DER RLN UNI RER: eh uw “re re an is .. DENE EEE EI ER WE E 3 Em S ur ar RN NAL a n Pure LE 5 nen MIELE LIEGE es 2 entre ie werden ERRRFEE erraten fe #1. Yenıe BP Be Zu 27 EZ Bere lem. DER Be Per Pr EEE ee ten re REES ne a Te lt AZ EI PIRPR ELLE) PETER EIER ET EL Da ent ae Te de De Er Ze Dr Zee Zr Zr Par DE rn h Bndeeet re Bahn Dh BERFITEF IH PEPPER TER TE ee da nt GES HPALER GR IFSE BP ER BE ers nenn PER EN 2} PP Pur RER Pa E rn I IE NP EEE ER, £ ne FarSPar Tre PETER PS EL r a EEE LA EIS r Pe Fe Ar . Pe , B Pr ‚ . ... . “ . + B TV Erz 71H |! HARVARD UNIVERSITY ” Library of the Museum of Comparative Zoology Stuttgarter Beiträge zur Naturkunde Herausgegeben vom Staatlichen Museum für Naturkunde in Stuttgart Serie B Geologie und Paläontologie Nr. 1-21 Schriftleiter: Gert Bloos Stutt art 19721976 Die Arbeiten Nr. 1—21 umfassen 1139 Druckseiten und enthalten 104 Tafeln, 243 Abbildungen, 1 Bildnis und 66 Tabellen. wu N m wı 6 nn Inhalt Nr 21 SIEWERT, W.: Schalenbau und Stammesgeschichte von Austern, 57 S.,6 Taf., ı2 Abb.; 1972. MÜLLER, W.: Beobachtungen an der hexactinelliden Juraspongie Pachyteichisma lamellosum (GorDE,): 13/5.,3 Taf.,6 Abb.; 1972. ADAM, K.D.: Die mittelpleistozäne Säugetier-Fauna aus dem Heppenloch bei Gutenberg (Würt- temberg). 247 5.,52 Taf., 29 Abb., 39 Tab.; 1975. ADAM,K.D.: Karl Staesche 70 Jahre. 14 5., ı Bildnis; 1973. BLoos, G.: Ein Fund von Seeigeln der Gattung Diademopsis aus dem Hettangium Württembergs und ihr Lebensraum. 25 5.,3 Taf., 3 Abb.; 1973. ADAM,K.D.: Die „Artefakte des Homo steinheimensis“ als Belege urgeschichtlichen Irrens. 99 5,24 Abb., 22 Tab.; 1974. REIF, W.-E.: Ontogenese des Hautskeletts von Heterodontus falcifer (Selachii) aus dem Unter- tithon. 16 5.,7 Abb.; 1973. WARTH, M.: Über Mineralien und Fossilien der Stuttgarter Kunstkammer. Bemerkenswertes aus Inventarien des 17. und 18. Jahrhunderts. 72 S.,4 Abb.; 1974. ZIEGLER, B.: Über den Ammonites aporus OPPpe1. 6 $., 7 Abb.; 1974. REıF, W.-E.: Metopacanthus sp. (Holocephali) und Palaeospinax egertoni S. WOODWARD (Se- lachii) aus dem unteren Toarcium von Holzmaden. 9 S.,4 Abb.; 1974. ZIEGLER, B.: Über Dimorphismus und Verwandtschaftsbeziehungen bei „Oppelien“ des oberen Juras (Ammonoidea: Haplocerataceae). 42 S.,2 Taf., 19 Abb.; 1974. MÜLLER, W.: Beobachtungen an der hexactinelliden Juraspongie Casearia articulata (SCHMIDEL). 19 5,4 Taf., 6 Abb.; 1974. FÜRSICH, F. TH.: Corallian (Upper Jurassic) trace fossils from England and Normandy. 52 S., 2 Taf., 36 Abb.; 1974. 3 DIETL,G.: Zur Stratigraphie und Ammonitenfauna des Oberbajocium der westlichen Keit- iberischen Ketten (Spanien). 21 S.,3 Taf.,7 Abb.,ı Tab.; 1974. GEISTER, J.: Riffbau und geologische Entwicklungsgeschichte der Insel San Andres (westliches Karibisches Meer, Kolumbien). 203 S., 11 Taf., 29 Abb.; 1975. NITZOPOULOS,G.: Faunistisch-ökologische, stratigraphische und sedimentologische Untersuchungen am Schwammstotzen-Komplex bei Spielberg am Hahnenkamm (Ob. Oxfordien, Südliche Franken- alb). 143 S., ı1 Taf., 18 Abb., 3 Tab.; 1974. Wırd,R.: Ein Flugsaurier-Rest aus dem Lias Epsilon (Toarcium) von Erzingen (Schwäbischer Jura). 16 S.,2 Taf., 4 Abb., 4 Tab.; 1975. SAPUNnoW, l.G. & ZIEGLER, B.: Stratigraphische Probleme im Oberjura des westlichen Balkan- gebirges. 47 S., 3 Taf., 14 Abb.; 1976. MÄUSSNEST, ©.: Über einige Tuffschlote des südlichen Oberrheingrabens. 9 5., 5 Abb.; 1976. KANT,R.: Variantenbildung bei Syngastrioceras oblatum (MILLER & MOORE), eine bautechnische Analyse. 8 S5.,5 Abb.; 1976. j SCHLATTER, R.: Die Stufe des Lotharingium im unteren Lias des Klettgau (Kanton Schaffhausen, Schweiz). 21 S., 2 Taf., 4 Abb.; 1976. $ r E Y E Ü ER \ v Druck: Ph. C. W. Schmidt, 8530 Neustadt/Aisch | ge > a Stuttgarter Beiträge zur Naturkunde Herausgegeben vom Staatlichen Museum für Naturkunde in Stuttgart ‚Serie B (Geologie und Paläontologie), Nr. 16 nr BSRAR' Stuttgart 1974 Faunistisch-ökologische, stratigraphische und sedimentologische Untersuchungen am Schwamm- stotzen-Komplex bei Spielberg am Hahnenkamm (Ob. Oxfordien, Südliche Frankenalb) Von Georgios Nitzopoulos, Dryowouno (Kozani, Griechenland) Mit 11 Tafeln, 18 Abbildungen und 3 Tabellen Zusammenfassung Gegenstand der Arbeit ist eine Schichtfolge des Oberen Oxfordien, in der sich Bank- und Schwammstotzen-Fazies verzahnen. Sedimentologischer Teil: Es werden drei Faziestypen unterschieden: Biolithit-, Bio- arenit- und Schlammfazies. Für strukturlose bzw. schlierige Algenbildungen wird der Begriff Aphanostromata eingeführt. Palökologischer Teil: Mehrere Faunengemeinschaften werden unterschieden und ihre Beziehungen zueinander und zum Sediment dargestellt. Zwei Biotope lassen sich unterscheiden: Bank- und Stotzenbereich. Der Stotzenbereich wird als Aufwölbung des submarinen Reliefs mit verringerter Sedimentation gedeutet; als Bildungstiefe werden 50—100 m angenommen. Paläontologischer Teil: Die aufgefundenen Cephalopoden werden beschrieben. Drei neue Ammonitenarten werden aufgestellt: Taramelliceras exopleurum, Lithacoceras spielbergense, Idoceras proteron. Es werden erstmals Ataxioceraten im Oberoxfordien nachgewiesen. Stratigraphischer Teil: Die Schichtfolge des Oxfordiens und tieferen Kimmeridgiens (sensu ARKELL) wird als „Hahnenkammfolge“ zusammengefaßt und lithologisch in sechs Einheiten gegliedert. Es konnte keine lückenlose Zonenfolge wie in Württemberg ausgeschieden werden. Nur bestimmte Profilabschnitte führen Index-Fossilien, für sie wurde der Begriff „Niveau“ der be- treffenden Index-Art verwendet. Summary Two types of carbonate sediments represent the Upper Oxfordian of the Heidenheim area in the Hahnenkamm hills of southern Germany. Bedded sequences intercalate with sponge-mud-mounds that hardly show any layering. Sections taken from these facies are the fundamentals of the study. 1. Sedimentology. Description deals with rock constituents (matrix, sponge-mummies, aphanostromata, stromatolites, intraclasts and bioclasts of multiple derivation. Genesis of the sedi- ment is discussed. The term „aphanostromata“ (plural) is introduced to cover non-structural and schlieren-type algal growths. Stuttgarter Beitr. Naturk., Ser. B, Nr. 16 Stuttgart, 15. 7. 1974 159) STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 According to association and spatial distribution of the rock constituents three facial realms are distinguished: biolithite — bioarenite — lutite (mud). 2.Palecology. Primarely relations between fauna and sediment are considered. The contrast mud-mound versus bedded facies is striking. Beside sponges and their especial associates (bryozoa, annelids, stromatolites, aphanostromata) regular sea urchins and Isoarca striatissima dwelt on the mud-mounds. The bedded off-mound sediments harbor an endobenthonic fauna, with burrowing forms as Pholadomya acuminata, Cuspidaria fontannesi and Collyrites. A rather soft sediment can be deduced from its inhabitants. Conclusions derived from faunal, ecological, and sedimentological observations help to unter- stand the depositional environment. The mound area is considered to be a sponge settlement on an elevated spot of a pre-existing submarine relief. The bedded facies in the neighbourhood of the mound, therefore, is of reduced thickness as compared to the normal conditions further off-mound. Hermatypic corals and reef detritus in the strict sense are absent. Consequently, mound building had been going on at a level below wave action and supposedly below the ecological optimum for true reef faunas (corals, large pelecypods, and gastropods etc.). Depth of the Jurassic sea at that time and locality is estimated to range from 50 to 100 m. 3. Paleontology. Main interest is centered on the cephalopod fauna. Bed by bed collecting allowed to recognize distribution patterns. The fauna contains some unusual elements (due to insulation of the mound?). Three ammonite species are reported new: Taramelliceras exopleurum, Lithacoceras spielbergense, and Idoceras proteron. I. proteron ist thought to be the forerunner of true idoceratids; morphological and perhaps phylogenetical, relations to I. laxevolutum seem to exist. The I. planula population proved to be of considerable and hitherto insufficiently known variability. An outline of sculpture variability is documented by illustrations and numerical data. Two ataxioceratids were extracted from the Upper Oxfordian beds of the „Schneider“ quarry. 4. Stratigraphy. The sequence of the well bedded limestones of Oxfordian and Lower Kim- meridgian (sensu ARKELL) ages is subdivided according to lithologice units. Six rock units are joined in the Hahnenkamm formation (Heidenheim, Gelbebürg, Oberweiler, Schlittenharter, Degersheimer, and Rohracher members resp.). Exact subdivision of Oxfordian and Lower Kimmeridgian by means of zonal indices is not possible in the southern Franconian Alb at present, quite in contrast to Württemberg. We therefore introduce the term „Niveau“ of an index-species for those bed sequences of sections that contain index fossils over precisely known extensions. Inhalt Seite Vorwort 4 1. Einführung F 5 1.1. Lage und Beslosche Sifuation a Arbeieschietes 5 1.2. Übersicht über die örtlichen Verhältnisse und bisherigen Kenntnisse 5 1.3. Untersuchungsziele 7 1.4. Grundsätzliches zum Begriff een 7 1.5. Der Schwammstotzenkomplex vom Spielberg . 9 Lagerungsverhältnisse im Steinbruch „Schneider“ 9 2. Sedimentologie eh: 14 2.1. Zusammensetzung der nern (Gestemerröben i 14 2.1.1. Grundmasse 14 2.1.2. Einschlüsse 5 14 DDR Karbönatische Beh 15 Schwämme 15 Kalkalgen 17 Stromatolithe 18 Aphanostromata i h 20 Intraklaste unbekannter Herkunft Oubereide“ ’ ß 22 Bioklaste 26 Pellets u 2 Kotpillen 28 NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 2.1.2.2. Authigene Mineralien Eisensulfide Glaukonit i 2.1.2.3. Terrigene en Tonmineralien Quarz Muskovit 2.2. Fazies- und Gesteinstypen nach der Wesoriation? der Sedimentkompenenten Biolithitfazies Bioarenitfazies Schlammfazies . Palökologie 3.1. Foraminiferen : 3.2. Porifera - Bryozoa - Annehdar 3.3. Brachiopoda 3.4. Pelecypoda 3.5. Gastropoda 3.6. Cephalopoda 3.7. Arthropoda 3.8. Echinidermata . . 3.9. Ökologische Eee tlans eb Mereama wn ‚> . Ablagerungsmilieu 4.1. Submarines Relief 4.2. Wasserbewegungen 4.3. Meerestiefe 4.4. Wassertemperatur 4.5. Salinität un . Paläontologie : 5.1. Die en oinnitenfauna ©: 5.1.1. Material und Methodik 5.1.2. Systematik Haploceratidae Glochiceras Oppeliidae Ochetoceras Trimarginites Taramelliceras Cardioceratidae Amoeboceras Perisphinctidae Perisphinctes Lithacoceras Ataxioceras Idoceras Nebrodites Ringsteadia Pictonia Rasenia Sutneria Aspidoceratidae Epaspidoceras Physodoceras Aptychi 5.2. Nautiloidea 5.3. Coleoidea 6. Stratigraphie ; 6.1. Historischer Überblick 6.2. Lithostratigraphie sı s2 90 4 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 6.2.1. Hahnenkamm-Bolge mal. „us ea N er NER Heidenheimer;Schichten'»..... ze u Wa ROT Gelbebürg-Schichten: .... . 2. ea ee ra RE Va Oberweiler‘Schichten! 27. 22.0 2 2 2 mens u N Schlittenharter: Schichten u... ea ee A Degersheimer-Schichten vs 12 ee. en Sa NE Rohracher: Schichten 422... wu. 40 2000 na el ee 2 Streitberger ‚Schichten. 4.4... Un, 2.20 2 ae ee 6.3. Biostratigraphie N RL TEEN 94 63.1.:Niveaurdes: Perisphinctesyplicatilis .. 02000002. en Se 6.3.2. Niveau des Amoeboceras alternans 2.00 6.3.3. Niveau’ des Epipeltoceras bimammatum 2... 0 zn nn. Teer 6.3.4.Niveau 'des ldocerassplanula”. . 2 2 0 6.3.5..Niveau)der. Sutneriagalar! a sn. 1. a 6.3.6. Niveausder Sutneriaplatynotaı. 2.0. 6.3.7. Niveau des Ataxioceras hypselocyclum 20000000 vo 6.3.8. Niveau des Aspidoceras uhlandi a ee N De 3 6.4. Betrachtungen zur „Malm Alpha/Beta-Grenze“ aus paläontologischer Siht . . . . . . 105 6.4.1:,Das „Kaserne ;-Profil'... %...... 2:0... 2a a De Se 6.4.2. Bedeutung der Ammonitenfunde für die Grenzziehung . . . . . . 2 2.2...106 6.4.3. Bedeutung der Foraminiferenfunde für die Grenzziehung . . . . . 2 .2.2...10 6.5..Zur. Korrelierung..des; „Schneider -Profils 202 En AErgebnisse =... 8 2a ea rear ee ee 0 Ihn Kiterätur.”. aaa a N re a N ne N U EI Tatelny: 2.2 uch 1 N De DE 26 Vorwort Die Anregung zu dieser Arbeit gab Herr Professor Dr. K. W. BARTHEL. Für sein stets reges Inter- | esse am Fortgang der Untersuchungen danke ich ihm hier ganz besonders herzlich. Die Geländetätigkeit erfolgte im Frühjahr und Sommer 1970 sowie im August 1971. Sie wäre ohne das Entgegenkommen der Familie A. SCHNEIDER, Besitzer der „Stein- und Schotterwerke Schneider, Hechlingen/Mfr.“, nicht möglich gewesen. Die Auswertung der Geländebefunde führte ich am Institut für Paläontologie und historische Geologie der Universität München und ab Frühjahr 1971 am Institut für Geologie und Paläontologie der Technischen Universität Berlin durch. Mein Dank gilt zuerst Herrn Professor Dr. R. DEHM, München, der mir bereitwillig alle erforder- lichen Einrichtungen seines Institutes zur Verfügung stellte und Zutritt zum Belegmaterial der Bayeri- schen Staatssammlung für Paläontologie gewährte. Herrn Professor Dr. B. ZIEGLER, Stuttgart, bin ich für die Drucklegung verpflichtet. Herr Dr. G. SCHAIRER half mir bei der Bestimmung der Ammoniten, Herr Dr. R. FÖRSTER bei der Beschaffung der Literatur. Herr Dipl.-Geol. A. YAMANI unterstützte mich bei der Bestimmung der Pelecypoden, Herr Dr. Th. Nousstanos führte einige röntgenographische Analysen durch. Für diese Hilfen bedanke ich mich sehr. In Berlin führte ich meine Arbeiten weiter unter der umsichtigen Betreuung von Herrn Pro- fessor Dr. K. W. BARTHEL. Zahlreiche Ratschläge verdanke ich ferner Herrn Professor Dr. A. v. HILLE- BRANDT. Bei der Anfertigung vorliegender Arbeit unterstützten mich Frl. B. DunkeEr (Zeichenarbeiten), Herr B. KLEEBERG (Photoarbeiten), Herr K. NıKoLeit (Schliffe, Präparation), Frau E. PEUKERT (Röntgenanalysen), Frau Dipl.-Geol. 5. MERGLER-SCHÜTZ und Herr Dipl.-Geol. K. Schütz (Durch- sicht des Manuskriptes) sowie Frl. G. SCHwINN (Schreibarbeiten). Anregende Diskussionen hatte ich | mit den Herren Professor Dr. H. KALLENBACH, Dipl.-Geol. M. ABTanı, Dr. W. BARTH, Dipl.-Geol. V. DIERSCHE, cand. geol. M. Fay, Dr. J. SCHRÖDER, Dipl.-Geol. R. WALTER und Dipl.-Geol. I. ZÖLLER. Ihnen allen danke ich vielmals. Herr Dr. G. BLo0s, Ludwigsburg, war so liebenswürdig, das endgültige Manuskript kritisch zu überprüfen. Die Belegstücke zu dieser Arbeit sind im Staatlichen Museum für Naturkunde in Stuttgart deponiert. NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 5 1. Einführung ae. Lage und geologische Situation des Arbeitsgebietes Das Untersuchungsgebiet gehört dem südwestlichsten Teil der Frankenalb an und liegt etwa 20 km nordöstlich vom Zentrum des Nördlinger Rieses. Es umfaßt die NW-Spitze des Hahnenkamms nördlich Heidenheim (vgl. Abb. 1), jenen Teil der _ südwestlichen Frankenalb also, dessen Oxfordien-Ablagerungen in zwei verschiedenen Fazies auftreten: 1. Die gebankte Fazies (auch Schicht-, Cephalopoden- oder Normal- ‘ fazies genannt) besteht aus einem Wechsel von Kalk-, Mergelkalk- und Mergel- ' bänken, die in einem gewissen Bankungsrhythmus aufeinanderfolgen und sich des- halb für stromatometrische Vergleiche eignen. 2. Im Verband mit der Bankfazies, die die Grundlage der lithostratigraphischen Gliederung bildet, steht die sogenannte „schwamm“- oder „Stotzenfazies‘. ' Deren Gesteine sind grob und unregelmäßig gebankt bis ungebankt. Im allgemeinen tritt die Stotzenfazies im Oxfordien der Südlichen Frankenalb . sehr untergeordnet auf. Neben dem in Abb. 1 eingetragenen Schwammareal liegt ein ' weiteres, jedoch wesentlich kleineres ca. 1 km westlich Heidenheim auf dem von der Alb abgetrennten Rechenberg und ein drittes schließlich nördlich Dietfurt bei Breiten- ' brunn, an der geographischen Grenze zwischen Südlicher und Mittlerer Frankenalb (vel. B. v. FREYBERG 1966, Abb. 10). Am Hahnenkamm setzt die Verschwammung im obersten, noch stark mergeligen Mitteloxfordien ein (vgl. Abb. 1) und reicht offensichtlich nicht bis zum Ende des Oxfordien (vgl. S. 94). 1.2. Übersicht über die örtlichen Verhältnisse und bis- herige Kenntnisse Zu Beginn unseres Jahrhunderts wurden im Oberen Jura nördlich Heidenheim mehrere Steinbrüche eröffnet. Es handelt sich hierbei zumeist um kleine und fast ausnahmslos im Bereich der Bankfazies liegende Steinbrüche, die heute stillgelegt und zum größten Teil wieder aufgefüllt sind. Das abgebaute Material diente vor- zugsweise für Bau- und Schotterzwecke. L. Weceıe (1929) und H. SchmiDT-KALer (1962; 1970) haben diese Aufschlüsse kurz beschrieben und stratigraphisch behandelt. Während Wesere mehr den Fossil- inhalt berücksichtigte, befaßte sich Schmipt-KALer vorwiegend mit der Bankver- messung und -parallelisierung der Brüche miteinander. Seine graphisch dargestellten (1962, Taf. 1) und auch im Wortlaut (1970, 103 ff.) publizierten Bankungsprofile sind durch die Möglichkeit des „Einhängens“ von Teilprofilen von grundlegender Bedeutung. Einen guten Einblick in die gebankte Fazies gewährten während der Gelände- aufnahmen in den Monaten April bis September 1970 die Baugruben am Truppen- übungsplatz nördlich Heidenheim (vgl. Abb. ı, Stbr. „Kaserne“; R: 4407 91/H: 54 33 97). Das hier gewonnene Profil läßt sich trotz seiner Nähe zur Stotzenfazies in das von ScHMıDT-KALer angegebene Schema einwandfrei einfügen. Im Bereich der Stotzenfazies sind die Aufschlüsse äußerst selten. Der beste und zugleich einer der interessantesten des Südlichen Frankenalb ist der zu der Gemeinde Spielberg gehörende, aufgelassene Steinbruch des Schotterwerkes Schneider. Er liegt 6 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 ca. 2 km NNW der Ortschaft Heidenheim und rund s0o0 m ENE von Obelshof (s. | Abb. 1, Stbr. „Schneider“ ; R 44 07 28 /H: 54 34 04). Der Steinbruch schneidet den SSE- | Rand des Schwammareals bei Spielberg (s. Abb. 1) in NW- und NE-Richtung (s. | Abb. 2). Er bildet den exemplarischen Ausgangspunkt für eine Studie über den Auf- bau von Schwammstotzen und ihren Übergang in die geschichtete Fazies. VID? SE L „BERG " Lu 06 a L zZ == >> 2 tn Mittl.Oxfordien,mergelig Se Ob. Oxfordien, saızoJ4uog Zu IT Stotzenfazies a = d. Oxfordien Nüh b urnber HEIDENHEIM// 0), FE KUNCHEN U, Ze Abb. ı. Lage ([J]) und geologische Situation des Arbeitsgebietes. Biol. Geographical and geological outlines. [|] area of investigations. Dieser Aufschluß sowie die Baugruben am Truppenübungsplatz wurden bereits im Frühjahr 1968 im Rahmen meiner Diplomarbeit (NırzorouLos 1968) kurz untersucht. Dabei stellte es sich heraus, daß die Sedimentmächtigkeit in der unmittel- baren Nähe der Stotzenbildungen ungewöhnlich gering ist, was im Widerspruch zu den bisher bekannten „Riffsediment-Verhältnissen“ steht. Eine Bank-für-Bank- Parallelisierung dieses Sedimentpaketes mit den gleichaltrigen Nachbarprofilen konnte deshalb auf lithologischer Basis nicht durchgeführt werden. Ferner zeigte es sich bei den Fossilaufsammlungen, daß die Stotzenbildungen und ihre nähere Umgebung neben den üblichen und recht häufig auftretenden Faunen- elementen auch solche beherbergen, die bislang nur selten oder überhaupt noch nie anderweitig angetroffen werden konnten. Schon WesEL£E (1929, 148-150) machte hier ähnliche Feststellungen und führte eine Reihe von Fossilien, darunter auch einige neue Formen an. Zu Weceıes Zeit war allerdings der Steinbruch nur halb so groß, denn die NE-Hälfte wurde viel später nr u u NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 7 von der Firma „Stein- und Schotterwerke Schneider, Hechlingen“ in Betrieb ge- nommen. Der Abbau wurde dann anfangs der 60er Jahre eingestellt. Eine Wieder- aufnahme der Arbeiten ist nicht mehr vorgesehen, zumal der südöstliche bis östliche, abbauwürdige Teil des Bruches heute aufgefüllt ist. K. W. BARTHEL (1963) und G. SCHAIRER (1968) geben aus dem selben Aufschluß je den Fund eines seltenen Ammoniten an. Von besonderem Interesse ist, daß BARTHELs Fund, ein Nebrodites (Mesosimoceras) evolutus (GEMMELLARO), das nörd- lichste bisher bekannte Vorkommen dieser Art darstellt. 13. Untersuchungsziele Die oben dargelegten Tatsachen gaben den Anstoß zu der vorliegenden Arbeit. Deren Hauptaufgabe war somit die Interpretation der Sedimentationsvorgänge im Schwammstotzenbereich und in seiner unmittelbaren Umgebung, sowie die Bearbei- tung der dort angesiedelten Fauna. Der horizontale Abbau im Stotzenbereich und in der daran anschließenden ge- schichteten Fazies ließ Aussagen über eine eventuelle Änderung in der Faunen- zusammensetzung sowohl in vertikaler als auch in horizontaler Richtung erwarten. Anhand dieser und der sedimentologischen Ergebnisse sollten Rückschlüsse auf die ökologischen Bedingungen im und um den Schwammstotzenkomplex von Spielberg gezogen werden. Im Verlauf der Arbeit hat sich allerdings noch ein anderes Problem, nämlich die Entwirrung des terminologischen Durcheinanders von litho- und zeitstratigraphischen Begriffen, herausgeschält. Es sollte nun versucht werden, das Oxfordien und tiefere Unterkimmeridgien (sensu ArkeıL) im Hahnenkammgebiet lithofaziell zu gliedern und die so ausgeschiedenen Einheiten neu zu definieren und mit Lokalitätsbezeich- nungen zu versehen, wie dies international in der Stratigraphie üblich ist. Grundsätzliches zum Besriff „Schwammstortzen- Der Obere oder Weiße Jura Süddeutschlands zeichnet sich bekanntlich durch „Schwammbildungen“ aus, die in einem relativ schmalen, der Tethys nördlich vor- gelagerten epikontinentalen Randstreifen auftreten. E. Fischer (1913, 54 ff.), der sich als erster mit den Lagerungsverhältnissen und der Entstehungsweise dieser Bildungen befaßte, unterschied zwischen „Schwamm- riffen i.e.$.“, „Schwammstotzen“ und „Schwammbänken“. Während die ersteren nach FiscHEr (1913, 59—60) eine geringe Grundfläche, dafür aber ein bedeutendes ı Höhenwachstum aufweisen, verhält es sich bei den „Schwammbänken“ gerade um- ‚ gekehrt: Sie bilden breite, kappenartige Formen mit ziemlich großer Flächenausdeh- ı nung, aber geringem Höhenwachstum. Unter „Schwammstotzen“ verstand FiscHER kleine „Riffe“, die es „zu keiner länger dauernden, selbständigen Entwicklung ge- ‘ bracht haben“ (1913, 60). A.Roıı (1934, 200 ff.) dagegen versuchte nachzuweisen, daß sämtliche Schwamm- ‚ bauten im süddeutschen „Malm“ nach einem einheitlichen Plan, nämlich dem der ' „Schwammbank“ gewachsen sind. Das materielle Endergebnis einer kürzeren oder ‚ längeren Entwicklung bezeichnete er als „Schwammstotzen“. Den Ausdruck „Schwammbank“ gebrauchte Roıı für die jeweilige Oberfläche, d.h. die unendlich vielen Einzelstadien einer solchen Entwicklung. Definitionsgemäß erfolgte auf der 8 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 ganzen Oberfläche der Fortbau des Stotzens auf die Weise, daß die „Schwammbank“ " von dem sich gleichzeitig absetzenden Sediment der Bankfazies nicht durch einen toten „Riffhang“ getrennt war. Da sich aber die „Schwammstotzen verhältnismäßig scharf gegen den unbesiedelten Meeresboden“ abheben und „ein organisches Gerüst“ besitzen, dürfen sie nach Roıı (S. 209) als echte „Riffe“ im geologischen Sinne angesehen werden. Alle späteren Bearbeiter (z.B. ZıeGLer 1955; Frıtz 1958; GwInNER 1962; HıLıer 1964) rechnen die „Schwammbauten“ ebenfalls zu den „Riffen“ und trennen dabei die eigentlichen „Schwammriffe“ von den sogenannten „Schwammrasenbänken“. Von einem „Schwammriff“ — dazu gehören auch die „Schwammstotzen“ Fı- SCHERS — kann nach Gwinner (1962, 145) nur dann gesprochen werden, wenn die „Schwammbank (i. Sinne Roırs) über das Niveau der gleichzeitig abgelagerten ge- schichteten Gesteine emporwächst“ ; und von einer „Schwammrasenbank“, wenn die betreffenden Bildungen eine + deutlich horizontale Schichtung und der Bankfazies gegenüber keine nennenswerte Mächtigkeitszunahme aufweisen (vgl. dazu noch Frıtz 1958, 29). Gwisner (wie auch Fritz) setzt den Ausdruck „Riff“ bzw. „Schwammriff“ dem angelsächsischen Begriff „bioherm“ und den Begriff „Rasen“ bzw. „Schwammrasenbank“ dem „biostrome“ gleich. Die deutschen Begriffe „Riff“ und „Rasen“ wurden zuletzt von K. VoceL (1963), die dazu entsprechenden angelsächsischen von H. FücHTBAuer & G. Mürıer (1970) neu definiert. Während Vocer (S. 686) empfiehlt, „Bioherm“ und „Biostrom“ nur noch als „Verlegenheitsausdrücke“ zu verwenden, unterscheiden die letztgenannten Autoren (1970, 337) bei „Bioherm“ „Riff-Bioherm“, wenn es durch Riffbildner gebildet wird, und „Schlamm-“ oder „Stillwasser-Bioherm“, wenn es durch Or- ganismen entsteht, „welche nicht in der Lage sind, wellenresistente Bauten zu er- richten und daher auf stilleres Wasser angewiesen sind.“ Nach dieser Definition sind die „Schwammbauten“ des Oberjura Süddeutschlands | zu dem zweiten Typ von „bioherm“ zu stellen, denn das äußerst zierliche Nadel- skelett der Schwämme zerbricht oder zerfällt nach der Verwesung des Weichkörpers recht leicht in seine Elemente und kann deshalb kein Riff- bzw. Gerüstbildner im eigentlichen Sinne sein. So kommen unbeschädigte und vor allem — worauf des öfteren hingewiesen wird — in Lebensstellung eingebettete Schwämme nur selten vor. Da sie sich gegenseitig kaum berühren, kann auch in diesem Fall von einem festen ' Schwammgerüst der Bioherme nicht gesprochen werden. Schwämme sind also im Ge- gensatz zu den Korallen nicht dazu prädestiniert, Riffe im üblichen Sinne zu bauen. Für die Zuordnung der „Schwammbauten“ zu den „Schlamm-Biohermen“ spricht ' auch die Tatsache, daß neben den Schwämmen insbesondere sedimentbindende Algen (Stromatolithe, Aphanostromata) am Aufbau der Stotzen in ganz wesentlicher Menge beteiligt sind. Wie schon HırLıer (1964, 166) in einer umfassenden Arbeit zeigen konnte, übertreffen diese Algen in den meisten Fällen anteilmäßig sogar die: Schwämme, die bislang als die eigentlichen „Stotzenbildner“ galten. Die besagten „Schwammbioherme“ verdanken also ihre Entstehung in erster Linie der sedimentfixierenden Eigenschaft „rasenförmiger“ Algen und sind als „Algen-Schwamm-Schlammhügel“ („algal sponge-mud-mound“) zu bezeichnen. Trotz dieser Feststellung wird im Rahmen dieser Arbeit aus historischen sowie sprachlichen Gründen der einfache und weltbekannte alte Ausdruck „chwamm- stotzen“ verwendet. Von einer Unterteilung der Schwammstotzen in verschiedene ———— NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 9 Lagerungstypen, wie es bisher der Fall war, sehen wir hier ab, da schon in ein und demselben Schwammstotzen alle möglichen Übergänge auftreten können (vgl. auch GWINNER 1962, 146). Unter „Schwammstotzen“ verstehen wir nun sämtliche Algen-Schwamm-Bauten im süddeutschen Oberjura, und zwar ohne Rücksicht auf ihre Größe, stratigraphische Lage und heutige Gesteinsbeschaffenheit. Im unteren und mittleren Oberjura Süddeutschlands stehen die Schwammstotzen im allgemeinen isoliert. Beispiele hierfür beschreiben und bilden u. a. Fischer (1913), Dorn (1932) und Frıtz (1958) ab. Die zwischen den einzelnen Schwammstotzen gelegenen Räume — P. Dorn (1932, 29) nannte sie „Mulden“ — bestehen aus normal geschichteten Sedimenten, die an den Stotzenrändern heute mit einem Winkel bis 25° (vgl. Frıtz 1958, 13) ansteigen können, dabei aber keine Anlagerungsdiskordanzen aufweisen. Das heißt, die Kalk- und Mergelbänke der „Mulden“ stehen in seitlichem faziellen Verband mit den gleichzeitig abgelagerten Gesteinen der Schwammstotzen. Der Durchmesser solcher „Mulden“, die auf „drei und mehr Seiten von Riffen“ (Dorn 1932, 29) begrenzt sein können, schwankt überaus stark. Nach P. Dorn kann er bis 400 m betragen. Meistens werden aber die „Mulden“ durch allseitiges Ausbreiten der Schwamm- stotzen auf sehr kleine Räume zusammengedrängt („Restlücken“ im Sinne von Roıı 1934, 212), so daß ihre Schichtsedimente nicht mehr auskartierbar sind. Die Frage, ob es sich hier um eine „Mulde“ oder „Restlücke“ handelt, läßt sich dann bei den meist flächigen Aufschlußverhältnissen schwierig beantworten. Auf jeden Fall zeichnen sich die Sedimente derart kleiner Räume zwischen den Schwammstotzen durch das Vorhandensein von zahlreichen unregelmäßig gerundeten Kalkkörperchen aus, die stets dunkler gefärbt sind als das sie umgebende Gestein und aller Wahrscheinlich- keit nach zu einem großen Teil von den Schwammstotzen hergeschwemmt wurden (vgl. „Intraklaste unbestimmter Herkunft“). Da diese „Mulden“ bzw. „Restlücken“ räumlich wie faziell von den Schwammstotzen beeinflußt werden, lassen sie sich mit ihnen als Schwammstotzen-Komplex zusammenfassen. Ein derartiger Komplex mit reichlicher Verzahnung von Schicht- und Stotzen- fazies ist im „Schneider“-Steinbruch erschlossen. Er soll hier als „Sschwamm- stotzen-Komplex bei Spielberg“ beschrieben werden. 15. Der Schwammstotzen-Komplex bei Spielberg 15.1. Lagerungsverhältnisse im Steinbruch „Schneider“ Der stillgelegte und zum größten Teil bereits mit Müll und Abraum verfüllte Steinbruch des Schotterwerkes Schneider liegt am SSE-Rand des Schwammareals bei Spielberg nördlich der Ortschaft Heidenheim (vgl. Abb. 1). Sobald man ihn durch den von Obelshof direkt nach Osten ausgehenden Feldweg erreicht, fällt schon auf den ersten Blick auf, daß er dem makroskopischen Gesamteindruck nach in zwei Ab- teilungen zerfällt: Im südlichen Bereich liegen die Sedimente in normal gebankter „ungestörter” Fazies vor, im nördlichen dagegen ist die Schichtung unregelmäßig und oft von massigen, „klotzigen“ Gesteinskörpern unterbrochen. Diese Gesteinskörper enthalten u. a. zahlreiche Schwämme und sind daher als „Schwammstotzen“ im oben dargelegten Sinne zu bezeichnen. Es lassen sich hier insgesamt drei Schwammstotzen ausscheiden (ST 1-3 auf Abb. 2 u. 3). Sie stehen in der nördlichen Wand des Steinbruches isoliert an und 10 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 heben sich von ihrer Umgebung morphologisch kaum ab. Ihre Basis ist nicht auf- geschlossen. Die sichtbare Höhe beträgt 6-7 m, die Breite bei ST 1 über 100m, bei ST 2 etwa 15 m und bei ST 3 8s—10 m. Die Schwammstotzen bestehen aus massigen, flaserigen oder unebenschichtigen Kalken, deren Mächtigkeit im einzelnen erheblich variiert. Neben der großen Aus- breitung des STı fällt dabei die bis 1 m dicke Mergellage auf, die leicht gewölbt durch die Mitte des Stotzens ST zieht und nach den Flanken hin allmählich aus- dünnt (vgl. Abb. 3). Die Oberfläche dieser Lage verläuft sehr unruhig; die Unter- fläche dagegen verhältnismäßig ruhig und regelmäßig flach-wellenförmig, als ob sie mehrere, gleich hohe Einzelstotzen überlagerte, welche aber so eng miteinander ver- bunden sind, daß sie nicht mehr als solche erkannt werden können. Interessant in diesem Zusammenhang sind die Vorstellungen von Roıı (1934, 216), ZIEGLER (1955, 46) und Gwinner (1962, 147), nach denen sich die ausgedehnten „Schwammriffe“ von Süddeutschland aus zahlreichen Kleinstotzen entwickelten, die sich zu einem mehr oder weniger geschlossenen Verband vereinigten. Das dürfte beim Stotzen ST1 auch zutreffen (vgl. Taf. 11, Fig. 3). 1 ; ® = Lage und Nummer der Profile & = Einziges Vorkommen v. Sutn. platyn. STı 23 = Stotzen Nr. 1,2 u.3 Abb. 2. Verteilung von Bank- und Stotzenfazies (punktiert) im „Schneider“-Steinbruch. Fig. 2. “Schneider“ quarry: distribution of bedded (dots) and sponge-mud-mound facies. In den zwischen den drei Schwammstotzen liegenden „Mulden“ lagern gebankte Kalke und Mergel. Um ihre Beziehungen zu den Schwammstotzen zu verdeutlichen, ' muß zuerst auf die im Steinbruch erschlossene gebankte Fazies allgemein ein- gegangen werden. NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 11 Einen Überblick über die Verteilung der Schichtfazies im Aufschluß vermittelt Abbildung 2. Sie gibt zugleich die genaue Lage der hier aufgenommenen und in Abbildung 4 graphisch dargestellten Profile. Obwohl die nächsten Bankungsprofile etwa 400 m weiter östlich am Truppen- übungsplatz liegen und sich in das von ScHMIDT-KALER (1962; 1970) angegebene Bank-für-Bank-Parallelisierungsschema einwandfrei einpassen, war es nicht möglich, die Profile des „Schneider“ -Steinbruches daran einzuhängen. Die in der Südlichen Frankenalb allgemein benutzte, von SCHMIDT-KALER aus STREIM (1960) übernommene Banknumerierung kann deshalb hier keine Anwendung finden. Die Bänke mußten also, nachdem ein repräsentatives Profil aufgestellt worden war, für sich bezeichnet werden. Die Numerierung erfolgte von unten nach oben. Es bedeuten: S12 = Kalkbank; 5S12(1) = zusätzliche Kalkbank zwischen S12 und S 13; 511/512 = Mergel zwischen 511 und 512. Zur Aufstellung des repräsentativen Profils, das im folgenden der Kürze wegen als „S“-Profil aufgeführt wird, kommen eigentlich nur die Teilprofle 2, 7 und 8 (vgl. Abb. 2 und 4) in Frage, da sie am vollständigsten sind und (mit Ausnahme von Teilprofil 2) am weitesten von den Stotzen entfernt liegen und infolgedessen eine geringere Beeinflussung durch die Schwammstotzenbildung aufweisen. Betrachten wir zunächst das „S“-Profil, das in der SE-Wand des Bruches mehr oder weniger vollständig erschlossen ist (vgl. Taf. 11, Fig. 2), so bietet es in seiner Gesamtheit keinerlei Besonderheiten dem Bild gegenüber, das C.W.v. GümseL (1891, 111) vom typischen „Werkkalk“ gegeben hat (vgl. auch S. 84). Die Kalkbänke sind hier gleichmäßig geschichtet, fast horizontal abgelagert und haben die übliche Durchschnittsmächtigkeit von ca. 20 cm. Mergelzwischenlagen von mehr als 1—2 cm Dicke schalten sich vor allem im untersten und obersten Teil ein. Von diesem Profil bzw. der SE-Wand des Bruches aus kann man das Anschwellen und Ansteigen der Bänke nach N zu in Richtung auf die Stotzen gut beobachten. Am besten gelingt dies mit dem Verfolgen der als „Doppelmergel“ ausgebildeten Bänke S15 und $S18 (in Abb. 3 als starke Mergellagen eingezeichnet). Sie steigen zum Stotzen ST 3 hin ziemlich rasch an und werden allmählich etwas mächtiger. Ganz analog verhalten sich auch die übrigen Bänke (s. Abb. 3 und 4). Wie der Abb. 3 entnommen werden kann, ist der gesamte Schichtkomplex ab Bank S 17 in der östlichen Wand des Bruches bereits vor dem Stotzen ST 3 erodiert; die Bänke S14 und S15 hingegen ziehen über die Schwammstotzen und anschließen- den „Mulden“ hinweg und zeigen dabei eine eigenartige Lagerung: Sie lassen sich vom Stotzen ST 3 über den Stotzenhang und durch die benachbarte „Mulde“ hin- durch bis zum nächsten Stotzen (ST 2) weiter an dessen Hang hinauf und über die neue Stotzenkuppe hinweg bis zum östlichen Hang des ST 1 durchverfolgen. K. ScHÄpeL (1957, 177; Abb. 31), der eine solche Schichtlagerung im Lochenstein bei Balingen beobachtete, nannte sie „Girlandenschichtung‘“. Auch die darunter liegenden Bänke verlaufen in der nördlichen Bruchwand gir- landenartig, gehen aber durch die Schwammstotzen hindurch, d. h. sie stehen mit den Schwammstotzen im „synrecifalen Verband“ nach der Definition von GEYER & Gwin- NER (1961, 14). Dies wird durch folgende Tatsache bezeugt: Die Mergellagen bzw. Mergelfugen des entsprechenden Bankstoßes, dessen Schichtung sie bedingen, reichen bis zum Stotzen mehr oder weniger ungestört und in etwa gleichbleibender Stärke heran (vgl. Taf. 11, Fig. 1); dann verschwinden sie oder lassen sich meist als schwach gewölbte, unterbrochene und sich zum Teil vergabelnde Mergelschmitzen STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE E HHNED N m N „Schneider“ -Steinbruch. interrelation between bedded and sponge-mud-mound facies. Lagerungsbeziehungen zwischen Bank- und Stotzenfazies im chneider“ quarry: S Abb. 3. Fig. 3 Ser. B, Nr. 16 NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 13 in den Stotzen hinein verfolgen (s. Abb. 3). Jede der durchverfolgbaren Lagen mar- kiert weiterhin die gleiche Zeit wie in der Schichtfazies und überliefert somit eine bestimmte „Schwammbankoberfläche“. Deren Böschungswinkel, der zugleich das sub- marine Relief während der Schwammbank-Entstehung wiedergibt, beträgt hier ca. 10°—15°. Dieser Winkel mag durch die unterschiedliche Kompaktion von Stotzen- und Nebengestein nachträglich etwas verändert worden sein, doch die Differenz dürfte hier sehr gering und daher zu vernachlässigen sein. Die Schwammbänke überragten demnach den schwammfreien Meeresboden nur sehr wenig. Auf den gesamten Schwammstotzen bezogen heißt das, daß er der un- mittelbaren Schichtfazies zwar etwas vorauswuchs, aber seine endgültige mehr oder weniger steile Grenze (in Abb. 3 eng gestrichelt eingetragen) gegen die geschichtete Fazies niemals die Form einer freien „Steilwand“ hatte. Sie ist somit keine strati- graphische (Zeit-) Grenze, sondern eine rein fazielle Grenze (vgl. auch Roıı 1934, 202). Nur in der Dachpartie der Stotzen ST2 und ST3 — und auch dort nur stellen- weise — fällt die fazielle mit der zeitlichen Grenze zusammen. Sg 3] 3m S 24 = 25 | 522 [as] 2 [5% bez 1,5 zum T BEIEN = 7: Ss 2 EIIISILS ET. \ Bw Kalkbank ‚Bank-Nr. 5 Mergel U Mergelkalk Br] HERE Fuge [LD> Lücke ' Abb. 4. Bankprofil-Serie im „Schneider“-Steinbruch. Lage der Profile vgl. Abb. 2. Fig. 4. Correlation within the “Schneider“ quarry (location of sections: see fig. 2). Das erst von Roın (1934, 200 ff.) erkannte Bauprinzip der Schwammstotzen, _ wonach die Sedimentation der geschichteten Fazies neben dem wachsenden Schwamm- ‚stotzen gleichzeitig vonstatten ging, läßt sich also auch hier im großen und ganzen bestätigen. Es besteht somit nicht nur in der gebankten, sondern auch im ' Bereich der verschwammten Fazies konkordanter Schichtverband. Diskordanzen — allerdings von kleinem Ausmaß — konnten mit Sicherheit ledig- | lich in der östlichen Bruchwand festgestellt werden. Die Bänke $12(1) und 513(1—2) 14 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 keilen schon einige Meter nach dem Stotzen ST3 in Richtung auf den eigentlichen Sedimentationsbereich der Bankfazies aus (vgl. Profil 5-7 in Abb. 4). Nach Gwinner (1962, 174) sind derartige Diskordanzen vermutlich durch kurze Sedimentations- unterbrechungen an der Böschung von Schwammstotzen oder auch durch subaquatische Gleitungen zu erklären. Rutschungsbilder, Gleitfaltungen und dergleichen waren hier nicht zu sehen. Zu erwähnen ist noch eine kleine Störung im östlichen Bereich des Stotzens ST1, die etwas gebogen verläuft. Sie streicht mit ca. 50° in SW-NE-Richtung und fällt mit 45°—60° nach SE ein. Der rechte Teil ist hier um rund 30 cm abgesunken. Die Bänke 54 und $5, die sich von der Schichtfazies her bis in den Stotzen hinein gut verfolgen lassen (s. Abb. 3), sind an der Abschiebungsfläche etwas aufgeschleppt und zeigen dadurch einen steileren Böschungswinkel. 2. Sedimentologie Die sedimentologischen Untersuchungen sollen vor allem zur Klärung der Pal- ökologie und Ablagerungsverhältnisse im Stotzenbereich und seiner unmittelbaren Umgebung beitragen. Die Aussagen stützen sich vor allem auf die mikroskopische Betrachtung der untersuchten Proben im Auf- und Durchlicht. Zu diesem Zweck wurden von den mehr als 200 orientiert entnommenen Gesteinsproben zahlreiche Anschliffe und Folienabzüge sowie über 40 Dünnschliffe (Größe 8 X 10cm) an- gefertigt. Die in diesem Kapitel verwendete Einteilung der gesteinsbildenden Komponenten und deren Benennung wurden im wesentlichen von For (1962) übernommen. Die Grundlage seiner mehr deskriptiven als genetischen Karbonatklassifikation bildet die quantitative und qualitative Unterscheidung zwischen orthochemischen (hier: Grundmasse, authigene Mineralien), allochemischen (karbonatische Einschlüsse) und terrigenen (Tonmineralien, Quarz) Bestandteilen. 2.1. Zusammensetzung der untersuchten Gesteinsproben n 2.1.1. Grundmasse Als Grundmasse wird das die Einschlüsse umgebende Material bezeichnet. Das ist vorwiegend ein feinkörniges und im allgemeinen tonarmes Sediment, welches als Kalkschlamm abgelagert wurde. Die Korngrößen liegen zwischen 1 und 8 um, d.h. die feinkörnige Grundmasse ıst zum Teil gröber als der Mikrit der Forschen Definition (1962, 65): „... calcite forms grains 1—4 microns in diameter“. Ob es sich dabei um eine sekundäre Ver- gröberung oder um primäre Korngrößen handelt, ist hier unbedeutend. In Gesteinspartien mit krümeliger Struktur tritt häufig ein spätiger Kalzit auf, der die Lücken der dicht gepackten Allocheme ausfüllt. Die Kristalle sind 10 bis 20 um groß, manchmal auch darüber, glasklar und frei von Einschlüssen. Sie werden daher als chemische Ausscheidungen aus dem Porenwasser gedeutet und mit FoLk (1962, 66) als Sparit-Füllungen bezeichnet. Sparit wurde außerdem als Ausfüllung von Kleinhöhlen, Serpelröhren und anderen Hohlräumen des öfteren beobachtet. 2.1.2. Einschlüsse Es handelt sich um isolierte, in sich geschlossene Komponenten, die innerhalb ” des weiteren Sedimentationsraumes gebildet wurden und transportiert sein können NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 15 (vgl. auch For 1962, 63). Wir unterscheiden hier zwei Gruppen von Einschlüssen: kalkig erhaltene Komponenten („allochems“ im Sinne von Foık) und authigen ent- standene Mineralien. 2.1.2.1.Karbonatische Einschlüsse Schwämme Die Untersuchungen ergaben, daß es sich bei den Schwämmen fast ausschließlich um Angehörige der hexactinelliden und lithistiden Kieselschwämme handelt, wobei die ersteren deutlich überwiegen. Sie sind sämtlich kalkig erhalten und mit dem umgebenden karbonatischen Se- diment derart fest verbunden, daß sie sich aus diesem nur bruchstückweise heraus- präparieren lassen. Vollständige Schwammexemplare können lediglich aus tonreichen Gesteinspartien gewonnen werden. Die Schwämme zeigen im allgemeinen einen anderen Verwitterungswiderstand als das sie umgebende Sediment. An etlichen Stellen der Stotzen und vor allem dort, wo Kluftflächen oder Felswände seit längerer Zeit offen liegen, sind die Schwamm- querschnitte als Erhabenheiten herausgewittert (Taf. 11, Fig. 4). Diese Erscheinung erlaubt nun, Aussagen über Form, Größe und Einbettungslage der einzelnen Indi- viduen unmittelbar im Aufschluß zu machen. Es konnte beobachtet werden, daß tellerartige und plattige Schwämme zahlen- mäßig überwiegen. Ihre Länge beträgt bis über 20 cm und die Dicke gewöhnlich weniger als 2 cm. Sie liegen meist lagig-horizontal in unregelmäßigen Abständen neben- und übereinander; zum Teil sind sie flachwellig verformt oder hakenförmig aufgebogen (Taf. 11, Fig. 4). Es folgen kreisel- und becherförmige Exemplare mit einer Höhe von 5 bis über 10 cm und einem ebenso großen Durchmesser im Bereich des Osculum. Diese Formen sind meist umgekippt und mit einer Seitenwand mehr oder weniger horizontal ein- gebettet. Daneben treten große, bis über 50 cm hohe, trichterförmige Schwämme auf, die häufig in Lebensstellung fossilisiert wurden. Ihre Individuenzahl ist allerdings sehr gering. Ebenfalls recht selten sind röhrenförmige, kolonienbildende Schwämme. Um- gekippte, d. h. mit dem Stiel nach oben und der Öffnung nach unten liegende Schwämme wurden nicht häufig und meist am Rand der Stotzen beobachtet. Auf- fallend sind dabei einige mächtige, gut erhaltene Tellerschwämme (Tremadictyon), _ deren Öffnung mehr als 30 cm beträgt. Sie liegen in den Mergellagen bzw. Schicht- fugen und sind stets mit der hangenden, aber niemals mit der liegenden Kalkbank fest verbunden. Sie bilden so die Basis einer Kalkbank. Die ursprüngliche Einbettungslage der Schwämme läßt sich bekanntlich durch die ‚unterschiedliche Verteilung des Organismenbewuchses auf Ober- und Unterseite ‚ leicht feststellen. Für die Oberseite, gleichgültig, ob sie die ursprüngliche Schwamm- ‚ oberseite darstellt oder nicht, ist das Aufsitzen von Algenbildungen stets charakte- ‚ ristisch (vgl. Stromatolithe, Aphanostromata in Kap. 2.1.2.1.). Für die Unterseite kann Besiedelung durch eine reiche spongiophile Epifauna oft kennzeichnend sein (vgl. | Kap. 3.2. im palökologischen Teil der vorliegenden Arbeit). Schwämme mit allseitigem Algenwuchs oder solche mit Algenbildungen auf der ‘im Sediment nach unten orientierten Seite wurden nicht angetroffen. Das bedeutet, | \ | | 16 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 daß die Schwämme nach der Besiedelung nicht mehr umgelagert wurden. Sie dürften demnach an der Stelle, an der sie lebten, oder in allernächster Umgebung fossilisiert worden sein. Ihr Auftreten ist mehr oder weniger auf die grob- und unregelmäßig gebankten bis ungebankten Gesteine der Stotzenfazies beschränkt. Da sie hier mit Ausnahme der plattigen Formen meist nicht in Lebensstellung eingebettet sind und \ | | | außerdem nicht so dicht beieinander liegen, daß sie sich gegenseitig berühren, kann | man wohl von einem festen Schwammgerüst der Stotzen im Sinne von Roıı (1934. 222) nicht sprechen. Wie erwähnt, findet man in unseren Stotzen fast nur Vertreter der Lithistiden ' und Hexactinelliden. Ihr ursprüngliches Opal-Skelett (vgl. Pokorny 1958, 19) konnte nirgends angetroffen werden. Die Kieselsäure wurde während der Fossilisation voll- ständig durch Kalzit (sehr selten auch durch Pyrit) verdrängt. Das so umgewandelte, im Durchlicht hell erscheinende Nadelskelett liegt in einer dunklen und oft unregelmäßig zerlappten Kalksubstanz eingebettet. Diese ersetzt gewissermaßen den Schwamm-Weichkörper, sodaß die ehemalige Gestalt der fossilen Schwämme in einer Art Kalknachbildung erhalten ist. G.K. Fritz (1958, 30) nannte dieses verkalkt überlieferte Abbild eines Schwam- | mes „Kalkmumie“ und den Kalk, aus dem sie besteht, „Mumienkalk“. Dieser ist ' nicht einheitlich gefärbt. Im Anschliff erscheint er vielfach undeutlich wolkig. Die Farbe wechselt dabei von weißlichgrau über gelb-braungrau bis in blaugrau über. Der Grund dafür liegt eindeutig in der ungleichen Körnigkeit des Mumienkalkes; unter Umständen auch in der Verteilung von bituminösen und anderen aktiv färben- den Stoffen, wie z.B. Pyrit und seine Oxydationsprodukte. Bereits Raurr (1893—1894, 219) stellte bei seinen Spongien-Untersuchungen fest, daß der „Schwammkalk“ sich aus einem „makro“- und einem „mikrokrystallinen“ Anteil zusammensetzt. Unter dem Mikroskop und bei starker Vergrößerung (X 150) läßt sich erkennen, daß der „mikrokrystalline“ Anteil — richtiger wäre es, ihn mit kryptokristallin zu bezeichnen — aus einem homogenen und äußerst feinkörnigen Kalk besteht, der sich häufig zu kleinen, unscharf begrenzten Körperchen zusammenschließt. Sie liegen dann in dem heller wirkenden „makrokrystallinen“ Anteil wie in einer mikrosparitischen Grundmasse eingebettet (Taf. 5, Fig. 4). Der kryptokristalline Kalk erscheint oft nicht nur im Dünnschliff, sondern auch im Anschliff dunkler als das umgebende Sediment. Daraus ist zu entnehmen, daß in diesem eine gewisse Anreicherung von Pyrit etc. stattgefunden hat. Chemische Ana- lysen von RAurr (1893—1894, 226) und Fritz (1958, 33) bestätigen es. Ein weiteres, auffallendes Merkmal des dunklen Kalkes ist, daß er im Gegensatz zum normalen Sediment keinerlei detritische Komponenten enthält. Diese Eigen- schaft, sowie die Farbe und Feinkörnigkeit sprechen für eine Ausfällung des Mumien- kalkes durch die Verwesungsprodukte der Schwämme. Er ist demnach als Verwesungs- kalk im Sinne von Fischer (1913, 57) und Roır (1934, 225) anzusehen. Über seine Bildungsweise berichtet Frıtz (1958, 64) ausführlich. Gerade diesem Verwesungs- kalk verdanken die Schwämme nach Frırzs Angaben ihre Erhaltungsfähigkeit. Der Erhaltungsgrad des untersuchten Schwammaterials ist verschieden. Es gibt Schwämme mit tadelloser Körper- und Nadelgerüst-Erhaltung, aber auch solche — vor allem Schwammfragmente —, in denen die Skelettelemente stark verdickt (Taf. 5, Fig. 4 und 5) und teilweise oder völlig ausgelöscht sein können. Auch diese Schwämme können in ihrer äußeren Form noch mehr oder weniger gut erhalten NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 17 erscheinen. Derartig unvollständig erhaltene Mumien bezeichnete Fritz (1958, 35) als unvollständig verkalkte Schwämme. Bei den vollständig verkalkten Schwämmen muß die Ausfällung des Verwesungs- kalkes, nach Frıtz, ziemlich rasch gewesen sein, so daß das zarte Nadelskelett dem völligen Zerfall entgehen konnte. In An- und Dünnschliffen erkennt man häufig noch deutlich Einzelheiten des komplizierten Schwammkanalsystems, wie z.B. Epi- und Aporhysen (Taf. 3, Fig. 1). Sie sind mit einem Material ausgefüllt, das dem ein- bettenden Gestein völlig ähnelt und deshalb im Anschliff heller erscheint. Sehr deut- lich erkennt man bei guter Erhaltung das typisch rechtwinklige Gitterwerk der Hexactinelliden mit einer Maschenweite von 0,2-0,3 mm und einem Durchmesser der Skelettelemente von 0,05—0,1 mm. Es handelt sich hierbei um das Stütz- skelett des hexactinelliden Schwammes, das aus triaxonen Megaskleren aufgebaut wird (vel. PoKkorNY 1958, 22). Die sehr feinen Mikroskleren des Oberflächenskeletts, die auch sonst im ganzen Weichkörper frei liegen können, sind im fossilen Schwamm meist nicht erhalten. Sie fallen schon bei Beginn der Verwesung heraus, werden dabei aufgelöst oder im Sedi- ment verstreut. Als Mikroskleren sind vielleicht die recht häufig auftretenden zier- lichen und vorwiegend einachsigen Nädelchen zu deuten. Sie können stellenweise stark angehäuft sein (Taf. 5, Fig. 8) und gelegentlich eine deutliche Einregelung nach ihrer Längsachse aufweisen. Ein- und dreiachsige Nadeln wurden auch im Schlämm- rückstand des öfteren gefunden. Zum Teil liegen sie in pyritisierter Erhaltung vor. Die unregelmäßig geformten, verfilzten und verschmolzenen Desmen der selteneren Lithistiden kann man im An- und Dünnschliff sowie an geätzten Schwammflächen ebenfalls gut erkennen. Im Schlämmrückstand findet man sie jedoch nur selten. Besonders in mit Essigsäure angeätzten Schwämmen werden häufig milchigweiße, serpelähnliche Röhrchen mit einem Durchmesser von etwa 0,2 mm beobachtet. Sie gehen durch die Maschenräume des Schwammskelettes hindurch und winden sich um die Nadeln herum. Im Ätzrückstand können diese als Knäuel der fein agglutinieren- den Foraminifere Tolypammina vagans (BrAapy) bestimmt werden. Diese Art ist bei FRENTZEN (1944, 327 u. Taf. 18, Fig. 1—5) ausführlich behandelt und gut abgebildet. Etwas seltener als die Tolypammina-Röhren treten im Schwammskelett die eben- falls agglutinierten Gehäuse der Gattung Thurammina auf. Ihr äußerer Umriß ist durch den zur Verfügung stehenden Maschenraum bestimmt (s. $. 37) und deshalb recht variabel (Taf. 5, Fig. 4 und 5). Auf die übrige, beim Ätzen der Schwämme gewonnene Foraminiferenfauna wird später im palökologischen Teil eingegangen. Kalkalgen Insbesondere den Schwammumien und deren Resten sitzen häufig Karbonat- krusten auf, die den Cyanophyceen zugeschrieben werden, obwohl sie keine einwand- freie Algenzellstrukturen erkennen lassen (siehe unter Aphanostromata). Diese 'Algenkalkkrusten spielen beim Aufbau unserer Stotzen eine wichtige Rolle und nehmen dabei quantitativ den ersten Platz ein. Sie sind überhaupt in der Stotzen- fazies des Süddeutschen „Malm“ weit verbreitet (vgl. HıLLer 1964, 127) und treten ‚in zwei verschiedenen Erscheinungsformen auf: als regelmäßig aufgebaute und zum ‚anderen als irreguläre Algenkalkanlagerungen. Während die ersten stets aus zahl- ‚reichen, deutlich ausgeprägten und mehr oder weniger stark undulierenden Lamellen bestehen, d. h. immer die typische Stromatolithen-Laminierung aufweisen (Taf, 18 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Fig. 1 und 2), fehlt den anderen eine ähnliche Struktur ganz, oder sie ist nur durch wenige, kurze und schlierenartige Partien schwach angedeutet (Taf. 2, Fig. 1—4). Außerdem enthalten die letzteren im Vergleich zu den Stromatolithen größere Men- gen von Foraminiferen, Serpeln und anderen Schalenresten. Beide Typen können nebeneinander vorkommen und stellenweise lateral, wie auch vertikal ineinander übergehen (vgl. Taf. 1, Fig. 4). Für die strukturlosen bzw. schlierigen Algenbildungen hat sich in einem ver- breiteten Schrifttum (z. B. BERCKHEMER 1923, 19; Frıtz 1958, 51 und zuletzt Gwin- NER 1971, 196) die unlogische Bezeichnung „Kalkkrusten“ oder einfach „Krusten“ eingebürgert. Diese Bezeichnung wird in der vorliegenden Arbeit nicht beibehalten, denn das Wort „Kruste“ ist zu allgemein und umfaßt zu viele verschiedenartige Bildungen, die organischer aber auch anorganischer Herkunft sein können. Die Stro- matolithe gehören schließlich ebenfalls zu den „Krusten“. Um begriffliche Mißverständnisse auszuschalten, werden die zur Debatte ste- henden „Algenkrusten“ wegen der fehlenden bzw. undeutlichen Laminierung als Aphanostromata (aphanes = unsichtbar, verborgen, undeutlich) bezeichnet. Stromatolithe Das typische Kennzeichen der Stromatolithe ist die deutlich ausgeprägte laminare Struktur. Sie verdankt ihre Entstehung der sedimentbindenden Eigenschaft dünner Algenrasen, die sich im Verlauf ihrer Einsedimentierung stets erneut an den relativ hoch liegenden Teilen der Schichtoberfläche ausbreiten. Die Stromatolithe stellen demnach keine Fossilien im üblichen Sinne, sondern eine rhythmische Kombination von Algen- und Sedimentlagen dar. Das daraus resultierende Anlagerungsgefüge wird mit Recht als eine algenbedingte sedimentäre Struktur angesehen (s. GLAESSNER 197151329). Stromatolithe finden sich ausschließlich in den grobgebankten und äußerst ton- armen Kalksteinen der Stotzenfazies. Sie wachsen dort auf Schwammoberseiten (Taf. 1, Fig. 1 und 2) oder gehen aus den Aphanostromata hervor (Taf. 1, Fig. 4). Freie Stromatolithe, wie sie Hummer (1960, 45) und Hırıer (1964, 103) beschreiben, wurden nicht beobachtet. Nur ein kleiner, etwa 2,5 mm hoher Stromatolithenstock scheint mit seiner Basis unvermittelt über einer Gesteinspartie von krümeliger Struk- tur einzusetzen (vgl. Taf. 1, Fig. 5). Das kann aber durch die Schlifflage bedingt sein. Bei den schwammgebundenen Stromatolithen ist die Grenze zum unterlagernden Schwamm stets vollkommen scharf. Die untersten Lamellen lagern sich etwa par- allel zum Substrat. Die Form kann nach oben beibehalten werden, und es entstehen dann polsterartige Stromatolithe. Meistens jedoch bilden sich gleich danach kleine, miteinander verbundene Kuppeln, die dem Stromatolithen sein unregelmäßiges Aus- sehen geben (Taf. 1, Fig. 1 und 2). Bei näherer Betrachtung erkennt man, daß die einzelnen Lamellen nicht über den ganzen Querschnitt der Stromatolithe hinweg verfolgt werden können. Vielmehr fällt auf, daß sie nur über kurze Strecken anhalten und sich oft vergabeln, um sich schließlich mit benachbarten Lamellen zu vereinigen oder blind zu endigen. Der Vertikalabstand der einzelnen Lagen beträgt gewöhnlich 0,2—-1 mm und die Wachstumshöhe der Stromatolithe bis über 20 mm. Über ihre maximale Aus- dehnung und Dicke konnte im Aufschluß nichts ermittelt werden, da die Laminierung im anstehenden und frisch angeschlagenen Gestein häufig kaum zu erkennen ist. NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 19 In einem Anschliff (Nr. ST 1-8) wurde eine Länge von über 15 cm und eine Dicke von über 8 cm gemessen. Das Wachstum der Stromatolithe wird oft durch Fragmente einer neuen Schwamm- generation unterbrochen. Es entsteht dabei ein gewisser rhythmischer Wechsel von Schwammlager und Stromatolithen, der sich mehrmals wiederholen kann. Im er- wähnten Anschliff besteht ein solcher Rhythmus aus achtfacher Wechselfolge. Von unten nach oben sind deutlich zu sehen: Schwamm — Stromatolith — Schwamm — Stromatolith — Sediment — Schwamm — Stromatolith — Sediment. Stromatolithe, die aus Aphanostromata hervorgehen bzw. mit diesen in enger räumlicher Verbindung stehen, scheinen nach den hier gemachten Beobachtungen recht häufig zu sein. Ihre Ausdehnung ist allerdings wesentlich geringer als die der schwammgebundenen Stromatolithe. Der meist vertikale, seltener laterale Übergang kann ganz plötzlich erfolgen oder so vor sich gehen, daß die Schlieren der Aphano- stromata — sofern solche vorhanden sind — größer werden und sich zu einer ziemlich regelmäßigen Wuchsform zusammenschließen (vgl. Taf. 1, Fig. 4). Daraus entwickeln sich vorwiegend säulige Stromatolithe, deren Wachstum mehr oder weniger senkrecht nach oben gerichtet ist. Manchmal vereinigen sich benachbarte Säulen durch laterales Ausweichen in ihrer Dachpartie zu einem lagerartigen Stromatolithen. Je schmaler die Stromatolithen-Säule, um so stärker ist die konvexe Wölbung der Lamellen (vgl. Taf. 1, Fig. 3). Sie stoßen dann am Säulenrand an eine gemeinsame, sogenannte „Grenzlamelle“ (BERCKHEMER 1923, 23), die steil herabzieht und den Stromatolithen gegen das umgebende Gestein scharf abgrenzt. Im Dünnscliff und bei starker Vergrößerung zeigen die Stromatolithe häufig _ eine krümelige Struktur (vgl. Taf. 1, Fig. 5). Bald liegen die feinen und meist un- scharf begrenzten mikritischen Krümel sehr dicht, bald weit auseinander und bilden dadurch dunklere und hellere Lagen, aus denen sich das typische Erscheinungsbild _ der Stromatolithe ergibt. Die Zwischenräume der Krümel in den helleren Lagen sind mit spätigem Kalzit oder mit normalem Sediment ausgefüllt. Hin und wieder findet man in dem gefangenen Sediment organische Einschlüsse, vor allem Serpel- und Foraminiferenfragmente. Oft sind diese nur im untersten Bereich der schwamm- gebundenen Stromatolithe zu sehen, wo sie die Laminierung weitgehend zerstört haben (vgl. Taf. 1, Fig. 1). Stromatolithe aus dem Weißen Jura Süddeutschlands sind zwar schon lange be- kannt (vgl. SCHMIERER 1902, 547), doch gehen die Ansichten über ihre Genese ent- schieden auseinander. HöLder (1942, 342) und Hummer (1960, 62) zum Beispiel halten die Weißjura-Stromatolithe für rein anorganische Bildungen. BERCKHEMER (1923, 22), Frıtz (1958, 55) und Hırıer (1964, 159) dagegen betrachten sie als Abscheidungsprodukte von primitiven Meeresalgen. SCHMIERER (1902, 547) vermutet in ihnen sogar Stromatoporiden. Trotz des Fehlens von zellularen Strukturen — sie sind übrigens auch bei rezenten Algenmatten schon 1 cm unter ihrer Oberfläche oft nicht mehr zu sehen (vgl. BoL- LINGER & BuRRI 1970, 32) — dürfte die Algennatur der Weißjura-Stromatolithen als sicher gelten. Ihr ausgesprochen phototrop gerichtetes Wachstum und ihre weit- _ gehende Ähnlichkeit mit andernorts gefundenen fossilen wie auch rezenten Algen- stromatolithen sprechen stark dafür (vgl. u.a.: KaLkowsky 1908; PıaA 1927; Dorn 1953; Logan et al. 1964; WoLr 1965; Monty 1965 u. 1967; BoLLINGER & Burrı 1970; BATHURST 1971). rn | 20 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 | Gemeinsam mit diesen — von blaugrünen Algen stammenden — Bildungen haben | unsere Stromatolithe die erwähnte laminare Struktur und die regelmäßige äußere Form. Im Unterschied zu diesen sind unsere Stromatolithe aber nicht in flachstem ı Wasser (Supra- bis höheres Subtidal) entstanden. Aus verschiedenen Überlegungen müssen wir hier ein wesentlich tieferes Ablagerungsmilieu annehmen (s. $. 55). Aphanostromata Unter Aphanostromata verstehen wir verschieden große und unregelmäßig ge- formte (Algen-) Massen aus dichtem, schlierigem oder krümeligem, kryptokristal- linem Kalzit, die sich durch das Fehlen einer deutlich laminierten Struktur und — im ı Vergleich zu den Stromatolithen — den relativ hohen Anteil von organischen Ein- schlüssen auszeichnen. Aphanostromata kommen häufiger in den grobgebankten als in den flaserigen ı Kalksteinen vor, jedoch stets im Bereich der Stotzenfazies. In der daran anschließen- den „Bioarenitfazies“ und weiterhin in der reinen Bankfazies (Schlammfazies) konn- ten derartige Bildungen nicht mehr festgestellt werden. Die Aphanostromata sind kalkig erhalten und lassen sich deshalb von dem sie umgebenden Gestein nicht isolieren. Die folgenden Angaben beruhen ausschließlich auf Dünn- und Anschliffbeobachtungen. Sie ergaben u.a., daß die Aphanostromata fast durchwegs an Schwämme und deren Fragmente gebunden sind. In Verbindung mit anderen Organismen, wie Serpeln und Brachipoden, wurden sie nur selten, L) 1 ’ als freiwachsende Formen im Sinne Hırıers (1964, 19) überhaupt nicht angetroffen. | Diejenigen, die ein solches Bild bieten, erweisen sich bei genauer Betrachtung als laterale Auswüchse von schwammgebundenen Aphanostromata. Die äußere Form der Aphanostromata ist verschiedenartig, ihre Größe unter- schiedlich. Nicht selten läßt sich erkennen, daß zwischen Form und Größe der Aphanostromata einerseits und Einbettungslage der unterlagernden Schwämme an- dererseits gewisse Beziehungen bestehen: bei langgestreckten und etwa schichtparallel | eingebetteten, vor allem plattigen Schwämmen bedecken die daraufsitzenden Apha- nostromata meist die ganze Schwammoberseite und bilden flache Polster mit un- ruhiger Oberfläche (vgl. Taf. 2, Fig. 1). Die Mächtigkeit derartiger Polster beträgt | 1—3 cm. Ihre horizontale Ausdehnung, die natürlich von der Länge des Sub- strates abhängt, liegt in der Regel zwischen 5 und 15 cm, manchmal auch darüber. | Bei umgekippten, verbogenen oder schräg einsedimentierten Schwämmen nehmen die Aphanostromata die morphologisch höher liegenden Schwammteile ein. Gegen den Rand solcher Erhebungen dünnen sie aus. Das Wachstum ist dann mehr oder | weniger senkrecht nach oben gerichtet. Dabei bilden sich kuppige und säulige Formen, die mit ihrer Dachpartie an das nächstliegende Schwammlager anstoßen können (vgl. Taf. 2, Fig. 1, Bildmitte rechts). Die Höhe der Kuppen bzw. Säulen beträgt bis über 3 cm und die Breite etwa 0,5—2 cm. Vielfach treten Verzweigungen auf, aber ebenso oft kann man vertikale und laterale Verschmelzungen benachbarter Aphanostromata beobachten. Die daraus entstehenden Komplexe haben unregelmäßig begrenzte Formen und meist ansehn- liche Größe (vgl. Taf. 2, Fig. 3 und 4). Manchmal lösen sich von den Aphanostromata einzelne Knollen und Flasern ab — Frırz (1958, 77) nannte sie Tuberoide —, die dann als isolierte Körperchen in der Grundmasse auftreten können. Auf angeschliffenen Gesteinsflächen zeigen die Aphanostromata eine etwas dunk- lere Färbung als das sie umgebende Sediment; erst dadurch sind sie überhaupt kennt- NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 21 lich. Die dunklere Tönung kann wie beim Mumienkalk (s. S. 16) von aktiv färbenden Stoffen herrühren, geht aber nachweislich auch auf die komplexe Ausbildung des Kalkes, aus dem die Aphanostromata bestehen, zurück (vgl. Frırz 1958, 53; HummeL 1960, 44; HıLLEr 1964, 58 u. Taf. XXIV, Fig. 5). Im Anschliff und im Dünnschliff erkennt man, daß hellere und dunklere, schlierige Partien miteinander wechseln bzw. ineinandergehen. Die Farbintensität nimmt in den einzelnen Schlieren von unten nach oben, zuweilen auch zur Seite hin, allmählich zu. Ganz analog wechseln dabei auch die Korngrößen der Kalzitkristalle: von grob innen (hell) nach feiner außen (dunkel), so daß an der Grenze zur nächstfolgenden, wiederum helleren Partie oder zur Grundmasse ein dichter, dunkler Saum entsteht. Auf diese Weise ergibt sich das charakteristische, schlierig-wolkige Erscheinungsbild der Aphanostromata (vgl. Taf. 2, Fig. 1 und 2). In ihrem Inneren enthalten die Aphanostromata Einschlüsse von unterschiedlichen Organismenhartteilen. Den Hauptanteil machen kleine, leuchtend weiße „Flämm- chen“ aus, die je nach Schnittlage als rundliche, langgezogene oder gekrümmte Schalengebilde erscheinen (vgl. Taf. 2, Fig. 3 und 4; Taf. 3, Fig. 2). Frırz (1958, 60, Abb. 16) konnte sie mit den kalkschaligen, sessilen Angehörigen der Foraminiferen- gattung Nubeculinella Cusuman identifizieren. Diese individuenreichen Nubeculi- nellen lebten sehr wahrscheinlich in Symbiose mit den Algen, während letztere die Foraminiferengehäuse als Anhaftungsflächen benötigten. Außer Nubeculinellen wur- den Tolypamminen-Röhren, Serpel-Knäuel und Spiculae des öfteren gesehen. Typisch für die Aphanostromata sind weiterhin die zahlreichen, regellos ver- teilten Kleinhöhlen von unterschiedlicher Größe und Gestalt. Ihr häufiger Durch- messer beträgt 0,3—1 mm, der maximale etwa I cm. Gewöhnlich sind sie mit glasklarem Kalkspat ausgefüllt (vgl. Taf. 2, Fig. 2). Doch manchmal lassen sich in größeren Hohlräumen auch geopetale Anlagerungsgefüge beobachten (vgl. Taf. 3, Fig. 1). Ein dunkelgraues, krümeliges Sediment lagert sich etwa bis zur Hälfte der Kleinhöhlen geopetal auf. Der restliche Raum ist mit Kalkspat geschlossen. Als Besonderheit können die eigenartigen, meist gekrümmten bis angewinkelten, schlauchförmigen Gebilde angesehen werden, die man bei starker (X 150) Ver- größerung in den Aphanostromata findet. Sie sind mit weißem, mikrokristallinem Kalzit ausgefüllt und liegen innerhalb der Aphanostromata völlig regellos. Ihre Länge schwankt zwischen 100 um und 300 um. Die Dicke liegt bei etwa 30 um. Vermutlich sind es losgerissene Algenschläuche. Hırıer (1964, 100 u. Taf. XXV, Fig. 1-5), der _ die „Weißjura-Krusten“ ausführlich behandelt, beobachtete die gleichen Gebilde und deutete sie ebenfalls als Algenstrukturen. Trotz dieser unsicheren Struktur darf man annehmen, daß die Aphanostromata Algenbioherme darstellen. Dafür sprechen vor allem das phototrop gerichtete Wachs- _ tum und die weitgehende Ähnlichkeit mit den Stromatolithen, bei denen organische _ Beteiligung bei der Entstehung sicher ist. Einen weiteren Beweis für die organische Herkunft liefern die chemischen Analysen von HıLıer & Kuur (1967, 157). Sie er- gaben, daß der quantitative Anteil von Aminosäuren in den Weißjura-Stromato- lithen- und -Aphanostromata deutlich größer ist als im umgebenden Sediment. Ferner ist in diesem Zusammenhang zu erwähnen, daß ähnliche Bildungen auch in anderen Orten und stratigraphischen Bereichen vorkommen. K.H. Woır (1965, 137, Fig. 17 und 18) beschreibt sie aus dem Devon Australiens (Süd Wales) und I.D. Aıtken (1967, 1171, Fig. 11-16) aus dem Kambrium und Ordovizium Kanadas 22 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 (Alberta). Der erstere nennt sie Pseudostromata, Aıtken hingegen Thrombolithe. Beide Autoren betrachten sie aber als Produkte von Cyanophyceen. Als Pseudostromata bezeichnet schließlich auch Zorn (1971, 30) seine Algen- bioherme, die er im Salvatore-Dolomit (Mitteltrias) der Tessiner Kalkalpen vorfand. Er vertritt ebenfalls die Ansicht, daß sie von Blaualgen hervorgebracht wurden. Angehörige derselben, seit über 2,5 Milliarden Jahren überlieferten Algengruppe (vgl. Wray 1969, 1360, Fig. 2; GLAESSNER 1971, 1329) waren sehr wahrscheinlich die Erzeuger unserer Aphanostromata. In ihrem feinen Fadenwerk wurde Trübmaterial eingefangen, das dann beim Absterben der Organismen zusammen mit dem extra- zellular ausgeschiedenen Karbonat zurückblieb und diese eigenartigen biosedimen- tären Strukturen bildete. Ob es allerdings die gleichen Algenrasen waren, die auch unsere Stromatolithe erzeugten, läßt sich am fossilen Material nicht feststellen. Nach der paläobotanischen Nomenklatur wären die Aphanostromata, wie auch die Stromatolithe zur Sektion Spongiostromata Pıa 1927 zu stellen, da sie autoch- thone Wuchsformen darstellen und keine deutlichen Algenstrukturen aufweisen (vgl. PıA 1927, 36). Intraklaste unbestimmter Herkunft („Tubeerondies) Unter dieser Bezeichnung fassen wir scharf begrenzte, abgerundete und über 0,2 mm große mikritische Kalkkörperchen verschiedensten Ursprungs zusammen, die aber durch den Mangel an spezifischen Merkmalen oder sonstigen Hinweisen nicht eindeutig auseinandergehalten und gesondert behandelt werden können. In der Größenaberenzung der Intraklaste folgen wir der Forschen Definition, nach der die Grenze von Pellets zu Intraklasten etwa bei 0,2 mm gelegt wird (vgl. Fork 1962, 64). Sämtliche Gesteinsproben, die aus dem „Schneider“-Aufschluß entnommen wur- den, enthalten zahlreiche Intraklaste. Diese haben verschiedene Gestalt und unter- schiedliche Größe. Von annähernd kugeligen Aggregaten unter 1 mm bis zu unregel- mäßig-lappigen, jedoch stets abgerundeten Knollen von über 5 mm Durchmesser sind alle denkbaren Übergänge zu beobachten. Am häufigsten kommen rundlich- ovale und 0,52 mm große Komponenten vor, während solche über 1 cm sehr selten sind. Die Intraklaste bestehen aus mikritischem Kalzit, der wesentlich dunkler ge- färbt ist als die umgebende Grundmasse. Die feineren unter ihnen erscheinen im mikroskopischen Bild strukturlos und dicht; die gröberen (etwa 1 mm Durchmesser) dagegen zeigen sehr oft eine schlierig-wolkige Farbdifferenzierung, ähnlich, wie wir sie in den Aphanostromata (siehe S. 21) und den Schwammumien (siehe S. 16) kennengelernt haben. In ihrem Inneren treten häufig kalkschalige Foraminiferen auf. Manchmal sind diese schon mit bloßem Auge im Anschliff als helle, leuchtend- weiße Pünktchen zu erkennen. Es handelt sich hierbei vorwiegend um die gleichen sessilen Nubeculinellen, die auch in den Aphanostromata in großen Mengen vor- kommen können. Gelegentlich besetzen sie auch die Peripherie der Intraklaste, wo- durch deren äußere Begrenzung noch deutlicher wird (vgl. Taf. 4, Fig. 3). Außer Foraminiferen kann man in derartigen Intraklasten alle möglichen orga- nischen Einschlüsse antreffen. Meist sind es Spiculae, Serpeln, Echinodermenreste und kleine, unbestimmbare Bruchstücke, vermutlich von Bivalven. Auch sie können an der Oberfläche der Intraklaste aufgeklebt sein. Ferner können die Intraklaste der geschichteten Fazies, und nur dieser, ringsum von feinkörnigem Glaukonit umgeben sein (vgl. Taf. 4, Fig. 4). Stellenweise dringt A NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 23 er auch in das Innere der Intraklaste ein. Pyrit ist hier ebenfalls festzustellen. Ge- legentlich bildet er dünne Schlieren, die etwa konzentrisch aufeinander lagern. In zahlreichen Intraklasten bilden die genannten Einschlüsse einen deutlichen, zentralen Kern (vgl. Taf. 3, Fig. 3; Taf. 4, Fig. 1-4). Auffallend ist dabei, daß kernhaltige Intraklaste stets einen recht kleinen Durchmesser aufweisen. Er beträgt gewöhnlich 0,5—1 mm und erreicht selten 2 mm. Weiter fällt auf, daß die an den Kern angelegte mikritische Kalkmasse auch bei starker Vergrößerung (X 150) nie einen konzentrisch-schaligen Aufbau zeigt, wie etwa die onkoidischen Algenbildun- gen. Häufig ist zu beobachten, daß sich zwei oder mehrere dieser Knollen zu größeren, nierenförmigen und traubigen Komplexen zusammenschließen, bei denen dann oft die einzelnen Zentren noch gut zu erkennen sind (vgl. Taf. 3, Fig. 5). Die Haupt- verbreitung der kerntragenden Intraklaste liegt nach den vorliegenden Beobachtungen in der geschichteten Fazies des „Schneider“-Steinbruchs und zwar in einer etwa 30 m breiten, um den Stotzen herum streichenden Zone. Neben mehr oder weniger dichten und kernhaltigen Intraklasten treten auch solche auf, die deutlich Schwammskelettstrukturen erkennen lassen (vel. Taf. 3, Fig. 4). Allerdings sind sie — vor allem in der Schichtfazies — sehr selten unter 1 cm Größe zu finden. Im großen und ganzen gesehen sind die Stotzen im erwähnten Aufschluß intra- klastenärmer als ihre Umgebung. Ähnliche Beobachtungen konnte Rorı (1934, 230) auch in anderen Aufschlüssen mehrfach machen. Etwa 400 m weiter östlich wurden in den Bankkalken der Baugrube des Heidenheimer „Kaserne“ -Bereichs keine Intra- klaste mehr angetroffen. Derartige Karbonatkörperchen treten nach Angaben von Hier (1964, 21) in allen Stufen des Süddeutschen Weißen Jura und meistens dort auf, wo in unmittel- barer Nähe ungefähr gleichaltrige schwammführende Äquivalente liegen. In gesteins- bildender Menge und weiter Verbreitung kommen sie bevorzugt im Malm Delta vor, aus dem QuENSTEDT (1857, 673) sie zum erstenmal erwähnt hat. Obwohl diese Körperchen schon über ein Jahrhundert bekannt sind, ist der um ihre Genese entbrannte Meinungsstreit noch nicht beendet. Vielmehr hat er zu einer gewissen Unsicherheit geführt, weshalb wir hier die Bezeichnung „Intraklaste un- bestimmter Herkunft“ verwenden. Mit den Studien Roııs über Form, Bau und Entstehung der Süddeutschen Malm- Schwammstotzen setzte sich immer mehr die Ansicht durch, daß es sich bei diesen Intraklasten um Schuttbildungen handelt, die „von toten, schon einsedimentierten und verhärteten Teilen der Schwammbank“ stammen (RoıL 1934, 229) und durch Strömungen in Richtung Schichtfazies verfrachtet und dort abgelagert wurden. Daß diese Deutung der Intraklaste nicht stimmt, wurde später u. a. von Frıtz (1958, 84, 92) und AıpinGer (1961, 100-101) dargelegt. Es fehlt tatsächlich auch in unserem Aufschluß eine Sonderung der Intraklaste nach Korngröße sowohl in horizontaler wie auch in vertikaler Richtung. Wie die Fig. 3 auf Taf. 3 und Fig. 1, 3 und 4 auf Taf. 4 zeigen, liegt hier der umgekehrte Fall vor. Komponenten ganz verschiedener Größe und Gestalt kommen neben und über- einander vor. Sie sind in der Grundmasse meist schwimmend eingebettet und be- rühren sich nur selten. Die Häufigkeit der Komponenten weist innerhalb derselben Schicht oft Schwan- kungen auf. Diese Schwankungen stehen in keiner Beziehung zur Entfernung von den Schwammstotzen. Vielmehr ist unregelmäßige, wolkige Verteilung im Sediment 24 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 charakteristisch (vgl. ALpınger 1961, 100). Stellenweise sind die Intraklaste in Nestern und Flasern konzentriert (vel. Taf. 4, Fig. 2), die jedoch völlig regellos im Gestein liegen. Das auffallendste ist, daß sie, wo immer sie auch auftreten, stets eine angerundete Form zeigen. Wenn sie wirklich verhärtete Teile der „Schwammbank“ wären, dann ) i i müßten sie gerade hier, wo der Transportweg sehr kurz (0-50 m) ist, gewiß keine Rundung aufweisen. Außerdem wäre eine zumindest angedeutete schichtige Anlage- rung der Intraklaste in der Umgebung der Stotzen vorhanden. Schließlich müßten in ı diesem Fall auch andere Lithoklaste in den Schichtkalken aufgefunden werden. Sie fehlen aber gänzlich. Es ist deshalb abwegig, diese fraglichen Gebilde als „Riffschutt“ im Sinne von Roır zu deuten. Die Frage nach ihren Lieferanten und ihrer Entstehungs- weise wurde in den letzten Jahren zum Teil unterschiedlich beantwortet. B. ZiEGLER (1955, 48) erkärt die Intraklaste des Weißen Jura Delta als „Weich- körperfetzen von abgestorbenen Schwämmen der Schwammbauten, die treibend über das Meer verbreitet und erst bei der Verwesung unter Bildung von Verwesungs- fällungskalken eingelagert wurden.“ ZıesLers Hypothese scheint auf den ersten Blick gut fundiert zu sein; denn die Schwammfetzen können infolge ihres geringen spezi- fischen Gewichtes über weite Strecken schwebend verfrachtet werden. Dazu genügt schon eine schwache Wasserbewegung, die andererseits ausreichen muß, um die Schwämme zu zerstören. In unserem Fall verliert aber diese Anschauung ihre all- gemeine Gültigkeit. Gegen sie spricht vor allem das Fehlen der Intraklaste im Bereich des „Kaserne“ -Aufschlusses. Dieses Fehlen könnte natürlich durch besonders ruhiges Wasser oder/und auch durch verstärkte Kalkausfällung bedingt sein. Eine starke Sedimentation, die das Treiben der Fetzen verhindern konnte, ist im „Schneider“- Steinbruch auszuschließen, denn die Schichtpakete sind hier entschieden geringer mächtig als die entsprechenden im „Kaserne“-Bereich. Bei sehr ruhigem Wasser müßte dann eine Häufigkeits- und zum Teil auch eine Korngrößenabhängigkeit von der Entfernung zum Liefergebiet vorhanden sein. Das konnte aber im großen und ganzen nicht festgestellt werden. Nach G. Fritz (1958, 100) sind die Intraklaste — er nannte sie Tuberoide — der Bankfazies auf solche Schwämme zurückzuführen, die am Meeresboden als Einzel- exemplare wuchsen und nicht dazu ausreichten, um Stotzenbildungen zu bewirken. „Bei der Verwesung zerfielen diese Einzelschwämme weitgehend und führten durch Ausscheidung von Verwesungsfällungskalk unmittelbar (Teile von unvollständig ver- kalkten Schwämmen) oder aber mittelbar (Umkrustungen kalkiger Hartgebilde) zur Bildung von Tuberoiden.“ In der Schichtfazies unseres Aufschlusses wurden nur wenige größere und kantige Bruchstücke, aber keine ganzen Schwämme gefunden. Anders ist es im Übergangs- bereich der Schicht- zur Stotzenfazies: Hier treten vermehrt unversehrte, manchmal auch noch in Lebensstellung befindliche Schwämme auf. Sie sind übrigens — im Gegen- satz zu den Schwämmen der Stotzenfazies — hier selten und dann nur von sehr dünnen Aphanostromata-Polstern bedeckt. Es ist nun unwahrscheinlich, daß, wäh- rend hier Schwämme erhalten blieben, ein paar Meter weiter alle aufgelöst worden sein sollen. Es müssen also in der geschichteten Fazies wesentlich weniger Schwämme gelebt haben als im Faziesübergang. Wenn das zutrifft, und wenn keine Fetzen von den Stotzen her eingeschwemmt wurden, dann reichen diese wenigen Schwämme auf keinen Fall aus, um die großen Mengen von Intralklasten geliefert zu haben. Auch | NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 25 das äußerst seltene Vorkommen von Intralklasten mit deutlichen Schwammstrukturen spricht gegen eine große Anzahl von Schwammindividuen im Bereich der Schichtfazies. K. HıLLer (1964, 26) vertritt anscheinend deswegen die Ansicht, daß die „Mehr- zahl der Tuberoide Abkömmlinge von Krusten sind“. Nach seinen Ausführungen wurden diese „Krusten“ und zum Teil auch die Schwämme nicht zusammenhängend fossilisiert, sondern lösten sich in grusartige Kalkkörperchen auf, die dann „an Ort und Stelle ihrer Bildung oder in deren unmittelbaren Umgebung (Größenordnung: einige Meter) eingebettet wurden.“ Sicher kann ein Teil unserer Intraklaste auf Aphanostromata (siehe $. 16) sowie auf Schwämme zurückgeführt werden. Doch die weitaus größte Anzahl dürfte dem Erscheinungsbild nach (Kern, Rundung) nicht durch Zerfall, sondern direkt durch inkrustierende, fadenförmige Algen entstanden sein. Ob diese Algen allerdings ausschließlich den Stotzenbereich i. e. S. besiedelten oder ob sie auch etwas tiefer, d.h. am Ort ihres heutigen Vorkommens in der Schicht- fazies lebten, ist schwer zu beurteilen, da die Intraklaste überall die gleiche eigen- artige Verteilung im Gestein aufweisen (s. oben). Ganz allgemein gilt jedoch, daß umkrustete Körner nur dann entstehen können, wenn die Wasserbewegung so stark ist, daß die als Kerne dienenden Komponenten gerollt, bzw. aufgewirbelt und zeit- weise in leicht schwebender Bewegung über der Sedimentoberfläche gehalten werden. Solche Bedingungen dürften im stotzennahen und vor allem im Stotzen- bereich selbst geherrscht haben, um den sessilen Organismen (z. B. Schwämmen) eine ständige Nahrungszufuhr zu gewährleisten. Da die Intraklaste in der Schichtfazies anteilmäßig deutlich überwiegen, müssen sie teilweise von den Stotzenflanken kommen. Von hier aus konnten sie schon unter Einfluß der Hangneigung oder/und durch schwache Turbulenz abrieseln und in der geschichteten Fazies eingebettet werden, ohne daß Partikel sonstiger verfestigter Stotzensedimente, Diskordanzen oder Gradierung zu erwarten wären. | Die unregelmäßige, mehr oder weniger wolkige und nesterartige Verteilung der Intraklaste entstand möglicherweise durch Anreicherung in kleinen, im cm-Bereich ‚ liegenden Depressionen am Meeresboden, die wohl durch wühlende oder grabende ' Organismen geschaffen wurden. Wegen des gleichförmigen Korns sind aber diese Depressionen im Schliff nicht mehr zu erkennen. Gewisse Ähnlichkeiten zeigen unsere Intraklaste mit den vorwiegend „struktur- ' los-dichten“ Gebilden, die M. W. Bausch (1963, 30 u. Taf. 3, Fig. 3 und 4) aus dem „Massenkalk“ der unteren Altmühl beschreibt und abbildet. Auch Bausch hält sie für Produkte von fadenförmigen Algen. Nach Carozzı (in: Bausch 1963, 31) handelt ‚es sich sogar um die gleichen, im einzelnen noch unbestimmten Algen, die die knolligen ‚Einlagerungen im Oberen Malm des französischen Faltenjura lieferten. Sie zeigen ‚ebenfalls keine Algenstrukturen. Sehr wahrscheinlich waren es einzellige Cyanophyceen, deren Strukturen jedoch ‚dadurch verwischt worden sind, daß sich mikritischer Kalzit in ihren Zellen aus- geschieden hat. Wie CHıLinGar et al. (1967, 194 u. Taf. II-IV) bei rezenten Schizo- phyten nachweisen konnten, gehen derartige Strukturen schon bald nach der Ab- ‚lagerung tatsächlich in einen völlig strukturlosen, kryptokristallinen Kalzit über. ‚ Unter dem Begriff „Intraklast“ werden hier mikritische Kalkkörperchen zusam- mengefaßt, deren Genese in vielen Fällen nicht zu erkennen ist. Bei den kernlosen, ‚den lappigen und den rundlich-ovalen Komponenten vor allem kann es sich um ver- ‚kalkte Schwammweichkörperfetzen, Sprossungs- und Zerfallsprodukte von Aphano- 26 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 stomata, vielleicht auch um Kotpillen sowie um scheinbar kernlose Algenknollen, die im Schliff schräg angeschnitten wurden, handeln. Bro klasıte Bioklaste haben im Vergleich zu den bisher besprochenen Komponenten einen geringeren Anteil am Aufbau des Sediments. Die Hauptmasse von ihnen bilden Spiculae und Echinodermenfragmente. Bei den ersten handelt es sich fast durchweg um einachsige Gebilde, die man auf Grund ihrer Form und Größe als Mikroskleren ansprechen würde (s. 5. 17). Sie sind mehr oder weniger auf die Stotzen beschränkt und können dort stellenweise stark angehäuft sein. Ihre Einregelung im Gestein ist meist — wie auch die Fig. 8 inTaf. 5 zeigt — völlig richtungslos. Nur in ganz wenigen Fällen konnte eine gewisse Einregelung der Spiculae nach ihrer Längsachse beobachtet werden. Die Echinodermenfragmente, deren typisches Gitterwerk im Dünnschliff gut zu erkennen ist, kommen in den geschichteten Kalksteinen wesent- lich häufiger als in den Stotzen vor. Es wurden vor allem Stacheln und Bruchstücke derselben sowie Interambulacralplatten von Seeigeln, Holothurienrädchen (vgl. Taf. 5, Fig. 9-11) und nicht näher bestimmte Ophiurenreste angetroffen. Derartige Ele- mente wurden auch im Schlämmrückstand recht häufig gefunden. Als nächste Bioklastengruppe sind Schalenbruchstücke von Brachipoden anzuführen. Sie zeigen oft einen zweischichtigen Aufbau, wobei die äußere und zu- gleich dünnere Schicht aus zahlreichen, feinen und parallel zur Schalenoberfläche ver- laufenden Lamellen besteht, während die innere aus langgestreckten und mehr oder weniger schräg angeordneten Kalzitprismen aufgebaut ist. Gelegentlich ist eine Per- foration der Schale zu sehen, die auf Terebratuliden hindeutet. Fehlt die äußere Schicht, so ist die prismatische kaum von Muschelschalen zu unterscheiden. Nach der Schalenstruktur erkennbarer Pelecypodenschutt tritt sehr selten auf, obwohl Mytiliden, Limiden und vor allem Pectiniden öfter gefunden werden. Etwas zahlreicher dagegen kommen Aptychen und Schalenreste vor, die eine undifferenzierte Struktur aufweisen. Diese wurde während der Diagenese durch Umkristallisation in drusigen Kalkspat zerstört. Eine paläontologische Zuordnung derartiger Klastika ist daher nicht mehr möglich. Vermutlich stammen sie von Mol- lusken mit vorwiegend arasonitischer Schale. Zu den Bioklasten gehören schließlich Bryozoen (vel. Taf. 1, Fig. 1 u. 2), die von ihrem ursprünglichen Lebensort entfernt wurden, sowie Foraminiferen- und Serpelbruchstücke. Die Größe der Bioklaste beträgt einige Zehner von ıım bis über 1 cm, am häufig- sten 1-5 mm. Bezeichnend ist, daß kleinere und größere Bioklaste nebeneinander auftreten, sich aber gegenseitig nicht oder nur selten berühren und — statistisch ge- sehen — völlig regellos im Sediment liegen. Eine Konzentration oder Einregelung der Bioklasten — Hinweis auf stärkere und gleichgerichtete Wasserströmungen — ließ | sich nirgends feststellen. | Die wirre Lagerung und Zerstörung der Schalen erfolste wahrscheinlich durch ı Bioaktion oder auch durch turbulente Strömungsverhältnisse. Diese Turbulenzen ı dürften jedoch nicht allzu heftig und auch nicht lanpfristig gewesen sein, denn man findet immer wieder — und besonders häufig in den sebankten Kalksteinen — größere sewölbte Schalenreste und Aptvchen. die mit der Wölbung nach unten liegen. „Ge- wölbt unten“ ist nach Rıcnters Angaben (1942, 188 ff.), soweit dies nicht die Lebens- NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 27 bzw. Leichen-Lage des Fossils darstellt, die typische Lage von niedersinkenden schüs- selförmigen Körpern bei ruhigem oder schwach bewegtem Wasser (vgl. auch JAnIcKE 1969, 152; ZIEGLER 1972, 38). Wühlgefüge konnten lediglich in der Stotzenfazies — wenn auch selten — be- obachtet werden. Gewiß gab es auch im Bereich der gebankten Fazies wühlende Organismen, doch lassen sich ihre Spuren auf Grund des homogenen Sediments nicht mehr feststellen. Manchmal sind die morphologisch exponierten, aus dem Kalkschlamm heraus- ragenden Teile der Schalen von Algen umkrustet. Der Wuchs ist einseitig und stets nach oben gerichtet. Lineare Schalenreste mit beiderseitigem Bewuchs wurden nicht beobachtet. Das deutet ebenfalls auf mehr oder weniger ruhige Ablagerungsverhält- nisse im untersuchten Gebiet hin. Pxeslilfests Hierunter werden mit Fork (1962, 65) alle rundlichen, mikritischen Kalkkörper- chen unter 0,2 mm Größe und zwar ohne Rücksicht auf ihre Herkunft zusammen- gefaßt. Derartig kleine Körperchen finden sich in der Grundmasse zwischen den Intraklasten verstreut oder angehäuft zwischen den Schlieren bzw. Lamellen von Algenbildungen (s. Stromatolithe) sowie innerhalb von mehr oder weniger unvoll- ständig erhaltenen Mumien und in deren unmittelbarer Umgebung. Von besonderem Interesse sind jene Pellets, die in räumlichem (und vermutlich genetischem) Zusammenhang mit Schwämmen stehen, da ihre Ausbildungs- und Auf- tretensweise sehr mannigfaltig sein kann. Sie sollen im folgenden etwas ausführlicher besprochen werden. Typisch für diese Pellets sind die mehr oder weniger unscharfe Begrenzung und die sehr geringe Größe: Ihr Durchmesser variiert zwischen 0,01 und maximal 0,07 mm, am häufigsten liegt er zwischen 0,02 und 0,04 mm. Die Form kann dabei kugelig, länglich-oval oder auch unregelmäßig gerundet sein. Sie liegen meist dichtgepackt in den Maschenräumen des Schwammgerüstes (vgl. Taf. 5, Fig. 4) oder/und außer- halb dessen in Nestern und Schlieren sowie in bis mm-dicken Schläuchen (vgl. Taf. 5, Fig. 3). Im Dünnschliff Nr. ST1-—4 wurden sie als Füllung eines ellipsoidischen Ge- bildes (? Gehäusequerschnitt) beobachtet (vgl. Taf. 5, Fig. 2). Bei den schlauchförmigen Anreicherungen, in denen die Pellets gelegentlich mit Spiculae, Foraminiferen und anderen Schalenresten konzentriert sind, handelt es sich wohl um Wohn- und Fraßgänge. Auffallend ist, daß innerhalb ein und derselben Anhäufung selten eine etwa einheitliche Größe oder Form herrscht. Eine kontinuier- liche Größenabnahme bzw. -zunahme kommt zwar häufig vor, sie kann aber nicht nur vertikal, sondern auch allseitig erfolgen. Die größeren und zugleich unregelmäßig- rundlichen Pellets finden sich bevorzugt im Inneren solcher Konzentrationen und heben sich von dem sie umhüllenden mikrosparitischen Bindemittel deutlich ab. Nach außen hin folgen kleinere, länglich-ovale und meist unscharf begrenzte Pellets, die dann entweder allmählich in eine heller erscheinende Kalkmasse übergehen oder ganz plötzlich und fast immer mit scharfer Grenze gegen das umgebende Gestein absetzen. Die beschriebenen Gebilde sind für die verkalkten Schwämme des Süddeutschen Weißjura recht charakteristisch und schon lange bekannt. Raurr (1893—1894, 219; Fig. 44-46) fand sie zum erstenmal in den Maschenräumen einer verkalkten Crati- cularia und betrachtet sie als „oolithische Structuren“ des Mumienkalkes. Ihre Ent- 28 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 stehung vermutete RAaurr in sekundären Kristallisationsprozessen, die nach der Erhärtung des „Schwammkalkes“ stattgefunden haben müssen. In der jüngeren Zeit untersuchte Frıtz (1958, 44) diese Mikrostrukturen ein- gehender und bezeichnete sie als „Pseudooide“. Diese Bezeichnung wurde später u.a. von Hummer (1960, 59), Hırrer (1964, 120) und Pausen (1964, 15) über- nommen und bis heute beibehalten. Über die Genese der „Pseudooide“ stellte Frırz Überlegungen an. Er erkannte, daß ihre Ausbildungs- und Lagerungsweise in den Kalkmumien dermaßen vielseitig ı ist, daß außer Raurrs Erklärung noch weitere Entstehungsmöglichkeiten hinzugezogen werden müssen. Nach seinen Angaben wird der „weitaus größere Teil durch primäre Bildungen in Form von einfachen Zusammenballungen des Kalkgels, Umkrustungen kleinster Kalkkörperchen oder durch Fäkalkügelchen“ dargestellt (Frırz 1958, 72). Unter Kalkgel versteht er den Verwesungskalk. Wahrscheinlich sind vor allem die Pellets, die innerhalb derselben Anhäufung etwa die gleiche Größe und eine gewisse Uniformität zeigen, fäkalen Ursprungs. Erzeuger dafür gab es zusammen mit den Schwämmen genügend. In den meisten Fällen dürften unsere Gebilde aber durch Zusammenballungen des Mumienkalkes (= Verwesungskalk und damit vermischtes normales Sediment) entstanden sein. Worauf die Pellets allerdings zurückzuführen sind, d. h. ob sie primär im Sinne von Fritz oder durch physikochemische Vorgänge — jedoch in ganz anderem Sinne als bei RAaurr, also etwa durch Anfänge der Diagenese — verursacht wurden, läßt sich hier nicht mehr feststellen. Eine weitere Erklärungsmöglichkeit, insbesondere für die Entstehung der schlecht gerundeten Pellets, ist wahrscheinlich in der Tätigkeit der verschiedensten sediment- fressenden und wühlenden Organismen zu suchen, die den Mumienkalk zweifellos auf Grund seines hohen Gehaltes an organischen Substanzen bevorzugten. Durch die Aktivität dieser Organismen wurde der Mumienkalk krümelartig aufgelockert, wobei die einzelnen Krümel — hier Pellets genannt — durch Schleimabsonderung zusammen- hielten und so die nester- bzw. schlierenförmigen Anreicherungen bildeten. | Wie die Entstehung der Pellets im einzelnen auch gewesen sein mag, eine rein mechanische Bildung aus halbverfestigtem Sediment durch Wasserbewegung ist fast auszuschließen. Anzeichen einer stärkeren Wellenwirkung, die die Pellets abgerundet haben könnte, fehlen gänzlich. Außerdem sind die Pellets aus feinkörnigerem und dunkler gefärbtem Material aufgebaut als das normale Sediment. Daraus folgend trifft die Bezeichnung „Pseudooid“ in ihrer ursprünglichen Definition von BorNE- MANN (1886, 227) „... gerollte, durch Friction im bewegten Wasser abgeschliffene Fragmente krystallinischkörnigen Kalksteins“ für die beschriebenen Gebilde ge- netisch nicht zu. Zudem ist der Name „Pseudooid“ schon vom Wort her zu verschwommen. Er umfaßt — ohne Rücksicht auf die Größe — alle möglichen sphäritischen Gebilde (vel. Flüge & KırcHMAYER 1962, 114), die nicht selten einwandfrei als Lithoklaste, Bioklaste, „faecal pellets“ etc. bestimmt werden können. Man sollte den Begriff „Pseudooid“ deshalb nicht benutzen. Kotpillen Im Vergleich mit rezenten Schwammkörnern (ILLıng 1954, Taf. 1—1, 2—9, 3—1; KornIcker & Purpy 1957, Fig. 1; BATHursT 1971, Fig. 158, 159) werden die hell- NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 29 _ grauen, abgerundet stäbchenförmigen, skulptur- und strukturlosen Aggregate (vgl. Taf. 5, Fig. 1), die man im Schlämmrückstand öfters findet, als Kotpillen gedeutet. Sie sind 0,7—1,6 mm, meistens 0,9—1,3 mm lang, und etwa halb so dick. Die Kotpillen scheinen im Arbeitsgebiet „horizontgebunden“ zu sein. Man trifft sie in den Mergellagen einige Meter unter der lithostratigraphischen Grenze Gelbe- bürg/Oberweiler-Schichten vgl. S. 92) sowohl im „Schneider“-Steinbruch als auch ' im „Kaserne“ -Bereich. Vermutlich kommen sie auch in den Kalksteinbänken vor. Da ‚ sie aber in kalkiger Erhaltung vorliegen und außerdem keine spezifischen Strukturen aufweisen, lassen sie sich vom Kalkstein nicht isolieren bzw. im Dünnschliff von den ‚ beschriebenen Intraklasten (s. S. 25) unterscheiden. Die Mergelproben aus dem Gebiet „Kaserne“ führen im Durchschnitt wenige fäkale Pellets. In den Mergeln des „Schneider“ -Steinbruchs sind sie zahlreicher vor- handen. Bemerkenswert sind die Mergellagen des Stotzenbereiches, wo die fäkalen ‚ Pellets in großen Mengen auftreten. Die ökologischen Verhältnisse für die Existenz der sie erzeugenden Organismen — von deren Anzahl die Häufigkeit der Kotpillen ‚ abhängt — müssen demnach in den Stotzen besonders günstig gewesen sein. Auch ‚ die Erhaltungsbedingungen für die primär weichen Partikel dürften hier eine wich- tige Rolle gespielt haben. Welcher Art allerdings die Bedingungen und vor allem ‚ die Organismen waren, ist aus dem vorliegenden Material nicht mehr fest- stellbar. Auf alle Fälle sind Uniformität und einheitliche Größe der Kotpillen auf ‚ eine oder höchstens einige Tierarten zurückzuführen, die auf dem Meeresboden lebten oder sich im Schlamm aufhielten. | Anscheinend gibt es nur wenige erhaltungsfähige Sorten von Kotpillen. Ähnliche fäkale Produkte kennt man fossil aus dem Hauptmuschelkalk des Kraichgaus. G. | Mayer (1965, Abb. 1-6) fand sie dort als Füllmasse in Wurmgängen und Pele- cypoden. | In rezenten Meeren werden haltbare und wohlgeformte Kotpillen hauptsächlich _ von Würmern und Gastropoden ausgeschieden (s. Füchtsauer & Müıer 1970, 284). _ Die Erhärtung derartig weicher Pellets geschieht heute nach Purpy (1963, 342 und 485) durch interne bakteriologische Aragonitfällung (vgl. auch Iuıng 1954, 25—26), die gleich nach der Entstehung der Kotpillen einsetzt. 2.1.2.2. Authigene Mineralien Eisensulfide Bei den vorliegenden Untersuchungen war es mikroskopisch nicht möglich, auf Grund der sehr geringen Korngröße (einige um) und der meist fehlenden Idiomorphie der Kristalle, Pyrit und Markasit zu unterscheiden und auseinanderzuhalten. Wir haben deshalb nur den gesamten Gehalt an FeS, berücksichtigt und ihn als solchen erfaßt. Obwohl solche Eisensulfide fast in allen Gesteinsproben auftreten, kommen sie nie in großen Mengen vor. Eisensulfide findet man: ‚1.in der Grundmasse der Kalksteinbänke und in den Mergelzwischenlagen. Sie können hier diffus verteilt sein oder auch in konkretionärer Form auftreten; meist sind sie dann in Eisenhydroxyde umgewandelt, bei denen die ursprüngliche Kristallform des Pyrites gelegentlich noch gut zu erkennen ist. 2. in organischen Komponenten, besonders häufig in Schwämmen und Algenbildungen. 30 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Pyritisierte Spiculae trifft man im Schlämmrückstand des öfteren an. Nicht selten sind auch die Gitterhohlräume von Echinodermentrümmern sowie die Kammern von Foraminiferen mit FeS; ausgefüllt. 3.im Inneren und häufiger am Rande der verschiedenen Intraklaste. Betroffen sind vor allem kernlose, dichte Intraklaste (? Kotpillen) in der Bank- fazies. Die Eisensulfide treten hier gemeinsam mit Glaukonit auf. 4. als Umhüllung von Glaukonitkörnern. Schlierige Pyritaggregate umgeben gelegentlich diese Körner und deuten schon deshalb auf eine nach der Glaukonitbildung stattfindende Entstehung des FeS; hin. Zum Teil handelt es sich hierbei um Umwandlungsprodukte des Glaukonites. Für die authigene Bildung von FeS, im Sediment kommt bekanntlich nur ein stark reduzierendes Milieu in Frage. Dieses kann jedoch nicht nur in abgeschnürten und mehr oder weniger stagnierenden Meeresteilen vom Schwarzmeertypus, sondern auch in Ablagerungen des offenen Ozeans auftreten. Bereits wenige Zentimeter unter dem sauerstoffhaltigen Meeresboden kann in feinkörnigen rezenten Sedimenten eine HsS-Zone auftreten (vgl. CorRENs 1968, 254), bedingt durch bakteriellen Abbau des Eiweißgehaltes der einsedimentierten organischen Substanzen und eine weit- gehende Behinderung des Gasaustausches mit dem freien Meerwasser. Über die in der H;S-Zone herrschenden physikochemischen Beziehungen und die Ausfällung des Eisenbisulfids berichtet Braun (1964, 62—63 und 66) ausführlich. Andere Autoren, die auf diesem Gebiet Untersuchungen und Berechnungen angestellt haben, werden von ihm genannt. Im Stotzenbereich und seiner Umgebung haben mit Sicherheit keine euxinischen Bedingungen geherrscht, denn außer Schwämmen und Algen kommen auch Reste anderer höher organisierter Organismen vor, die auf ein Bodenleben schließen lassen. Diese FeS,-Bildungen sind demnach wahrscheinlich im Porenraum der sich verfesti- genden Ablagerungen entstanden. Glaukonit Bereits im Aufschluß war festzustellen, daß sich die grünen Glaukonitmineralien mehr oder weniger auf die geschichtete Fazies des „Schneider“-Steinbruchs be- schränken. Eine Bestätigung hierfür lieferten uns die An- und Dünnschliffunter- suchungen sowie die in Essigsäure unlöslichen Rückstände etlicher Kalkstein- und Mergelproben aus allen Bereichen des Arbeitsgebietes. Sie ergaben, daß die Stotzen glaukonitfrei sind und die Schichteinheiten des „Kaserne“-Aufschlusses nur ver- einzelte Körner enthalten. Am häufigsten und in reichlicher Menge trifft man die glaukonitischen Bildungen in den „Galar-Bänken“ und zwar sehr beschränkt auf den Bereich der südlichen Bruchwand. Der Glaukonit zeigt sich in den geschichteten Kalksteinen des erwähnten Auf- schlusses vorwiegend am Rande der verschiedenen Intra- und Bioklaste. Stellenweise durchdringt er sie, kann aber auch in der Grundmasse selbständig auftreten. Auffällig sind die glaukonitischen Füllungen von Foraminiferenkammern, zum Teil auch Gastropodengehäusen, die man im Ätzrückstand relativ häufig findet. Glaukonitisierte Spiculae und Ophiurenreste sind hier ebenfalls keine Seltenheit. Auf die Vergesellschaftung des komplizierten Kaliumeisensilikates, in dem Fe in 2- und 3wertiger Form vorliegt, mit FeS, wurde oben hingewiesen. NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 31 Unter dem Mikroskop erscheinen die isolierten Glaukonitaggregate als unregel- mäßig rundliche, fettglänzende Gebilde von blaßgrüner bis tief blaugrüner Farbe. Der unterschiedliche Farbton läßt nach VAaLeron (1958, 114) gewisse Schlüsse auf das spezifische Gewicht bzw. den Chemismus der Glaukonitkörner zu. Die Farb- _ intensität verläuft parallel mit der Zunahme an Fe und K, was andererseits eine Erhöhung der Dichte mit sich bringt. Analysen von EHLMaAnN et al. (1963, 90) zeigten ebenfalls, daß die Zunahme des K-Gehaltes in direktem Verhältnis zum Farbwechsel des Glaukonites von hell- nach dunkelgrün steht. An unserem Material ist oft zu ‚ beobachten, daß der Glaukonit in den oberflächennah liegenden und mehr oder weniger stark verwitterten Gesteinspartien eine bräunliche bis gelbgrüne Farbe auf- ‚ weist, während er im frischen Gestein wesentlich dunkler erscheint. Dieser Farb- ‚ unterschied ist wohl auf die Oxydation des zweiwertigen Fe zurückzuführen. Die Korngrößen betragen 0,02 bis über 0,4 mm. Größere Körner zeigen zuweilen ‘ tiefe Furchen, die von VALETON (1959, Fig. 9) und KAutz (1964, 440) als Schrump- ‘ fungsrisse gedeutet werden. Gycı (1969, 18) dagegen hält sie für Quellungsrisse. Glaukonit ist das „wohl bekannteste und charakteristischste Produkt der Halmy- ‚ rolyse“ (FücHTBAuerR & MÜLLER 1970, 178). Seine Entstehungsbedingungen konnten ‚ jedoch bisher nicht völlig geklärt werden. Rezent bildet er sich in nennenswertem ‚ Umfang auf dem Schelf und den Kontinentalrändern, vorzugsweise in einer Meeres- ‚ tiefe von etwa 125—250 m (vgl. PorRENGA 1967, 496). Stets ist hier der Glaukonit ‚ an Gebiete mit verlangsamter Sedimentation gebunden. Nicht allzu große Meerestiefe und reduzierte Sedimentation passen gut zu ‘ unserem Glaukonit-Vorkommen: 1. Die Schwammstotzen sind bestimmt nicht in allzu tiefem Wasser entstanden, da die Algen, die maßgebenden Anteil am Stotzenaufbau haben, noch genügend Licht ' zu ihrer Photosynthese benötigten. 2. Die verminderte Ablagerungsrate im glaukonithaltigen Schichtpaket ergibt "sich aus der stromatometrischen Parallelisierung mit benachbarten, gleichaltrigen und ‚ nahezu glaukonitfreien Profilen. Aus Abb. 18 ist ersichtlich, daß die „Oberweiler Schichten“ hier fast um die Hälfte weniger mächtig sind als im übrigen Hahnenkamm- . Gebiet (dort ca. 13 m mächtig). Mit dem nötigen Vorbehalt wird eine Zufuhr des Glaukonites von außen aus- - geschlossen — denn damit wäre sein rein lokales Vorkommen nicht erklärbar — und ‚eine authigene Entstehung desselben angenommen. Für authigene Bildung spricht außerdem, daß er in verschiedenen Korngrößen nebeneinander auftritt, Gehäuse aus- ‚ füllt und in Hohlräume organischer Komponenten eingelagert ist. Das lokale, eng beschränkte Auftreten des Glaukonites im „Schneider“ -Stein- bruch ist durch ein gegenüber dem Stotzenbereich andersartiges, vermutlich reduzie- ‚rendes Milieu bedingt. 22 Kernriogene Komponenten Terrigene Komponenten sind von dem damaligen Festland eingeschwemmte oder äolisch transportierte Bestandteile, die hier vornehmlich aus Ton, Quarz und Glim- mermineralien bestehen. Schwermineralien sind sehr selten und wurden deshalb in der vorliegenden Arbeit nicht berücksichtigt. Aus demselben Grund lassen sich keine Rückschlüsse auf das terrigene Liefergebiet ziehen. 32 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Tonmineralien Über die Natur der Tonmineralien geben einige röntgenographisch untersuchte :| Stichproben Auskunft: neben vorherrschendem Illit tritt in wechselnden Mengen stets Kaolinit auf. In manchen Mergelproben sind beide Mineralien etwa gleich häufig. | Sie dürften daher in unserem Gebiet vorwiegend als Tontrübe eingeschwemmt worden sein, da Kaolinit sich in marinem Milieu kaum und bei Anwesenheit von CaCO, nicht authigen bilden kann (vgl. TRÖGER 1967, 630). Montmorillonit konnte auch nach Quellversuchen mit Äthylenglykol nicht nach- gewiesen werden. Quarz Quarz kommt in geringen Mengen und fast ausschließlich in der 2— 63 um- Korngrößenfraktion vor. Quarzkörner mit einem größeren Durchmesser (maximal bis 150 um) wurden in den HCl-unlöslichen Rückständen nur selten gefunden. Sie sind kantig und haben glatte Oberflächen. Eine vorwiegend authigene Entstehung des Quarzgehaltes, wie es Hesse (1968, 307) in den Neuburger Bankkalken feststellen konnte, kommt hier nicht in Frage. Vielmehr läßt die gute Korngrößensortierung äolischen Transport vermuten. Muskovit Mit den Tonmineralien assoziiert finden sich in allen Proben geringe Mengen von feinst zerriebenem Muskovit. Auch in der 2 — 63 um-Korngrößenfraktion ist er noch festzustellen. Dagegen kommen größere Plättchen von Muskovit nicht vor. 9.2. Fazies-und Gesteinstypen nach der Assoziation der Sedimentkomponenten Aus dem Vorhergegangenen ergibt sich, daß Schwämme, Aphanostromata, Stro- matolithe, Intra- und Bioklaste unterschiedlicher Herkunft sowie authigener Glau- konit mit oder neben der fein- und mehr oder weniger gleichkörnigen Grundmasse die wesentlichsten und überhaupt auffälligsten gesteinsbildenden Komponenten der untersuchten Proben darstellen. Sie sind mit jeweils mehr als 3 %/o am Gesteinsaufbau beteiligt. Nach ihrer Assoziation und räumlichen Verbreitung (vgl. Abb. 5) lassen sich nun im Arbeitsgebiet drei Faziestypen unterscheiden, die in folgender Weise zu bezeichnen und charakterisieren sind: 1.Biolithitfazies: Sie beschränkt sich ausschließlich auf die Stotzen und ı ist durch das Fehlen von Glaukonit und die großräumige Vergesellschaftung von Grundmasse, Schwämmen (einschließlich Schwammfragmenten), Aphanostromata, Stromatolithen und Intraklasten weitgehend gekennzeichnet (vgl. Abb. 5). Die Beteiligung dieser Komponenten am Gesteinsaufbau ist innerhalb eines ein-\ zelnen Stotzens sehr unterschiedlich. Nicht selten treten die Stromatolithe ganz und die Intraklaste derart zurück, daß Grundmasse mit Schwämmen und Aphanostromata' die alleinigen gesteinsbildenden Komponenten darstellen. | Oft treten in den Stotzen auch Partien auf, die aus Grundmasse, Schwämmen und Intraklasten oder nur aus Grundmasse und Intraklasten bestehen. Letztere Zusam- mensetzung ist im allgemeinen auf relativ kleine Räume („Restlücken“) beschränkt. | NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 33 Tierische Hartteile — außer Schwammfragmenten und ganzen Fossilien (wie Brachiopoden, Cephalopoden, Muscheln, Serpeln und Bryozoen) — kommen in der Biolithitfazies nicht auffallend häufig vor. Bei den Gesteinen dieser Fazies handelt es sich überwiegend um Algen-Schwamm- Intraklasten-Kalke, die man mit Fork (1962) im mikroskopischen Bild als Bio- lithite bezeichnen darf. Stotzen- fazies Bank - bzw. Schichtfazies nach makroskopischen bzw. nz morphologischen Gesichtspunkten w Ww a IE nach mikroskopischen Biolithit-) _. & SE Gesichtspunkten aan Bioarenitfazies Schlammfazies SEDIMENTKOMPONENTEN Grundmasse---- - Schwamme -- - - — Aphanostromata _ - Stromatolithe- - - - Intraklaste- -— — — — gesteinsbildend Bioklaste - - - — Felde! za>co- Kotpillen --- - —- — Eisensulfide -- - - akzessorisch Glaukonit--- —- - nach Komponenten - Größe Calci- N Calcirudit m — rudit und Calcarenit Algen- DEE Schwamm| Intrabiomikrit Mikrit Biolitnit Abb. 5. Schematische räumliche Anordnung der Fazies- und Gesteinstypen im Untersuchungsgebiet. nach Komponenten - Art GESTEINS - TYPEN Bio. 5. Schematic lateral sequence of facies and rock types. 2.Bioarenitfazies: Diese Fazies umfaßt die stotzennahen geschichteten Sedimente, die sich vorwiegend aus Grundmasse, Intraklasten und Bioklasten zu- sammensetzen. Auch Glaukonit kann hier stellenweise (vgl. S. 30) gesteinsbildend auftreten. Die Assoziation von Grundmasse mit Intraklasten und Schwämmen, die im Über- gangsbereich Stotzen-/Schichtfazies zu finden ist, kann eher zur Bioarenit- als zur ‚ Biolithitfazies gezählt werden, da die hier vorkommenden Schwämme im allgemeinen ‘ frei von Algenbewuchs sind (s. S. 24). Gesteinsbezeichnung nach Foık (1962): Grober Calcarenit bis Calcirudit bzw. Intrabiomikrit. 34 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 3.Schlammfazies: Zu dieser Fazies gehören die stotzenferneren, eigent- lichen gebankten Sedimente, in denen die Intraklaste fehlen. Bioklaste und Glaukonit sind hier in so geringer Beimengung vorhanden, daß sie als gesteinsbildende Kom- ponenten ausscheiden. Übrig bleibt die feinkörnige Grundmasse, die aus Kalk- und Mergelschlamm entstand. Daher die Bezeichnung Schlammfazies. Ihre Gesteine lassen sich mit Fork (1962) als Calcilutite bzw. Mikrite ansprechen. Die nördlich Heidenheim a. H. liegenden Oberoxfordien-Ablagerungen können wie folgt unterteilt werden: Einmal nach rein makroskopischen Gesichtspunkten in Stotzen- und Schichtfazies, zum anderen nach bestimmten Vergesellschaftungen der gesteinsbildenden Komponenten in Biolithit-, Bioarenit- und Schlammfazies. Ihre Beziehung zueinander ist der Abbildung 5 zu entnehmen. 3. Palökologie Aufgabe und Ziel der Palökologie sind die Rekonstruktion der Bedingungen, unter denen die Organismen lebten und die Erforschung der zwischen den Organis- men selbst bestehenden Wechselbeziehungen. Die wichtigsten Grundlagen der Lebensbedingungen unserer Organismen (Fauna und Flora) waren selbstverständlich das Wasser und die damit gekoppelten Faktoren wie Salzgehalt, Temperatur, Durchlichtung und Intensität der bodennahen Wasser- bewegungen. Alle diese Faktoren hängen mehr oder weniger von der Wassertiefe ab und lassen sich durch eine Reihe von paläontologischen und sedimentologischen Be- obachtungen erschließen. Im folgenden werden die ökologische Verbreitung der angetroffenen Faunen und ihre gegenseitigen Beziehungen diskutiert. Zugleich wird nach Indizien gesucht, die zusammen mit den sedimentologischen Ergebnissen Rückschlüsse auf das Ablagerungs- milieu ermöglichen. 3.1. Foraminiferen Die im Untersuchungsgebiet angetroffenen Foraminiferen-Arten sind der Tab. 1 und der Fossilliste auf Seite 35 zu entnehmen. Hinzu kommen noch die im Dünn- schliff öfters beobachteten, aber nicht näher bestimmbaren Nubeculinellen (vgl. Taf. 2, Fig. 3—4) und Ophthalmidien sowie Bullopora rostrata Quenstept. Letztere findet sich auf Muscheln und Ammoniten festgewachsen. Auf die Vergesellschaftung der Nubeculinellen mit Algen (Cyanophyceen) wurde bereits im sedimentologischen Teil eingegangen (vgl. S. 21). Alle hier nachgewiesenen Foraminiferen-Formen sind in den in neuerer Zeit erschienenen Arbeiten von E. & I. SeısoLp (195 3—1960), J. Groıss (1966; 1970), H. ÖOESTERLE (1968) und B. WINTER (1970) ausführlich beschrieben und gut abgebildet. Grundsätzlich sind bei unseren Foraminiferen zu unterscheiden: Formen, die in Mergeln vorkommen, und Foraminiferen, deren Biotop der Schwammkörper war. Foraminiferen in Stotzen- und Bankfazies-Mergeln E. & I. SeıgoLp (1960, 386) konnten in ihren gründlichen Untersuchungen über Ökologie und Faziesabhängigkeit der Foraminiferen im Oxfordien Süddeutschlands nachweisen, daß bestimmte Arten wie Nodosaria raphanistriformis und Spirillina polygyrata eine deutliche Vorliebe für die Stotzenfazies zeigen; andere wiederum für die Bankfazies. Innerhalb dieser Faziesräume übt auch der Karbonat-Gehalt einen 35 NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG "s30AWEXI SZ SID ayam =@ °gz-ı1 =0O !O-95=9 !9-1=+ :UaynıssjarßlnpH (139Wn9) DJJaUIqJINn u (MOZIVVd) 112}13} O]]2WOZ]DDI aNOEI3S'IN3 DJDU1J091J] N NVd4dVYL DUDIPJOJXO DIJDU3IDJDS (SSN3Y4) DJ]3U1J091J] (138Wn9) DJodAjod u (13aWN9) DUDJ3SI3q DIJDINUDII HIIHn lUNIyıU DIJDINIIPUOJY (138nN9) sısuaynf " as Blele® iii + +| + + BEBEIEE + [0] [0] HR PareeE E 2) 3\lalalalalo = {e}] nn nD je3} {81} _ — = E 2) Q =, S Q 3 o|a| Sn n solz - „SUJ3aSOoY,. wJ9pl!auy>SsS, 138WN9 DUDSSN,PJOB DUNDJUag (13EnN9) SIWJOHLISILOYdO) 138Wn9 DAISSDAN! " 138WN9 DUI]]DJOI DIJDSOPON 13ann9 Daıssoynf DıJoYnyxa] | ‘ds oısojdıs] | eiyzl ze/lıE = Ezl S nn In AR SalzDJ -UyIno1g unıyas4ny lesenes nen Foraminiferen- Arten. Die Häufigkeitsstufen beziehen sich auf je 10 Schälchen (5 X 9 cm) ausge Quantitative und ökologische Verbreitung der aus Mergelproben gewonne Schlämmaterial pro Probe. Tab. 1. Tab.1. Quantitative and ecological distribution of foraminifera extracted from the marlstones (fre- quency classes relate to numbers of specimens picked from 10 trays per sample). 36 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Einfluß aus, meist aber nur auf die Individuenzahl einiger vorwiegend „faziesindiffe- renten“ Arten und deren Skulptur. So verliert Lenticulina quenstedti ihre auffallende Berippung bei höherem Kalkgehalt und kommt dabei wesentlich seltener vor als in kalkärmeren Proben (vgl. auch WınTer 1970, 48). Stärkere Bodenströmungen, die | das Sediment umgelagert und die Foraminiferen verfrachtet haben könnten, sind im unteren Oberjura Süddeutschlands nach E. & I. SeısoLp (1960, 392) auf Grund ver- | schiedener Überlegungen fast durchweg auszuschließen. Die Foraminiferen, die nur aus benthonischen Formen bestehen, dürften somit an ihren Fundorten gelebt haben. Diese Schlußfolgerungen von E. & I. SeısoLp gelten auch für das Arbeitsgebiet, sowohl hinsichtlich der „Autochthonie“, aber ganz besonders für die Faziesabhängig- | keit einzelner Foraminiferen-Arten. Tab. ı zeigt schon auf den ersten Blick, daß die „schwammfaziesanzeigenden“ ! Nodosaria raphanistriformis, Spirillina polygyrata sowie Paalzowella feifeli und | Paalzowella turbinella streng an die Stotzen und deren Nähe gebunden sind. Die Mergelproben 5 2/3 bis S 5/6 mit massenhaft auftretenden Spirillinen und wenigen | anderen „Anzeigerinnen“ liegen nur 5 m vom verschwammten Bereich entfernt. Spezifisch „bankfaziesanzeigende“ Formen im Sinne von E. & I. SerısoLp lassen sich hier nicht ausscheiden. Selbst die von diesen Autoren (1960, Abb. 14) als solche angegebenen Arten wurden in den bearbeiteten Proben nicht angetroffen. Dieses Fehlen resultiert wahrscheinlich aus der geringen Häufigkeit dieser Arten im oberen ı Oxfordien von Süddeutschland. Insgesamt ist die Armut der Mikrofauna im untersuchten Bereich sehr auffällig. Auch Ostracoden wurden hier nur in einzelnen Exemplaren angetroffen (vgl. S. 50). Foraminiferen in Schwämmen Es ist schon lange bekannt, daß das Schwamm-Innere bezüglich des Foramini- fereninhalts „eine Welt für sich“ darstellt. Um einen Überblick darüber zu be- kommen, wurden einige isolierte Schwammexemplare mit 3 '/oiger Essigsäure wieder- holt behandelt, bis sich der Schwammkörper völlig auflöste. Aus dem Ätzrückstand | konnten folgende Formen bestimmt werden: Textulariina (Sandschaler): Thurammina gracilis (FRENTZEN) Tolypammina flagellum (TERQUEM) a5 „vagans“ (BRADy) Rheophax helveticus (HAFUSLER) Miliammina jurassica (HAEUSLER) Haplophragmoides globigerinoides (HAEUSLER) Placopsilina argoviensis HAEUSLER 2 „cenomana“ D’ORBIGNY Subdelloidina haeusleri FRENTZEN Textularia cordiformis SCHWAGER 5 jurassica GÜMBEL Trochammina cf. pygmaea (HAEUSLER) r rotundata E. & 1. SEIBOLD Rotaliina (Kalkschaler, perforat): Spirillina polygyrata GüMBEL Paalzowella feifeli (PaaıLzow) NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 37 Diese so gewonnene Fauna kann natürlich nicht direkt mit der den Mergeln entnommenen (vgl. Tab. 1) verglichen werden, denn die darin enthaltenen Kalk- schaler und kalkig agglutinierten Formen wurden beim Ätzen weitgehend aufgelöst. Trotzdem sind ihre Eigenartigkeit und die engen Beziehungen zu den Kieselschwäm- men sehr augenfällig. Bereits FzıreL (1930, 47) hat auf diese Zusammenhänge hin- gewiesen und dabei die Vermutung geäußert, daß die Mehrzahl aller beim Ätzen gewonnenen Foraminiferen „die Spongien noch zu deren Lebzeiten bewohnt haben“. Zu diesem Ergebnis kommt auch FRENTZEN (1944, 341) bei der Untersuchung der Birmensdorfer Schichten auf ihren Foraminifereninhalt im Gebiet um Blumberg in Baden. Er schreibt: „Wären sie postmortal in diese (Schwämme) eingeschwemmt und nur im Maschenwerk des Schwammkörpers zurückgehalten worden, müßten sie auch in den Mergeln in ähnlicher Zahl, wie im Schwammkörper auftreten“. FRENTZEN konnte sicher 29 Spezies antreffen, von denen er nur 7 in den die Schwämme ein- schließenden Mergeln wiederfand. Gelegentlich zeigen die Foraminiferen direkt an, daß sie im Schwamm gelebt haben. Ein hervorragendes Beispiel hierfür, eine Tolypammina in „Lebensstellung“, bilden E. & I. SeısoLp (1960, Taf. 8, Fig. 16) ab. Diese röhrenförmige Foraminifere wurde im Ätzrückstand am häufigsten ge- funden. Während des Ätzens wurde öfters beobachtet, daß sie sich durch die Maschen- räume und Kanäle hindurchwindet und mitunter auch an der Schwammoberfläche erscheint. Sie konnte aber niemals eindeutig dem Schwammkörper aufsitzend ge- sehen werden. Daraus läßt sich schließen, daß diese Individuen in der Tat und offen- sichtlich sogar den lebenden Schwamm bewohnt haben. Die stark eingeschnürten, zuweilen im Maschennetz anzutreffenden Thuram- minen-Gehäuse (vgl. Taf. 5, Fig. 4-5) deuten ebenfalls auf das gleiche Ergebnis (vgl. FEIFEL 1930, 47). Während die Lebensweise in den Schwammkanälen bei den Tolypamminen und sonstigen schlauchförmigen Sandschalern, wie Subdelloidinen und Placopsilinen, einigermaßen verständlich ist, bleibt diese bei den Thuramminen recht unklar, da die Thuramminen gelegentlich Teile des Schwamm-Skeletts völlig umwachsen (vgl. E. & I. SEIBOLD 1960, 26). Zur Deutung dieses Befundes nimmt Ö&sTerLe (1968, 704) eine Verletzung des Schwammgewebes an, wodurch Skelett-Teile freigelegt werden können. Die in ihrem frühen Stadium noch frei schwebenden, kugeligen und sehr kleinen, „weichen“ Thur- amminen-Gehäuse können dabei in das Innere eines verletzten Schwammes ge- schwemmt werden. Sie setzen sich dann an den freigelegten Stellen fest, bilden während des Wachstums die agglutinierte Schale und nehmen zugleich den jeweils zur Verfügung stehenden Platz ein. Somit erklärt Ozsterre auch die enorme Formen- fülle der im Schwammkörper lebenden Thuramminen. Sowohl Oesterıe als auch FeıreL und FRENTZEN vertreten die Ansicht, daß die schwammbewohnenden Foraminiferen auf keinen Fall Symbionten oder gar Para- siten waren, sondern reine Kommensalen, die von der durch die Wasserzirkulation innerhalb des Kanalsystems bedingten Nahrungszufuhr profitierten. Anscheinend nur aus diesem Grund bevorzugten sie die Schwämme und weniger wegen der Beschaffung des Baumaterials in Form von zerbrochenen und zerfallenen ‚ Skelettelementen, wie verschiedentlich angenommen wird (vgl. z. B. Frıtz 1958, 58). Zusammenfassend betrachtet sind im Untersuchungsgebiet die sandschalig- ‚ agglutinierten und kalkschalig-imperforaten (Nubecularien) Formen fast ausschließ- 38 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Aufschluß „Schneider“ „Kaserne“ 91 FL 61-51 oT 8T—-IT SE-67T FOSSILIEN Bank-Nr. A O8T—TZTL 831-181 (YA E PELECYPODA Nuculoma variabilis (SOWERBY) Isoarca striatissima (QUENSTEDT) Mytilus cf. tenuistriatus MÜNSTER Pinna (P.) radiata MÜNSTER Pteria modiolaris (MÜNSTER) Inoceramus (1.) laevigatus (MÜNSTER) Entolium (E.) cingulatum (GOLDFUSSs) Propeamussium (P.) nonarium (QUENSTEDT) Chlamys (Ch.) subtextoria (MÜNSTER) Eopecten velatus (GOLDFUSS) na Lima (L.) ovatissima (QUENSTEDT) . . Ctenostreon pectiniforme (SCHLOTHEIM) Plagiostoma quenstedti (MOESCH) > pratzi (BOEHM) Pseudolimea duplicata (SOWERBY) Lucina sp. : Astarte (A.) extensa PHILLIPS ’ Pholadomya (Ph.) acuminata (HARTMANN) . Cuspidaria fontannesii (LORIOL) Lopha gregaria (SOWERBY) GASTROPODA Bathrotomaria babeauna (D’ORBIGNY) „BDleurotomaniasspy ne .. Lissochilus crassicostatus (ZITTEL) Anchura bicarinata (MÜNSTER) ARTHROPODA (Prosoponidae) Nodoprosopon spinosum (MEYER) Pithonoton simplex (MEYER) ECHINODERMATA Plegiocidaris coronata (MÜNSTER) Collyrites granulosus (MÜNSTER) PORIFERA Cnemidiastrum goldfussii (QUENSTEDT) + E= ++ +++ ++++ E= ++ 44+ + + ++ (6) o|o M stellatum (GOLDFUSSs) o [e) Melonella cf. radiata (QUENSTEDT) o o Stauroderma lochense (GoLDruss) . . . .| o o o|+ Tremadictyon reticulatum (GOLDFUSS) (6) o o|+ Verrucocoelia verrucosa (GOLDFUSS) fe) fe) o o CypelliasprohferaZıuruen 0... 020. rugosa (GOLDFUSS) | „” ANNELIDA Serpula (Cycl.) gordialis (SCHLOTHEIM) 5 „ flacida (GOLDFUSS) »„ (Dors.) plicatilis MÜNSTER Terebellina lapilloides (MÜNSTER) . . . | Tab.2. Verteilung der Faunen (ohne Cephalopoda) innerhalb der Bank- (+) und Stotzenfazies (0). Die Stotzenbildung reicht bis Bank S13. Die dort darüber folgende Bank $14 enthält noch Elemente der Stotzenfauna; im stotzenferneren Bereich dagegen nicht mehr (vgl. Abb. 7). | Tab. 2. Faunal distribution (except cephalopods) within bedded (--) and mound facies (0). Mound growth reaches up to 513. The capping bed S14 still contains elements of the mound fauna | above the mounds, but not in off-mound area (see fig. 7). NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 39 9-1 I € FI FOSSILIEN Bank-Nr. GEZE6T O8T—IZI 881181 STE OT HI HE OZLT—I9T BRACHIOPODA Lacunosella cracoviensis (QUENSTEDT) . .| o [6) decorata (QUENSTEDT) . . . | o multiplicata (ZIETEN) ; [6) selliformis (LEwISKI) . ... [e) [6) [6) 0000 sparsicosta (QUENSTEDT) Montelarella strionicta (QUENSTEDT) o strioplicta (QUENSTEDT) o Eokordothyris zieteni (LORIOL) o bisuffarcinata (SCHLOTHEIM) . o (6) (6) (6) o [o) [o) ++ Dicty othy ris reticulata (SCHLOTHEIM) Nucleata nucleata (SCHLOTHEIM) . . .. Zeilleria pseudolagenalis (MOEsSCH) | „Megerlea“ loricata (SCHLOTHEIM) Zittelina orbis (QUENSTEDT) . . . Tab. 2. (Fortsetzung) Aufschluß „Schneider“ | „Kaserne“ lich auf die Schwammstotzen beschränkt. Die kalkschalig-perforaten hingegen schei- nen über den gesamten Aufschlußbereich verteilt zu sein, und zwar die nicht fazies- gebundenen gleichmäßig, die faziesgebundenen dagegen meist nur in wenigen Ex- emplaren (vgl. Tab. 1 u. Abb. 7). Ein gutes Beispiel für letzteren Fall ist die große Seltenheit von Nodosarien und Dentalinen, die über den Stotzenbereich hinaus nicht angetroffen wurden. Wie aus den Tabellen 4 und 5 bei J. Groıss (1966) — der u.a. auch ein gleich- altriges, nicht weit vom „Kaserne“ -Aufschluß entferntes Profil mikrofaunistisch untersuchte — hervorgeht, treten diese Gattungen in der gebankten Fazies der Süd- lichen Frankenalb überhaupt selten auf. Von dem oberoxfordischen Profil nördlich Heidenheim am Hahnenkamm gibt Groiss nur zwei Dentalinen an. Dieses offenkundige Fehlen ist vermutlich dadurch bedingt, daß die Strömungs- verhältnisse im Bereich der gebankten Fazies wesentlich ruhiger waren als im Stotzen- bereich, wo bewegtes Wasser benötigt wird, um den sessilen Organismen die Nah- rungszufuhr zu gewährleisten. Die statischen Anforderungen an ein Gehäuse unter diesen Bedingungen sind natürlich verschieden. Für ruhiges Wasser scheinen die läng- lich gestreckten Formen ungünstig zu sein, Dentalinen und Nodosarien treten des- halb ganz erheblich zurück (vgl. auch Groısss 1970, 34). Bezüglich der Meerestiefe erlauben die nachgewiesenen Arten und Formen der Foraminiferen keine schlüssigen Angaben (vgl. hierzu OEsTerLE 1968; WINTER 1970). 394 P,.orırera Bryozoa _ Anmeliıda Diese drei zoologisch grundverschiedenen Faunengruppen werden hier gemein- sam diskutiert, da die Bryozoen und Anneliden im Untersuchungsgebiet in den aller- meisten Fällen direkt auf den Schwämmen aufgewachsen sind. Wie bereits erwähnt ‚ (vel. S. 17), kommen auch die Kalkalgen (Aphanostromata, Stromatolithe) mit den Schwämmen eng vergesellschaftet vor. Mit der Verteilung dieses Epöken-Bewuchses auf Ober- und Unterseite plattiger ı Schwämme aus dem Oberen Jura der Schwäbischen Alb hat sich in neuerer Zeit Ei — 40 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 | f ’ | G.K. Frıtz (1958, 46ff.) eingehend beschäftigt. Nach seinen Ausführungen sitzen die Epizoön (mit Ausnahme der inkrustierenden Foraminiferen) merkwürdigerweise in ihrer überwiegenden Mehrzahl auf der Unterseite, d. h. der nicht von Algen- bewuchs bedeckten Außenwand der Schwämme fest. Nur ein geringer Teil kommt auch auf der Oberfläche, meist zusammen mit dem Algenbewuchs, vor. Aufgrund dieser ungleichen Verteilung läßt sich nach Frırz die ursprüngliche Einbettungslage von plattigen Schwämmen mit ziemlicher Sicherheit ablesen. Exemplare, bei denen ı die „angegebenen Verhältnisse anders oder genau umgekehrt liegen“ müssen nach ı demselben Autor (1958, 51) nach „Abschluß der Verkalkung und Krustenbildung“ (= Aphanostromata i. 5. vorliegender Arbeit) umgelagert worden sein. Hinsichtlich der Zeit der Besiedlung nimmt Frıtz (1958, 75) an, daß die Epizoön „den Schwamm erst ı nach dessen Absterben, während der Verwesung des Weichkörpers inkrustiert haben“. B. Zıester (1964), der eine detaillierte Studie über Bewuchs auf rezenten und fossilen Spongien lieferte, kommt aufgrund verschiedener Überlegungen zum Er- gebnis, daß der Bewuchs durch Epizoen bei den Kieselspongien (Hexactinellida und Tetraxonida) in manchen Fällen „partiell abgestorbene Individuen ... aber auch häufig völlig tote und mazerierte Stücke betroffen hat.“ Die von Fritz und ZıesLer erzielten Ergebnisse gelten im großen und ganzen auch für das vorliegende Schwamm-Material. Besonders geeignet für derartige Beob- achtungen erweisen sich auch hier die plattig geformten und tellerartigen Schwämme, wie Staurodermen und Tremadictyen bzw. deren Bruchstücke, da sie sehr häufig die ursprüngliche Ober- und Unterseite des Schwammes gut erkennen lassen (s. unten). Außerdem weisen sie fast immer einen reichlichen Epöken-Bewuchs auf. So wurden an einem lose aufgesammelten, ca. 12 X 10 cm großen, plattigen Bruchstück von Stauroderma lochense (QuensTeport) mehr als 30 Serpulidenröhren, 3 Terebel- liden-Exemplare, 5 Bryozoenkolonien sowie über 15 Ostreiden (Muscheln)- und Thecidien (Brachiopoden)-Schälchen ausgezählt. Etwas seltener treten daneben zier- liche, meist erbsengroße (?) Calcispongien auf. Sämtliche Epizoen sitzen auf der | ursprünglichen, durch engstehende, rundlich-ovale Ostien gekennzeichneten Unter- seite des Stauroderma-Schwammes (vgl. A. ScHRAMMEN 1936, 22) und, soweit er- kennbar, unmittelbar auf dem Schwammskelett. Die Oberseite des plattigen Bruch- stückes, an der noch Sediment anhaftet, scheint völlig frei von derartigem Bewuchs zu sein, trägt aber stellenweise dünne Polster von Aphanostromata. Die so bewachsene Mumien-Platte deutet darauf hin, daß der Epizo&n-Bewuchs postmortal, also nach dem Absterben des Schwammes, stattgefunden hat und offensichtlich zu einer Zeit, zu der der Schwamm noch zusammenhängend auf dem Meeresgrund in Lebensstellung stand und noch nicht mit Sediment zugedeckt war. Unter den aufgesammelten becherartigen Spongien sind einige Cypellien- Exemplare, auf deren Außenseite der Epizoön-Bewuchs (meist Östreiden und The- cidien) etwa gleichmäßig verteilt ist; möglicherweise ein Hinweis dafür, daß auch hier der Bewuchs die noch in Lebensstellung befindlichen Schwämme betroffen hat. Das Umstürzen derartiger Stücke dürfte somit erst nach der Besiedelung erfolgt sein. Häufig finden sich im Untersuchungsgebiet Staurodermen-Platten, die in Lebens- stellung sowie umgedreht im Sediment liegen, und die makroskopischen Epizo&n- Bewuchs (vor allem: Serpuliden und Bryozoen) nur auf ihrer ursprünglichen Ober- seite zeigen. So konnte besonders inden Kalksteinbänken beobachtet werden, daß plattige Schwämme bzw. deren Fragmente, die inmitten der Bänke lagig horizontal NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 41 eingebettet sind, oft auf der hangenden Seite Bewuchs von Epizoen und Algen tragen. Bei herauspräparierten Exemplaren ist die epizoentragende Seite die ursprüng- liche Schwammoberseite,d.h.die Stücke liegen hier # in Lebensstellung vor. Der Bewuchs auf der Oberseite steht im Gegensatz zu Frıtz (1958, 46 ff.). Die umgedrehten Staurodermen sowie die sonstigen teller- und trichterför- migen Schwämme wurden im Arbeitsgebiet ausschließlich inden Mergellagen bzw. Schichtfugen der Stotzenfazies und ihrer unmittelbaren Umgebung angetroffen. Sind sie von mergeligem Material umgeben, so trägt die nach oben orientierte Seite (ursprüngliche Unterseite) keinen Algenbewuchs; auch die Unterseite läßt einen solchen nicht erkennen. Bilden die Stücke das Liegende bzw. die Basis einer Kalk- steinbank, so sind sie häufig von Algen (Aphanostromata und Stromatolithe) par- tiell oder völlig bedeckt. Vor allem an der Grenze Schwamm/Algen können ver- schiedenartige Epizoen auftreten. Auch ZiEGLeR (1964) berichtet von derartig bewachsenen Staurodermen-Bruch- stücken aus dem Oberen Oxfordien der südwestlichen Schwäbischen Alb (Bärenthal). Sie liegen dort umgedreht im Sediment und tragen auf der Unterseite (ursprünglich Oberseite) Bewuchs von Bryozoen, auf der Oberseite hingegen „Kalkkrusten“. Diese Stücke sind nach ZiEGLER (1964, 91) „zuerst umgestürzt worden, dann hat sich Be- wuchs auf ihrer Unterseite (der ursprünglichen Oberseite) festgesetzt, und erst zu- letzt wurden sie eingebettet“. Dieser Vorgang läßt sich bei unseren Funden nicht sicher nachweisen. Man kann annehmen, daß die plattigen Schwämme bzw. Schwammstücke nach dem Absterben nicht gekippt wurden, und ihre Oberseite für Bewuchs zugänglich blieb. Erst später kam es zur Umkippung und Einsedimentierung, was besonders für die Mergel-Partien zutrifft (s. oben). Aus den angeführten Beobachtungen läßt sich eine Reihe von Rückschlüssen ziehen: die Wasserbewegung hat die Schwämme in die umgekippte Lage gebracht. Ihre Intensität muß während der Unterbrechungen der Kalksedimen- tation, die durch die Mergellagen bzw. Schichtfugen markiert werden, bedeutend stärker gewesen sein als während der mehr oder weniger reinen Kalkablagerung. Da die umgekippten Schwämme oft unverletzt sind (vgl. S. 15), kann die Bewegung hier- bei nicht sehr kräftig gewesen sein. Hinsichtlich des Zeitpunktes dürfte die Umlagerung mit oder nach der Besiedelung, aber vor der endgültigen Lithifizierung erfolgt sein, da die betroffenen Stücke keinen Algenbewuchs auf beiden Seiten aufweisen (vgl. auch S.15/16). Darauf deutet auch das Fehlen von Lithoklasten (vgl. 5. 24), das seinerseits auf nicht allzu starke Wasserbewegung hinweist. Die Epizoen bzw. deren Gehäuse liefern eine bestimmte Auskunft über die Zeit- dauer, in der die Siedler auf dem Schwammskelett wuchsen. Die Ostreiden und The- cidien sowie die Bryozoen-Kolonien bleiben recht klein, bei den Anneliden hingegen breiten sich neben kleinen auch größere Exemplare bis zu 10 cm Länge aus. Diese wuchsen sicher nicht in wenigen Tagen oder Wochen zu solchen Größen heran. Nach G. Götz (1931, 389) und W. J. SchmiDT (1955, zit. nach BARTHEL 1969, 33) beträgt die Wachstumsgeschwindigkeit bei rezenten Serpuliden 1,5 bis 6 mm pro ' Monat. Überträgt man diese Zuwachsraten auf die fossilen Formen, so ergibt sich _ für eine Röhre von 10 cm Länge auf der Oberseite einer Stauroderma-Platte eine Mindest-Wuchsdauer von etwas mehr als 1 Jahr. Zu dieser Zeit mußte also die Schwamm-Oberseite frei von Sediment gewesen sein. 42 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Dies gibt uns einen Hinweis auf die Sedimentationsgeschwindigkeit, wenngleich sie sich zahlenmäßig nicht genau erfassen läßt. Auf eine zeitweise geringe Sedimen- tationsrate deuten auch einige mit größeren Ostreiden bewachsenen Ammoniten- Steinkerne hin. Die Ostreiden fanden sich ebenfalls auf der nach oben gekehrten Seite des Ammoniten-Gehäuses. Hinsichtlich der Meerestiefe liefern diese drei Faunengruppen (im Gegensatz zu den Algen, vgl. S. 54) kaum zuverlässige Anhaltspunkte. Die hexactinelliden Schwämme, die im Untersuchungsgebiet die lithistiden Formen zahlenmäßig weit übertreffen, leben heute in relativ sehr großen Meerestiefen (bis 6000 m). Ihre maximale Häufigkeit liegt nach HEnTscHeL (1923, 374) zwischen 500 und 1000 m, nach anderen Autoren (z.B. PokornY 1958, S. 18) zwischen 200 und 500 m. Die lithistiden Schwämme haben zwar eine große bathymetrische Verbreitung ' — sie reicht von einigen Metern bis zu einigen tausend Metern (vgl. PoKkorny 1958, 18) — kommen aber in einer Tiefe von etwa 90 bis 300 m am häufigsten vor (vgl. P. Dorn 1932, 33). Diese ökologischen Erkenntnisse über rezente Schwämme dürfen natürlich nicht ohne allergrößte Vorbehalte auf die fossilen Verhältnisse übertragen werden, zumal es als erwiesen gilt, daß die Hexactinellida früher im Flachwasser gelebt haben und erst seit der Oberkreide in die Tiefsee abgewandert sind (vgl. FÜCHTBAUER & MÜLLER 1970, 311). Daß sie ihre Lebensgewohnheiten im Laufe der Zeit geändert haben, geht auch daraus hervor, daß nach Hesse (1924, zit. nach ı Dorn 1932) die rezenten Kieselschwämme einen kieselsäurehaltigen Boden bevor- zugen, während die oberjurassischen einen Kalkschlammboden besiedelten. Das Lebensgebiet der Borstenwürmer, zu denen unsere Serpuliden zu rechnen sind, erstreckt sich nach KAEsTNER (1965, 498) von der Gezeitenzone bis in Tiefen ı von mehr als 8000 m. Die überwiegende Mehrzahl der Spezies und hier insbesondere der Serpeln findet sich in der Küstenregion. Die Serpeln bewohnen nach GöTz (1931, 414) bevorzugt die „Laminarien- und Korallinenzonen“, also Tiefen bis etwa 70 m. Gleiches gilt für die Bryozoen, die nächst den Serpuliden die auffälligsten unter den Schwamm-Epizoen sind. Zusammenfassend ergibt sich aus der Besprechung der „Porifera - Bryozoa- Anne- lida“-Vergesellschaftung folgendes: Die Epizoen bevorzugten die plattig ausgestreck- ten und tellerartigen Schwamm-Formen bzw. deren Bruchstücke. Umgedrehte, auf | der ursprünglichen Oberseite bewachsene Schwamm-Platten dürften während oder nach der Besiedelung umgelagert worden sein. Aus der Verteilung und der Art der Erhaltung der umgekippten Spongien läßt sich für den Stotzenbereich und dessen ı unmittelbare Umgebung auf eine im allgemeinen nicht allzu starke, aber wiederholt eingreifende Wasserbewegung schließen. Während der Wachstumsdauer der Epizoen | auf dem Schwammskelett herrschte zeitweise eine geringe Sedimentation. Über die | Wassertiefe ergeben sich aus der genannten Vergesellschaftung keine zuverlässigen ' Anhaltspunkte. 3.3.2, Bin. a chu1.0rPlordia Neben den Kieselschwämmen kennzeichnen die Brachiopoden am meisten die Stotzenfauna des untersuchten Abschnittes. Ihre Verbreitung deckt sich auch voll- kommen mit derjenigen der Schwämme (vgl. Abb. 7). An Individuenzahl übertreffen die „Terebrateln“ deutlich die „Rhynchonellen”. | Letztere sind auffallend groß und kommen hauptsächlich im oberen Teil (dies ent- NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 43 spricht etwa dem Bankbereich S s—5 14) der Stotzen vor. Auch die „Terebrateln“ sind in diesem Teil großwüchsig, während sie im unteren Bereich der Stotzen, vor allem unterhalb der dicken Mergellage bei ST ı (vgl. Abb. 3), verhältnismäßig klein- wüchsig bleiben. Zittelina orbis (Quensrt.) und Loboidothyris bisuffarcinata (SCHLOT- HEIM) haben hier ihre maximale Häufigkeit. Sehr oft läßt sich im Aufschluß eine nesterförmige Verteilung beobachten, wobei eine oder mehrere Brachiopoden-Arten dicht nebeneinander auftreten können. Eine derartige Verteilung ist bei sessilen Benthonten keine Seltenheit. Mit KAESTNER (1963, 1116) kann man dies „mit der kurzen Schwimmperiode ihrer Larven in Zusammenhang bringen“. Das heißt, die Larven sind gezwungen, in relativ kurzer Zeit ihr Substrat auszusuchen. Dabei kann nach ZıesLer (1972, 174) die Anwesen- heit von Artgenossen anlockend wirken. Die Brachiopoden sind ausschließlich Meeresbewohner und finden sich heute nach Diener (1925, 65) hauptsächlich in einer Meerestiefe bis zu 300 m. Es gibt auch Arten, die bis in die Tiefsee vordringen (vgl. KAestner 1963, 1116). Da sie in ihrer überwiegenden Zahl sessile Benthonten mit biegsamen Anheftungsorganen (Stiel- anheftung) sind, vermeiden sie nach Diener das stark bewegte Wasser und besiedeln daher bevorzugt solche Gebiete, die eine geringe Wasserenergie aufweisen. Das können inselreiche Flachküsten, geschützte Lagunen oder auch Bereiche zu tiefer- marinen Zonen sein. Ähnliches ergibt sich auch aus der palökologischen Verteilung der mesozoischen Brachiopoden (vgl. Acer 1965, 168—169; ChıLps 1969, 6). Daraus wird deutlich, daß für die Entfaltung der Brachiopoden nicht die Meerestiefe, sondern die Aus- bildung des Substrats maßgebend ist. In den oberjurassischen Ablagerungen Süddeutschlands sind die Brachiopoden in den Schwammstotzen (auch Korallenriffen) und in deren unmittelbarer Umgebung besonders häufig. Bekannt ist vor allem das Auftreten der Brachiopoden in der so- genannten „Lochenfazies“ (mergelige bis mergelkalkige „Spongien-Echinodermen- Brachiopoden-Fazies“ im Weißjura Alpha bis Delta: Geyer & Gwinner 1964, 74). Auch in den Stotzen der „Massenkalke“ des höheren Oberjura in Württemberg bilden nach GEYER & Gwinner (1962, 117) die Brachiopoden neben den Kiesel- schwämmen die häufigsten Fossilien. Die Ungunst der Bedingungen, die nach Roıı (1934, 238) im Bereich der leben- den „Schwammbank“ für das Gedeihen schalentragender Tiere geherrscht haben soll, . dürfte demnach für die Brachiopoden nicht zutreffen. Als sessile Benthonten fanden die Brachiopoden eine feste Anheftungsunterlage eher in den Schwammstotzen als in der schlammigen Bankfazies. 34.Pelecypoda Die Pelecypoden treten im Untersuchungsgebiet gattungsmäßig zwar reichlich auf (vel. Tab. 2), konnten jedoch in ihrer überwiegenden Zahl nur durch jeweils sehr . wenige Individuen oder gar Einzelstücke belegt werden. Lediglich die in Abb. 6 ein- ‚ getragenen Arten kommen etwas häufiger vor und lassen dabei eine gewisse Fazies- abhängigkeit erkennen. So zeigt Isoarca striatissima (QuensTteor) deutlich eine Vor- - liebe für die Schwammstotzen, während Entolium cingulatum (GoLpruss) und Phola- domya acuminata (HARTMANN) durchwegs auf die gebankte Fazies beschränkt bleiben. Die restlichen Arten (vgl. Abb. 6) und insbesondere Eopecten velatus GoLDFuss und Lima ovatissima (QuEnsTEDT) scheinen nicht direkt auf den Schwammstotzen, 44 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 | sondern bevorzugt am Rande derselben gelebt zu haben, da sie hier häufiger auf- treten. Eine sekundäre „Anhäufung“, etwa durch Abrutschen von den Stotzen, kommt ı nicht in Betracht, weil die betreffenden Muscheln in den zwischen den Stotzen liegen- den „Mulden“ (vgl. auch Abb. 2), wo sonst die Anreicherung stattfinden sollte, nicht angetroffen werden konnten. Merkwürdigerweise treten auch die Ammoniten, die sonst überall häufig sind, in diesem Bereich auffallend selten auf (vgl. Abb. 7). Die am Rande der Stotzen vorkommenden Muscheln dürften also autochthone Elemente darstellen. Auch die übrigen, fast ausschließlich in der Bankfazies auf- gesammelten Muscheln (vgl. Tab. 2) dürften an ihrem heutigen Fundort bzw. in dessen allernächster Umgebung gelebt haben, wie dies aus folgenden Beobachtungen hervorgeht. — m —— 7 ————> ——IE Tr I Sn —@ 16181610 Br [0 1 else T7TFTFrr E =—>1$1616] ee ——Ts]6]siejeis]döiei A“ I I IT T TTTTTT Ge Te | 0 TG] [%1 6] $] 6] ole- FE 7 Seren Isoarca striatissima Mytilus cf. tenuistriatus ---?--- Entolium cingulatum — Eopecten velatus Lima ovatissima en Plagiostoma pratzi Ctenostreon pectiniforme --- Pholadomya acuminata Abb. 6. Ökologische Verbreitung der häufigsten Pelecypoden-Arten. Fig. 6. Ecological distribution of the more frequent pelecypod species. Ein beträchtlicher Teil der Pelecypoden liegt in doppelklappiger Erhaltung vor. Die im Schlammboden eingegrabenen Pholadomyen sind alle als doppelklappige Stein- kerne erhalten. Ähnliches gilt für die überwiegende Zahl der Isoarca-Individuen, die vermutlich in Analogie zur rezenten Arca (vgl. KaurmAn 1969, N 144) in kleinen Vertiefungen auf dem Meeresboden lebten. Gelegentlich finden sich auch unter der „free living epifauna“ (KaurmAn 1969, N 141), wie Entolium und Lucina, doppel- klappige Exemplare. Ferner wurden fast alle Pholadomyen, die in jeder Bank mehr oder weniger häufig auftreten, in Lebensstellung, d.h. mit dem vorderen breiten Teil nach unten ge- richtet, angetroffen. Ein Indiz dafür, daß das Sediment der Bankfazies nicht um- gelagert wurde. Bei einer Aufarbeitung des Sediments hätten sich die Pholadomyen- Klappen sicher voneinander getrennt. Auch die einzige doppelklappig erhaltene Pinna radiata Münster war in Bank 57 aufrecht mit dem Wirbel nach unten eingebettet. Hier hätte die geringste Verdriftung die Schale in horizontale Lage gebracht oder zumindest das Öffnen bzw. die Trennung der Klappen verursacht. Bei Isoarca ist die Lebensstellung, also mit der ventralen Seite aufsitzend, zwar häufig, aber genauso oft tritt eine ungeregelte Verkippung auf. Das deutet vielleicht T— NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 45 darauf hin, daß die Strömungsverhältnisse im Stotzenbereich recht kompliziert waren. Wenngleich für die Bankfazies anhand der Pholadomyen-Funde keine tiefgrün- dige Sedimentumlagerung angenommen werden kann, so sprechen doch die zahl- reichen einklappig eingebetteten Muschelschalen für das Vorhandensein von schwä- cheren Wasserbewegungen. Betroffen sind hier vor allem die freilebenden und „epi- byssaten“ Formen (vgl. STANLEY 1972, 199) wie Mytilus, Eopecten, Lima etc. (s. unten). Die Klappen fielen nach dem Tode der Tiere auseinander und wurden gering- fügig verdriftet, denn es finden sich nicht selten innerhalb einer Bank und in relativ dichtem Abstand linke und rechte Klappen, die gut zueinander passen, so vor allem bei Lima ovatissima in Bank $ 14. Die leicht gewölbten Klappen von Lima, sowie ähnlicher anderer Arten liegen im Sediment vorwiegend „gewölbt unten“. Dieser charakteristische „Nebenfall der Re- gelmäßigkeit“ (RıcHTer 1942, 188) erfolgt, wie bereits erwähnt (vel. S. 26/27), wenn ‚ die schüsselförmigen Körper vom Grund aufgewirbelt werden und wieder nieder- . sinken oder wenn die Intensität der Strömung (auch nach dem Niedersinken) nicht . so stark ist, um die Schalen „gehemmt“ einzukippen. Gegen eine allzu kräftige Auf- ‚ wirbelung sprechen jedoch die endobiontischen Pholadomyen (s. oben). In diesem Zusammenhang soll noch die Lebensweise der angetroffenen Muscheln ‚ kurz gestreift werden. Nach rezenten Beobachtungen (vgl. z. B. ScHÄFER 1962, 177) ist sie bei den einzelnen Arten sehr unterschiedlich. Da sie sich auf den Bau des ' Gehäuses gewissermaßen projiziert, kann sie dadurch auch aus fossilen Muscheln oft ‚ ohne große Schwierigkeiten erschlossen werden. In Anlehnung an SchÄrer (1962) und unter besonderer Berücksichtigung der Ergebnisse von WELLNHOFER (1964), KAESTNER (1965), BARTHEL (1969), KAUFMAN ‚ (Treatise 1969) und STAnLEY (1972) wären, natürlich mit dem nötigen Vorbehalt, ' unsere Formen in folgende vier ökomorphologische Hauptgruppen einzuordnen: 1.Fixosessil: Zu dieser Gruppe gehören nach ScHÄFER (1962, 177) solche Arten, die mit einer Klappe an harten Gegenständen festgewachsen sind. Die Klappen der Tiere sind ungleich gebaut, wobei sich die aufgewachsene Klappe meist den Un- _ ebenheiten der Unterlage anpaßt. Hierher wären zu stellen Lopha gregaria (SoWERBY) „Ostrea“ sp. Unter „Ostrea“ sp. sind hier die zusammen mit Schwämmen vorkommenden klein- ‚ wüchsigen Muscheln gemeint. | 2. Fakultativ fixosessil: Dieser Haupttypus umfaßt die Byssus- träger, die sich nach ScHÄFER (1962, 178) zeitweise aktiv an Gegenständen fest- ‚heften. Stantev (1972, 165) unterscheidet dabei „epibyssate“, wenn sie auf der ‚Sedimentfläche leben, und „endobyssate“ Formen, wenn sie teilweise oder voll- ‚ständig im „soft sediment“ eingegraben sind. Unsere Byssusträger wären demnach ‚einzuteilen in: a. Epibyssat: Isoarca striatissima (QUENSTEDT) Mytilus cf. tenuistriatus MÜNSTER Pteria modiolaris (MünsTeER) Chlamys (Chl.) subtextoria (MünsTer) Eopecten velatus GoLpruss Lima (L.) ovatissima (QuENSTEDT) Ctenostreon pectiniforme (SCHLOTHEIM) Plagiostoma quenstedti (MoeschH) 46 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Plagiostoma pratzi (BoEHM) Pseudolimea duplicata (SOWERBY) b. Endobyssat: Pinna (P.) radiata (MÜünsTER) Inoceramus (1.) laevigatus MünsTER 3. Liberosessil: Die Vertreter dieser Lebensweise liegen nach SCHÄFER (1962, 178) frei auf dem Meeresboden. Einige davon sind in der Lage, aktiv zu schwimmen (vgl. ScHÄFER 1962, 181). Mit KaurMman (1969, N 141) läßt sich diese „free living epifauna“ einteilen in: a. Schwimmer: Entolium (E.) cingulatum (Goupruss) Propeamussium (P.) nonarinm (QUENSTEDT) b. Nichtschwimmer: Lucina sp. Astarte (A.) extensa PHiLLıps 4. Sediment-vagil: (Infaunal Bivalvia i. 5. von Kaurman, Treatise N 141). Hierher gehören nach ScHÄrer (1962, 178) die Sediment-Wühler. Sie tragen ein Siphonenpaar, um mit dem freien Wasser in Verbindung zu bleiben. Diese Le- bensweise führten von unseren Muscheln: Pholadomya (Ph.) acuminata (HARTMANN) Cuspidaria fontannesi (LoRIoL) Nuculoma variabilis (SOWERBY) Obwohl die Nuculiden siphonenlos sind, bevorzugen sie als Schlammfresser nach W. QuensTeDT (1930, zit. nach WELLNHOFER 1964, 107) die grabende Lebensweise (vgl. auch Kaurman, N 141). Aus der obigen ökomorphologischen Einteilung der Muscheln geht eindeutig hervor, daß die Byssusträger und unter ihnen die epibyssaten Formen alle übrigen epibiontischen und auch endobiontischen Arten weitaus übertreffen. Das Biotop der Byssusträger liegt heute nach ScHÄFER (1962, 178 u. 192) in solchen Bereichen, die frei sind von stärkerer bzw. katastrophaler Sedimentation. Diese aktualistische Fest- stellung paßt gut zu unseren Sediment-Gegebenheiten (vgl. 5. 53). Daraus folgernd ist die doppelklappige Erhaltung vor allem der „epifaunal“ Bivalvia nicht allein auf eine verhältnismäßig rasche Einbettung, sondern noch mehr auf relativ ruhige Wasserbewegungen zurückzuführen. Über die Meerestiefe erlaubt unsere Muschel-Fauna, die in keiner Weise auf- fällige Entfaltung zeigt, keine konkreten Aussagen. Die entsprechenden rezenten Gattungen weisen nach den Angaben von Diener (1925, 70) und KAaurMan (1969, N 195) meist eine weite bathymetrische Verbreitung auf. Ausgesprochene Seicht- wasser- oder gar Brackwasser-Anzeiger, wie WELLNHOFER (1964, 105) und BARTHEL (1969, 134 ff.) in den Ablagerungen der „Neuburger Bankkalke“ (= Neuburger Folge; mittl.-ob. Tithonien; BARTHEL 1969, 15) vorfanden, sind unter den an- getroffenen Muscheln nicht vorhanden. Pinna, die von den genannten Autoren (vgl. auch Diener 1925, 70) als typischer Flachwasser-Bewohner angegeben wird, liegt leider nur in einem einzigen Exemplar vor. In jedem Fall standen die Ablagerungen des untersuchten Gebietes, im Gegensatz zur „Neuburger Folge“, stets unter Wasserbedeckung. Das ergibt sich noch deutlicher aus der sonstigen Fauna (Ammoniten, Brachiopoden). Rückblickend ergibt sich, daß die Pelecypoden im großen und ganzen autochthon, also in ihrem eigenen Lebensbereich überliefert wurden. Die Sedimentationsverhält- nisse waren relativ ruhig; dafür spricht der hohe Anteil an doppelklappig erhaltenen und in situ eingebetteten Individuen, sowie das Vorherrschen der epibyssaten Formen. NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 47 Über Salinität und Wassertiefe lassen die angetroffenen Formen keine brauch- baren Aussagen zu. 35. Gastropoda Gegenüber der Vielfalt der Muscheln treten die Gastropoden im Untersuchungs- gebiet auffallend stark zurück (vgl. Tab. 2). Die Pleurotomarien, die unter den vorgefundenen Gastropoden verhältnismäßig am häufigsten sind (9 Stück), scheinen die Schwammstotzen und deren unmittelbare Nähe (Bioarenit-Fazies) bevorzugt zu haben. Ähnliches stellte auch E. DietericH (1940, 26) fest. Diese breit kegelförmigen, schlitzbandtragenden Gastropoden werden von WELLNHOFER (1964, 101) und JANIcKE (1966, 63) als gute bathymetrische Anzeiger betrachtet, da die rezenten Pleurotomarien nach S. Fasre (1940, zit. nach WELLN- HOFER 1964 und JANICKE 1966) nur bis in eine Tiefe von 55 m hinabreichen sollen. Dem steht jedoch die Aussage von J. WALTHER (1894, zit. nach P. Dorn 1932, 34) gegenüber, daß Pleurotomarien heute auch bis über 200 m Tiefe leben. 3.6. Cephalopoda Das dominierende Faunenelement im untersuchten Gebiet sind die Cephalopoden und unter diesen besonders die Ammoniten. Deren artliche Zusammensetzung und vertikale Erstreckung im Profil lassen sich den Abbildungen 15 und 17 entnehmen. Einige Hinweise auf die horizontale Verbreitung bzw. lokale Einschränkung ein- zelner Arten finden sich bei der systematischen Besprechung der Cephalopoden. Idoceras proteron n.sp. zum Beispiel tritt nur in der stotzenferneren gebankten Fazies des „Kaserne“-Profils auf. Id. laxevolutum (Fontannes) — wahrscheinlich direkter Nachkomme von proteron (vgl. S. 76) kommt hier viel häufiger vor als in den entsprechenden stotzennahen Schichten des „Schneider“-Bruchs. Gerade um- gekehrt verhält sich die Art planula (Henı), die zugleich eine enorme Variabilität in der Nähe der Stotzenfazies aufweist. Auf die Stotzen selbst scheint nur Taramelli- ceras exopleurum n. sp. beschränkt zu sein. Die übrigen Taramelliceraten und vor allem die langlebigen Formen, wie litocerum (Oprer), sind in beiden Fazies etwa gleich häufig anzutreffen. Natürlich ist deren Häufigkeit von Bank zu Bank unter- schiedlich. Dabei gibt es Bänke, in denen Fossilien überhaupt äußerst selten sind. Doch gerade bei solchen Bänken zeigt sich deutlich, daß die Stotzenränder, weniger _ das Stotzeninnere, eine besondere Anziehungskraft auf die Ammonitenfauna aus- ‚ geübt haben (vgl. Abb. 7). Eine bekannte Tatsache (vgl. u. a. WEGELE 1929, 148; DiETERICH 1940, 26), die im „Schneider“ -Steinbruch speziell für den im synrecifalen Verband mit den Schwammstotzen stehenden Bankstoß 51-513 gilt. Auch die darüber lagernde, unverschwammte Bank 514 zeigt an den Stotzen- - rändern eine auffällige Ammoniten-Anreicherung, während sie in der Mitte der „Mulden“ fast fossilfrei bleibt. Ähnliches ist auch in den darunter liegenden Bänken festzustellen. Der Grund hierfür läßt sich aus dem Sediment nicht erkennen, denn Hinweise auf Wasserströmung, welche die Schalen hier abtransportiert hätte, sind “nicht vorhanden: ebenso fehlen Sulfidanreicherungen, die einen lebensfeindlichen 3 ö Boden kennzeichnen. Bessere Erhaltungsmöglichkeiten sind ebenfalls nicht zu erkennen. 48 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Die Häufigkeitsunterschiede zwischen „Muldenkern“ und Stotzenrand dürften also primär sein (vgl. auch Kap. 3.4. Pelecypoda). Die Bevorzugung für die Stotzen- ränder hängt sicher mit dem Nahrungsangebot zusammen. Dafür spricht die Groß- wüchsigkeit mancher planula-Individuen, die in diesem Bereich gefunden wurden. Ammoniten-Anreicherungen sind im untersuchten Abschnitt nicht nur an die Stotzenränder gebunden. Sie kommen auch in Bänken vor, die mit der Stotzen- bildung nicht in unmittelbarem Zusammenhang stehen. Hervorzuheben sind hier die Bänke 162-164 im „Kaserne“ -Aufschluß, sowie S20 und S31—32 im „Schneider“- Steinbruch. Im „Kaserne“ -Aufschluß liegen kleinwüchsige Taramelliceraten (haupt- sächlich litocerum) und Glochiceraten nesterweise dicht gepackt, im „Schneider“- Steinbruch häufen sich Perisphinctiden, insbesondere Orthosphincten. Ammoniten-Anreicherungen treten bekanntlich im Oberen Jura Süddeutschlands mehrfach auf (vgl. u. a. GEvER 1961 b; SCHMIDT-KALER 1962a; SCHAIRER 1967). Be- kannt und besonders interessant ist vor allem die „Ammonitenbreccie“ an der Grenz- region Oxfordien/Kimmeridgien, die über große Strecken durch die Schwäbisch- Fränkische Alb anhält. Im Steinbruch „Schneider“ umfaßt diese zwei Bänke ($S 31-32) und liegt eine Bank unter der Oxford/Kimmeridgien-Grenze (vgl. Abb. 18). Ihre Entstehung wird in der Literatur schon seit langer Zeit diskutiert (u.a. BEURLEN 1927; DiETERICH 1940; HÖLDER 1942; SCHAIRER 1967). Die Ansichten hierüber weichen nur unwesentlich voneinander ab. Als Hauptursache wird allgemein eine Sedimentationsunterbrechung angenommen, die durch Wasserbewegung zu- stande kam. Diese Wasserbewegung war nach SCHAIRER (1967, 119), der eine Reihe von Be- obachtungen beim Abbau fossilreicher Bänke aus der „platynota-Zone“ in verschie- denen Lokalitäten der Fränkischen Alb sammelte, nicht allzu heftig, aber stark genug, um die Ablagerung von Sediment zu verhindern bzw. schon vorhandenes zu ent- fernen und um das Zusammenschwemmen „gleichzeitig oder nacheinander ab- gelagerter und wieder freigespülter Schalen“ zu bewirken. Auf ähnliche Art und Weise dürften auch die von uns untersuchten, über 50 m seitliche Erstreckung verfolgbaren Fossilanhäufungen entstanden sein. Darauf weisen ı folgende Beobachtungen hin: 1. Die Fossilien sind innerhalb einer Bank ungleich verteilt. Meist sind sie in | mehr oder weniger dünnen Lagen oder in Nestern angereichert. Die Bank S 20 z.B. führt zahlreiche Ammoniten nur in der unteren, etwa 10 cm mächtigen Hälfte. Zwi- schen dieser und dem oberen, fast fossilleeren Bankteil verläuft unruhig eine dünne Mergellage, die sich stellenweise ins Gestein völlig verliert. An anderen Stellen aber verzweigt sie sich mehrfach und bewirkt dadurch eine laibförmig-knollige Auf- lockerung der Bank. Diese „Knollen“ enthalten verhältnismäßig mehr Fossilien. Ähnlich ist es bei Bank $31 und zum Teil auch bei Bank $ 32. Ausgesprochen nesterförmige Verteilung zeigt die Bank 163. Die Nester liegen ungeregelt innerhalb der Bank und werden weder im Hangenden noch im Liegenden von Mergelschmitzen begleitet. Die zwischen diesen liegenden Bankteile führen kaum ı Fossilien. In den Nestern sind fast ausschließlich Glochiceraten und Taramelliceraten der litocerum-Form angereichert. 2. Die großwüchsigen Exemplare, so vor allem Idoceraten, Lithacoceraten und Orthosphincten liegen stets horizontal, die kleineren (vor allem Taramelliceraten) auch etwas schräg im Sediment. Senkrecht eingebettete Gehäuse sind selten und nur NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 49 bei kleinen Formen zu sehen. Horizontal, schräg oder senkrecht eingebettete Am- moniten können dicht neben- und übereinander auftreten. 3. Die Mehrzahl der groß- und mittelwüchsigen Arten ist unvollständig er- halten; umgekehrt ist es bei den kleinwüchsigen Formen. Bruchstücke, besonders von großen Arten, kommen ebenfalls vor. 4. Mehrere Ammonitengehäuse sind von Östreiden und Serpuliden, manche auch von Foraminiferen (Bullopora rostrata) bewachsen. Beiderseitiger Bewuchs wurde nicht beobachtet. Die bewachsene Seite liegt meist nach oben orientiert. 5. Das Sediment, das die zwischen den dichtgestellten Gehäusen freigelassenen Räume ausfüllt, ist die gewöhnliche, feinkörnige Grundmasse (vgl. S. 14). 6. Hinweise auf eine Aufarbeitung des schon verfestigten Materials wurden nicht gefunden. Aus der ungleichen Verteilung des Fossilinhalts innerhalb einer Bank, der Ein- bettungslage der Gehäuse im Sediment und dem Erhaltungszustand der Fossilien ergibt sich, daß die Hauptursache der Anreicherung die Wasserbewegung war. Da die Fossilien meist in dünnen, über 50 m (so in Bank $S20 und $31) anhaltenden Lagen angehäuft sind und dabei keine auffallende Sortierung aufweisen, und da die Zwischenraumfüllung aus Mikrit besteht, dürfte es sich hierbei um eine komplizierte, möglicherweise episodische Wasser-Turbulenz handeln, wobei der feine Kalkschlamm zwar aufgewirbelt, aber nicht abgeführt wurde. Die Intensität der Bewegung kann allerdings nicht sehr stark gewesen sein, denn Anzeichen einer Aufarbeitung bereits verfestigten Materials fehlen gänzlich; die schräg eingebetteten Ammoniten konnten nicht umgekippt werden, und die bewach- senen Gehäuse wurden in den allermeisten Fällen nicht umgedreht. Auf Grund des Bewuchses kann hier noch eine weitere, mitbestimmende Ursache für die Fossilanreicherung angenommen werden, nämlich eine primär verringerte Sedimentzufuhr bzw. verminderte Kalkausfällung (vgl. S. 42). | Die ausgesprochen nesterförmige Verteilung der kleinwüchsigen Taramelliceraten und Glochiceraten in Bank 163 könnte vielleicht in Analogie zu aktualistischen Be- obachtungen bei Cephalopoden und anderen Tiergruppen (vgl. ScCHÄFER 1962, 190 und 193) auch so erklärt werden, daß die betreffenden Arten in Schwärmen lebten und mehr oder weniger gleichzeitig den Tod fanden. Diese Vermutung wird dadurch . unterstützt, daß diese kleinwüchsigen Formen auch in anderen, weniger fossilreichen Bänken öfters eng beisammen liegen. Auf jeden Fall deuten die Ammonitenanhäufungen in Bank 520 und $31—32 auf Wasserbewegungen, die hier etwas stärker waren als zur Bildungszeit der son- stigen Bänke. Für die bathymetrische Stellung des Ablagerungsgebietes liefern die Fossil- anhäufungen und selbst die Ammoniten keine exakten Angaben. Ganz allgemein ‚gilt, daß die Ammoniten zu seichtes Wasser mieden. „Mediterrane“ Faunen-Elemente (Phylloceraten, Lytoceraten), die nach ZıesLer (1967, 448) und Zeiss (1968, 152) erst unterhalb 200 m Tiefe dominieren, fehlen hier völlig. 3.7”. Arthropoda Vertreter dieses umfangreichen Stammes kommen im untersuchten Abschnitt ‚äußerst selten vor. Sie beeinflussen daher auch in keiner Weise das Faunenbild. | | | 50 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Besonders auffallend ist hier das nahezu völlige Fehlen von Ostracoden. Die wenigen Prosoponiden (insgesamt 10 Stück) wurden ausschließlich in der gebankten (meist in der Bioarenit-)Fazies angetroffen (vgl. Abb. 7). Aus dem seltenen Auftreten der genannten Gruppe lassen sich keine besonderen Schlüsse auf die Ökologie ziehen. 38. Echinodermata Im Schlämmrückstand und bei den Dünnschliff-Untersuchungen wurden, wie be- reits berichtet (vgl. S. 26), zahlreiche Echinodermenreste angetroffen, insbesondere Echinidenstacheln und -platten, Holothurienrädchen sowie diverse Ophiurenfrag- mente. Mit Ausnahme fraglicher Saccocomen-Reste konnten auch im Schwamm- stotzenbereich keine Stielglieder oder Kelche von Crinoiden festgestellt werden. Aus der Verteilung der Reste ist eine Faziesabhängigkeit der einzelnen Echino- dermengruppen schwer zu erschließen. Auffallend ist nur das häufigere Auftreten der Echinidenstacheln im Stotzenbereich. Hier wurden erwartungsgemäß auch einige „vollständige“ Exemplare von regulären Seeigeln (Plegiocardis coronata) gefunden; irregeläre Formen (Collyrites) erscheinen hingegen nicht. Diese sind auf die stotzen- ferneren, gebankten Kalke des „Schneider“ -Steinbruches beschränkt. Diese offenkundige Faziesabhängigkeit der regulären und irregulären Seeigel dürfte durch deren unterschiedliche Lebensweise bedingt sein. Man weiß aus rezenten Beobachtungen (z. B. ScHÄFER 1962, 114), daß die „Regularia“ auf Hartböden, z. T. auch auf Weichböden, aber niemals im Sediment leben. Völlig anders verhalten sich die „Irregularia“: Sie scheinen alle im Sediment zu leben, entweder tief oder ober- flächlich eingewühlt. Überträgt man diese rezenten Erkenntnisse auf die fossilen Gegebenheiten, so deuten die Collyrites-Funde im untersuchten Gebiet auf einen besonders weichen Boden hin, auf dem sich die kräftig bestachelten Cidarien nicht bewegen konnten. Daß das frische Sediment der stotzenferneren Bankfazies zunächst ziemlich weich war, geht auch daraus hervor, daß hier die eingegrabenen Formen z. B. Pholadomya) häufig auftreten, während die epibyssaten Muscheln (s. S. 45) und sonstige sessil-epibenthonische Arten (vgl. Abb. 6) weitgehend fehlen. Die rezenten Seeigel zeigen in Bezug auf Meerestiefe und Wassertemperatur große Variabilität (vgl. KAzstner 1963, 1276). Sie besiedeln die Meere, auch die der Arktis und Antarktis, von der ständig überfluteten Grenze der Gezeitenzone an bis in die Tiefsee. Die Holothurien, und auch die Ophiuren, sind ebenfalls über sämtliche Meere verbreitet (vgl. Pokorny 1958, 348). Wie alle bisher besprochenen Faunengruppen, so erlauben auch die Echinodermen keine exakten Angaben über die Wassertiefe. 3.9. Ökologische Einteilung der Megafauna (vgl. hierzu Abb. 7) Aus dem Vorhergehenden ergibt sich unter anderem, daß der Gegensatz Stotzen- fazies—-Bankfazies genauso wie bei den Foraminiferen auch in der Ver- teilung der Megafauna deutlich zum Ausdruck kommt. Man kann hierbei unter- scheiden (vgl. DIETERICH 1940, 25): 1. Stotzenbewohner: Als solche erwiesen sich im Untersuchungsgebiet die Schwämme und deren Epöken: Bryozoen und Anneliden (sowie Aphanostromata und Stromatolithe), ferner sämtliche Brachiopoden, die regulären Seeigel, von den Muscheln Isoarca und von den Ammoniten Taramelliceras exopleurum. NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI $PIELBERG 51 PesStotzenrandbewohner,d.h. Tiere, welche die nähere Umgebung der Stotzen eindeutig bevorzugten: Hierher ge- hört zunächst die Mehrzahl der epibyssaten Muscheln wie Mytilus, Eopecten, Lima, Ctenostreon und Plagiostoma. Zu dieser Gruppe können noch die Prosoponiden, die Pleurotomarien und Idoceras planula gerechnet werden, da diese Arten in der Nähe der Stotzen verhältnismäßig häufiger auftreten. FORAMINIFERA — BR fe] zum 22 Famsmsrsceaenenesene In elagiin ee m iliolina (Nubecularien)- - Fo Batalınorr 22.2... _ 1 2 BORIEERAF re 222.202: BE zn ...._-. DE BEREHIBERBA Er ANNERIDARS I en ne FE CEPHALOPODA Ammonoidea EEH Nautiloidea----- ---- En TE EEE] Coleoidea (Belemniten)- - Er EEE FEN PELECYPODA EREN Nuculoida (Isoarca) - - - - sonstige Pelecypoden -- ee BASTROROBA 2 - ARTHROPODA (Prosoponidae) ECHINODERMATA: Cidaroida ---- -- - -- Holasteroida —— Abb. 7. Ökologische Verbreitung der Faunengruppen. Fig. 7. Ecological distribution of major taxa. saßbaankraziesbewohner, d.h. Tiere, die offensichtlich die Stotzen mieden: Von den Muscheln sind dies in erster Linie die ein- gegrabenen Pholadomya und Cuspidaria, sowie die liberosessilen Formen, besonders Entolium und Propeamussinm. Hinzu kommen die im Sediment lebenden irregulären Seeigel und von den Gastropoden Anchura bicarinata. Möglicherweise hielten sich auch Idoceras proteron und Idoceras laxevolutum bevorzugt im Bereich der Bank- fazies auf. Belmdifferente,d. h. Tiere,die anscheinend keine der beiden Faziesarten bevorzugten: Zu dieser Gruppe gehören die übrigen Cephalopoden, die etwa gleichermaßen in Bankfazies und Stotzenfazies er- halten sind, so vor allem Belemniten, Taramelliceraten der litocerum-Gruppe und Glochiceraten. Arten, die nur in wenigen oder sogar einzelnen Exemplaren vorliegen, wurden ‚ bei dieser Einteilung nicht berücksichtigt. Im übrigen muß das ökologische Verhalten der angeführten Formen und besonders der Ammoniten noch durch weitere Auf- sammlungen genauestens nachgeprüft werden. 52 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 4. Ablagerungsmilieu Die vorangegangenen Kapitel enthalten schon Hinweise auf das Sedimentations- milieu, der besseren Übersicht wegen sollen die wichtigsten Fakten jedoch hier noch einmal zusammengestellt und zum Teil erweitert werden. 4.1. Submarines Relief Aus der Verteilung der Stotzen und deren Beziehung zu der synrecifalen gebank- ten Fazies (vgl. S. 9, Abb. 2-4) ergibt sich, daß der Meeresboden, auf dem die untersuchten Sedimente abgelagert wurden, nicht gleichmäßig beschaffen war. Darauf deuten auch die verschiedenen Gesteinsausbildungen (vgl. S. 33—34, Abb. 5) und vor allem die unterschiedlichen Mächtigkeiten der einzelnen Schichtkomplexe in den stotzennahen und stotzenferneren gebankten Bereichen hin. So sind die Oberweiler Schichten im Steinbruch „Schneider“ nur rund 6,5 m mächtig gegenüber 13 m im sonstigen Hahnenkamm-Gebiet (vgl. Abb. 18). Ähnliches gilt auch für die darunter liegenden Gelbebürg-Schichten. Deren Obergrenze liegt an dieser Stelle, wo größere tektonische Verstellungen fehlen, nur 30 m über der Grenze Mittlerer/Oberer Jura. Da die Heidenheimer Schichten (Impressa-Mergel) nach den Kartierungsergebnissen von 1968 etwa in ihrer normalen Mächtigkeit (ca. 20 m) vorliegen, bleibt für die Gelbebürg-Schichten hier nur eine effektive Gesamtmächtigkeit von etwa 10 m gegenüber 18 m in der Umgebung (vgl. Abb. 16). Die Erklärung dieser eigenartigen Erscheinung dürfte mit WEGELE (1929, 149) darin zu suchen sein, daß primär, d.h. zur Zeit der Bildung der Stotzen, der Meeres- boden an dieser Stelle höher lag und sich von hier aus zu der normalen Tiefe ab- senkte. Abb. 5 soll u. a. diese Reliefverhältnisse schematisch veranschaulichen. Bei einem Versuch, die Paläogeographie des „Unteren Malm“ anhand der Mäch- tigkeitsverteilungen der geschichteten Sedimente zusammen mit Faunen aufzuklären, sind die Angaben von v. FREYBERG (1966, 22 ff.) wichtig. v. FREYBERG stellte fest, daß der Meeresboden in jener Zeit tatsächlich in „Schwellen“ und „Senken“ gegliedert war, und außerdem, daß diese paläogeographischen Elemente bereits im oberen Dogger Beta (Discites-Ton) vorhanden waren (vgl. auch Groiss 1970, 17). Die geringeren Sedimentmächtigkeiten sind dabei an diese vorgezeichneten Schwellen, die größeren hingegen an die Senken gebunden. Interessanterweise liegen auch die Stotzen auf den vorgebildeten Schwellen. Ähnliche Verhältnisse fand T. VoLLmAYR (1971, 107) bei Auswertungen im Molassebecken südöstlich des Südrandes der Schwäbischen Alb vor. Auch dort ist die „Verschwammung in den Bimammatum-Schichten gerade an die Stellen gebunden, wo im Dogger Beta die Sandmaxima liegen“. Der Dogger Beta ist im untersuchten Gebiet schlecht erschlossen. Aus diesem Grund können Mächtigkeitsschwankungen auf relativ kurzen Entfernungen, die für unsere Betrachtung wichtig sind, nicht erfaßt werden. Sehr wahrscheinlich handelt es sich aber auch hier um ein alt angelegtes und bis in die Heidenheimer Schichten (vgl. Lithostratigraphie) — in deren oberem Teil die Stotzenbildung erstmals einsetzt (vgl. Abb. 1) — durchgeprägtes Relief. Die Reliefunterschiede mögen zu Beginn der Stotzenbildung noch sehr gering gewesen sein, vielleicht nur wenige Meter betragen haben. Doch selbst so geringe Höhendifferenzen waren bereits entscheidend für die Ansiedlung der Schwämme und der auf diesen aufsitzenden Epöken (Stromatolithe, Aphanostromata, Serpuliden etc.). NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 53 Für diese Organismen waren die Lebensbedingungen auf den Schwellen, wo nicht zu viel Wassertrübe zur Ablagerung kam, sicher um einiges besser als in den Depres- sionen. Die Schwellen stellten demnach für die Stotzenbewohner eine ökologische Nische dar. Doch auch die Schwellen waren ungleich beschaffen. Wie aus den zahlreichen Ein- schlüssen von geschichteten Sedimenten innerhalb (vgl. S. 10-11) und zwischen den Stotzen (vgl. Abb. 3) zu schließen ist, hatten die Schwellen selbst ein eigenes Re- lief. Das Schwamm- und Algenwachstum blieb daher zunächst auf die günstig ge- legenen Punkte beschränkt. Dazwischen wurden unverschwammte, geschichtete Kalke und Mergel abgelagert. Im Laufe der Stotzenbildung breitete sich dann das Wachstum allseitig mehr oder weniger stark aus und drängte zugleich die Schichtsedimente da- zwischen auf einen kleinen Raum (,„Restlücke“ i. S. von RoıL 1934) zusammen. Die Stotzenbildung reichte im Hahnenkamm-Gebiet nördlich Heidenheim sicher bis zum mittleren Oberoxfordien. Ob sich in diesem Bereich später die Stotzenbildung fortgesetzt hat oder ob sie schon mit dem Ausgleich des abgezeichneten Reliefs be- gonnen hatte, bleibt unbekannt, da die jüngeren Schichtkomplexe ab tieferem Unter- kimmeridgien hier nicht erhalten sind. Auf jeden Fall zeigte sich bereits gegen Ende des Mittel-Oxfordiens eine akzen- tuierte Gliederung des Ablagerungsraumes: ein unruhiges, in „Mulden“ und „Schwel- len“ vielfach gegliedertes Relief im verschwammten Bereich um den „Schneider“- Steinbruch und ein relativ tiefer gelegener Bereich im „Kaserne“ -Aufschluß, der sich ziemlich unverändert nach Osten hin fortsetzte. 42. Wasserbewegungen Da der Meeresboden nicht gleichmäßig beschaffen war (s. oben), dürften auch die Wasserbewegungen nicht einheitlich gewesen sein. Diese „Uneinheitlichkeit“ bezieht sich weniger auf die Richtung, als vielmehr auf die Geschwindigkeit bzw. die Stärke der Strömungen. Die Stärke der Strömungen bestimmt bekanntlich die Beschaffenheit des Sedi- ments, diese wiederum beeinflußt in gewisser Weise die Bodenfauna (vgl. TAıt 1971, 111). Es ist daher möglich, Anhaltspunkte über die Strömungsverhältnisse sowohl aus den Faunen als auch aus dem Sediment abzuleiten. Die ökologische Verteilung der Faunen (vgl. Abb. 7) zeigt, daß die sessilen Organismen auf die Stotzen und deren allernächste Umgebung beschränkt sind, ‚ während die Endobenthonten (Pholadomya, Collyrites) nur in der stotzenferneren gebankten Fazies auftreten (vgl. Abb. 6). Sessiles Benthos benötigt bewegtes Wasser, das den Organismen die Nahrungszufuhr garantiert. Für endobenthonisch lebende Tiere würde turbulentes Wasser den Tod durch „Ausgespültwerden“ bedeuten. Da die Pholadomyen in unseren Schichtsedimenten in situ eingebettet gefunden wurden, . schließen wir auf ruhigere Strömungsverhältnisse in diesem Sedimentationsgebiet und auf bewegtes Wasser im Stotzenbereich. Eine Möglichkeit, die Strömungsintensität relativ zu bestimmen, bietet die von Prumrey et al. (1962) entwickelte Kalk-Klassifikation nach einem Energie-Index. Sie - beruht in erster Linie auf dem Verhältnis Komponenten zu Grundmasse. Danach unterscheiden Prumıe£y et al. (1962, 88—89) fünf Hauptstufen der Wasserenergie. Die Anwendung dieser Einstufung in unserem Fall bereitet Schwierigkeiten, ins- besondere bei der Interpretation der Dünnschliffe aus der Stotzenfazies. Die Or- 54 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 ganismen üben hier einen zu großen Einfluß auf das Sediment-Gefüge aus, da sie die Fähigkeiten besitzen, Sediment zu binden und Auswaschung zu verhindern. Weniger brauchbar ist für uns auch die Tabelle der Energie-Indikatoren. Die koloniebildenden Cyanophyceen (so auch unsere Stromatolithe und Aphanostromata) werden z.B. von Prumıry et al. als Charakteristika der höchsten Energiestufe (V;) angegeben. Doch diese Stufe ist in unserem Gebiet nie erreicht worden; auch nicht während der Fossilanhäufungen oder zur Zeit der Kalksedimentationsunterbrechun- gen. Gerade im letzten Fall könnten die überaus fragilen Skelettelemente, vor allem der Hexactinelliden, nicht zusammenhängend fossilisiert worden sein. Schließlich spricht das Fehlen von echtem „Riffschutt“ und sonstigen Lithoklasten ebenfalls gegen starke Wasserbewegung. Würde man nach dieser Methode — trotz der besprochenen Mängel — die relative Wasserenergie zur Zeit der Sedimentation in unserem Gebiet ermitteln wollen, so käme für das „Kaserne“-Profil (Schlammfazies) die Energiestufe I in Frage, da das Verhältnis Komponenten zu Mikrit noch weniger als 1:9 beträgt. Ähnliches gilt für die Bioarenitfazies. Hier müßte die Bewegung etwas stärker gewesen sein, sodaß die umkrusteten Intraklaste gerollt werden konnten. In der Stotzen- bzw. Biolithit- fazies herrschten sicher höhere Energien, sie dürften aber kaum die Stufe III über- schritten haben. Insgesamt betrachtet, waren die Wasserbedingungen während der Ablagerung relativ ruhig. Gradationen, Schrägschichtung oder Aufarbeitungshorizonte konnten nicht festgestellt werden. Nur die Schichtfugen bzw. Mergellagen deuten auf Än- derungen der Ablagerungsbedingungen hin. Die Wasserbewegung war aber nie allzu stark, da die Fossilien verhältnismäßig gut erhalten sind. Die Strömungsgeschwindig- keiten in den drei Faziesbereichen dürften wenig verschieden gewesen sein. 4.3. Meerestiefe Eine der interessantesten aber zugleich schwierigsten Fragen des ganzen Stotzen- problems im Oberen Jura Süddeutschlands ist die nach der Meerestiefe. Schon öfters wurde diese Frage in der Literatur diskutiert (z. B. Fischer 1912; Dorn 1932; GWINNER 1962; HıLLer 1964), eine befriedigende Lösung hat sich jedoch noch nicht gefunden. Das liegt in erster Linie daran, daß rezente Vergleichsmöglichkeiten (Schwammbauten) nicht existieren. Zum anderen leben die hexactinelliden Kiesel- schwämme, die am Stotzenaufbau eine primäre Rolle spielten (vgl. Gwinner 1962, 198), heute vorwiegend in Tiefen von mindestens 200 m bis hinab unter 1000 m (vel. S. 42). Allein aus diesem Vorkommen der hexactinelliden Schwämme auf Tief- see-Verhältnisse zu schließen, wäre natürlich verfehlt. Es sprechen alle sonstigen Faunengruppen und selbst das Sediment (Kalk-Mergel-Wechsellagerung) dafür, daß die jurassischen Stotzenbildungen keineswegs Ablagerungen eines so tiefen Bereichs sind. Vor allem die sessilen Algen (Aphanostromata, Stromatolithe), die in unserem Stotzen quantitativ sogar den ersten Platz einnehmen (vgl. S. 17—18), können un- möglich in großen Tiefen gelebt haben, da deren Tiefenverbreitung infolge ab- nehmender Licht-Intensität eine gewisse Grenze gesetzt ist. Diese liegt nach F. Gess- NER (1955, zit. nach WenpT 1970, 445) im trübefreien Wasser bei 100 m, im Extrem- fall bei 150 m (vgl. auch Taır 1971, 128). Fine nennenswerte Produktion pflanz- licher Substanz ist dabei „nur oberhalb von etwa 50 m Meerestiefe möglich. In der Dämmerzone darunter kommen nur noch wenige, unterhalb von etwa 200 m nahezu keine Pflanzen mehr vor“ (B. Zıester 1972, 158), NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 55 Die rezenten Cyanophyceen, zu denen unsere Aphanostromata zu rechnen sind (vgl. S. 20 ff.), gedeihen hauptsächlich im „intertidal“ (vgl. u. a. Locan et al. 1964; Monty 1965 u. 1967), in einer Tiefe bis zu ca. 6 m (vgl. Woır 1965, 168). Auch die devonischen Algenbioherme („Pseudostromata“) von New South Wales, die unseren Aphanostromata sehr ähneln (vgl. S. 21), sind nach K. H. Woırr (1965, 169) auf den Litoralbereich beschränkt. Litoral bis höheres Sublitoral (etwa 6 m Tiefe) geben ebenfalls J. D. Aıtken (1967, 1176) für die kambrischen und ordovizischen „thrombolites“ aus Alberta sowie H. Zorn (1971, 37) für die „Pseudostromata“ des Salvatore-Dolomits (Mittel- trias) an. ÄITKeEn (S. 1173) stellt ferner fest, daß Thrombolithe, wie auch die meisten Cyanophyten, nur in einem hypersalinen, der Küste nahe gelegenen Milieu gedeihen können. Diese Einschränkung trifft für die fossilen Aphanostromata sicher nicht zu, da stenohaline Formen wie Cephalopoden und Brachiopoden mit auftreten. Aber auch die sonstigen Milieuangaben von Woır, Aıtken und Zorn können auf unsere Ver- hältnisse nicht übertragen werden. Dazu ist die Begleitfauna der Stotzen auf keinen Fall typisch für küstennahe, stark turbulente Meeresbereiche. Wir müssen vielmehr annehmen, daß unser Gebiet ziemlich weit vom Lande entfernt war, da keine terri- genen Komponenten (abgesehen von Tontrübe) auftreten (vgl. S. 31). Für eine wesentlich größere Tiefe spricht dabei unter anderem das Fehlen von hermatypischen Korallen sowie von echtem, synrecifalen „Riffschutt“. Das bedeutet, daß die Algen- schwammstotzen unterhalb der direkten Welleneinwirkung und des Lebensbereiches der Riffkorallen und ihrer Symbionten gelegen haben müssen (vgl. auch K. HırLer 1964, 162). Die Eindringtiefe der Wellenbewegung ist in den rezenten Meeren sehr unter- schiedlich. Für fossile Verhältnisse nimmt man normalerweise eine untere Grenze der deutlichen Tiefenwirkung von 10 m (vgl. H. Zankr 1969, 88) bis ca. 60 m (vgl. Gro1ss 1970, 33) an. Die hermatypischen Korallen kommen heute zwar auch unterhalb der 60 m- Grenze im Zusammenleben mit Algen vor, jedoch entwickeln sie sich hauptsächlich oberhalb von etwa 50 m Meerestiefe (vgl. BRINKMANN 1964, 395). Daher und nach den obenstehenden Überlegungen dürften unsere Algenschwammbioherme mit einer Meerestiefe zwischen 50 und 100 m am besten zu vereinbaren sein. Sie wuchsen also in einer energieärmeren Zone des Schelfmeeres als die Korallenriffe. Daraus wird deutlich, warum hier, wie auch im „Malm Alpha bis Delta“, keinerlei Gliederung in Vorriff-, Riffkern- und Hinterriff-Fazies zu erkennen ist (vgl. auch AıpınGger 1968, 179). Zu ähnlichen Tiefenverhältnissen (80-100 m) während der Stotzenbildung im Oberen Jura kommt auch Zıeser (1967, 448, Abb. 11) auf Grund der „bathy- metrischen Abhängigkeit der Ammoniten“. Zu betonen ist hier, daß ZıesLer bei der Tiefeneinstufung einzelner Faziestypen nicht nur die Ammoniten, sondern das ge- samte Organismenspektrum berücksichtigte. Dabei stellte er fest, daß in einer Tiefe von etwa 40-100 m die Perisphinctiden häufiger auftraten als die „Oppelien“. . Noch tiefer überwogen die „Oppelien“, und erst ab 200 m herrschte die „mediterrane . Fauna“ mit Phylloceraten und Lytoceraten vor. In unserer Ammonitenfauna sind die Perisphinctiden individuen- und auch arten- mäßig deutlich häufiger als die „Oppelien“. Möglicherweise ist dies ein Hinweis 56 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 dafür, daß tatsächlich die Meerestiefe nicht unter 100 m, aber auch nicht oberhalb von 40 m lag. 4.4. Wassertemperatur Über die Temperatur-Verhältnisse zur Zeit der Sedimentation läßt unsere Fauna und Flora keine befriedigenden Aussagen zu. Rein „boreale“ Elemente (wie Amoebo- ceras) als auch „tropische“ Formen (wie Nebrodites) kommen ziemlich selten vor. Nach ZıesLer (1965 u. 1967) bestanden im Oberjura Europas zwischen dem borealen Raum im Norden und dem Tropengürtel im Süden keine scharfen klimatischen Grenzen. Die Mischung der Faunen fand dabei in einer breiten Zone statt. Genaue Auskunft über die Paläotemperatur geben die Sauerstoff-Isotopen- Analysen von P. Frıtz (1965), die an Belemniten aus dem Schwäbischen Jura durch- geführt wurden. Für das kalkige Oberoxfordien rechnete Frıtz (1965, 264) Werte aus, die etwa zwischen 20° und 23°C schwanken. 4.5. Salinität Das Vorkommen stenohaliner Faunen (Cephalopoden, Brachiopoden) deutet auf vollmarines, normal halines Milieu hin. Eventuelle Salinitätsschwankungen während der Sedimentation waren so gering, daß sie sich im Toleranzbereich der Organismen bewegten. 5. Paläontologie Der Aufsammlung der Faunen lag eine doppelte Absicht zugrunde. Zunächst sollte ein allgemeiner Überblick über die horizontale sowie vertikale Verbreitung der Gattungen und Arten in den verschiedenen Faziestypen gewonnen werden, um ökologisch und möglicherweise auch phylogenetisch bedingte Veränderungen besser erfassen zu können. Zum anderen war der Versuch zu machen, das gewissermaßen „kondensierte“ Profil vom Steinbruch „Schneider“ mit den weiter östlich in normaler Mächtigkeit liegenden Bankungsprofilen zu korrelieren. Die Korrelation kann nur anhand der faunistischen Ergebnisse erfolgen, da ein direkter Vergleich auf stromato- metrischer Basis, wie wiederholt erwähnt, nicht durchführbar ist. Um diesem Vor- haben Rechnung zu tragen, konnte die Sammeltätigkeit nicht ausschließlich auf fossil- reiche Bänke beschränkt, sondern mußte vielmehr über den gesamten erschlossenen Bereich erstreckt und ungefähr gleichmäßig verteilt werden. Dabei wurde der horizontiert entnommenen Ammonitenfauna besondere Auf- merksamkeit geschenkt, da sie für die stratigraphische Einstufung einzelner Schicht- pakete — trotz gewisser Zweifel an ihrer Zuverlässigkeit über größere Distanzen (vgl. S. 96) — die größte Bedeutung besitzt. Die Ammonitenfauna wird deshalb im folgenden näher behandelt. Beschrieben und abgebildet werden allerdings nur neue Arten und solche, deren Kenntnis durch Neufunde erweitert werden kann. Auf die übrigen Faunengruppen und -arten wird systematisch-paläontologisch nicht eingegangen. Ihre Bestimmung erfolgte in vielen Fällen — so vor allem bei den Schwämmen und Brachiopoden — nur annäherungsweise, da moderne Bearbeitungen anhand horizontierten Materials z. T. noch fehlen. Diese Faunengruppen wurden des- halb nur tabellarisch angeführt (vgl. Tab. 1 u. 2, sowie S. 36). Par NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 57 5.1. Die Ammonitenfauna 5.11. Material und Methodik Nahezu das gesamte Material wurde den Aufschlüssen „Schneider“ und „Ka- serne“ horizontiert entnommen. An keinem der über 500 Stücke konnte die ur- sprüngliche Schale festgestellt werden. Die meisten Exemplare sind verdrückt und unvollständig erhalten. Häufig fehlen die Mündungen und große Teile der Wohn- kammer. Ebenso oft liegen nur gekammerte Innenwindungen vor. Bei der Artbestimmung und -abgrenzung (insbesondere der Perisphincten s. 1.) wurde nach der Meß- und Zählmethode von GEYEr (1961) verfahren. Diese Methode hat sich in einer Reihe von modernen Ammonitenbearbeitungen (z.B. KoERNER 1963; EnaY 1966; SCHAIRER 1967) sehr gut bewährt. Durch sie werden viele subjektive Fehler ausgeschaltet. Die taxionomisch wichtigen Merkmale: Nabelweite, Windungshöhe, Umbilikal- und Sekundärrippen sowie Einschnürungen wurden — soweit möglich — bei End- und festgelegtem Durchmesser zahlenmäßig erfaßt. Gemessen wurde (bei Dm, NW und WH) mit einer Schublehre. Auf eine Angabe der Windungsdicke mußte generell verzichtet werden, da die Gehäuse vielfach stark deformiert sind. Die Umbilikal- rippen wurden jeweils auf einen ganzen Umgang gezählt; die Sekundärrippen da- gegen nur bei den ersten 10 Umbilikalrippen des entsprechenden Durchmessers. Der Durchmesser der inneren Windungen mußte abgeschätzt werden. Der Meß- fehler, der dabei entstehen kann, dürfte um 5 mm liegen. Die Angaben für die Nabelweite der inneren Windungen können somit mit einem Fehler behaftet sein, der bei 40 mm Dm etwa 6°/o beträgt, bei größerem Dm weniger als 6 %/o. Bei der Anzahl der Umbilikalrippen beträgt der Fehler meist nicht mehr als 1 bis 2 Rippen pro Umgang. Abkürzungen Häufig wiederkehrende Begriffe werden im Text und in den Tabellen wie folgt abgekürzt: Dm = beliebiger Durchmesser E — Einschnürungen EDm = Enddurchmesser EWK = Endwohnkammer MR = Marsginalrippen bei Taramelliceras NW = Nabelweite SR = Sekundärrippen (= Externrippen) _ UR = Umbilikalrippen (in den Tabellen: Anzahl der Umbilikalrippen pro Umgang) WB = Windungsbreite WH = Windungshöhe WK = Wohnkammer WQ = Windungsquerschnitt V — vidi, Original oder Gipsabguß lag vor — Begründung des Artnamens SED Syssitemiaituk Hierbei wird weitgehend nach dem System von ArkELL et al. (Treatise 1957) verfahren. Auf eine Gattungs- und Artbeschreibung wird — wie eingangs erwähnt — verzichtet, wenn auf eine solche aus neuerer Zeit zurückgegriffen werden kann. Bezüglich des Vorkommens der einzelnen Arten im Arbeitsgebiet verweisen wir, ‘wenn es nicht besonders angegeben wird, generell auf Abb. 15 und 17. Eingetragen 'ist in diesen Abbildungen der erste und letzte, bankhorizontierte Fund jeder Art, ‚d.h. eventuelle Fundlücken sind hierin einbezogen. Was das sonstige stratigraphische STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 ei an und geographische Vorkommen betrifft, wird auf die die Arten behandelnden Autoren verwiesen. Haplocerataceae ZITTEL 1884 Haploceratidae ZıTTeL 1884 Genus Glochiceras Hyatt 1900 Für eine einwandfreie Bestimmung der Angehörigen dieser Gattung ist nach ZIEGLER (1958, 96 ff.), der sich damit eingehend befaßte, die Erhaltung des Mund- saumes erforderlich. Die übrigen Skulpturelemente sowie Gehäusemaße können nach demselben Autor nur in seltenen Fällen zur Bestimmung herangezogen werden. Von den im Arbeitsgebiet zahlreich angetroffenen Glochiceraten zeigen lediglich 12 Exem- plare die Gestaltung der Mündung deutlich. 10 davon sind zu Glochiceras (Lingulaticeras) lingulatum (QuENSTEDT) und 2 zu Glochiceras (Coryceras) modestiforme (OPPeEL) zu stellen. Die übrigen, unvollständig erhaltenen Glochiceras-Funde dürften vor- wiegend diesen beiden Spezies angehören. Oppeliidae BoNnARELLI 1894 Genus Ochetoceras Haug 1885 Eine zusammenfassende Darstellung dieser aus dem Oxfordien und Kimme- ridgien bekannten Gattungen gab zuletzt U. Höroıpr (1964), dem ein umfangreiches Sammlungsmaterial zur Verfügung stand. Die wenigen unvollständig erhaltenen, aus- schließlich aus Bank $S13 des Stbr. „Schneider“ stammenden Exemplare stimmen mit Ochetoceras (Granulochetoceras) cristatum DIETERICH gut überein. DIETERICH (1940, 28) fand diese Art nur in Schichten des mittleren Weißen Jura Beta Baden-Württembergs, die unserem Fundbereich entsprechen. Genus Trimarginites RoLLIEr 1909 Es wurden nur wenige Exemplare, vorwiegend Bruchstücke, dieser an drei Ventral- kielen leicht kenntlichen Gattung gefunden. Sie sind nach den Artbeschreibungen von OPreL (1863) und CHrıst( 1961) zu: Trimarginites (Tr.) arolicus (OPEL) ) „ trimarginatus (OPPEL) zu stellen. Sie stammen alle aus dem Stotzenbereich des „Schneider“ -Steinbruches. Die Angabe von Zeıss (1965, 94), daß Trimarginiten und Amoeboceraten in den Stotzen-Mergeln des genannten Aufschlusses zahlreich auftreten, konnte nicht be- stätigt werden. Offenbar kommen diese nesterartig vor. Nach Cnrist (1961, 285 u. 287) ist das stratigraphische Auftreten beider Arten auf das Oxfordien beschränkt. Genus Taramelliceras DEL CAMPANA 1904 Die sehr formenreiche Gattung Taramelliceras bietet — trotz mehrfacher Teil- darstellung (vgl. u. a. FonTAannes 1879, QUENSTEDT 1887—1888, WEGELE 1929, Die- ERICH 1940) und einer von H. Hörper (1955) durchgeführten monographischen Be- NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 59 arbeitung — immer noch große Schwierigkeiten bei der Art- und sogar auch Unter- gattungs-Bestimmungen. Diese liegen vor allem an den stark verflicßenden Art- grenzen und dem meist schlechten Erhaltungszustand des Materials. Von großer Wichtigkeit für die systematische Unterteilung des Genus sind nach HöLper, der die Gattung in 6 Untergattungen und diese in mehrere Gruppen auf- spaltet (vgl. 1955, 70): die Berippung, ganz besonders die Art der Beknotung, die Lobenlinie und auch die Nabelweite. Letztere schwankt aber unter den einzelnen Artengruppen bzw. Untergattungen, wie auch aus den Ausführungen HöLpers her- vorgeht, nur in geringen Grenzen, so daß sie nicht als ein kritisches Merkmal be- trachtet werden kann. Im übrigen können diese geringen Differenzen schon durch Meßfehler verwischt werden. Die Lobenlinie ist leider nicht immer vorhanden oder gut verfolgbar. Als wich- tigste taxionomische Merkmale bleiben somit, wie bislang (vgl. WEGELE 1929, 4 ff.), die Gehäusegröße und -skulptur sowie die Beknotung. Letztere wurde bereits von WEGELE (1929, 5) unter allen Merkmalen in den Vordergrund gestellt. Unter diesen Aspekten läßt sich vorliegendes Material auf 2 Untergattungen und 13 Arten — eine davon wird neu benannt — verteilen. Im einzelnen sind dies: Taramelliceras (Taramelliceras) costatum (QUENSTEDT) Diese auf der ganzen Flanke kräftig berippte und mit Marginal- und Median- knoten versehene Art wurde von HöLper (1955, 95—102) in mehrere Unterarten aufgegliedert. Die Unterschiede sind allerdings sehr gering und können fast nur bei vollständig und gut erhaltenen Exemplaren festgestellt werden. Die stratigraphische Reichweite der einzelnen Unterarten ist außerdem noch unbekannt. Eine Aufgliede- rung in Subspezies, wie sie HöLper vorschlägt, läßt sich beim vorliegenden Material schlecht durchführen, da es vielfach aus Bruchstücken und Innenwindungen besteht. Die Form „costatum“ ist deshalb auch hier in der üblichen Weise, d. h. als „Sammel- name“ aufzufassen. Taramelliceras (Taramelliceras) hauffianum (OPrer) Die Art steht Tar. costatum sehr nahe. Sie unterscheidet sich jedoch von diesem durch die normalerweise stärker aufgeblähte Gehäuseform, die etwas schwächere Be- rippung und, falls vorhanden, die stets dichter stehende und zugleich schwächere mediane Höckerung auf dem Phragmokon. Bei einzelnen Stücken ist die Externseite auf der Endwohnkammer zwischen schwach deutlichen Marginalkanten flach gewölbt oder zu einem schwachen First erhoben, wie dies auch die Opreısche Fig. Ic, Taf. 56 (1863) genügend zum Aus- druck bringt. Der First trägt meist keine oder nur schwache, kaum erkennbare Höcker. Sind derartige hauffianum-Exemplare seitlich verdrückt, was bei unserem Material häufig vorkommt, so lassen sie sich von ähnlich ausgebildeten, ausgewachsenen Tar. (Metahaploceras)kobyi-Gehäusen (vgl. kobyi-Beschreibung in Hörner 1955, 125 ff.) ' nur sehr schwer abtrennen. Lediglich die Marginalhöcker scheinen hier eine unter- schiedliche Form zu haben. So bleiben sie bei kobyi auch auf der EWK meist länglich, während sie bei hauffianum tangential gestreckt oder rundlich und ziemlich kräftig ‘ sind. | || 60 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Gruppe um Taramelliceras (Metahaploceras) litocerum (OPreı) Zu den im obersten Oxfordien („Planula-Zone“) Süddeutschlands weitaus häufig- sten Fossilien gehören die kleinwüchsigen flexuosen Formen um Tar. litocerum. Ge- meinsam ist ihnen, außer der Kleinwüchsigkeit, die meist schwache Skulptur, die ' (wenn vorhanden) radial verlängerten Marginalknoten und die fast stets knoten- lose, von Anwachsstreifen überzogene Externseite. Besonders groß ist die Mannig- faltigkeit in der Art der Berippung. Um einen Überblick in dieses Formengewirr zu bringen, griff WeseLe (1929, 21 ff.) einige charakteristische Typen heraus und legte sie spezifisch fest. Es sind dies: Taramelliceras (Met.) litocerum (OPPper) E 5 sublitocerum (WEGELE) H % wenzeli (OPpeL) 5 „ psendowenzeli (WEGELE) 5 „. tennuinodosum (WEGELE) > „. ausfeldi (WÜRTENBERGER) DIETERICH (1940, 30) ergänzte sie durch Neubeschreibung von Taramelliceras (Met.) falcula (QueEnsTepT) Einige wichtige Bemerkungen zu diesen Arten, die auch im Untersuchungsgebiet | häufig auftreten, finden sich bei HöLper (1955, 122 ff.). Er stellt diese Arten zur Untergattung Metahaploceras SpATH, da sie median völlig ungehöckert oder nur schwach gehöckert (z. B. Tar. tenuinodosum) sind und ihre Lobenlinie mehr oder | weniger deutlich eine doppelte Knickung der Sattelgrenzen aufweist. SCHAIRER (1972, 37) beschreibt Tar. litocerum aus dem tiefsten Unterkimme- ridgien der Fränkischen Alb neu und gibt dabei eine ausgezeichnete Übersicht der Skulpturvarianten an. Unser Material läßt keine über die Ergebnisse der genannten Autoren hinaus- gehenden Aussagen zu. An dieser Stelle soll lediglich erwähnt werden, daß im Bank- bereich S25 — 5 26 einige sparsam berippte, markante wenzeli-Exemplare (vgl. Taf. 9, Fig. 9) zusammen mit Tar. pseudowenzeli gefunden wurden. Ob diese letztere, etwas dichter berippte und durch das sporadische Auftreten von Marginalknoten gekenn- zeichnete Form eine Variante von wenzeli oder eine selbständige Art darstellt, bleibt momentan unklar, da typische Übergangsformen zwischen beiden nicht angetroffen wurden. Eine neue Art, die zweifellos der litocerum-Gruppe angehört, aber mit keiner ihrer bisher bekannten Formen übereinstimmt, soll hier vorgestellt werden als Taramelliceras (Metahaploceras) exopleurum n. sp. Taf. 9, Fig. 7—8 Derivatio nominis: exo = außen, pleuron = Rippe; außenberippt. Locus typicus: Steinbruch „Schneider“ b. Spielberg am Hahnenkamm. Stratum typicum: Streitberger Schichten (Stotzenfazies), Oberes Oxfordien. Holotypus: Taf. 9, Fig. 7. Material: Fünf Paratypoide; eins auf Taf, 9, Fig. 8; vier ohne Figur. sämtliche Exemplare stam- men aus dem Schwammstotzen ST1. Diagnose: Eine ziemlich kleine Form der Gattung Taramelliceras DEL CAMPAnNA mit relativ engem Nabel und kräftiger Marginalskulptur auf der Wohn- kammer. NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 61 Merkmalswerte der abgebildeten Exemplare Dm (mm) NW (/o) WH (°/o) MR Holotyp 31,5 12,0 52,4 16 25,0 12,8 52,0 8 Taf. 9, Fig. 8 2352 13,3 5.167 15 Paratypoid 18,0 13,8 50,0 7 Beschreibung: Beim Holotyp nimmt die WK knapp die Hälfte des letzten Umgangs ein. Da der Mundsaum auf Flankenmitte und Externseite leicht vorgezogen ist, liegt der Holotyp wahrscheinlich als ausgewachsenes Exemplar vor, obgleich die Wohnkammer zu klein erscheint. Auch bei den Paratypoiden beträgt die erhaltene Wohnkammer etwas weniger als die Hälfte des Umgangs, doch ein Mundsaum ist bei diesen nicht zu sehen. Das kleinwüchsige Gehäuse ist flach und sehr involut; dessen WQ hochoval. Die größte WB liegt innerhalb der Flankenmitte. Der Nabel ist ge- rundet und die Nabelwand fällt gegen den ziemlich tiefen Nabel steil bzw. senk- recht ab. Auffallend und charakteristisch sind die relativ kräftigen, vorwärts gebogenen und mehr oder weniger auf die Wohnkammer beschränkten Marginalrippen, die nicht über die Externseite hinwegsetzen. Die Skulptur auf der Umbonalseite ist schwach und wenig ausgeprägt. Am Ende der Wohnkammer des Holotyps finden sich mehrere feine, mäßig dichtstehende, nach vorn geneigte und leicht gebogene UR, die auf der Flankenmitte stark nach rückwärts umbiegen und ganz plötzlich in die deutlich her- . vortretenden MR übergehen. Die inneren Windungen sind vollkommen glatt. Knoten- bildung wurde nicht beobachtet. Die Sutur, die im allgemeinen nur grob zu verfolgen ist, weist mehr oder weniger ‚ deutlich eine doppelte Knickung der Sattelgrenzen auf (bezügl. Sattelgrenze vgl. HöLDER 1955, 59, Abb. 17d). | Bemerkungen und Unterschiede: Dem Gesamthabitus nach ge- hört die beschriebene Taramelliceras-Art der Untergattung Metahoploceras SPATH _ an (vgl. Hörner 1956, 70). Nach Angaben Höıpers (1956, 48) lassen sich bei der Gattung Taramelliceras ‚ im Bezug auf die Skulptur generell vier ontogenetische Stadien unterscheiden: das erste “Frühstadium“ bis etwa 10 mm Dm ist glatt. Das zweite „Frühstadium“ trägt ‚ vorwärts gebogene Marginalrippen. Im folgenden Hauptstadium kommen UR hinzu, so daß die ganze Flanke jetzt berippt ist. Das hält so bis zum Ende des Phragmokons ' an und kann sich dann auf der Endwohnkammer, also im „Reifestadium“, nochmals ändern. Demzufolge könnte es sich bei unseren Exemplaren um noch nicht aus- gewachsene Metahaploceraten handeln, die sich im „Hauptstadium“ befanden. Da jedoch die in der einschlägigen Literatur beschriebenen und abgebildeten Metahaplo- ceraten schon in diesem Stadium wesentliche Unterschiede unserer Form gegenüber ‚ aufweisen, wird angenommen, daß hierbei eine neue Spezies vorliegt. Die größte Ähnlichkeit hat sie mit Taramelliceras (M.) litocerum (OPper), das zuletzt von ScHAIRER (1972, 37) eingehend behandelt wurde. Die Art litocerum ist ' ebenfalls kleinwüchsig und engnabelig, besitzt keinerlei Beknotung und kommt mit . exopleurum zusammen vor, zeigt aber eine ganz andere Skulptur als exopleurum. So ist die Marginalseite bei litocerum von weniger kräftigen MR und von zahlreichen feinen Anwachsstreifen überzogen, die allesamt, d. h. Streifen und MR, über die , Externseite hinwegsetzen und auf ihr einen Bogen nach vorn bilden. Die Umbonal- 62 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 seite ist meist mit niedrigen, ziemlich dichtstehenden Rippen bedeckt, die auf der Flankenmitte nur schwach nach rückwärts umbiegen oder völlig verwischen (vgl. WEGELE 1929, 22; SCHAIRER 1972, Abb. 3). Gruppe des Taramelliceras (Metah.) subnereus (WEGELE) Die zu dieser Gruppe gehörenden, median nur schwach gehöckerten bzw. extern schwach berippten, recht großwüchsigen Formen: Taramelliceras (Metah.) subnereus (WEGELE) H 5 kobyi (CHOFFAT) » > rigidum (WEGELE) konnten im Arbeitsgebiet nur durch wenige Funde belegt werden. Ihre Hauptverbrei- tung scheint im tieferen Unterkimmeridgien zu liegen, wie es den Ausführungen von WEGELE (1929), HöLpeEr (1955) und SCHAIRER (1972) zu entnehmen ist. Auf die Verwechslungsmöglichkeit von kobyi mit Tar. (Tar.) hauffianum wurde auf $. 59 aufmerksam gemacht. Zu Tar. kobyi wurden hier nur einigermaßen gut erhaltene Exemplare gestellt, deren Gehäuse eine gerundete, fast glatte Externseite und eine ziemlich kräftige Flankenskulptur mit länglichen Marginalknoten auf- weisen. Im übrigen wird auf die Artbeschreibung von HöLper (1955, 124ff.) und SCHAIRER (1972, 40 ff.) verwiesen. Stephanocerataceae NEUMAYR 1875 Cardioceratidae SIEMIRADZKI 1891 Genus Amoeboceras HyvaTT 1900 Funde von Amoeboceraten sind sowohl im Stotzen- als auch im Bankfaziesbereich sehr selten (vgl. S. 97). Die wenigen, stark komprimierten Gehäuse lassen sich un- gezwungen bei Amoeboceras bauhini (OPPpEL) und Amoeboceras lineatum (QUENSTEDT) einordnen. Bezüglich stratigraphischer Reichweite vgl. Abb. 15, 17 und S. 97. Perisphinctaceae STEINMANN 1890 Perisphinctidae STEINMANN 1890 Die Perisphinctiden des von uns betrachteten Zeitabschnittes haben bisher keine Untersuchung nach modernen Gesichtspunkten erfahren. Die von WeceLe£ (1929) in Mittelfranken durchgeführten Untersuchungen basieren zwar auf guten stratigraphi- schen Grundlagen, seine Arten sind aber meist eng gefaßt und deshalb revisions- bedürftig, was zum Teil durch Geyer (1961) und ScHAIRER (1967) bereits geschehen ist. Die Arbeiten von Geyer in Süddeutschland und ScHAIRER in der Frankenalb be- rücksichtigen allerdings hauptsächlich Formen, die im unteren Unterkimmeridgien auftreten. Regional und vor allem stratigraphisch eng beschränkt sind auch die Unter- suchungen von KoERNER (1963) über die Ammonitenfauna der Grenze Weißjura Alpha zu Beta auf der westlichen Schwabenalb. Bekanntlich sind die Ansichten über die Systematik der Perisphinctiden bei den verschiedenen Autoren (vgl. u. a. SCHINDEWOLF 1925; ArKELL et al. 1957; GEYER 1961) noch recht uneinheitlich. Da unser Material hierüber keine maßgebende Aus- NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 63 sagen zuläßt, lehnen wir uns hinsichtlich der systematischen Einordnung weitgehend an GEYER und an SCHAIRER, der diesem folgt, an. Die morphologische Nomenklatur (z.B. Bezeichnung des Querschnittes, der Rippen- richtung, des Rippenverlaufes, der Rippenspaltungstypen etc.) wird von den genann- ten Autoren ausführlich erläutert (vgl. auch Arktıı 1957, Treatise, L 89). Genus Perisphinctes WAAGEN 1869 Perisphinctes (Orthosphinctes) polygyratus (REINECKE) Abb. 9 Synonymieliste siehe SCHAIRER (1967, 29). Ausgeschlossen sind hierbei die unter Per. (O.) wemo- dingensis (WEGELE) angeführten Synonyma (s. unten). In der Artfassung folgen wir weitgehend ScHAIRER (1967, 29), der aufgrund bio- metrischer Untersuchungen im Gegensatz zu GEYER (1961, 19) sämtliche Formen um Per. (Orth.) tiziani (OPper) hierunter vereinigt. Als wichtigstes taxionomisches Merk- mal, das auch für die übrigen Perisphinctiden gilt, erkannte ScHAIRER die Verände- rung der UR-Dichte im Laufe der ontogenetischen Entwicklung, d. h. den Verlauf der UR-Kurve. Ein Vergleich der von uns gemessenen und zu polygyratus gestellten (etwa 70) Exemplare mit den Angaben ScHAIkERs zeigt, daß hierin sowie in den sonstigen Merkmalen sehr gute Übereinstimmung besteht. Lediglich die Anzahl der SR ist bei unseren Stücken noch etwas geringer als ScHAarrer (Abb. 13 a) für die Art angibt. Das liegt wahrscheinlich an der Entwicklung der Art, denn das von SCHAIRER bearbeitete Material stammt aus jüngeren Schichten („Platynota-Zone“). Schaltrippen und polygrate Rippeneinheiten treten bei vorliegendem Material in der Regel erst ab so mm Dm und dann nur selten auf. Auf den Innenwindungen (unter 80 mm Dm) herrschen die biplikaten Einheiten zwar vor, doch die Anzahl der einfachen Rippen ist auffallend groß. Einschnürungen und Parabelbildungen sind nicht selten. Einige Exemplare fallen jedoch hinsichtlich der UR- und auch SR-Kurve sowie der Anzahl der Parabelbildungen aus der Reihe unserer „polygraten“ deutlich heraus. Übergangsformen konnten hier nicht angetroffen werden. Sie stimmen in ihren wesentlichen Merkmalen mit der von Weczı£ aufgestellten Art wemodingensis gut überein. Perisphinctes (O.) wemodingensis. WEGELE Taf. 6, Fig. 2-3; Abb. 9 v* 1929 Perisphinctes wemodingensis WECGELE, 5. 56; Taf. III, Fig. 4. 1961 Ataxioceras (Parataxioceras) wemodingense (WEGELE).— GEYER, 5. 80; Taf. 14, Fig. 4. 1963 Perisphinctes (Orthosphinctes) suevicus (SITEMIRADZKI 1899). — KOERNER, 5.352; Taf. 26, Ero%,2Taf..30, Eig. 2. v 1967 Perisphinctes (Orthosphinctes) polygyratus (REINECKE). — SCHAIRER, 5.29; Taf. 3, Fig. 4. non 1898 Perisphinctes Suevicus n. sp. — SIMIERADZKI, 5. 328; Taf. 24, Fig. 35. non 1967 Perisphinctes (Orthosphinctes) polygyratus (REINECKE). — SCHAIRER, 5. 29; Taf. 1—2; Taf. 3, Fig. 13 u. 5. Material: Drei Steinkerne aus dem Steinbruch „Schneider“ (2 stammen aus der Stotzenfazies, ı aus Bank $35) und zwei aus dem Aufschluß „Kaserne“ (je eins aus Bank K 175 und K 188). Merkmalswerte der abgebildeten Exemplare und des Holotyps zu WEGELE: Dm (mm) NW (°/o) WH (°/o) UR SR/UR PR Taf. 6, Fig. 2 80 46,5 30,0 36 3,0 2 60 46,0 30,0 34 2,9 3 64 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Dm (mm) NW (0/o) WH (°/o) UR SR/UR PR 40 45,7 —_ 32 _ 5 20 45,0 —_ 30 —_ 4 Taf. 6, Fig. 3 100 47,8 30,0 41 2,6 80 47,7 31,0 37 2,8 60 43,3 28,3 33 255, 40 43,0 _ 31 _ 20 43,0 — 27 —_ 1927 VI1 37 100 48,0 2762 41 2,5 (Holotyp) 80 48,1 —_ 38 227, 60 46,6 _ 34 2,4 40 43,0 —_ 31 _ Beschreibung: Die Gehäuse dieser Art sind mittelgroß und stark evolut. Der WQ der Innenwindungen ist rundlich bis oval, in Außenwindungen oval bis hochoval. Die größte WB liegt innerhalb der Flankenmitte. Die Skulptur besteht aus hohen, kräftigen, aber nicht sehr scharfen UR, die leicht prorsiradiat verlaufen. Das charakteristische dabei ist, daß die Anzahl der UR mit wachsendem Dm nur langsam zunimmt. Die Rippenspaltung findet im äußeren Flankenviertel statt, die Rippen- einheiten sind biplikat und polygyrat. Externe Schaltrippen sind vorhanden. Sämt- liche SR sind wesentlich feiner als die UR und auf der gerundeten Externseite nach vorne gezogen. Parabelbildungen treten, besonders auf den Innenwindungen, zahlreich auf und üben auf die Regelmäßigkeit der Skulptur einen zum Teil störenden Einfluß aus. Die Einschnürungen — durchschnittlich 1—2 pro Umgang — sind ziemlich schmal und wenig tief. Der Mundrand bei ausgewachsenen Exemplaren (EDm: ca. 150 mm) besitzt nach WEGELE (1929, 56) ein sehr langes, hoch angesetzes „Seitenohr“. Bemerkungen und Vergleiche: Perisphinctes wemodingensis WE- GELE wurde von GEYER (1961, 80) aufgrund der unregelmäßigen Skulptur und des häufigen Auftretens von echten polygraten Rippeneinheiten — vermutlich auch wegen des stratigraphischen Vorkommens (s. unten) — zu Ataxioceras (Parataxioceras) ge- stellt. Da aber dessen UR-Kurve von denen des Ataxioceras (Parataxioceras) deutlich abweicht und vielmehr jenen von Perisphinctes (Orthosphinctes) gleicht, ordnete ihn SCHAIRER (1967, 33) dieser Untergattung und der Art polygratus (REINECKE) zu. Außerdem stellte ScHAIRER fest, daß Skulpturunregelmäßigkeiten und polygrate Ein- heiten in der Variation des Perisphinctes polygratus nicht selten sind. Ähnliches läßt sich auch in unserem, dem Perisphinctes polygratus oder ihm nahestehenden Formen zuzuschreibenden Material feststellen. Die Unterschiede in einigen wesentlichen Merkmalen sind jedoch so groß, daß Perisphinctes (O.) wemo- dingensis mit Recht als selbständige Spezies aufgeführt werden darf. So bildet er unter den oxfordischen Formen mit parabolischen Skulpturverunstaltungen und echten polygraten Rippeneinheiten das Extrem. Seine UR-Kurve zeigt einen recht flachen Verlauf und unterscheidet sich somit von polygyratus, der eine wesentlich steilere UR-Kurve besitzt (vgl. Abb. 9). Auch die Anzahl der SR ist bei den gemes- senen Exemplaren des Perisphinctes polygyratus geringer als bei Perisph. wemodin- gensis. Der Art wemodingensis gehören auch die von Korrner (1963, 352; Taf. 26, Fig. 1; Taf. 30, Fig. 2) beschriebenen und abgebildeten Formen zu, die dieser Autor als suevicus Sırmiranzkı bezeichnet, die aber in der Berippungsdichte verschieden sind NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 65 von SIEMIRADZKIS (1898, Taf. 24, Fig. 35) Holotyp. Beim letzteren zeigt die UR- Kurve schon ab 20-30 mm Dm eine schwach absteigende, bei wemodingensis und KoErners Exemplaren eine schwach ansteigende Tendenz. Stratigraphisches und geographisches Vorkommen: Bisher war die Art nur aus der „platynota-Zone“ Mittelfrankens und Schwabens be- kannt (vgl. WEGELE 1929, 162; GEYER 1961, 82). Durch unsere Funde und die art- liche Zustellung der Exemplare Koerners (s. oben) ist die stratigraphische Verbrei- tung folgendermaßen zu korrigieren: Oberweiler bis Schlittenharter Schichten (ob. _ Oberoxfordien bis unt. Unterkimmeridgien) in Mittelfranken; Weißjura Ober-Alpha _ bis Unter-Gamma (unt. Oberoxfordien bis unt. Unterkimmeridgien) in Schwaben. Perisphinctes (Orthosphinctes) freybergi (GEYER) Abb. 9 v* 1961 Lithacoceras (Progeronia) freybergi GEYER, 5. 34; Taf. 8, Fig. 1. v 1967 Perisphinctes (Orthosphinctes) freybergi (GEYER). — SCHAIRER, S$. 44; Taf. 5, Fig. 3. Die Gehäuse dieser recht seltenen — es wurden nur 5 unvollständig erhaltene _ Exemplare gefunden — Art sind enger genabelt und wesentlich dichter berippt als _ die von Orthosphinctes polygyratus und wemodingensis (vgl. Abb. 9). Außerdem be- sitzen sie fast ausschließlich biplikate Rippeneinheiten. Polygyrate oder triplikate _ Rippentypen treten nach Geyer (1961, 34), der die Art deshalb zu Lithacoceras (Progeronia) stellt, lediglich gegen Ende der EWK auf. Da aber der größte Teil des Gehäuses mehr Ähnlichkeit mit Per. (Orthosphinctes) aufweist, wird freybergi mit SCHAIRER (1967, 44) zu dieser Untergattung gestellt. Vorkommen: OÖberweiler bis Schlittenharter Schichten (ob. Oberoxfordien bis unt. Unterkimmeridgien) in Mittelfranken; Weißjura Ober-Beta und Unter- _ Gamma (ob. Oberoxfordien bis unt. Unterkimmeridgien) in Schwaben. Genus Lithacoceras Hyatt 1900 In der einschlägigen Literatur findet sich häufiger die Bemerkung, daß die bisher “unter Lithacoceras beschriebenen Formen aus dem Oxfordien und Unterkimme- ridgien gar keine Lithacoceraten im eigentlichen Sinne sind, da sie eine einfachere Rippenspaltung (meist biplikat und polygyrat mit Schaltrippen) mit ziemlich hohem _Spaltpunkt aufweisen. Nach ScHArRER (1967, 79) ist die Gattung Lithococeras mög- licherweise nur auf „Ammonites ulmensis“ OrreL und nächst verwandte Formen aus ‘dem oberen Oberjura zu beschränken. Hierin zustimmend, vermutet Zeıss (1968, 48), daß es sich bei den älteren „Lithacoceraten“ um Macroconche der Gattung Progeronia Arkzıı handelt. Letztere wird von GEYER (1961, 26) als Untergattung von Lithacoceras betrachtet, während ScHA1Rer (1967, 46) sie als Untergattung von Perisphinctes auffaßt. Wahrscheinlich müssen später für die in Debatte stehenden Lithacoceraten neue " Gattungsbezeichnungen geschaffen werden. Doch bis alle diese taxionomischen Pro- ' bleme in einem weiteren Rahmen, als es hier möglich ist, geklärt werden, erscheint es vorteilhaft, die Gattung Lithacoceras im Sinne von GEYER (1961, 25 ff.) beizube- halten. Abweichend von Arkzıı (Treatise 1957, L323) stellt Geyer auch solche Formen zu Lithacoceras, die auf den inneren Windungen nicht sehr dicht berippt sind und auch keine triplikaten Rippeneinheiten haben, auf den äußeren aber mehr oder weniger nur polygyrate und büschelförmige Rippentypen aufweisen. Außerdem 66 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B,Nr. 16 stellt Geyer Discosphinctes Dacau£ als Untergattung zu Lithacoceras, während Ar- | KELL (Ireatise 1957, L 322) diese Gruppe Perisphinctes zuordnet. | Lithacoceras (Lith.) evolutum (QuEnsTEDT) Abb. 8 * 1888 Ammonites lictor evolutus QUENSTEDT, $. 957; Taf. 105, Fig. 2. Weitere Synonyma in SCHAIRER (1967, 79). Diese großwüchsige, mäßig bis stark evolute Form zeichnet sich in erster Linie durch die Veränderung der Rippendichte im Laufe der individuellen Entwicklung aus: Die Zahl der UR nimmt bis etwa 130 mm Dim langsam zu, danach nahezu im gleichen ı Maße ab. Der Rippenspaltpunkt liegt auf den Innenwindungen im äußeren Flanken- viertel, auf den Außenwindungen rückt er gegen die Flankenmitte. Die Rippen- einheiten sind innen biplikat und polygyrat, mit Schaltrippen, außen mehr oder weniger „büschelförmig“ mit zahlreichen Schaltrippen. Einschnürungen und Parabelbildungen sind vorhanden. Anzahl der untersuchten Exemplare: 7. Sämtliche aus dem „Schneider“ -Stein- bruch (vel. Abb. 15). Lithacoceras (Lith.) aff. evolutum (QuEnsTEDT) | Abb. 8 Unter aff. evolutum werden hier 8 Exemplare aus dem Steinbruch „Schneider“ | angeführt, die sich von L. (L.) evolutum lediglich in der frühzeitigen (ab 80-100 mm ı Dm) und zugleich stärkeren Abnahme der UR-Anzahl unterscheiden (vgl. Abb. 8). Möglicherweise handelt es sich hierbei um frühe Formen von evolutum s. str., da sie etwas früher auftreten als diese Art (vgl. Abb. 15). UR a = Lith. (L.) grandiplex (QUENSTEDT), e = Lith. (L) spielbergense n.sp., oO =Lith.(L.) subachilles (WEGELE) + = Lith.(L.) evolutum (QUENSTEDT), o=Lith.(L.) aff. evolutum (QUENSTEDT) Abb. 8. Vergleich der Arten bezüglich Veränderung der UR-Dichte (Mittelwert) im Laufe der individuellen Entwicklung. Fig. 8. Ontogenetic change in frequencies of umbilical ribs (mean) of five Lithacoceras species. Lithacoceras (Lith.) subachilles (WEGELE) Abb. 8 v* 1929 Perisphinctes sub-Achilles n. sp. — WEGELE, $. 58; Taf. 4 Fig. 3. Weitere synonyme Formen in SCHAIRER (1967, 85). Es liegen nur 3 Exemxplare von dieser ebenfalls großwüchsigen, aber im Ver- gleich zu den oben erwähnten evolutum-Formen etwas dichter berippt und enger genabelten Art vor. Ihre Hauptlager, wie auch das von L. (L.) evolutum, dürfte um die Grenze Oxfordien/Kimmeridgien liegen. NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 67 Lithacoceras (Lith.) grandiplex (QuEnsTepr) Abb. 8 * 1888 Ammonites grandiplex QUENSTEDT, $. 936; Taf. 102, Fig. 1. non 1929 Perisphinctes grandiplex QUENSTEDT. — WEGELE, S. 51; Taf. 2, Fig. 5. non 1963 Lithacoceras (Lithacoceras) grandiplex (QUENSTEDT 1888). — KOERNER, $. 367; Taf. 28, Biel. Unter der Bezeichnung „Amm. grandiplex und „Amm. gigantoplex“ beschreibt QUuENSTEDT (1887—1888, 934 ff.) einige „Riesenplanulaten“ aus seinen „wohlgeschich- teten Beta-Kalken“ des Schwäbischen Weißjura. Derartig großwüchsige Ammoniten kommen im Bankbereich S20 — S 31 im „Schneider“ -Steinbruch nicht selten vor. Ver- mutlich verbergen sich in ihnen eine Reihe von besonderen Arten. Diese lassen sich jedoch nicht feststellen, da die angetroffenen „Riesenstücke“ fast durchweg aus Alters- windungen bestehen. Lediglich die Art grandiplex konnte hier durch drei Funde ein- deutig bestimmt werden. Das charakteristische Merkmal dieser bis über 400 mm EDm aufweisenden Art ist das Auftreten von echten polyploken Rippeneinheiten auf den fein und ziemlich dicht berippten Innenwindungen. Gerade dieser Rippentyp trennt grandiplex von den ansonsten sehr ähnlichen, wenngleich auf den Innenwindungen etwas gröber beripp- ten Lith. (L.) evolutum, Lith. (L.) subachilles und Lith. (L.) spielbergense (s. unten; vgl. Abb. 8). Das von WeceL£ (s. oben) als grandiplex beschriebene und abgebildete Exemplar gehört zu Lith. (L.) evolutum (Quenstept), während jenes von KOERNER (s. oben) zu Lith. (L.) subachilles (WesELe) zu stellen ist (vgl. auch ScHAIRER 1967, 80 u. 85). Lithacoceras (Lithacoceras) spielbergense n. sp. Taf. 7, Fig. 1-3; Abb. 8 Derivatio nominis: Nach der Ortschaft Spielberg, in deren Nähe sich der Fundort befindet. Locus typicus: Steinbruch „Schneider“ bei Spielberg am Hahnenkamm. Stratum typicum: Öberweiler Schichten (ob. Oberoxfordien). Holotypus: Als Holotyp wurde das auf Taf. 7, Fig. 3 abgebildete Exemplar gewählt, da dieses in seinen Merkmalen etwa in der Mitte der Variation liegt. Bank-Nr. 5 20. Material: Sechs Paratypoide, zwei davon abgebildet (Taf. 7, Fig. 1—2). Diagnose: Gehäuse vermutlich großwüchsig, ziemlich stark aufgebläht und schwach involut. Skulpturelemente fein ausgeprägt, dichtstehend. Merkmalswerte der abgebildeten Exemplare: Dm (mm) NW (°/o) WH (°/o) UR SR/UR E Taf. 7, Fig. 3 59 29,4 43,2 46 1,9 3 (Holotyp) 50 29,0 42,0 40 _ 3 40 30,0 37,5 33 — = Tat. 7, Kig. 1 100 37,0 36,2 63 1,8 2 80 36,5 = 55 1,8 1 60 34,1 36,6 42 — 1 Tatı7, Fig. 2 57 31,5 43,0 47 1,8 3 50 32,0 42,4 42 1,9 3 Beschreibung: Sämtliche Exemplsre sind unvollständig erhalten und teil- weise verdrückt. Der Querschnitt der Innenwindungen ist rundlich bis oval, der der Außenwindungen hochoval mit flachgewölbten Flanken und breit gerundeter Extern- seite. Die größte WB liegt in der Nähe des Nabelrandes. Der Nabel ist ziemlich tief und die Nabelwand steil. Die Skulptur besteht aus dichtstehenden, leicht prorsi- radiaten UR, deren Anzahl mit wachsendem Durchmesser ständig und ziemlich rasch 68 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 zunimmt. Der Rippenspaltpunkt liegt gewöhnlich im äußeren Flankendrittel, die Rippeneinheiten sind nur biplikat. Einige UR bleiben ungespalten. Schaltrippen wur- den nicht beobachtet. Die SR auf der Externseite sind i. a. leicht nach vorn gezogen und bilden dabei einen breiten Bogen. Parabelbildungen finden sich auf Innenwindungen häufig, sind aber meist undeutlich ausgeprägt, so daß sie das Vorhandensein poly- ploker Rippeneinheiten vortäuschen (vgl. Holotyp und Fig. 2). Die Einschnürungen sind schmal und wenig tief. Bemerkungen und Unterschiede: Ähnlichkeit in der Berippungs- dichte besteht zu den Innenwindungen von Lith. (Lith.) subachilles (Weceıe), doch ist diese Art im Durchschnitt etwas weiter genabelt und besitzt mehr SR bei ent- sprechendem Durchmesser (vgl. SCHAIRER 1967, Abb. 45). Auch Lith. (Lith.) grandi- plex (QuensTeopT) ist auf den Innenwindungen dicht berippt, zeigt aber auf denselben echte polyploke Rippeneinheiten (vgl. S. 67). Lith. (Lith.) evolutum (QuensTepr ist weniger dicht berippt (vgl. Abb. 8) und wesentlich weiter genabelt. Lithacoceras (? Discosphinctes) streichense (OPPEL) Taf. 7, Eig%6 * 1863 Ammonites Streichensis OPPpEL, 5.236; Taf. 66, Fig. 3. 1963 Lithacoceras (Discosphinctes) streichense (OPPEL 1863; nom. corr.). — KOERNER, 5. 368, Taf. 24, Fig. 4. non 1888 Ammonites Streichensis. — QUENSTEDT, 5. 966; Taf. 107, Fig. 6. Material: Einzelnes Steinkernexemplar aus Bank 54; Steinbruch „Schneider“. Merkmalswerte des abgebildeten Exemplars und des Holotyps: Dm (mm) NW (°/o) WH (°/o) UR SR/UR Taf. 7, Fig. 6 54 21,3 46,2 41 2,5 Holotyp zu OpreL 48 22,9 47,9 44 1,8 Beschreibung: Das teilweise verdrückte Gehäuse gehört vollständig dem Phragmokon an. Seine NW ist gering, der WQ hochoval mit flachen Flanken und verhältnismäßig breit gerundeter Externseite. Die größte WB liegt in der Nähe des Nabelrandes. Die Skulptur besteht aus dichtstehenden, ziemlich kräftigen, schwach vorgeneigten UR, die sich im Bereich der Flankenmitte in zwei Spaltrippen teilen, die dann in gleicher Richtung und fast gleicher Stärke über die Externseite gehen. Auffallend ist, daß sich der Spaltpunkt der biplikaten Rippeneinheiten nicht immer in gleicher Höhe befindet. Externe Schaltrippen und ungegabelte UR treten nicht selten auf. Einschnürungen und Parabelbildungen wurden nicht beobachtet. Die Sutur läßt sich auf den Flanken stellenweise gut verfolgen. Die Sättel sind breit und wenig zerschlitzt, die Loben ziemlich schmal und stärker zerschlitzt. Bemerkungen und Unterschiede: Vorliegendes Exemplar stimmt in seinen wesentlichen Merkmalen mit den von OppeL und KoERNER gemachten Angaben überein. Lediglich die Anzahl der SR scheint beim Holotypus (vgl. Merk- malswerte, oben) geringer zu sein. Inwieweit es allerdings berechtigt ist, die Art streichense zu Discosphinctes Dacau£ zu stellen, dürfte vorerst offen bleiben, da das gesamte vorhandene Material nur aus sehr wenigen, unvollständigen Exemplaren besteht und hierzu nicht ausreicht. Kennzeichnend für die Typspezies Discosphinctes, Perisphinctes arussiorum Dacau£ (vgl. Arkeıı in: Treatise 1957, L322, Fig. 408, 7), aus dem unteren Malm von Somali sind der tiefe Spaltpunkt — der nahe der Flanken- mitte liegt, sich jedoch nicht immer in gleicher Höhe befindet — der relativ enge Nabel und die scheibenförmige Gestalt. Bei den echten Discosphincten treten jedoch NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 69 | „auf der äußeren Windung polygyrate Rippeneinheiten auf, die bei streichense nicht "beobachtet wurden. Zu Discosphinctes werden im europäischen Raum weitere Arten ‚gestellt, wie z. B. Perisphinctes aeneas GEMMELARO, P. lucingae Favre, P. kreutzi f ‚SIEMIRADZKI u. a. (vgl. EnAY 1966, 534-548), die aber dichter berippt und wesent- lich evoluter sind als arussiorum und streichense, und außerdem keine polygyraten ‚Rippeneinheiten besitzen. Es ist nach ScHAIRER (1967, 54) wahrscheinlich, daß sie ‚ „nicht zu dieser Untergattung gehören, die wohl eine endemische Formengruppe Ost- ‚afrikas umfaßt“. | Von Lithacoceras (L.) spielbergense unterscheidet sich Lith. streichense durch den ‚engeren Nabel, die Lage des Spaltpunktes und durch das Fehlen von Parabel- bildungen. 2 Gewisse Ähnlichkeit besteht zu „Ammonites flexuoides“ QuEnsTEDT (1887—1888, 969; Taf. 107, Fig. 15), der von KoERNER (1963, 374) zu Ringsteadia (Ringsteadia) ‚gestellt wird. Die Berippung ist bei Ringsteadia flexuoides weitständiger und die ‚Rippeneinheiten biplikat, triplikat und vereinzelt auch polygyrat. Zu dieser Art gehört auch der von QuensTtept (1887—1888, Taf. 107, Fig. 6) abgebildete „Am- monites Streichensis“. Geographisches und stratigraphisches Vorkommen: Sicher ist die Art nur aus dem süddeutschen Jura bekannt. Sie kommt in der Süd- lichen Frankenalb an der Grenze Gelbebürg-/Oberweiler Schichten (Oberoxfordien), ‚in Schwaben im Weißjura Ober-Alpha (Oberoxfordien) vor. Genus Ataxioceras Fontannts 1879 Das kennzeichnende Merkmal der Ataxioceraten, wie schon durch ihren Namen zum Ausdruck kommt, ist die gewisse „Unordnung“, die die Skulptur betrifft. Diese „Ataxie“ liegt einmal in der Art der Rippenspaltung und zum anderen in der An- ‚ordnung der Rippen selbst auf den Flanken. Die typische Ataxioceras-Schale trägt biblikate, polygyrate, polyploke und diversipartite Rippeneinheiten, die oft mit zahl- reichen Schaltrippen abwechseln. Ihre Anordnung sowie ihr Verlauf über die Flanken sind recht ungeregelt (vgl. u. a. GEYER 1961, 52). Bekanntlich gelten die Ataxioceraten als typische Fossilien des unteren Unter- kimmeridgien („Malm Gamma“), in dem sie erstmals auftreten sollen. In unseren Aufsammlungen aus dem obersten Oberoxfordien fanden sich jedoch einige Exem- plare, bei denen zwar der polyploke Rippentyp — der diversipartite fehlt gänzlich — noch nicht deutlich ausgeprägt ist, deren UR-Kurve und das regellose Auftreten von ungleichgroßen Schaltrippen starke Annäherung an das Genus Ataxioceras auf- weisen. Sie werden deshalb hier unter dieser Gattungsbezeichnung angeführt. Eines davon läßt sich bestimmen als: Ataxioceras (?) cetechovinm (NEUMANN) Taf. 6, Fig. 1 * 1907 Perisphinctes Cetechovins NEUMANN, 5.45; Taf. 2, Fig. 8. Material: Ein Steinkern aus Bank S 14, Steinbruch „Schneider“. Merkmalswerte: Dim (mm) NW (°/o) WH (°/o) UR SR/UR E Taf. 6, Fig. 1 125 45,0 26,0 24 3 4 100 44,0 33,5 26 — 4 80 42,6 30,1 27] _ 2 60 42,5 = 30 = 70 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Beschreibung: Das bis auf den letzten Umgang gekammerte und offen- bar nur etwas unvollständig (es fehlt die Mündung) erhaltene Gehäuse ist mittel- groß und ziemlich weitnabelig. Die Flanken sind sehr flach, stehen nahezu parallel und fallen gegen die gerundete Externseite ohne Kantenbildung ab. Der WQ erhält somit eine Form, die zwischen hochoval und „hochrechteckig“ variiert. Die größte WB liegt in der Nähe des Nabelrandes. Das markanteste Skulpturelement scheint die Ausbildung der UR zu sein: auf den innersten Windungen sind die UR ziemlich fein, stehen verhältnismäßig dicht und verlaufen stark nach vorne geneigt (stark prorsiradiat); auf den mittleren Win- dungen nehmen sie an Stärke zu und an Abstand etwas ab und richten sich allmählich auf; sie verlaufen jetzt schwach prorsiradiat bis z. T. völlig rectiradiat. Auf dem letzten Umgang zeigen sie meist rectiradiaten Verlauf, verlieren aber an Schärfe und bekommen dadurch einen stumpfen Charakter. Ihre Ansatzstelle rückt im Laufe der ontogenetischen Entwicklung von der Naht gegen den Nabelrand, so daß ein schmales Nabelband entsteht. Die Rippeneinteilung erfolgt im äußeren Flanken- viertel. Die Rippeneinheiten, die allerdings nur in der kleinen Hälfte des äußeren Umgangs gesehen werden können, sind biplikat und polygyrat, mit einzelnen Schalt- rippen. Einschnürungen und Parabelbildungen sind vorhanden. Bemerkungen: Vorliegendes Exemplar paßt nach der Beschreibung zwang- los zu Neumanns „Perisphinctes Cetechovius“ (s. oben). Das Verbleiben dieser cha- rakteristischen Art bei Perisphinctes s. str., wie ihn Arkeıı (Treatise 1957, L321) und GEYER (1961, 16—17) definieren und abgrenzen, erscheint jedoch äußerst frag- lich, da die Anzahl der UR von cetechovius eine absteigende, die von Perisphinctes s. str. dagegen eine ansteigende Tendenz mit wachsendem Dm aufweist. Die UR- Kurve unserer Form gleicht viel eher jener von Idoceras planula (Henı) und Ataxio- ceras (Parataxioceras). Anscheinend aus diesem Grunde und da das Neumanssche Material vermutlich aus dem Kimmeridgien stammt, stellt ScHAIREr (1967, 61) Peri- sphinctes cetechovius, allerdings mit Fragezeichen, zu Ataxioceras (Par.) inconditum (FONTAnNES). Letzteres besitzt aber wesentlich mehr Sekundärrippen (vgl. ScHAIRERs Abbildungen in Taf. 8 u. 9). Von Idoceras planula, mit dem unsere Form im Steinbruch „Schneider“ zusammen vorkommt, unterscheidet sie sich vor allem dadurch, daß die Rippen gerade und ohne Unterbrechung bzw. Abschwächung die gerundete Externseite überqueren. Die Art cetechovium ist offenbar ein Vorläufer der echten im untersten Unter- kimmeridgien auftretenden Ataxioceraten und dadurch von besonderer Wichtigkeit. Ataxioceras (? Parataxioceras) sp.n. Taf. 7, Fig. 4—5 Material: Zwei unvollständig erhaltene Steinkerne aus Bank S19 und $ 32, Steinbruch „Schnei- der“, die für die Aufstellung einer neuen Art nicht ausreichen. Merkmalswerte: Dm (mm) NW (%/o) WH (%/o) UR SR/UR E Taf. 7, Fig. 4 80 35,0 36,2 41 _ 1 70 31,7 40,0 45 3,2 2 60 31,6 40,0 48 21 2 50 32,0 40,0 51 22 3 40 32,5 - 50 _ 4 NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 71 Dm (mm) NW (°/o) WH (®/o) UR SR/UR E Taf. 7, Fig. 5 so 34,7 35,0 33 4,2 = 70 31,1 38,2 36 — _ 60 28,3 40,3 40 _ = 50 28,0 42,0 42 _ = 40 27,0 — 41 _ = Beschreibung: Die mittelwüchsigen Gehäuse sind scheibenförmig und schwach involut. Der WQ ist hochoval mit stark abgeflachten Flanken und schmal gerundeter Externseite. Die größte Windungsbreite liegt in der Nähe des Nabel- randes. Der Nabel ist mäßig tief und die Nabelwand ziemlich steil. Ein Nabelband ist vorhanden. Die Skulptur besteht auf den Innenwindungen aus schwach prorsi- radiaten, auf dem letzten erhaltenen Umgang aus rectiradiaten und leicht konvexen UR. Bis zu einem Dm von etwa 50 mm sind die UR ziemlich fein und stehen ver- hältnismäßig dicht; danach verstärken sie sich über der gerundeten Nabelkante deutlich und rücken allmählich weiter auseinander. Die Rippenspaltung erfolgt im äußeren Flankendrittel bis -viertel. Die Rippeneinheiten sind vorwiegend biplikat und bis etwa 40 mm Dm mit wenigen, später mit mehreren Schaltrippen. Manche von diesen Schaltrippen greifen bis ins innere Flankendrittel hinein und täuschen dabei eine Verbindung mit der Hauptrippe vor. Diese langgezogenen Schaltrippen bleiben im äußeren Flankenbereich meist ungespalten. Von außen her schieben sich dann mehrere kleine, untereinander verschiedenlange Schaltrippen ein. Echte poly- ploke Rippeneinheiten scheinen, soweit es sich erkennen läßt, zu fehlen. Die SR über- queren die schmale Externseite gerade oder leicht konvex ohne Unterbrechung oder Abschwächung. Parabelbildungen wurden nicht beobachtet. Einschnürungen weist nur das aus Bank 519 stammende Exemplar auf. Es ist auch dichter berippt als andere, hat aber wesentlich weniger Schaltrippen. Bemerkungen und Vergleiche: Öberoxford-Formen mit ähnlicher Gestalt und Nabelweite sind die Holotypen zu: „Perisphinctes Castroi“ (CHOFFAT 1893, Taf. 10, Fig. 5) und „Ataxioceras maternum“ (SCHNEID 1944, Taf. 2, Fig. 3). Doch beide Arten besitzen echte polyploke Rippeneinheiten, zeigen einen ganz anderen UR-Kurvenverlauf und scheinen größerwüchsig zu sein als unsere Form. So ist das aus Bank $32 stammende Exemplar bis auf das äußere Viertel des letzten Umgangs gekammert; da sich der Berippungshabitus auf dem ungekammerten Vier- tel rasch ändert, dürfte es sich hierbei um einen Teil der EWK handeln. Der EDm würde damit nicht über 120 mm liegen. Im übrigen stellt ArkeıL (1937, XLIX) Perisphinctes castroi CHOFFAT, und GEYER (1961, 28) Ataxioceras maternum ScHnEiD zu Discosphinctes DacauE. Der Berippungshabitus dieser wie auch unserer Formen unterscheidet sich jedoch deutlich von dem des Discosphinctes (vgl. S. 68). Die Art castroi wird von SCHAIRER (1967, 52) zu Perisphinctes (? Progeronia) gestellt, zu dem vermutlich auch maternum gehört. Die Veränderung der Berippung mit wachsendem Dm, d. h. die UR-Kurve unserer Exemplare, weicht deutlich von jenen von Perisphinctes (Progeronia) ab (vgl. ScHA1- RER 1967, Abb. 31) und gleicht vielmehr jenen von Ataxioceras (Parataxioceras), so daß eine Zuordnung zu dieser Gattung möglich ist. Unsere Form stimmt allerdings mit keiner der bisher bekannten und etwas jüngeren Ataxioceras-Arten überein (vgl. u. a. WEGELE 1929; ScHhneip 1944; GEYER 1961; SCHAIRER 1967). In der Be- rippungsdichte steht sie zwischen Atax. (Paratax.) inconditum (FONTANNES) und 72 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Atax. (Paratax.) desmoides WeseL£, doch diese Arten sind weiter genabelt und deutlich dicker als vorliegende Form (vgl. SCHAIRER 1967, 61 u. 68). Wie cetechovium (s. oben) stellt auch sie einen interessanten Ataxioceras-Vorläufer dar. Genus Idoceras BURCKHARDT 1906 Die Idoceraten und nächst verwandte Gattungen Nebrodites BuRCKHARDT, Simo- ceras Zırteı und Simosphinctes BARTHEL aus dem Oberen Jura Süddeutschlands er- fuhren durch ZıesLer (1959) eine eingehende Bearbeitung. Ihre Erforschungsgeschichte sowie die bei der Bestimmung auftretenden Schwierigkeiten, so vor allem zwischen Idoceras und Nebrodites, werden von ZIEGLER ausführlich dargelegt. Nach Zıesıers Angaben kommen in dem von uns untersuchten Zeitabschnitt (Oberoxfordien) — abgesehen von Id. gigas (QuensTeoT), dessen Selbständigkeit ge- genüber Id. planula noch völlig unsicher ist — vier Idoceras-Arten vor, die sich mehr oder weniger leicht voneinander trennen lassen. Es sind dies: Idoceras planula (HenL) 2 laxevolutum (FONTANNES) > minutum DIETERICH n schroederi WEGELE. Besonders bekannt und stratigraphisch wichtig ist Idoc. planula. Die Art kommt im Arbeitsgebiet recht häufig vor und weist eine bemerkenswerte, bisher nur un- genügend bekannte Variabilität auf. Daher wird diese Art hier bevorzugt behandelt. Die übrigen 3 Arten zeigen gegenüber den von ZiEGLEerR gemachten Angaben keine Besonderheiten. Es wird darum auf die genannte Arbeit verwiesen. Es soll hier nur erwähnt werden, daß in Bank 514 des „Schneider“ -Steinbruchs 3 Bruchstücke — eines wird in Taf. 7, Fig. 8 abgebildet — gefunden wurden, die „Mün- dungsohren“ tragen. Für Idoceras minutum sind die Stücke viel zu groß. Idoceras laxevolutum, das ebenfalls „Ohrfortsätze“ trägt, ist gröber berippt und deutlich weiter genabelt. Ähnliches gilt auch für Idoceras planula, das jedoch keine „Ohr- fortsätze“ zeigt. Gehäusegröße und -gestalt, Nabelweite und Skulptur erinnern stark an ldoceras schroederi WEGELE, dessen Mundsaum noch unbekannt ist (vgl. WEGELE 1929, 77; ZIEGLER 1959, 30). Zwei weitere Idoceras-Arten lassen sich in keine der angeführten und auch in der Literatur (vor allem: Fontannes 1879; CHOFFAT 1993; BURCKHARDT 1906; DacauE 1914; WEGELE 1929) beschriebenen Spezies einreihen. Die eine davon tritt etwas früher auf als die eigentlichen Idoceraten und dürfte als Vorläufer des Genus aufgefaßt werden. Idoceras planula (Henı) Taf. 8, Fig. 1-6; Taf. 9, Fig. 1-3; Abb. 10 Synonymie-Liste vgl. ZIEGLER (1959, 27). Material: Es wurden, soweit möglich, 30 Steinkernexemplare gemessen, die sich auf die unter- suchten Profile folgendermaßen verteilen: Steinbruch „Schneider“: 4 Exemplare aus Bank $9 1 > „2 810 » » a Sulet 513 „ Sul » a ar 520 SS MT ON DD NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 73 Steinbruch „Kaserne“: 1 Exemplar aus Bank 182/183 jı ss » „ 184/185 1 » » » 1 8 8 Etwa 10 Exemplare davon sind ausgewachsen, wie aus der Skulpturabwandlung gegen Ende der Wohnkammer und dem Fehlen einer Umlaufspur zu schließen ist. Die übrigen Exemplare bestehen vorwiegend aus gekammerten Innenwindungen. Ferner liegen zahlreiche Bruchstücke vor, die vor allem aus dem Bankbereich S11 — 514 stammen. Merkmalswerte der abgebildeten Exemplare: Dm (mm) NW (9/0) WH (0/0) UR SR/UR E Taf. 9, Fig. 3 6o 47,5 29,0 41 17 1 40 47,0 36,0 43 = 3 20 45,0 —_ 47 — 7 Taf. 9, Fig. 2 60 46,6 30,0 39 1,6 1 40 45,0 31,2 40 _ 3 Tafs9s Eier 60 40,0 33,3 44 1,8 1 40 41,2 32,5 45 = 3 ats E10 140 50,0 26,0 29 —_ 3 120 50,0 27.5 35 _ 2 100 50,0 30,0 37 _ 2 80 50,0 — 39 — 2 Taf. s, Fig. 4 175 50,3 27,8 31 1,5 1 160 48,1 27,9 33 = _ 140 45,7 29,5 35 = _ 120 43,0 28,3 38 = _ 100 42,0 o 4 _ — 80 40,0 = 44 = = Taf: 8, Fig. 1 157 48,0 29,4 31 157 4 140 48,2 28,5 32 1,5 2 120 49,1 2765 33 1,5 2 100 49,0 28,0 35 — 2 Taf. 8, Fig. 2 102 47,0 30,3 37 155 2 80 48,8 29,0 38 1,6 1 60 50,0 26,6 40 _ 1 40 52,5 _ 41 _ 2 Taf. 8, Fig. 6 175 48,3 29,8 41 167, 3 160 47,4 30,0 39 157 2 140 47,8 29,8 39 1,6 1 120 46,6 30,0 38 _ — 100 46,0 30,0 38 _ _ 80 45,6 _ 40 _ _ Taf. 8, Fig. 5 146 44,2 30,6 45 1,9 4 120 45,8 31,6 45 _ 2 100 45,0 31,5 44 _ 2 80 46,2 = 46 — _ Beschreibung: Idoceras planula ist eine ziemlich großwüchsige Art. Ihr hier gemessener EDm schwankt zwischen 130 und 180 mm. Die Umgänge umfassen sich meist nur wenig und wachsen langsam an. Der WQ ist hochoval mit schwach 74 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 gewölbten Flanken und gerundeter Externseite. Die größte WB liegt im inneren Flankenviertel. Die Zahl der UR nimmt im Lauf der individuellen Entwicklung ab (vgl. Merk- malswerte), doch kann sie bei großen Exemplaren (über 160 mm Dm; vgl. Fig. 6, Taf. 8) auch etwas zunehmen. Die UR selbst sind kräftig und stumpf. Sie verlaufen bis zum äußeren Flankendrittel in der Regel schwach prorsiradiat und teilen sich dort oder ein wenig ventralwärts davon in zwei, zuweilen auch in drei (vgl. Taf. s, Fig. 3) Spaltrippen, die gegen die Externseite deutlich nach vorne ziehen. Auf der Externseite springen sie dann noch stärker nach vorne und bilden dabei meist einen spitzen Winkel. Eine Unterbrechung sowie ein Alternieren der SR auf der Extern- seite ist nur stellenweise und fast ausschließlich im Bereich der WK zu sehen. Ein Teil der UR kann ungespalten bleiben. Einige Funde, so z.B. das in Taf. 8, Fig. 3 abgebildete Exemplar, zeigen auf der EWK eine wahrnehmbare Verstärkung der UR am Nabelrand und zugleich eine Abschwächung der SR, sodaß sich die gewohnte Skulptur der Externseite erkennen läßt. Möglicherweise ist dies auf den Erhaltungs- zustand der Funde zurückzuführen. Der Mundsaum ist beim vorliegenden Material nicht deutlich erhalten. Nach ZIEGLER (1959, 28) fehlen ihm „Ohrfortsätze“. Er soll meist nach einer deutlichen Einschnürung schräg abgestutzt sein. Die EWK umfaßt nahezu einen ganzen Umgang. Die Einschnürungen sind breit und wenig tief. Sie treten auf den innersten Windungen (vgl. Taf. 9, Fig. 3) und der EWK (vgl. Taf. 8, Fig. 1) besonders zahlreich auf. Pa- rabelbildungen wurden nicht beobachtet. Bemerkungen und Unterschiede: B. Zıesıer (1959, 24 ff.), der sich mit den schwäbisch-fränkischen Idoceras-Arten kritisch auseinandersetzt, gesteht Idoceras planula (Henı) eine erhebliche Variabilität zu und erfaßt diese Art deshalb wesentlich weiter, als dies bislang der Fall war (vgl. Wesere 1929, 76; DIETERICH 1940, 33). Da ZIEGLER nur ein typisches, grobgeripptes und sehr weitnabeliges Exem- plar (aus der Sammlung QuensteoT) abgebildet hat, wurde hier der Versuch gemacht, durch Maßangaben und Abbilden von mehreren Skulpturvarianten eine bessere Übersicht über die Mannigfaltigkeit der Form zu bringen. Es muß jedoch gleich betont werden, daß die Zuordnung einiger Exemplare Schwierigkeiten bereitet, da diese Exemplare Übergänge zu den übrigen, mit planula zusammen vorkommenden Idoceras-Arten aufweisen. Das schwach evolute, verhältnismäßig dicht berippte Exemplar von Taf. 9, Fig. 1, z. B. vermittelt zu Idoc. schroederi WeseLe und Idoc. laxevolutum (FonTAnnts). Die größte Ähnlichkeit zeigt Idoc. planula mit der Art laxevolutum, die vor allem im stratigraphischen Schrifttum bisher von planula nicht getrennt wurde. Diese Art unterscheidet sich durch geringere Endgröße, den Besitz von „Mündungsohren“ und die andersartig verlaufende UR-Kurve. Letztere steigt mit wachsendem Dm bei laxevolutum schwach an, dagegen bei planula schwach ab (vgl. Abb. 10). Dies ist ein gutes Unterscheidungsmerkmal bei guten, aber ohne Mundsaum erhaltenen Exem- plaren. Die Ähnlichkeit beider Formen wie auch ihr gemeinsames stratigraphisches Auftreten (s. u.) läßt es möglich erscheinen, daß Idoceras laxevolutum der Micro- conch von Idoceras planula ist. Innenwindungen von planula und laxevolutum tragen oft noch perisphinctische Berippung (vgl. Taf. 9, Fig. 3) und können daher mit solchen von Orthosphinctes leicht verwechselt werden. Bei genauer Betrachtung läßt sich jedoch feststellen, daß diesen Windungen die für Orthosphinctes charakteristischen Parabelbildungen gänz- NITZOPOUIOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG Sı wı lich fehlen. Außerdem besitzt die UR-Kurve von Orthosphinctes in der Regel einen steileren Verlauf als die von laxevolutum (vgl. Abb. 9 u. 10). Idoceras schroederi WEGELE und Idoceras minutum DietericH sind deutlich enger genabelt und normalerweise dichter berippt. Stratigraphisches und geographisches Vorkommen: Idoceras planula (HEHL) repräsentiert als Zonenindex das Oberoxfordien Süd-Europas (vgl. u.a. KoERNER 1963; Enay 1966; Gycı 1969). Bezüglich Unterschiede in der Vertikalerstreckung zwischen Württemberg und Südlicher Frankenalb vgl. Abb. 13. Idoceras laxevolutum (Fonrt.) scheint die gleiche stratigraphische Verbreitung zu haben. Die oft mangelnde Unterscheidung der beiden Arten bei schlecht erhaltenem Material ist deshalb für stratigraphische Zwecke ohne nachteilige Folgen. Idoceras sp. Taf. 10, Fig. 2-4; Abb. 10 Material: Ein fast vollständig erhaltener Steinkern, ein krankes Exemplar und ein Bruchstück. Sämtliche aus Bank $ 14, Steinbruch „Schneider“. Merkmalswerte: Dm (mm) NW (°/o) WH (°/o) UR Taf. 10, Fig. 2 135 5555 26,7 23 110 56,3 21,8 24 90 55,5 24,4 25 80 55,0 _ 26 60 53,3 _ 29 Beschreibung: Die leicht verdrückten Gehäuse sind stark evolut. Die Umgänge umfassen sich noch weniger und wachsen auch langsamer an als bei Idoceras planula. Der WQ ist rundlich bis oval, die größte WB liegt auf der Flankenmitte. Die Flanken tragen besonders kräftige, hohe UR, die rectiradiat stehen oder leicht nach vorne gebogen sind. Ihre Anzahl scheint bis zu so mm Dm verhältnismäßig rasch, danach sehr langsam abzunehmen. Die UR teilen sich nahe dem Externteil in zwei Äste, die stark vorgezogen und auf dem Rücken meist unterbrochen sind. Die Rippen- endigungen stoßen in der Medianlinie alternierend, aber nicht mit einem spitzen, sondern sehr stumpfen Winkel aufeinander. Ungespaltene Rippen treten, besonders vermehrt auf der Wohnkammer, ebenfalls auf, bleiben aber den biplikaten gegen- über zahlenmäßig unterlegen. Der Endmundsaum ist nicht bekannt; auch die Sutur ist nicht erhalten. Ein- schnürungen sind vorhanden. Parabelbildungen wurden nicht beobachtet. Bemerkungen und Vergleiche: Der beschriebenen Art steht Ido- ceras planula (HeHı) zweifellos näher als alle übrigen im Oberjura Süddeutschlands vorkommenden Idoceras-Formen. Doch planula ist in der Regel enger genabelt, etwas dichter berippt (s. Abb. 10) und hat vor allem einen hochovalen Windungsquerschnitt. Die Gattung Idoceras umfaßt nach BurcKHARDT (1906, 39—40), der das Genus aufstellte, und Zıiesıer (1959, 24) Formen, die einen verhältnismäßig hohen WO mit schmal gerundeter Externseite besitzen. Einen mehr oder weniger rundlichen WQ mit ziemlich breit gerundeter Extern- seite und vorwiegend biplikate Rippeneinheiten auf der WK zeigt die Idoceras sehr ähnliche und vermutlich nahe verwandte Gattung Nebrodites s. str. BURCKHARDT (vel. ZIEGLER 1959, 32). Bei dieser Gattung stehen aber die Rippen wesentlich dichter und sind normalerweise auf der Externseite schon frühzeitig durch ein deutlich aus- geprägtes, glattes, breites Band unterbrochen. Auch die absolute WH scheint bei 76 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Nebrodites geringer zu sein, als dies aus einigen aus demselben Steinbruch stam- menden Exemplaren und Bruchstücken und aus den Abbildungen Zıesıers (Taf. ]) hervorgeht. Idoceras proteron n. sp. Taf. 9, Fig. 4-6; Abb. 10 Derivatio nominis: proteron = früher, eher, älter; bisher ältester Vertreter dieser Gattung im süddeutschen Oberjura. Locus typicus: Baugruben am Truppenübungsplatz nördlich Heidenheim am Hahnenkamm (Profil „Kaserne“). Stratum typicum: Unterer Teil der Oberweiler Schichten (ob. Oxfordien). Holotypus: Taf. 9, Fig. 4; aus Bank 181. Material: Vier Paratypoide, zwei davon abgebildet (Taf. 9, Fig. 5—6). Dazu ein weiteres, lose aufgesammeltes Exemplar, das bereits 1968 beschrieben und abgebildet wurde (vgl. NITZOPOULOS 1968, 52, Abb. 7). Abb. 6 und 8 (bei NITZoPOULOS 1968) gehören nicht zu dieser Art. Diagnose: Gehäuse sehr weitnabelig. Skulptur aus stumpfen, vielfach un- gegabelten Rippen bestehend. Merkmalswerte der abgebildeten Exemplare: Dm (mm) NW (°/o) WH (°/o) UR SR/UR E Taf. 9, Fig. 4 84 53,5 27,3 47 157. 2 (Holotyp) 70 52,1 2761: 44 1,5 1 60 51,6 28,3 41 155 _ 40 49,0 _ 38 _ _ Taf. 9, Fig. 5 78 46,8 30,0 43 155 60 46,0 30,0 39 1,5 1 40 45,0 _ 36 — — 20 44,0 = 32 —_ — Taf. 9, Fig. 6 60 53,3 25,3 47 1,4 _ 38 52,6 — 43 _ 2 20 50,0 = 38 _ 2 Beschreibung: Die flachgedrückten und unvollständig erhaltenen Ge- häuse sind stark evolut. Der WQ war wahrscheinlich hochoval mit schwach ge- wölbten Flanken und schmal gerundeter Externseite. Der Nabel ist seicht. Die Skulptur besteht nur aus biplikaten und ungegabelten Rippen, die fast regel- mäßig miteinander abwechseln. Auf den inneren Windungen sind die UR ziemlich scharf, auf den äußeren kräftig und stumpf, aber niemals breitgedrückt. Ihre Anzahl nimmt mit wachsendem Dm langsam zu. Bis zum äußeren Flankendrittel bzw. -viertel, wo der Spaltpunkt liegt, verlaufen die Rippen rectiradiat oder leicht prorsiradiat; gleich danach ziehen sie etwas stärker nach vorn und setzen über die Externseite, auf der sie einen oft zugespitzten Bogen bilden, ohne Unterbrechung oder deutliche Abschwächung hinweg. Einschnürungen sind zwar vorhanden, treten jedoch relativ selten auf. Parabel- bildungen wurden nicht beobachtet. Über die Endgröße und Ausbildung des Mund- saumes sind keine Aussagen möglich. Das trifft auch für die Sutur zu, da sie nicht erhalten ist. Bemerkungen und Unterschiede: Die Art ähnelt in der indivi- duellen Veränderung der Rippendichte Perisphinctes (Orthosphinctes). Die scheiben- förmige Gehäusegestalt, der stumpfe Charakter der Rippen, deren typischer Verlauf über die abgeflachten Flanken und gegen die Externseite, das häufige Auftreten von ungespaltenen Rippen, das gänzliche Fehlen von polygyraten Rippeneinheiten als NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG Pf auch von Parabelbildungen sprechen für eine Zugehörigkeit zur Gattung Idoceras. Unterschiede bei einem Vergleich mit Idoceras ergeben sich vor allem im Verlauf der Rippen über die schmale, gerundete Externseite. Bei Idoceras sind die Rippen auf der Externseite durch ein glattes Band unterbrochen oder — was bei unseren „echten“ Idoceraten häufiger auftritt — deutlich abgeschwächt (vgl. auch Zıesıer 1959, 24). Ferner besitzen die typischen Idoceraten nicht so viele einfache Rippen. UR Dm(mm) a = Per.(0.) freybergi (GEYER) o = Per. (0.) polygyratus ( REINECKE) + = Per. (0.) wemodigensis Abb. 9. Vergleich der Arten auf Grund der Mittelwertskurve der UR-Dichte. Fig. 9. Comparison of three Perisphinctes species: mean curves of umbilical rib densities. = ONE a ze O----=9--__0 20 40 60 80 100 120 140 160 Idoceras planula ( HEHL) Idoceras proteron n. sp Idoceras laxevolutum (FONTANNES) Idoceras sp. o+>b»o ' Abb. 10. Vergleich der Arten auf Grund der Mittelwertskurve der UR-Dichte. ' Fig.10. Comparison of four Idoceras species: mean curves of umbilical rib densities. Die bestehenden Unterschiede sind jedoch nicht bedeutend genug, um diese Art vom Genus Idoceras abzutrennen, zumal bekannt ist (vgl. $. 78), daß Innenwindungen von Idoceras noch perisphinctoide Skulptur aufweisen. Außerdem tritt vorliegende Form etwas früher auf als Idoceras s. str. (vgl. Abb. 17). Aus diesem Grund dürfte _ Idoceras proteron als Vorläufer der „echten“ Idoceraten angesehen werden. Sehr ähnlich in der Berippungsdichte ist von den bekannten Idoceraten die Art laxevolutum (FonTannes), die im „Kaserne“ -Profil eine Bank höher zum ersten Mal und recht häufig erscheint. Da der Mundsaum der besprochenen Art unbekannt ist, ‚ können direkte Beziehungen zu laxevolutum: nur angenommen werden. Dazu wäre noch zu bemerken, daß im Steinbri:ch „Schneider“ keine derartigen Vor-Idoceraten ‚ angetroffen wurden. Auch Idoceras Isxevolutum kommt in diesem Aufschluß äußerst selten vor. Erwähnenswert im obigen Zusammenhang ist ferner ein Fund von KArvE-Cor- vınus (1966, 118 u. Taf. 23, Fig. 2) aus der „Bimammatum-Zone“ des Mont Crussol, 78 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 der von dieser Autorin als Vorläufer der Idoceraten betrachtet wird. Dieser Fund besteht leider nur aus der Wohnkammer, die mehrfach polygyrate Rippeneinheiten trägt. Ein Vergleich mit unseren Exemplaren ist somit nicht möglich. Genus Nebrodites BuRrcKHARDT 1912 Bezüglich der Gattungs- und Untergattungsdiagnose sowie der Unterschiede zu Idoceras vgl. ZıesLer (1959). An dieser Stelle soll nur erwähnt werden, daß Meso- simoceras von ARKELL (Treatise 1957, L341) als selbständige Gattung aufgefaßt wird. ZIEGLER dagegen gesteht dieser an dem Vorherrschen aschizotomer Berippung auf der EWK erkenntlichen Form nur den Charakter eines Subgenus von Nebrodites zu. Nebrodites (Mesosimoceras) evolutus (GEMMELARO) Taf. 10, Fig. 5 Synonymie-Liste siehe BARTHEL (1963, 28). Material: Ein unvollständiger Steinkern aus Bank 525, Steinbruch „Schneider“. Vier Windungs- bruchstücke aus derselben Bank lassen sich nicht mit Sicherheit dieser Art zuordnen. Zum Ver- gleich diente ein vollständig erhaltenes, aus dem gleichen Aufschluß stammendes Exemplar, das von BARTHEL (1963, 28 ff.; Taf. 4, Fig. 1-3) beschrieben und abgebildet wurde. Merkmalswerte: Dm (mm) NW (0/0) WH (/o) UR SR/UR E Tafs1o,Eig.5 86 57,0 22,6 32 2 70 57,0 23,5 34 1 60 56,6 24,1 35 1 Beschreibung: Das leicht verdrückte Gehäuse ist weit genabelt. Die Win- dungen sind deutlich höher als breit mit schwach gewölbten Flanken. Gegen den seichten Nabel fallen sie zwar steil, aber ohne Kantenbildung ab. Die UR sind auf den innersten Windungen verhältnismäßig dicht gestellt und ziemlich scharf. Auf den zwei letzten Umgängen werden sie stumpfer und rücken etwas auseinander. Sie ziehen sich rectiradiat bis leicht rursiradiat über die Flanken und bleiben, soweit erkennbar, meist ungespalten. Deutlich zweispaltige Rippen sind vor Einschnürungen und am Beginn des letzten erhaltenen Umgangs vorhanden. Der Spaltpunkt liegt im äußeren Flankenviertel. Dort biegen sämtliche Rippen mehr oder weniger stark nach vorne, verblassen gegen die Externseite allmählich und scheinen auf dieser durch ein glattes Band unterbrochen zu sein. Nur die unmittelbar vor Einschnürungen liegenden Rippen setzen deutlich über die Externseite als vorwärts geschwungene, flache Wülste hinweg. Die Sutur ist nicht erhalten. Die Einschnürungen, 1—2 pro Umgang, sind schmal und wenig tief. Vergleiche: Vorliegendes Stück stimmt in seinen wesentlichen Merkmalen (Gehäuseform, Nabelweite, Art und Verlauf der Rippen) mit dem von BArTHEL be- arbeiteten Exemplar gut überein. Lediglich in der Berippungsdichte ergibt sich ein Unterschied: Unser Exemplar scheint bei gleichen Größen stets etwas gröber berippt zu sein, was sicher noch innerhalb der artlichen Variation liegen dürfte. Stratigraphisches und geographisches Vorkommen Die Art ist bisher nur aus Sizilien und der Südlichen Frankenalb bekannt. Dort kommt sie in den älteren „Acanthicus-Schichten“ vor, die nach BARTHEL (1963, 29) etwa dem Bereich „divisum- bis eudoxus-Zone“ (unteres/mittleres Unterkimme- ridgien sensu Arkeıı) gleichzusetzen sind. Die fränkischen Exemplare stammen aus NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 79 den Oberweiler Schichten (ob. Oberoxfordien). Die Funde haben mehr zoogeogra- phische als stratigraphische Bedeutung, zumal die Gattung Nebrodites in Süddeutsch- land äußerst selten ist. In diesem Zusammenhang soll noch betont werden, daß evolutus — neben einem einzigen aff. herbichi (Hauer) aus der nördlichen Franken- alb (vel. Zeıss 1962, 59) — den zweiten sicheren Beleg dieser Gattung im Ober- oxfordien Süddeutschlands darstellt. Genus Ringsteadia SALFELD 1913 Über die Gattung Ringsteadia im Süddeutschen Jura berichtet GEYER (1961, 123 ff.). Nach seinen Angaben tritt sie hier hauptsächlich im Oberoxfordien mit mehreren Vertretern auf. Wir konnten lediglich 2 Angehörige, in je einem Stück, dieser recht charakteristischen Gattung antreffen. Das erste Exemplar aus Bank S13 des Steinbruchs „Schneider“ stimmt mit der von KoERNER (1963, 374) neu- beschriebenen Ringsteadia (Ringsteadia) flexuoides (QuENSTEDT) völlig überein. Das zweite gehört zu der äußerst selten auftretenden Vineta DoHM 1925, die ArkeıL (Treatise 1957, L324) als Synonym von Ringsteadia betrachtet. während GEYer sie als Subgenus auffaßt. Das Exemplar läßt sich bestimmen als: Ringsteadia (Vineta) weinlandi (FıscHEr) Taf. 10, Fig. 1 * 1913 Ammonites (? Perisphinctes) weinlandi FISCHER, $. 52; Taf. 5, Fig. 15. 1961 Ringsteadia (Vineta) weinlandi (FISCHER 1913). — GEYER, 5. 128; Taf. 22, Fig. 5—6. 1966 Ringsteadia (Vineta) cf. weinlandi (FISCHER 1913). — ENAY, 5. 566; Taf. 40, Fig. 1. Material: Ein einzelnes Steinkernexemplar aus Bank $ 16; Steinbruch „Schneider“. Merkmalswerte: Dm (mm) NW (°/o) WH (0) UR SR/UR E Taf. 10, Fig. 1 250 30,4 39,0 _ 210 27,9 39,2 —_ 160 25,6 45,0 26 Beschreibung: Das fast vollständig erhaltene, großwüchsige Gehäuse ist bis auf die letzten drei Viertel des Umgangs gekammert. Seine prozentuale NW nimmt im Lauf der individuellen Entwicklung langsam zu. Der Einrollungsgrad bleibt dabei stets mehr oder weniger stark involut und bedingt einen tiefen Nabel, dessen Abfall auf den inneren Windungen wesentlich steiler ist als auf den äußeren. Der WQ ist hochoval mit leicht gewölbten Flanken und ziemlich schmaler Externseite. Die größte WB liegt etwas unterhalb der Flankenmitte. Die Skulptur bleibt bis zu Beginn der Wohnkammer (etwa bis 160 mm Dm) recht deutlich und besteht aus rectiradiat bis leicht prorsiradiat verlaufenden UR, die bis zu einem Dm von etwa 70 mm besonders kräftig sind. Danach verflachen und verblassen sie allmählich, so daß sie auf der Wohnkammer kaum in Erscheinung treten. Der Punkt und die Art der Rippenvergabelung sind beim vorliegenden Exem- plar nicht sichtbar. Geyer (1961, Taf. 22, Fig. 6) bildet neben dem Holotyp zu FiscHEr noch ein zweites kleineres Stück ab, das die inneren Umgänge gut zeigt. Auf diesem teilen sich die UR im äußeren Flankendrittel in 2 bis 3 Spaltrippen, die ohne besonderen Schwung über die Externseite verlaufen. Schaltrippen sind vorhanden. Bemerkungen: Ringsteadia (V.) weinlandi (FiscHEr) ist eine äußerst sel- tene Art. Sie wurde bisher nur in drei Exemplaren bekannt: der Holotyp zu Fischer, 80 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 das aus dem Randen-Jura stammende Hypotypoid zu GEYER und ein drittes aus dem französischen Jura, das von EnAay beschrieben und abgebildet wird (s. Synonymie- Liste). Stratigraphisches und geographisches Vorkommen& Die Art wurde bisher nachgewiesen in: Oberweiler Schichten (ob. Oxfordien), Hah- nenkamm, Südliche Frankenalb; Weißjura Unter-Gamma (unt. Unterkimmeridgien), Tieringen, Württemberg (FiıscHEr 1913, 52); (?) Schwarzbach-Schichten (unt. Unter- kimmeridgien), Randen, Schweiz (GEYER 1961, 128); Calcaires lites (= bimammatum- Zone, ob. Oxfordien), Le Chanay, Frankreich (Enay 1966, 567). Genus Pictonia Bayıe 1878 Bezüglich Gattungsdiagnose siehe GEYER (1961, 114). Pictonia (Pictonia) perisphinctoides (WEGELE) Tats7aEie7: v* 1929 Rasenia perisphinctoides WEGELE, $. 81; Taf. X, Fig. 2. 1961 Pictonia (Pictonia) perisphinctoides (WEGELE 1929). — GEYER, $. 116; Taf. 21, Fig. 7. Material: Es liegen die Innenwindungen eines einzelnen Steinkernexemplars vor, das in der östlichen Seite des Steinbruches „Schneider“ lose aufgesammelt wurde. Merkmalswerte des hier abgebildeten Exemplares und des Holotyps zu WEGELE: Dim (mm) NW (°/0) WH (°/o) UR SR/UR E Taf. 7,,Eie.7 58,5 36,7 32,4 24 3,2 1927 1505 80,0 37,5 34,8 2, 3,3 Holotyp Beschreibung: Das Gehäuse ist schwach involut, der WQ des letzten erhaltenen Umgangs rundlich oval mit stark gewölbten Flanken und breit gerundeter Externseite. Die Berippung besteht aus verhältnismäßig weitständigen, leicht prorsi- radiaten und z. T. konkaven UR, die auf den Innenwindungen dünn und ziemlich scharf sind, während sie auf dem äußeren Umgang zu hohen, langgezogenen Knoten anschwellen. Sie teilen sich auf der Flankenmitte meist mono-, selten dischizotom in zwei bzw. drei stumpfe Spaltrippen, zwischen denen 1—2 Schaltrippen auftreten. Bemerkungen und Unterschiede: Neben dem Holotyp, der eben- falls aus dem Steinbruch „Schneider“ stammt (s. WEGELE 1929, 80), ist unser Exem- plar das zweite bisher bekannte dieser äußerst charakteristischen Art. Überhaupt ist Pictonia (Pictonia) im süddeutschen Jura sehr selten. Nach GEYER (1961, 115) finden sich hier nur zwei Vertreter dieser Untergattung, das sind Pictonia (P.) perisphinc- toides und Pictonia (P.) constricta Schneid. Bemerkenswert dabei ist, daß deren Vor- kommen bisher nur aus dem Fränkischen Jura nachgewiesen werden konnte. Pictonia constricta SCHNEID, die im unteren Unterkimmeridgien Oberfrankens auftritt, unter- scheidet sich von unserer Form durch ihre stumpfere Berippung und die einfacheren Rippeneinheiten (vgl. GEYER 1961, 116, Abb. 140-141). Das von GEYER (s. Syno- nymie-Liste) abgebildete Exemplar ist das Original zu WeceLer. Genus Rasenia SALFELD 1913 Über die Verwirrung, die über die Systematik der Gattung herrscht, berichtet GEYER (1961, 86 ff.) ausführlich. Es wird hierauf verwiesen. Die von uns gefundenen Exemplare lassen sich den nachstehenden Arten zu- ordnen: NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 81 Rasenia (Prorasenia) bathyschista KOERNER ip „ quenstedti SCHINDEWOLF. R. bathyschista, die sich nur durch den tiefer liegenden (also am äußersten Flan- kendrittel) Spaltpunkt von der sehr ähnlichen R. quenstedti unterscheidet (vgl. Koer- NER 1963, 373), wurde ausschließlich im Stotzenbereich gefunden. R. quenstedti kommt ab Bank 5 20 sehr selten vor. Genus Sutneria ZITTEL 1884 Im Untersuchungsgebiet werden folgende Sutnerien mehr oder weniger reichlich angetroffen (s. Taf. 9, Fig. 10—14): Sutneria (Enosphinctes) praecursor DIETERICH 5 (Sutneria) galar (OPPEL) A > platynota (REINECKE) Diese sind in der einschlägigen Literatur (u. a. WEGELE 1929; DIETERICH 1940; BARTHEL 1959; GEYER 1961; SCHAIRER 1970) z. T. mehrfach beschrieben worden, so daß sich eine Wiederholung erübrigt. Anhand horizontierten Materials stellte ScHAIRER (1970) fest, daß sich die Skulptur von Sutneria platynota im untersten Kimmeridgien Frankens allmählich vom Liegenden zum Hangenden ändert. Ähnliches konnte bei S. galar, die im Bank- bereich $ 27 bis S33 zahlreich auftritt, nicht festgestellt werden. Grob (Taf. 9, Fig. 14) und fein (Taf. 9, Fig. 13) berippte Exemplare treten neben- und übereinander auf. Auch typische Übergangsformen zwischen galar und platynota, wie sie WEGELE (1929, 93) beschreibt, lassen sich hier nicht ausscheiden. Aspidoceratidae ZıTTEL 1895 Da bis heute noch keine moderne Bearbeitung der Aspidoceraten vorliegt, folgen wir bei der Einteilung dieser weltweit verbreiteten Familie ArkeıL (1957), der die von SPATH (1931) angegebene Systematik mehr oder weniger unverändert übernahm. Genus Epaspidoceras SPAtH 1931 Es liegen drei Exemplare vor, die Epaspidoceras mamillanum (QUENSTEDT) angehören. Die Art wurde von SCHAIRER (1968) neu beschrieben und mehrfach ab- gebildet. Sie wurde aber von ihm dem Genus Paraspidoceras SpaTH 1925 zugestellt. Die marginale Stachelreihe spricht jedoch eher für die Zuordnung der Art zu Epaspido- ceras (vgl. ArkELL 1957, L338, Fig. 445). Genus Physodoceras Hyatt 1900 Diese Gattung ist im Arbeitsgebiet vertreten durch: Physodoceras altenense (D'’ORBIGNY) und Physodoceras circumspinosum (OPPet). Der wesentliche Unterschied zwischen beiden ansonsten sehr ähnlichen und auch zusammen auftretenden Arten besteht nach WeseLe (1929, 87—88) und Buck STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Rn 19} (1958, 29 u. 32) in der Gehäusegestalt: Phys. circumspinosum besitzt sehr stark aufgeblähte Windungen und einen Querschnitt, der stets breiter als hoch ist. Ph, altenense weist gerade das Gegenteil auf: die Windungen sind verhältnismäßig schwach gewölbt und deutlich höhermündig (vgl. Buck 1958, Taf. 1, Fig. 1—4). Die gefundenen Exemplare (über 50 Stück) sind zum größten Teil stark komprimiert und infolgedessen nicht immer mit Sicherheit einer der beiden Arten zuzuordnen. Dies ist für eine stratigraphische Untersuchung ohne Bedeutung, da beide Arten im Ober- oxfordien Süddeutschlands etwa gleichzeitig einsetzen und bis in das untere Unter- kimmeridgien hinein reichen (vgl. 5. 109). In Abb. 17 wurde nur Phys. altenense ein- getragen, da es nach WeseLe (1929, 87) die älteste in Franken auftretende Physodo- ceras-Art ist. Aptychi Über Aptychen berichten u. a. TRAuUTH (1927—1938) und ScHINDEWOLF (1958). Die „Verschlußdeckel“ der Ammonitengehäuse kommen zwar nicht selten vor, lassen sich aber vom Gestein schlecht isolieren. Gut erhaltene Stücke konnten ledig- lich aus den Mergellagen bzw. Schichtfugen gewonnen werden. Systematisch gesehen beschränken sich unsere Funde auf Laevaptychen (ad Aspidoceratidae Zırter) und Lamellaptychen (ad Oppeliidae Bonareııı). Granul- aptychen und Praestriaptychen der Perisphincten konnten überraschenderweise nicht gefunden werden. Im allgemeinen scheinen die Laevaptychen häufiger zu sein als die Lamellaptychen. Ihre Symphysenlängen schwanken zwischen 25 mm und 50 mm. Die Mehrzahl gehört eindeutig zu Laevaptychus latus (PARKINsoN) Die Lamellaptychen bestehen meist aus Bruchstücken und lassen daher eine nähere Bestimmung nicht zu. 52. Namttiloidea Acassız 1847 Seit der Monographie von Lorsch (1914) gibt es keine neuere systematische Beschreibung der Nautiliden des Süddeutschen Oberjura. Kummer (1957) gibt zwar eine taxionomische Übersicht der gesamten post-triadichen Nautilidenfauna an, geht aber auf eine Artdiagnose nicht ein. Die Art Pseudaganides brunhuberi (LoEscH) kommt unseren stark verdrückten Funden (10 Stück) am nächsten. 5.3. Coleoidea BATHER 1888 Belemnitida NAer 1912 Auch die Belemniten des Süddeutschen Oberjura haben bisher noch keine syste- matische Bearbeitung erfahren. Die im stratigraphischen Schrifttum oft zitierte (in Quenstept 1857/58, Taf. 74, Fig. 11 gut abgebildete) Art Hibolites hastatus (BLAINVILLE) dürfte hier der allein vorherrschende Vertreter der Belemniten sein, denn sämtliche genauer bestimmbaren Stücke gehören eindeutig zu dieser Art. | NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 83 6. Stratigraphie 6.1. Historischer Überblick Es soll zunächst eine kurze Übersicht über die wichtigsten Arbeiten, soweit diese "das Oxfordien und tiefere Unterkimmeridgien (sensu ArkeıL) der Südlichen Franken- alb behandeln, gegeben werden. Zusammengefaßt soll so gezeigt werden, was bisher ‘in der stratigraphischen Erforschung dieses Jura-Abschnittes erreicht wurde. Dabei werden auch die älteren Arbeiten aus dem benachbarten Württemberg berücksichtigt, denn die ersten differenzierten Studien und Gliederungsversuche im Oberen Jura nahmen dort ihren Anfang. Wie sich die bisher in der Frankenalb und E-Württem- berg verwendeten Gliederungen zu den geologischen Gegebenheiten des Hahnen- kammgebietes verhalten, ist der Tab. 3 zu entnehmen. F. A. QuUENSTEDT (1843; 1856—1858): Bereits im Jahre 1843 gibt QUENSTEDT die erste detail- lierte Jura-Gliederung überhaupt, die dann in seinem 1856—1858 erschienenen Hauptwerk „Der Jura“ ziemlich unverändert übernommen wurde. QUENSTEDT gliedert hier den Weißen Jura Schwabens in sechs Stufen, die er bekanntlich nach den sechs ersten Buchstaben des griechischen Alphabets (a — £) bezeichnet. Die gegenseitige Abgrenzung der Stufen erfolgt dabei nach lithofaziellen und morpho- logischen Gesichtspunkten, womit das QUENSTEDTsche Einteilungsschema einen lokal begrenzten Charakter bekommt. A.OPPEL (1863) |C.Wv.GÜMBELI1862u.64] J. SCHRÖDER (1924) LWEGELE (1929)|H.SCHMIDT-KALER | G. 1 L.v. AMMON (1891) L. REUTER (1927) SNITZEESUESI ET (1962 ) SF. Splitter- Id. balderum Lücke ? Bank 371 kalk Uhlandi- Cruss.- I] Zone des Zone des Schichten dickbank.Kalke mit.Amm.Balder. Avicula Schichten der s au. Weißer Jura Gamma !$/$ Zone des Amm. Oecotraustes Oecotraustes dentatus ° dentatus similis tenuilobatus \ Ataxio - Jura Degersheimer Zone des ) [6} | Idoceras au. Stufe des planula Schichten Schichten planula TRTE B.165 ner Zone des Bimammatum- Zone des Malm Beta Ammonites Jura ß QU Jura Oxfordien Ammonites (Peltoceras) Jiuirazsß Gelbebürg bimammatus bimammatus | Zone des Peltoceras Schichten Oberes Peltoceras bimammatum Schichten Weißer Weißer Weißer Weißer bimammatum Berrense- Schichten Stufe d. Terebr. Zone der Qu. Zone des ; (Waldheimia) Teraerättla Alternans- Anmanıtes impressa (Anlacath) i Heidenheimer Schichten - impressa transversarius Almpressa Stufe d. Amm Schichten 0 Mergel (Peitoceras) | Glaukonit-Kalk | 2.4. Peltoc transversariu Weißer Jura & QU, Weißer Jura « QU Impressa — Mergel, Unt. graue Mergelkalk Impressa - Mergel, Unt. grauer Mergelkalk Weißer Jura & 4 Mittleres Oxfordien | Impressa-Thon transversarius Weißer Jura Alpha Tab. 3. Historischer Überblick. Tab. 3. Historical review. 84 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 A. OPrPpEL (1856—1858; 1862—1863): Fast gleichzeitig mit dem Hauptwerk QUENSTEDTS erschien die klassische Arbeit Oppeıs über die „Juraformation Englands, Frankreichs und des Südwestlichen Deutschlands“. Oppe vergleicht hierin Jura-Profile aus den genannten Ländern konsequent nach bio- stratigraphischen Kriterien. Zu diesem Zweck führt OppeL die „Zone“ ein. Er versteht darunter einen Schichtkomplex, der durch eine bestimmte Faunen-Vergesellschaftung gekennzeichnet ist. Wie zuverlässig die Zone und wie unsicher der lithofazielle Vergleich sogar in engem Raum ist, wußte OPppEL u.a. am Beispiel der „Schichten des Ammonites angulatus“ in Württemberg zu berichten: „Amm. angulatus ... charakterisiert eine Zone, deren ... mineralogische Beschaffenheit ... auf die beliebigste Weise gebildet sein“ kann (OPpEL 1856—1858, 29). In den folgenden Jahren bemühte sich OrpeL selbst um die Präzisierung seines biostratigraphischen Schemas, indem er die Leitfossilien paläontologisch und verbreitungsmäßig schärfer zu erfassen versuchte. Unter diesen Aspekten gliedert OPppEL 1862—1863 den „unteren Malm“ erneut nach seinem Fossilinhalt in drei Zonen (s. Tab. 3), die — wie die Folgezeit zeigte — den Grundstein der Malm- stratigraphie bildeten. C. W.v. GÜMBEL (1862; 1864; 1891): Ein Jahr vor Oppeıs letzter Zoneneinteilung erschien die Arbeit GÜMBELs über die „Streitberger Schwammlager und ihre Foraminiferen-Einschlüsse“. GÜMBEL hat darin nicht nur die stratigraphische Lage der „Schwammfacies“ richtig erkannt, sondern auch eine Einteilung der „wohlgeschichteten Facies“ gegeben. Er gliederte sie hier folgendermaßen: 1. Untere graue Mergelkalke, 2. Weiße Werksteinkalkbänke und 3. Obere graue Mergelkalke. Auf 5. 206 (1862) schreibt GÜMBEL: „Diese drei petrographisch so deutlich unterscheidbaren Stufen der wohlgeschichteten Kalke sind fast durch ganz Franken zu beobachten. Sie scheinen, wenn auch nicht absolut genau, den 3 Stufen «, ö und y Quenstedts zu entsprechen“; und weiter unten ($. 208): diese Stufen sind „nur petrographisch, nicht aber paläontologisch scharf zu scheiden“. Im großen und ganzen ist dies also eine Einteilung, die völlig auf dem QUENSTEDTschen Prinzip basierte. Von einer Übernahme der QUENSTEDTschen Einteilung auf Franken wollte GüMBEL jedoch nichts wissen, auch zwei Jahre später nicht, als er die einzelnen Stufen durch ganz Franken verfolgte und eingehender beschrieb. Um seine nur für Franken gedachte Einteilung zu rechtfertigen und sie dabei vor der „strengen Wissenschaft“ zu verteidigen, versuchte GÜMBEL dann, die „Unbeständigkeit in der Beschaffenheit der Ablagerungen von gleichem Alter“ zwischen Franken und Württemberg klarzustellen. Daraus geht hervor, „daß, so enge immerhin der Anschluß an Schwaben bleibt, gleich- wohl für Franken gewisse Eigenthümlichkeiten sich herausstellen, welche uns nöthigen, für den lokalen und praktischen Gebrauch — nicht für streng wissenschaftliche und weitgreifende Vergleichungen — uns einer, den speziellen Verhältnissen entsprechende, Betrachtungsweise zu befleißen. Jeder ... wird uns daher zustimmen, wenn wir die Einteilung der Schichten so wählen, wie es speziell für die frän- kischen Verhältnisse am angemessensten erscheint“ (GÜMBEL 1864, 25). Wie berechtigt alle diese Bemerkungen sind, weiß jeder, der sich heute im fränkischen Raum mit stratigraphischen Aufnahmen befaßt. Bemerkenswert ist auch das Bestreben GÜMBELs, seine lithologischen Stufen faunistisch zu unter- mauern. Zu diesem Zweck übernimmt er die Zoneneinteilung OPPpeELs und fügt sie dem lithologischen Schema wortwörtlich bei. Nur die Zone des Ammonites bimammatus verlängert GÜMBEL bis zur Ober- kante des „Werkkalkes“. Außerdem gibt GÜMBEL eine Anzahl von Fossilien an, die die einzelnen Stufen charakterisieren sollen. Diese litho-biostratigraphische Einteilung ist in etwas verfeinerter Form (s. Tab. 3 u. unten bei AMMoN) 1891 in GÜMBELs Standardwerk „Geognostische Beschreibung der fränkischen Alb“ wieder erschienen. W. WAAGEN (1864): Dieser Autor verfolgt die Zonen seines Lehrmeisters OPPeEL durch Franken, Schwaben und die Schweiz im einzelnen und korreliert diese mit der QUENSTEDTschen Einteilung in Schwaben. Dabei entspricht die Zone des Amm. transversarius dem Weißjura « QUENSTEDTSs; die dar- auf liegende Zone des Amm. bimammatus umfaßt über zwei Drittel des Weißjura /, und die Zone des Amm.tenuilobatus reicht bis in den Weißjura Ö hinein (s. Tab. 3). Der erste Schritt für einen alters- mäßigen Vergleich des „unteren Malm“ zwischen Württemberg und Franken mittels Fossilien ist damit getan. L.v. Ammon (1891): In dem oben erwähnten Standardwerk GümBELs übernimmt Ammon die Aufgabe, den stratigraphischen Teil näher zu bearbeiten. Er versucht dabei den „Oberen grauen Mergelkalk“ aufgrund von Fossilien weiter zu zerlegen (vgl. Tab. 3). Gleichzeitig vergleicht er die lithofaziellen Einheiten GÜMBELs mit den QUENSTEDTschen in Schwaben. Dabei wird die Stufe „Untere graue Mergelkalke“, die in der „Gegend vom Ries an bis Thalmässing sehr thonreich“ ist und dem „schwäbischen Impressa-Mergel“ ... „vollkommen“ gleicht, mit dem Weißjura « QUENSTEDTS gleichgesetzt. Die Stufe des „Werkkalkes“ (= Zone des Amm. bimammatus) umfaßt bei ihm im Gegen- \ | NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 85 satz zu WAAGEN (vgl. Tab. 3) den gesamten Weißjura $ QUENSTEDTS, und die Stufe „Obere graue 'Mergelkalke“ den Weißjura y. Die darüber folgenden dickgebankten Kalke mit „Amm. Balderus“ ‘werden von AMmMoNn als zeitliche Äquivalente des untersten Weißjura ö in Württemberg gehalten. Eine Korrelierung also, die mehr auf lithologischer Grundlage erfolgte. | TH. SCHNEID (1915): Nach GÜMBEL und Ammon tritt in der Bearbeitung des fränkischen Weißen Jura eine Pause ein. Erst SCHNEID bringt die Dinge wieder in Fluß. Seine Untersuchungen befassen sich zwar hauptsächlich mit dem Oberen Weißen Jura, doch bei Solnhofen greifen sie bis ins tiefere Unter-Kimmeridgien hinab. SCHNEID konnte hier nachweisen, daß Oppelia tenuilobata wesentlich höher reicht, als bislang vermutet wurde. Demnach „dürfte die Aufstellung der Oppelia tenuilobata als Leitfossil als ein wenig glücklicher Griff zu bezeichnen sein und zum Teil mit verantwortlich an dem langen Fehlschlagen jeder Bemühung, die Faunen von y und ö, der Polyplocus- und Eudoxus- Stufe, auseinanderzuhalten“ (SCHNEID 1915, 75). Diese Zeilen von SCHNEID haben zweifellos die Feinstratigraphie der „Oberen grauen Mergelkalke“ angeregt (vgl. unten: SCHRÖDER, WEGELE), scheinen aber auch mitverantwortlich zu sein für die später eingetretene Verwirrung in der strati- graphischen Nomenklatur (s. unten REUTER). J. SCHRÖDER (1924): Auf die Ergebnisse SCHNEIDs und ENGELS (1908) aus Württemberg — dort gingen die biostratigraphischen Untersuchungen seit Oppeıs Tagen weiter und trugen jeweils mit zur Klärung der Verhältnisse in der Frankenalb bei — sowie auf eigene Beobachtungen stützend, stellte SCHRÖDER in Kaysers „Lehrbuch der Geologie“ eine detaillierte biostratigraphische Gliederung des Weißen Jura in Franken zusammen. Für den Werkkalk GümseL (= Stufe d. Amm. bimammatus) unterscheidet der genannte Autor eine Zone des Peltoceras bimammatum (unten) und eine des Idoceras planula (oben); für die nächst- folgende Stufe (= Zone d. Amm. tenuilobatus) gibt er eine Zone der Sutneria platynota (untere Ab- teilung) und eine des Oecotraustes dentatus (obere Abteilung) an, wobei zwischen den beiden Zonen ein Schichtkomplex liegt, in dem diese Leitfossilien nicht mehr bzw. noch nicht auftreten. SCHRÖDER spricht hier nur von Zonen, also nicht vom „Weißen Jura Alpha“, „Beta“ etc. Diese „Redensart“ verwendet offiziell erst REUTER (1927) für den fränkischen Weißen Jura. L. REUTER (1927): In seinem Schema „Einteilungen der Weißjura-Formation im südlichen Frankenjura“ (1927, 73) bezeichnet REUTER den „Unteren grauen Kalk“ bzw. „Impressa-Mergel“ als „Weißer Jura Alpha“, den „Werkkalk“ als „Beta“ und den „Oberen grauen Mergelkalk“ als „Gamma“; die „Balderus-Bänke“ betrachtet er als Gamma/Delta-Grenzbänke (s. auch Tab. 3). Den von SCHRÖDER und SCHNEID übernommenen biostratigraphischen Einteilungen des Zeitprofils hatte REUTER nichts Neues hinzuzufügen. L. WEGELE (1929): Aufgrund detaillierter Untersuchungen an Ammoniten aus dem Oberoxfordien und Unterkimmeridgien Mittelfrankens gelingt es WEGELE, ein „geeignetes“ Leitfossil für das Schicht- paket zwischen platynota- und dentatus-Zone zu finden (s. Tab. 3) und auch eine Reihe von Faunen- gruppen aufzustellen, die für die einzelnen Zonen charakteristisch sein sollen (vgl. WEGELE 1929, 190—192). Obwohl WEGELE eindeutig die Zoneneinteilung bevorzugt, läßt sich bei ihm der Versuch, die Zonengrenzen an die lokalen lithologischen Verhältnisse anzupassen, nicht verkennen. Die Unter- grenze z.B. der bimammatum-Zone legt WEGELE ($. 129) — ähnlich wie seine Vorgänger — dort, wo die Mergellagen zu Gunsten der Kalkbänke stark zurücktreten, und die Obergrenze da, wo die Mergelzwischenlagen ganz aufhören bzw. zu unbedeutenden Schichtfugen zusammenschrumpfen. Ver- folgt man diese Grenzen in der Südlichen Frankenalb von W nach E, so stellt sich heraus, daß sich ihre Lage wesentlich verändert (vgl. Abb. 11). Das gleiche gilt auch für die planula/platynota-Grenze. Bei Thalmässing liegt sie ca.2 m höher als im Hahnenkammpgebiet. Nach Weczıe folgt in Franken, wie auch in Schwaben, die Zeit der Spezial- kartierungen im Maßstab 1:25 000. Angehörige der Münchener, später der Er- langer Schule, nehmen die Kartenblätter Frankens systematisch auf. Die Stufen- einteilung des Oberen Jura gründet sich dabei vollkommen auf lithologische Kri- terien, wie das für praktische Zwecke erforderlich ist. Anscheinend, um nicht immer die langen lithostratigraphischen Bezeichnungen GüMmseLs gebrauchen zu müssen, wurde das einfachere Buchstabensystem QuensTepTs endgültig übernommen und z. T. weiter unterteilt. Der „Werkkalk“ z.B. wurde in $, (= Bimammatum-Zone) und in fs (= Planula-Zone) zerlegt, der „Obere graue Mergelkalk“ in y, (= Platynota- / Zone), ya (= Suberinum-Zone) und ys (= Dentatus-Zone) (vgl. dazu WEBER 1941) 86 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Einen großen Fortschritt in der Stratigraphie des Oberen Jura in Franken brachte die Nachkriegszeit. Es ist das Verdienst der Erlanger Schule, als wichtig erkannt zu haben, daß die Bank-für-Bank-Parallelisierungsmethode Korrelation von Schicht- folgen über größere Distanzen mit einer Präzision zuläßt, die die mit biostratigra- phischen Methoden erzielbare Genauigkeit um ein Vielfaches übertrifft. Auf dieser Erkenntnis basierend verfolgte H. SCHMIDT-KALER (1962) den „Unteren Malm“ schrittweise vom E der Südlichen Frankenalb über das Ries hinweg bis weit in die Schwäbische Alb und stellte fest, daß die lithofazielle „Untergrenze“ der bimammatum-Zone, die von sämtlichen Autoren bisher als zeitgleich mit der «/P-Grenze in Württemberg gehalten wurde, gar keine Zeitgrenze ist. Durch feinstratigraphische Bankvergleiche legte SCHMIDT-KALER „die Alpha-Beta-Grenze zum ersten Mal im Sinne Quenstedts exakt für die ganze Südliche Frankenalb“ zwischen Bank 164 und 165 (1962a, 29) fest, also etwa in der Mitte des GümßBELschen „Werkkalkes“. Seither wird diese Grenze allgemein akzeptiert und vor allem von der Erlanger Schule als solche verwendet. Es mag sein, daß diese Grenze genau denselben Zeitabschnitt in der Erdgeschichte repräsentiert wie die lithofazielle «/ß-Grenze in Württemberg, für die praktische Anwendung ist sie jedoch völlig ungeeignet, da sie sich vom Liegenden und Hangen- den weder im Aufschluß noch im Gelände lithologisch bzw. morphologisch abhebt. Von einer Grenzziehung im „Sinne Quenstedt's“ kann schon deshalb nicht die Rede sein. Im übrigen ist die Übernahme der Quensteptschen Einteilung auf Franken als unglücklich zu bezeichnen, und man sollte sie hier aus folgenden Gründen nicht mehr benutzen: 1. Die lithofaziellen Unterschiede sind, wie bereits GümseL feststellte, zu beiden Seiten des Rieses zu vielfältig (vgl. Abb. 11) und erschweren deshalb eine unmittel- bare Korrelierung von Schichtpaketen mit genau definierter Ober- und Untergrenze. Insbesondere im „Weißjura Alpha“ und „Gamma“ ist eine Parallelisierung auf litho- logischer Basis unmöglich (vgl. auch ScHMIDT-KALER 1962a, 46). 2. Die Bezeichnungen „Weißjura Alpha“, „Beta“, „Gamma“ etc. werden in Franken in einem ganz anderen Sinne verwendet, als in Württemberg. Während sie dort schon seit QuEnsTEDT rein lithostratigraphische Begriffe sind, werden dieselben in Franken seit etwa 1930 als zeitstratigraphische Einheiten aufgefaßt. So wird heute zum „Weißjura Alpha“ in der Südlichen Frankenalb nicht nur der „Impressa-Mergel“ gerechnet, der das lithologische Äquivalent des schwäbischen „Weißjura Alpha“ bildet, sondern auch der Schichtenstoß des „Werkkalkes“ GümseLs bis Bank 164, oberhalb derer die zeitliche Alpha/Beta-Grenze liegen soll (vgl. Abb. 11 und 12). Ähnliches gilt, wie die Abbildungen 11 und 12 zeigen, auch für „Gamma“ und teil- weise sogar für „Beta“, das im übrigen nur geringe Unterschiede zwischen Württem- berg und der Südlichen Frankenalb aufweist. Um unter anderem auch derartigen Begriffsverwirrungen zu steuern, bemühen sich schon seit 15 Jahren internationale geologische Kommissionen und Komitees, die Auffassungen über die Grundlagen der Stratigraphie (Methodik, Terminologie) zu vertiefen und zu vereinheitlichen. Zu einer allgemeinen Übereinkunft ist man zwar dabei bis heute noch nicht gekommen, in einem Punkt ist man sich jedoch bereits einig: der Anwendungsbereich von lithostratigraphischen Bezeichnungen soll auf denjenigen Raum beschränkt bleiben, in dem die betreffenden Schichtkomplexe ihre typische Ausbildung aufweisen (s. Congr. Norden, in: Hepgers 1961; LAFFITTE et al. 1972). Da diese Schichtkomplexe lediglich lokale Bedeutung haben, werden sie mit lokalen Namen belegt. In der Schweiz verfährt man auf diese Weise schon seit Mosschs Zeiten (1867, zit. nach GyGı 1969, 11). mn nn SPIELBERG TOTZEN BEI AMMS SCHW S, NITZOPOULO "alV ULIUODUR.LI U1DYINOS u Jo 21ed o[pprul au} 0} slaquayınMy Jo a[lV O[PPIW ou uo.l] 3ulsuel UOND9S "SUOLINALIISIP jelot] UEISPLISWUNN IIMNOT/ULIPIOIXO) jo SUNYNO SYEWSLIS Se] SI] “(F96L) SSIAZ (6761) ATADIM :(E96L) NANDVM :(L96L 0961) ‘(1961 ©£961) NINIVHOS | (896) SOTNOAOZLIN ! 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NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG y ur se SYIUI] sa1de]J soul] sSNoNU1l}UOD9) saIde]J pue soytuoumue SALESTPUI UI9MYOG UONEJSAIIYU] "el "S] ZUS18SOIIZE = U9IUI Ua8oZaIyDın SIIZBLJOUN1 oO ne önzao UI USUOLUIUI IODUDMD Sunslgld el ta I Tut I yn I , u I y 1opuoyl 181919 / EEE Z nn 2 0 0 000 oo oo 0 0 0 0 0 0 O0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 9 Vf 00 © N N N NN 2 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 O0 0 O0 0 0 O0 0 0 0 EEE CE LE EL LE EC EL LE LE EEE Sn Ener Er BEN SESERENESENENE Een IN MS 90 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Lokalbezeichnungen gebrauchte auch Ammon (1875) für die Schichteinheiten des niederbayerischen Weißjura zwischen Vilshofen und Passau. Sie lassen sich jedoch auf Südfranken wegen der lithofaziell abweichenden Ausbildung nicht übertragen. Erste Versuche der Einführung lokaler lithostratigraphischer Einheiten wurden in den letzten Jahren vor allem von FesereLpt (1962) und BARTHEL (1969) unter- nommen. BAarTHEL gliedert das Tithonien der Südlichen Frankenalb in „Folgen“ und unterteilt diese weiter in „Schichten“. 6.2. Bithostratieraphre Vorschlag einer neuen Gliederung der Sedimente des Oxfordien und tieferen Unterkimmeridgien (sensu ArkeıL) im Hahnenkammgebiet (Südwestliche Franken- alb). Sm Heidenheim se 8 Ex ® c U u) L < je} &x / „Hechlingen = SG EN IA / 14 Schlittenhart ageplan der Referenz-Profile im Hahnenkamm-Gebiet; s. Text Fig. 14 Locations of reference sections in the Hahnenkamm area. NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 91 6.2.1. Hahnenkamm-Folge Der Begriff „Folge“ entspricht dem angelsächsischen „formation“ und charak- terisiert einen mehr oder weniger mächtigen, lithologisch unterteilbaren Gesteins- komplex (s. BARTHEL 1969, 14). Die Hahnenkamm-Folge umfaßt die Sedimente des Oxfordien und tieferen Unter- kimmeridgien (sensu Arkeıı) und läßt sich in folgende Schichtpakete unterteilen: (Die Profile 1—10 liegen auf der Topographischen Karte 1:25 000 Blatt Nr. 6930 Heidenheim, die Profile 11—14 auf Blatt Nr. 7030 Wolferstadt). Heidenheimer Schichten Ref.-Profile: Profil im Straßeneinschnitt Heidenheim—Dittenheim, R: 44 09 00 /H: 54 32 76. (Nr. 6 in Abb. 14; Nr. 53 in SCHMIDT-KALER 1962a.) Profil Wasserbehälter E Heidenheim, R: 44 08 60 /H: 54 31 80. (Nr. 7 in Abb. 14; S. 194 in G.H. WAGNER 1963.) Beschreibung: Die Heidenheimer Schichten bestehen zur Hauptsache aus blaugrauen, z. T. etwas grünlichen Mergeln, in denen einzelne gelblichgraue und rauh brechende Kalkknollen und Kalkbänke eingeschaltet sind. Kennzeichnend für die Mergel ist eine kleinwüchsige und in der Regel zu Brauneisen verwitterte, ur- sprünglich verkieste Fauna, die vorwiegend aus Cephalopoden und Brachiopoden be- steht. Die charakteristischen Formen sind: Perisphinctes convolutus impressae (Quen- STEDT), Hibolites pressulus (Qu.) und Aulacothyris impressa (BRoNN). In den Kalkknollen und Kalkbänken fällt die Seltenheit von Fossilien auf. Die Untergrenze der Heidenheimer Schichten kann anhand der „Glaukonitbank“ oder durch den verstärkten Einsatz von Glaukonitmergeln gezogen werden. Die „Glau- konitbank“ ist im Hahnenkammgebiet meist knollig entwickelt. Die Knollen selbst sind gelblichgrau, hart, bis über 10 cm dick und enthalten die bekannte Seife „grüner“ Ammoniten (s. GümBEL 1891, 120), die der „plicatilis-Zone“ angehören. Die Grenze gegen die hangenden Gelbebürg-Schichten liegt dort, wo die Mergel- lagen eindeutig zu Gunsten der Kalkbänke zurücktreten. Im Profil Nr. 6 (Abb. 14) kommt sie so unter Bank 88 zu liegen. Die Gesamtmächtigkeit der Heidenheimer Schichten beträgt dort rund 23 m und nimmt westwärts weiter zu, nach E dagegen ständig ab (s. Abb. 11). Gelbebürg-Schichten Ref.-Profile: Profile an der „Gelbebürg“ NNE Heidenheim, R: 44 09 70 H: 54 33 97. (Nr. 3—5 in Abb. 14; Nr. 57—59 in SCHMIDT-KALER 1962.) Profile im Kasernengelände N Heidenheim, R: 44 07 91 /H: 54 33 97. (Nr. 2 in Abb. 14; Nr. 1 in NırzopouLos 1968, Abb. 3.) Beschreibung: Die Gelbebürg-Schichten bestehen aus Mergeln und Kalk- steinbänken in Wechsellagerung, wodurch ein aufgelockerter Gesamteindruck ent- steht. Die durchschnittlich 20-30 cm dicken Kalksteinbänke zeigen eine graue Farbe und einen vorwiegend muscheligen Bruch mit rauhen Oberflächen. Sie enthalten Pyritkonkretionen, die meist in Brauneisen umgewandelt sind, und nicht selten feine, gelblich gefärbte Fucoiden. Die Mergelzwischenlagen sind dunkler und z. T. grünlich gefärbt. Sie sind meist blätterig ausgebildet und enthalten wie die Kalksteinbänke zu Brauneisen oxydierte Pyritkonkretionen. Die Mergellagen werden bis über 10 cm mächtig; im Durchschnitt erreichen sie nur 5—6 cm. Im allgemeinen führen die Gelbebürg-Schichten keine besonders charakteristische Fauna. Lediglich im unteren Teil sollen nach SchmiDT-KALER (1962, 30) Epipelto- 92 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 ceraten auftreten, die aber sehr selten sind. Die Abgrenzung nach oben ist durch das starke Zurücktreten der Mergelzwischen- lagen und die deutliche Änderung der Gesteinsfarbe markiert. Die so gefaßten Gelbe- bürg-Schichten lassen sich bis an den östlichen Teil Württembergs verfolgen, wo sie dann auskeilen (s. Abb. 11). Ihre Mächtigkeit beträgt im N Heidenheims (Bank 88—174) ca. 18 m und nimmt nach $ und SE rasch zu. Obrerweiler Schichten Ref.-Profile: 2 Profile S Oberweiler, R: 44 12 40-90 /H: 54 30 80—66. (Nr. 9-10 in Abb. 14; Nr. 63—64 in SCHMIDT-KALER 1962a.) Beschreibung: Die Oberweiler Schichten werden von wohlgebankten Kal- ken gebildet, die nur durch dünne Mergelfugen getrennt sind. Dadurch entsteht ein geschlossener, dicht gepackter Schichtkomplex. Die weißlich- bis gelblichgrauen, ziemlich reinen Kalksteine geben beim Anschlagen einen hell klingenden Ton und springen mit glattem, muscheligen Bruch. Ihre Bankmächtigkeit liegt gewöhnlich zwischen 10 und 20 cm, selten darüber. Pyriteinschlüsse bzw. deren Verwitterungs- produkte sind nicht selten. Neben Taramelliceraten der litocerum-Gruppe treten Idoceraten auf, die die kennzeichnendsten Fossilien der wohlgeschichteten Kalke darstellen; im obersten und untersten Bereich kommen sie allerdings nicht vor (vgl. Abb. 16). Die Obergrenze der Oberweiler Schichten wird da gezogen, wo sich Mergelbänke in größerer Mächtigkeit zum ersten Mal wieder einschieben. Die Kalke werden jetzt allmählich mergeliger. Dieser lithologische Wechsel drückt sich morphologisch meist als scharfe Geländekante aus. In den Referenz-Profilen liest die Obergrenze ober- halb der Bank 229. Somit erreichen die Oberweiler Schichten hier eine Mächtigkeit von ca. 13 m. Diese Schichten können in schwankender Mächtigkeit nach SW und E erstaunlich weit aushalten (s. Abb. 11). Schlittenharter Schichten Ref.-Profil: Profil Schlittenhart, R: 44 09 76 /H: 54 26 74. (Nr. 14 in Abb. 14; Nr. 48 in SCHMIDT-KALER 1962a; Abb. 7 und $ in STRO- BEL 1963.) Beschreibung: Dem lithologischen Gesamthabitus nach nehmen die aus Mergeln, Mergelkalken und Kalken zusammengesetzten Schlittenharter Schichten eine vermittelnde Stellung zwischen den Heidenheimer und den Gelbebürg-Schichten ein: Sie sind kalkiger als die ersten und mergeliger als die zweiten. Die Farbe des Gesteins ist aschgrau mit einem leichten Stich ins Graugrüne; der Bruch ist vor- wiegend rauh. Die Mergellagen sind meist blätterig und enthalten wie auch die Mergelkalk- und Kalkbänke zahlreiche Fossilien. Charakteristisch ist vor allem das Auftreten von Sutneria platynota. Eine Abgrenzung gegen die hangenden Degersheimer Schichten konnte im Re- ferenz-Profil sowie im übrigen Hahnenkamm nicht vorgenommen werden, da die Schichtserien von Bank 240 bis 256 nicht aufgeschlossen sind. Nach den Profilangaben von SCHMIDT-KALER (1962a, Abb. 3) endet die typische Ausbildung der Schlitten- harter Schichten im Treuchtlinger Bereich mit dem letzten starken Mergel zwischen jank 251 und 252. Somit läßt sich für die Schlittenharter Schichten eine Gesamt- mächtigkeit von 7-7,5 m am Hahnenkamm errechnen. Sie schwankt ost- und westwärts nur gering (s. Abb. 11). NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 93 Degersheimer Schichten Ref.-Profile: Profil am Dürrenberg E Heidenheim, R: 44 09 32 /H: 54 31 80. Profil S Degersheim, R: 44 1048 /H: 54 29 14. Profil am Efferaberg SW Degersheim, R: 44 08 90 /H: 54 28 54. (Nr. 8 und 11—12 in Abb. 14; Nr. 49—51 in SCHMIDT-KALER 1962a; Nr. 3—5 in STROBEL 1963, Abb. 9.) Beschreibung: In ihrer Gesamtheit stellen die Degersheimer Schichten einen kalkigen Schichtkomplex dar, in dem die Mergel und Mergelkalke jedoch nicht ganz verschwinden wie in den Oberweiler Schichten. Lediglich die obersten 3—4 m sind nahezu mergelfrei. Etwa die untere Hälfte der Degersheimer Schichten ist am Dürrenberg E Heiden- heim gut aufgeschlossen. Bereits GümseL (1891, 244) und später WEGELE (1929, 170) haben die lithofazielle Ausbildung und den Fossilinhalt dieses Aufschlusses eingehend und äußerst zutreffend beschrieben. Es herrschen hier graue, z. T. unebenschichtige und verhältnismäßig noch stark mergelhaltige Kalke vor, die einen meist rauhen Bruch aufweisen. Ihnen sind stets dünne, oft grünlich gefärbte Mergellagen zwischen- gelagert. Die Fortsetzung des Profils, allerdings mit Ausfall einiger Bänke (295—303), findet sich am Efferaberg SW Degersheim. Der Übergang zu den fast mergelfreien Kalken vollzieht sich allmählich. Die Mergelzwischenlagen werden seltener und die Kalke etwas dickbankiger. Die Kalke selbst sind jetzt wesentlich heller als die liegenden und zerspringen in scharfkantige Splitter. Die Degersheimer Schichten sind fossilreich; vor allem Ataxioceraten kommen sehr häufig vor, daher die frühere Bezeichnung „Polyploken-“ oder „Ataxioceras- Schichten“ (s. Tab. 3). Ihre obere Grenze wird durch die knolligen „Crussoliensis- Mergel“ markiert. Die Mächtigkeit beträgt ca. 20 m. Rohracher Schichten Ref.-Profil: Profil am Steinbühl E Rohrach, R: 44 1275 /H: 54 28 90. (Nr. 13 in Abb. 14; Nr. 67 in SCHMIDT-KALER 1962a; Abb. 10 in STROBEL 1963.) Beschreibung: An der Basis der Rohracher Schichten liegt eine ca. 1,50 m mächtige Mergelserie mit dünnen knolligen Kalkbänkchen eingeschaltet. Das ganze Mergelband ist fossilreich. Besonders häufig sind Perisphincten der crussoliensis- Gruppe. WeseLeE (1929, 182) nannte diese Serie deshalb „Crussoliensis-Mergel“ (vgl. auch Abb. 16). Darüber folgt ein dichtgepacktes, ca. 4,50 m mächtiges Kalkpaket; dessen Kalke werden bis 50 cm dick, sind bräunlich gefärbt und brechen in scharfkantigen Splittern. Da in diesen Kalken Aspidoceras uhlandi häufig auftritt, werden sie von SCHMIDT- KALer (1962a, 10) als „Uhlandi-Kalke“ bezeichnet (vgl. auch Tab. 3, Abb. 16). Die Obergrenze der Rohracher Schichten wird mit dem Einsetzen der „Treucht- linger Folge“ gezogen. Die Basis-Bank dieser hangenden Folge ist erstens durch ihre eroße Dicke (ca. 1 m) und zweitens die reiche Schwammführung ausgezeichnet. Alter und Korrelation der besprochenen Einheiten gehen aus Abb. 11 und 16 hervor. Festzuhalten ist, daß sich diese Einteilung nur auf die Bankfazies bezieht. Auch die Abbildungen sind auf diese Bankfazies bezogen. 94 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Streitberger Schichten Die dem „Impressa-Mergel“ (= Heidenheimer Schichten) und dem „Werkkalk“ (= Gelbebürg- und Oberweiler Schichten) eingelagerten Schwammbildungen bezeich- nete GÜMBEL (1864, 54) als Streitberger Schichten. Im Hahnenkamm-Gebiet treten derartige Bildungen, wie bereits einführend er- wähnt, sehr beschränkt auf. Interessant ist, daß die Verschwammung hier schon in den höheren Lagen der Heidenheimer Schichten einsetzt. Ein kleiner Aufschluß ca. soo m SE Spielberg (R: 44 06 63 / H: 54 34 55), der knapp 15 m über der Grenze Mittlerer/Oberer Jura liegt, zeigt einige unregelmäßig anschwellende und schwamm- führende Kalkbänke mit dicken Mergelzwischenlagen. Am N-Hang der Hahnen- kammspitze und NW-Teil des Rechenbergs ragen graue, grusige und massige Kalke als schroffe Felsen heraus, die ihrer Lage nach den Gelbebürg- und teilweise auch den Oberweiler Schichten eingelagert sein dürften. Im Schotterbruch „Schneider“ (Abb. 14, Nr. 1) reicht die Verschwammung bis in die Mitte der Oberweiler Schichten und scheint dann aufzuhören. Schwämme, Brachiopoden und vor allem Kalkalgen (Aphanostromata) charakte- risieren die Streitberger Schichten des Hahnenkammgebietes am meisten von allen Organismen. 6.3. Biostratigraphie Seit A. Opper gilt als Grundeinheit der (Bio-) Stratigraphie die Zone. OppeL ver- stand darunter eine „Schichte“, ein „Bett“ oder einen „Horizont, der an dem einen Orte durch ein Anzahl für ihn constanter Species markirt wird (und) auch in der entferntesten Gegend mit derselben Sicherheit wieder zu finden sei“ (1856—1858, 3). Zur Abgrenzung der Zone ist es nötig, schreibt OrpeL weiter, „die verticale Ver- breitung jeder einzelnen Species an den verschiedensten Orten zu erforschen.“ Das ist zwar eine schwierige Aufgabe, aber nur so „kann eine genaue Vergleichung ganzer Systeme gesichert werden.“ Die Zone benannte OPrer nach einer einzigen Fossilart, die eine stellvertretende Rolle für die übrige Begleitfauna spielte. Die so aufgefaßte und in der Tat nur unscharf abgrenzbare Zone hat in der Folgezeit Anlaß zu abweichenden Interpretationen gegeben (vgl. z.B. ArkeııL 1956 und SCHINDEWOLF 1960), die ihrerseits zu den noch heute anhaltenden Meinungs- verschiedenheiten über die Prinzipien der Stratigraphie wesentlich beigetragen haben (vgl. u. a. HEDBERG 1961 u. 1965 ; HöLDER & Zeiss 1972; LAFFITTE et al. 1972; SCHINDE- WOLF 1960 u. 1970; WALLISER 1966; weitere Literatur in diesen Arbeiten zitiert). Strittig ist vor allem, ob man der Zone eine chronologische Bedeutung (wie z. B. SCHINDEWOLF) oder nur einen formellen stratigraphischen Charakter (z. B. HEDBERG) beilegen soll und ob es sinnvoll ist, den Zonenbegriff zu differenzieren, wie das die „International Subcommission on stratigraphic Terminology“ (s. bei HEDBERG) vor- schlägt. Wie diese Auseinandersetzungen auch ausgehen mögen, soviel steht bereits fest: das relative Alter von Schichtgliedern läßt sich bei dem heutigen Stand unseres Wissens durch biostratigraphische und lithostratigraphische Methoden am einfach- sten ermitteln. Sind die Schichtglieder einheitlich ausgebildet, wie etwa die Schicht- serie Gelbebürg- bis Rohracher Schichten in der Südlichen Frankenalb, so lassen sich beide Methoden anwenden, wobei die eine die andere ergänzt. Bei sehr differenzierten Faziesverhältnissen und über größere Distanzen ist ein Schichtvergleich allein auf die NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 95 Biostratigraphie angewiesen. Selbstverständlich darf dabei keine Exaktheit erwartet werden, denn auch leitende Arten, was B. ZIEGLER (1967) am Beispiel oberjurassischer Ammoniten deutlich zeigte, werden von den Umweltbedingungen mehr oder weniger stark beeintlußt, so daß ihre Lebenszeit von Ort zu Ort recht verschieden sein kann. Ahnliches demonstriert auch die Abb. 13. Außer Idoceras balderum, das hier wie in Württemberg nur auf einige wenige Kalkbänke beschränkt ist, zeigen alle übrigen eine wesentlich kürzere vertikale Keichweite in Südfranken als in Württemberg. Vorausgesetzt, daß die von SCHMIDT-KALER (1962a, 29) zwischen Bank 164 und 165 durch Bankverfolgung ermittelte Grenze mit der Weißjura «/P-Grenze in Württem- berg zeitlich zusammenfällt, bedeuten diese verkürzten Reichweiten auch eine ver- kürzte Lebensdauer der betreffenden Arten (vgl. Abb. 12). Das „Erlöschen“ des Ep. bimammatum z.B. scheint nach dem gegenwärtigen Stande in Südfranken ca. 10 m unter der „a/ß-Zeitgrenze“ (Bank 121; vgl. Streım 1960, 5) zu liegen, in Schwaben dagegen steigt diese Art noch über die Grenze hinauf (vgl. GEYER & Gwin- NER 1964, 67). Noch deutlicher scheinen die zeitlichen Unterschiede im Vorkommen von ldoceras planula zu sein, obwohl dieses Fossil in gleichbleibender Fazies auftritt. Worauf alle diese Unterschiede zurückzuführen sind, läßt sich im einzelnen Fall schwierig beantworten. Es ist nicht auszuschließen, daß ökologische Faktoren eine ‚ wesentliche Rolle dabei gespielt haben, wie etwa die geringere Meerestiefe, die ja durch die kalkigere Sedimentation in der Südlichen Frankenalb bezeugt wird. Doch die Hauptursache dürfte wohl an dem Fehlen von genau horizontierten Fossilauf- sammlungen, vor allem in Württemberg, liegen. So sind dort die Angaben über die vertikale Reichweite von Idoceras planula (HeHı) sehr widersprüchlich. DiETERICH (1940, 4) gewann diese Art zuunterst 3—4 m über der a/ß-Grenze und traf sie zum letzten Mal unterhalb des Niveaus von Sutneria galar (Oper). Er gibt eine Ver- breitung an, die sich mit der in Südfranken gut deckt (vgl. Abb. 16). Neuere Untersuchungen von Koerner und GEYER haben jedoch zu einem anderen ' Ergebnis geführt. KoErner (1963, 388) fand das erst planula-Exemplar unmittelbar über der «/ß-Grenze und GEYER (1961 b, 107) das letzte in der „Ammoniten-Seife“ an der #/y-Grenze. Der Fund KoeErners stammt aus den durch Schwammstotzen stark beeinflußten Profilen der Balinger Gegend, wobei nach ScHMIDT-KALER (1962b, 10) mit Ausfall einiger Bänke und damit mit einer Störung des Zeitprofils gerechnet werden muß. GEyers Angabe wurde bisher weder bestätigt noch dementiert. Auch darüber, ob Epipeltoceras bimammatum (Qu.) in Württemberg gelegentlich die a/ß-Grenze übersteigt, herrscht in der Literatur keine Einigkeit (vgl. DiETERICH in SCHMIDT-KALER 1962 b, 8; KoERNER 1963, 386-387; GEYER & GWINNER 1964, 67, Abb. 21). Eines ist jedenfalls sicher: Epip. bimammatum tritt in der „Schwammfazies“ verhältnismäßig häufiger auf als in der Bankfazies (vgl. dazu noch: QuUENSTEDT 1887—1888, 880; Enger 1908, 389; FiscHEr 1913, 38). Insgesamt aber scheint diese Art äußerst selten zu sein. Schon deswegen ist bimammatum, wie bereits QuEnsTEDT (1887—1888, 880) feststellte, als „Leitmuschel ..... nicht wohl zu benutzen“. Daß die besprochenen Umstände sowie die Zwischenlücken im örtlichen Vor- kommen der gegenwärtig gültigen Zonenfossilien (s. Abb. 16) eine einwandfreie An- wendung des Zonenbegriffes im Sinne Opreıs erschweren, versteht sich von selbst. Außerdem ist die Begleitfauna hier viel zu langlebig (z. B. die Perisphincten, Aspido- ceraten und Amoeboceraten) und zu variabel (z.B. Taramelliceraten), als daß sie sich als Hilfsmittel bei der Abgrenzung der Zone eignet. 96 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Die biostratigraphische Grenzziehung erfolgte bislang meistens auf die Weise, daß man eine Zone mit der nächstfolgenden lithofaziellen Grenze oder mit dem Einsetzen des nächstjüngeren Zonenfossils enden ließ (vgl. u. a. WEGELE 1929, 199; SCHMIDT-KALER 1962 b, 9 ; GEYER 1961 a, 110; HÖöLDER 1964, 7). Der Gebrauch einer derart abgrenzbaren Zone bringt aber zwei Gefahren mit sich: einmal wird die lokale Lebensdauer der Leitformen vorgetäuscht und zum anderen entsteht der Ein- druck, daß die lithofaziellen Grenzen auch Zeitgrenzen sind. Natürlich sind die Fehler dabei nicht allzu groß, aber immerhin meßbar. Ein gutes Beispiel hierfür liefert die Zone der Sutneria platynota (REınEcke), so wie sie heute im Süddeutschen Raum abgegrenzt wird. ScHMIDT-KALER (1962a, 36), der den lithologischen Bankvergleich mit Württemberg herstellte, konnte nachweisen, daß Sutneria platynota auf der östlichen Schwäbischen Alb erstmals in Bank 233, auf der westlichen Südfränkischen Alb dagegen erst in Bank 234 auftritt. Als Deutungs- möglichkeit für dieses zeitlich verschiedene Auftreten nimmt ScHMIDT-KALER ein Wandern der Art von W nach E an, zumal S. platynota im östlichen Teil der Süd- lichen Frankenalb in Bank 234 a, also noch höher, zum ersten Mal gefunden wurde (vgl. STREIM 1960, 6). Die Untergrenze der Zone („Malm Beta/Gamma-Grenze“ = Oxfordien/Kimmeridgien-Grenze) legte er damals, wie auch 1969, trotzdem für die ganze Südliche Frankenalb unter Bank 234, also etwas über das Erstauftreten der Art in Württemberg. Die Obergrenze zog derselbe Autor (1962 a, 9) faziell über dem Mergel zwischen Bank 251 und 252, obwohl das Leitfossil in den obersten Bänken nicht vorkommt. Eine ebenso willkürliche Abgrenzung nach oben erfährt die platynota-Zone in Württemberg. Der Weißjura y wurde dort zuletzt von GEYER (1961) eingehend unter- sucht und litho- und biostratigraphisch neu in drei Abteilungen gegliedert. Die Zone der Sutneria platynota beschränkt GEYER nur auf den unteren Teil (Weißjura Unter- y), trotz seiner Angabe (1961 a, 141, Tab. 107), daß die Leitart mit „vereinzelten Exemplaren“ höher reicht und obwohl sie sich mit dem nächstjüngeren Zonenfossil, Ataxioceras hypselocyclum, nicht überschneidet. In Anbetracht dieser Tatsache und der bestehenden Unsicherheiten hinsichtlich der Vertikalerstreckung der Zonenfossilien verzichten wir hier auf eine Zonen- abgrenzung und bezeichnen den Schichtstoß, in dem eine Leitart nachgewiesen vor- kommt, als Niveau der betreffenden Leitart. Den dafür von ArkEıL (1956, 5) vorgeschlagenen Begriff „Teilzone“ können wir schlecht gebrauchen, da meist über- haupt nicht sicher ist, ob tatsächlich nur ein Teil und nicht die ganze Zone vorhanden ist; so z.B. bei der plicatilis-Zone (s. unten). Die folgenden Ausführungen legen also den derzeitigen Stand unserer Kenntnisse dar, im Hinblick auf die in der Südlichen Frankenalb einwandfrei feststehende verti- kale Verbreitung der Indexfossilien und jener Arten, die eine stratigraphische Be- deutung haben. Einen Überblick hierfür vermittelt Abb. 16. 6.3.1. Niveau des Perisphinctes plicatilis In den Hahnenkamm-Profilen P. Dorns (1939, Prof. 1 und 2) und G.H. Wac- ners (1963, 194) beginnt der Obere Jura mit glaukonitischen Mergeln und Mergel- kalkknollen von über 50 cm Mächtigkeit. Während die Mergel fossilarm sind, ent- halten die bis 10 cm dicken Glaukonitknollen eine reiche Cephalopodenfauna. Bekannt und interessant sind aus dieser Lage vor allem die Perisphincten der plica- tilis- und wartae-Gruppe, wie: NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 97 Per. (Ar.) plicatilis (Sowersy), Per. (Ar.) helenae ve Rıaz, Per. (Dichot.) wartae Bukowski, Per. (Dichot.) stenocycloides Sıemiranzkı, Per. (Dichot.) elisabethae pE Rıaz, Per. (Per.) martelli (Oppeı) und Per. (Per.) chloroolithicus (Gümser) (vgl. GÜüMBEL 1891, 116; P. Dorn 1939, 165—167; SCHAIRER 1963, 34; NITZOPoOULoSs 1968, 28). Anhand dieser Fauna sind die Glaukonitkalkknollen, die an der Basis der Heiden- heimer Schichten liegen und in der Literatur als „Glaukonitkalkbank“ bezeichnet werden, in die plicatilis-Zone und damit in das untere Mittel-Oxfordien (s. Gycı 1969, Tab. 9) zu stellen. Ob diese Zone viel weiter ins Hangende reicht oder ob sie sich nur auf die „Glaukonitkalkbank“ beschränkt, ist noch unbekannt. GüMBEL erwähnt zwar die Arten plicatilis und martelli aus den über der „Glaukonitkalkbank“ liegenden „Impressa-Mergeln“ (= Hauptanteil der Heidenheimer Schichten), fixiert diese aber im Profil nicht genau. Unbekannt ist ebenfalls, ob die unterlagernden fossilarmen Glaukonitmergel noch zur plicatilis-Zone gehören. P. Dorn stellte sie, ebenso wie die „Glaukonitkalkbank“, in die perarmatum- und (?) transversarium-Zone. Beide (Sub-) Zonen sollen nach Zeıss (1962, 162) der englischen plicatilis-Zone entsprechen. Zeıss (1957, 194) selber ordnete die glaukonitischen Mergel aufgrund lithologischer Vergleiche mit den „Grenztonen“ von Blumberg (Südbaden) der cordatum-Zone und somit dem obersten Unter-Oxfordien zu. Das für die Zone charakteristische Cardioceras cordatum (So- WERBY) wurde allerdings in der Südlichen Frankenalb bisher noch nicht gefunden. Dorn gibt aus diesen Mergeln lediglich einen Hibolites hastatus (BraınviLıe) an, der bereits im Callovien einsetzt und fast den gesamten Oberen Jura durchquert. Auf jeden Fall beginnt der Obere Jura in der Südlichen Frankenalb mit einer Schichtlücke, die sehr wahrscheinlich das ganze Unter-Oxfordien umfaßt. 6.32. Niveau des Amoeboceras alternans Über die vertikale Verbreitung von Amoeboceras alternans, das im Süddeutschen Jura seit Sarreıp (1915) als Leitfossil für die „Impressa-Mergel“ gilt, herrscht bis heute noch keine Klarheit. Der Grund dafür liegt eindeutig darin, daß in diesem Schichtkomplex wegen der schlechten Aufschlußverhältnisse keine planmäßigen Auf- sammlungen vorgenommen werden können. Schon GümseL (1891) und WEGELE (1929) bedauerten diesen Umstand. Im übrigen scheint das „Leitfossil“ dieser Schichten sowie das sehr ähnliche Amoeboceras ovale (Qu.) äußerst selten zu sein. Eigene Aufsammlungen an der Referenz-Lokalität der Heidenheimer Schichten haben trotz intensiven Suchens keine Amoeboceraten-Funde erbracht. Beide Arten werden aber von den im 5 angrenzen- den Gebieten angeführt (vgl. Schairer 1963, 65; STROBEL 1963, 26). Auch im älteren Schrifttum wird „Ammonites alternans v. Buch“ aus den „Im- pressa-Mergeln“ der Südlichen Frankenalb öfters zitiert; so 2. B. aus der Weißen- burger Gegend von OpreL (1863, 174), WAAGEN (1864, 140) und GÜMBEL (1891, 120). Alle drei lassen diese Form bis in die Zone des Ammonites tenunilobatus hinein- reichen. Da die Art-Fassung bei diesen Autoren wohl jüngere Amoeboceraten-Arten einschließt, sind ihre Angaben für die Abgrenzung der alternans-Zone kaum zu ge- brauchen. Lediglich die Untersuchungen von WEGELE (1929, 1 38) und ScCHMIDT-KALER (1962b, 11) können darüber einige Hinweise geben. Beide fanden alternans und auch ovale in einzelnen Exemplaren über der faziellen Mergel/Kalk-Grenze, nämlich 98 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 in der „Bimammatum-Zone“. ScCHMIDT-KALER (1962 b, 8) gibt ein aff. alternans aus Bank 98 und ein cf. ovale aus Bank 111 an. Eine ähnliche Verbreitung scheinen diese Arten auch in Württemberg zu haben. U. Koerner (1963, 344) fand sie dort „im Anstehenden nur im Oberen Weißen Jura a“, wo sie sich mit Epipeltoceras bimam- matum überschneiden (vgl. Abb. 13). Ein Überschneiden dieser Arten wird auch aus dem südlichen Jura-Gebirge an- gegeben (vgl. HöLper 1964, 134; Gycı 1969, 107). Aus diesem Grund wird Amoebo- ceras alternans dort nicht mehr als Zonen-Index verwendet. Für den entsprechenden Schichtenstoß zwischen der transversarium-Zone (= obere Subzone der plicatilis- Zone, s. oben) und der bimammatum-Zone hat Enay 1964 (zit. nach EnaY 1966, 265) als Leitfossil den Perisphinctes (Dichotomoceras) bifurcatus (Qu.) vorgeschlagen. Dieser ist nach Enays Angaben (vgl. dazu auch HöLper 1964, 134) eine wichtige Leitform der englischen cautisnigrae-Zone, die nach CALLoMoNn (1964, 289) das untere Ober-Oxfordien repräsentiert. Eine ähnliche biostratigraphische Gliederung des untersten „Malm“ gibt Zeıss (1966, 109) aus der Nördlichen Frankenalb an. Er scheidet im Profil „Feuerstein“ zwischen den glaukonitischen Kalkbänken der plicatilis-Zone und den Schichten mit Epipelt. berrense eine cautisnigrae- bzw. bifurcatus-Zone aus und stellt sie ins mitt- lere Mittel-Oxfordien (s. Zeıss, $. 110). Da die „Plicatilis-“ und „Berrense-Schichten“ (s. unten) in der ganzen Franken- alb weitverbreitet und fossilmäßig gut belegt sind, ist anzunehmen, daß die Heiden- heimer Schichten über der „Glaukonitkalkbank“ der bifurcatus-Zone angehören. Diese Vermutung hat auch Zeıss (1962, 163) geäußert, doch der faunistische Nach- weis blieb in der Südlichen Frankenalb, im Gegensatz zur Nördlichen, bis heute aus. Die bereits als typisch für die Heidenheimer Schichten erwähnte Zwergfauna (vgl. S. 91) hat nur geringe stratigraphische Bedeutung, zumal sie in wenigen und schlecht erhaltenen Exemplaren vorliegt. Trifft die biostratigraphische Einstufung der Heidenheimer Schichten zu, so repräsentieren diese das gesamte Mittel-Oxfordien. Hierin folgen wir Gycı (1969), der aufgrund detaillierter Ammonitenuntersuchungen das Mittel-Oxfordien im Gegensatz zu CarLLomon und Zeıss mit der Obergrenze der bifurcatus-Zone enden läßt. 6.3.3. Niveau des Epipeltoceras bimammatum Epipeltoceras bimammatum wurde von A. OrreL (1863, 175) zum Repräsentan- ten einer Zone erklärt, die den unteren und mittleren Teil der „Wohlgeschichteten Betakalke“ Quenstepts umfassen sollte. Sorgfältige Aufsammlungen zeigten später, daß das tatsächliche Vorkommen der Art wesentlich tiefer liegt, als OpreL vermutete. So begrenzen es heute in Württemberg z. B. DieterıcH (1940, 4) und KoErNER (1963, 386) auf die untersten Bänke von Weißjura ß, lassen es aber noch ein gutes Stück mit unbestimmter Untergrenze — ins « hinunterreichen. Auf ein ähnliches Ergebnis kamen früher Quensteot (1888, 880), ENGEL (1908, 389) und Fischer (1913, 38). Aus ihren sowie Dirrerichns und Koerners Berichten geht übereinstimmend hervor, daß Epipeltoceras bimammatum in der verschwammten Fazies häufiger auftritt als in der reinen Bankfazies. Auch in der Südlichen Frankenalb, wo die Verschwammung nur eine untergeord- nete Rolle spielt, stellte WeceL£ (1929, 139) fest, daß Epip. bimammatum äußerst selten erscheint und nicht bis zur „Grenze“ bimammatum/planula-Zone (sensu auct.) NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 99 reicht. Eine ähnliche Feststellung machte W. Streım (1960, 5). Er konntc im Gebiet um Beilngries das typische bimammatum in sehr wenigen Exemplaren nur aus Bank 108 a und 121 gewinnen. Tiefer fand es STREIM nicht mehr. Datür traf er aber — und zwar häufiger — das recht ähnliche Epip. berrense (Favre), das nach ScHMIDT-KALER (1962a, 30), SCHULER (1965, 3) und Zeiss (1966, 106) eines der wichtigsten Leit- fossilien des „Oberen Malm Alpha“ in Franken darstellen soll. Nach genaueren Auf- sammlungen beschränkten STREIM und SCHMIDT-KALER das Vorkommen von berrense auf die Bänke 88 bis 100. ScHMiDT-KALer bezeichnet diesen Bankbereich als „Ber- rense-Schichten“ und betrachtet ihn als einen selbständigen faunistischen Profil- abschnitt. Dem kann jedoch nicht beigepflichtet werden, da HöLL (1961, 43), DRIESSLE (1962, 26) und STRIEBEL (1963, 14) bimammatum-Funde aus den Bänken 87—108 anführen. DrısssLe gibt sogar aus Bank 90 sowohl ein Epip. bimammatum als auch ein Epip. berrense an. Alle diese Funde stammen aus dem Nennslinger Gebiet, in dem bereits WEGELE (1929, 139) bimammatum recht häufig auffand. Bei der Über- prüfung des von Höı, DrısssLe und STRIEBEL aufgesammelten Materials zeigte sich aber, daß die betreffenden Exemplare weder Epip. bimammatum noch berrense eindeutig zugeordnet werden können. Aufgrund ihrer flachen Flanken und kräftigen, z. T. „zitzenförmigen“ Außenknoten stehen sie dem ersteren zweifellos viel näher als dem zweiten. Sie unterscheiden sich aber vom Holotypus zu QuensTepTs (1857, 616, Taf. 76, Fig. 9) „Ammonites bimammatus“ durch die etwas dichtere Berippung und das Fehlen von kleinen, spitzen Knoten an der Nabelkante. Doch Quensteprt selbst bildet in seinem späteren Werk „Die Ammoniten des Schwäbischen Jura“ unter anderem auch solche Exemplare ab, die keine Nabelknoten und auch keine runden, sondern längliche Außenknoten haben wie die zur Debatte stehenden Formen (vgl. QUENSTEDT 1888, Taf. 95, Fig. 1 u. 8-10). Diese Unterschiede reichen nach Quen- STEDTS (1888, 881 ff.) Angaben nicht aus, um die „Bimammaten“ weiter aufzuglie- dern. Das Interessanteste dabei ist allerdings, daß Enay (1962, 55) die QUENSTEDT- schen Figuren 1 und 8 bei Epip. bimammatum beläßt, wogegen SCHMIDT-KALER diese (1962a, 31, Taf. 3, Fig. 2-3) in die Nähe des Epip. berrense stellt. Daraus wird deutlich, wie schwierig und sehr individuell die artliche Abgrenzung von bimamma- tum gegen berrense ist. Derartige unvermeidlichen Unsicherheiten bei der Abgrenzung dieser Arten bestehen nach v. FreyBerc (1966, 36) deshalb noch, weil bisher „nicht alle Funde einem Spezialisten gemeinsam vorlagen.“ Das Problem der Artabgrenzung wird weiter dadurch erschwert, daß verschiedent- lich mehrere Unterarten einer Art, dazu weitere Arten der gleichen Gattung, jeweils nur auf wenigen Exemplaren fußend, aus der gleichen Bank angegeben werden (s. z. B. EnAY 1962, Tab. 1). Diese Tatsache widerspricht kategorisch den natürlichen Ge- gebenheiten und verlangt nach einer Revision der Gattung. Zusammenfassend darf gesagt werden, daß die von ScCHMIDT-KALER ausgeschie- denen „Berrense-Schichten“ keine selbständige biostratigraphische Einheit bilden, da Epip. bimammatum bereits an ihrer Basis einsetzt. Ob bimammatum in der Südlichen Frankenalb über Bank 121 auftritt, ist noch unbekannt. 6.3.4. Niveau des Idoceras planula Idoceras planula (HzHı) wurde im Jahre 1908 von Tr. Ener zum Leitfossil einer selbständigen biostratigraphischen Einheit vorgeschlagen. EneL (5. 404) schied zwi- schen der Zone des „Ammonites bimammatus“ (= Unter-ß Qu.) und der des „A. 100 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Reineckianus“ (= Grenzschichten f/y Qu.) eine Zone des „A. planula“ aus, die das Ober-$# Quensteots umfaßt. Bemerkenswert ist dabei, daß Enger Sutneria galar (OPrer) nicht zu der planula-Zone rechnete, wie es heute allgemein der Fall ist. Über die Unstimmigkeiten der Vertikalerstreckung von Idoceras planula in den „Wohlgeschichteten Kalken“ QuenstepTs und über die eventuellen Unterschiede im stratigraphischen Vorkommen der Art zwischen Württemberg und der Südlichen Frankenalb wurde bereits auf S. 86 berichtet (vgl. auch Abb. 13). U 15) = [ 530) = " L u nn SE R ) x 5 OR D \ E E x Q 20 722} 3 3 | : © aA RE s Sg, SI $ SQ S S 1 £ 3 Eee SUSE = S 2 > oo Re z od SEE S x ; SU SE DS < o ee Sue = 3 = EEE SI 2.808 S £ Seren] 5 Sees S ; R [1) | 527 | os %& 2 2 S 5 & 3 £ °ı & ° 3 5 ” S = 5 fe |: S £ bs 9 ZI S S 3 © 8 x = — u] © S S © SR S © or — ige ZU Suse Sa a [2 2 & Sta a 8 2 gez a Kal are N I IME> v 3 S S| = 3 5 : 5 a = U Br En SI Mes u ® = SR: 5 / S = 7 > <' > [7 c S2l ns 5 I 5 S \ 2 18 Sms | 3 | & ; 15: ” S | z See | : —— 11 = 7) See S Ö R u & c Re) >} (7) o 5 5 £ S S = jo} = o | 2 S z : ZEReS N S s| <| S| = ö E S 8 = 3 u © N ro Sala ® Er ! S ol < S F F = | S 1 u > Ae) 57 °© Bi 3 S Q Ö ul SS o° 7) S S S | & 5 - & = ale ‘Io fe} < — BEN R x sia]) = A ; eo g e = £ SI .s| < 3 SE: S < S) | SI S S Ex t < 2 z =) \) I Some Sin Ins SE el (5 SQ EIFSIen SQ >| £ © Ep 3 sl nn x ne © [87 men | Rene ® S Saale: na B a & = vo| u Sr sl R Se RC [nme] S| "| X I <| € ® EI IR 5 ; en BE Sie les S = = ZZ = vo = ou 5 {19} : : 1,5 m ! 514 | Kalkbank, Bank -Nr. CHA, Mergelkalk A SE Mergel Bee ee Fuge Abb. 15. Vertikale Verbreitung der Ammoniten-Fauna im „Schneider“-Steinbruch. Fig. 15. “Schneider“ quarry section: vertical distribution of cephalopods. In der Südlichen Frankenalb reicht Idoceras planula nach SchmipT-Kauer (1962b, 10) von Bank 182 bis 208 und kommt besonders häufig in den Bänken 184—188, 193—195 und 207—208 vor. Eigene Untersuchungen in den zugänglichen Profilen nördlich Heidenheim haben das gleiche Ergebnis erbracht. Tiefer als Bank 182 konnte die Art in ihrer typischen Ausbildung in den Aufschlüssen auf dem Militärgelände trotz intensiver Suche nicht mehr angetroffen werden. Die Bänke 176 und 181 NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 101 ‚lieferten aber hier etliche eigenartige Ammoniten-Exemplare, deren paläontologische "Zuordnung Schwierigkeiten bereitet (vgl. S. 75). Sie stehen aufgrund ihrer Skulptur ‚der Gattung Idoceras zweifellos am nächsten, stimmen jedoch mit keiner der bis- ‚herigen bekannten Idoceras-Spezies überein. Im „Schneider“-Profil wurden derartige ‚Funde nicht gemacht. Hier setzt Id. planula mit Bank S9 ein und reicht durchgehend bis Bank 520 hinauf. Höher erscheint es nicht mehr (vgl. Abb. 15). In Bank S19 ‚und 520 fanden sich mit planula zusammen in auffallend großer Individuenzahl ‚ Taramelliceras tenuinodosum (WeszLe) und Sutneria praecursor DiETERIcH. Diese zwei leicht erkennbaren Formen wurden von ScHMIDT-KALeEr (1962b, Abb. 2) in ‚lithologisch gut parallelisierbaren Profilen ebenfalls in reicher Fülle und vertikal | sehr beschränkt (Bank 206-208) angetroffen. Daraus folgernd entsprechen die Bänke S19—520 den Bänken 206-208, in denen Idoceras planula auch zum letzten Mal auftritt (vgl. Abb. 18). Das Niveau des Id. planula ist somit scharf faßbar und hat nur für den mittleren Bereich (ca. 6 m) unserer Oberweiler Schichten Leitwert. Als wichtigste Begleitformen von planula erweisen sich drei weitere Spezies der- selben Gattung: das dem planula sehr ähnliche laxevolutum (Fontannts), das eng genabelte schroederi WegeELE und das ebenfalls eng genabelte, aber kleinwüchsige minutum DIETERICH. Alle drei sind auf das planula-Niveau beschränkt und haben mehr oder weniger eine ähnliche Vertikalverbreitung wie Id. planula (vgl. Abb. 16). Mit Ausnahme von minutum, das vor allem in den Bänken S18s—520 die Art planula zahlenmäßig übertrifft, kommen laxevolutum und besonders schroederi wesentlich seltener als die Indexart vor. Die übrige Begleitfauna, außer Sutneria praecursor und Taramelliceras tenninodosum, hat keine stratigraphische Bedeutung für die Fixierung des planula-Niveaus, da diese auch höher bzw. tiefer noch auf- zufinden ist. 6.3.5. Niveau der Sutneria galar Das Vorkommen von Sutneria galar (OPEL) ist sowohl in der Südlichen Franken- alb als auch in Württemberg (vgl. u. a. DIETERICH 1940, 5) auf einen sehr eng begrenzten Bereich beschränkt und deshalb als Bezugshorizont für biostratigraphische Korrelationen von großer Bedeutung. Der erste horizontierte Fund in der Südlichen Frankenalb stammt aus Bank 222—223 (vgl. SchMiDT-KALER 1962a, 10) und der letzte aus einer unter dem Erst- auftreten von Sutneria platynota (REınecke) liegenden Bank, die nach ScHM1DT-KALER (1969, 75) die Nr. 233, nach ScHAIRER (1967, Abb. 59) dagegen die Nr. 232 tragen soll (vgl. auch S. 102). Die eigenen Untersuchungen im „Schneider“-Profil können darüber keinen Hinweis geben, denn dieses Profil läßt sich nicht Bank für Bank parallelisieren. Sutneria galar setzt hier mit einigen Exemplaren in Bank 527 ein, stellt in den Bänken S29—31 mit Taramelliceras falcula (Qu.) zusammen den Hauptbestandteil des Fossilinhalts und kommt anschließend bis Bank S33 wieder selten vor. In der darüber liegenden Mergellage wurde sie nicht mehr angetroffen (vgl. Abb. 15). Sie ist also im Hahnenkammbereich leitend für die obersten Ober- weiler Schichten und den tiefsten Teil der hangenden Schlittenharter Schichten (vgl. Abb. 16). Die charakteristische Begleitfauna aus diesem Bereich bilden die kleinwüchsigen Taramelliceraten, wie Tar. psendowenzeli (WeseLe) und Tar. falcula (Qu.), die der litocerum-Gruppe angehören. Überhaupt zählen -die durch „alle möglichen Über- 102 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 gänge“ (WEGELE 1929, 22) verbundenen Kleinformen dieser Gruppe (vgl. S. 60) zu den weitaus häufigsten Versteinerungen der Oberweiler Schichten. Interessant in diesem Zusammenhang ist, daß DIETERICH (1940, 8—9) anhand dieser Fauna eine biostratigraphische Dreiteilung des oberen Weißjura Beta in Württemberg vornahm. Er unterschied hier von oben nach unten: 1. Zone der „Oppelia falcula“ mit u. a. Sutneria galar, Perisphinctes (O.) tiziani (Oppeı, Lithacoceras (L.) grandiplex (Qu.) und Amoeboceras lineatum (Qu.); 2. Zone der „Oppelia wenzeli“ mit vor allem Tar. sublitocerum; 3. Zone der „Oppelia tenninodosa“, in der Idoceras planula, schroederi und minutum reichlich auftreten. Ein Vergleich mit der vertikalen Verteilung der Ammoniten im „Schneider“- Profil zeigt (vgl. Abb. 15), daß diese Gliederung DiETEriıcHs im großen und ganzen gut zu gebrauchen ist. Nur Tar. wenzeli in seiner markanten sparsamen Rippen- führung kommt hier nicht so zahlreich vor, wie in Württemberg. Als Ersatz dafür tritt die sehr ähnliche Art Tar. pseudowenzeli auf. 6.3.6. Niveau der Sutneria platynota In Süddeutschland läßt sich von allen biostratigraphischen Grenzen des Oberen Jura die Grenze zwischen der galar- und platynota-Zone (Grenze Oxfordien-Kim- meridgien) am saubersten erfassen, da die Ablösung von Sutn. galar durch Sutn. platy- nota ziemlich sprunghaft erfolgt (vgl. Abb. 15; u. a. auch DiETERIcH 1940, 5; SEIBOLD 1950, 297; SCHMIDT-KALER 1962b, Abb. 2; HArner 1969, 206). Zusammen konnten die beiden Leitarten noch nie gefunden werden. Literaturnotizen, wonach beide Arten zusammen vorkommen sollen, wurden von v. FREYBERG (1966, 42) im einzelnen be- sprochen und eindeutig widerlegt. Genau horizontierte Funde von Sutn. platynota sind bisher durch STREIM (1960), BECHER (1960), SCHMIDT-KALER (1962a und b) und SCHAIRER (1967) bekannt geworden. Wie erwähnt (vgl. S. 96), tritt Sutn. platynota nach ScHMiDT-KALER (1962a, 36) in der östlichen Schwäbischen Alb (Bank 233) angeblich etwas früher auf als in der Südlichen Frankenalb (Bank 234). Als Deutungsmöglichkeit hierfür wird von SCHMIDT-KAL£r eine Einwanderung der Formen von W her vorgeschlagen. Inzwischen haben die Untersuchungen von SCHAIRER (1967, 8—11) eindeutig gezeigt, daß Sutn. platynota auch in der Südlichen Frankenalb (Gebiet Ursheim, Weißenburg) in Bank 233 auftritt. „Ein Wandern der Art von W nach E ist demnach nicht nach- zuweisen (SCHAIRER (1967, 113). Nun nimmt SchMipTr-KALer (1969, 75) an, daß es sich hier nicht um Bank 233, sondern um Bank 233 (1) handelt, „soweit sich die Angaben Schaikers in die Profile einpassen lassen. Diese Bank keilt jedoch nach E aus, so daß die Grenze dort weiter- hin zwischen Bank 233 und 234 liegt“. Dazu schreibt ScnAairer 1970, 169: „Ein Vergleich der Profile bei Scnmipr-KArer (1962, Profil 41, Ursheim Ost) und ScHATRER (1967, Ursheim U 1) zeigt, daß zu einer genauen Zuordnung wohl eine intime Kennt- nis der Parallelisierungsmethoden Voraussetzung ist“. Fs wird hierdurch deutlich, daß es ziemliche Unsicherheiten bei der Bankparallelisierung über weite Strecken gibt, die unter Umständen zu falschen Resultaten führen. Sutneria platynota setzt also in der Südlichen Frankenalb mit der Bank 233 ein und reicht nachgewiesen bis Bank 248/249 (vgl. ScHAmrer 1967, 113), d.h. etwa 1 m unter die fazielle Grenze Schlittenharter/Degersheimer Schichten. NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 103 Auskunft über die Begleitfauna von Sutneria platynota geben vor allem die speziellen Untersuchungen von ScHAIRER (1967; 1968; 1970; 1972) und WeEGELE (1929). Hervorzuheben ist dabei der Versuch ScHairers, die platynota-Zone mit Hilfe von Perisphinctiden (Ataxioceras, Rasenia und Sutneria) weiter zu untergliedern. 6.3.7. Niveau des Ataxioceras hypselocyclum Außer WeceLets (1929) Untersuchungen existieren für die Südliche Frankenalb keine neueren Arbeiten über den Fossilinhalt der Degersheimer und der darauf folgenden Rohracher Schichten. Weseı£ gliederte diesen Schichtkomplex faunistisch in zwei Zonen: in die des Ataxioceras suberinum (v. AmMon) und die des „Oecotraustes“ dentatus (REınEcKE). Die Grenze zwischen den Zonen legte er etwa in die Mitte der Degersheimer Schichten (vel. Taf. 3). Da aber die von WeceLe (1929, Taf. 9, Fig. 1—2) als Atax. suberinum bezeichneten Formen nicht zu dieser Art gehören (vgl. GEYER 1961 a, 138) und „Oecotraustes“ dentatus noch in die „Delta-Kalke“ hineinreicht (vgl. WEBER 1941, 56; ZIEGLER 1958, 178), sind die genannten Leitarten als Zonenfossilien unbrauch- bar (Geyer 1961a, 137—138). Als Ersatz dafür schlug Geyer (1961a, 140 ff.) Ataxio- ceras hypselocyclum und Katroliceras (Crussoliceras) divisum (Qu.) vor, wobei die erste Form für „Mittel-y“ und die andere für „Ober-y“ leitend sein soll. Die vertikale Verbreitung dieser Leitarten ist in der Südlichen Frankenalb noch viel zu wenig bekannt. Außerdem scheinen beide Arten sehr selten zu sein. WEGELE fand bei seinen umfangreichen Geländeaufsammlungen nur einige Exemplare von Ataxioceras hypselocyclum und diese alle ausschließlich in der „suberinum-Zone”. Seine Angaben enthalten allerdings keine genauen Bankbezeichnungen. Ob das Fossil hier höher reicht als in Württemberg (vgl. Geyer 1961a, 142), ist unsicher. Katroliceras divisum, das nächst höhere Zonenfossil, wird bei WEGELE nicht er- wähnt. Auch der übrigen einschlägigen Literatur für die Südliche Frankenalb konnte hierüber nichts entnommen werden. Nur StroseL (1963, 36) gibt aus dem unmittel- bar über den „Crussoliensis-Mergeln“ liegenden dünngebankten Schichtpaket einen divisum-Fund an. Es sind also genauere Untersuchungen erforderlich, um zu zeigen, inwieweit divisum und auch hypselocyclum wirklich Leitwert besitzen. 6.3.8. Niveau des Aspidoceras uhlandi Einen besseren Leitwert als das äußerst seltene Katroliceras divisum hat in der Südlichen Frankenalb Aspidoceras uhlandi (Oprer). WEGELE (1929, 189) traf es mit Idoceras balderum zusammen an und beschränkte beide auf den oberen Teil der „dentatus-Zone“,d.h. auf die Kalkbänke oberhalb der „Crussoliensis-Mergel“. Auch STREIM (1961, 12) machte ähnliche Feststellungen. Er fand Asp. uhlandi recht häufig von den „Crussoliensis-Mergeln“ bis in die Bank 371. Da die Hauptverbreitung des Leitfossils im oberen Teil der Rohracher Schichten liegt (vgl. Abb. 16), sollen die entsprechenden Bänke nach SchmıDT-KALer (19622, 10) als „Uhlandi-Kalke“ erfaßt werden. In ganz bestimmten Bänken innerhalb der „Uhlandi-Kalke“ tritt selten Idoceras balderum (Oper) auf. Diese Form wurde schon früher (vel. GümBEL 1891, 107; ENGEL 1908, 403) für Leitzwecke gern verwendet. Horizontierte Funde meldete bis- her nur STROBEL (1963, 38). Er konnte im Hahnenkammgebiet einige Exemplare den Bänken 366 und 367/368 entnehmen. Auf die stratigraphische Bedeutung dieser Funde hat bereits BARTHEL (1963, 32) hingewiesen. 104 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Biostratigraph. Einheiten Einheiten (bekannte vertikale Ver- breitung der Leitformen) Lithostratigraphische Korrelation 6m Rohracher „Uhlandi-K! 8 balderum Sch. uhlandi Degersheimer [arri] Schichten — hypselocyclum ( sensu ARKELL) _— (] je}} je © E je} L 2 — = = [«) [ (1) -_ = >= tieferes Unterkimmeridgien 7,5m Schlittenharter platynota Schichten galar Oberweiler planula Schichten Wohigeschichtete Oxfordien Gelbebürg Oberes Schichten bimammatum Heidenheimer alternans ( Cardioceraten-Schichten) Schichten Untere Weißjuramergel Mittleres Oxfordien „Glaukonitbank" e plicatilis Abb. 16. Beziehungen zwischen Litho-, Bio- und „Chrono“-Stratigraphie im Oxfordien und tieferen Unterkimmeridgien des Hahnenkamm-Gebietes. Fig. 10 Litho-, bio-, and "chrono"-stratigraphical interrelations of the Oxfordian and Lower Kimmeridpian in the Hahnenkamm area Das Ergebnis der vorstehenden Ausführungen läßt sich in aller Kürze dahin- gehend zusammenfassen: Mit Hilfe der Zonenfossilien kann in der Südlichen Fran- kenalb im Gegensatz zu Württemberg (vgl. KoErner 1963; GEYER & GWINNER 1964) eine genaue Gliederung des Oxfordien und tieferen Kimmeridgien vor läufig nicht durchgeführt werden. Dazu sind die Lücken zwischen dem bisher be- NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 105 kannten Einsetzen und Aufhören der aufeinanderfolgenden Leitformen zum Teil noch viel zu groß. So beträgt der vertikale Umfang der zwischen bimammatum und planula bestehenden Lücke (vgl. Abb. 16), welche die oberen Gelbebürg- und die unteren Oberweiler Schichten umfaßt, immerhin mehr als 10 m. Obwohl aus diesem Bereich zahlreiche Fossillisten (Wesgeıe 1929; Dipl.-Arb. aus dem Inst. f. Paläontol. und histor. Geologie München) und hier auch Bearbeitungen horizontierter Faunen (vorliegende Arbeit, SchMiDT-KALER 1962a und b) vorliegen, konnte die biostrati- graphische Zuordnung des betreffenden Schichtpakets noch nicht eindeutig geklärt werden (vgl. unten). eAasBetrachtungen zur „Malm Alpha/Beta-Grenze" aus paläontologischer Sicht Besondere Schwierigkeiten beim stratigraphischen Vergleich zwischen Württem- berg und Südlicher Frankenalb hat schon immer die Grenze Weißjura «/P bereitet. Diese Grenze ist in Württemberg bekanntlich durch das plötzliche Einsetzen der „Wohlgeschichteten Kalke“ über den „Impressa-Mergeln“ scharf markiert und kann dort, wie E. DieTErIcH (1940, Abb. 2) feststellte, gleichbleibend über weite Strecken verfolgt werden. Auch in der Südlichen Frankenalb findet ein derartiger Fazieswechsel (unten mergelig, oben kalkig) statt, er ist aber nicht so scharf ausgeprägt wie in Württemberg, da der Übergang zu der eigentlichen kalkigen Fazies nicht schlagartig erfolgt, sondern allmählich vor sich geht (vgl. u.a. WegeL£ 1929, 129). Außerdem hält diese fazielle Grenze hier, wie die Nebeneinanderstellung der Profile von STREIM (1960; 1961), BECHER (1960) und ScHMiDT-KALErR (1962) deutlich zeigt, nicht die gleiche Schichtfuge ein. Sie steigt von W nach E immer tiefer ab (vgl. Abb. 11). Die mehrfach übliche Gleichsetzung der „Unteren grauen Mergelkalke“ Gümsers (= Heidenheimer Schichten) mit Weißjura « Quenstepts und des „Werkkalkes“ mit Weißjura £ (vgl. Tab. 3) muß somit als ungenau bezeichnet werden. Von diesem Problem angeregt, versuchte SchMiDT-KALER (1962) die „Malm «/P- Grenze i. $S. Quensteots“ durch Bankvergleiche von der östlichen Schwäbischen Alb her über das aufschlußlose Riesgebiet auf die ganze Südliche Frankenalb „exakt“ zu projizieren. Durch diese Parallelisierung kommt sie hier zwischen Bank 164 und 165 und damit sehr hoch in der bimammatum-Zone Weseıes zu liegen. K. MünzınG (1960, 189), der die Ursache für die Unstimmigkeiten hinsichtlich der Mächtigkeits- angaben von Weißjura ö zwischen Schwaben und Bayern richtig erkannte, hat diese Grenze als erster so hoch (zwischen bimammatum- und planula-Zone) gelegt. Er gab dazu jedoch keine genaue Bankbezeichnung. Nachdem nun die zeitliche „«a/P-Grenze“ in der Südlichen Frankenalb feststand, war es naheliegend, sie auch faunistisch zu belegen. Dies versuchte SchmipT-KaLer (1962b) mit Ammoniten und Groiss (1966; 1970) mit Foraminiferen. Ihre Ergebnisse werden im folgenden mit unseren ver- glichen. 6a Das’, Kaserne -Pwokt] Die erwähnte „a/ß-Grenze“ war während der Bauarbeiten auf dem Militär- gelände 2 km nordöstlich Heidenheim gut aufgeschlossen. Es wurden hier 1968 (vgl. NıTzopouLos 1968, 32) und 1970 insgesamt neun Teilprofile Schicht für Schicht ver- messen und zwecks horizontierter Aufsammlung von Fossilien abgebaut. Bank- vergleiche ermöglichten dabei die Aufstellung eines „Sammelprofils“, das in dieser 106 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Arbeit als „Kaserne“ - (= „K“-) Profil angeführt ist. Da sich dieses kombinierte Profil mit den von ScHMIDT-KALEr (1962a, Taf. 1) weiter östlich aufgenommenen Profilen stromatometrisch einwandfrei parallelisieren ließ, wurden hier die Banknummern von STREIM aus SCHMIDT-KALER zur Numerierung der Bänke übernommen. Das „Kaserne“-Profil umfaßt demnach den Bankbereich 149 (6) bis 188 (vel. Abb. 17). Lithofaziell gesehen sind hier die höheren Gelbebürg-Schichten (bis 174a) und die tieferen Oberweiler Schichten erschlossen. 6.4.2. Die Bedeutung der Ammonitenfunde für die Grenzziehung Einen Überblick über die vertikale Verbreitung der angetroffenen Arten gibt Abb. 17. Neben den Idoceraten, deren Vorkommen auf 5. 99 behandelt wurde, sind folgende Formen stratigraphisch oder allgemein wichtig. Taramelliceras (Tar.) costatum (QUENSTEDT) Bezüglich der Artfassung vergleiche 5. 59 vorliegender Arbeit. Das erste hori- zontierte Exemplar, eine von SCHAIRER (1963, 37) gesammelte und dem Tar. costa- tum auritum (QUENSTEDT) zugestellte Form, stammt aus Bank 93. Viel tiefer dürfte Tar. costatum kaum mehr auftreten, denn aus den Heidenheimer Schichten ist kein entsprechender Fund in der Literatur gemeldet. Es durchläuft dann die Gelbebürg- Schichten und reicht noch einige Meter — sicher bis Bank 183 (vgl. Abb. 17) — in die unteren Oberweiler Schichten. Eine ähnliche Verbreitung geben auch WEGELE (1929) und ScHMIDT-KALER (1962 b) an, wenngleich sie diese Art mit Idoceras planula (HeHL) nicht zusammen vorkommend wissen wollen. Auch im „Schneider“-Stbr. wurde diese Art mit planula zusammen angetroffen (vgl. Abb. 15). Im „K“-Profil konnte nicht bestätigt werden, daß Tar. costatum im Bankbereich 160 bis 167 („Co- statum-Bänke i. e. S.“, nach ScHuLer 1965, 5) besonders häufig auftritt und deshalb als Hinweis für die Lage der „a/ß-Grenze“ dienen könnte (ScHMIDT-KALER 1962b, 11; ScCHULER 1965, 10). Vielmehr scheint es in dem gesamten Gelbebürg-Schicht- komplex und in dem tieferen Teil der Oberweiler Schichten gleichmäßig häufig auf- zutreten. Tar. costatum könnte für diesen Profilabschnitt, in dem die Indexfossilien bimammatum und planula selten bzw. nicht mehr auftreten (vgl. Abb. 16), als leitend herangezogen werden. Doch dies müßte erst genauer untersucht werden. In Württemberg reicht Tar. costatum im Gegensatz zur Südlichen Frankenalb weiter ins Beta hinauf als ins Alpha hinunter. HöLper (1955, 140) erwähnt es aus den Kalkbänken unter dem „Fucoidenhorizont“ (= a/ß-Grenze) und läßt es weit ins Beta hinaufgehen. Zu dem gleichen Ergebnis kommen KoErNER (1963, 387), GEYER & GWINNER (1964, 67) und in jüngster Zeit auch HArner (1969, Taf. 8). Bei den graphischen Darstellungen von KoeErner und Harner ist allerdings auch die Reichweite des dem costatum nahe stehenden Tar. hauffianum mit dazu gerechnet. Tar. hauffianum zeigt, zumindest in der Südlichen Frankenalb, eine ähnliche Ver- breitung wie costatum (vgl. Abb. 15, 17; SCHAIRER 1963, 37). Taramelliceras (Metah.) wenzeli (OPreı) Im Vergleich zu Württemberg (vgl. Dieterıchn 1940, 8) kommt Tar. wenzeli in der Südlichen Frankenalb so selten vor, daß es für biostratigraphische Zwecke hier kaum brauchbar ist. Funde dieser Art liegen aus Bank 156, 158/159 und 184/185 a —nooo NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 107 vor (vgl. Abb. 17). Damit stimmt die Auffassung Wesees (1929, 21), nach der wenzeli nur auf die „bimammatum-Zone“ beschränkt ist, auf keinen Fall. Auch der vielfach angenommene (z.B. Hörer 1955, 123) und von Schmior-Karer (1962, 10) bestätigte Unterschied in der Verbreitung der Art zwischen Württemberg und Franken trifft nicht zu, denn im „Schneider“-Stbr. wurden einige wenzeli-Exemplare über den Lagern von Tar. tenuinodosum (vgl. Abb. 15) gefunden. Der scheinbare Unterschied im stratigraphischen Vorkommen dürfte somit nur die jeweilige Häufig- keit der Art betreffen. Taramelliceras litocerum OpPpeL Besonders charakteristisch für die obersten Gelbebürg-Schichten scheint das in- dividuenreiche Einsetzen von Taramelliceras litocerum (OpreL) mit Bank 157 zu sein, Tiefer wurde diese kleinwüchsige und recht variable Form nicht mehr angetroffen. Auch aus den Literaturangaben (vor allem: Dipl.-Arb. d. paläontol. Inst. München) geht ein derartiger Hinweis nicht hervor. Möglicherweise liegt hier ein markanter Einschnitt in der Fauna. Ein solcher ließ sich in allen Baugruben des Militärgeländes auf die Bank genau feststellen. Auch Zeıss (1966, 108) fand diesen Faunenschnitt in Oberfranken und zwar ebenfalls einige Meter unterhalb des Ersteinsetzens von Idoceras planula. Fast gleichzeitig mit litocerum erscheinen dort ebenfalls zahlreich Glochiceras lingulatum (Qu.) und Gl. modestiforme (Oper). Diese Glochiceraten treten auch hier häufig auf, setzen aber viel tiefer ein (vgl. SCHAIRER 1963, 37; DrisssLE 1962, 27). Das Profil „Feuerstein“, das Zeıss biostratigraphisch auswertete, zeigt eine auf- fallend ähnliche lithofazielle Ausbildung wie das „K“-Profil im Hahnenkamm. Die auch von Zeıss gestellte Frage, ob es sich hierbei um eine über den ganzen fränkischen, vielleicht auch schwäbischen Jura erstreckende horizontbeständige Faunenänderung handelt, oder ob hier wie in Feuerstein nur lokale, ökologische Faktoren dafür ver- antwortlich sind, kann man anhand dieser zwei Profile nicht eindeutig klären. Be- dauerlicherweise gibt es in Franken wie in Württemberg keine weiteren modernen Profilbearbeitungen mit genauen Angaben über das Einsetzen der genannten Arten. Ein ausgesprochener Leitwert kommt der litocerum-Form nicht zu, denn sie hat eine große Vertikalverbreitung. ScHAIrEr (1972, 37) beschreibt es noch aus der platy- nota-Zone. Perisphinctes (O.) polygratus (REINECKE) Funde dieser Art sind im „K“-Profil zwar nicht selten, sie haben aber keinen stratigraphischen Wert. Wenn diese Art hier trotzdem erwähnt wird, so geschieht dies, weil sie des öfteren als typisch für die bimammatum-Zone (s. WEsELE 1929, 139) bzw. fürs „Ober-Alpha“ und „unterste Beta” (s. SCHMIDT-KALER 1962b, 11) an- gegeben wird. Neben polygyratus tritt auch Per. (O.) tiziani (OPrer) auf, der nach SCHMIDT-KALER ($. 10) — entgegen der Angabe für Württemberg (GEYER 1961 a und b) — in Franken nicht „bis in den Weißjura Unter-y“ reichen soll. Daraus schließt SCHMIDT-KALER, daß es „sich hier wieder wie bei Taramelliceras wenzeli (OppeL) um einen wirklichen Unterschied in der Verbreitung einer Ammonitenart zwischen Würt- temberg und Franken“ handelt. G. ScHAIRER (1967, 29), der die Taxionomie und Biostratigraphie der Unter- gattung Orthosphinctes ausführlich behandelte, betrachtet Perisphinctes tiziani als 108 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Synonym von Per. polygyratus. Letzteren fand ScHAIRER in großer Individuenfülle in der platynota-Zone der Südlichen Frankenalb. Auch wir fanden diese Form im „Schneider“ -Steinbruch (s. Abb. 15) von unten bis zu der letzten anstehenden Bank (S 34), in der dann Sutneria platynota (Reın.) zum ersten Mal auftritt. as ı88 SI$Ig c Sr all & © s| S| SI 5 Te on SW Tr ee m) SINS|ESBIE SS de a S al <= Q = S F von I a =) = Br 3 ee ee) as) = ıol Fr S Q [N = 80 2 7 ıS 2) © 'S I © < < SEN EI rs S 3 S 2 = is EIE= SITES & & So EZ Sl SD ol 0] - > [o) f -—4 =) ® N| © EL S Q Pe ie; © - - c 1 ISIS Q > ‚> a S A =) = S © 175 Be} === ——] > s| ZI S Q = = IS 2 ES ® 35 < er BETTEN ee ee ee ee rer ee el = a a& S Ü = 162 ‚S[Ero 1275 2S} ic SZ £ N) SS, Abel S|l I) | 2! 5| s| S|E | u ® f 1c = SH = = u| 3 = o| 8 > yı Br al N 2:3} 183156 ee Q = NIC) emennsene] SEE: < ® = S— a E28 ZZ © eur} an 16) 2| 8 SS 6 Ü 2 0) (ee © [e} a 149 (6 1,5 m 1 | 150 | Kalkbank, Bank-Nr. Be Neben- Fuge Haupt - 0,5 { BE. s-: TA, wergeikalk Abb. 17. Vertikale Verbreitung der Cephalopoden-Fauna im „Kaserne“-Profil. Fig. 17. Kaserne“ section: vertical distribution of the cephalopod fauna. Amoeboceras bauhini (OPpeı) Funde von Am. bauhini sind im allgemeinen so selten, daß eine genauere strati- graphische Verbreitung der Art für die Südliche Frankenalb nicht gegeben werden kann. Im „K“-Profil fanden sich einige, stark komprimierte Exemplare im Bank- bereich 160 bis 174, also im obersten Teil der Gelbebürg-Schichten. Wie weit sich diese Art vertikal ins Profil nach unten erstreckt, ist unbekannt. Nach oben reicht sie mit Sicherheit bis Bank 208, da sie im „Schneider“-Profil zuletzt mit Tar. tenui- nodosum und Sutn. praecursor zusammen angetroffen wurde (vgl. Abb. 15). In Württemberg vermerkt Korrner (1963, 345) eine Reichweite für Am. bauhini vom Ober-« bis Unter-y. Physodoceras altenense (D’ORBIGNY) Die tiefsten Physodoceras-Funde stammen aus Bank 172/173 (vgl. Abb. 17), also ca. 1 m oberhalb der vermeintlichen „Malm «/ß-Grenze“. Sie sind stark kom- NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 109 primiert und daher nicht eindeutig bestimmbar. Sie können nur mit Vorbehalt zu Phys. altenense gestellt werden, da das sehr ähnliche circumspinosum (OPPreL) erst später einsetzen soll (vgl. WEGELE 1929, 154; DIETERICH 1940, 32). Beide Arten reichen jedoch bis in die platynota-Zone hinein (vgl. Abb. 15; WEGELE 1929, 192; HAFNER 1969, Taf. 8) und haben auch deshalb für die biostratigraphische Einstufung der Schichten nur geringe Bedeutung. Interessant ist lediglich, daß die ersten Physodoceraten in Württemberg ebenfalls an der a/ß-Grenze auftauchen (vgl. DiETERIcCH 1940, 10). Zusammenfassend wird festgehalten: Funde von Tar. costatum, Tar. wenzeli und Per. polygyratus deuten nicht auf „Ober-a“ bzw. Grenzbereich um „Malm «/ß“ hin. Costatum kommt entgegen den Angaben von ScHMIDT-KALER (1962 b, S. 8) auch mit Idoceras planula zusammen vor. Die Form polygyratus durchquert das ganze Ober- Oxfordien und läßt sich noch bis in das tiefere Unter-Kimmeridgien verfolgen. Bis auf das auffällige Einsetzen der litocerum-Fauna, das noch der weiteren Bestätigung bedarf, gibt es um die von ScHMIDT-KALER durch Bankparallelisierung ermittelte „Malm «a/ß-Grenze“ keine bemerkenswerte Änderung in der Entwicklung der Ammonitenfauna. Im Vergleich zu Württemberg (vgl. Abb. 12 und 13) setzen die Idoceraten hier ziemlich hoch ein und die Epipeltoceraten hören zu tief auf. Die übrige, sehr kümmerliche Megafauna zeigt hier ebenfalls keine Besonderheiten. 6.4.3. Die Bedeutung der Foraminiferenfunde Kür die Grenzziehune Groiss (1966, 93) versuchte, basierend auf den Ergebnissen von SCHMIDT-KALER hinsichtlich der vertikalen Reichweite der Ammoniten, die „Malm «a/ß-Grenze“ im Gebiet um Heidenheim mikropaläontologisch festzulegen. Die Mergelproben, die er untersuchte, stammen aus einem Profil, das nur 1,5 km östlich vom Militärgelände liest und altersmäßig genau die gleichen Bänke enthält wie das „K“-Profil. Groıss entdeckte zwar keinen Faunenschnitt, aber einen bemerkenswerten „phylogenetischen Wandel“ bei Planularia beierana (GümseL). Er stellte nämlich fest, daß das Ver- hältnis sowohl für Höhe/Dicke als auch für Höhe/Breite des Gehäuses sowie die absolute Kammerzahl dieser Foraminifere einen „deutlichen Sprung“ aufweist, der stets zwischen Bank 164 und 165 fällt. Damit, schreibt Groiss, „ist an der Gültig- keit dieser Grenze wohl nicht zu zweifeln“ und „..., daß der Mergel zwischen den beiden Grenzbänken bereits der stratigraphisch höheren Einheit zugestellt werden muß“. Um diese Angaben zu überprüfen und auch in der Hoffnung, derartig klare Ver- hältnisse für das gleichaltrige „K“-Profil zu bekommen, wurden aus dem Bereich um die „Malm «a/ß-Grenze“ möglichst nur frische Mergelproben kiloweise entnommen. Das Ergebnis der mikrofaunistischen Untersuchungen im Institut war enttäuschend. Es ließen sich aus den H>Os-Schlämmrückständen äußerst wenige und fast nur un- vollkommen erhaltene Exemplare von Planularia beierana (GÜMBEL) gewinnen. Planularia tricarinella (Reuss), die Groıss ebenfalls in ausreichender Zahl auf- fand, konnte hier nicht bestätigt werden. Zu bemerken wäre in diesem Zusammen- hang noch, daß auch im „Schneider“ -Profil (vgl. Tab. 1) diese Arten nur selten an- getroffen wurden. Sie lassen sich deshalb für die Biostratigraphie über weite Strecken nicht verwenden. 110 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 6.5. Zum Korrelierunge des „Schneider -Brofils (Abb. 18) Ein vollständiges Profil durch die normal entwickelte Bankfazies des Ober- Oxfordien ist im Hahnenkamm-Gebiet nirgends erschlossen. Daher wurde für die Parallelisierung ein kombiniertes Profil aufgestellt (vgl. Abb. 18, links), das sich aus folgenden Teilprofilen zusammensetzt: Bank 148 bis 188 = „Kaserne“ -Profil (vgl. Abb. 17) Bank 189 bis 233 = „Berolzheim/Oberweiler“-Profil Letzteres Profil ist von ScHMIDT-KALER (1962, Taf. 1, Nr. 63—65 ; 1970, 108—109) übernommen (Ausschnitt). Es liegt etwa 6 km südöstlich vom „Kaserne“-Aufschluß ! entfernt und läßt sich in seinem tieferen Teil (Bank 175—188) hinsichtlich der Ab- folge und Mächtigkeit der Kalkbänke und Mergelzwischenlagen mit dem „Kaserne“- Profil sehr gut parallelisieren. Wie die Abb. 18 zeigt, ist ein detaillierter stromatometrischer Vergleich zwischen ı dem Normal-Profil „Kaserne/Oberweiler/Berolzheim“ und dem „Schneider“-Profil nicht möglich. Das liegt daran, daß die Mächtigkeiten und Bankhäufigkeiten der entsprechenden lithofaziellen Komplexe zu unterschiedlich sind. So ist die Mächtig- keit der Oberweiler-Schichten im Normal-Profil etwa doppelt so groß und die Bank- zahl annähernd dreimal größer als im „Schneider“ -Profil. Eine exakte Parallelisierung läßt sich mit Hilfe der Vertikalverbreitung be- stimmter Ammoniten-Arten durchführen. Als gute „Leithorizonte“ können hierbei vor allem jene Bänke angewendet werden, in denen die Index-Fossilien Idoceras planula, Sutneria galar und Sutneria platynota zum ersten bzw. letzten Mal auftreten. Außer der Oxfordien/Kimmeridgien-Grenze, die über weite Strecken fossilmäßig gut belegt ist, ist im Hahnenkamm-Bereich eine weitere zuverlässige Faunengrenze vorhanden, nämlich die obere Grenze des planula-Niveaus. Dicht unter dieser Grenze treten mit | 72 ! Idoceras planula zusammen Sutneria praecursor und Taramelliceras tenninodosum | zahlreich auf, wobei praecursor und tenuinodosum ausschließlich auf zwei bis drei Bänke beschränkt sind (Bank 206-208 bzw. 519 —520). Die übrige Ammoniten- Fauna besteht hauptsächlich aus Durchläufern und kann daher zur Parallelisierung : der Profile nicht herangezogen werden. Bei der Gegenüberstellung der Profile ergibt sich aus der jeweiligen Faunen- Verteilung ein sicherer Beweis für die unterschiedliche Mächtigkeitsausbildung nahe gelegener Bereiche bei gleicher Sedimentationsdauer. Die wesentlich geringere Mäch- tigkeit im „Schneider“-Steinbruch deutet darauf hin, daß diese Stelle einem höher gelegenen Teil des Reliefs entsprach. 7. Ergebnisse Die Ablagerungen des Oberen Oxfordien im Gebiet um Heidenheim am Hahnen- kamm sind in Bank- und Stotzenfazies ausgebildet. Profllaufnahmen und Faunen- auswertungen dieser in synrecifalem Verband stehenden Faziesbereiche bilden die Grundlagen vorliegender Arbeit. Im Sedimentologischen Teil werden die Gesteinskomponenten (die wesentlichsten sind: Grundmasse, Schwamm-Mumien, Aphanostromata, Stromato- lithe, Intra- und Bioklaste unterschiedlicher Herkunft sowie Glaukonit) beschrieben und ihre Genese diskutiert. Der Begriff Aphanostromata wird für die struk- 111 NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG „Kaserne/Oberweiler/Berolzheim“ “(ZU ‘ST 'sög 395 puads] 105) auanbas wweyusuyey [ewiou ay3 pue uonD9s Auıenb „I1apIauupg,, Olg-,S“ sap wpıapsıa\ "81 "AqV "ZI pun st 'gqy ayaıs apuadaT-[yoIg) SSI2IqHY-wweyusuyey Sp 3jojusypiyps uaoNPIMyUu> [eunou d9p yru E ng) [S - [o} IE) E on? oa. n noogeE - y>S-'yuayyı)y9S UESEIZUESE IEUFSES E23 BEE SEMIIESTIRO y2as-Bınqaq]sg = © Er = Se eh © Seone E Er nearnın-iejebß neaAın-eınue)d Seen Er re = N \ o | “x a g. ‚8 { ana, va © 9 j Pr if = © I BORN \ iS n 7) oB I Jo [B) (12) un io Ay) = © 2 i "N; } = v = Se u 7 °o00o0 S,0,50595922/9;5 ERBE SBEI = see rare + + 4 = \ 3 E > Bu Z n 72} m = / N \ © / / N R ax dem+o & ; \ \ \ ® 5 I \ ß® 2 5 [3 ® / ] \ \ \ RS a / \ \ \ x A Ü \ + + / \ {0} 7. I \ \ j} ı \ N ea’ 2 n \ \ o ir 2 \ ı x o o!’oooo o oo ooooN u (2) o © I) nm a (00) N a a r r "yas yuayıılyas UIIMIIG UOLE[ILIO) "8L 1 N ar eur Tat (o] I(e} uvayyaıyas - Bınqaqg)ag 162 VIIZZZN [7 777777771 112 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 turlosen bzw. schlierigen Algenbildungen neu eingeführt. Nach der Assoziation und räumlichen Verbreitung der gesteinsbildenden Komponenten werden drei Faziestypen unterschieden: Biolithit-, Bioarenit- und Schlammfazies. Im Palökologischen Teil werden in erster Linie die Beziehungen der Faunen untereinander und in Bezug auf die sedimentologischen Unterschiede unter- sucht. Dabei wird der Gegensatz Stotzenfazies — Bankfazies besonders deutlich. Als typische Stotzenbewohner erweisen sich außer den Schwämmen und deren Epöken (Bryozoen, Anneliden, sowie Stromatolithe und Aphanostromata) die regulären See- igel und Isoarca striatissima. Auf die gebankte, stotzenfernere Fazies beschränken sich vor allem die Vertreter einer grabenden Lebensweise wie Pholadomya acuminata, Cuspidaria fontannesii und Collyrites granulosus. Diese Einschränkung weist darauf hin, daß das Sediment der stotzenferneren Bankfazies zunächst ziemlich weich war. Aus den faunistisch-ökologischen und sedimentologischen Ergebnissen werden Rückschlüsse auf de Ablagerungsbedingungen gezogen. Der Stotzen- bereich wird als höher gelegener Teil des submarinen Reliefs gedeutet, in dem ge- ringere Sedimentation herrschte. Die gebankte Fazies wird entsprechend tiefer ge- legenen Bereichen mit ruhigem Relief zugeordnet. Da echter „Riffschutt“ und herma- typische Korallen fehlen, müßten die Stotzenbildungen unterhalb der direkten Wellen- einwirkung und vermutlich auch unterhalb des Lebensbereiches der Riffkorallen und ihrer Begleitfauna gelegen haben. Eine Meerestiefe von 50 bis 100 m wird an- genommen. Der Paläontologische Teil befaßt sich mit den aufgefundenen Ce- phalopoden. Drei Ammoniten-Arten (Taramelliceras exopleurum, Lithacoceras spiel- bergense und Idoceras proteron) werden neu aufgestellt. Idoceras proteron n. sp. wird als Vorläufer der „echten“ Idoceraten gedeutet, da diese Form früher auftritt. Mor- phologische und vermutlich auch phylogenetische Beziehungen bestehen dabei zu Idoceras laxevolutum. Idoceras planula zeigt eine bemerkenswerte, bisher nur un- genügend bekannte Variabilität. Merkmalswerte und Illustrationen geben einen Überblick über die Skulpturvarianten. In den Oberoxfordien-Ablagerungen des „Schneider“ -Steinbruchs wurden zwei Ataxioceraten nachgewiesen. Im Stratigraphischen Teil wird die gebankte Fazies des Oxfordien und tieferen Kimmeridgien (sensu Arkeıı) als Hahnenkamm-Folge beschrieben und diese in sechs Schichtglieder unterteilt. Da eine genauere Grenzziehung zwischen den Zonen des Oxfordien und tieferen Unterkimmeridgien mit Hilfe der Zonenfossilien in der südlichen Frankenalb im Gegensatz zu Württemberg vorläufig noch nicht möglich ist, wird für die nachgewiesene Vertikalerstreckung der Index-Fossilien der Begriff „Niveau“ der betreffenden Indexart eingeführt. Easterra tur AGER, D. V. (1963): Principles of Paleoecology. 371 S.; New York (McGraw-Hill). — (1965): The Adaption of Mesozoic Brachiopods to Different Environments. — Palaeogeography, Palaeoclimatol., Palaeoecol., 1, 143—172, 7 Abb.; Amsterdam, London & New York. AITKEN, $. D. (1967): Classification and environmental significance of cryptalgal limestones and dolomites, with illustrations from the Cambrian and Ordovician of Southwestern Alberta. — J. Sedim. Petrol., 37, 1163—1178; Tulsa (Oklah.). ÄLDINGER, H. (1961): Die Schwammfazies im Weißen Jura Schwabens. — Jber. Mitt. oberrh. geol. 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(1972): Ökologische Untersuchungen der Fauna aus Bank- und Schwammfazies des Weißen Jura der Schwäbischen Alb. — Arb. Inst. Geol. Paläont. Univ. Stuttgart, N.F. 67, 1—99, 18 Taf., 10 Abb., 5 Tab.: Stuttgart. Anschrift des Verfassers: Dr. Georgios Nitzopoulos, Dryowouno-Kozani (Griechenland). Fig. 1—2. Fig. 3. Fig. 4. Fig. Fig. w wı STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Tafel ı Kuppelförmige Stromatolithe, auf plattigem Schwamm aufgewachsen. Organische Ein- schlüsse (insbesondere Serpel- und Foraminiferenfragmente) treten vor allem im Grenz- bereich Schwamm/Stromatolith auf. Längliche Schalenteilchen ordnen sich meist parallel zum Lamellenverlauf. Das dunkle Gebilde auf der rechten Kuppel in Fig. 1 (auch in Fig. 3 zu sehen) ist eine Bryozoenkolonie. Die Kuppeln stoßen mit ihrer Dachpartie an eine zweite Schwamm-Mumie, auf der wiederum ein Stromatolith sitzt (außerhalb des Bildes). Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Dünnschliff ST1—8/1; Negative. — 2,84 X u. 122) DS: Säuliger Stromatolith, auf kalzitisiertem Skelettrest (?). Die Abgrenzung gegen das um- gebende Sediment wird stellenweise durch feine, kalzitisch verheilte Risse zusätzlich be- tont. Dunkle Stellen zu beiden Seiten des Stromatolithes: grobkörnige Kalziteinschlüsse. Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Dünnscliff ST3—12/1; Negativ. — 4,85 X. Stromatolithische Partien in lateraler und vertikaler Verbindung mit schlierig-wolkigen Algenstrukturen (Aphanostromata). Grobkörnige Kalziteinschlüsse (schwarz). Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Dünnscliff ST3—12/2; Negativ. — 2,384 X. Stromatolitkenstock mit schalig-kuppelförmigem Aufbau. Die krümelige Struktur ist gut zu erkennen. Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Dünnschliff ST1—1/2.— 22,7 x. Plate 1 Dome-shaped stromatolites attached to plate-like sponge. Organic inclusions (serpulid and foram fragments) appear mostly at the sponge stromatolite interface. Elongate shell fragments parallel the lamellae. The dark object above the right hand dome in fig. 1 is a bryozoan zoarium. The dome tips are in touch with another sponge mummy which, in turn, bears a stromatolite (not in the picture). Columnar stromatolite on a sparry test relic (?). Delimitation against surrounding matrix is partly stressed by calcite filled fractures. Dark areas at left and right: voids of sparry calcite. Stromatolitic portions with vertical and lateral transitions to cloud-like algal structures (aphanostromata). Sparry infills and inclusions dark. Stromatolite, grown by hemispheric accretions. Crumblike structure is easily recognizable. NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 123 124 Fig. {= [597 Figs. 3—4. STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Tafel 2 Aphanostromata unterschiedlicher Form und Größe. Charakteristisch ist das phototrop gerichtete Wachstum. Das Gestein wird vorwiegend von schlierigem Algenmikrit aufgebaut. Bezeichnend sind die zahlreichen, unregelmäßig geformten Kleinhöhlen, deren Füllung aus grobkörnigem Kalzit besteht. Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Dünnschliff ST2—10.— 2,4 X. Schwammgebundene Aphanostromata mit wolkig-schichtigem Aufbau. Die Abgrenzung gegen das umgebende Sediment ist vollkommen scharf. Bei geneigter Unterlage ent- wickeln sich die Aphanostromata bevorzugt an den morphologisch exponierten Stellen (Mitte). Bei lagig-horizontal eingebetteten Schwämmen bedecken die Aphanostromata meist die ganze Schwammoberfläche (oben). In den Aphanostromata sind milchig-weiße Foraminiferen-Schalen eingeschlossen. Die Grundmasse führt Intraklaste. Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Anschliff ST2—7. — 0,8 X. Säulige Aphanostromata, auf Bioklasten (meist Schwammfragmenten) aufgewachsen, ver- einigen sich durch laterale Verzweigungen zu einem unregelmäßig begrenzten, „rift- artigen“ Komplex, dessen Hohlräume mit Grundmasse ausgefüllt sind. In den Aphano- stromata treten zahlreiche sessile Foraminiferen auf (helle Punkte). Um die räumlichen Verhältnisse der Aphanostromata im Mikrobereich zu zeigen, wurden hierfür beide Seiten einer 0,5 cm dicken Gesteinsplatte photographisch abgebildet. Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Anschliff ST1—10. — 0,8 X. Plate 2 Aphanostromata differing in size and form. Observe phototropic growth! Schlieren-type of algal micrite characterized by small frequent voids of irregular shape, filled by sparry calcite. Sponge-bound aphanostromata of laminate cloud-like structure. Delimitation against the matrix is neat. On tilted substrates aphanostromata develope preferably in exposed spots (center). On horizontal substrate (sponges) aphanostromata generally grow on the entire surface. Enclosed are the whitish shells of forams. Matrix with intraclasts. Columnar aphanostromata on bioclasts (mainly sponge fragments) uniting by lateral outgrowths to form an irregular “reeflike“ complex. Enclosed voids contain matrix. Bright spots are sections of sessile forams. To give an idea of spatial variation in aphano- stromata both sides of a 5 mm slab are figured. 125 NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG Fig. Fig. Fig. Fig. o° 1: w [59} STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Tafel 3 Aphanostromata auf der Oberseite eines umgekippten becherförmigen Schwammes. Neben Foraminiferen, Serpeln und Schwammfragmenten enthalten die Aphanostromata zahl- reiche Kleinhöhlen von unregelmäßiger Gestalt und unterschiedlicher Größe. Ein Teil der Kleinhöhlen zeigt geopetale Anlagerungsgefüge (Bildmitte rechts). Das hexactinellide Schwammskelett ist nahezu vollständig erhalten. Es läßt daher Einzelheiten der inneren Organisation, wie Epi- und Aporrhysen erkennen. Diese ehemaligen ein- und ableiten- den Kanäle sowie das Spongocoel sind mit normalem Sediment gefüllt. Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Dünnschliff ST 1—-1/3. — Ca. 2,84 X. Aphanostromata, von milchig- und leuchtend-weißen, kalkschaligen Foraminiferen (Nu- beculinella sp.) durchwuchert. Diese sessilen Formen zeigen innerhalb der Aphano- stromata stellenweise eine schichtige Anordnung. Wahrscheinlich lebten sie in Symbiose mit den Algen. Auch in der Grundmasse (grau) können gelegentlich Nubeculinellen auftreten (linke Bildseite). Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Anschliff ST2—7.— Ca. 3,4 x. Intraklaste verschiedener Größe mit und ohne Kern sind in unregelmäßigen, schlierigen Nestern konzentriert. Steinbruch „Schneider“, Bioarenitfazies. Dünnschliff S2/3. — Ca. 3,65 X. Schwamm-Intraklast mit erkennbarer Skelettstruktur. Dunkle Stellen: Löcher im Schliff. Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Dünnschliff ST1—-10. — 28,4 X. Wie Fig. 3. Detailaufnahme um das Zusammenwachsen von Intraklasten zu zeigen. Es entstehen nierenförmige Gebilde, bei denen die einzelnen Zentren noch gut zu erkennen sind. — Ca.20 X. Plate 3 Aphanostromata on an upside-down sponge. They enclose numerous irregularly shaped voids of different sizes as well as serpulids, forams, and sponge fragments. Some of the smaller voids show geopetal infills (center, right). The hexactinellid sponge skeleton is a'most completely preserved. One recognizes details as epi- and aporhyses. These pas- sages and the spongocoel space contain fine grained sediment. Aphanostromata with irregular layers of porcelaneous miliolid forams. Algal / foramini- feral symbiosis is suggested. Occasionally the forams are found in the matrix also (upper left). Intraclasts of various sizes forming schlieren. Clast partially show internal structures. Sponge-intraclast with obscure skeletal structures. Black spots: holes in thinsection. As in fig. 3. Detail, showing clasts united to reniform shape, with individual centers still recognizable. NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG m [697 nn Fig. Fig. Fig. Fig. m” STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Tafel 4 Wolkige Anhäufungen von Intraklasten. Bioklaste (dunkel): Echinodermen-Fragmente, Foraminiferen und unbestimmbare Schalenteilchen. Steinbruch „Schneider“, Bioarenitfazies, Bank 52. Dünnschliff 52/2; Negativ. — 3,25 X. Biointramikrit mit tonreichen Flasern. In den Flasern (Bildmitte) starke Konzentration von Intraklasten. Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Dünnschliff ST1—10; Negativ. — 4 X. Verschieden große Intraklaste sind mehr oder weniger regellos in der fein- und gleich- körnigen Grundmasse verteilt und scharf gegen sie begrenzt. Bildmitte: Intraklaste von Nubeculariidae (hell) fast vollständig umgeben. Steinbruch „Schneider“, Bioarenitfazies, Bank Sı1. Folienabzug S11/2.— 1,22 X. Bio- und Intraklaste sind ringsum von feinkörnigem Glaukonit (dunkle Pünktchen) umgeben, der stellenweise auch in das Innere der Körner eindringt, sowie sonst in der Grundmasse reichlich eingesprengt ist. Wenig Pyrit. Unter den Bioklasten überwiegen die Echinodermen-Fragmente. Steinbruch „Schneider“, Bioarenitfazies, Bank $20. Dünnschliff 520/5 ; Negativ. — 1,78 Plate 4 Intraclast „clouds“. Dark bioclasts: Fragments of echinoderms, indeterminable shells and forams. Biointramicrite with marly bands. Bands may contain concentrations of intraclasts. Irregular distribution of various intraclast sizes in matrix of uniform grain size. Intra- clasts are clearly set off. Center: Intraclasts almost entirely covered by nubeculariid forams (bright). Jioclasts and intraclasts surrounded by glauconite (dark grainlets). Glauconite may even invade the clasts, Matrix also rich in glauconite. Pyrite sparse. Echinoderm fragments dominate among bioclasts, Negative. SPIELBERG BEI EN SCHWAMMSTOTZ NITZOPOULOS, IR 2% Fig. 45. 7% Fig. 8. Fig. 9—11. Bios kig. 2. Fig. 3. Figs. 45. Fig. 6. Fig. 7. Fig. 8. STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Tafel 5 Kotpillen. Uniformität und einheitliche Größe deuten auf eine oder nur einige wenige Tierarten hin, die sie produzierten. Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Schlämmrückstand. — Ca. 8 x. Pellets als Füllung eines ellipsoidischen Gebildes (? Gehäusequerschnitt einer „Terebra- tula“). teinbruch „Schneider“ ; Biolithitfazies. Dünnschliff ST1.— 73 x. Pellets in einem (?)Fraßgang angehäuft. Charakteristisch die etwas diffuse Begrenzung der einzelnen mikritischen Körperchen. Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Dünnscliff ST1—1/2. — 24,3 X. Verdickte, in Kalzit umgewandelte Schwammskelettelemente. Zwischen den Skleren treten Thuramminen auf, deren Gehäuseform recht variabel ist. Die Maschenräume des Skelett- gitters und die Thuramminen-Gehäuse in Fig. 4 sind mit feinen, unscharf begrenzten Pellets ausgefüllt. Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Dünnscliff ST2—9. — 24,3 X. „Lenticulina“ sp., etwa äquatorial angeschnitten. Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Dünnscliff ST1-10.— 73 x. Nodosaria sp., Längsschnitt (+ axial). Steinbruch „Schneider“ ; Biolithitfazies. Dünnscliff ST1—4.— 73 X. Spiculith: stark angehäufte und schlecht sortierte einachsige Spiculae. Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Dünnscliff ST2—9. — 32,4 X. Holothurienrädchen. Steinbruch „Schneider“, Biolithitfazies. Fig. 9: Dünnschliff 52/3, Bioarenitfazies. — 73 X. Fig. 10: Dünnschliff 52/9, Bioarenitfazies. — 73 X. Fig. 11: Dünnscliff ST1—12, Biolithitfazies. — 73 x. Plate 5 Fecal pellets. Uniform size suggests but one or few producing species. Washed sample. Pellet infill of on ellipsoidal space (terebratulid shell ?). Pellets concentrated in a (?) burrow. Note the characteristically diffuse lining of the micritic spherules. Sponge skeleton with spicules thickened by calcification. Among the scleres thuram- minas of variable shell shape. In fig. 4 skeletal interstices and Thurammina shells are filled in with pellets of diffuse lining. “Lenticulina“ sp., equatorial section (+). Nodosaria sp., longitudinal section. Spiculite. Numerous badly sorted spicules. Figs. 9-11. Holothurian “wheels“. } NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 131 | | 132 STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Tafel 6 Eiossie Ataxioceras (?) cetechovinm (NEUMANN). 5. 69 a: Flankenansicht, b: Frontalansicht Bank S14, „Schneider“ -Profil. — 0,82 X. Fig; 2. Perisphinctes (O.) wemodingensis WEGELE. $.63 Auf den Innenwindungen zahlreiche Parabelrippen. Bank 175, „Kaserne“-Profil. — 0,82 x. Fig. 3. Perisphinctes (O.) wemodingensis WEGELE. 5. 63 Bank 535, „Schneider“-Profil. — 0,82 x. 133 SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG ’ NITZOPOULOS 134 Fig. 1. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Tafel 7 Lithacoceras (L.) spielbergense n. sp. Vollständig gekammertes, schwach involutes Exemplar. Bank S20, „Schneider“ -Profil. — 0,8 X. Lithacoceras (L.) spielbergense n. sp. a: Flankenansicht, b: Externansicht. Auf dem äußersten Umgang mehrere Parabelbildungen. Bank 520, „Schneider“-Profil. — 0,8 X. Lithacoceras (L.) spielbergense n. sp. Holotyp. Mäßig involut. Bank 520, „Schneider“ -Profil. — 0,8 X. Ataxioceras (Parataxioceras) n. sp. Dicht beripptes Exemplar. Bank 519, „Schneider“ -Profil. — 0,8 x. Ataxioceras (Parataxioceras) n. sp. Grob beripptes Exemplar mit mehreren Schaltrippen. Bank 532, „Schneider“-Profil. — 0,8 X. Lithacoceras streichense (OPPpEt). Bank S4, „Schneider“ -Profil. — 0,8 X. Pictonia (P.) perisphinctoides (WEGELE). Nicht horizontiert, „Schneider“ -Profil. — 0,8 X. Idoceras ? schroederi WEGELE. Bruchstück mit „Mündungsohr“. Bank 514, „Schneider“ -Profil. — 0,8 X. Ser. B, Nr. 16 135 NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 136 Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. [597 6. STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Tafel s Idoceras planula (HEHL). 579 a: Flankenansicht, b: Frontalansicht. Grob beripptes, nahezu vollständig erhaltenes Exemplar. Bank 520, „Schneider“ -Profil. — 0,4 x. Idoceras planula (HEHL). 5.72 Grob beripptes, die Innenwindungen zeigendes Exemplar. Bank 520, „Schneider“-Profil.— 0,4 x. Idoceras planula (HEHL). 5.72 Vollständiges, weitnabeliges Exemplar. Auf der EWK sind die UR in der Nähe des Nabel- randes deutlich verstärkt. Zu Beginn der WK mehrere triplikate Einheiten. Bank 514, „Schneider“-Profil. — 0,4 x. Idoceras planula (HEHL). $.72 Großwüchsiges und mäßig grob beripptes Exemplar. Bank S13, „Schneider“-Profil. — 0,4 x. Idoceras planula (HEHL). Sa72 a: Flankenansicht, b: Frontalansicht Dicht beripptes und mäßig evolutes Exemplar. Bank 520, „Schneider“-Profil. — 0,4 x. Idoceras planula (HEHL). SP Großwüchsiges und mäßig dicht beripptes Exemplar. Gegen Ende der WK stellen sich die UR dichter nebeneinander. Bank 520, „Schneider“-Profil. — 0,4 X. NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 137 138 Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. 10. 1lake 10% 10232 14. STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Tafel 9 Idoceras planula (HEHL). Schwach evolutes u. dicht beripptes Exemplar, das an Id. schroederi erinnert. Bank S13, „Schneider“ -Profil. — 0,82 > Idoceras planula (HEHL). Das Exemplar zeigt deutlich den stumpfen Charakter der UR. Bank S13, „Schneider“ -Profil. — 0,82 x. Idoceras planula (HEHL). Auf den Innenwindungen zahlreiche Einschnürungen. Der Rippenspaltpunkt liegt der Externseite. Bank $13, „Schneider“ -Profil. — 0,82 X. Idoceras proteron n. sp. Holotyp. Bank 181, „Kaserne“ -Profil. — 0,82 X. Idoceras proteron n. sp. a: Flankenansicht, b: Externansicht. Paratypoid, gröber berippt als der Holotyp. Bank 176, „Kaserne“-Profil. — 0,82 X. ldoceras proteron n. sp. Paratypoid, stark evolut, dichter berippt als der Holotyp. Bank 181, „Kaserne“-Profil. — 0,82 x. Taramelliceras (M.) exopleurum n. sp. Holotyp. Stotzenfazies, „Schneider“ -Steinbruch. — 0,82 X. Taramelliceras (M.) exopleurum n. sp. Paratypoid. Stotzenfazies, „Schneider“ -Steinbruch. — 0,82 X. Taramelliceras (M.) wenzeli (OPPpEr). Bank 525, „Schneider“-Profil. — 0,82 x. Sutneria (E.) praecursor DIETERICH. Grob beripptes Exemplar. Bank 519, „Schneider“ -Profil. — 0,82 X. Sutneria (E.) praecursor DIETERICH. Feiner berippt als Fig. 10. Bank 520, „Schneider“ -Profil. — 0,82 x Sutneria (S.) galar (OPPE1). Fein beripptes Exemplar. Bank S30, „Schneider“ -Profil. — 0,82 X. Sutneria (S.) galar (OPPEL). Die SR sind auf der WK relativ grob. Bank 529, „Schneider“ -Profil. — 0,82 x. Sutneria (S.) platynota (REINECKE). Bank 535, „Schneider“-Profil. — 0,82 x. SB 7) SR NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 139 Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. 5. STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Tafel 10 Ringsteadia (V.) weinlandi (FISCHER). S.79 a: Flankenansicht, b: Externansicht. Bank S16, „Schneider“ -Profil. — 0,42 X. ldoceras sp. 52715 Stark evolut, grob berippt. Bank 514, „Schneider“-Profil. — 0,42 X. Idoceras sp. Se 75 Krankes Exemplar, daher der gestörte Verlauf der Rippen auf dem äußeren Umgang. Bank S14, „Schneider“-Profil. — 0,42 X. Idoceras sp. Se75 Bruchstück. Bank S14, „Schneider“-Profil. — 0,42 X. Nebrodites (M.) evolutus (GEMMELLARO). S.78 Bank 525, „Schneider“-Profil. — 0,84 X. | | | | NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 141 Fig. Fig. Fig. Fig. Fig. STUTTGARTER BEITRÄGE ZUR NATURKUNDE Ser. B, Nr. 16 Tafel 11 Übergang von der Bankfazies (rechts im Bild) zur Stotzenfazies an der nördlichen Wand des „Schneider“ -Steinbruches. Das Ansteigen und Anschwellen der Bänke zum Stotzen hin läßt sich anhand der Mergel- lagen bzw. Schichtfugen gut verfolgen. Einige Mergelzwischenlagen bleiben dabei aus, die Bänke werden dadurch mächtiger und gehen allmählich in massige, ungebankte Kalke über. Bankfazies, erschlossen an der südöstlichen bis östlichen Wand des „Schneider“-Stein- bruches. Die Kalkbänke, nur von dünnen Mergellagen getrennt, sind gleichmäßig ge- schichtet und zeigen die für die Oberweiler Schichten übliche Durchschnittsmächtigkeit von ca.20cm an. Das Ansteigen der Bänke nach N zu in Richtung auf die Stotzen ist auch hier erkennbar. Kleiner, ungeschichteter, von geschichteten Sedimenten umgebener Stotzen innerhalb des räumlich stark ausgedehnten Stotzens ST1 an der nördlichen Wand des „Schneider“- Steinbruches. Plattige Schwämme können im Gestein lagig-horizontal oder/und in geneigter Lage mit unregelmäßig-wellenförmigem Verlauf oder in willkürlich abgewinkelter bzw. abgeknickter Form eingebettet sein. Der Verwitterungswiderstand der verkalkten Mumien kommt hier- bei gut zum Ausdruck. Plate 11 Transition mud-mound/bedded facies. N face of „Schneider“ quarry. Increasing of bed thickness toward the mound is clearly identifiable by following the marly bands. Some bands disappear altogether and massive limestones prevail. Bedded facies. SE to E faces of the “Schneider“ quarry. Top of Oberweiler member, dipping off-mound (mound left; not in picture). Average thickness of limestone beds: 20 cm. Marly intercalcations thin. Small mud-mound flanked by layered sediments. This is a detail of the large and ex- tended mound ST,, cut open at the N face of the “Schneider” quarry. Platy sponges may be embedded either horizontally or/and obliquely. In the latter case undulatory, bent, and angulate sponge sections are met. Resistance against weathering allows easy recognition of the strongly calcified sponge mummies. NITZOPOULOS, SCHWAMMSTOTZEN BEI SPIELBERG 143 = ea A N nz FIRONBAETIERGE EN ae ze ep & 1 By Ne m N u u ie zu ” AH cme Bookbinding, Co., Inc. 100 Cambridge st, Charlestown, MA 02129 ERNST MAYR LIBRARY DE 3 2044 70 B e = “ . ö Fre ee . aaras nt Pr z u unge en ee > nn Im ee en rg I an —o ee in u en nn en ernennen en; ur eh eve Dee ge Ve _ Be N N [ ev >-