den Paragneisen stehen Zwei-glimmerschiefer (49), die z.T. Granat führend sein können.Im Kartenauschnitt sind nur bei Onsov, östlich von Vranovnad Dyjí (Frain) in einem größeren Körper überwiegendkleinschuppige Glimmerschiefer ohne makroskopischsichtbaren Granat zu finden. Die Zweiglimmerschiefer ent-halten wechselnde Mengen von Muskovit und Biotit, wobeiersterer häufig überwiegt. Weitere Gemengteile sindQuarz, etwas Plagioklas (Oligoklas), Turmalin, Granat,Apatit, Zirkon und Erz. Disthen, Staurolith und Sillimanitwerden selten beobachtet. Serizit ist meist sekundär ent-standen. Die so genannte Glimmerschieferzone entlangder Grenze zum Moravikum ist keine individuelle Metasedi-mentzone, sondern eine Zone, die durch rückschreitendeMetamorphose geprägt ist. Diese führte im Zusammen-hang mit der Moldanubischen Überschiebung zur Verglim-merung der Feldspäte in den Paragneisen und damit zurÜberführung in Glimmerschiefer.

Die in der Drosendorf-Einheit in diesem Gebiet einge-schalteten weiß- bis gelbgrauen, feinkörnigen Quarzite(50) sind meist nur Zentimeter- bis Meter-mächtig. Sie zei-gen unter dem Mikroskop deutlich längliche Quarzkörner,wozu in verschiedenem Maße saure Plagioklase, in kleine-ren Mengen Muskovit bzw. Biotit, manchmal Erzmineraleund Zirkon hinzukommen.

Bei den Amphiboliten (51) überwiegen in der Drosen-dorf-Einheit die Granatamphibolite über jene Amphibolite,in denen Granat nur sporadisch vorkommt oder vollkom-men fehlt. Bei den schwarzgrünen, fein- bis kleinkörnigenund massigen Granatamphiboliten handelt es sich meistum Zentimeter- bis Meter-mächtige Einschaltungen in Bio-tit-Paragneisen. Sie bestehen vorwiegend aus grünem bisbraunem Amphibol und kleinkörnigem Plagioklas, weiters2–5 mm großen Granat-Einzelkörnern, Titanit, wenigQuarz und Biotit. In unmittelbarer Nähe zum BittescherGneis tritt Amphibolit mit erhöhtem Biotitgehalt, unterAnwesenheit von Albit und Mikroklin auf.

Westlich von Vranov nad Dyjí (Frain) stehen in engenräumlichen Zusammenhang mit graphitreichen Gesteinen

Züge von Marmor und Kalksilikatgneisen. Die Marmore(52) sind weißlich bis hellgrau, stellenweise durch Lagenmit fein verteiltem Graphit auch dunkel gebändert. NebenKalzit als Hauptmineral führen sie oft Tremolit, manchmalauch Diopsid, stellenweise Phlogopit und lagenweise auchhäufig Dolomit.

Die grüngrauen, feinkörnigen und massigen Kalksilikat-gneise (53) zeigen häufig Übergänge zu Marmor, Quarzitoder Paragneis. Darin überwiegen grüner Amphibol undDiopsid; weiters sind Plagioklas, Skapolith und z.T. Quarz,Kalifeldspat, Tremolit und Kalzit vertreten (JEN»EK &MATEJOVSKÁ, 1986).

Graphitschiefer und Graphitgneise (54) sind in der Dro-sendorf-Einheit häufig und in der Landschaft durch ihreschwärzliche Bodenfärbung auffällig. Die Graphitschieferbilden Zentimeter- bis Meter-mächtige Linsen und Bänder,die Graphitgneise bis Zehnermeter mächtige Zonen in denParagneisen. Die graphitischen Gesteine treten oft in Ver-band mit Marmor auf, wobei die Graphitschiefer sich häufigals gequetschte Lagen an den Rändern oder innerhalb grö-ßerer Marmorzüge finden. Im Kartenausschnitt kommengrauschwarze Graphitgneise besonders westlich von Vra-nov nad Dyjí (Frain) vor, wo mächtigere Graphiteinlagerun-gen auch abgebaut wurden. Die meist geringmächtigen,Dezimeter- bis Meter-mächtigen Lagen wechseln dort mitBiotit-Paragneisen.

Gföhl-Einheit (©afov-Gruppe)Westlich bis nördlich anschließend an die Drosendorf-

Einheit (Vranov-Gruppe) folgt im Bereich von Stary Petrín(Altpetrein) und ©afov (Schaffa) und nördlich von Onsovdie Gföhl-Einheit (©afov-Gruppe) mit eher gleichförmigen,z.T. Granat führenden Zweiglimmerschiefern und Einschal-tungen von Amphibolit, Serpentinit und Graphitquarzit(JEN»EK & MATEJOVSKÁ, 1986).

Im Bereich der Staumauer des Stausees von Vranov nadDyjí (Frain) und östlich anschließend findet sich ein leuko-krater, Granat führender Muskovit-Biotitorthogneis (39)(vgl. DUDEK, 1962), der von FUCHS dem Gföhler Gneisgleichgesetzt wird.

In dem hellgrauen Gestein wechseln klein- bis mittelkör-nige Partien einander ab. Der Wechsel von glimmerreichenund -armen und manchmal hololeukokraten Lagen führt zueiner typischen Bänderung. Hauptgemengteile sind Mikro-klin, deutlich weniger Plagioklas und Quarz, wobei derMikroklin vorherrschender Feldspat ist. Muskovit überwiegtmanchmal über den rotbraunen Biotit. Granat ist stets vor-handen, entweder in mikroskopischer Größe oder als biszu 1 cm große Porphyroblasten. Akzessorien sind Apatitund Zirkon. Da das Gestein in der Glimmerschieferzonenahe der Moldanubischen Überschiebung liegt, wurde esretrograd überprägt.

Bei Lancov treten ebenfalls am Kontakt zwischen Dro-sendorf- und Gföhl-Einheit feinkörnige und massige, leuko-krate Biotitorthogneise (40) auf, die bankig ausgebildetsind und würfelig zerfallen. Nach JEN»EK & MATEJOVSKÁ(1986) überwiegt darin Plagioklas (Albit-Oligoklas – Oligo-klas) gegenüber dem Mikroklin und Quarz, wobei letztererbandförmig angereichert sein kann. Kastanienbrauner Bio-tit tritt untergeordnet in winzigen Schüppchen auf. Akzes-sorien sind Apatit und Erzminerale.

Biotit-Paragneis und feinkörniger Muskovit-Biotit-Paragneis (41) sind in der Gföhl-Einheit recht häufig, kom-men im Bereich des Kartenausschnittes jedoch nur östlichvon Lancov vor. In diesen Gesteinen wechseln in rascherFolge Zentimeter- bis Meter-mächtige, schieferige undmassige Lagen; auch sind die Paragneise der Gföhl-Ein-heit häufig migmatisch. Die Paragneise sind graue bisbraune, meist dunklere, fein-mittelkörnige Gesteine. La-genweise wechselt der Gehalt an Glimmer und damit die

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Intensität der Schieferung. Hauptminerale sind Plagioklas(Oligoklas bis Andesin), Quarz, Biotit und Muskovit. Kali-feldspat tritt häufig, aber meist untergeordnet auf. Der Bio-tit bildet einzelne Schüppchen, Flatschen oder zusammen-hängende Lagen. Mit ihm tritt häufig Sillimanit (Fibrolith) inlinsigen Zügen auf. Granat bildet meist kleinere, ein-schlussreiche Körner. Disthen findet sich als seltenerGemengteil. Akzessorisch treten Apatit, Zirkon, Turmalinund Erzminerale auf.

So wie in der Drosendorf-Einheit führte auch in derGföhl-Einheit die rückschreitende Metamorphose im Zu-sammenhang mit der Moldanubischen Überschiebung zurVerglimmerung der Feldspäte in den Paragneisen unddamit zur Überführung in Glimmerschiefer. Bei diesenZweiglimmerschiefern (42) wechseln kleinschuppigeGlimmerschiefer ohne makroskopisch sichtbaren Granatund grobblättrigere Glimmerschiefer mit großen Granat-Einzelkörnern einander oft kleinräumig ab. Die Granatglim-merschiefer bestehen aus Quarz und geringen Mengenvon Oligoklas sowie aus dem reichlich vorhandenen Mus-kovit und braunem Biotit. Granat bildet Porphyroblasten bis15 mm Größe. Selten wurde Sillimanit und Disthen beob-achtet. Weiters finden sich die Begleitminerale Turmalin,Apatit, Zirkon und Erz. Retrograde Umwandlungen vonGranat in Biotit und Chlorit sowie von Sillimanit in Muskovitsind festzustellen. Granat führende Glimmerschiefer habendurch die großen Granatkörner oft unebene, knorrigeSchieferungsflächen. Die kleinschuppigen Glimmerschie-fer zeigen im Mineralbestand Quarz, untergeordnet Oligo-klas, Muskovit, meist sehr feine Blättchen von Biotit undTurmalin. Vereinzelt wurden Disthen, Staurolith und Silli-manit beobachtet, letzterer in Umwandlung zu Serizit.

Die graphitischen Quarzite und grauschwarzen, dünn-plattigen, scharfkantig brechenden und sehr harten Gra-phitquarzite (43), wie sie in der Gföhl-Einheit auftreten,enthalten neben den Hauptgemengteilen Quarz und unter-schiedlichen Mengen von feinschuppigem Graphit auchMuskovit, sehr wenig Biotit und Fe-Hydroxid (JEN»EK &MATEJOVSKÁ, 1986).

In Gegensatz zu den Amphiboliten der Drosendorf-Ein-heit sind die Amphibolite (44) der Gföhl-Einheiit meist gra-natfrei. Im Verband mit den Granuliten der Gföhl-Einheitsind die Amphibolite jedoch häufig reich an Granat undPyroxen. Die dunkelgrüngrauen Amphibolite sind meistensfeinkörnig und wechseln oft mit helleren Lagen aus Plagio-klas (Oligoklas bis basischer Oligoklas), Amphibol undwenig Quarz. In den homogenen Amphibolitlagen sind satt-grüner, deutlich pleochroitischer Amphibol und Plagioklas(meist Oligoklas) die Hauptgemengteile, während Quarzuntergeordnet auftritt. Akzessorisch sind Titanit, Titano-magnetit, Apatit, Zirkon und sekundär gebildeter Chlorit(JEN»EK & MATEJOVSKÁ, 1986).

Nordöstlich von Vranov nad Dyjí (Frain) treten in Verbin-dung mit dem dort vorkommenden Gföhler Gneis undUltramafititen hell-dunkel gebänderte Amphibolite auf.Diese Rehberger Amphibolite (45) sind mit jenen aus demKremstal vergleichbar, die dort ebenfalls gemeinsam mitultrabasischen Gesteinen vorkommen. Die Bänderung derRehberger Amphibolite geht auf das lagenweise unter-schiedliche Hornblende-Plagioklasverhältnis zurück, aufden Gehalt von Diopsid oder Epidot sowie die Einschaltungvon Granit- und Aplitgneisen. Die fein- bis mittelkörnigenAmphibolite zeigen unter dem Mikroskop folgende Haupt-gemengteile: Amphibol (grün, Fe-Pargasit), Plagioklas(Labrador); Nebengemengteile sind Klinopyroxen, Zirkon,Erz, Titanit; sekundäre Umwandlungen sind Chlorit undEpidot auf Kosten von Hornblende sowie Serizit von Pla-gioklas. Entsprechend der Variationsbreite der Amphibolitein den einzelnen Lagen schwanken auch die Mengenver-hältnisse der genannten Gemengteile.

Als Ausgangsgesteine für den Rehberger Amphibolitkönnen Laven und Tuffe eines wechselnd basaltisch-an-desitischen und rhyolitischen Vulkanismus angenommenwerden. Die Abfolge von Ultramafititen und gebändertenAmphiboliten wird im Typusgebiet im Kamptal von FINGER& STEYRER (1995) sowie HÖCK et al. (1997) als ein Restozeanischer Kruste angesehen und als Ophiolitabfolgeinterpretiert. Es ist daher möglich, dass dieser Gesteins-verband ein Hinweis auf eine ozeanische Sutur zwischenzwei getrennten Terranen ist.

Nördlich von Onsov treten in der Gföhl-Einheit in Verbin-dung mit Amphiboliten Ultramafitite auf, die meist in Ser-pentinite (46) umgewandelt sind. Der Boden über demdunkel-, manchmal schwärzlichgrünen, feinkörnigen bisdichten Serpentinit ist ocker gefärbt und es findet sich dar-auf eine typische Trockenheit liebende Vegetation.

Marmor (47) findet sich in der Gföhl-Einheit nur sehr sel-ten im Verband mit Amphiboliten als Dezimeter bis Zehner-meter mächtige Lagen und Züge.

Ganggesteine

Innerhalb vieler Gesteinseinheiten treten oft quer zumregionalen Streichen später eingedrungene Ganggesteineauf.

Am Stausee von Vranov ist am Nordufer der Bucht vonLancov ein ca. 10 m mächtiger Lamprophyr (81) aufge-schlossen. Die feinkörnige Randpartie des Ganges ent-spricht durch ihre Zusammensetzung einem Spessartit,während sein Mittelteil aus Pyroxenkersantit besteht. Dasdunkle Gestein besteht vorwiegend aus idiomorphem,deutlich grünlichbraun pleochroitischem Amphibol und ta-feligem Plagioklas (saurer Andesin). Chloritisierter Biotitschließt zahlreiche kleine Titanitkörner ein (JEN»EK & MA-TEJOVSKÁ, 1986).

Weitere Lamprophyre finden sich nordwestlich vonZnojmo (Znaim) im Tal des Gránicky potok und nordwest-lich von Niederfladnitz.

Aplit (79) ist vor allem im Thaya-Batholith häufig. Die hel-len, 2–15 m breiten Gänge verlaufen entweder parallel zurSchieferung oder können diese auch mäßig queren. Durchdie höhere Verwitterungsresistenz treten die überwiegendNord-Süd streichenden, scharfkantig brechenden Aplitemeist im Bereich der Bergrücken auf. Man findet sie vorallem im östlichen Randbereich des Thaya-Batholiths,westlich von Retz und nördlich davon, am Spittelmaiß undHabermaiß (BATÍK, 1992a). Weitere Vorkommen sind amOberkürberg und Schafberg östlich von Untermixnitz(BATÍK et al., 1993), nordwestlich von Znojmo (Znaim) undsüdöstlich von Podmolí (Baumöhl). Die mittel- und gleich-körnigen Gesteine sind überwiegend aus Feldspat (Plagio-klas, Kalifeldspat), daneben aus feinerem Quarz und Mus-kovit zusammengesetzt. In einigen Abschnitten kommtGranat hinzu (BATÍK, 1992a; BATÍK et al., 1993). Ähnlichzusammengesetzte Aplite treten auch in der Vranov-Grup-pe, nördlich von Podmyce auf.

Pegmatit (80) ist besonders im zentralen Teil des Thaya-Batholiths, im Thayarevier nordöstlich von Niederfladnitzhäufig. Die scharfkantig brechenden Gesteine durchschla-gen den Granit sowohl konkordant als auch diskordant. DieDezimeter- bis mehrere Meter mächtigen Gänge sindgegen das Hauptgestein scharf bis unscharf abgegrenzt(FUCHS, 1993). Die Pegmatite bestehen meist aus grobkör-nigem Feldspat, Quarz und z.T. großem, tafelförmigemHellglimmer (Abb. 56). Untergeordnet können schwarzerTurmalin (Schörl) und Granat auftreten.

Gangquarz (78) wurde in mehreren Gruben an der Stra-ße zwischen Untermixnitz und Oberfladnitz abgebaut. DerNordost–Südwest streichende Quarzgang hat eine durch-schnittliche Mächtigkeit von ca. 1 m (BATÍK et al., 1993).

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Ebenso treten Quarzgänge in der Umgebung von Vranovnad Dyjí (Frain) in der Vranov-Gruppe und nördlich vonHardegg im Bittescher Gneis auf. Die Gangquarze sindmeist milchigweiß, seltener rosafarben oder klar undmanchmal kavernös.

In manchen Fällen wurden Flächen als kristallinesGestein auskartiert, konnten jedoch aufgrund der starkenVerwitterung oder der späteren marinen Überarbeitungnicht eindeutig einer lithologischen Einheit zugeordnet wer-den. Dies betrifft vor allem Bereiche der Therasburg-Grup-pe und des Weitersfelder Stängelgneises zwischen Mer-kersdorf und Obermixnitz. In diesen Fällen wurden dieseFlächen als stark verwittertes und vergrustes, z.T. kaol-initisiertes Kristallin (76) ausgeschieden.

Mit der gleichen Signatur wurde der Kaolin von Mallers-bach (76) bezeichnet. Dieser Kaolin ist primär gebildet undentstand an Ort und Stelle durch Verwitterung des Bitte-scher Gneises, sodass darin auch heute noch die typi-schen Strukturen des ursprünglichen Gesteins erkennbarsind (Abb. 57). Das Vorkommen ist an einen stark bisextrem mylonitisch ausgebildeten Bereich des BittescherGneises (SCHERMANN, 1968) gebunden.

Er ist ein kleiner Rest der vermutlich während der tropi-schen Klimaphase im Eozän gebildeten kaolinitischen Ver-witterungsdecke (siehe oben). Im Bereich von Mallersbachwurde diese Verwitterungsdecke durch grabenartige Ab-senkungen an tektonischen, Nordost–Südwest-streichen-den Bruchlinien vor der späteren Abtragung geschützt. InGegensatz dazu wurde die Kaolinlagerstätte von Nieder-fladnitz wahrscheinlich erst im Neogen (Untermiozän)durch Abtragung und Umlagerung dieser paläogenen,kaolinitischen Verwitterungsdecke gebildet.

Der Kaolin von Mallersbach wurde in zwei eng begrenz-ten Linsen von 1948 bis ungefähr 1970 im Tagbau gewon-nen (vgl. z.B. HÖNIG & HORKEL, 1982; SCHERMANN, 1968;WIEDEN, 1968, 1978). Der Rohkaolin enthält nach WIEDEN(1964) etwa 51 % Kaolinit und Mixed-Layer, 42 % Quarzund 7 % Feldspat sowie Muskovit und Schwerminerale.Der durch Trockenaufbereitung gewonnene Feinkaolinwurde hauptsächlich als Füllstoff in der Gummi- und Kabel-industrie, in der Feinkeramik, als Malerton und als Träger-substanz in der chemischen Industrie verwendet.

Nicht eigens ausgeschieden wurde das im Bereich desThaya-Granites liegende Kaolinvorkommen von Únanovnördlich von Znojmo (Znaim) (vgl. JIRÁNEK, MÜLLER &SCHWAIGHOFER, 1990).

Paläozoische AblagerungenIm Mährischen Karst, am Rand des Brünner Batholiths,

zeugen kontinentale, wahrscheinlich fluviatile Konglomera-

te und Sandsteine von der Abtragung der angrenzendenGranitoide. Diese frühe Abtragungsphase erfolgte noch vorder variszischen Gebirgsbildung, im mittleren Erdaltertum(Devon), ca. 417–354 Millionen Jahre vor heute. Im Be-reich des Kartenausschnittes findet man derartige Sedi-mente nur nördlich von Znojmo (Znaim). Dort blieb nord-östlich von Únanov, am Rand des Thaya-Granits, ein klei-nes Vorkommen eines devonischen Konglomerates (38)erhalten.

Neogene AblagerungenÜber den kristallinen Gesteinen der Böhmischen Masse

sind im Gebiet der Nationalparks Thayatal und Podyjí undderen näherer Umgebung überwiegend marine bis bracki-sche Ablagerungen des Neogens, und zwar des Miozänserhalten geblieben. Diese Ablagerungen finden sich einer-seits in größerer Mächtigkeit östlich der zwischen Waitzen-dorf, Retz und Znojmo (Znaim) verlaufenden WaitzendorferStörung, andererseits liegen diese Sedimente auch west-lich davon in flachen Senken auf der Böhmischen Masse,wie z.B. in den Becken von Weitersfeld, Niederfladnitz,Merkersdorf oder westlich von Znojmo (Znaim).

Diese Ablagerungen werden nun in ihrer zeitlichen Abfol-ge näher beschrieben.

Burgschleinitz-FormationDie Ablagerungen der Burgschleinitz-Formation (36,

37) sind gemeinsam mit den Sedimenten der Retz-Forma-

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Abb. 56.Pegmatitgänge sind besonders im Bereich des Thaya-Granites häufig und be-stehen meist aus grobkörnigem Feldspat, Quarz und Hellglimmer (Muskovit).

Abb. 57.In dem durch Verwitterung des Bittescher Gneises an Ort und Stelle entstan-denen Kaolin von Mallersbach ist noch deutlich die typische Struktur desAusgangsgesteins zu erkennen.

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tion die ältesten hier vorkommenden miozänen Sedimente.Sie stammen aus den untermiozänen Stufen des Ober-Eggenburgiums bis Ottnangiums.

Die Sande und Kiese der Burgschleinitz-Formation tre-ten im beschriebenen Raum vor allem östlich der Waitzen-dorfer Störung, im Becken von Obermarkersdorf auf, des-sen nördlichster Teil im Bereich von Rosenau, westlichRetz, auf der Karte dargestellt ist. Weitere obertägig anste-hende, kleinräumige Vorkommen finden sich um Untermix-nitz, nördlich der Flur Fuchsgraben westlich Niederfladnitz,östlich Pleißing, nördlich Waschbach, östlich Heufurth undim Ortsbereich von Weitersfeld (vgl. BATÍK et al., 1993,1994; ROETZEL, 1988, 1989, 1990). In den Becken vonObermarkersdorf und Weitersfeld ist anzunehmen, dassnicht nur randlich, sondern auch in den zentralen Becken-teilen unter den tonreichen Sedimenten (Zellerndorf-For-mation bzw. Weitersfeld-Formation) die Sedimente derBurgschleinitz-Formation liegen (vgl. SCHUBERT, 1999;SCHUBERT et al., 1999).

Biostratigraphisch ist die Burgschleinitz-Formation auf-grund ihrer Molluskenfauna zum Großteil ins Ober-Eggen-burgium zu stellen (vgl. MANDIC & STEININGER, 2003; ROET-ZEL, MANDIC & STEININGER, 1999). Durch ihre räumlicheBeziehung zu Ablagerungen der Weitersfeld-Formationund Langau-Formation in den Becken von Weitersfeld,Niederfladnitz und Merkersdorf können sie dort aber auchnoch in das Ottnangium hineinreichen.

Es handelt sich überwiegend um hellgraue bis gelb-graue, resche, unterschiedlich sortierte Fein- Mittel- undGrobsande (37) und gut gerundete Fein- bis Grobkiese(36) mit Gerölleinschaltungen aus lokalem Kristallinmateri-al. Örtlich kann an der Basis, direkt über dem Kristallin, einSchutt- und Geröllhorizont aus lokalem Kristallinmaterial,wie z.B. bei Untermixnitz, Waschbach und in Kellern imOrtsbereich von Weitersfeld auftreten. Durch die Lithologieund das Vorkommen von brackischen Mollusken, wie z.B.Austern, in diesen grobklastischen Sedimentanteilen kön-nen diese basalen Schichten mit den Ablagerungen derKühnring-Subformation im Raum von Eggenburg ver-glichen werden.

Die Sedimentfolge der Burgschleinitz-Formation hat imBecken von Obermarkersdorf eine Mächtigkeit bis mindes-tens 20 m, weiter westlich, in den kleinen Teilbecken aufdem Kristallin beträgt die Mächtigkeit dagegen meist nurwenige Meter.

Der größte Aufschluss in der Burgschleinitz-Formationbefindet sich in der Sandgrube Diem (Abb. 58, 59), nördlichvon Obermarkersdorf (ROETZEL & HEINRICH, 1999). Dasüber 20 m mächtige Profil lässt sehr deutlich eine Zweitei-lung erkennen, die mit der marinen Transgression im Ober-Eggenburgium in Verbindung gebracht werden kann. Derliegende Profilteil mit gut sortierten Mittelsanden undzwischengeschalteten Grobhorizonten zeigt in Sediment-aufbau und -strukturen deutliche Merkmale des seichten,von Sturmereignissen geprägten, küstennahen Bereiches(Sublitoral bis Eulitoral). Der hangende Abschnitt mitschlecht sortierten, siltreichen, meist feinkiesigen Grob-und Mittelsanden und in Abschnitten deutlich höherer Ver-wühldichte ist dagegen bereits einem küstenferneren, tie-feren Ablagerungsbereich (tieferes Sublitoral) zuzuordnen.Darüber erfolgte wahrscheinlich sehr rasch der Übergangin die Beckenfazies in Form der in der Nähe anstehendenTone und Silte der Zellerndorf-Formation.

Zwischen dem liegenden und dem hangenden Profilteil,wo tonreiche Sedimente auftreten, ist eine Sedimenta-tionsunterbrechung, eventuell sogar eine kurzzeitige Ero-sions- oder Umlagerungsphase anzunehmen. Diese Phasekann vermutlich mit der Regression unterhalb der Basisder Zogelsdorf-Formation im Raum Eggenburg korreliertwerden.

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Abb. 58.In der Sandgrube Diem bei Obermarkersdorf sind die untermiozänen Sande der Burgschleinitz-Formationmehr als 20 m mächtig aufgeschlossen.

Abb. 59.Gerölleinschaltungen aus lokalem Kristallinmaterial unterbrechen die teil-weise schräg geschichteten Mittel- bis Grobsande der Burgschleinitz-Forma-tion in der Sandgrube Diem bei Obermarkersdorf.

Südwestlich von diesem Bereich,in der Umgebung von Rosenau,geht die sandreiche Fazies derBurgschleinitz-Formation lateral ineine Geröllfazies aus dem hoch-energetischen, küstennahen Abla-gerungsbereich über.

Der in der Pfarrgrube von Rosen-au eindrucksvoll aufgeschlosseneGeröllhorizont liegt z.T. in mehrereMeter tiefen Taschen des kristalli-nen Untergrundes, dessen Oberflä-che durch die marine Erosion glattgeschliffen wurde (Abb. 60, 61). Indem 5–8 m mächtigen Geröllhori-zont sind die Granitgerölle sehr gutbis gut gerundet, z.T. auch nur kan-tengerundet. Sie haben meistDurchmesser von 5–15 cm; dane-ben kommen aber auch Gerölle von20–50 cm, selten bis 1 m oder grö-ßer vor. Die dicht gepackten, kom-ponenten- bis matrixgestützten Ge-rölle stecken in einer gelbbraunen

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bis gelborangen, siltreichen, mittel- bis grobsandigen Mat-rix. Manchmal ist eine Einregelung nach den Längsachsen,z.T. sogar eine Imbrikation zu beobachten.

Die Sande der Burgschleinitz-Formation im Nahbereichdes Thaya-Batholiths führen besonders in der Grobfraktioneinen hohen Anteil an schlecht gerundetem, lokalem Gra-nitgrus. Trotzdem überwiegen im Spektrum durchsichtigerSchwerminerale, neben Turmalin und Zirkon, die Schwer-minerale aus metamorphen Gesteinen, wie z.B. Staurolith,Epidot-Zoisit, Granat und Disthen.

Es ist daher anzunehmen, dass die Zulieferung von Sedi-mentmaterial nicht nur aus dem Thaya-Batholith erfolgte,sondern ein beträchtlicher Teil wahrscheinlich von Gestei-

nen aus dessen hangenden Einhei-ten, teilweise auch aus dem Molda-nubikum stammt. Ähnliche Schwer-mineralspektren mit z.T. besondershohen Anteilen an Staurolith, dane-ben Granat, Disthen, Hornblende,Turmalin, untergeordnet auch Zir-kon und Rutil führen die auf die The-rasburg- und Pernegg-Gruppe auf-lagernden Sande der Burgschlei-nitz-Formation (vgl. ROETZEL, 1989).

Die hier vorkommenden Sandeder Burgschleinitz-Formation sindrelativ fossilarm. So konnten nur inden Sanden im Ortsbereich vonWeitersfeld Mollusken (Chlamysholgeri, Pecten sp., diverse Bival-vensteinkerne, Austernbruchstü-cke) und Seekuhreste (Rippen vonMetaxytherium) (ROETZEL, 1988)und in der Sandgrube Diem, nörd-lich von Obermarkersdorf Lebens-spuren, Fischzähne und Seekuh-rippen (ROETZEL & HEINRICH, 1999)festgestellt werden.

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Abb. 60.In der Pfarrgrube von Rosenau, nördlich von Obermarkersdorf, liegen in mehrere Meter tiefen Taschen desglatt polierten Thaya-Granites gut gerundete Granitgerölle.

Abb. 61.Die Granitgerölle in der Pfarrgrube Rosenau wurden in Küstennähe in derstarken Brandung gerundet.

Retz-FormationDie Sande der Retz-Formation (34, 35) sind in diesem

Bereich ausschließlich östlich der Waitzendorfer Störung,vor allem in der Stadt Retz und in deren näherer Umge-bung bis südlich von Unternalb verbreitet (vgl. VETTERS,1918; WEINHANDL, 1954, 1955). Westlich bis nordwestlichvon Retz sind sie auch zwischen den in nord-südlicherRichtung längsgestreckten Granitzügen (Gollitsch, Mittel-berg, Windmühlberg, Parapluieberg, Muzion, etc.) eingela-gert. Im anschließenden Südmähren findet man äquivalen-te Sande obertags zwischen ©atov (Schattau) und Chvalo-vice (Kallendorf; vgl. »TYROKY, 1993).

Die Retz-Formation entspricht biostratigraphisch derZogelsdorf-Formation, sie ist jedoch lithologisch in weitenTeilen mit der Burgschleinitz-Formation vergleichbar undführt nur untergeordnet Einschaltungen von Kalksandstein.

Die selten auftretenden, diversen Molluskenfaunen derFein- bis Grobsande weisen auf die Ablagerung im küsten-nahen Bereich (Eulitoral bis seichtes Sublitoral) hin. DieSande können aufgrund der Molluskenfauna (MANDIC &HARZHAUSER, 1999) und der Ostracodenfauna (ZORN,1999) in das obere Ober-Eggenburgium eingestuft werden.

Die Sande der Retz-Formation sind überwiegend gelb-braune bis gelbgraue, oft glimmerreiche, mitunter ebenflä-chig geschichtete, z.T. siltige Mittel- bis Feinsande, z.T.mit Grobsand- und Feinkieslagen und Granitgeröllen(35). In Kristallinnähe (Abb. 63) treten auch z.T. fein- bisgrobkiesige Mittel- bis Grobsande und Granitgerölle (34)bis 15 cm auf. Südlich von Retz, im Bereich Unternalb –Obernalb sind die Sande öfter unregelmäßig konkretionärverhärtet und z.T. auch fossilführend. Im Bereich vonChvalovice (Kallendorf) in Tschechien sind in die Feinsan-de tuffitische, sandige Tone eingeschaltet (Abb. 62), diemit rhyolithischen Tuffiten an der Basis der Zogelsdorf-For-mation korreliert werden können (NEHYBA & ROETZEL,1999; vgl. ROETZEL, MANDIC & STEININGER, 1999; ROETZELin SCHUBERT et al., 1999).

Ähnlich wie in den Sanden der Burgschleinitz-Formationist auch in der Retz-Formation im Spektrum durchsichtigerSchwerminerale der meist hohe Anteil von Granat, Stauro-lith, z.T. auch Epidot-Zoisit, neben Disthen, Zirkon, Turma-lin, untergeordnet auch Sillimanit und Rutil kennzeichnend.

Die Mächtigkeit der Retz-Formation beträgt in den Wein-kellern im Stadtbereich mindestens 17 m, nach Bohrungen

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unmittelbar östlich von Retz um die 30 m (vgl. Bohrungen36, 37). Gegen Osten tauchen die Sande sehr rasch unterdie Zellerndorf-Formation ab. Eine Bohrung westlich vonKleinhöflein, rund 2,5 km östlich von Retz, traf unter 59,3 mtonigen Silten mit seltenen Feinsandeinschaltungen derZellerndorf-Formation eine 64,7 m mächtige, rasch wech-

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Abb. 63.Nordwestlich von Retz liegen die untermiozänen Sande der Retz-Formation oft am Rand von Granitkuppen.

selnde Folge von Fein-, Mittel- und Grobsanden mit Pecti-niden und Austern der Retz-Formation. Der Granit wurdebei einer Tiefe von ca. 124 m erbohrt (vgl. SEIBERL & ROET-ZEL, 1997; Profile bei VETTERS, 1918).

Die Sande und Kalksandsteine der Retz-Formation sindvor allem im Raum von Obernalb-Unternalb, außerhalb desKartenbereiches, fossilreich; sie führen aber auch in ande-ren Bereichen (z.B. westlich und nordöstlich vom Gollitsch)mitunter Fossilien (vgl. BERNHAUSER, 1955).

Bei der Fossilführung (Abb. 64) sind vor allem die Mol-lusken (BERNHAUSER, 1955; LUKENEDER et al., 1999; MAN-DIC & HARZHAUSER, 1999), Bryozoen (KÜHN, 1955; VAVRA,1979, 1981), Seeigel (HARZHAUSER & KROH, 1999; KROH &HARZHAUSER, 1999), Ostracoden (ZORN, 1999) und Wirbel-tierreste (BERNHAUSER, 1955) zu erwähnen. Bei den Wir-beltierresten sind ein Schädelrest eines Knochenfisches,ein Knochenbruchstück eines unbestimmbaren Landsäu-getieres sowie Rippenbruchstücke von Seekühen (Metaxy-therium krahuletzi) aus einer Sandgrube westlich von Retz,am Weg zur Windmühle, hervorzuheben (BERNHAUSER,1955).

Ein fossiles Palmenholz aus den Sanden der Retz-For-mation beschreibt HOFMANN (1936a, 1936b) von der RiedeHeidbergen, südlich der Hölzelmühle, nordwestlich vonRetz. Ein weiteres fossiles Holz stammt von einem Wein-garten unterhalb der Windmühle.

Zellerndorf-FormationDie vollmarinen Tone bis Silte der Zellerndorf-Forma-

tion (31, 32, 33) findet man im beschriebenen Gebiet wie-derum ausschließlich östlich der Waitzendorfer Störung,vor allem im Becken von Obermarkersdorf und nördlichund östlich von Retz, aber auch in den Senken zwischenden Granitzügen westlich von Retz, wo sie auch direkt demKristallin auflagern können (Abb. 65). In Südmähren sindsie im beschriebenen Bereich vor allem zwischen Znojmo(Znaim) und ©atov (Schattau) und südwestlich von Chvalo-vice (Kallendorf) verbreitet (vgl. »TYROKY, 1993).

Diese im Raum Retz – Znojmo (Znaim) mit der Burg-schleinitz-Formation und der Retz-Formation lateral ver-zahnenden, bzw. durch die fortschreitende Transgressionauch im Hangenden beider Formationen abgelagertenFeinsedimente entsprechen nach der planktonischen Fo-raminiferenfauna und der Knochenfisch-Fauna der hoch-

Abb. 62.In der Kellergasse von Chvalovice (Kallendorf) sind in die untermiozänenSande der Retz-Formation tuffitische, sandige Tone eingeschaltet.

marinen Beckenfazies des Ober-Eggenburgiums bis Ottnangiums(vgl. ROETZEL, MANDIC & STEININ-GER, 1999).

Dieser so genannte „Zellerndor-fer Schlier“ ist ein mittel- bis dun-kelgrauer, z.T. auch grüngrauer,meist feinst ebenflächig geschich-teter Ton bis Silt (Pelit) mit Fein-sandlagen und -bestegen, Pflan-zenhäcksel, Fischschuppen (31)und anderen Fischresten auf denSchichtflächen.

Die klebrigen, im trockenen Zu-stand sehr harten Ablagerungenführen manchmal weiße Karbonat-ausfällungen und nicht selten Gips-kristalle und sind meist vollkom-men entkalkt. Die Feinsedimenteder Zellerndorf-Formation sind inihrer Korngrößenverteilung meistsehr einheitlich als Siltton (28–48% Silt, 47–72 % Ton) ausgebildet.Nur in Kristallinnähe nimmt derSandanteil oft deutlich zu. Mituntertreten auch innerhalb der Pelite

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geringmächtige, sandreichere Einschaltungen auf, diewahrscheinlich auf Sturmereignisse zurückzuführen sind.

Vor allem im Becken von Obermarkersdorf, im Karten-ausschnitt im Bereich südlich von Rosenau, treten Toneund Silte der Zellerndorf-Formation mit einer dünnenStreu von Kristallinschutt und einzelnen Kristallinbruch-stücken (33) auf. Diese in den Weingärten und Feldern oftsehr dominant hervortretende Schuttdecke ist nach Bohr-sondierungen jedoch maximal wenige Dezimeter mächtigund stammt wahrscheinlich aus dem Holozän, eventuellauch aus dem Oberpleistozän.

Nordöstlich bis östlich von Retz, im Bereich des RetzerGalgenberges und südlich Mitterretzbach ist der lateraleÜbergang aus der Retz-Formation als eine sehr sandreicheZone aus Silt bis Feinsand (32) ausgebildet, die auch verti-

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Abb. 64.Fossilien aus der Retz-Formation (Eggenburgium) von Unternalb (Höhe beider Muscheln ca. 60 mm).a) Ostrea edulis adriatica LAM.b) Pecten hornensis DEPÉRET et ROMAN, linke Klappe.

Abb. 65.Im Steinbruch am Wartberg bei Zellerndorf liegen in Taschen unmittelbar über dem Thaya-Granit die blau-grauen Tone der Zellerndorf-Formation.

kal in Bohrungen der NÖSIWAG (evn wasser) bei Kleinhöf-lein und Unternalb in der gesamten, dort fast 60 m mächti-gen Kernstrecke der Zellerndorf-Formation zu erkennen ist.Gleichzeitig nimmt aber in den meisten Bohrprofilen derSandanteil auch gegen das Hangende stetig ab.

Auch in den Sedimenten der Zellerndorf-Formation sind,wie in der Burgschleinitz- und Retz-Formation, im Spek-trum der durchsichtigen Schwerminerale Granat und Stau-rolith vorherrschend. Neben Disthen und Sillimanit sindaber auch Zirkon, Rutil und Turmalin in etwas höheren Pro-zentsätzen vorhanden. Östlich von Retz, im Bereich desRetzer Galgenberges sind Zirkon und Rutil etwas häufigeranzutreffen.

Bei den Schichtsilikaten überwiegen meist deutlich dieSmektite mit 41–96 Gew.%. Weit geringer sind die Anteile

der Kaolinitgruppe und der Illite(vgl. auch WIMMER-FREY in ROET-ZEL et al., 1999a).

Die Mächtigkeit der Zellerndorf-Formation auf dem Kristallin west-lich und nördlich von Retz beträgtnur wenige Meter. Bei der ehemali-gen Ziegelei Schwach, südöstlichvon Retz, ist die Mächtigkeit der un-termiozänen Pelite bereits 11–15 m(vgl. Bohrung 38) und bei Kleinhöf-lein und Unternalb wurden Mächtig-keiten von ca. 60 m erbohrt. ImBecken von Obermarkersdorf istaufgrund geoelektrischer Untersu-chungen eine maximale Mächtig-keit der Zellerndorf-Formation vonca. 80 m zu erwarten (SCHUBERT,1999). Ähnliche Mächtigkeiten vonca. 75 m konnten durch Bohrungenbei Limberg nachgewiesen werden(SEIBERL & ROETZEL, 1997, SEIBERLet al., 1996).

Die Zellerndorf-Formation istüber weite Teile fossilarm bis weit-gehend fossilleer. Die Pelite führen

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nur im liegenden Bereich, am Übergang aus der Retz-For-mation (im Raum Eggenburg aus der Zogelsdorf-Forma-tion) und im hangendsten Bereich (z.B. im Raum Limbergüber der Limberg-Subformation) eine reiche, kalkige Mikro-fauna. Diese nicht entkalkten Profilabschnitte sind durchdie reichen Vergesellschaftungen kleiner planktonischer(Globigerina ottnangiensis, G. praebulloides) und benthonischerForaminiferen (Stilostomella, Bulimina, Bolivina) charakterisiert.Durch die typische Zusammensetzung dieser Foraminifer-enfauna, wie z.B. der Häufigkeit von G. ottnangiensis, erfolgteine Einstufung der Zellerndorf-Formation ins obersteOber-Eggenburgium bis Ottnangium (vgl. ROETZEL et al.,1991, 1999c).

Weitersfeld-FormationDie Feinsedimente der Weitersfeld-Formation (28, 29,

30) sind vor allem in den Becken von Weitersfeld undNiederfladnitz verbreitet, wo sie über den grobklastischen,seichtmarinen Sedimenten der Burgschleinitz-Formation,z.T. aber auch direkt über dem Kristallin liegen. Diese,lithologisch der Zellerndorf-Formation sehr ähnlichen Abla-gerungen, haben obertags ihre größte Verbreitung südlichvon Weitersfeld und Prutzendorf, östlich von Starrein undsüdlich von Fronsburg. In kleinen Relikten findet man sieaber auch westlich von Fronsburg, nördlich von Wasch-bach und westlich von Niederfladnitz, im Bereich der FlurFuchsgraben. In Tschechien sind vermutlich Sedimenteöstlich von Mramotice, nordwestlich von Znojmo (Znaim)mit dieser Formation gleichzusetzen.

Die Pelite sind sehr oft in Depressionen zwischen loka-len Kristallinaufragungen eingebettet und konnten südlichvon Weitersfeld bis zu einer Mächtigkeit von 16,4 m erbohrtwerden, ohne die liegenden Schichten zu erreichen (ROET-ZEL, 1991; vgl. Bohrung 22).

Im basalen Teil treten häufig gelbgraue bis gelbbraune,glimmerreiche Silte bis siltige Feinsande (30) auf, indenen oft große Mengen von Schwammnadeln charakte-ristisch sind (ROETZEL, 1990; ROETZEL & REHÁKOVÁ, 1991).

Der überwiegende Teil der Weitersfeld-Formationbesteht jedoch aus grüngrauen bis hellgrauen, kalkfreienSilttonen (28). Die fetten Pelite führen jedoch oft Kalk-schlieren und -konkretionen und besitzen mit 54–64 %sehr hohe Anteile der Kornfraktion kleiner 2µm. Der Anteilvon Smectit in der Fraktion kleiner 2µm ist mit 65–85 %ebenfalls fast immer sehr hoch, während Zweischicht-Ton-minerale (Kaolinit, Fireclay), Illit und Vermiculit meist unter-geordnet vorkommen. Dieser hohe Smectitanteil der Toneist am ehesten aus tuffitischen Einschaltungen abzuleiten(vgl. NEHYBA & ROETZEL, 1999).

Bei den durchsichtigen Schwermineralen überwiegt inden Sedimenten der Staurolith mit manchmal über 90 %.Daneben kommen in geringen Mengen Granat, Turmalin,Sillimanit, Disthen, Zirkon und Rutil vor (vgl. ROETZEL,1989).

Die Sedimente sind mit Ausnahme der in den basalenTeilen häufig auftretenden Schwammnadeln sehr fossil-arm. Nur östlich von Weitersfeld tritt als Einschaltung in diegrüngrauen Tone ein Diatomit (29) auf. Dieser weißgraueTon führt eine reiche Vergesellschaftung von Kieselalgen-skeletten (Diatomeen) und selten Reste von Kiesel-schwämmen und anderen kieselschaligen Organismen(ROETZEL, 1989; ROETZEL & REHÁKOVÁ, 1991). Die artenar-me aber individuenreiche Diatomeenflora ist stratigra-phisch auf das obere Untermiozän (Ottnangium-Karpa-tium) beschränkt (vgl. ROETZEL, MANDIC & STEININGER,1999). Durch die Beziehung zu den Sedimenten der Burg-schleinitz-Formation und die vertikale und laterale Fazies-abfolge (vgl. ROETZEL & REHÁKOVÁ, 1991) können die Peli-te der Weitersfeld-Formation daher ebenfalls in das Ott-nangium gestellt werden.

In ihrer Zusammensetzung ist die Diatomeenfloratypisch für einen seichmarinen, küstennahen (litoralen)Ablagerungsraum mit niedrigerem Salzgehalt (REHÁKOVÁ,1992; ROETZEL, 1993; ROETZEL & REHÁKOVÁ, 1991). DieseFazies der Weitersfeld-Formation mit reduziertem Salzge-halt leitet vermutlich von der vollmarinen Fazies derZogelsdorf- und Zellerndorf-Formation im Osten in dieseichtmarine bis brackische, von Süßwasserzufluss beein-flusste Fazies der Langau-Formation (siehe unten) über.

Langau-FormationDie Langau-Formation (26, 27) hat ihre größte Verbrei-

tung westlich des in der Karte dargestellten Bereiches, inden Becken von Langau und Riegersburg, wo sie vor allemaus zahlreichen Bohrungen und aus den Aufschlüssen derehemaligen Braunkohletagebaue bekannt ist (Abb. 66; vgl.ROETZEL, 1993, 1994b, 2004a; ROETZEL & FUCHS, 1994;ZAPFE, 1953). Im Nahbereich der Nationalparks Thayatalund Podyjí treten Ablagerungen der Langau-Formation imBecken von Niederfladnitz und im nordwestlichen Stadtbe-reich von Znojmo (Znaim) auf.

An der Oberfläche handelt es sich hauptsächlich um z.T.sandige bis kiesige und kaolinreiche Silte bis Tone (27),untergeordnet treten aber auch Kiese und stark siltig-toni-ge Fein- bis Grobsande (26) auf.

Im Becken von Niederfladnitz sind die Sedimente ober-tags östlich und südlich von Niederfladnitz, im Bereich derehemaligen Kaolingruben einzusehen. Zahlreiche, im Rah-men der Kaolinprospektion durchgeführte Bohrungen inder Umgebung (AUSTROMINERAL, 1981; vgl. Bohrungen23–33) lassen in Kombination mit der geologischen Kartie-rung schmale, langgestreckte Becken zwischen kristallinenAufragungen erkennen, die mit bis zu 42,6 m Sediment(Bohrung 30) gefüllt sind (vgl. ROETZEL et al., 1999b).

Diese Bohrungen und die Aufschlüsse zeigen durch-wegs, direkt auf dem Kristallin auflagernd, schlecht sortier-te, fein- bis grobkörnige, manchmal kiesige oder tonigeSande und sandige Silte bis Tone in intensiver Wechsella-gerung, die im Bereich südöstlich von Niederfladnitz meistsehr kaolinreich sind. Dieser Kaolinreichtum der Sedimen-te ist wahrscheinlich durch die Abtragung und Umlagerungder Kaolindecke aus dem Eozän (siehe oben), wie wir sieals Relikte aus den nahe gelegenen Kaolingruben von Mal-lersbach und Únanov kennen, zu erklären.

Die Sedimentfolge der Langau-Formation konnte imBecken von Niederfladnitz bis zu 38 m mächtig erbohrtwerden, im Langauer- und Riegersburger Becken ist siedagegen nur 13–20 m mächtig. (BRIX, 1981; ROETZEL,1993).

Während jedoch im Becken von Niederfladnitz in denBohrungen nur geringmächtige Einschaltungen von Kohle-tonen zu beobachten sind, ist in den Becken von Langauund Riegersburg Kohle in abbauwürdiger Mächtigkeit ent-wickelt (ROETZEL, 1993, 1994b, 2004a; ZAPFE, 1953). ImBecken von Riegersburg und im südlichen LangauerBecken ist meist nur ein Flöz (Hauptflöz) ausgebildet. DieFlözmächtigkeit ist im südlichen Langauer Becken mit3–4,5 m am größten, während im Becken von Riegersburgdas Kohleflöz nur 2–2,5 m mächtig ist. In ähnlicher Mäch-tigkeit wie im Riegersburger Becken ist das Hauptflöz auchim nördlichen Langauer Becken, an der tschechischenGrenze entwickelt. Dort sind jedoch darüber generell einca. 1 m mächtiges Oberflöz und dazwischen teilweise nochein geringmächtigeres Mittelflöz vorhanden. In den abge-bauten, mittleren Bereichen des Langauer Beckens warüber dem Hauptflöz im nördlichen Teil ein Oberflöz entwi-ckelt und westlich der Straße nach ©afov (Schaffa) schal-tete sich randlich dazwischen noch ein dünnes Mittelflözein (ROETZEL, 1994b).

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Im Becken von Langau ist die sandige Fazies sehr oft imLiegenden entwickelt, während die feinkörnigen Ablage-rungen und die Kohle im Hangenden auftreten und die To-ne und Silte unmittelbar unter oder über der Kohle liegen.

Im Spektrum der durchsichtigen Schwerminerale domi-nieren in den Sedimenten der Langau-Formation im RaumRiegersburg – Langau – Geras – Hötzelsdorf fast immerStaurolith und Disthen, dazu kommen Granat, Epidot-Zoisitund Turmalin, manchmal Sillimanit und im RiegersburgerBecken auch häufiger Zirkon. Im Becken von Niederflad-nitz tritt ein ähnliches Spektrum auf, die Verteilung derSchwerminerale ist jedoch wechselhafter. Vermutlichdurch die Nähe des Thaya-Batholiths sind das verstärkteAuftreten von Zirkon und das geringe Vorkommen von Dis-then und Epidot-Zoisit zu erklären.

Im Tonmineralbestand der Fraktion <2 µm dominieren inden Feinsedimenten der Langau-Formation fast immer dieTonminerale der Kaolinitgruppe gegenüber dem Smektit.Illit kommt meist nur untergeordnet vor. Eine Besonderheitsind sowohl in der Sedimentfolge des Beckens von Nieder-fladnitz als auch zwischen den Flözen im Becken vonLangau Lagen von smektitreichen Feinsedimenten, sogenannte Bentonite, die aus verwitterten tuffitischen Lagenhervorgegangen sind (NEHYBA & ROETZEL, 1999; ROETZELet al., 1994). Auch Glastuff in der Umgebung von Znojmo(Znaim) (»TYROKY,1982) und hexagonale, bipyramidaleQuarze vulkanischen Usprungs aus einer Bohrung beiNiederfladnitz (ROETZEL et al., 1994) belegen vulkanischeEinschaltungen, die vermutlich mit der intensiven vulkani-schen Tätigkeit in den Vulkangebieten in Nordungarn undder Westslowakei zusammenhängen. Diese Vulkanoklasti-ka sind aufgrund von Zirkonstudien mit dem oberen vulka-

noklastischen Horizont in Südmähren und angrenzendenNiederösterreich aus dem Ottnangium korrelierbar (NEHY-BA & ROETZEL, 1999).

Fossilien sind aus der Langau-Formation vor allem ausdem Kohlenbergbau bekannt. Besonders in den Tonensind Reste von Schnecken und Muscheln nicht selten. Sofindet man an der Basis Schnecken wie Melanopsis, Clithon,Hydrobia und Valvata (Federkiemenschnecke), sowie Conge-rien-Muscheln, die alle noch im Süßwasser lebten. Darübertreten Schnecken wie Granulolabium (Nadelschnecke) undMuscheln wie Polymesoda (Körbchenmuschel), Mytilus (Mies-muschel) oder Ostrea (Auster) auf, die bereits auf einenimmer wieder wechselnden Salzgehalt des Wassers hin-weisen (STEININGER, 1982).

Die zahlreichen Pflanzenreste aus der Kohle und denKohletonen geben über die Vegetation und damit auchüber das Klima zu dieser Zeit Auskunft. Besonders die Pol-len und Sporen, aber auch Samen und Früchte der Pflan-zen, die über Millionen Jahre in den Tonen erhalten blie-ben, lassen über Vergleiche mit heutigen Lebensräumensehr detaillierte Aussagen zu.

Aus den Kohleflözen stammt neben vielen, meist unbe-stimmbaren Holzresten ein Zapfen (Abb. 67) einer heutebereits ausgestorbenen Kiefernart Pinus ooconica (KLAUS,1980). Aus der reichen Sporen- und Pollenflora (DRAXLER,1991; GABRIELOVÁ, 1973; HOCHULI, 1978; KLAUS, 1952;OBRITZHAUSER-TOIFL, 1954), aber auch mit Hilfe derMegasporen, Samen und Früchte (BERGER, 1957; GRE-GOR, 1980; KLAUS, 1980; KNOBLOCH, 1978,1981; MELLER &VAN BERGEN, 2003) lässt sich eine äußerst artenreicheVegetation an verschiedenen Standorten rekonstruieren.In den fossilen Pollengesellschaften sind Floren der Mee-

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Abb. 66.Im Braunkohlebergbau Langau wurde die Kohle der Langau-Formation von 1948 bis 1963 im Tagbau gewonnen (Foto um 1950).

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resküste, kleiner stehender Gewässer, fließender Gewäs-ser, vermoorter Ränder von Seen und Flüssen, Flußauenund Sumpfwiesen, der Niederungen mit trockenen Bödenund der Berghänge enthalten (DRAXLER, 1991; vgl. ROET-ZEL, 1994b).

In kleinen Süßwasserseen wuchsen Laichkraut (Potamo-geton), Wasserlinse (Azolla), Schwimmfarn (Salvinia), Seerose(Nymphaea), Lotusblume (Nelumbo) und ölabscheidendeAlgenkolonien (Botryococcus). In der Röhrichtzone gediehenSchilf (Phragmites), Igelkolben (Sparganium), Rohrkolben (Ty-pha), Riedgräser (Cyperaceen) und die Krebsschere (Stratio-tes). Vertreter der Kardengewächse (Dipsacaceen), wie z.B.der Teufelsabbiss (Succisa), verschiedene Süßgräser (Poa-ceen) und Riedgräser (Cyperaceen), Froschlöffelgewächse(Alismataceen), Nachtkerzengewächse (Onagraceen),

Korbblütler (Compositen) und Storchschnabelgewächse(Geraniaceen) waren in den Sumpfwiesen zu finden.

Im Sumpfwald wuchsen Tupelobaum (Nyssa), chinesi-sche Wasserfichte (Glyptostrobus) und Sumpfzypresse (Taxo-dium). Böden mit hohem Grundwasserstand im Sumpf-buschwald waren der bevorzugte Standort von Gagel-strauch (Myrica), Erle, Wasserhickory, Birke, Königsfarn(Osmunda), Stechpalme (Ilex) und Wildem Wein. An trocke-neren Standorten fand man Esche und Amberbaum (Liqui-dambar) sowie Cyrilla und Magnoliabüsche um Kiefernwald-bestände. Auf den trockensten Bereichen wuchsen Sequoia,Schirmtannen und Cathaya.

In der Umgebung der Sümpfe waren artenreiche, som-mergrüne und immergrüne Laubmischwälder, ähnlich wieheute in den Niederungen am Yangtse in China verbreitet(DRAXLER, 1991). Diese Wälder bestanden zum Teil ausexotischen Laub- und Nadelgehölzen wie z.B. Edelkasta-nie, Flügelnuss (Pterocarya), Engelhardia, Oreomunnea, immer-grüner Symplocos, Cathaya, Hickory (Carya), Ölbaumgewäch-sen und Sapotillbaum (Sapotaceen) und zum Teil ausheute in gemäßigten Klimazonen Europas heimischenArten, wie verschiedenen Eichen- und Buchenarten, Lindeund Platane. Vereinzelt gehörten auch Palmen zum Flo-renbestand. Die Berghänge in der weiteren Umgebungwaren mit Kiefergewächsen, besonders Tannen und Hem-lock-Tanne bewachsen, deren Pollen ebenfalls in dieSümpfe eingeweht wurden. Gänsefußgewächse (Cheno-podiaceen) bevorzugten besonders Salzböden in Küsten-nähe (DRAXLER, 1991).

Aufgrund der Florenelemente kann das Klima zu dieserZeit sehr präzise mit 12°–15°C mittlerer Jahrestemperaturund mit 1200–1500 mm jährlicher Regenmenge angege-ben werden (GREGOR, 1980; HOCHULI, 1978). BesondersPflanzen wie Engelhardia, Sapotillbaum oder Palmen weisenauf ein feuchtes, warm gemäßigtes bis subtropischesKlima hin.

Wirbeltierreste aus den Ablagerungen unter der Kohle imBraunkohletagbau Langau, wie z.B. ein fossiler Zahn undein Wirbelfragment eines Krokodiles oder fossile Rippenvon Seekühen (Metaxytherium krahuletzi) und Zähne vonHaien ermöglichen einen Einblick in die damals lebendeTierwelt einer Trichtermündung, eines so genannten Ästu-ars (ZAPFE, 1953). Die Zahnfragmente eines kleinen Nas-horns und der Backenzahnsplitter eines Ur-Elefanten (Mas-

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Abb. 68.Im Braunkohlebergbau Langau waren über der Kohle des Hauptflözes (Langau-Formation) die Feinsande derRiegersburg-Formation aufgeschlossen (Foto um 1950).

todon sp. = Gomphotherium angustidens;THENIUS, 1974) zeigen einen Aus-schnitt aus der Landfauna in derUmgebung dieser Flussmündung.

Das in der Langau-Formation imBraunkohletagebau gefundeneZahnfragment von Gomphotherium(THENIUS, 1974; ZAPFE, 1953)erlaubt eine Einstufung in die Säu-getierzone MN4 (RÖGL, 1996) undsomit eine Korrelation mit dem Ott-nangium, bzw. dem höheren Burdi-galium (STEININGER, 1999; STEININ-GER et al., 1989, 1996). Die Zusam-mensetzung der brackischen Mol-luskenfauna der Langau-Formationmit Granulolabium (Pirenella) moravicaund Polymesoda langauensis bestätigtein jüngeres Alter im Vergleich mitden Granulolabien und Polymeso-den der Kühnring-Subformationund Mold-Formation (STEINIGER,1979).

Nach HOCHULI (1978) ist dieLangau-Formation in die Neogen-

Abb. 67.Zapfen einer ausgestorbenen Kiefernart (Pinus ooconica) aus dem Braunkoh-lebergbau Langau, Länge ca. 83 mm.Krahuletz-Museum Eggenburg.

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Pollenzone NGZ III einzustufen, wodurch die oben ange-führten Ergebnisse bekräftigt werden.

Horizonte mit brackischen Mollusken, wie Crassostrea gry-phoides und Granulolabium (Pirenella) moravica in Bohrungen imBecken von Niederfladnitz (BATÍK et al., 1993) ermöglichendie Parallelisierung mit der Langau-Formation im RaumLangau und Znojmo (Znaim) und damit ebenfalls die strati-graphische Einstufung ins obere Eggenburgium bis Ott-nangium.

Riegersburg-FormationDie über der Langau-Formation folgende Riegersburg-

Formation (25) findet sich im hier dargestellten Kartenbe-reich nur im äußersten Nordwesten des tschechischenAnteiles, nordwestlich von Riegersburg und nordwestlichvon Lancov.

Das Verbreitungsgebiet der Riegersburg-Formation isthauptsächlich auf das Langauer Becken zwischen Langauund ©afov (Schaffa), das Riegersburger Becken südwest-lich von Riegersburg im Waldgebiet „Weißer Sand“ unddas Kottauner Becken westlich von Langau beschränkt(ROETZEL, 1992, 1993).

Die Riegersburg-Formation (ROETZEL, 1993) besteht vor-wiegend aus gelbbraunen bis braungrauen, sehr hellglim-merreichen, meist siltigen Feinsanden bis feinsandigen Sil-ten mit geringmächtigen Einschaltungen von Mittel- bisGrobsanden, selten auch dünnen Kiesbändern. Besondersim Randbereich zu Kristallinkuppen gehen die Sande häufigin sehr gut gerundete, gelbbraune bis rotbraune Kiese über.

Das Spektrum der durchsichtigen Schwerminerale istsehr ähnlich dem der Langau-Formation. Meistens domi-nieren die Minerale Staurolith und Disthen, dazu kommenEpidot-Zoisit, Granat, Turmalin, Zirkon, Rutil und Titanit.Manchmal treten jedoch im Bereich nördlich von Langau,im hangenden Abschnitt der Riegersburg-FormationSande mit einem meist identen Spektrum, jedoch unter-schiedlichen Mengenverhältnissen, wie z.B. sehr hohenAnteilen an Granat, Zirkon, Rutil oder Sillimanit auf.

Die Riegersburg-Formation erreicht die größte Mächtig-keit im südlichen Langauer Becken, wo 13–19.5 m Glim-mersande erbohrt wurden. Im Riegersburger Becken sinddie Sedimente der Riegersburg-Formation maximal 5–8 mmächtig. Ähnliche Mächtigkeiten sind im nördlichen Lang-auer Becken und Kottauner Becken anzutreffen und über-lagerten auch in dieser Mächtigkeit die Kohle im ehemali-gen Tagbau Langau (Abb. 68), wo sie den Abraum bildeten.

Bisher liegen für die Riegersburg-Formation keine bio-stratigraphischen Daten oder andere stratigraphischenAnhaltspunkte zur näheren Einstufung vor. Aus der gleich-mäßigen und relativ mächtigen lithologischen Ausbildungder Glimmersande und der kiesig-grobsandigen Randfa-zies sowie der wenigen Fossilreste, wie verkieselte Nadel-hölzer, Schwammnadeln und Diatomeen, muss am ehes-ten ein sehr seichter, mariner bis brackischer Ablagerungs-raum für die Riegersburg-Formation angenommen werden.Dabei stammen die Glimmersande vermutlich von denstark verwitterten moldanubischen Glimmerschiefern derbenachbarten Hügel. Die kiesige Randfazies ist wahr-scheinlich als ehemaliger Kiesstrand dieses Meeres zuinterpretieren. Aufgrund der Lithologie ist die Riegersburg-Formation wahrscheinlich stärker marin beeinflusst als dieLangau-Formation. Durch die Lagerung über der Langau-Formation ist die Riegersburg-Formation sicher jünger alsdiese und chronostratigraphisch vermutlich ebenfalls indas Ottnangium einzustufen (ROETZEL, 1993; vgl. ROETZEL,MANDIC & STEININGER, 1999).

Theras-FormationAblagerungen der Theras-Formation (24) findet man im

hier dargestellten Kartenbereich in größerer Verbreitung

Abb. 69.Die Theras-Formation ist meist durch gut gerundete Kiese aus Quarz undQuarzit in rotbrauner, schlecht sortierter, siltig-sandiger Matrix charakteri-siert.

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östlich von Starrein, östlich und südlich von Weitersfeld,östlich und nördlich von Fronsburg und östlich von Plei-ßing. Dazu kommen noch eine Vielzahl kleinerer Vorkom-men, meist um Kristallinaufragungen nördlich von Wasch-bach, südlich von Pleißing und nördlich von Untermixnitz,aber auch nordwestlich von Weitersfeld und Prutzendorf.In Tschechien kommen Ablagerungen mit ähnlicher Litho-logie auf der Hochfläche westlich und nördlich von Znojmo(Znaim), z.B. bei Lukov (Luggau), östlich Citonice odernördlich von Kucharovice (Kukrowitz) vor.

Während im Becken von Weitersfeld und nach Südwest-en über Theras bis nach Sigmundsherberg und Rodingers-dorf eine großflächige Verbreitung der Kiese und Sandekartierbar ist, sind im Becken von Niederfladnitz und Mer-kersdorf lithologisch ähnliche Sedimente meist fleckenhaftan Kristallinaufragungen gebunden. In Kristallinnähe lie-gen die Sedimente der Theras-Formation meist direkt aufdem Kristallin, im Becken von Weitersfeld folgen sie jedochdiskordant über der Weitersfeld-Formation über einem teil-weise deutlich ausgebildeten Relief.

Es sind vorwiegend sehr schlecht sortierte, teilweiseschräg geschichtete Grob- bis Feinkiese und Grobsande inrotbrauner bis ockerbrauner, siltig-sandiger Matrix, aberauch gelbgraue bis gelborange, pelitreiche, kiesige Grob-bis Mittelsande (Abb. 69). Die Kiese bestehen vorwiegendaus Quarz und Quarzit, sind sehr gut gerundet und habenfast immer eine gelbbraune bis rotbraune Oberfläche. DieMächtigkeit dieser grobklastischen Sedimente im RaumWeitersfeld-Obermixnitz-Starrein beträgt meist 4–5 m,manchmal aber auch über 12 m. (ROETZEL, 1983, 1988 –1991, 1993; ROETZEL & REHÁKOVÁ, 1991)

Im Spektrum durchsichtiger Schwerminerale ist für dieTheras-Formation ein gegenüber den anderen Formatio-nen relativ buntes Spektrum mit Zirkon, Rutil, Turmalin,Staurolith, Disthen und Sillimanit, ein äußerst geringerGranatgehalt und ein sehr hoher Opakanteil kennzeich-nend (vgl. ROETZEL, 1989).

Da bisher in der Theras-Formation keine Fossiliengefunden wurden, ist auch die chronostratigraphische Ein-stufung der Schotter und Sande nicht eindeutig geklärt. Amehesten ist ein Zusammenhang mit dem marinen Hoch-stand im Ottnangium oder der darauf folgenden Rückzugs-phase (Regression) wahrscheinlich, wie aus den an Kris-tallinaufragungen gebundenen Grobklastika im Beckenvon Niederfladnitz-Merkersdorf, ähnlich wie bei den Kiesender Riegersburg-Formation (vgl. oben), zu ersehen ist.Denkbar wäre aber auch ein Zusammenhang mit der mari-nen Transgression im Karpatium oder sogar im unteren

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Badenium (Mittelmiozän), bei der vermutlich weite Teiledes Ostrandes der Böhmischen Masse überflutet wurden.

Brennholz-FormationDas Vorkommen der Brennholz-Formation (23) be-

schränkt sich auf den Raum östlich von Pleißing, wo imBereich der Flur „Brennholz“ grobklastischer Quarz- undQuarzitschutt in rotbrauner, siltig-sandiger Matrix vor-kommt (Abb. 70). Die nachgewiesen bis zu 6 Meter mäch-

Die fossilleeren Grobklastika der Brennholz-Formationsind vermutlich zeitgleich mit der Theras-Formation oderknapp danach entstanden. Sie wären damit, so wie diese,in das obere Ottnangium zu stellen, können aber auchnoch jünger sein (siehe oben).

Laa-FormationAblagerungen der Laa-Formation (21, 22) sind fast aus-

schließlich östlich der Diendorfer – bzw. der WaitzendorferStörung anzutreffen. Im hier dargestellten Kartenausschnittkommen sie nur kleinräumig direkt an der WaitzendorferStörung westlich von Oberretzbach und auf tschechischerSeite nördlich von Kleinhaugsdorf – Hate (Haid) vor.

Während die marinen Sedimente der Laa-Formationgegen Osten bis in den Raum Mikulov (Nikolsburg) – Laaa.d.Thaya mehrere hundert Meter bis 1000 m Mächtigkeiterreichen (CICHA 1997; »TYROKY, 1993; ROETZEL, 2003),sind sie unmittelbar am Ostrand der Böhmischen Massemeist nur einige Zehnermeter mächtig.

In diesem Gebiet wechsellagern oft tonige Silte undglimmerreiche Feinsande (22) mit quarzreichen, sandi-gen Kiesen (21) sowohl horizontal als auch lateral sehrrasch (Abb. 71, 72). Westlich von Oberretzbach folgen siedirekt über den siltig-feinsandigen Ablagerungen der Zel-lerndorf-Formation, von denen sie sich vor allem durch diecharakteristische marine Foraminiferenfauna mit Pappinabreviformis (PAPP et TURN.), P. primiformis (PAPP et TURN.), Uvi-gerina graciliformis PAPP et TURN., Praeglobobulimina pupoides(D´ORB.), Globigerina praebulloides BLOW, Bulimina elongataD´ORB., Baggina arenaria (KARRER), etc. (det. I. CICHA und J.»TYROKÁ) unterscheiden.

Aus der Foraminiferenfauna ist in den Sedimenten derLaa-Formation innerhalb einer Zeitebene eine Vertiefungdes Meeres von Westen gegen Osten, von einem seichten,sublitoralen, küstennahen Ablagerungsraum zu einemBeckenbereich abzuleiten. Im gesamten Karpatium istjedoch aus Bohrungen eine Verflachung des Meeres vomLiegenden zum Hangenden zu beobachten (vgl. ROETZEL,2003).

Grund-FormationDie über der Laa-Formation folgenden marinen Sedi-

mente der Grund-Formation (19, 20) haben ihre Hauptver-

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Abb. 71.So wie hier in der Nähe von Jetzelsdorf, südöstlich von Retz, sind die Feinsande und Silte der Laa-Formation(Karpatium) oft in den Böschungen der Weingärten aufgeschlossen.

Abb. 70.In den Sedimenten der Brennholz-Formation östlich Pleißing dominiert gro-ber, eckiger Quarz- und Quarzitschutt in rotbrauner, siltig-sandiger Matrix.

tigen Sedimente liegen um Kristal-linaufragungen aus Glimmerschie-fern und Quarziten der Therasburg-Gruppe.

Die Komponenten mit meist 1–5cm, vereinzelt auch 5–15 cmDurchmesser sind matrixgestützt,wirr gelagert und mit den Längs-achsen oft steil stehend und kön-nen daher als lokale Massenstrom-sedimente (debris-flow-Körper) in-terpretiert werden. In dem meisteckigen Kristallinschutt findet manbereits wieder gut gerundete, rese-dimentierte Komponenten der The-ras-Formation. Die rotbraune, toni-ge Matrix könnte möglicherweisevon Rotlehmen im Hangenden infil-triert sein.

In der Brennholz-Formation über-wiegt in den Spektren durchsichti-ger Schwerminerale Staurolith mitbis zu 80 %. Weitere Schwermine-rale sind Disthen, Amphibol, Tur-malin, Zirkon, Rutil, Epidot undGranat.

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breitung im westlichen Weinviertel, wo sie nordwestlich bisnordöstlich von Hollabrunn, im Bereich Großnondorf –Grund – Oberstinkenbrunn – Haslach großflächig aufge-schlossen sind (vgl. ROETZEL & PERVESLER, 2004).

Ein kleineres Vorkommen der Grund-Formation liegt indem hier dargestellten Kartenbereich im österreichisch-tschechischen Grenzgebiet zwischen Unterretzbach – Mit-terretzbach – Hnanice (Gnadlersdorf) und reicht gegenNordosten weiter in den Raum ©atov (Schattau) – Chvalo-vice (Kallendorf). Im Südwesten werden die mittelmiozä-nen Ablagerungen der Grund-Formation gegen die unter-miozänen Sedimente (Zellerndorf-Formation, Laa-Forma-tion) entlang des Landbaches wahrscheinlich durch eineNordwest–Südost-streichende Störung begrenzt.

In diesem Gebiet findet man überwiegend dünn ge-schichtete, kalkige, z.T. feinsandige Silte und Tone mitglimmerreichen Fein- bis Mittelsandlagen (20). Unterge-ordnet treten geringmächtige Einschaltungen von polymik-ten, quarzreichen Kiesen (19) auf. Die Sedimente sindlithologisch und auch mineralogisch sehr ähnlich den Abla-gerungen der Laa-Formation.

In der Foraminiferenfauna sind nach I. CICHA & J.»TYROKÁ (pers. Mitt.) auf tschechischer Seite im unterenTeil Uvigerina graciliformis PAPP et TURN., Pappina breviformis(PAPP et TURN.), P. primiformis (PAPP et TURN.), Bolivina hebesMACFADYEN, Globorotalia bykovae AISENSTADT und Globorotaliatranssylvanica POPESCU häufiger. Im höheren Teil derSchichtfolge sind vor allem Globigerinoides trilobus (RSS.), G.quadrilobatus (D´ORB.) und G. bisphericus TODD zu erwähnen.

Diese Sedimente gehen darüber allmählich in Schichtenmit Uvigerina macrocarinata PAPP et TURN., Vaginulinopsis pedum(D´ORB.) und einigen Exemplaren von Praeorbulina-Orbulinasuturalis über. Durch das Vorkommen von Praeorbulina-Orbuli-na suturalis sind sie eindeutig ins Mittelmiozän (unteresBadenium) einzustufen.

Die Molluskenfauna (»TYROKY, 1968; TEJKAL, 1958 –Sandgrube ©atov (Schattau)) ist vorwiegend durch Corbula(Varicorbula) gibba (OLIVI), Terebralia bidentata (GRATELOUP), Tur-ritella eryna (D´ORBIGNY), Clausinella aff. amidei tauratava (SAC-CO), Ostrea sp., etc. charakterisiert. Es handelt sich umArten, welche sowohl im Karpatium als auch Badeniumverbreitet sind.

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Abb. 72.In der Laa-Formation ist häufig eine intensive Wechselfolge von tonigen Silten und glimmerreichen Feinsan-den mit Flaserschichtung zu beobachten.

Die Sedimente sind lithologischund faziell mit den Sedimenten imTypusgebiet der Grund-Formation,im Raum Hollabrunn vergleichbar(vgl. ROETZEL & PERVESLER, 2004).Es handelt sich um siltig-tonigeAblagerungen eines seichten Mee-res, die immer wieder von sandi-gen, sturmgeprägten Einschaltun-gen unterbrochen werden.

Pliozäne, fluviatile KieseEntlang der Thaya, zwischen

dem Umlaufberg und der StadtZnojmo (Znaim), treten an einigenStellen sandige, fluviatile Kiese(18) auf. Diese liegen meist inHöhen von rund 110–135 m überder heutigen Thaya in ungefähr360–400 m Seehöhe. In Österreichfindet man diese Kiese nur imBereich des Schwarzwaldes nord-östlich von Merkersdorf (Exkur-sionspunkt �) und des Kirchenwal-des ostnordöstlich von SchlossKarlslust. Auf tschechischer Seite

liegen kleine Reste von vergleichbaren Ablagerungen(Abb. 73) nordöstlich der Ruine Nov y Hrádek (Neuhäusl: Ustudánky), südöstlich der ehemaligen Grubermühle (Gru-ber °uv mlyn) bei Devet mlyn °u (Neun Mühlen) und westlichvon Sealsfield °uv kámen (Sealsfieldstein: Nad novou ces-tou; HAVLÍ»EK, 2002).

Es handelt sich um quarz- und kristallinreiche Fein- bisGrobkiese aus Quarzit, Glimmerschiefer und quarzreichenGneisen in einer schlecht sortierten, siltig-sandigen, gelb-braunen bis rotbraunen Matrix. Die Komponenten mit meist1–5 cm, selten 10–15 cm Durchmesser sind oft gut gerun-det, teilweise aber auch eckig bis kantengerundet.

Die sandigen Kiese sind polymikt und unterscheiden sichdadurch deutlich von den meist gröberen und ausschließ-lich aus Quarz und Quarzit zusammengesetzten Kiesender Theras-Formation. Sie wurden mitunter in kleinen Gru-ben, wie z.B. im Schwarzwald nordöstlich von Merkersdorf(Exkursionspunkt �) oder nordöstlich der Ruine Novy Hrá-dek (Neuhäusl) abgebaut.

Die Kiese belegen einen alten Flusslauf auf der Hochflä-che, im Nahbereich des heutigen Thayatales, in der An-fangsphase der Eintiefung des Flusses. Sie sind aufgrundder Höhe sicher ins Pliozän zu stellen.

Pleistozäne und holozäne AblagerungenGeologisch junge Ablagerungen aus dem Pleistozän und

Holozän (Quartär) haben im unmittelbaren Bereich derNationalparks Thayatal und Podyjí mit Ausnahme der Ter-rassenschotter und kleinräumiger Vorkommen von Löss,deluvialen Sedimenten und Blockschutt flächenmäßig eheruntergeordnete Bedeutung. Hier sind es vor allem geomor-phologische Phänomene, die vorwiegend im Pleistozänihren Ursprung haben. Außerhalb der Nationalparks sind inGegensatz dazu die geologisch jungen, pleistozänen undholozänen Sedimente weit verbreitet.

Die größte Bedeutung für das Verständnis der Talent-wicklung haben die fluviatilen Terrassenschotter (14, 15,16, 17) im unmittelbaren Talbereich der NationalparksThayatal und Podyjí (vgl. auch HAVLÍ»EK, 2002, 2003). Lei-der blieben dort nur wenige Reste von Schotterakkumula-tionen erhalten, da der Großteil der Schotter nachträglichwieder erodiert wurde (siehe oben). Die Schotter sindmeist von Hangablagerungen oder Löss bedeckt und nur

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an wenigen Stellen, z.B. in Wegeinschnitten, sichtbar oderliegen als Schotterstreu an der Oberfläche. Diese Terras-senschotter belegen aber die stufenweise Eintiefung desFlusses im Laufe des Pleistozäns.

Terrassenschotter mit der Basis 75 – 90 m über demFlussniveau (17) blieben im Thayatal nur oberhalb derWeingärten am ©obes (Schobes) erhalten. Sie liegen dortin ca. 320 m Seehöhe, 75–80 m über der Thaya und wur-den dort aufgrund dieser Höhenlage wahrscheinlich im

Unterpleistozän abgelagert. Im Geröllmaterial überwiegendort Quarz und quarzreiche Gesteine sowie Gneise.

Die meisten Reste fluviatiler Terrassenschotter liegenmit der Basis zwischen 12 und 50 m über dem Flussni-veau (16). Sie können daher dem Mittelpleistozän zugeord-net werden. In Höhen von 50–45 m über dem Fluss liegenfluviatile Schotter an der Lokalität B ycí skála (Stierfelsen)und als Schotterstreu im Sattel südöstlich der ehemaligenGrubermühle (Gruber °uv mlyn) bei Devet mlyn °u (NeunMühlen). In ähnlicher Höhe blieben in einem Wegeinschnittöstlich des Galis, westlich des Umlaufberges, gerundetebis kantengerundete Quarz- und Kristallingerölle vor derErosion verschont.

Morphologisch am besten erhalten ist das Terrassenni-veau um 30–35 m über dem Fluss im Bereich der Kirchen-waldwiese und des ©obes (Schobes). In dieser Höhe lie-gen kantengerundete Quarz- und Kristallinschotter mit3–5 cm Durchmesser in sandiger Matrix. Unterhalb vonKrál °uv stolec (Königstisch) sind in einem Wegeinschnitt(Abb. 74) über dem Thaya-Granit ebenfalls ca. 30 m überder Thaya, rotbraune, z.T. kiesige Grob- bis Mittelsandeund kantengerundete Schotter und Blockwerk aufge-schlossen (vgl. BRZÁK, 1997; KIRCHNER, IVAN & BRZÁK,1996).

An der Mündung des Trauznitzky potok (Trausnitztal),nordwestlich von Konice (Deutsch-Konitz) liegen in 20–25m relativer Höhe ca. 2 m mächtige fluviatile Schotter. Darinfinden sich hauptsächlich graubraune, gerundete bis kan-tengerundete, intensiv verwitterte Gneise, Migmatite sowieQuarze mit 2–20 cm Durchmesser.

Das tiefste erhaltene mittelpleistozäne Niveau befindetsich 12–15 m über dem Fluss. In dieser Höhe liegen Schot-ter im Wald östlich der Umlaufwiese. Auch in dem Wegein-schnitt östlich des Galis, westlich des Umlaufberges, sindin dieser Höhe polymikte, kantengerundete Kristallinschot-ter mit Durchmesser von 5–10 cm, selten bis 20 cm in san-diger Matrix und grobe, kristallinreiche Sande aufgeschlos-sen. Weitere parallelisierbare Schottervorkommen befin-den sich beim verlassenen Mäander in der Flur Lipina beiDevet mlyn °u (Neun Mühlen) und auf dem flachen Glei-thang von ©iroké pole nordwestlich von Hardegg.

Außerhalb des Nationalparks Podyjí sind unter- undmittelpleistozäne Terrassensedimente am Ausgang desThayatales aus dem Kristallin der Böhmischen Massegroßflächig verbreitet. In diesem Raum liegen vor allem umNovy ©aldorf (Neuschallersdorf), Oblekovice (Oblas) undim westlichen, südlichen und östlichen Stadtgebiet vonZnojmo (Znaim) Kiese und Sande ca. 12–75(90) m überder Thaya, in 210–270 m Seehöhe.

Die ältesten, unterpleistozänen (?pliozänen) Schotterbilden auf der Böhmischen Masse zwei Niveaus in einerrelativen Höhe von 75–90 m über der Thaya (Dyje). DieseNiveaus setzen sich östlich von Znojmo (Znaim), in derAlpin-Karpatischen Vortiefe, außerhalb des Kartenberei-ches, fort (Smolín, Turany-Terrasse). Ihre Mächtigkeit be-trägt 2–20(40) m. In den Kiesen überwiegen Quarze, Quar-zite, Granite, u.a. An der Basis dieser Akkumulation liegenmanchmal bis zu 1 m große Blöcke von kristallinen Gestei-nen.

Die mittelpleistozänen, fluviatilen Akkumulationen bildeneinige Niveaus 12–50 m über der Thaya (Dyje) mit einerMächtigkeit von 2–5 m. In diesen Kiesen überwiegen Gnei-se, Quarze und Granite. Östlich von Znojmo (Znaim) sinddiese Schotter von Löss mit fossilen Böden überdeckt.

Terrassenschotter mit der Basis 8–10 m über demFlussniveau (15) findet man nur im Fugnitztal, in der Flur„See“. Sie liegen dort auf einem Kristallinsockel aus Kalksi-likatgneis und sind aufgrund dieser relativen Höhe in dasOberpleistozän einzustufen. Die kantengerundeten undeckigen Blöcke in mittelbrauner, siltig-sandiger Matrix ha-ben Durchmesser bis 20 cm.

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Abb. 74.Kiesige Sande und kantengerundete Schotter und Blockwerk belegen ineinem Hohlweg unterhalb von Král °uv stolec (Königstisch) ein mittelpleistozä-nes Terrassenniveau der Thaya, rund 30 m über dem heutigen Fluss.

Abb. 73.Nordöstlich der Ruine Novy Hrádek (Neuhäusl) liegen rund 130 m über derThaya fluviatile Kiese, die auf einen alten Flusslauf am Beginn der Eintie-fungsphase hinweisen.

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Terrassenschotter i.A. (14), die nicht einem bestimmtenNiveau zugeordnet werden konnten und daher nur insPleistozän i.A. gestellt wurden, befinden sich am Starrein-bach, östlich von Starrein.

Löss und Lösslehm, aber auch Staublehm und Verwit-terungslehm (13) bedecken vor allem großflächig Gebietesüdlich und nördlich der Nationalparks und den Abhangentlang der Waitzendorfer Störung. In Österreich ist diesbesonders das Gebiet im Raum Merkersdorf – Waschbach– Weitersfeld – Starrein und Niederfladnitz – Oberfladnitz –Obermixnitz. In Tschechien sind große Flächen nördlichbzw. östlich von Podmolí (Baumöhl), Lukov (Luggau),Horní Breckov (Oberfröschau), Vracovice gegen Mramoti-ce und Únanov vorwiegend mit äolischen Ablagerungenbedeckt. Diese Gebiete werden im Untergrund vor allemvon unterschiedlich stark verwitternden Gesteinen der Per-negg-Gruppe und Therasburg-Gruppe (oberer und untererTeil der Lukov-Gruppe) aufgebaut, über denen in manchenBereichen noch miozäne Ablagerungen liegen können. InGebieten mit Gesteinen der Bittesch-Einheit oder desThaya-Batholiths treten Lössakkumulationen dagegenmeist nur weit kleinräumiger auf. Ein weiteres, großes Ver-breitungsgebiet von Löss ist der Raum südöstlich der Wait-zendorfer Störungszone zwischen Retz und Znojmo(Znaim), was durch den abrupten Geländeabfall entlangder Störungszone erklärbar ist.

Im Thayatal selbst sind Lösse nur an wenigen Stellenanzutreffen. Hervorzuheben sind der Ortsbereich von Vra-nov nad Dyjí (Frain) südlich der Staumauer, das Gebietöstlich des Schwalbenfelsens nordwestlich von Hardegg,die Ost schauenden Hänge von Gali s und Barák westlichdes Umlaufberges und des Kirchenwaldes sowie derTrauznitzky potok (Trausnitztal) nordwestlich von Konice(Deutsch-Konitz).

Löss ist ein äolisches, durch den Wind transportiertesund abgelagertes Sediment. Er ist daher durch die imPleistozän vorwiegend aus westlicher und nordwestlicherRichtung kommenden Winde überwiegend auf den nachOsten und Südosten schauenden Hängen, im Windschat-ten der Hügel, abgelagert. Dies kann man besonders indem flachwelligen Gebiet südlich und nördlich der Natio-nalparks beobachten, das von unterschiedlich stark verwit-ternden Gesteinen der Pernegg-Gruppe und Therasburg-Gruppe aufgebaut wird (siehe oben). Hier sind besondersauf den lang gezogenen, flach nach Südosten einfallendenHängen oft großflächig einige Meter mächtige Lössdeckenentwickelt. Besonders eindrucksvoll ist dieses Phänomenauch westlich von Retz, zwischen den lang gestrecktenGranitkuppen des Mittelberges, Parapluieberges, Wind-mühlberges und Gollitsch zu erkennen (Abb. 28). Währendauf den West schauenden Hängen der blanke Felsen an-steht, sind auf den gegenüber liegenden, Ost schauendenFlanken der Kuppen Lössdecken über dem Kristallin bzw.den miozänen Sedimenten abgelagert. Diese Lössakku-mulationen im Raum Retz sind ideale Standorte für denWeinbau, da sie nicht nur hervorragende Böden bilden,sondern durch ihre Hanglage auch besonders gute Klima-bedingungen mit hoher Sonneneinstrahlung und geringerFrost- und Kaltluftgefährdung aufweisen.

Der Löss, der im Allgemeinen als gelbbrauner bis gelb-grauer, z.T. feinsandiger Silt ausgebildet ist, kann in derNähe von kristallinen Aufragungen lokale Beimengungenvon Kristallinbruchstücken und Kristallingrus enthalten.Seine Mächtigkeit beträgt meistens 0,5–3 m, kann abersüdöstlich der Geländestufe der Waitzendorfer Störungs-zone bis zu 7 m, gegen Süden, im Raum Maissau sogar biszu 13 m (ROETZEL, 1994a) betragen.

Mitunter können die Lösse lokale Einschaltungen vonfossilen Böden, so genannte Paläoböden, führen, die inden wärmeren Perioden des Pleistozäns, den Interglazia-len oder Interstadialen, gebildet wurden. Diese fossilen

Böden weisen einerseits auf Änderungen des Klimas hinund zeigen Unterbrechungen in der Sedimentation; ande-rerseits können mit ihrer Hilfe Bestimmungen des relativenAlters gemacht werden.

Bedeutende Aufschlüsse mit Einschaltungen von derarti-gen fossilen Böden sind in der Karte mit dem Symbol fürein „mehrteiliges Lössprofil“ gekennzeichnet.

Wie detaillierte mikroskopische (mikromorphologische)Analysen dieser Paläoböden durch L. SMOLÍKOVÁ (Karls-Universität Praha) gezeigt haben, haben die fossilenBöden sehr häufig mittel- bis unterpleistozäne Alter (vgl.HAVLÍ»EK, 2002, 2003; HAVLÍ»EK et al., 1998). Neben denjungen, oberpleistozänen Lössen treten daher auch ältereLösse und dazwischen liegende, durch Erosion bedingteSchichtlücken innerhalb der Lösspakete auf.

Die ältesten Reste von Paläoböden wurden zwischenLukov (Luggau) und Podmolí (Baumöhl) festgestellt. Dortliegen über den verwitterten Glimmerschiefern der unterenLukov-Gruppe (Therasburg-Gruppe) typische Rotlehme.Diese können nach den mikromorphologischen Untersu-chungen dem Pedokomplex PK X zugeordnet werden undstammen zumindest aus dem Cromer-Interglazial (Günz/Mindel-Interglazial), können aber auch älter sein (HAVLÍ»EK& SMOLÍKOVÁ, 2002). Vergleichbare rote bis violette Verwit-terungslehme konnten über den Glimmerschiefern in denFeldern im Kreuzmaiß südöstlich von Hardegg, westlichder Kurzen Marter festgestellt werden (HAVLÍ»EK, 1995).

In einer aufgelassenen Lössgrube im Trauznitzky potok(Trausnitztal) nordwestlich von Konice (Deutsch-Konitz)sind im oberen Teil einer 6–8 m mächtigen, pleistozänenSchichtfolge zwei fossile Böden vom Braunlehm-Typusaufgeschlossen (Abb. 75), die mindestens dem Pedokom-

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Abb. 75.In einer aufgelassenen Lössgrube im Trauznitzky potok (Trausnitztal) wirdder Löss von zwei mittelpleistozänen, fossilen Böden unterbrochen.

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Ein Relikt aus der NacheiszeitCHRISTIAN ÜBL

Eingebettet in die trockene Weinlandschaft zwischen Retzund Haugsdorf ist auf den Böschungen, Terrassen und Wän-den der Hohlwege eine bemerkenswerte Pflanze zu finden,deren Hauptverbreitung in asiatischen Halbwüsten liegt: dieHalbstrauch-Radmelde (Kochia prostrata).

Dabei handelt es sich um ein nacheiszeitliches Relikt, das inder neu entstandenen Lösslandschaft weit verbreitet war.Heute ist die Pflanze in ganz Österreich nur noch an einigenoffenen Geländekanten zwischen Retz und Haugsdorf zu fin-den.

In der Literatur wird hervorgehoben, dass die Halbstrauch-Radmelde nur auf Lössstandorten zu finden ist. Eine gemein-same Begehung von R. ROETZEL und Ch. ÜBL (ROETZEL,2004b) ergab jedoch, dass die Pflanze auch auf den litholo-gisch sehr ähnlichen Sanden und Silten der Laa-Formation(Karpatium, Untermiozän) vorkommt.

Die Pflanze besiedelt auch einige sekundäre Standorte, wiezum Beispiel abgeschobene Weinbau-Terrassen und Keller-gassen. Mit dem Weinbau steht auch die Nutzung diesesstrauchförmigen und mehrjährigen Gänsefußgewächses inVerbindung. Die Triebe wurden abgeschnitten, zu kleinenBesen zusammengebunden und zum Reinigen der Presskörbeder Weinpressen verwendet. Darum wird die Halbstrauch-Radmelde im Volksmund auch „Beserlkraut“ genannt.

plex PK VII (Mittelpleistozän: Warmzeiten des Elster-(Min-del-)Glazials) entsprechen (HAVLÍ»EK & SMOLÍKOVÁ, 2002).

Östlich Masovice wurde im Rahmen einer archäologi-schen Grabung in einer neolithischen Kreisgrabenanlageeine mehr als 3 m mächtige Lössfolge mit vier fossilenBöden in drei Pedokomplexen aufgeschlossen. Die älterenBöden entsprechen den Pedokomplexen PK VII bis PK IVund sind damit dem Mittelpleistozän (Warmzeiten desElster-(Mindel-)Glazials – PK VII; Holstein-Interglazial –PK VI-V, M/R-Interglazial; Treene-Interglazial, PK IV, Inter-riss) zuzuordnen (HAVLÍ»EK & SMOLÍKOVÁ, 2003b). Die neo-lithischen Objekte und Gräben waren in diese pleistozäneSequenz eingetieft.

In Vranov nad Dyjí (Frain) sind in alten Ziegelgrubensüdlich der Staumauer und an der Straße zum Schloss(oberhalb der Tankstelle) ebenfalls pleistozäne Schichtfol-gen mit Lössen und fossilen Bodenbildungen zu sehen.Vor allem der Aufschluss bei der Tankstelle dokumentiertdie komplexe, pleistozäne Entwicklung. Die basalen, riß-zeitlichen Terrassenschotter, rund 15–20 m über derThaya, werden von siltigen und sandigen Überflutungsse-dimenten sowie kolluvialen Kristallinschutt überlagern. Indiese eingeschaltet ist Löss mit einem interglazialen, röt-lichbraunen Paläoboden. Dieser Bt-Horizont eines starkentwickelten Luvisems enthält Fragmente älterer Bödenund entspricht mikromorphologisch dem Pedokomplex PKIII (Riß-Würm) (HAVLÍ»EK & SMOLÍKOVÁ, 2003a). Im Auf-schluss südlich der Staumauer liegen über den mittelpleis-tozänen Schottern Lösse mit zwei interstadialen Bödenaus dem Oberpleistozän (Pedokomplexe PK I und PK II)(JEN»EK et al., 1984).

Auch vom Klaper °uv potok (Klapertal) südsüdöstlich von»ízov beschrieben CÍLEK et al. (1996) eine komplexeWechselfolge von Gesteinsschutt, Löss und zwei rotenPaläoböden in Hangsedimenten, ungefähr 10 m über derThaya. Die fossilen Böden entsprechen entweder demPedokomplex PK II oder PK IV, sind demnach entweder

würm- oder risszeitlich (vgl. auch IVAN & KIRCHNER, 1994).Auch bei Ledové sluje (Eisleiten) wurden von diesen Auto-ren 2,2 m mächtige Lösse und Lehme mit einem Bt-Hori-zont einer Parabraunerde (Mittelpleistozän) gefunden.

In einem Aufschluss östlich von Onsov tritt in den Lössenein interstadialer Boden aus dem Pedokomplex PK I oder?PKII auf (BATÍK et al., 1995).

Schließlich sind auch in dem Wegeinschnitt am Osthangdes Galis, westlich des Umlaufberges, solifluidal verfrach-tete, vermutlich interglaziale, rotbraune Bodensedimentemit einem mächtigen Ca-Horizont und Lösskindel aufge-schlossen und südwestlich von Lukov (Luggau) gibt esdurch Solifluktion verschleppte, braune, fossile Böden undBodensedimente.

Außerhalb des Nationalparks Podyjí kommen in einerSandgrube südöstlich von ©atov (Schattau) im Löss zweifossile Bodenhorizonte vor. Der untere ist ein mittelpleisto-zäner, polygenetischer Prärieboden, der wahrscheinlich auseinem Braunlehm (Pedokomplex PK VII) entstand. Derobere ist ein Bodensediment (HAVLÍ»EK & SMOLÍKOVÁ, 1998).

In Znojmo (Znaim), in der ehemaligen Holzfabrik an derStraße nach Dobsic, gibt es im Hangenden der mittelpleis-tozänen, fluviatilen, sandigen Schotter der Thaya Lössemit einer Parabraunerde (Pedokomplex PK III: Riß/Würm –Interglazial = Stillfried A) und einem interstadialen Tscher-nosem (Pedokomplex PK II).

Eine weitere bedeutende, pleistozäne Lokalität ist derAufschluss Sedlesovice, südlich von Znojmo (Znaim). Dorttreten im Hangenden der unterpleistozänen, fluviatilen,sandigen Schotter der Thaya Lösse mit Kristallingrus und4–5 mittelpleistozänen fossilen Böden auf (SMOLÍKOVÁ &ZEMAN, 1979).

Durch das feuchtere Klima im Bereich der BöhmischenMasse ist der Löss stellenweise lokal verlehmt. Diesemeist entkalkten Lösslehme mit höherem Tonanteil kön-nen jedoch aufgrund der schlechten Aufschlussverhält-nisse gegenüber dem Löss nicht flächig abgegrenzt wer-

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Abb. 76.Bei Jetzelsdorf wächst die Halbstrauch-Radmelde (Kochia prostrata; Bildmit-te) nicht nur auf Löss, sondern findet sich auch auf den Feinsanden und Sil-ten der Laa-Formation.

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den und wurden daher mit dem Löss gemeinsam ausge-schieden.

In diesem Zusammenhang muss auch auf die nicht aufder Karte ausgeschiedene, meist nur wenige Dezimetermächtige Staublehmdecke hingewiesen werden, die vorallem in den mit Wald bewachsenen Gebieten des Thaya-Batholiths großflächig vorkommt. Die glimmerreichen, z.T.grusigen, kalkfreien, siltigen Sande liegen entweder direktüber dem vergrusten Granit oder einer älteren Bodenbil-dung, wobei WEIDSCHACHER (in FRANZ et al., 1957) sehr oftan der Basis dieser Flugstaubdecke windgeschliffeneQuarze feststellen konnte. Schwermineralanalysen durchFRASL (in FRANZ et al., 1957) lassen die Auswehung desFlugstaubes aus oberflächig schon entkalktem Löss ver-muten. Von FRANZ et al. (1957) wird aufgrund von spät-neolithischer Keramik in diesem Flugstaub auf die Bildungim Holozän in Verbindung mit dem frühen Ackerbaugeschlossen.

Durch periodische Aufwehungen von Löss auf Fließer-den entstanden im Pleistozän lokal deluvio-äolische Abla-gerungen (12). Es sind dies Wechsellagerungen von soli-fluidalen Silten und Tonen mit äolischen, siltigen bis siltig-sandigen Sedimenten. Diese Ablagerungen findet man imKartenbereich vor allem in Tschechien, nördlich derStaatsgrenze, zwischen Hnanice (Gnadlersdorf), ©atov(Schattau) und Chvalovice (Kallendorf). Ihre Mächtigkeitbeträgt zwischen 1 und 4 Meter.

Deluviale Ablagerungen (11, 10) entstanden überwie-gend durch periglaziale, gravitative und solifluidale Prozes-se. Meist bildeten sich diese so genannten Fließerden imPleistozän durch Hangabwärtskriechen von aufgetauten,wasserübersättigten, tonig-siltig-sandig-steinigen Massenüber Dauerfrostböden. Jüngere deluviale Ablagerungenaus dem Holozän sind auch auf flächige Abspülung durchWasser zurückzuführen.

Am weitesten verbreitet sind deluviale Ablagerungen inMulden, flachen Dellen und in Hangfußlagen (10). Es sinddies meist schlierig bis lagig entwickelte, sehr schlecht sor-tierte, tonig-siltig-sandige, z.T. kiesige Sedimente, die lokalQuarz- und Kristallinbruchstücke enthalten.

Deluviale Ablagerungen in Kristallinnähe oder in derNähe von Kiesablagerungen (11) führen vermehrt Kristal-linbruchstücke (Abb. 77) oder Kiesanteile und gehen inKristallinnähe in Kristallinschutt über. Im Tal der Thaya undder Fugnitz sind in diesen Ablagerungen auch Kristallinblö-cke bis Metergröße zu beobachten.

Deluviale Sedimente sind an den steilen Hängen desThayatales häufig entwickelt, wie z.B. nördlich des Kir-chenwaldes, bei Devet mlyn °u (Neun Mühlen), Ledové sluje

(Eisleiten) oder auf dem flachen Gleithang von ©iroké polenordwestlich von Hardegg. Auf der rechten Seite derThaya findet man größere Flächen derartiger Sedimenteim Krotengraben östlich des Schwalbenfelsens, am Umlaufoder um die Kirchenwaldwiese. Am Nordhang von B ycihora (Stierwiesberg) und im Ælebsky potok nördlich vonKozí hrbet (nördlich der Steinernen Wand) trugen auchlokale Rutschungen zur Bildung bei.

Aus den deluvialen Ablagerungen beim Zollhaus in Har-degg stammen oberpleistozäne Reste eines Wollhaarnas-horns (Coelodonta antiquitatis). Bei den Resten handelt es sichum einen oberen Backenzahn, eine linke Speiche, einSchaftfragment einer rechten Speiche, ein linkes Becken-fragment und ein unteres Scheinbein (mündl. Mitteilung F.A. FLADERER, Institut für Paläontologie, Universität Wien),die im Nationalparkhaus in Hardegg ausgestellt sind.

Daneben gibt es aber im Thayatal, besonders an denGleithängen, an Einmündungen von Bächen und Gräbenoder am Fuß von Blockfeldern und Blockströmen eine Viel-zahl kleinräumiger deluvialer Ablagerungen. Sie bestehenaus lehmigen Sanden und Silten mit Bruchstücken kristalli-ner Gesteine und bildeten sich vor allem am Ende der letz-ten Kaltzeit.

Schutt (Kristallinschutt, Blockschutt) (9) tritt vor allemim Thayatal in Schutt- und Blockfeldern sowie Blockströ-men unterhalb von steilen Felswänden und Felstürmenauf. Diese bildeten sich vor allem im Pleistozän durch dieFrostverwitterung und Frostsprengung, aber auch durchFelsstürze aufgrund von Felsentlastung und die damit ver-bundene gravitative Zerlegung. Im Holozän wurden dieSchutt- und Blockfelder weiter durch gravitative Prozesse

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Abb. 77.Im Thayatal führen die lehmigen und siltig-sandigen, deluvialen Ablagerun-gen deutlich höhere Anteile an Kristallinbruchstücken als auf der Hochfläche.

Abb. 78.Auf den kargen Blockfeldern im Thayatal genügt manchmal nur ein wenigangewehte Erde in Ritzen und Spalten um neues Leben entstehen zu lassen.

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gestaltet. Sie treten bevorzugt im Bereich des primär schonstark geklüfteten und blockig zerfallenden Thaya-Granitesund des Bittescher Gneises auf. Untergeordnet bildenauch die Quarzite des Weitersfelder Stängelgneises undder intermediäre Orthogneis im Bereich des Umlaufbergesderartige Schutt- und Blockfelder. Diese bestehen daherausschließlich aus den darüber anstehenden kristallinenGesteinen. Blockfelder sind meist sehr matrixarm unddaher durch die Drainagewirkung und den durch fallendeLuftströmungen in den Blockzwischenräumen bedingten„Eiskeller-Effekt“ wenig mit Gehölz bewachsen (Abb. 78).Stärker bewachsen sind dagegen die Schuttfelder undBlockströme, die einen höheren Anteil an feinkörniger, leh-mig-sandiger Matrix besitzen und daher ein besseres Sub-strat für Pflanzen bilden. Oft ist ein fließender Übergangvon Blockfeldern zu Blockströmen zu beobachten.

Die größten Blockfelder befinden sich auf österreichi-scher Seite unterhalb des Kirchenwaldes (Abb. 79), inTschechien sind es die Blockfelder Vy rí skály und Nadpapírnou, östlich des ©obes (Schobes) (vgl. BRZÁK, 2000)(vgl. Exkursionspunkt �).

Eine Sonderform von Blockfeldern sind jene im Bereichvon Ledové sluje (Eisleiten) südöstlich von Vranov nad Dyjí(Frain). Dort entstanden durch Felsentlastung und Mas-senbewegungen Spalten und Klufthöhlen, die zum Teil mitgrobem, verstürztem Blockwerk gefüllt sind (vgl. DEMEK &KOPECKY, 1996).

In späterer Zeit wurden die Schutt- und Blockfelder unddie Blockströme in manchen Bereichen in ihren unteren

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Leben auf BlockfeldernCHRISTIAN ÜBL

Die Blockfelder des Thayatales zeigen eine bemerkenswer-te Ausstattung an Mollusken. Hier kommen zahlreiche Artenvor, die typisch sind für trockene, felsige Standorte: Dreizäh-nige Puppenschnecke (Pupilla triplicata), Kleine Achatschne-cke (Cochlicopa lubricella), Linksgewundene Windelschnecke(Vertigo pusilla), Zylinderwindelschnecke (Truncatellina cy-lindrica), Helle Zylinderwindelschnecke (Truncatellina claus-tralis – eine südliche, stark wärmeliebende Art, deren nächsteFundstellen in den Pollauer Bergen und im Mährischen Karstliegen), Gemeine Schließmundschnecke (Alinda biplicatabohemica – typisch für Felssteppen in den Tälern der Böhmi-schen Masse) und Zahnlose Schließmundschnecke (Balea per-versa).

Das Bemerkenswerte an der Artenzusammensetzung ist dasVorkommen der Schmalen Windelschnecke (Vertigo angus-tior). Diese ist normalerweise auf dauerhaft nassen Wiesenund Kalksümpfen beheimatet. Der Fund aus dem Thayatalstammt jedoch von der Streubedeckung einer zum Teilbeschatteten Granitblockhalde bei By cí skala.

Das Auftreten dieser Art ist bezeichnend für die Blockfel-der. Vielen Blockfeldern fehlt der Bewuchs, an der Gesteins-oberfläche der Blöcke treten sehr hohe Temperaturen auf.Zwischen den Gesteinen ist es jedoch schattig und kühl. Hiersammelt sich auch die vom Wind eingewehte Laubstreu, z. B.der Linde, die ein nährstoffreiches Substrat bildet. An man-chen Stellen treten Kaltluftströme aus dem Fels; hier konden-siert die warme Luft und sorgt für ausreichend Feuchtigkeit.

Im Lauf der Zeit sind viele der Blockfelder vom Rand herzugewachsen. Sie tragen nun eine Schuttwald-Vegetation mitBergahorn, Spitzahorn, Hainbuche, Rotbuche, Linde und Ber-gulme. Hier kommt zum Beispiel die Flache Glanzschnecke(Oxychilus depressus) vor, eine typische Art der feuchtenWälder mit viel Geröll und Felsen.

Abb. 79.Nur langsam wird das Blockfeld im Thaya-Granit beim Kirchenwald vomRand her von der Vegetation erobert.

Teilen von der Thaya wieder erodiert. Dies ist besondersdeutlich z.B. bei den beiden Blockfeldern im Kirchenwalddurch einen Gefälleknick im Bereich des Hangfußes unddie Anhäufung großer Gesteinsblöcke in der Thaya fluss-abwärts zu erkennen.

Seitenbäche und Gräben münden in das Thayatal oft mitSchwemmfächern (8), die jedoch durch die Enge desTales meist klein sind. Die meisten Schwemmfächer sindsehr jung und stammen aus dem Holozän. Sie bestehenaus groben, z.T. kantigen Kristallinblöcken, Kristallinbruch-stücken und Schottern in sandiger bis lehmiger Matrix. Sel-tener gibt es auch ältere Schwemmfächer, die an ihrerFront bereits wieder von der Thaya erodiert wurden undjetzt von den einmündenden Bächen durchschnitten wer-den. Solche Schwemmfächer befinden sich z.B. rund 200m westlich der Einmündung des Kajabachtales oder an derMündung des Ochsengrabens. Ein etwas größererSchwemmfächer, noch dazu mit einem sehr kleinen Ein-zugsgebiet, befindet sich auf dem flachen Gleithang von©iroké pole nordwestlich von Hardegg. Dieser liegt aber inerhöhter Position auf einem flachen, nach Süden schauen-den Hang mit deluvialen Ablagerungen, wo er von derThaya nicht erodiert werden konnte.

Auf der Hochfläche sind Schwemmfächer bei der Ein-mündung kleinerer Gräben in die Haupttäler weit seltener.Zu erwähnen ist ein Schwemmfächer östlich Pleißing, dervon Süden in das Seitental des Pleißingbaches mündet.Dieser etwas größere Schwemmfächer besteht aus umge-lagerten Sanden der oberhalb anstehenden Burgschleinitz-

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Abb. 80.Im Fugnitztal blieb in der Flur „See“ in einem verlassenen Mäander des Flusses eine offene Wasserflächeerhalten. Im Nahbereich wächst hier neben einigen Seggen auch das seltene Sumpf-Reitgras (Calamagrostiscanescens).

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Formation, aber auch aus Quarzit-schutt der Brennholz-Formation.

Rutschmassen und Rutschun-gen (7) sind im Bereich des Thaya-tales und dessen Umgebungäußerst selten. Eine kleine, sehrjunge Rutschung in deluvialenSedimenten befindet sich an derNordostseite des Umlaufberges.Südlich von Hofern, am Nordhangdes Hofinger Berges tritt amAnfang eines Grabens eine kleineRutschung mit Abrissnischen auf,die jedoch nicht in der Karte einge-zeichnet ist.

Wie bereits bei den deluvialenAblagerungen erwähnt, waren Rut-schungen und Gleitungen an derBildung dieser Sedimente häufigbeteiligt. Deutlich sichtbareRutschstrukturen sind jedoch nuram Nordhang von B yci hora (Stier-wiesberg) und im Ælebsky potoknördlich von Kozí hrbet (nördlichder Steinernen Wand) in diesenSedimenten zu erkennen. Beson-ders zu erwähnen sind die außer-gewöhnlichen Klufthöhlen im Bereich von Ledové sluje(Eisleiten), an deren Bildung neben Felsentlastung auchBlockgleitungen und andere Massenbewegungen beteiligtwaren.

Bedingt durch die weiträumige Drainagierung feuchterWiesen in den letzten Jahrzehnten ist die Anzahl von Ver-nässungen und Anmooren (6) drastisch reduziert worden.Großflächig ausgebildete Vernässungen sind daher fastnur mehr auf der Hochfläche in Waldgebieten zu finden.Dabei ist zu beobachten, dass vor allem im Bereich desThaya-Granites, untergeordnet auch in dem des BittescherGneises, Vernässungen und Anmoore deutlich häufigerauftreten als in anderen Gesteinseinheiten. Zu erwähnensind z.B. der Gemeindewald südlich von Oberfladnitz, dieUmgebung von Untermixnitz, große Vernässungen west-lich des Hetzhauses nördlich Niederfladnitz und am Neu-häuslweg nordwestlich von Schloss Karlslust oder die See-wiese südlich des Kirchenwaldes.

Eine Besonderheit ist die Flur „See“ im Fugnitztal (Abb.80), wo in einem verlassenen Mäander noch immer starkvernässte Flächen, in einem Be-reich sogar eine offene Wasserflä-che („See“) mit einem ausgedehn-ten Seggenbestand auftreten. ImNahbereich der Wasserfläche istdort ein Eschen-Birken Bruchwaldentwickelt.

Vor allem im Thayatal und auchim Fugnitztal sind im Bereich derTalaue morphologisch mehrereStufen entwickelt, die die Abtra-gung und Eintiefung der Thaya imLaufe des Holozäns widerspiegeln.Diese Höheren Fluren der fluviati-len Ablagerungen (3, 4, 5) der Tha-ya und deren Nebenflüsse beste-hen hauptsächlich aus sandigemKies und z.T. lehmig-siltigem Sand.Meist sind 2–3 Stufen entwickelt,selten ist eine 4. Stufe zu erkennen(vgl. auch HAVLÍ»EK 2002, 2003).

Die höhere Flur mit der Ober-kante 5–7 m über dem Flussni-

Abb. 81.Nördlich der Einmündung des Ochsengrabens in das Thayatal, östlich von Hardegg, ist in den fluviatilen,holozänen Ablagerungen eine morphologisch markante Erosionsstufe ausgebildet.

veau (5) ist nur bei der Oberen Bärenmühle (Einsiedler),am Umlauf und im Fugnitztal als 4. Stufe ausgebildet.

Die 3. Stufe ist die höhere Flur mit der Oberkante 3–4 müber dem Flussniveau (4). In diesem Niveau liegen z.T.noch heute genutzte Wiesen und auf der tschechischenSeite stehen auf diesem Niveau die in der Zwischenkriegs-zeit gebauten Bunkeranlagen. Dies zeigt, dass auchbereits vor dem Bau der Staumauer von Vranov nad Dyjí(Frain) nur selten Hochwässer dieses Niveau erreichten.Akkumulation und Resedimentation der fluviatilen sandi-gen Schotter und Sande begannen hier vermutlich im Spät-glazial (Spätwürm) und setzten sich bis ins Holozän fort.Für dieses Niveau sind in großen Mäandern (z.B. Kirchen-wald, Gebhardwiese), an der hangwärtigen Seite der Gleit-hänge flache, ungefähr 1 m tiefe Tälchen (Dellen) charak-teristisch, die wahrscheinlich als Abflussrinnen bei periodi-schen Hochwässern dienten (Abb. 82).

Die höhere Flur mit der Oberkante 2–3 m über demFlussniveau (3) als 2. Stufe ist relativ häufig an den Gleit-hängen der Mäander entwickelt, bildet aber manchmal nur

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Abb. 82.Die flache Delle an der hangwärtigen Seite des Gleithanges am großen Mäander an der Kirchenwaldwiesediente vermutlich als Abflussrinne bei periodischen Hochwässern.

Abb. 83.Auf der tiefsten morphologischen Stufe beim Einsiedler hinterließ das August-Hochwasser 2002 großflächigAblagerungen von Sanden, Kiesen und Kristallinblockwerk.

einen schmalen Saum entlang derThaya (Abb. 81). Am breitesten istdieses Niveau im Fugnitztal, amLangen Grund östlich des Schwal-benfelsens, in Hardegg, bei derOberen Bärenmühle und im Bereichvom Umlauf und Ostroh (Stallfirst).

Die tiefste, rezente Stufe liegtnur ca. 0,5–1 m, selten bis 2 müber dem Niveau des heutigenNormalwasserspiegels (Abb. 83)und bildet meist nur einen ganzschmalen Saum entlang des Flus-ses. Sie wurde auf der Karte denrezenten, fluviatilen und deluvio-fluviatilen Ablagerungen (2) hinzu-gefügt.

Die rezenten, fluviatilen und de-luvio-fluviatilen Ablagerungen (2)bilden in nahezu allen Tälern, Grä-ben und Dellen unterschiedlichmächtige Akkumulationskörper.Die fluviatilen Sedimente bestehenje nach Lage und Einzugsgebietaus tonigen bis lehmigen Silten,Sanden oder Kiesen und führenz.T. Kristallinbruchstücke und -blö-cke. Während im Thayatal undFugnitztal vor allem Kiese aus kris-tallinem Material und Sande vor-herrschen, sind auf der Hochflächedie Bäche überwiegend in lehmig-siltigen Sedimenten eingetieft. Be-sonders in lössreichen Einzugsge-bieten schneiden manche Bächebemerkenswert tief, manchmal 3–4m, in rotbraune bis gelbbrauneLehme ein, die von der großflächi-gen Abtragung der Lössflächenherrühren.

Besonders in der Nähe von flu-viatilen Ablagerungen oder inschmalen, nur periodisch aktivenRinnen entstanden durch Wechselvon deluvialen Sedimenten mit flu-viatil gebildeten Sand- und Kiesla-gen deluvio-fluviatile Ablagerun-gen. Auf der Hochfläche oberhalb der Thaya haben diezahlreichen Bäche und Gräben ihren Ausgang in flachen,manchmal vernässten Dellen. In diesen Bereichen findetman häufig sandige Lehme bis lehmige Sande, die einer-seits durch Abspülung, andererseits durch fluviatile Akti-vitäten hierher gelangten.

Anthropogene Ablagerungen (1) sind im unmittelbarenBereich der Nationalparks sehr selten. Zu erwähnen sindlediglich die alten Muschelhalden der Perlmuttdrechsle-reien in Hardegg und Merkersdorf. Außerhalb der National-parks treten anthropogene Ablagerungen als Anschüttun-gen, Halden, Dämme und Deponien meist in kleinen Berei-chen auf.

Die größten anthropogen veränderten Flächen befindensich im Stadtgebiet von Znojmo (Znaim). In Retz sind

anthropogene Ablagerungen im Bereich des Bahnhofsare-als und am äußeren Wall, der aus dem Aushub der großenWeinkeller aufgeschüttet wurde, zu finden. Weitere kleine-re Anschüttungen sind vor allem Dämme von Eisenbahnenund Straßen, aber auch Dämme alter, aufgelassener Tei-che, wie z.B. im Raum Niederfladnitz oder im Fugnitztalsüdlich von Heufurth.

Größere Bergbauhalden sind in den aufgelassenen Kao-linbergbauen von Niederfladnitz und Mallersbach zu fin-den. Deponien von Bauschutt und kommunalem Müll wur-den hauptsächlich im Bereich alter, aufgelassener Ziegelö-fen, wie z.B. in jenen bei Prutzendorf, Waschbach, Retz,Obermarkersdorf und ©atov (Schattau) oder in aufgelasse-nen Steinbrüchen und Sandgruben, wie bei Weitersfeld,Obermixnitz oder Niederfladnitz angelegt.

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Abb. 84.Die Besenheide (Calluna vulgaris) wächst im Thayatal vor allem auf den sauren, granitischen Gesteinen.

Die Geologie wird hier direkt – sozusagen „physiolo-gisch“ wirksam, fordert sie doch von den Pflanzenarteneine unmittelbare Anpassung an die chemischen Verhält-nisse des Untergrunds, sei es durch spezielle Mechanis-men der Nährstoffaufnahme, sei es durch das Vermeidenund Ausscheiden schädlicher Substanzen (z.B. Schwer-metalle), die aus der Gesteinsverwitterung in die Bodenlö-sung gelangen können. Solche direkten Wirkungen sinddort am größten, wo Pflanzen unmittelbar am Ausgang-stein als Substrat wachsen müssen, an Standorten also,an denen es aufgrund der Steilheit, der Trockenheit oderauch der extremen Ionenzusammensetzung nicht zu einertiefer reichenden Bodenbildung gekommen ist. Im Natio-nalpark sind es vor allem die Felsköpfe und -klippen sowiedie Grobblockhalden auf denen die Vegetation in direktenKontakt mit dem Gesteinsuntergrund gerät und entspre-chend der jeweiligen chemischen Zusammensetzung deut-liche Unterschiede in der Artenzusammensetzung erken-nen lässt. Der bekannte Einsiedlerfelsen zeigt beispiels-weise eine reichhaltige Kalkflora, während die Blockströmeder „Steinernen Wand“ und des „Kirchenwaldes“ im öst-lichen Granitgebiet des Nationalparks Thayatal von säure-liebenden Pflanzenarten besiedelt werden.

Aber auch an Wuchsorten mit Verwitterungsdecken unddeutlich fortgeschrittener Bodenbildung kann sich der geo-logische Untergrund durch seine unterschiedlichen chemi-schen und physikalischen Eigenschaften noch bemerkbarmachen. Im Nationalpark Thayatal kommen beispielsweiseRanker als seicht- bis mittelgründige Bodentypen auf Gnei-sen und Graniten vor, die Rendsina-Böden bilden das ent-

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Zwischen dem geologischen Aufbau und der natürlichenPflanzendecke des Nationalpark-Gebietes besteht einäußerst enger, sachlicher Zusammenhang, der sich vorallem in der räumlichen Verteilung der Pflanzenarten undder von ihnen aufgebauten Lebensgemeinschaften wider-spiegelt. Darüber hinaus existiert gerade im Granit- undGneishochland Österreichs auch ein unmittelbarer Bezugzur Landnutzung und der damit verknüpften aktuellen, vomMenschen stark beeinflussten realen Vegetation, der esebenfalls wert ist, im Rahmen einer erdwissenschaftlichenPublikation kurz beleuchtet zu werden (WRBKA, 1994).

Grundsätzlich kann man direkte und indirekte Einflüssedes Gesteinsuntergrundes auf die Pflanzendecke einerLandschaft unterscheiden, die allerdings von anderen öko-logischen Faktoren, wie Klima, Einwanderungsgeschichte,etc. überlagert werden können. Direkten Einfluss üben dieGesteine vor allem durch ihren unterschiedlichen Chemis-mus (pH-Wert, Ionenzusammensetzung, usw.) auf die Bo-denvegetation aus. Beispiel hiefür wäre der klar erkennbareUnterschied im ökologischen Verhalten zwischen jenenPflanzenarten die karbonatreiche, eher alkalische Substratebevorzugen – die so genannte „Kalkflora“, und solchen, diean bodensauren, karbonatfreien Standorten vorkommen –die „kalkfliehende“ oder „säureliebende“ Flora. Als Beispielfür die erste Gruppe wäre etwa das im Nationalpark aufsteileren Hängen und Felsklippen aus Kalksilikat vorkom-mende Blaugras (Sesleria albicans) zu nennen. Zu denbekannten Säurezeigern zählt hingegen die Besenheide(Calluna vulgaris), welche im Thayatal vorwiegend im östlich-sten Abschnitt auf Granituntergrund gedeiht (Abb. 84).

Eine reiche Pflanzenwelt – Abbild der GeologieThomas WRBKA

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sprechende Gegenstück auf den Kalksilikaten und Marmo-ren. Selbst in den tiefer gründigen Braunerden kann sichder unterschiedliche pH-Wert der Ausgangsgesteine undihrer Verwitterungsprodukte insofern auswirken, als in derArtenzusammensetzung der Waldvegetation so genannteZeigerpflanzen für bodensaure bzw. bodenbasische Ver-hältnisse in Erscheinung treten. So kann man auf den Pla-teaulagen des Nationalparkgebietes, das von BittescherGneis unterlagert wird, häufig die als Säurezeiger bekann-te Weißliche Hainsimse (Luzula luzuloides) im Unterwuchsder Rotbuchenwälder antreffen, während in der Umgebungvon Hardegg in Hangwäldern auf Marmor und Kalksilikatdie basenliebende Weiß-Segge (Carex alba) nicht selten ist.

Der indirekte Einfluss der Geologie auf die Pflanzendeckeist an zwei Phänomenen ablesbar: dem Relief oder Gelän-deform einerseits und der vorherrschenden Landnutzungandererseits. Beide scheinen auf den ersten Blick nichtunmittelbar mit der Geologie zu tun zu haben, bei nähererBetrachtung wird jedoch offenkundig, dass die unterschied-liche lithologische Wertigkeit (Härte, Verwitterungsanfällig-keit, Auflagerung von Deckschichten) der Gesteine die ge-meinsame Ursache ist. Sowohl im engeren Nationalparkge-biet, also dem von Talmäandern gebildeten tief eingeschnit-tenen Engtal, als auch in der umgebenden Hochfläche lässtsich dieser indirekte Zusammenhang aus der räumlichenVerteilung von Vegetationstypen und Landnutzung gutbeobachten: die naturnahe Waldlandschaft des Thayatalesdeckt sich weitgehend mit den felsunterlagerten Steilhän-gen, das von Lockersedimenten (miozäne und pleistozäneDeckschichten) bedeckte Plateau hingegen bot durch flach-welliges Relief und fruchtbare Böden günstige Vorausset-zungen für die Landwirtschaft, noch im Frühmittelalter hiervorherrschende Wälder wurde daher weitgehend gerodet

und durch Kulturland und vom Menschen abhängige Pflan-zengesellschaften (Äcker, Wiesen, usw.) ersetzt.

Die Reliefenergie als Ausdruck der unterschiedlichenVerwitterungsfähigkeit der Muttergesteine findet ihren öko-logischen Niederschlag im Wasserhaushalt der Standorte.Die im Thayatal diesbezüglich zu beobachtenden Unter-schiede können als durchaus extrem bezeichnet werden,da zu den angesprochenen lithologischen Faktoren nochdie enormen Expositionsunterschiede hinzutreten. Fels-köpfe und -klippen, aber auch die zahlreichen steilen Ober-hänge in Süd- bis Westexposition sind hier besonders her-vorzuheben, da es auf solchen Standorten aufgrund derSeichtgründigkeit und Trockenheit im Postglazial zu keinerWaldentwicklung kommen konnte. Stattdessen finden sichdie besonders artenreichen Pflanzengesellschaften derTrockenrasen in zahlreichen Ausbildungen, welche wiede-rum in ihrer Artenzusammensetzung den pH-Wert derjeweiligen Gesteine und ihrer Verwitterungsproduktewiderspiegeln. Besonders erwähnenswerte Beispiele sol-cher Primärsteppen wären etwa die Federgras-Felssteppe(Inula oculus christi – Stipetum pulcherrimae) auf basischen unddie Erdseggen-Besenheide Gesellschaft (Carici humilis – Cal-lunetum) auf bodensauren Standorten (WRBKA et al., 2001).

Im engeren Nationalparkbereich, der wegen der Steilheitdes Geländes und der damit verknüpften schlechtenZugänglichkeit eine relativ geringe Beeinflussung durchland- und forstwirtschaftliche Nutzung zeigt, sind großflä-chig naturnahe Vegetationstypen erhalten, die einenbesonders engen Konnex zu den geoökologischen Stand-ortsfaktoren aufweisen. Wie bereits erörtert, fällt hier ins-besondere der Unterschied zwischen karbonatreichen und-armen Standorten auf, als dritter geologisch prädetermi-nierter Standortskomplex sind die verschiedenen Locker-sedimenten zu nennen. Die enge Bindung zwischen Vege-tation und Geologie zeigt sich dabei sowohl in den Wald-gesellschaften als auch in den Vegetationstypen der wald-freien Standorte.

Als ausgesprochen basiphile Waldtypen wären nachCHYTRY & VICHEREK (1995) zu nennen:❏ Orchideen–Rotbuchenwald (Cephalanthero – Fagetum)❏ Himmelschlüsselreicher Pannonischer Eichen-Hainbu-

chenwald (Melampyro nemorosi – Carpinetum primuletosum veris)❏ Hartriegel-Eichenwald (Corno – Quercetum)❏ Blaugras-Linden-Rotföhrenwald (Sesleria varia – Tilia cordata

Gesellschaft).Wälder, die diesen Typen zugeordnet werden können,

finden sich nahezu ausschließlich im Raum Hardegg –Fugnitztal – Hohe Sulz, in jenem Teil des Nationalparksalso, der geologisch von Kalksilikatgesteinen charakteri-siert wird.

Unter den betont azidophilen Waldgesellschaften sindbesonders erwähnenswert:❏ Hainsimsen-Rotbuchenwald (Luzulo nemorosi – Fagetum)❏ Tannenreicher Pannonischer Eichen-Hainbuchenwald

(Melampyro nemorosi – Carpinetum abietetosum)❏ Hainsimsenreicher Pannonischer Eichen-Hainbuchen-

wald (Melampyro nemorosi – Carpinetum luzuletosum)❏ Hainsimsen-Traubeneichenwald (Luzulo albidae – Quercetum

petraeae) ❏ Seidenginster-Traubeneichenwald (Genisto pilosae – Quer-

cetum petraeae)❏ Felsenkresse-Rotföhrenwald (Cardaminopsio petraeae – Pine-

tum sylvestris).Wälder der letztgenannten Typen finden sich einerseits

in Plateau- und Hanglagen im Bereich der Bittesch-Einheit.Ein zweiter Verbreitungsschwerpunkt ist der Raum Umlauf-berg und Kirchenwald-Schoberberg mit Standorten, andenen Orthogneis und Granite zutage treten oder zumin-dest das Ausgangsmaterial einer unvollständigen Boden-entwicklung bilden.

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Abb. 85.Der Diptam (Dictamnus albus) bevorzugt eher kalkigen Untergrund und istdaher im Thayatal vor allem auf Marmorzügen zu finden.

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Exkursionspunkte

Exkursionspunkt �Vranov nad Dyjí (Frain) – Staumauer

Das Profil an der Thaya unterhalb der Staumauer vonVranov nad Dyjí (Frain) gibt Einblick in die Gesteine derVranov-Gruppe, die in Österreich der Drosendorf-Einheitzugerechnet wird.

Auf einer Länge von mehr als 250 m kann der Wechselvon Biotitparagneis mit Granatglimmerschiefer, Amphibolitund Marmor studiert werden. Der nördliche Teil des Profilswird von mächtigem Granatamphibolit gebildet (vgl. BATÍK,1992b). Im Bereich eines Marmorzuges wurde eine Blei-vererzung in einem kleinen Bergbau beschürft.

Die oberhalb liegende, 296 m lange Staumauer von Vra-nov nad Dyjí (Frain) wurde 1930–1934 gebaut. In demdahinter liegenden Staubecken werden mehr als 132 Milli-onen m3 Wasser für die Stromerzeugung gestaut. Das alsSchwellkraftwerk betriebene Kraftwerk verursacht in derThaya zweimal täglich eine Flutwelle, wodurch der Was-serspiegel um ca. einen halben Meter kurzfristig ansteigt.Die in diesen Phasen enorm zunehmende Strömungsge-schwindigkeit wirkt sich nicht nur katastrophal auf dieFischfauna aus, sondern reduziert auch die Wassertempe-ratur und erhöht die Sohlerosion enorm.

Das auf einem 76 m hohen Felsen oberhalb von Vranovnad Dyjí (Frain) thronende Schloss (Abb. 86) wurde nacheinem Brand von J. B. FISCHER VON ERLACH 1688–1695 zueinem monumentalen barocken Herrensitz umgebaut. Diearchitektonischen Schwerpunkte dieses herrlichen Schlos-ses sind der Ahnensaal mit einem wertvollen Fresko vonJ.M. ROTTMAYR und die aus dem 17. Jh. stammendeSchlosskapelle.

Exkursionspunkt �Hamry (Hammer)

In dieser Felswand am linken Ufer der Thaya, an derStraße zu den Häusern von Hamry (Hammer), ist der han-gendste Teil des Bittescher Gneises aufgeschlossen. Die-ser oberste Abschnitt des Bittescher Gneises ist in vielenBereichen immer wieder durch Einschaltungen von Amphi-bolit und Paragneis gekennzeichnet. Dieser Aufschlusszeigt einen intensiven Wechsel des Bittescher Orthognei-ses mit Lagen von Biotitamphibolit und vereinzelt auch Bio-tit- oder Muskovit-Biotit-Paragneis (Abb. 87). Die Gesteins-folge ist in diesem Aufschluss besonders intensiv gefaltet.

Abb. 86.Das barocke Schloss von Vranov nad Dyjí (Frain) erhebt sich über der Thayaauf einem 76 m hohen Felsen aus Bittescher Gneis.

Abb. 87.Die Felswand nahe Hamry bei Vranov nad Dyjí (Frain) eröffnet den Blick auf intensiv gefalteten BittescherGneis mit Einschaltungen von Amphibolit und Paragneis.

Die Falten haben Größen zwischenmehreren Zentimetern und 20–30m und belegen deutliche eineBewegung gegen Nordwest (vgl.BATÍK, 1992b).

Exkursionspunkt �Ledové sluje (Eisleiten)Ein außergewöhnliches Natur-

phänomen sind die Klufthöhlen imBereich von Ledové sluje (Eislei-ten) südöstlich von Vranov nad Dyjí(Frain). Diese liegen am linken Uferder Thaya, an der nordwestlichenSeite eines Kammes, der sich überdem Fluss erhebt. Dort entstandenvermutlich im Spätglazial (Ober-pleistozän), im stark geklüftetenBittescher Gneis Klufthöhlen, dieentlang von vorgegebenen Stö-rungszonen angeordnet sind.

Durch die Zerlegung der Gestei-ne entlang dieser Störungszonen,durch Felsentlastung aber auchBlockgleitungen und andere Mas-

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senbewegungen bildeten sich an diesem Hang mehrerehundert Meter lange und bis zu einige Zehnermeter in dieTiefe reichende Klüfte. Diese Klüfte wurden zum Teil mit

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Abb. 88.In den Klufthöhlen von Ledové sluje (Eisleiten) wechseln enge Spalten undgeweitete Räume mit verstürztem Blockwerk einander ab.

Fledermäuse –Nachtaktive HöhlenbewohnerCHRISTIAN ÜBL

Im grenzüberschreitenden Nationalpark Thayatal-Podyjí wur-den bisher 19 der 25 in Österreich bekannten Fledermausartenfestgestellt. Die Anzahl der Arten ist außerordentlich hoch, aller-dings ist hier die Lebensraumqualität auch besonders gut. DerFluss, die Ufersäume, die Wiesen und die Trockenstandorte mitden zahlreichen Insekten bilden eine ausgezeichnete Basis für dieErnährung. Die zahlreichen Höhlen, hohle Baumstämme, Burgenund alte Häuser mit verlassenen Dachböden bieten ausreichendUnterschlupf.

Eine besonders hohe Bedeutung als natürliches Habitat für Fle-dermäuse bieten die tief in den Bittescher Gneis hinabreichendenFelsspalten im Bereich von Ledové sluje (Eisleiten). Die Umge-bung von Ledové sluje (Eisleiten) ist aufgrund der Höhlen und desnahen Flusses mit dem begleitenden Ufersaum und den Wiesenaußerordentlich attraktiv für Fledermäuse. Allein hier wurdenbereits 16 Arten, zum Teil in einer enormen Individuendichte, beiUntersuchungen zwischen 1991 und 2002 festgestellt (REITER etal., 2003).

Folgende Arten sind hier vertreten:

Kleine Hufeisennase (Rhinolophus hipposideros), Kleine Bart-fledermaus (Myotis mystacinus)*, Große Bartfledermaus (Myotisbrandtii)*, Wimperfledermaus (Myotis emarginatus), Fransenfle-dermaus (Myotis nettereri), Bechsteinfledermaus (Myotis bech-steinii)*, Großes Mausohr (Myotis myotis)*, Wasserfledermaus(Myotis daubentonii)*, Zwergfledermaus (Pipistrellus pipistrel-lus), Kleinabendsegler (Nyctalus leislerii), Abendsegler (Nyctalusnoctula), Nordfledermaus (Eptesicus nilssonii), Breitflügelfleder-maus (Eptesicus serotinus), Mopsfledermaus (Barbastella barba-stellus)*, Braunes Langohr (Plecotus auritus)* und Graues Lang-ohr (Plecotus austriacus)*.

Die mit einem Stern (*) gekennzeichneten Arten überwinternin den Höhlen. Voraussetzung dafür ist allerdings, dass die Tem-peraturen nicht unter 0°C sinken. Die tatsächlichen „Eishöhlen“fallen also als Winterquartier aus. Für die Anlage von Wochen-stuben (Brutkolonien der Weibchen im Sommer) sind die kaltenHöhlen allerdings nicht geeignet. Die ungestörten Dachbödender alten Häuser, Burgen und Ruinen bieten viel angenehmereTemperaturen. Dementsprechend nutzen vorwiegend nur einige

Abb. 89.Manche Fledermausarten, wie das Große Mausohr (Myotis myotis) überwin-tern in den Klufthöhlen von Ledové sluje (Eisleiten); als Wochenstube für dieJungtiere, wie im Bild oben, sind die kalten Höhlen allerdings ungeeignet.

Männchen der Wasserfledermaus, Großen Bartfledermaus,Mopsfledermaus, Graues Langohr und Breitflügelfledermaus imSommer die Höhlen als Quartier.

Eine große Bedeutung haben die Felsspalten als Schlafplätzefür Fledermäuse am Durchzug. Im Rahmen der Untersuchungenkonnte eine hohe Frequenz während der Migration im Frühlingund Herbst festgestellt werden.

Zu erwähnen sind auch Kurzzeitbesuche in den Höhlen. Man-che Fledermausarten legen mitten in der Nacht zwischen zweiJagdperioden eine kurze Ruhepause ein.

dem groben, von oben herabgestürzten Blockwerk verfüllt,wobei sich in der Tiefe komplizierte und weit reichendeHöhlensysteme bildeten (Abb. 26, 27, 88).

Durch die besondere geomorphologische Situation unddas geeignete Mikroklima an dem Nordwest-orientiertenHang kann sich nach kalten und nassen Wintern in denHöhlen und umgebenden Blockfeldern Grundeis halten,das bis in den Sommer hinein nicht abschmilzt. Hochstäm-mige, gerade wachsende Bäume zeugen von der inzwi-schen weitgehend erfolgten Stabilisierung des Hanges inder Gegenwart.

Oberhalb der Höhlen bildeten sich einzigartige Gesell-schaften von Kälte und Schatten liebenden Pflanzen undTieren. Die Höhlen von Ledové sluje (Eisleiten) sindLebensraum und Schlafplatz von zahlreichen Fledermaus-arten.

Der Hang und seine Höhlensysteme sind daher ausNaturschutz- und Sicherheitsgründen für die Öffentlich-keit nicht zugänglich.

Am Talboden, unterhalb von Ledové sluje (Eisleiten),entstand an dem Prallhang im Bittescher Gneis, wahr-scheinlich durch die seitliche Erosion, ein kleiner Umlauf-berg mit einem durchbrochenen Mäander.

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Exkursionspunkt �»ízov

Der Aufschluss südöstlich von »ízov befindet sich im lie-genden Abschnitt des Bittescher Gneises. In diesemBereich treten ebenso wie in den hangendsten Anteilendes Fugnitzer Kalksilikatschiefers Wechsellagerungen vonBittescher Gneis mit Kalksilikatgesteinen und Marmorenauf. Dieser Zug streicht aus dem Bereich von HorníBreckov (Oberfröschau) in Richtung Thayatal und setztwestlich des Maxplateus gegen das Rosental fort.

In diesem Aufschluss ist ein migmatitisierter, seidig glän-zender Biotitparagneis zu sehen. Dieser enthält mehrereverformte, Zentimeter-mächtige Lagen eines feinkörnigen,lamellierten Kalksilikatgneises und eine wurstartig abge-quetschte Lage (Boudinage) eines hellen, Muskovit führen-den, granitischen Augengneises. Ebenso sind in dem Auf-schluss zusammen mit Marmor bestens erhaltene Fremd-gesteinseinschlüsse (Xenolithe) zu sehen, die während dervariszischen Gebirgsbildung bei der herzynischen Defor-mationsphase in dem Bittescher Gneis eingeschlossenwurden (vgl. BATÍK, 1992b).

Exkursionspunkt �Nov y Hrádek (Neuhäusl)

Von der Burgruine Nov y Hrádek (Neuhäusl) hat maneinen einmaligen Blick in das tief eingeschnittene Tal derThaya und den weit mäandrierenden Fluss mit demUmlaufberg und dem Ostroh (Stallfirst). Dieses Land-schaftsbild schafft den Eindruck dreier, die Burg umflie-ßender Flüsse.

Die Burgruine liegt auf einem Felssporn (Abb. 90) ausfeinkörnigen, muskovitisch-biotitischen Glimmerschiefernund -gneisen. Diese Zweiglimmerschiefer sind besondersim Burggraben und in einigen in den Felsen geschlagenenKellern im neuen Teil der Burg zu sehen. Sie enthalten ver-einzelt Granat und Staurolith. Die spätere, rückschreiten-de, dynamische Metamorphose führte zur teilweisenRekristallisierung von Quarz und Muskovit und einer fastvölligen Chloritisierung des Biotits.

In den Glimmerschiefern treten sehr häufig feinkörnigerMagnetit und Ilmenit auf, die die Ursache für eine weiträu-mige magnetische Anomalie in diesen Gesteinen sind.Nach LIBOWITZKI (1989, 1990) sind diese Erzminerale inden ehemaligen Sedimenten primär sedimentär angerei-chert. BATÍK (1992b) erklärt die Magnetitbildung durch dierückschreitende dynamische Metamorphose während dervariszischen Gebirgsbildung, bei der gelöstes Eisen zuMagnetit kristallisierte.

Die Burg ließ 1358 Markgraf Jan Jindrich (Johann Hein-rich), Bruder von Kaiser KARL IV, erbauen. Sie wurde 1645von den Schweden erobert und später zu einem Jagd-schloss des Adels umgestaltet. Sie besteht aus einem älte-ren Bau mit einem ovalen Doppelring von Wehrmauernund der so genannten Vorburg, die ab dem 15.Jh. schritt-weise aus einer ursprünglich vorgeschobenen Befestigungentstand.

Auf dem Burghof wachsen herrliche Exemplare einerstark bedrohten Wollkrautart, die Keller dienen Fledermäu-sen als Unterschlupf. Auf den Burgmauern gedeiht das sel-tene Felsen-Steinkraut. Unter der Burgruine sind Überres-te mittelalterlicher Weingarten-Terrassen mit geschütztenPflanzenarten erhalten.

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Abb. 90.Von der Ruine Novy Hrádek (Neuhäusl) blick man auf den, in weiten Mäandern um Ostroh und Umlauf sich windenden Fluss.

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Der Verlauf des Flusses scheint oftmals den Richtungender Hauptstörungen zu folgen, die ungefähr in RichtungNordwest, Nord und Nordost verlaufen. Die Talmorphologieist dagegen stark von der unterschiedlichen Beschaffenheitder Gesteine wie Härte oder Streichrichtung abhängig.

Bei Devet mlyn °u (Neun Mühlen) ist das Tal bis zu 140 min den Thaya-Granit eingetieft und umschließt fast vollkom-men den flach gegen Süden einfallenden ©obes (Scho-bes). Bereits im Mittelalter wurde dieser Standort für denWeinbau genutzt. Der Wein war seiner Qualität wegenberühmt und wurde besonders im 19. Jahrhundert an denKaiserhof und bedeutende Wiener Restaurants geliefert.Heute wachsen hier wieder auf etwa 11 ha Weinreben,deren Weine Besucher in den Sommermonaten direkt inden Weingärten verkosten können.

Nordwestlich vom ©obes (Schobes), bei der Flur Lipina(Exkursionspunkt � auf der Karte), bildete die Thaya infrüherer Zeit einen engen Mäanderbogen. Dieser wurdespäter abgeschnürt und durchbrochen und bildet heuteeinen besonders eindrucksvollen, isolierten Umlaufbergmit einem verlassenen Talmäander.

Östlich des ©obes (Schobes) haben sich am rechtenFlussufer zwischen Devet mlyn °u (Neun Mühlen) und Bycískála (Stierfelsen) mächtige Blockfelder (Vyrí skály undNad papírnou) gebildet (Abb. 91)

In diesem Abschnitt des Thayatales standen einst 9Mühlen. Erste schriftliche Berichte über die Mühlen an die-sem Ort stammen aus dem Jahre 1497. Historisch sind 6Mühlen belegt. Weitere 3 Mühlen lagen flussabwärts undwurden offensichtlich bei einem Hochwasser bereits im16.Jh. zerstört. Die meisten anderen Mühlen, wie z.B. diegroße Grubermühle (Gruber °uv mlyn), wurden erst nachdem 2. Weltkrieg beim Bau des Grenzzaunes ausgesiedeltund geschliffen.

Exkursionspunkt �Masovice (Großmaispitz)

In einem Steinbruch am Ostrand von Masovice (Groß-maispitz) wird ein stark geschieferter, biotitreicher Thaya-Granit abgebaut. Mit radiometrischen Altersdaten zwi-schen 550 und 600 Millionen Jahren gehört dieser Granitzu den ältesten Gesteinen der Böhmischen Masse. Im

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Abb. 91.Östlich des ©obes (Schobes) liegen unterhalb von steilen Felswänden im Thaya-Granit die Blockfelder vonVyrí skály und Nad papírnou.

Exkursionspunkt �Devet mlyn °u

(Neun Mühlen)

Das stark gewundene und mäan-drierende Flusstal der Thaya ent-stand durch die Eintiefung beigleichzeitiger Hebung des Gebie-tes. Die Mäander bildeten sich ur-sprünglich, wahrscheinlich im Plio-zän, als so genannte freie Fluss-mäander in den miozänen, wei-chen Meeresablagerungen auf derverebneten Hochfläche. In der Fol-ge schnitten sich diese durch dierasche Heraushebung des kristalli-nen Untergrundes zuerst weiter indie Sedimentdecke, später allmäh-lich in die kristalline Basis ein, wo-bei der Grundriss des Wasserlau-fes erhalten blieb. Diese anteze-dente Talvertiefung führte beson-ders in den Warmzeiten des Pleis-tozäns zu einer intensiven Tiefen-erosion.

Mittelteil des Steinbruchs sind parallel zur Nordost-Süd-west streichenden Schieferung mehrere aplitisch-pegmati-tische Gänge im Granit eingelagert.

Der Abbau erfolgt in diesem Steinbruch nur im Westteil,da der Granit im östlichen Teil vollkommen kaolinitisiert ist.

Exkursionspunkt �Sealsfield °uv kámen (Sealsfieldstein)

Sealsfield °uv kámen (Sealsfieldstein) liegt westlich vonKonice (Deutsch-Konitz) oberhalb des tief eingeschnitte-nen Thayatales, von wo man einen einmaligen Ausblick indie Tiefe hat (Abb. 92). Auf einer Felszunge unterhalb desAussichtspunktes befindet sich ein Wärme liebenderEichenbestand mit seltenen Pflanzen und Tierarten.

Dieser Platz war ein beliebter Aufenthaltsort des in Popi-ce geborenen Schriftstellers Carl Anton POSTL, der in dieUSA auswanderte und später unter dem englischen Pseu-donym Charles SEALSFIELD berühmt wurde. Ein Titel, derbesonderes Aufsehen und das sofortige Vertriebsverbot inden Ländern Österreich und Deutschland nach sich zog,war die im Jahre 1828 erschienene Auseinandersetzungmit dem metternichschen System „Austria as it is“.

Exkursionspunkt �Reginafelsen und Maxplateau

Zum Reginafelsen und Maxplateau führt der HardeggerRundwanderweg 3. Dieser ist vom Uhrturm beim Aufgangzur Burg über einen Fußsteig ins Tal, über die Fugnitzbrü-cke und anschließend eine Sackgasse nach rechts zuerreichen.

Der Reginafelsen (Abb. 93) wurde schon im Jahr 1927zum Naturdenkmal erklärt und ist in die Liste der GeotopeNiederösterreichs aufgenommen (vgl. HOFMANN, 2003). Erragt als markantes Felsgebilde westlich der Burg Hardeggauf. Im Bereich des Reginafelsens und des Maxplateaus,westlich bis nordwestlich der Burg Hardegg, ist der Kontaktder Pernegg-Gruppe mit der Bittesch-Einheit zu sehen.

Der zur Pernegg-Gruppe gehörende Reginafelsen wirdam Fuß von Granat-Staurolith-Glimmerschiefer aufgebaut.Darüber liegen Marmor und plattige Fugnitzer Kalksilikat-schiefer. Letzterer bildet die Steilstufe dieses Felsens.Auch der gegenüber liegende Burgfelsen wird von Marmor

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Abb. 92.Vom Sealsfield °uv kámen (Sealsfieldstein) genoss Carl Anton POSTL, späterals Schriftsteller unter dem Pseudonym Charles SEALSFIELD berühmt, oft dieherrliche Aussicht in die Tiefe des Tales.

Abb. 93.Die steil aufragende Felswand des Reginafelsens in Hardegg wird aus Kalksilikatgneisen (Fugnitzer Kalksilikatschiefer) der Pernegg-Gruppe gebildet.

und Kalksilikatschiefer aufgebaut. Gegen die Grenze zumBittescher Gneis häufen sich am Reginafelsen die konkor-danten Gänge von Aplit und Pegmatit. Vom obersten Teildes Reginafelsens hat man einen herrlichen Blick auf dieStadt Hardegg. Am Weg zum Maxplateau (Abb. 94) durcheinen Eichen- und Hainbuchenwald sind im darüber fol-genden Bittescher Gneis geringmächtige Einschaltungenvon Glimmerschiefer und Karbonatgesteinen zu erkennen.An der Ostflanke des Maxplateaus, der höchsten Erhebungim unmittelbaren Stadtbereich, zieht im Bittescher Gneisein geringmächtiges Marmor-Glimmerschieferband durch.FUCHS (1995) konnte auch in dem Gebiet um Hardeggbeobachten, dass in den hangendsten 10 m des FugnitzerKalksilikatschiefers Meter-mächtige Bänke von BittescherGneis mit den Kalksilikatschiefern wechsellagern und fol-gert daraus einen magmatischen Charakter der Hangend-grenze des Karbonatzuges. Nach FUCHS (1995) ist damitein eindeutiger, allerdings konkordanter (=schichtparalle-ler) Intrusionskontakt des Bittescher Orthogneises belegt.Auch an der Forststraße westlich des Maxplateaus oderam kürzeren aber steileren Christbaumsteig (Weg 3a),über die der Rückweg nach Hardegg führt, ist der primäreVerband des Bittescher Gneises mit den eingeschaltetenNebengesteinszügen zu beobachten (FUCHS, 1999).

Die Steilabfälle des Maxplateaus Richtung Osten undSüden beherbergen Wärme liebende Pflanzen, die auchTrockenheit ertragen und gar nicht typisch für das Wald-viertel sind. Insekten finden hier gute Lebensbedingungen.Die West- und Nordhänge tragen ein ganz anderes Pflan-zenkleid. Rotbuche, Esche, Birke, Linde und Ahorn liebendie schattigeren, feuchten Hänge.

Exkursionspunkt �Hardegg – Johannesfelsen

So wie der Reginafelsen ist auch der Johannesfelsen einGeotop und bereits seit 1927 als Naturdenkmal geschützt(vgl. HOFMANN, 2003). Der Straßenaufschluss beim Uhr-

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turm, am Aufgang zur Burg Hardegg, zeigt die für die Per-negg-Gruppe typischen bleigrauen bis dunkelgrauen, z.T.Granat führenden, phyllitischen Glimmerschiefer (FUCHS,1999). Die dunkelgrauen, teilweise rostig anwitterndenGesteine führen dünne Quarzadern und werden von stei-len, Dezimeter-mächtigen, feinkörnigen Apliten durch-schlagen. Die Glimmerschiefer werden von Marmor undKalksilikatschiefer überlagert, die den Burgfelsen bilden.

Der vor dem Johannesfelsen stehende Bildstock des Hl.JOHANNES NEPOMUK aus dem Jahr 1724 (Abb. 95) ist ausZogelsdorfer Kalksandstein gefertigt. Dahinter, am Aufgangzur Burg, ragt der ehemals zur Befestigung der Burg gehö-rende Stadtturm mit der Uhr auf. Der Burgberg war bereitsseit dem 10. Jh. nachweislich besiedelt. Die Burg befindetsich seit 1730 im Eigentum der Grafen, später Fürsten KHE-VENHÜLLER-METSCH. Sie wurde jedoch seit dem 17.Jh. nichtmehr bewohnt und verfiel. Erst im letzten Jahrzehnt des19.Jhs. begann Johann-Carl Fürst KHEVENHÜLLER-METSCH,der 1864–1867 an der Seite Kaiser MAXIMILIANS I. in Mexi-ko gekämpft hatte, mit der Sanierung der mächtigen Burg-anlage. Heute beherbergt die Burg das Maximilian-von-Mexiko-Museum und in der Rüstkammer eine prächtigeWaffensammlung der Familie KHEVENHÜLLER-METSCH.

Exkursionspunkt �Einsiedlerfelsen

Der Einsiedlerfelsen östlich von Hardegg ist eines derschönsten Ausflugsziele in der Umgebung von Hardegg(Abb. 96). Die an einem Prallhang der Thaya hoch aufra-gende Felswand wurde schon 1927 zum Naturdenkmalerklärt und scheint auch in der Liste der niederösterreichi-schen Geotope auf (vgl. HOFMANN, 2003).

Der Einsiedlerfelsen wird aus dem Marmor aufgebaut,der im oberen Teil der Pernegg-Gruppe als geschlossenerZug vom Gebiet westlich Lukov (Luggau) über das Kreuz-maiß und Heufurth gegen Fronsburg zu verfolgen ist. In-nerhalb dieser Marmore treten öfters feinkörnige Glimmer-schiefer auf. Östlich des Einsiedlerfelsens, zwischen Obe-rer und Unterer Bärenmühle wechseln Marmore und Kalk-silikatgneise mit Glimmerschiefern in zahllosen Bändern(FUCHS, 1995).

In den Wiesen zwischen Einsiedlerfelsen und der Thayasind 4 Stufen zu erkennen, die die Dynamik und die Eintie-fung des Flusses während des Holozäns in den letzten10.000 Jahren dokumentieren. Die älteste, höchste Stufe,mit ihrer Oberkante ca. 5–7 m über dem heutigen Flussni-veau, war an der Nordost-Seite des Mäanderbogens, hin-ter dem Einsiedlerfelsen, vor der Erosion geschützt. Andiese schließt im Osten das 3. Niveau mit der Oberfläche3–4 m über dem Fluss an. Die ehemalige Obere Bären-mühle beim Einsiedlerfelsen, deren Ruine noch zu erken-nen ist, lag am 2. Niveau, ca. 2–3 m über dem Normalwas-serspiegel der Thaya.

Westlich anschließend, rund 1–2 m über dem Flussbefindet sich das jüngste Niveau, das hier besonders breitausgebildet ist. An dessen Oberfläche sieht man einigeDellen und Gräben, die bei starken Hochwässern durch-brechen und auch heute noch, wie z.B. beim August-Hoch-wasser 2002, überflutet und mit Schotter und Sandbedeckt werden (Abb. 83).

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Abb. 95.Vor dem Johannesfelsen, beim Aufgang zum Hardegger Schloss, steht einaus Zogelsdorfer Kalksandstein gefertigter, barocker Bildstock des JOHANNESNEPOMUK. Als Patron in Wassergefahren erinnert er an die vielen Hochwässeran Thaya und Fugnitz.

Abb. 94.Oberhalb des Reginafelsens erhebt sich das Maxplateau, dessen steile Wändeaus dem Bittescher Gneis aufgebaut werden.

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Abb. 97.Hoch oben auf einem Marmorfelsen liegt der gemauerte Unterstand der sogenannten Einsiedelei, der nur für geübte Kletterer zu erreichen ist.

Exkursionspunkt �Schwarzwald und Umlaufberg

Einer der landschaftlichen Höhepunkte in den National-parks ist der Umlaufberg nordöstlich von Merkersdorf. Dortfindet man das wohl schönste Beispiel vollkommener Mä-ander. Durch besonders verwitterungsresistente Gesteinekonnte der Fluss am Hals des Umlaufberges beim Über-stieg nicht durchbrechen. Dadurch blieb eine einmaligeDoppelschlinge erhalten.

Am Weg von Merkersdorf zum Umlaufberg quert man ander Grenze des Nationalparks den Schwarzwald. Dort lie-gen beiderseits des Wanderweges in ungefähr 400 m See-höhe, rund 120–130 m über der heutigen Thaya, sandige,polymikte, quarzreiche Kiese (Abb. 98). Die Kiese sind ineinigen kleinen Gruben im Wald östlich des Weges aufge-schlossen. Sie belegen einen alten Flusslauf auf der Hoch-fläche, im Nahbereich des heutigen Thayatales, in der An-fangsphase der Eintiefung des Flusses. Sie sind aufgrundder Höhe sicher ins Pliozän zu stellen.

Am immer enger werdenden Hals des Umlaufberges(Abb. 99) sind die Gesteine des Weitersfelder Stängelgnei-ses aufgeschlossen. Entlang des gratartigen Sporns wech-seln Bänke von lichtem, glimmerarmem, augigen Gneis(Metaarkosegneis), Quarzit und Zwischenlagen von Glim-merschiefer.

Die hier vorkommenden Paragesteine leiten vermutlichals erste sedimentäre Aufarbeitungsprodukte der darunterliegenden Granitgneise einen neuen Ablagerungszykluswährend einer Meeresüberflutung ein und finden ihre Fort-

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Abb. 96.Beim Einsiedler floss die Thaya in einem weiten Bogen um die Obere Bärenmühle, die hier ehemals auf den breiten Verebnungen der holozänen Flussablage-rungen stand.

Auf der Wand des Einsiedlerfelsens befindet sich in eini-gen Metern Höhe ein gemauerter Unterstand (Abb. 97), derals Einsiedelei bezeichnet wird. Der Eingang ist nur mittelseiner Leiter oder Strickleiter zugänglich und zu den beidenschmalen Fensterluken kann man erst nach einer kleinenKletterei gelangen. Das massive, über Schalung gemauer-te Gewölbe mit Resten von Flussmuscheln im Mörtel undRiegellöchern an den Fensteröffnungen deuten auf einmittelalterliches Bauwerk hin. Möglicherweise stand es imZusammenhang mit dem Stollen auf der gegenüberliegen-den Seite der Thaya, wo angeblich Silber abgebaut wurdeund der heute noch als Silberhöhle bezeichnet wird.

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setzung in den Metasedimenten der darüber folgendenPernegg-Gruppe (vgl. FUCHS, 1995, 1999, 2000).

Am so genannten „Überstieg“, einem kleinen Sattel ander engsten Stelle des Halses, hat man einen eindrucks-vollen Blick über das tief eingeschnittene Flusstal derThaya. Hier, wo den Fluss auf beiden Seiten nur ein rund100 Meter breites Felsband trennt, ist man zunächst etwas

orientierungslos, weil der Fluss mit seinen engen Schlin-gen zwei gegenüberliegende Umlaufberge bildet. Im Süd-osten, am Hals des vorspringenden und zu Tschechiengehörenden Ostroh (Stallfirst) ragt hinter den Bäumen dieRuine Novy Hrádek (Neuhäusl) hervor (vgl. Exkursions-punkt �). Links, nordöstlich davon, erkennt man den langgezogenen Rücken des zu Österreich gehörenden Umlauf-berges. Dieser wird, so wie der Ostroh (Stallfirst), ausGesteinen der Therasburg-Gruppe aufgebaut. Der Umlauf-berg besteht an seiner höchsten Stelle aus Biotit-Horn-blendegneis, dem so genannten intermediären Orthogneis.In dessen Liegendem schließen gegen Südosten Glimmer-schiefer und Quarzite an, wobei die härteren Quarzite aufdem abfallenden Hang aufragende Kuppen bilden.

Der vom „Überstieg“ hinunter zur Thaya in RichtungKajabachtal führende Weg folgt einem Südost-Nordwestverlaufenden, steilen Bruch mit etwa 30 m Sprunghöhe. Inder Hochscholle im Nordosten sind die dioritischen Biotit-Hornblendegneise wandförmig aufgeschlossen. Auf diesenintermediären Orthogneisen befindet sich auch der Aus-sichtpunkt mit der steil zur Thaya abfallenden Felswand. Inder Tiefscholle, südwestlich des Weges findet man flat-schige Glimmerschiefer, die das Hangende der dioritischenGneise bilden. Darüber folgt der Weitersfelder Stängel-gneis, in dessen Verband hier Paragesteine (metamorpheAblagerungsgesteine), wie augige Gneise (Arkosegneise),Quarzite und Glimmerschiefer vorkommen.

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Abb. 99.Von der Luft aus sind die vollkommenen Mäander von Umlauf und Ostroh (Stallfirst) nochmals in ihrer ganzen Pracht zu überschauen.

Geologische NaturdenkmaleVon den, nach dem NÖ. Naturschutzgesetz unter Schutz

gestellten Naturdenkmalen wurden auf der Karte jene dar-gestellt, die für dieses Gebiet besondere erdgeschichtlicheBedeutung haben. Es handelt sich hier um so genannte„Geotope“ (vgl. HOFMANN, 2003; HOFMANN & ZORN, 1999).

In Analogie zum Biotop handelt es sich beim Geotop umeinen Ort (griech.: τοποσ), an dem nicht die belebte Natur(griech.: βιοσ) sondern Entwicklung, Aufbau und Eigen-schaften der Erde (griech.: γε) von herausragender Be-deutung sind.

Abb. 98.Im Schwarzwald, am Weg von Merkersdorf zum Umlauf, quert man einenalten Flusslauf der Thaya, dessen Schotter am Waldboden verstreut liegen.

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Neben den unten angeführten geologischen Naturdenk-malen sind auch der Reginafelsen (Exkursionspunkt �),der Johannesfelsen (Exkursionspunkt �) und der Einsied-lerfelsen (Exkursionspunkt �) im Nationalpark ThayatalNaturdenkmale und Geotope. Die Beschreibung derselbenerfolgt unter den betreffenden Exkursionspunkten.

Naturdenkmal 1Heiliger Stein – Mitterretzbach

Nahe der österreichisch-tschechischen Staatsgrenze, inden Weingärten nordwestlich von Mitterretzbach, liegt dasNaturdenkmal „Heiliger Stein“. Dieser so genannte „Scha-lenstein“ wurde mit Bescheid der BezirkshauptmannschaftHollabrunn vom 4. 9. 1980 (Naturschutzbuch, Einlageblatt57) unter Schutz gestellt.

Der ovale, satteldachförmig aus dem Boden ragende,ca. 2 m lange und rund 1,3 m breite Stein besitzt an seinernördlichen Abdachung 8 und auf der südlichen Seite 4ovale bis runde, 15–30 cm tiefe Vertiefungen (Abb. 100).Der Stein besteht, so wie die anderen, durch Wollsackver-witterung geformten Gesteinsblöcke in der näheren Umge-bung, aus Thaya-Granit.

In unmittelbarer Nähe des „Heiligen Steines“ stand dieWallfahrtskirche „Unsere liebe Frau am Stein“. Sie wurdenach einer 1647 urkundlich erwähnten Heilung an diesemStein zuerst als einfache Kapelle errichtet und danach imLaufe der Jahrzehnte zu einer großen und weithin bekann-ten Wallfahrtskirche ausgebaut. Ende des 18. Jhs. wurdediese auf Verordnung von Josef II. abgetragen. Durch den„Heiligen Stein“ und eine kleine Kapelle über einer Quelle

geriet der Wallfahrtsort aber nie ganz in Vergessenheit undso ranken sich um den „Heiligen Stein“ viele Geschichtenund Legenden (vgl. z.B. LUKAN, 1995). In den Jahren1995–1997 wurden die Grundmauern der Wahlfahrtskirchemit Apsis, Turm und Seitenkapelle von einem Archäolo-genteam freigelegt. Seither überspannt ein ellipsenförmi-ger Besuchersteg aus Metall und Holz als Kunstobjekt dieMauerreste. Von dem Platz hat man einen herrlichen Aus-blick auf die Weingärten und das Gebiet um Hnanice(Gnadlersdorf).

Der „Heilige Stein“ und seine schalenartigen Vertiefun-gen werden in der Literatur häufig mit einem urgeschicht-lichen Kultplatz in Verbindung gebracht (vgl. z.B. PUSCHNIK& PUSCHNIK, 1993). Derartige Schalen und auch Rinnenwie die am „Heiligen Stein“ wurden und werden z.T. nochimmer in der heimatkundlichen Literatur als „Opferschalen“oder „Blutrinnen“ u.ä. bezeichnet. Damit wurden sie immermit urgeschichtlichen, rituellen Handlungen in Verbindunggebracht und ihre primäre Entstehung durch menschlicheTätigkeit erklärt. Die primäre Entstehung der Schalen indem „Heiligen Stein“ erfolgte jedoch auf jeden Fall aufnatürliche Weise und ist auf die selektive, punktuelle,natürliche Verwitterung zurückzuführen, die typisch für gra-nitische Gesteine ist. Die Verwitterung setzt dabei aufwaagrechten oder kaum geneigten Felsoberflächen in klei-nen, seichten, oft von Haarrissen oder Klüften prädestinier-ten Grübchen an. Das darin sich sammelnde Nieder-schlagswasser wird durch Nadel- und Blattstreu starkangesäuert und wirkt auf kleinstem Raum korrodierend undbei Frost sprengend. Hinzu kommt die zerstörende Kraftangesiedelter Bakterien Flechten, Pilze und Moose, vorallem aber von Algen. Im Laufe von vielen Jahrhundertenund Jahrtausenden entstehen dadurch Felsschüsseln mitsteilen, senkrechten oder überhängenden Wänden undwaagrechten Böden (vgl. HUBER, 1999).

Ob diese natürlich gebildeten Schalen am „HeiligenStein“ aber dennoch in späterer Zeit für kultische Zweckeoder andere Handlungen benutz wurden, kann aufgrundfehlender ur- und frühgeschichtlicher Funde im unmittelba-rer Umkreis nicht bewiesen werden. Auch ist die spätereNachbearbeitung durch Ausreiben von Gesteinspulver fürHeilzwecke hier nicht auszuschließen. Sowohl die Lage alsauch die ehemalige Wallfahrtskirche und die Kapelle übereiner Quelle lassen dies hier möglich erscheinen.

Naturdenkmal 2Heidenstein – Hofern (Hardegger Berg)

Das als Heidenstein oder Opferstein benannte Natur-denkmal liegt im Wald ca. 1,2 km ostnordöstlich von Ho-fern, am Gipfel des Hardegger Berges. Der Stein wurde am15. 4. 1981 von der Bezirkshauptmannschaft Hollabrunn(Naturschutzbuch, Einlageblatt 59) unter Schutz gestellt.

Er ist am Hardegger Berg in diesem Bereich einer vonmehreren Blöcken des Thaya-Granites, die durch die Woll-sackverwitterung geformt wurden (vgl. unten: Eierstein). Erhat eine Länge von 4,4 m und ist 1,9 m breit und 1,7 mhoch. An der Oberseite befindet sich eine zungenförmige,ca. 1 m lange und rund 30 cm tiefe Rinne. In dem Stein wit-tert ein aplitisch-pegmatitischer Gang als markante Rippeheraus.

Wie bereits beim „Heiligen Stein“ (siehe oben) ausge-führt, sind derartige Rinnen und Schalen fast immer natür-lich entstanden und wurden in den meisten Fällen nicht vonMenschen aus früheren Kulturen eingetieft. Beim Heiden-stein am Hardegger Berg ist die Rinne an der Oberseitedes Steines auf jeden Fall ausschließlich auf natürlichemWeg durch Verwitterung entstanden (siehe oben: „HeiligerStein“).

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Abb. 100.Vor einer kleinen Kapelle in den Weingärten bei Mitterretzbach liegt der „Hei-lige Stein“, ein Granitblock mit 12 schalenförmigen Vertiefungen.

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Naturdenkmal 3Eierstein – Retz (Parapluieberg)

Das Naturdenkmal Eierstein befindet sich ca. 1,4 kmnordwestlich von Retz, am Wegrand zwischen dem Wind-mühlberg und dem Parapluieberg, auf der Ried Weinen. Erwurde am 16. 4. 1981 mit Bescheid der Bezirkshaupt-mannschaft Hollabrunn (Naturschutzbuch, Einlageblatt Nr.60) unter Schutz gestellt.

Der 80 cm hohe und 1,4 m lange eiförmige Stein zeigteine schichtweise, konvexe, schalenförmige Granitverwit-terung, die als Exfoliation (Abblätterung) bezeichnet wird.Die dabei entstehenden Formen erinnern an Schalen einerZwiebel. Diese Verwitterungsform ist typisch für graniti-sche Gesteine bei der so genannten „Wollsackverwitte-rung“. Dabei wurde zuerst der Kornverband in den Gestei-nen unter der Bodenoberfläche durch eindringendesBoden- und Grundwasser entlang von Klüften und Rissenaufgelöst. Danach rückte diese Vergrusung allmählich vondiesen, meist an ein tektonisch bedingtes Kluftnetz gebun-den Kluftflächen konzentrisch immer weiter gegen die Mitteder Kluftkörper vor, bis zunächst nur noch ein kugelrunderoder ellipsoider, fester Granitkern mitten im Grus zurück-blieb (vgl. auch Abb. 9). Die spätere Ausräumung der gelo-ckerten Gesteinsbereiche im Miozän, Pliozän und Pleisto-zän führte dann zur Freilegung der gerundeten Blöcke, derso genannten Wollsäcke.

Die „Wollsackverwitterung“ geht auf die tropischen Kli-mabedingungen im Eozän (Paläogen) vor ca. 56–34 Millio-nen Jahren zurück.

Naturdenkmal 4Hangenstein – Obernalb

Der Hangenstein liegt ca. 2,5 km westlich von Retz, nahedem Feldweg zwischen Obernalb und der SandgrubeDiem. Dieses “Felsgebilde” im Bereich der StadtgemeindeRetz, KG Obernalb, Riede Hangenstein ist eine „große lie-gende Platte, 5 m lang, Höhe über Grund 2,5 m, Gesamt-länge des Steingebildes ungefähr 9 m”, das am 31. 7. 1981mit Bescheid der Bezirkshauptmannschaft Hollabrunnunter Schutz gestellt wurde (Naturschutzbuch, EinlageblattNr. 61).

Der Hangenstein ist eine der zahlreichen Aufragungendes Thaya-Granites am Ostrand der Böhmischen Masse(vgl. HOFMANN, 1999). Er erinnert durch den horizontalen

Block, der punktuell auf drei Granitblöcken ruht, an einenDolmen, und würde somit menschlichen Einfluss nahelegen (Abb. 101). Auffallend beim Hangenstein sind jedochdie Kluftflächen. Die Kluftrichtungen an der Platte (145/60,260/45) stimmen mit denen der Blöcke darunter (130/50,235/70) weitgehend überein. Daraus kann abgeleitet wer-den, dass der Hangenstein wohl auf natürliche Weise,ohne menschliches Zutun entstand. Die Kluftrichtungenkorrelieren mit der Nordost-Südwest streichenden Wait-zendorfer Störung bzw. stehen normal darauf.

Bei den unteren Blöcken des Hangensteins sind Phäno-mene der Wollsackverwitterung zu sehen. Bemerkenswertist die “Pseudoschichtung” des Granites, die ein flaches(30°) Schichteinfallen nach Nordnordwest bzw. Nord vor-täuscht. Dieses Phänomen wurde z.B. im SüdböhmischenBatholith detailliert beschrieben (CHÁBERA & HUBER, 1998)und stellt eine häufige Erscheinung in plutonischen Gestei-nen dar.

Die heute weitgehend von Gesträuch verdeckte Fels-gruppe war ursprünglich von Trockenrasen umwachsen,was ein dem Naturschutzbuch beigeschlossenes histori-sches Foto (Abb. 101) zeigt. Dies ist auf die damaligeBewirtschaftung der Hutweide durch Beweidung, bzw.regelmäßiges Mähen zurückzuführen, die das Trockenra-senvorkommen sicherte. Im Sinne einer gesamtheitlichenNaturbetrachtung handelt es sich daher hier um ein „Geo-biotop“, was in Anbetracht der vielen gegenseitigen Wech-selwirkungen und Abhängigkeiten von “belebter” (Biosphä-re) und “unbelebte” (Geosphäre) Natur gerechtfertigterscheint (vgl. HOFMANN, 1999).

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Abb. 101.In früheren Zeiten sicherten regelmäßige Beweidung und Mahd das Trocken-rasenvorkommen rund um den Hangenstein bei Obernalb.

BohrungenDie in der Karte dargestellten Bohrungen sind eine Aus-

wahl, deren Schichtfolge für das Verständnis des geologi-schen Aufbaues dieses Gebietes von Bedeutung ist. Dieneben der durchgehenden Nummerierung in Klammergesetzte Zahl drückt die Gesamtmächtigkeit der Sediment-bedeckung über den kristallinen Gesteinen aus.

Bohrung 1 BMN-Koordinaten M34: Rechts 708545, Hoch 416178Archiv »eská geologická sluzbaLage ca. 0,7 km ostsüdöstlich Novy Petrín (Neupetrein)

• Pleistozän–02,0 m deluviale Ablagerungen

• Langau-Formation–16,4 m Silt, Ton, z.T. siltig bis kiesig

• Drosendorf–Einheitdarunter Biotitparagneis, feinkörnig

Bohrung 2BMN-Koordinaten M34: Rechts 708338, Hoch 414139Archiv »eská geologická sluzbaLage ca. 2,2 km südsüdöstlich Novy Petrín (Neupetrein)

• Eluvium der Riegersburg–Formation–11,0 m Lehm, sandig

• Drosendorf–Einheitdarunter Biotitparagneis, feinkörnig

Bohrung 3BMN-Koordinaten M34: Rechts 719641, Hoch 414928Archiv »eská geologická sluzbaLage ca. 1,2 km nordnordöstlich Lukov (Luggau)

• Pleistozän–11,0 m Löss, Lösslehm mit Kristallinbruchstücken, gelb

• Therasburg-Gruppe (Lukov-Gruppe, unterer Teil)–25,0 m Schiefer, glimmerig, feinkörnig, grau, mit Granat,

häufig Magnetit führend

Page 81: GEOLOGIE IM FLUSS

Bohrung 4BMN-Koordinaten M34: Rechts 720031, Hoch 414093Archiv »eská geologická sluzbaLage ca. 1 km ostnordöstlich Lukov (Luggau)

• Pleistozän–04,7 m Löss und Lösslehm, gelb

• Miozän ?–30,0 m Ton, graubraun, Sand, lehmige Kiese

• Therasburg-Gruppe (Lukov-Gruppe, unterer Teil)–54,0 m Schiefer, grau, glimmerig

Bohrung 5BMN-Koordinaten M34: Rechts 719712, Hoch 413409Archiv »eská geologická sluzbaLage ca. 0,8 km südöstlich Lukov (Luggau)• Pleistozän

–07,5 m Löss und Lösslehm, gelbbraun• Miozän ?

–19,0 m Ton, graubraun, Sand, an der Basis lehmige Kiese • Therasburg-Gruppe (Lukov-Gruppe, unterer Teil)

–35,0 m Zweiglimmerschiefer, grau, z.T. Granat- und Stau-rolith führend

Bohrung 6BMN-Koordinaten M34: Rechts 721600, Hoch 413131Archiv »eská geologická sluzbaLage ca. 0,5 km nordnordöstlich Podmolí (Baumöhl)

• Pleistozän–05,3 m Löss, gelb

• Miozän ?–22,0 m Sand, graubraun, mit Tonlagen, an der Basis lehmige

Kiese • Thaya-Granit

–26,0 m Granit bis Granodiorit

Bohrung 7BMN-Koordinaten M34: Rechts 722333, Hoch 412853Archiv »eská geologická sluzbaLage ca. 1,1 km östlich Podmolí (Baumöhl)

• Pleistozän–02,1 m Löss, gelb

• Miozän ?–13,0 m Sand, graubraun–21,7 m Ton, graugrün–23,0 m Kies, lehmig, graubraun

• Thaya-Granit–29,0 m Zweiglimmergranit, blastomylonitisch, grau

Bohrung 8BMN-Koordinaten M34: Rechts 722087, Hoch 412495Archiv »eská geologická sluzbaLage ca. 0,9 km ostsüdöstlich Podmolí (Baumöhl)

• Pleistozän–02,3 m Lösslehm, gelbbraun

• Miozän–20,0 m Sand, siltig, grau, Tonlinsen, an der Basis Kiese

• Thaya-Granitdarunter Zweiglimmergranit, grau, kaolinitisiert

Bohrung 9BMN-Koordinaten M34: Rechts 730732, Hoch 411936Archiv »eská geologická sluzbaLage ca. 2 km südöstlich Znojmo (Znaim), an der Straße von Stary©aldorf (Altschallersdorf) nach Dobsic

• Pleistozän–08,0 m Löss, gelb–14,0 m Terrassenschotter der Thaya

• Miozän–37,0 m Ton, graugrün–40,5 m Kies, tonig, grüngrau

• Thaya-Granit–43,0 m Granodiorit, kaolinitisiert–50,0 m Biotitgranodiorit

Bohrung 10BMN-Koordinaten M34: Rechts 731009, Hoch 407862Archiv »eská geologická sluzbaLage ca. 2,7 km nordnordwestlich Chvalovice (Kallendorf)

• Pleistozän–06,0 m Löss, gelb

• Grund-Formation–118,0 m Ton, grüngrau, Silt, z.T. Feinsand, kalkig

Bohrung 11BMN-Koordinaten M34: Rechts 730564, Hoch 405681Archiv »eská geologická sluzbaLage ca. 1,1 km westnordwestlich Chvalovice (Kallendorf)

• Pleistozän–006,0 m Löss, gelb

• Miozän–147,0 m Ton und Sand, glimmerig, graugrün, kalkig

• Kristallin–151,0 m Gneis, kaolinitisiert

Bohrung 12BMN-Koordinaten M34: Rechts 730917, Hoch 404168Archiv »eská geologická sluzbaLage ca. 1,4 km südwestlich Chvalovice (Kallendorf)

• Pleistozän–003,5 m Löss, gelb

• Laa-Formation ?–009,6 m Silt und Ton, grau, kalkig–012,5 m Ton, grau

• Zellerndorf-Formation ?–030,0 m Ton, graugrün, kalkig

Bohrung 13Bohrung Mallersbach 9/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 710444,63, Hoch 412890,25Lage ca. 1,4 km nordwestlich Mallersbach• –000,4 m Boden

–001,2 m Ton, siltig-sandig, braun–002,8 m Sand, kiesig, glimmerig, braun–015,0 m Bittescher Gneis, verwittert, gegen Liegend zuneh-

mend weniger verwittert

Bohrung 14Bohrung Mallersbach 10/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 711507,22, Hoch 411956,19Lage ca. 0,6 km nordöstlich Mallersbach• –000,7 m Boden

–005,3 m Ton, siltig-sandig, kaolinitisch, grau–017,0 m Bittescher Gneis, verwittert, gegen Liegend zuneh-

mend weniger verwittert

Bohrung 15Bohrung Mallersbach 11/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 711781,02, Hoch 411714,53Lage ca. 0,8 km ostnordöstlich Mallersbach• –000,5 m Boden

–008,9 m Ton, siltig-sandig, kaolinitisch, braun-ocker, an Ba-sis stark sandig, gelbgrau

• –017,0 m Bittescher Gneis, verwittert, gegen Liegend zuneh-mend weniger verwittert

Bohrung 16Kartierungsbohrung 8-15-90 (ROETZEL, 20. 03. 1990)Archiv Geologische BundesanstaltBMN-Koordinaten M34: Rechts 709393, Hoch 402101, KG Star-rein, Parzelle 144Lage ca. 1,5 km südöstlich Starrein

• Holozän:–000,3 m Boden (Silt, tonig, gelbbraun)

• Theras-Formation–001,8 m Ton, siltig, kiesig, ziegelrot–002,8 m Grobsand, siltig-tonig, kiesig, gelbbraun-rotbraun–007,0 m Mittelsand, feinsandig-siltig, rotbraun-gelbbraun,

Siltlagen und –linsen• –012,8 m Grobsand, stark siltig, gelbbraun, Siltlagen und-linsen

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Page 82: GEOLOGIE IM FLUSS

Bohrung 17Kartierungsbohrung 8-13-90 (ROETZEL, 20. 03. 1990)Archiv Geologische BundesanstaltBMN-Koordinaten M34: Rechts 709568, Hoch 402741, KG Star-rein, Parzelle 166Lage ca. 1,5 km östlich Starrein

• Theras-Formation–02,2 m Kies, sandig, gelbbraun, Tongerölle–04,4 m Ton, siltig, blaugrau-gelbbraun fleckig

Bohrung 18Kartierungsbohrung 8-14-89 (Roetzel, 20. 11. 1989)Archiv Geologische BundesanstaltBMN-Koordinaten M34: Rechts 710308, Hoch 402286, KGPrutzendorf, Parzelle 196Lage ca. 2,3 km ostsüdöstlich Starrein, an der Straße nach Ober-mixnitz

• Theras-Formation–01,8 m Silt, sandig-tonig, kiesig, rotbraun-ziegelrot–02,3 m Mittelsand, grobsandig-feinsandig, rotbraun-ziegelrot–02,4 m Mittelkies-Grobkies, sandig, gelbbraun–03,5 m Mittelsand-Grobsand, feinsandig, gelbbraun-rötlich-

braun• –04,0 m Mittelsand-Grobsand, siltig-tonig, ziegelrot-rotbraun• –04,6 m Mittelkies-Grobkies, siltig, ziegelrot• –04,8 m Silt-Feinsand, mittelsandig, rotbraun-gelbbraun• –05,2 m Mittelkies-Grobkies, siltig, ziegelrot• –05,5 m Silt-Mittelsand-Grobsand-Feinkies, gelbbraun-rotbraun• Weitersfeld-Formation

–07,4 m Silt-Ton, grüngrau-blaugrau

Bohrung 19Kartierungsbohrung 8-11-89 (ROETZEL, 20. 11. 1989)Archiv Geologische BundesanstaltBMN-Koordinaten M34: Rechts 711353, Hoch 403036, KGPrutzendorf, Parzelle 150Lage ca. 0,9 km südöstlich Prutzendorf

• Holozän–01,0 m Boden (Silt, tonig, schwarzbraun)

• Weitersfeld-Formation–01,5 m Ton, siltig, grüngrau-gelbbraun fleckig–06,2 m Ton, grüngrau, Ca-Konkretionen (weiße Schlieren)–09,6 m Silt, tonig-feinsandig, gelbgrau-braungrau

Bohrung 20Kartierungsbohrung 8-7-89 (ROETZEL, 20. 11. 1989)Archiv Geologische BundesanstaltBMN-Koordinaten M34: Rechts 712053, Hoch 402416, KG Ober-mixnitz, Parzelle 188Lage ca. 0,7 km nördlich Obermixnitz

• Pleistozän–03,2 m Löß (Silt, mittelbraun), Ca-Konkretionen, Basis kie-

sig-grobsandig

• –04,0 m Lehm (Silt, tonig), kiesig, mittelbraun-rötlichbraun• Theras-Formation

–04,2 m Grobsand, stark siltig-tonig, rotbraun-gelborange

Bohrung 21Kartierungsbohrung 8-6-89 (ROETZEL, 20. 11. 1989)Archiv Geologische BundesanstaltBMN-Koordinaten M34: Rechts 712388, Hoch 403196, KG Weit-ersfeld, Parzelle 1259Lage ca. 1,8 km ostsüdöstlich Prutzendorf

• Holozän–00,6 m Boden (Silt, tonig, kiesig, gelbbraun-mittelbraun)

• Theras-Formation–01,2 m Grobsand, siltig-tonig, braungelb-ocker–01,4 m Feinkies-Grobsand, mittelkiesig, gelbbraun-rotbraun–02,4 m Grobsand, siltig-tonig, braungelb-ocker, Feinkiesla-

gen• –02,6 m Ton, grobsandig-siltig, mittelgrau• –03,2 m Grobsand, siltig-tonig, kiesig, rotbraun-ocker-braun-

gelb• –04,0 m Grobsand, siltig, gelbgrau

• Weitersfeld-Formation–06,2 m Ton, oliv-grüngrau fleckig

Bohrung 22Kartierungsbohrung 8-4-90 (ROETZEL, 21. 03. 1990)Archiv Geologische BundesanstaltBMN-Koordinaten M34: Rechts 711533, Hoch 403751, KG Wei-tersfeld, Parzelle 1297Lage ca. 0,9 km ostnordöstlich Prutzendorf

• Holozän-Pleistozän–00,5 m Boden (Silt, tonig, schwarzbraun)–02,0 m Silt, tonig, kiesig, grüngrau-gelbbraun fleckig

• Weitersfeld-Formation–03,0 m Ton, siltig, grüngrau-gelbbraun, Ca-Konkretionen

(weiße Schlieren)• –06,2 m Ton, grüngrau, Ca-Konkretionen (weiße Schlieren)

–10,0 m Ton,siltig, grüngrau-blaugrau–16,4 m Ton,stärker siltig, feinsandig, graublau

Bohrung 23Bohrung Niederfladnitz 1/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 718398,00, Hoch 405589,98Lage ca. 0,8 km südsüdöstlich Niederfladnitz, an der Straße nachRetz

• Pleistozän–02,3 m Lehm (Silt, tonig, grobsandig (Gesteinsbruch), hell-

braun)

• Langau-Formation–04,0 m Ton, stark siltig, grobsandig (Quarz), gelbbraun-ocker

fleckig• –09,0 m Ton, sandig, grobsandig (Quarz), gelbgrau-weißgrau

–18,0 m Feinsand, kaolinitisch, weißgrau, Mittelsand-Grob-sandlagen

• Thaya-Granit–23,0 m Kristallin (Granitgneis), in situ verwittert

Bohrung 24Bohrung Niederfladnitz 2/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 718510,85, Hoch 405538,59Lage ca. 0,9 km südsüdöstlich Niederfladnitz

• Pleistozän–01,8 m Lehm (Silt, tonig, grobsandig (Gesteinsbruch), hell-

braun)

• Langau-Formation–05,2 m Feinsand-Silt, kaolinitisch, weißgrau-grau gebändert–12,0 m Feinsand, grobsandig, kaolinitisch, weißgrau-gelb-

braun• –21,0 m Feinsand, mittelsandig, kaolinitisch, ocker-weißgrau

• Thaya-Granit–24,0 m Kristallin (Granitgneis), wenig verwittert

Bohrung 25Bohrung Niederfladnitz 3/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 718194,71, Hoch 407217,75Lage ca. 0,7 km nordnordöstlich Niederfladnitz

• Holozän-Pleistozän–00,8 m Ton, siltig, schwarzgrau, anmoorig–03,0 m Ton, siltig, grobsandig-feinkiesig, plastisch, hellgrau-

grün• –03,2 m Grobkies (Dm. 5–7 cm, Quarz), gerundet, in grob-

sandiger Matrix

• Langau-Formation–06,4 m Grobsand, bis 4,0 m siltig-feinsandig, gelbgrau-

graugelb• –06,5 m Mittelkies (Quarz), sandig

–12,0 m Ton, siltig, weißgrau-hellgraugrün, z.T. oliv-braunfleckig

• –18,0 m Feinsand, tonig-siltig, kaolinitisch, weißgrau (Kern-verlust von 15,2–18,0 m)

• –18,3 m Kies (Quarz, Kristallin), gut gerundet

• Thaya-Granit–22,0 m Kristallin (Granitgneis), in situ verwittert

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Page 83: GEOLOGIE IM FLUSS

Bohrung 26Bohrung Niederfladnitz 4/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 718411,79, Hoch 407093,75Lage ca. 0,7 km nordöstlich Niederfladnitz

• Holozän-Pleistozän–11,0 m Boden (Silt, tonig, lehmig, mittelbraun)–13,5 m Ton, siltig, dunkelbraun-schwarzbraun, anmoorig,

plastisch

• Langau-Formation–11,0 m Feinsand-Grobsand, siltig, braungrau-weißgrau-

graugrün, kaolinitisch, reichlich Quarz-Kristallinkom-ponenten, vereinzelt umgelagerte Kohlestücke

• Thaya-Granit–14,0 m Kristallin (Granitgneis), in situ kaolinitisch verwittert–18,0 m Kristallin (Granitgneis), geringer verwittert

Bohrung 27Bohrung Niederfladnitz 5/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 718000,30, Hoch 407192,25Lage ca. 0,8 km nördlich Niederfladnitz

• Pleistozän–03,2 m Lehm (Silt, sandig-tonig, z.T. grobsandig (Gesteins-

bruch), mittelbraun)• Langau-Formation

–05,0 m Silt, feinsandig, plastisch, grüngrau, weißgraueSchlieren

• –11,0 m Feinsand, siltig, glimmerig, gelbgrau-graugelb–12,0 m Kernverlust–13,7 m Grobsand-Mittelsand-Feinsand, siltig-tonig, schlecht

sortiert, graugelb, ab 13,0 m mittelgrau-gelb, ab 12,9m stark tonigÜbergang ins Liegende

• –17,6 m Ton, sandig-siltig, z.T. kiesig-grobsandig, dunkel-grau-braungrau

• –31,6 m Wechsel von Grobsand-Mittelsand, kiesig und Fein-sand-Silt (Horizonte von 30–165 cm), alles siltig-tonig, schlecht sortiert, kaolinitisch, weißgrau-hell-grau, (Kernverlust von 28,0–31,0 m)

• –31,9 m Kies, kantengerundet, in siltiger Matrix, weißgrau–32,0 m Holzrest, dunkelbraun–34,0 m Kernverlust–35,6 m Kies (hpts. Quarz, dazu Kristallin, Dm. bis 5 cm), kan-

tengerundet, siltige Matrix, weißgrau• Thaya-Granit

–37,0 m Kristallin (Granitgneis), geringer verwittert

Bohrung 28Bohrung Niederfladnitz 6/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 717264,49, Hoch 407368,25Lage ca. 1,3 km nordwestlich Niederfladnitz, an der Straße nachMerkersdorf

• Pleistozän–05,5 m Lehm (Silt, tonig, grobsandig (Gesteinsbruch), hell-

braun)• Langau-Formation

–06,0 m Grobsand, siltig, gelborange–13,0 m Grobsand, gut sortiert, grauweiß-gelbgrau–13,2 m Feinsand, gut sortiert, grauweiß-gelbgrau–16,8 m Grobsand, gut sortiert, grauweiß-gelbgrau–26,3 m Feinsand-Mittelsand, siltig, grüngrau, gegen Liegend

gröber, vereinzelt mit Quarzgeröllen• –31,5 m Grobsand, gut sortiert, braungrau-graugrün, gegen

Hangend feiner• –32,2 m Kies (Quarz), gut gerundet

–35,0 m Kernverlust–37,5 m Mittelsand-Feinsand, siltig, grauweiß-gelbgrau

• Thaya-Granit–47,0 m Kristallin (Granitgneis), verwittert (Kernverlust von

38,0–41,0 m)

Bohrung 29Bohrung Niederfladnitz 7/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 716940,00, Hoch 406326,15Lage ca. 1,3 km westlich Niederfladnitz, südlich der Bahnlinienach Pleißing

• Holozän–Pleistozän–00,5 m Boden (Silt, tonig, mittelbraun)–01,8 m Lehm (Silt, tonig, grobsandig (Gesteinsbruch), hell-

braun)

• Langau-Formation–04,0 m Grobsand, sandig-siltig, graugelb–05,0 m Feinsand, siltig, glimmerig, gelbgrau–05,7 m Feinsand, siltig-tonig, glimmerig, hellgrau, gelb-

orange fleckig (?verwühlt)

• –09,0 m Feinsand, grobsandig, siltig, hellgrau-weißgrau, z.T.ocker fleckig, kaolinitisch; undeutliche Grenze zuKristallin

• Thaya-Granit–18,0 m Kristallin (Granitgneis), stark in situ kaolinitisch ver-

wittert, gegen Liegend geringer verwittert

Bohrung 30Bohrung Niederfladnitz 8/80 (AUSTROMINERAL, 1981; vgl. BATÍKet al., 1993; ROETZEL et al., 1994)BMN-Koordinaten M34: Rechts 716337,20, Hoch 406435,65Lage ca. 1,8 km westlich Niederfladnitz, südlich der Bahnlinienach Pleißing

• Pleistozän–04,60 m Lehm (Silt, tonig-sandig, z.T. kiesig (Quarz bis 2

cm), z.T. plastisch), dunkelbraun-mittelbraun, ver-einzelt Kalkkonkretionen

• Langau-Formation–05,00 m Silt-Ton, sandig-kiesig (Quarzkies bis 1 cm),

schlecht sortiert, graugrün-graubraun• –05,20 m Ton, siltig, plastisch, graugrün

–06,75 m Silt, tonig-sandig, z.T. fein-mittelkiesige Lagen,plastisch, mittelbraun

• –09,40 m Ton, siltig, im Hangenden sandiger, plastisch, grün-grau

• –09,55 m Ton, gegen Liegend sandiger, hart, ockergelb–11,00 m Feinsand-Mittelsand, grobsandig, ocker-graugelb-

rotbraun-karminrot• –16,00 m Feinsand, siltig, glimmerig, ocker-graugelb-rot-

braun-karminrot, Übergang ins Liegende• –22,00 m Silt, feinsandig-tonig, glimmerig, fein geschichtet,

hart, hellgrau-gelbgrauÜbergang ins Liegende

• –22,07 m Silt, mittelbraun (Tuffit)–22,75 m Silt, feinsandig, glimmerig, fein geschichtet, hell-

grau-gelbgrau (tuffitisch ?)• –30,60 m Feinsand, siltig, gut sortiert, hellgelb-graugelb-

braungelb• –30,70 m Silt-Ton, sandig, hellgrau-gelbgrau, verwühlt

(senkrechte Gänge mit hangendem Sand verfüllt,Dm. ca. 3 cm)

• –30,74 m Ton, weißgrau (Tuffit)–31,90 m Silt-Ton, sandig, hellgrau-gelbgrau, 30,74–30,9 m

weißgrau fleckig (aufgearbeiteter und umgelagerterTuffit)

• –32,10 m Ton, porös, leicht, weißgrau (Tuffit)–32,90 m Silt-Ton, hart, speckig, mittelgrau, weiße Belege auf

Klüfte und FlächenÜbergang ins Liegende

• –39,00 m Silt, sandig, kaolinitisch, mittelgrau-hellgrau–39,10 m Kies (Quarz, Dm. bis 1 cm) gut gerundet–42,30 m Grobsand, siltig, kaolinitisch, mittelgrau-hellgrau–42,55 m Kies (Quarz, Dm. bis 5 cm) kantengerundet

• Thaya-Granit–53,00 m Kristallin (Granitgneis), in situ kaolinitisch verwittert,

gegen Liegend geringer verwittert

Bohrung 31Bohrung Niederfladnitz 14/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 718441,16, Hoch 406412,68Lage ca. 0,3 km östlich Niederfladnitz

• Holozän–Pleistozän–00,80 m Ton, siltig, plastisch, schwarzgrau-dunkelbraun–03,50 m Ton, siltig, plastisch, hellbraun-graubraun

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Page 84: GEOLOGIE IM FLUSS

Langau-Formation• Langau-Formation

–05,20 m Grobsand, siltig, wechselnd mit Silt, tonig, ocker-braun-gelb

• –06,30 m Feinsand-Silt, mittelsandig, braungelb-hellbraun–12,00 m Sand, siltig, tw. kiesig, kaolinitisch, weißgrau, tw.

Feinsand-Siltlagen• –25,00 m Feinsand, siltig, mittel-grobsandig, kaolinitisch,

weißgrau-weißbraun• –26,50 m Feinsand-Silt, mittel-grobsandig, kaolinitisch, weiß-

grau-weißbraun (Kernverlust von 25,0 – 26,0 m)• –26,90 m Feinsand, siltig, mittel-grobsandig, kaolinitisch,

weißgrau-weißbraun• Thaya-Granit

–38,00 m Kristallin (Granitgneis), in situ kaolinitisch verwittert,gegen das Liegende zunehmend geringer verwittert(Kernverlust von 30,0–32,0 m)

Bohrung 32Bohrung Niederfladnitz 15/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 718273,75, Hoch 405884,96Lage ca. 0,5 km südsüdöstlich Niederfladnitz

• Holozän-Pleistozän–01,00 m Boden (Silt, tonig, mittelbraun)–06,50 m Silt-Ton, sandig, mittelbraun-braungelb, Ca-Konkre-

tionen• –07,50 m Ton, siltig, sandig, humos, schwarz-braunschwarz• Langau-Formation

–10,50 m Kernverlust–12,00 m Feinsand, weißgrau-weißgelb-ocker, dünne Lagen

von Ton-Silt, hellbraun, orangebraune Schlieren(? Spuren)

• –12,05 m Kies (Quarz), gut gerundet–13,50 m Ton-Silt, grüngrau, reichlich Molluskenschill (Aus-

tern etc.)

Bohrung 33Bohrung Niederfladnitz 16/80 (AUSTROMINERAL, 1981; vgl.BATÍK et al., 1993)BMN-Koordinaten M34: Rechts 718245,86, Hoch 405678,11Lage ca. 0,8 km südlich Niederfladnitz, an der Straße nach Retz

• Holozän-Pleistozän–00,50 m Boden (Silt, tonig, mittelbraun)–05,90 m Ton-Silt, hellbraun-mittelbraun, lehmig, Ca-Konkre-

tionen• –06,00 m Ton-Silt, schwarzbraun• Langau-Formation

–07,00 m Silt, tonig, grobsandig, schlecht sortiert, gelbbraun-gelbgrau

• –10,80 m Silt, tonig, grobsandig, (toniger als im Hangenden)hellbraun-mittelbraun-gelbbraun

• –12,50 m Feinsand, mittelsandig, hellbraun–13,00 m Feinsand, siltig, ockergelb–13,50 m Ton, fett, grünbraun–13,65 m Ton, schwarzbraun, in Klüften Samenreste, (Stra-

tiotes kaltennordheimensis: det. H.J. GREGOR)• –16,50 m Ton, grüngrau, z.T. sandig-siltig, reichlich Mollus-

kenschill (Crassostrea gryphoides im Hangenden, Granu-lolabium moravicum im Liegenden: det. P. »TYROKY),Klüfte mit Samen vom Hangenden bis 14,0 m

• –16,55 m Ton, intensive Wechsellagerung (0.3 - 0.5 cm) vongrauem und grauweißem Ton (?Tuffit)

• –17,55 m Ton-Silt, sandig, grüngrau-mittelgrau–20,50 m Silt, sandig (bis 18,5 m grobsandig), weißgrau, kao-

linitisch• –21,50 m Silt-Sand, kiesig (Quarz, gut gerundet), weißgrau,

kaolinitisch• –23,70 m Kernverlust

–26,00 m Feinsand, kaolinitisch, weißgrau (umgelagerte, ver-witterte Kristallinschwarte)

• Thaya-Granit–29,50 m Kristallin (Granitgneis), in situ kaolinitisch verwittert

Bohrung 34Bohrung Untermixnitz 5y/1 (NÖ-Landesregierung, 1987)BMN-Koordinaten M34: Rechts 714875,00, Hoch 402382,60Lage ca. 1,2 km nordöstlich Untermixnitz, Flur Hungerfeld

• Holozän-Pleistozän–00,30 m Boden (Silt, sandig, braun)

• Burgschleinitz-Formation?–03,00 m Mittelsand, siltig-tonig, gelbbraun–03,60 m Sand, stark siltig-tonig, gelbbraun–05,00 m Sand, siltig-tonig, hellgrau

• Thaya-Granit–05,70 m Grus, tonig, ziegelrot (? vergruster Granit)–06,50 m Grus, tonig-sandig, grau (? vergruster Granit)–07,40 m Granit, stark sandig verwittert, hellgrau, steile Klüfte

mit rostrotem Belag• –22,00 m Granit, etwas geschiefert, hellgrau, Klüfte mit ca.

45° oder etwas steiler einfallend, eng bisgeschlossen, mit braunen Belägen, Kluftabstand imHangenden um 10 cm, darunter 20–40 cm, von10,7–11,0 m eine 2 cm breite, steil stehende Kluftmit tonigen Letten gefüllt

• –24,00 m Granit, deutlich geschiefert, hellgrau, wenige, flacheKlüfte, Kluftabstand 20 – 50 cm, von 22,6 – 23,0 msenkrechte Kluft mit braunem Belag

• –26,00 m Granit bis Granitgneis, sehr kompakt, hellgrau,Schieferung 20°–30° einfallend, Trennflächenab-stand 10–30 cm, auf Flächen braune Beläge

• –28,00 m Granit, hellgrau, weitständig geklüftet, Klüfte durch-wegs geschlossen, Einfallen 45° bis senkrecht, aufKlüften braune Beläge

• –30,00 m Granit, hellgrau, wie oben, weitständig geklüftet, aufKlüften braune Beläge, von 29,0–30,0 m senkrechteKluft

Bohrung 35Bohrung Hofern 5x/1 (NÖ-Landesregierung, 1987)BMN-Koordinaten M34: Rechts 719815,4, Hoch 403590,7Lage ca. 1,6 km südöstlich Hofern, östlich Konstantinhütte

• Holozän-Pleistozän–00,05 m Humus–01,00 m Gesteinszersatz, lehmig, mittelbraun

• Thaya-Granit–02,70 m Gesteinsgrus, lehmig, hellbraun-grau, ab 2,0 m mit

Gesteinsbrocken• –04,60 m Granit, mittelkörnig, hellgrau, mürbe verwittert, gru-

sig, kleinstückig zerfallend• –05,00 m Granit, hellgrau, leicht rostig, mürbe verwittert, in

größere Stücke zerfallend• –08,00 m Granit, mürbe verwittert, bei 6,0 m grusig zerfallend,

steile, engständige Klüfte, rostig, bei 7,6 m steileKluft mit hellgrüner Kluftletten

• –08,80 m Granit, stark verwittert, rostig, Quarzverheilungen• –10,00 m Granit, verwittert, etwas rostig• –12,50 m Granit, stark grusig zersetzt, grünlich-weiß, braun

gefleckt, Feldspäte kaolinitisiert• –14,00 m Granit, etwas kompakter, braun verfärbt, Klüfte mit

etwa 45° einfallend, Kluftabstand 20 cm• –15,00 m Granit, etwas fester, grau-weiß gesprenkelt, ein-

zelne flache Klüfte mit hellgrünen Belägen• –15,20 m Granit, stark zerbrochen, mit braunen und hellgrü-

nen Kluftbelägen• –19,00 m Granit, etwas fester, Klüfte mit ca. 45° einfallend,

braune, tonige Beläge• –21,60 m Granit, enger geklüftet, Kluftkörpergröße 5–20 cm• –22,00 m Granit, stark zerbrochen, Kluftkörper 5 cm, braun-

grünliche, tonige Beläge• –25,00 m Granit, mürbe, grau-weißlich, braun gefleckt, Klüfte

mit ca. 45° einfallend, braune, tonige Beläge, Kluft-abstand 10–30 cm

• –26,30 m Granit, stark zerbrochen bis grusig zerfallend, Kluft-körper maximal 5 cm

• –28,90 m Granit, etwas fester, weißlich-rosa, steile Klüfte,Kluftabstand 10–30 cm

• –31,00 m Granit, stärker geklüftet, braun verfärbt, steile undflachere Klüfte, Kluftabstand 20 cm

• –38,00 m Granit, sehr stark geklüftet, z.T. grusig zerfallend,braun zersetzt, Klüfte mit braunen Belägen

• –42,40 m Granit, etwas fester, braun verfärbt, steile Klüfte mitbraunen Belägen und z.T. Zerreibsel

• –45,00 m Granit, deutlich fester, grau, steile Klüfte, von44,0–45,0 m wieder stärker rostbraun verfärbt

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Page 85: GEOLOGIE IM FLUSS

• –45,10 m Granit, zerbrochen, offene Kluft mit brauner Kluftfül-lung

• –48,00 m Granit, kompakt, einige steile Klüfte mit braunen,tonigen Belägen

• –50,00 m Granit, relativ kompakt, grau, stark braunfleckig,Klüfte mit ca. 70° einfallend, von 49,0–49,2 m starkzerbrochen, braun; von 49,7–50,0 m blaugrau, sehrhart, mit Quarz durchsetzt

• –54,00 m Granit, mittelkörnig, frisch, weitständige Klüftung,Klüfte meist geschlossen, um Klüfte vergrünt (chlori-tisiert)

• –55,15 m Granit, mittelkörnig, von 54,0 – 54,2 m sehrgrobkörnig (rose Feldspäte), frisch, zwischen 54,5und 54,7 m geschlossene Kluft, mehrere Zentimeterbreiter, rostiger Hof

• –58,00 m Granit, mittelkörnig, nach unten zu engständig ge-klüftet, bei 55,15 m und 56,2 m rostige Kluftflächen

• –58,40 m Granit, mittelkörnig, stark geklüftet, in Kluftberei-chen stark vergrünt

• –60,40 m Granitgrus, unverwittert, vergrünt, in grüner, tonigerGrundmasse, Steine bis 5 cm Dm., von 59,6–59,8m und bei 60,4 m rostig, ab 60,0 m Lehmgehaltgeringer

• –62,00 m Granit, kleinstückig zerbrochen, etwas tonig (grün),bereichsweise etwas braun verfärbt

Bohrung 36Bohrung Retz – Sandweg B1 (Stadtgemeinde Retz, 1994)BMN-Koordinaten M34: Rechts 722792 , Hoch 402776 , KG Retz,Parzelle 1955/1Lage ca. 0,8 km nordöstlich Retz, ca. 130 m westlich ÖBB-Lokalbahn Retz-Drosendorf

• Holozän–Pleistozän–00,30 m Boden (Sand, kiesig, siltig, dunkelbraun, locker,

Pflanzenreste)• –02,85 m Sand, schwach siltig und kiesig, Kies eckig, hell-

braun-graubraun• –04,00 m Feinsand-Mittelsand, schwach grobsandig-kiesig,

selten Steine bis 10 cm, eckig und rund, braun-grau• Retz-Formation

–04,35 m Feinsand-Mittelsand, gelbbraun-graubraun–05,90 m Sand, von 4,85–5,2 m schwach kiesig-steinig (Kom-

ponenten gerundet, Dm. bis 8 cm), braun-grau• –06,40 m Feinsand-Mittelsand, sehr schwach siltig, braun• –07,25 m Sand, sehr schwach siltig, graubraun-grau• –08,00 m Sand, feinkiesig-mittelkiesig, sehr schwach siltig,

grau-braun• –24,00 m Feinsand-Mittelsand, schwach grobsandig - grob-

sandig, z.T. schwach siltig und kiesig, graubraun• –25,00 m Sand, schwach kiesig - kiesig, graubraun-grau• –25,15 m Sandstein, graubraun, fest• –25,60 m Mittelsand-Grobsand, kiesig - stark kiesig, kantig –

rund, graubraun• –26,00 m Kies, stark mittelsandig-grobsandig, schwach fein-

sandig, kantig – rund, glimmerig, graubraun• –28,00 m Sand, kiesig – stark kiesig, glimmerig, braun-

graubraun-grau; von 27,0 -27,15 m Kies, gerundet• –28,90 m Kies, stark sandig, kantig – rund, braun• –29,05 m Sand, sehr schwach kiesig, graublau• –29,70 m Kies, sandig – stark sandig, graublau, Aufarbei-

tungshorizont von Kristallin• –29,80 m Kristallingerölle (Kies – Steine), gerundet• Thaya-Granit

–32,00 m Kristallin (Thaya-Granit), geschiefert, tw. klüftig,graubraun

Bohrung 37Bohrung Retz – Brunnen Sandweg (Werk II) (Stadtgemeinde Retz,1977)BMN-Koordinaten M34: Rechts 722863, Hoch 402670, KG Retz,Parzelle 1983/3Lage ca. 0,7 km nordöstlich Retz, ca. 9 m westlich ÖBB-LokalbahnRetz-Drosendorf

• Holozän–Pleistozän–06,50 m Anschüttung, Lehm, etc.

• Retz-Formation–09,00 m Sand, lehmig (siltig), graugelb, fest gelagert–09,5 m Lehm (Silt), sandig, graubraun–09,8 m Sand, kiesig, gelbgrau, resch–10,8 m Feinsand, graugelb–11,6 m Feinsand, kiesig, graugelb–13,2 m Feinsand, graugelb–16,4 m Sand, graugelb, resch–17,5 m Feinsand, kiesig, gelbgrau–20,0 m Feinsand, gelbgrau–20,1 m Sandstein, graugelb–21,0 m Feinsand, graugelb–21,3 m Sandstein, gelbgrau

• –21,7 m Feinsand, gelbgrau–22,0 m Feinsandstein, gelbgrau, Mollusken–22,6 m Feinsand, gelbgrau–22,8 m Sandstein, grau–24,2 m Feinsand mit Kristallingeröllen, grau–24,7 m Kies (Kristallingerölle) in Sand, graugelb–25,1 m Feinsand, graugelb–25,4 m Kies bis 3 cm Dm., Sand, graugelb–25,6 m Kies, verfestigt, Mollusken, graublau–25,8 m Sand, lehmig (siltig), graublau, Mollusken–26,0 m Sandstein, graublau–28,7 m Sand mit dünnen Kieslagen, blaugrau–29,0 m Sand, Mollusken–30,0 m Kies und Steine, verfestigt, graublau, Mollusken–30,9 m Sand, Sandstein, graublau

• Thaya-Granit–32,1 m Kristallin

Bohrung 38

Bohrung Retz – Ziegelei (Fa. Frings, 1967)

Archiv Geologische Bundesanstalt

BMN-Koordinaten M34: Rechts 723204, Hoch 401575

Lage ca. 1,3 km südöstlich Retz, Mülldeponie (ehemalige ZiegeleiSchwach)

• Holozän–Pleistozän–01,0 m Abraum–07,0 m Lehm

• Zellerndorf-Formation

• –22,0 m Ton

• Retz-Formation–29,0 m Sand

Bohrung 39

Bohrung Unterretzbach (NÖ-Landesregierung, 1953; vgl. GRILL,1959)

BMN-Koordinaten M34: Rechts 726260, Hoch 403040

Lage ca. 0,2 km östlich der Kirche von Unterretzbach, östlichBahnlinie nach ©atov (Schattau)

• Holozän–Pleistozän–00,3 m Humus–04,0 m Lehm, sandig, gelb–08,0 m Lehm, sandig, gelb, braune Zwischenlagen

• Laa-Formation–11,2 m Tegel, sandig, grau, braune Zwischenlagen–15,4 m Sand, tegelhältig, grau–16,8 m Schwimmsand, grau–17,4 m Sandstein, grau–18,2 m Sand, tegelhältig, grau, fest gelagert–35,3 m Tegel, grau, trocken–35,4 m Sandstein, grau–37,5 m Tegel, grau, hart–38,5 m Sand, lettig (siltig-tonig)–44,5 m Tegel, sandig, trocken–45,8 m Sand, lettig (siltig-tonig)–46,1 m Sandstein, grau–51,4 m Sand, lettig (siltig-tonig), trocken

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Adressen und Links� Nationalpark Thayatal

www.np-thayatal.at� Nationalparkhaus: A-2082 Hardegg

Öffnungszeiten: April bis Sept.:Di–So, Feiertag 10.00 Uhr–18.00 UhrMärz, Okt.–Nov.:Do–So, Feiertag 10.00 Uhr–16.00 Uhr

� Tel.: ++43 (0) 2949 7005 – 0Fax: ++43 (0) 2949 7005 – 50e-mail: [email protected]

� Národní park Podyjíwww.nppodyji.cz

� Verwaltung: Na Vyhlídce 5, CZ-669 01 ZnojmoTel.: ++420 (0) 515226722Fax: ++420 (0) 515 221 115e-mail: [email protected]

� Besucherzentrum des Nationalparks Podyjí»Ízov 176, CZ-671 02 ©umnáTel.: ++420 (0) 515 291 630e-mail: [email protected]

� Weitere Nationalparks in Österreichwww.nationalparks.or.at

� Nationalpark Donauauenwww.donauauen.at

� Nationalpark Gesäusewww.nationalpark.co.at

� Nationalpark Hohe Tauernwww.hohetauern.at

� Nationalpark Kalkalpenwww.kalkalpen.at

� Nationalpark Neusiedler Seewww.nationalpark-neusiedlersee.org

� Regionale Information / Tourismus� Regionaler Tourismusverband Thayatal

www.thayatal.com � Waldviertel Tourismus

www.waldviertel.or.at � Retzer Land

www.retzer-land.at � Gemeinde Hardegg

www.tiscover.at

� Burg Hardegghttp://hardegg.museum.com

� Stadt Retzwww.riskommunal.at/retz/

� Windmühle Retzwww.windmuehle.at

� Perlmuttdrechslerei Fellingwww.perlmutt.at

� Schloss Riegersburgwww.schloss.riegersburg.at

� Marktgemeinde Langauwww.langau.at

� Stift Geraswww.stiftgeras.at

� Stadt Znojmo (Znaim)www.znojmocity.cz

� Vranov nad Dyjíwww.vranovnaddyji.cz

� Geologie, Museen

� Geologische Bundesanstaltwww.geologie.ac.at

� »eská geologická sluzba Prahawww.geology.cz

� Österreichische Geologische Gesellschaftwww.geol-ges.at

� Österreichische Paläontologische Gesellschaftwww.paleoweb.net/pal-ges/

� Krahuletz-Museum Eggenburgwww.krahuletzmuseum.at

� Höbarthmuseum Hornwww.members.aon.at/museum.horn/

� Das Waldviertelwww.daswaldviertel.at

� Amethystwelt Maissauwww.maissau.at

� Kulturgeologiewww.oeab.at/kulturgeologie

Page 92: GEOLOGIE IM FLUSS

• Bergbau-Betriebs-Gesellschaft LangauAbb. 66, 68

• Bundesamt für Eich- und VermessungswesenAbb. 22

• Franz BERGER

Abb. 55

• Ron BLAKEY

Abb. 4

• Fritz FINGER

Abb. 31, 36, 39, 49, 53

• Gertrude FRIEDL und Fritz FINGER

Abb. 3

• Pavel HAVLÍ»EK

Abb. 74

• Historisches FotoAbb. 101

• Thomas HOFMANN

Abb. 35, 75, 98

• Krahuletz-Museum EggenburgAbb. 67

• Krahuletz-Museum Eggenburg – JARMER

Abb. 13

• Petr LAZAREK

Abb. 29, 54, 87

92

Bildnachweis

AnschriftenGeologische BundesanstaltNeulinggasse 38, A 1030 [email protected] 3665 Gutenbrunn 87»eská geologická sluzbaKlárov 3/131, CZ 11821 Praha [email protected] ThayatalA 2082 [email protected]ät Wien, Departement für Naturschutzbiologie, Vegetations- und LandschaftsökologieAlthanstraße 14, A 1090 [email protected]

AutorenReinhard ROETZEL

Gerhard FUCHS

Pavel HAVLÍCEK

Christian ÜBL

Thomas WRBKA

• Oleg MANDIC

Abb. 64

• Národní park PodyjíAbb. 27

• Nationalpark ThayatalAbb. 21

• Nationalpark Thayata – Dieter MANHART

Abb. 1, 2, 41, 84

• Nationalpark Thayatal – Bohumir PROKUPEK

Abb. 89, 90, 96

• Nationalpark Thayata – Josef SCHÖNHOFER

Abb. 5

• Reinhard ROETZEL

Titelbild; Abb. 6–8, 9a, 9b, 10, 14–16, 18, 19, 23-26, 28, 32–34,37, 38, 42–48, 50, 51, 52, 56-63, 65, 69–73, 77–83, 85–86, 91,94–95, 99–100

• Fred RÖGL

Abb. 11

• Jirí RUDOLSKY

Abb. 92

• Christian ÜBL

Abb. 30, 40, 76, 93, 97

• Josef WAGNER

Abb. 88