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Full text of "Die Dolomit-riffe von Südtirol und Venetien: Beiträge zur Bildungsgeschichte der Alpen"

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Die 



DOLOMIT-RIFFE 



von 



SÜDTIROL UND VENETIEN, 



^ 



BEITRÄGE 



ZUR BILDUNGSGESCHICHTE DER ALPEN 



von 

Edmund. Mojsisovicst von Mojsvdr. 



N/-V,>X^-V>-V^^ .^V#-^'^>-^^^'-^ 



Herausgegeben mit Unterstützung der Kaiserl. Akademie der Wissenschsiften. 



Mit der geologischen Karte des tirolisch-venetianischen Hochlandes in 6 Blättern, 

3o Lichtdrackbiidern und iio Holzschnitten. 



WIEN, 1879. 



ALFRED HOLDER 

K. K, HOF- UND UNIVERSITÄTS-BUCHHÄNDLER 

ROTHENTHURMSTRA88B 15. 



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Alle Rechte, auch das der Uebersetzung in fremde Sprachen, vorbehalten. 



KJmST' UND BUCHDRUCKZREI STEYBEBMÜHL, WIEN. 



Vorwort. 

Ich habe dem vorliegenden Buche nur wenige Worte über 
dessen Entstehungsgeschichte voranzusenden. 

In einem im Frühjahre 1874 veröffentlichten Aufsatze über ^^die 
Faunengebiete und Faciesgebilde der Triasperiode in den Ostalpen* *) 
hatte ich den Versuch unternommen, die verwickelten und einander 
scheinbar widersprechenden stratigraphischen Verhältnisse der ver- 
schiedenen Triasdistricte der Ostalpen durch die Unterscheidung 
gesonderter Faunengebiete und die Annahme allgemein verbreiteter, 
scharf contrastirender vicarirender Faciesgebilde zu erläutern und ein- 
heitlichen Gesichtspunkten unterzuordnen. Ebenso wie zur Feststellung 
der Faunengebiete leiteten mich die Resultate palaeontologischer 
Untersuchungen auch zur Erkenntniss der Faciesverhältnisse. 
Directe, aus dem Lagerungsverbande der als Facies bezeichneten 
Gebilde entnommene Beweise konnte ich damals zur Rechtfertigung 
meiner Anschauungen nicht beibringen. Aber es zeigten selbst die 
abweichendsten Profile benachbarter Regionen mittelst der ange- 
wendeten Interpretation eine erfreuliche Uebereinstimmung mit der 
gleichzeitig aufgestellten, vorzugsweise auf palaeontologische Anhalts- 
punkte gegründeten und von den lithologischen Merkmalen so viel 
wie möglich abstrahirten Reihenfolge der Trias-Zonen. Vom theo- 
retischen Standpunkte durfte ich sonach meine Anschauungen 
als in der Natur begründete betrachten. Ich konnte mich aber 
darüber keiner Selbsttäuschung hingeben, dass auf eine sofortige 
ungetheilte Zustimmung der Fachgenossen nicht gerechnet werden 
dürfe. Und zwar nicht blos wegen des überraschend jähen Wechsels 
der entgegengesetztesten Faciesgebilde, sondern auch, und bei Vielen 
vielleicht vornehmlich, wegen der zu Grunde gelegten, von dem trans- 
formistischen Standpunkte ausgehenden palaeontologischen Methode, 

*) Jahrb. d. Geol. R.-A. 1874. 



IV 



welche der Stratigraphie bisher vernachlässigte scharfe Kriterien zu 
Gebote stellt. Wurden ja durch diese, wenn auch indirect, vorgefasste 
Meinungen und eingelebte Anschauungen bekämpft, und mochte des- 
halb, um von principiellen Gegnern zu schweigen, dem berechtigten 
Conservativismus eine zuwartende Haltung am gerathensten erscheinen! 

Sollte diese Zurückhaltung rasch beseitigt werden, so mussten 
an die Stelle der theoretischen Folgerungen objectiv greifbare 
Thatsachen gesetzt werden. Solche aber constatiren zu können, 
dazu schien nach Allem, was ich bis dahin genauer von den Alpen 
kannte, wenig Aussicht vorhanden zu sein. Die meisten Chancen 
versprach noch das südtirolische Gebiet von Gröden, Enneberg, 
Fassa und Buchenstein, welches ich bereits in meinem Aufsatze 
zum Ausgangspunkte der Besprechung der Faciesgebilde gewählt 
hatte. Die einfachen tektonischen Verhältnisse, einige Angaben 
V. Richthofen's und Stur's, sowie eigene, auf kürzeren Excursionen 
gemachte Wahrnehmungen berechtigten zu der Hoffnung, dass, 
wenn irgendwo in den Alpen, so hier der directe geognostische 
Nachweis des Facieswechsels gefunden werden k(')nnte. 

Bei Feststellung des Planes für die Aufnahmen im Sommer 1 874 
beantragte ich deshalb bei der Direction der k. k. Geologischen 
Reichsanstalt, dass die beginnende Detailaufnahme der südtirolischen 
Kalkalpen von dem bezeichneten Terrain ausgehen und von da aus 
in den nächsten Jahren gegen die Landesgrenzen fortschreiten solle. 

Bereits der Erfolg der conform diesem Antrage im Sommer 1874 
durchgeführten Untersuchung überflügelte weitaus meine viel be- 
scheideneren Erwartungen. Denn es wurden nicht nur die gesuchten 
Nachweise des Ineinandergreifens der zwei wichtigsten 
Faciesgebilde gefunden, sondern überdies eigenthümliche 
Structurverhältnisse an den Stellen des Facieswechsels beob- 
achtet, welche für das Verständniss der in den Ostalpen allgemein 
verbreiteten triadischen Riflfmassen von höchster Wichtigkeit sind *). 
Ich fasste nun den Plan, in einer besonderen, durch Illustrationen 



*) Zur Wahrung der Priorität dieser Beobachtungen veröffentlichte ich in 
den Sitzungs-Berichten der k. k. Akademie der Wissenschaften (LXXI. Band, 1875) 
eine kurze vorläufige Notiz unter dem Titel: Ueber die Ausdehnung und Structi»r 
der südostlirolischen Dolomitstöcke. 



zu erläuternden Schrift eine zusammenhängende Schilderung des 
bereits untersuchten, sowie des angrenzenden, ähnliche Aufschlüsse 
versprechenden und in den folgenden Jahren aufzunehmenden Gebietes 
zu veröffentlichen. Ich gewann noch im Laufe des Sommers 1874 
den Photographen Herrn G. Egger aus Lienz für die photo- 
graphische Fixirung einiger besonders instructiver Stellen. Herr 
Dr. R. Hoernes, welcher mir als Sections-Geologe zugetheilt war, 
begleitete Herrn Egger und wählte passende Aufnahmspunkte. Im 
nächsten Jahre schaffte ich mir selbst einen leicht portativen photo- 
graphischen Apparat an, mittelst welchem ich in den Jahren 1875 und 
1 876 eine ziemlich grosse Anzahl geologisch interessanter Aufschlüsse 
fixirte. Eine Auswahl dieser, sowie der Egger'schen Aufnahmen 
begleitet, durch Lichtdruck vervielfältigt, das vorliegende Buch. 

Als die vornehmste Aufgabe dieses Buches betrachtete ich 
die Darstellung des Facieswechsels und der Structurverhältnisse der 
Dolomitriffe. Doch wurden selbstverständlich, ohne in ermüdende 
und oft wiederkehrende Detailschilderungen mich einzulassen, auch 
die zahlreichen wichtigen Aufschlüsse, welche zu dem Hauptthema 
in keiner unmittelbaren Beziehung stehen, entsprechend gewürdigt. 

Um auch die tektonischen Verhältnisse des geschilderten 
Gebietes im Zusammenhange mit den stärker gestörten südlichen 
Districten darstellen zu können, schien es mir zweckmässig, über 
die Grenzen der Verbreitung der triadischen Dolomitriffe hinauszu- 
gehen und auch noch das am Südrande der Valsugana-Spalte 
liegende Gebiet in die Karte aufzunehmen. 

In der Einleitung machte ich den Versuch, die Bedeutung der 
die moderne Naturwissenschaft beherrschenden transformistischen 
Grundsätze für die historische Geologie zu skizziren. Ich erlebte 
die grosse Freude und Genugthuung, dass der Altmeister der 
heutigen Naturwissenschaft, Charles Darwin, diesen Erörterungen 
sein besonderes Interesse schenkte und in einem liebenswürdigen 
Schreiben die Berechtigung derselben anerkannte. 

Die Untersuchung und Kartirung des geschilderten Gebietes 
erfolgte unter Mitwirkung meiner beiden damaligen Sections-Geo- 
logen*) der Herren Dr. C. Doelter und Dr. R. Hoernes, sowie 



♦) Gegenwärtig Professoren an der Grazer Universität. 



VI 

unter der zeitweisen Betheiligung der Herren Volontäre Dr. Ed. 
Kotschy, Dr. Ed. Reyer und Dr. Th. Posewitz in den Jahren 
1874 — 1876 und dienten fiir den österreichischen Antheil des 
Gebietes die photographirten Copien der Original-Aufnahmsblätter 
der neuen Generalstabskarte der Monarchie im Massstabe von i : 25cxx>, 
für die italienischen Antheile aber die Blätter der neuen Specialkarte 
der österreichisch-ungarischen Monarchie im Massstabe von i : 75000 
zur Grundlage. Herr Dr. Hoernes, welcher mich am Beginne der 
Arbeit durch zwei Monate begleitet hatte, nahm in der Folge einen 
sehr hervorragenden Antheil an der eigentlichen Aufnahmsarbeit. Die 
Gegenden im Norden von Villnöss und Enneberg, dann die Gebiete 
von Brags, Höhlenstein, Sexten, Auronzo, Cadore, die Umgebungen 
von Longarone, sowie der grösste Theil des Blattes VI (Belluno) 
wurden von ihm bearbeitet. Die eingehenden, von Profilzeichnungen 
begleiteten schriftlichen Berichte, welche er mir zur Benützung 
für meine Ausarbeitung übergab, sind unter steter Angabe der 
Quelle meiner Darstellung der betreffenden Gebietstheile zu Grunde 
gelegt. Es wäre undankbar, wenn ich die wesentliche Unterstützung, 
welche mir aus der Mitwirkung des Herrn Dr. Hoernes erwuchs, 
nicht bereitwilligst und freudig anerkennen wollte. Die Aufgabe des 
Herrn Dr. C. Doelter bestand in der Untersuchung der Eruptions- 
stellen von Fassa und Fleims, des Quarzporphyrgebietes und des 
Cima d'Asta-Stockes. Die Begrenzung der Eruptivgesteine an den 
beiden alten Vulcanschloten von Fassa und Fleims auf unserer Karte 
rührt von den Aufnahmen des Herrn Dr. Doelter her, welcher die- 
selben mit einem grossen Aufwände an Zeit eingehend studirt hatte *). 



*) Literatur. Von der Mittheilung eines ausführlichen Literatur- Verzeich- 
nisses wurde Umgang genommen, weil in dem vortrefflichen Werke Ferd. Freih. 
V. Richthofen*s „Geognostische Beschreibung von Predazzo, Sanct Cassian und 
der Scisser Alpe. Gotha 1860", welches für einen Theil unseres Gebietes eine aus- 
gezeichnete Grundlage aller späteren Forschungen bildet, sich bereits ein solches 
vorfindet. Die wichtigeren seither erschienenen Arbeiten findet man an den geeigneten 
Stellen im Texte angeführt. 

Eine kritische Würdigung der Arbeiten meiner Vorgänger wurde principiell 
vermieden, zunächst, weil es sich in erster Linie um die Mittheilung von That- 
sachen handelte, welche man erst in neuerer Zeit zu sehen gelernt hatte, und dann 
aber auch, weil ich die meisten derartigen Besprechungen für einen unnützen 
Ballast halte, welcher nur dazu dienen soll, die Verdienste des Autors in 
besonders günstigem Lichte erscheinen zu lassen. 



vn 



Um die Herausgabe des Werkes in zweckentsprechender Weise 
zu ermöglichen, bewilligte mir über Antrag meiner hochverehrten 
Freunde, der Herren Akademiker Hofrath Fr. Ritter v. Hauer, 
Hofrath Ferd. Ritter v. Hochstetter und Prof. Ed. Suess 
die Hohe kaiserliche Akademie der Wissenschaften einen 
namhaften Geldbetrag, für welche wahrhaft liberale Unterstützung ich 
derselben ehrfurchtsvollen Dank schulde. 

Auch das Hohe k. k. Reichs-Kriegsministerium und das 
k. k. Militär-Geographische Institut haben durch die Gestattung 
des Umdruckes der betreffenden Blätter der neuen Specialkarte 
der Monarchie in zuvorkommender Weise zum Zustandekommen 
dieses Werkes beigetragen. 



Wien, im October 1878. 



Dr. Edm. v. Mojsisovics. 



Druckfehler und Berichtigungen. 

Seite 23, Zeile 2 von unten (Note), statt: Neumayr, zu lesen: Neumayer. 

„ 24, Zeile II von oben, statt: nachgewiesen wird, zu lesen: nach- 
gewiesen sind. 

„ 47, Zeile 18 von oben, statt: Voltzia üccubartensis, zu lesen: Voltzia Agordica. 

(Man vergleiche die Note Seite 436.) 
„ 56, Zeile II von unten, statt: bezeichnensten, zu lesen: bezeichnendsten. 

„ 58, Zeile 17 von oben, statt: Lycoteras, zu lesen: Lytoceras. 

^ 93, Zeile 18 von oben: Nachdem bei den Untersuchungen des letzten Sommers 
von den Herren Bittner und Vacek festgestellt wurde, dass die Cephalo- 
podenbänke der Zone des Simoceras scissum über den Oolithen mit 
RhynchontUa bilohata liegen und die tiefsten Lagen des bisher ausschliesslich 
den Klaus-Schichten zugerechneten Complexes der sogenannten Curviconcha- 
Schichten bilden, müssen weitere Funde von Fossilien abgewartet werden, 
um über das Alter der Bilobata-Schichten entscheiden zu können. Die 
Vermuthung, dass dieselben noch liasisch seien, gewinnt durch die Verhält- 
nisse im Osten und Nordosten sehr an Wahrscheinlichkeit. 

„ loi, Zeile 6 von unten, statt: biosiegen, 2U lesen: blosliegt. 

„ 132, In dem Profile wurden durch ein Versehen die Schichten von Veronza nord- 
anstatt südfallend eingezeichnet. 

„ 133, Zeile 3 von unten, und Seite 137, Zeile 4 von oben, statt: Sotchiada, zu 
lesen: Sotschiada. 

„ 162, Zeile 13 von oben, statt: und dem Dolomit der Buchensteiner 
Schichten, zu lesen: und der Buchensteiner Schichten. 

„ 286, Zeile 6 von oben, statt: Hamatoceras , zu lesen: Hammatoceras. 

„ 377. In dem Querprofile des Monzoni-Gebirges wurden durch ein Versehen des 
Zeichners die Werfener Schichten der Monzoni-Alpe bis an die Basis der 
Zeichnung fortgesetzt, während dieselben nur so weit, als sie zu Tage aus- 
streichen, angegeben sein sollten. 

„ 401, Zeile 8 von oben, statt: schwacher, zu lesen: flacher. 

„ 409, Zeile 16 von unten, statt: wird, zu lesen: werden. 

„ 411, Zeile 13 von oben, statt: des Sette, zu lesen: der Sette. 

„ 418, Zeile 9 von unten, statt: Turitella^ zu lesen: Turritella, 

„ 419, Zeile 3 von unten (Note), statt: oligocänen, zu lesen: oberoligocänen. 

„ 435, in der Beschreibung des Profils, statt: Col de Moi, zu lesen: ColdelMoi. 

„ 436, Seite 5 von oben, statt: Armarola, zu lesen: Armarolo. 

„ 455, Zeile 4 von oben, statt: Korallee, zu lesen: Korallen. 

„ 459, Zeile I von oben, statt: sein, zu lesen: ihr. 

„ 470, Zeile 6 von unten, statt: Roi, zu lesen: Rai. 

„ 487, Zeile 15 von unten, statt: gewesen, zu lesen: gewesen wäre. 

y, 496, Zeile I von unten, statt: oroltie, zu lesen: or oolite. 

„ 498. In der mir nach der Drucklegung der letzten Textbogen zugegangenen 
Arbeit K v. Fritsch's über fossile Korallen von Bomeo (Palaeontographica, 
Supplem. III, S. 97) wird den Angaben, dass das Sklerenchym der Korallen 
Aragonit sei, widersprochen. Selbstverständlich würde dieser Nachweis die 
Thatsache, dass die Korallen in die Kategorie der rasch obliterirenden 
organischen Kalkgebilde gehören, nicht alteriren können. Ob aber Aragonit 
oder eine leichter lösliche Modification des Calcits die Ursache der Löslichkeit 
ist, bleibt für unsere Folgerungen gleichgiltig. 
Auf Blatt II der geologischen Karte erscheinen die glacialen Schutthügel bei 
Aquabona im Ampezzaner Thal irrthümlich mit der Farbe der Wengener Schichten. 



Inhalt*). 



Seite 
Vorrede HI 



I. Allgemeine Einleitung in die geologische Geschichte 

der Alpen. 

I. CAPITEL. 

Allgemeine Betrachtungen über die Chorologie und Chronologie der 

Erdschichten. 

Der Alpenkalk. — Eigenthümlicher Charakter der alpinen Formationen. — Geographische 
Verbreitung. — Provinzen, Facies. — Chorologische Gliederung der Erdschichten. — 
Lückenhaftigkeit der geologischen Urkunde. — Eigenthümlicher Parallelismus der 
ßildungsgeschichte der alten und neuen Welt. — Die Bedeutung der chorologischen 
Interpretation tür die Chronologie der Erdschichten. — Kriterien der Altersverschieden- 
heit. — Phylogenetische Untersuchung der Fossilien. — Die geologischen Documente 
sprechen zu Gunsten der Descendenzlehrc. — Grundsätze zur naturgemässen Classifi- 
cation der sedimentären Gesteinsbildungcn. —Zonen-Gliederung I 

II. CAPITEL. 

Die palaeogeographischen Verhältnisse der Alpen. 

Jugendliches Alter des Kettengebirges, — Ausdehnung der Meere in den verschiedenen 
geologischen Perioden. -> Wichtigkeit der Rheinlinie. — Bedeutung der ostaipinen 
Flyscnzone. — Genetische Verschiedenheit der Ost- und Westalpen 20 

III. CAPITEL. 

Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen, 

mit besonderer Rücksicht auf SUdtirol. 

Permische Bildungen: Quarzporphyr. Verrucano. Grodener Sandstein. Bellerophon- 
kalk. — Triadische Bildungen: Allgemeines. Verhältniss zur mitteleuropäischen 
Trias. Werfener Schichten. Der untere Muschelkalk. Beginn der heteropischen 
Spaltung. Der obere Muschelkalk. Die norische Stufe. Juvavische und mediterrane 
Provinz. Buchensteiner Schichten. Wengener Schichten. Die karnische Stufe. Cassianer 
Schichten. Raibler Schichten. Dachstein-Schichten. Die rhätische Stufe. Kössener 
Schichten. Tabellen der juvavischen und mediterranen Triasprovinzen, sowie des 
germanischen Trias-See*s. — Jurassische Bildungen: Mediterrane und mittel- 
europäische Provinz. Lückenhaftigkeit des mediterranen Jura. Der Lias. Der Dogger. 
Der Malm. — Cretaceische Bildungen: Allgemeines über die mediterrane 
Kreide. Die chorologischen Verhältnisse der ostalpinen Kreide 32 



1 Die Ausgabe dieses Werkes erfolgte in sechs Lieferungen (die ersten fünf je 5 Bogen 
starkK von denen die erste im April 1878, die zweite im Juni, die dritte im September, die vierte 
im October, die fünfte im November und die letzte Ende Deccmber desselben Jahres erschien. 



Seite 
IV. CAPITEL. 

Orotektonische Gliederung von SQdtirol. 

Die Jadicarien-Spalte. — Die Valsugana-Spalte. — Das aüdtirolische Hochland. — Die 
Drau-Spaite. — Individualisirung der GebirgsstScke. — Plateauform. — Den land- 
schaftlichen Charakter beeinflussende Factoren. — Der Dolomit als solcher besitzt 
keine ihm ausschliesslich zukommenden physiognomischen Eigenschaften. — Die land- 
schaftlichen Eigenthümlichkeiten des südtiroluchen Hochlandes sind Torzugsweise 
durch den Gegensatz von localisirt auftretenden contrastirenden Gesteinsarten bedingt. io6 



IL Detailschilderungen. 

V. CAPITEL. 

Die nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. 

Das Schiefergebirge. — Das Eruptivgebiet von Klausen. — Das Bozener Quarzporphyr- 
plateau. — Der alte Eisackglctscher 117 

VI. CAPITEL. 

Das Grebirge zwischen Fassa und Gröden. 

Die Fassa-Grödener Tafelmasse. — Uebersicht derselben. — Das Nordgehänge derselben 
zwischen Ratzes und St. Christina. — Die Seisser-Aipe. — Das Dofornitritf des 
Schiern. — Das Dolomitritf des Rosengarten. — Das Süagehänge der Fassa-Grödener 
Tafelmasse. — Das Dolomitriff des Langkofels. — Die Masse des Gänsalpeis .... 140 

VII. CAPITEL. 

Das Gebirge zwischen^Gröden und Abtey. 

Sotschiada und Aschkler Alpe. — Das Dolomitritf der Geissler-Spitzen. — Die Gardcnazza- 

Tafelmassc. — Das Dolomitritf des Peitlerkofel. — Campil-Thal 206 

VIII. CAPITEL. 

Die Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 

Die Tafelmasse der Sella-Gruppe. — Der «Grüne Fleck" bei Plön und das Grödener 
Joch. — Pian de Sass bei Corvara. — Das Bovai-Gehängc bei Araba. — Sasso Pitschi. 

— Ursprünglicher Zusammenhang des Langkotel- und Sella-Riffes — Das Badioten- 
Hochplateau. — Schlammströme. — Stuores, die Fundstätte der Cassianer Fossilien. 

— Valparola. — Das Richthofcn-Riff. — Buchenstein. — Die NuvoIau->Gruppe .... 227 

IX. CAPITEL. 

Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 

Das Süd- und Südwestcehänge zwischen Ampezzo und St. Cassian. — Bergbrüche der 
Tofana bei Ampezzo. — Das Lagatschoi-Kiff. — Die badiotische Mergelbucht. — Das 
Westgehänge zwischen St. Cassian und St. Vigil. — Das Nordgenänge zwischen 
St. Vigil und Brags. — Profile des unteren Muschelkalks. — Das Nordostgehänge 
zwischen Bra^s und Schluderbach. — Die heteropischen Verhältnisse an der Nordseite 
des Dürrenstem. — Die Hochfläche des Dachsteinkalks 255 



XI 



Seite 

X. CAPITEL. 

Das Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und Piave. 

Der Gebirgsstock des Monte Cristallo. — Das Sextener Dolomitriff. — Mesurina. — Drei 

Zinnen. — Sorapiss, Anteiao, Marmarole 294 

XI. CAPITEL. 

Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 

Die Rocchetta-Gruppe und das Camera-Riff. — Die Hochfläche von Zoldo und der Pelmo. 

— Das linke Cordevole-Uter zwischen Caorilc und A(;ordo: Civetta-Gruppe und Monte 
S. Sebastiano. — Die Gruppe des Cimon aella Pala, Pnmiero-Riff und Cima di Pape. — 
Moränen von Val di Canali. — Melaphyrgänge im Phyllit bei Mis. — Erratische 
Dolomitblöcke auf dem Phyllitgebirge bei Agordo 3ii 

XII. CAPITEL. 

Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. 

Die Gruppe des Sasso Bianco. — Der Marmol ata -Stock mit dem vorgelagerten Augit- 
porphyr-Gcbirge. — Fossilien im Marmolata-Kalk. — Hcteropische Grenze des 
Marmolata-Rincs. — Die Gruppe des Sasso di Dam (Buffaure-Gebirgcj. — Der Monzoni- 
Stock mit dem Gebirge zwisclicn der Forca Rossa und dem Fassa-Thal. — Contact- 
Ersch einungen. — Parallele zwischen dem Vesuv und dem Monzoni. — Eißenthümliche 
Einsenkungen an der Peripherie des Eruptivstockes. — Der FIcimscr Cruptivstock mit 
dem umgebenden Kalkgebirge. — Fossilien des unteren Wengener Dolomits. — Die 
«Fleimser Eruptionsspalte*. — Der Granic von Predazzo. — vorherrschende Gang- 
richtun^en. — Contact-Erscheinungen. — Alter der Eruptivstöcke. — Eine dritte, 
ältere hruptionsstelle im oberen Fassa. — Die Gegend am rechten Avisio-Ufer zwischen 
Tesero und Castello 344 

XIII. CAPITEL. 

Der Cima d'Asta-Stock und die Lagorai-Kette. 

Die Quanporphyr-Tatcl der Lagorai. — Das Phyllitgebirge mit dem Granitstocke der Cima 
d^Asta. — Quarzporphyrgänge in Valsugana. — Der Bergsturz des Monte Calmandro. 

— Das Alter des Cima d*Asta-Granits 395 

XIV. CAPITEL. 

Das im Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

Charakteristik des Gebirges. — Hcteropische Verhältnisse. — Das Gebirge im Süden der 
Brenta bei Borgo di Valsugana. — Val di Seila. — Die Bruchlinie von Belluno. — 
Das Nordgehänge der Tatelmasse der Sette Communi. — Val Cualba. — Miocäne 
Bildungen. — Das Gebirgsland zwischen der Brenta und dem Cismone. — Die Ueber- 
schiebung im Torrentc Maso. — Val Tesino. - Das Gebirge zwischen dem Cismone 
und dem Cordevole. — Das Quecksilber-Vorkommen von Vallalta. — Der Kiesstock 
von Vai Imperina bei Agordo. — Das Gebirge im Osten de^ Cordevole. — Uebcr- 
set/ung der valsugana-Spalte. — Sudliche Nebenspalte. — Verwerfungen bei Longaronc 409 

XV. CAPITEL. 

Die Umgebungen von Belluno. 

Zur allgemeinen Orientirung. •» Der Scheiderücken zwischen der Mulde von Belluno und 
der oberitalienischcn Ebene. — Das Thal von Belluno. — Die Tertiär-Ablagerungen 
der Umgebung von Serravalle. — Die jüngeren Schuttablagerungen. — Die Moränen 
von ColTe Umberto, Santa Croce und Vedana 449 



XII 



Seite 



III. Rückblicke. 

XVI. CAPITEL. 

Die Riffe. 

Verticale und horizontale Ausdehnung der Dolomitriffe« — Kärtchen zur Ueber&icht der 
Riffgebieie während der Zeit der unteren Wengener und der Cassianer Schichten. — 
Tendenz der Zusammenschliessung der Riffe. — Mächtiskeit des Dolomtts. — Die 
Hauptmasse der isopischen Riffe gehört den Wengener Schichten an. — Grosse Mächtig- 
keit des Cassianer Dolomlts in den heteropischen Districten. — Begrenzung der Dolomit- 
riffe. — Riffböschung. — Verhäitnii^s der Ritfe zu den gleichzeitigen heteropischen 
Bildungen. — Erhöhte I.age der Riffe. — Peripherische verthcilung der isopischen 
Riäe. — Structurverhältni»»e der Riffe. — Die Gestcinsbe«chaffenheit der Ritfe. — Die 
marine Fauna und Flora der Riffe. — Die Korallenriff-Theorie im vollsten Einklänge mit den 
beobachteten Thatsachen. - Kurze Geschichte der südtirolischen Korallenriffe. — Ver- 
hältnisse der Riffe zu den Eruptionsstellen — Peripherische L4ige der letzteren am 
Rande des Gebietes stärkerer Senkung. — Blick auf die übrigen Riffe der Ostalpcn. — 
Die sinkende ostalpine Insel der Triaszeit, umrandet von Strand- und Wallrtffen . . 481 

• 

XVII. CAPITEL. 

Bau und Entstehung des Gebirges. 

Das Gebiet der Verwerfungsbrüche. — Karte der tektonischen Störungslinien. — Siidver- 
werfungen die Regel. — Locali»irte Nord Verwerfungen. — Beschränkung der Erzlager- 
stätten auf die Bruchlinien. — Das Gebiet der Faltungen und FaltungsOrüche. — Fällt 
mit dem Depressionsgebiete zusammen. — Der einspringende Winkel der venetianischen 
Ebene bei Schio. — Die Etsch Bucht. — Vuicantektonik. — Passives Verhalten der 
Eruptivgesteine zur Schichtenaufrichtung. — Häufige Verwechslung von Gängen und 
Effusivd ecken. — Altersbestimmung von Gänsen. — Weitere vuTcantektoniscne Er- 
gebnisse. — Die Entstehung der Alpen. — Beziehungen zwischen der Gebirgsfaltung 
und dem Auttreten der Vulcane. — Die permischen und triadischen Alpenfaltungen 
bestimmend für den Bau der Ostalpen. — Coiistanz der Bewegung. — Die Amplitude 
der Faltung wird immer breiter. — Die successWe An.t!liederung der Nebenketten 
dadurch bedinst. — Die Brüche der Südalpen sind Zerreissungen in Folge von 
Schleppung. — Der concave Innenrand des o^talpinen Bogens. — Die miocäne Faltungs- 
Phase. — Seitenblick auf die Central massive der We»talpen. — Das untergetauchte 
Adria-Land. — Postmiocäne Störungen. — Die Suess^sche Theorie der Gebirgs- 
bildung. — Die Einseitigkeit des Gebirgsschubes. — Schluss 5i5 

Alphabetischer Index 535 



Verzelchniss der Lichtbilder. 



I. 



3 

4 

5 

6 

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8. 



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23. 
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25. 

26. 

27. 
28. 

29. 

3o. 



Oestliches Ende des Kammes der Rosszähne, vom Mahlknecht, zu Seite 172 

Die Rosszähne, vom Mahlknecht „ „ 173 

Die Schiernklamm, vom Jungen Schiern „ „ 173 

Das südliche Schlernplateau mit dem Rosengarten „ ,, 180 

Sattel zwischen dem Duron- und dem Udai-Thal „ „ 184 

Die Rothe Wand, Südspitze des Rosengarten, von W. ... „ „ i83 
Die Langkofel-Gruppe und die Seisser Alpe, vom Mahlknecht 

(Titelbild) „ „ 199 

Die Langkofel-Gruppe, von der Cima di Rossi „ „ 202 

Das Pordoi-Gebirge (Sella-Gruppe) von der Cima di Rossi . . „ „ 227 

Die Sella-Gebirgsgruppe, von der Caldenaz-Alpe bei Plön . . „ „ 229 

Die Mesulcs, von der Westseite des Grödener Joches .... „ „ 23o 

Die Mesules, von der Ostseite des Grödener Joches .... „ „ 23o 

Der Ostabfall des Sella-Gebirges, vom Campolungo-Joch . . „ „ 234 

Das Bovai-Gehänge bei Araba „ „ 235 

Der Sasso-Pitschi am Pordoi-Joch „ „ 238 

Der Sett Sass, von der Montagna di Castellu „ „ 248 

Die Fanis-Tofana-Gruppe, vom Monte Nuvolau „ „ 259 

Die Tofana, von der Nuvolau-Abdachung „ „ 260 

Das südöstliche Ende des Camera-Riffes „ „ 3 12 

I 

Blick von der Nuvolau-Platte gegen SOd-Süd-Ost „ „ 3i2 

Das Ostgehänge des Monte-P'ramont bei Agordo „ „ 326 

Die Palle di San Lucano, von Agordo „ „ 33 1 

Blick von der Forcella-Gesuretta gegen ONO „ „ 333 

Blick vom Fedaja-Pass gegen Osten „ „ 358 

Der Ostrand des Kessels von Le Seile im Monzoni-Gebirge . „ „ 370 

Canzacoli bei Predazzo, von der Malgola „ „ 388 

Das Latemar-Gebirge, vom Monte Mulat bei Predazzo . . . . „ „ 38f) 



XIV 



Text-Holzschnitte. 



Das Verzeichniss derselben wurde in den Index am Schlüsse des Buches 
aufgenommen, wo man unter den Schlagworten Profil, Ansicht oder Kärtchen 
nachsehen wolle. 

Die kleinen Uebersichtskarten. 



1. Die Ausdehnung der Riffe zur Zeit der unteren Wengener Schichten, zu Seite 482 

2. Die Ausdehnung der Riffe zur Zeit der Cassianer Schichten . . „ n 4^? 

3. Uebersicht der wichtigsten tektonischen Störungslinien . . . . „ ^ 5 16 



l'V -w ^ 



Skelett 

der grossen, dem Buche beigelegten geologischen Karte des 

tirolisch-venetianischen Hochlandes. 



Titel 



IE 
Zeic}upn. 




Farl>enL 



Scbenlii. 



Wvavalle 



I. 



Allgemeine Einleitung 

in die 

geologische Geschichte der Alpen. 



I. CAPITEL. 

Allgemeine Betrachtungen über die Chorologie und 

Chronologie der Erdschichten. 

Der Alpenkalk. — Eif^enthümlicher Charakter der alpinen Formationen. - Geo^^raphische Ver- 
breitung. - Provinzen, Facies. - Chorolo^ische Gliederung der Lidschichten. -Lückenhaftigkeit 
der geologischen Urkunde. - Eigenthümlicher Parallelismus der Bildungsgeschichte der alten 
und neuen Welt. - Die Bedeutung der chorologischen Interpretation für die Chronologie der 
Erdschichten. - Kriterien der Altersverschiedenheit. - Phylogenetische Untersuchung der 
Fossilien. - Die geologischen Documente sprechen zu Gunsten der Descendenzlehre. - urund- 
sätze zur naturgemässen Classification der sedimentären Gesteinsbildungen. - Zonen-Gliederung. 

Vor einigen Jahrzehnten bezeichnete man den gewaltigen 
Complex von Kalkformationen, welcher die nördlichen und süd- 
lichen Kalkalpen bildet, als , Alpenkalk*. Diese Bezeichnung 
entsprang zunächst der Rathlosigkeit, welche die Einreihung der 
alpinen Kalkmassen in die geologische Reihenfolge verursachte. Sie 
besagte aber auch, dass sich die Kalkformationen der Alpen derart 
von den bis dahin bekannten ausseralpinen Bildungen unterscheiden, 
dass eine besondere Benennung nothwendig sei. 

Seither ist es mit Hilfe der im , Alpenkalk* enthaltenen Ver- 
steinerungen gelungen, denselben zu zergliedern und dem allgemeinen 
Formationsschema anzupassen. Aber trotzdem halten die Alpen- 
geologen liir die meisten der zahlreichen Glieder des ehemaligen 
Alpenkalks an besonderen alpinen Localnamen fest und wollen von 
ausseralpinen Bezeichnungen nur die Benennungen der umfassenderen 
Abschnitte auf die Alpen übertragen wissen. Dadurch ist auch 
heute noch ein gewisser Gegensatz ausgedrückt und zugleich 
angedeutet, dass sich die alpinen Bildungen, oder wenigstens ein 
grosser Theil derselben, durch besondere Eigenthümlichkeiten aus- 
zeichnen. 

Diese Eigenthümlichkeiten beruhen nicht allein auf dem ab- 
weichenden lithologischen Charakter der gleichzeitigen Bildungen, 
sondern auch, worauf das meiste Gewicht zu legen ist, auf der 
grösseren oder geringeren Verschiedenheit der eingeschlossenen 
Marinfaunen. Es zeichnen sich besonders die mesozoischen und 

Mojftisovics, Dolomitriäe. i 



2 Allgemeine Betrachtungen 

alttertiären Bildungen durch die abweichende Zusammensetzung 
ihrer Faunen aus, mithin die am Aufbau der nördlichen und süd- 
lichen Kalkalpen in hervorragendster Weise betheiligten Ablage- 
rungen. Unter ihnen wieder entfernen sich die Sedimente der Trias- 
periode in den Ostalpen in auffälligster Weise von den aequivalenten 
Bildungen Mitteleuropa's. Die noch wenig studierten palaeozoischen 
Formationen, welche in den Ostalpen beschränkte Räume einnehmen 
und in den Westalpen nur in lückenhafter Weise vertreten sind, 
scheinen sich den gleichaltrigen ausseralpinen Bildungen ziemlich 
enge anzuschliessen. 

Der abweichende Charakter der mesozoischen und alttertiären 
Formationen ist, wie die neueren Erfahrungen erwiesen haben, 
keineswegs ein auf die Alpen beschränkter Ausnahmsfall. Der alpine 
Typus dieser Bildungen wiederholt sich in allen Mittelmeerländem, 
er tritt in weiter Ausdehnung in den Hochgebirgen Asiens auf, er 
zeigt sich auf Neuseeland und auf Neucaledonien, in Califomien und 
in Spitzbergen. Diese weite Verbreitung lehrt, dass die erwähnten 
alpinen Bildungen pelagischen Ursprungs sind. Von den dem Alter 
nach gleichstehenden ausseralpinen europäischen Ablagerungen er- 
weisen sich einige als Litoralgebilde — was bereits hinreichend 
die Verschiedenheit erklärt — andere dagegen sind, eben so wie die 
alpinen, pelagischer Entstehung und theilen mit denselben eine Anzahl 
gemeinsamer Charaktere, wie dies bei benachbarten zoogeographischen 
Provinzen der Fall zu sein pflegt. 

Die nach langjährigen, mühevollen Untersuchungen zahlreicher 
Forscher gelungene Altersbestimmung der alpinen Bildungen, ins- 
besondere der in den Alpen so mächtigen und reichgegliederten 
Reihe der triadischen Ablagerungen bezeichnet einen grossen Fort- 
schritt der historischen Geologie. Der Aberglaube an die universelle 
Bedeutung der nach beschränkten, in einem kleinen Theile Europa's 
gewonnenen Erfahrungen aufgestellten Schichtenreihe wurde dadurch 
nicht minder erschüttert, als das Ansehen der sogenannten , Leit- 
fossilien* erheblich geschmälert wurde. Am weittragendsten aber 
sind in theoretischer Beziehung die Folgerungen, welche sich an 
das Vorkommen neuer, vorher ganz unbekannter Faunen in den 
alpinen Triasschichten knüpfen, da durch dieselben die vordem weit 
klaffende Kluft zwischen der Thierwelt der palaeozoischen und der 
mesozoischen Epoche wenigstens theilweise ausgefüllt wurde. An der 
Hand dieser Erfahrungen erscheinen die vielen noch vorhandenen 
Lücken, sowie die schroffen Uebergänge sich überlagernder For- 
mationen in ganz anderem, der Theorie der allmählichen Entwicklung 
viel günstigerem Lichte. 



ober die Chorologie und Chronologie der Erdschichten. ^ 

Diese allgemeinsten Umrisse über das Verhältniss der alpinen 
zu den ausseralpinen Schichten vorausgeschickt, wenden wir uns nun- 
mehr den Alpen zu. Hier treffen wir viel complicirtere Verhältnisse, 
als man zu erwarten geneigt sein möchte. Wir sehen zunächst 
gänzlich ab von den durch die oft gewaltigen Schichtstörungen er- 
zeugten Verwicklungen. Schon die räumliche Vertheilung der For- 
mationen zeigt eigenthümliche Verhältnisse. In den nördlichen Kalk- 
alpen reichen die Triasbildungen von Osten bis an den Rhein, 
jenseits des Rheins fehlen sie auf längere Erstreckung gänzlich und 
die weiter westlich auftretenden weichen von der Entwicklung der 
ost rheinischen Trias, welche man vorzugsweise als die , alpine* 
bezeichnet, ab und stehen der ausseralpinen Ausbildungsweise sehr 
nahe. Auch die Jura- und Kreidebildungen ändern mit dem Rhein 
ihren Charakter. Die Südkalkalpen schliessen sich vollkommen den 
ostrheinischen Nordkalkalpen an. Auf diesen Unterschieden beruht 
die Scheidung des weiten Alpengürtels in zwei grosse Abschnitte, 
die , Ostalpen* und die , Westalpen*. Wir werden in einem der 
folgenden Capitel ausführlicher auf dieses Thema zurückkommen. * 

Ein zweiter Fall einer bedeutungsvollen räumlichen Scheidung 
tritt in den östlichen Nordkalkalpen ein. Während eines Zeitabschnittes 
der Trias-Periode, der Zeit der norischen Stufe nämlich, bildet das 
Territorium im Osten von Berchtesgaden ein besonderes Faunert- 
gebiet, die ,juvavische Provinz*, mit ganz eigenartiger Entwicklung 
der Faunen. 

Neben diesen Individualisirungen höherer Ordnung treffen wir 
aber noch auf sehr häufige ziemlich unvermittelte Aenderungen 
des physikalischen und morphologischen Charakters einer und 
derselben Schicht oder ganzer Schichtgruppen, was dann auch 
einen Wechsel der Fossil-Einschlüsse im Gefolge hat. Die Er- 
scheinungen der letzteren Art (Wechsel der , Facies*) sind noch 
wenig studiert, obwol sie für das Verständniss einer ganzen Reihe 
der wichtigsten Fragen der Wissenschaft von eminenter Wichtig- 
keit sind. Die vorliegende Schrift betrachtet es als eine ihrer Haupt- 
aufgaben, durch die Schilderung der Verhältnisse in den südost- 
tirolischen und venetianischen Alpen, der Lehre vom Facieswechsel 
für die alpinen Triasbildungen den Charakter einer blos theoretisch 
begründeten Wahrscheinlichkeit zu benehmen. 

Um die theoretische Bedeutung derartiger Untersuchungen zu 
beleuchten, mögen hier einige allgemeine Gesichtspunkte über Ziel 
und Methode stratigraphischer Forschungen einer cursorischen 
Erörterung unterzogen werden. Es herrschen selbst unter Fach- 
gelehrten in dieser Beziehung unklare, veraltete Anschauungen, 

X* 



A Allgemeine Betrachtungen 

welche dem Fortschritte hinderlich sind. Man begegnet häufig einem 
unlösbaren Widerspruche zwischen den zugegebenen und vertheidigten 
Grundlagen der Wissenschaft und der praktischen Bethätigung in 
der Behandlung stratigraphischer Fragen, bei welcher die längst 
überwunden vermeinte Kataklysmen-Hypothese noch vernehmbar 
nachklingt. Selbst die principiellen Anhän;^er der Lehre von der 
allmählichen ruhigen Entwicklung und Umbildung kommen selten 
über eine platonische Parteinahme zu Gunsten der von Lyell, 
Prevost, V. Hoff, Lamarck, Darwin u. A. inaugurirten Richtung 
hinaus. Es ist namentlich im hohen Grade auffallend, dass die 
Descendenzlehre auf so vielfachen Widerspruch von geologischer 
Seite stösst. Man scheint zu übersehen, dass die Lyel Ischen Grund- 
sätze der Geologie nothwendig auch zur Annahme der innigen 
Verkettung und langsamen Umänderung der organischen Welt 
führen. Die Descendenzlehre ist nur eine logische Consequenz der 
Lvell'schen Geologie. Der Macht der Gewohnheit traditioneller 
Anschauungen gesellen sich eigenthümliche, aber tief in der Natur 
der Sache begründete Schwierigkeiten hinzu, zu deren Ueberwindung 
noch kaum der erste Schritt gethan worden ist. 

Es wird allgemein anerkannt, dass, um zu einer naturgemässen 
Auffassung der Beschaffenheit und der organischen Einschlüsse der 
so verschiedenartigen Erdschichten (der sogenannten , geologischen 
Ueberlieferung* oder , geologischen Urkunde*) zu gelangen, man 
von den Verhältnissen der Gegenwart ausgehen müsse. Die Gegen- 
wart, das heisst geologisch, die jüngste Bildungs- und Entwicklungs- 
phase unseres Planeten, von deren Wirken und Schaffen wir Augen- 
zeugen sind. Wir besitzen zwar noch keine zusammenhängende und 
durchgearbeitete Darstellung der heutigen Niederschläge und ihrer 
Einschlüsse und ebensowenig verfugen wir über eine eingehende 
und zusammenfassende Schilderung der Wohnsitze und äusseren 
Lebensbedingungen der zahlreichen, einander häufig ausschliessenden 
Thier- und Pflanzen-Gesellschaften (Chorologie, biologische Topo- 
graphie), obwol in beiden Richtungen schon ziemlich weitgehende 
Vorarbeiten vorhanden sind. 

Aber demungeachtet ist die geologisch ausserordentlich wichtige 
Thatsache über allen Zweifel erwiesen, dass innerhalb eines und des- 
selben Faunen- oder Florengebietes örtlich, bedingt durch physikalische 
Ursachen, sehr verschiedenartige Gruppen oder Bestände (, Forma- 
tionen*) vorkommen, welche entweder die gleichen äusseren Ver- 
hältnisse beanspruchen oder in irgend einem Abhängigkeitsverhältniss 
zu einander stehen. In keiner zoo- oder phytogeographischen Provinz 
sind die dieselben constituirenden Elemente gleichmässig über das 



ober die Chorologie und Chronologie der Erdschichten. t 

ganze Territorium verbreitet, sondern gruppenweise zum grössten 
Theile nach bestimmten Wohnsitzen oder Standorten vertheilt. Die 
Gesteinsniederschläge stehen nun ebenfalls unter dem Einfluss der 
physikalischen Bedingungen und sind demzufolge sehr verschiedenartig. 
Es entsprechen daher bestimmten physikalischen Ursachen bestimmte 
Lebensverhältnisse und bestimmte Gesteinsbildungen. Man hat sich 
nach dem Vorgange Gressly's und Oppel's gewöhnt, die unter 
der Herrschaft abweichender äusserer Bedingungen gebildeten 
Ablagerungen , Facies* zu nennen. Es wird diese Bezeichnung aber 
nur dann angewendet, wenn der Gegensatz verschiedenartiger Bil- 
dungen betont werden soll.*) 

Es ist von Wichtigkeit, daran festzuhalten, dass der Begrift 
Facies die generellen Wechselbeziehungen zwischen den äu.sseren 
Bedingungen einerseits und dem Gesteinsmaterial und den Wohnsitzen 
von Organismen andererseits ausdrückt. Die gleichen Facies können 
sich in benachbarten biologischen Provinzen finden, das Gesteins- 
material wird dann nahezu oder völlig identisch sein, dieselben 
Gattungen oder Gruppen von Lebewesen werden erscheinen und der 
Unterschied wird lediglich in der Verschiedenheit der Formenreihen 
und Arten liegen. Es muss deshalb die Anwendung der Bezeichnung 
Facies in allen Fällen vermieden werden, wo lediglich von geogra- 
phischen Gegensätzen gehandelt wird. Auch scheint es nicht 
angemessen, marine und terrestrische Bildungen als Facies unterein- 
ander in Gegensatz zu bringen. 

Bezeichnen wir mit Häckel**) die Lehre von der räumlichen 
Verbreitung der Organismen über die Erdoberfläche als , C h o r o l o g i e * 
und halten wir uns gegenwärtig, dass die chorologische Erforschung 
der zahlreichen geologischen Bildungsphasen eines der vornehmsten 
Ziele der historischen Geologie bildet. 

Eine Ueberschau über die mannigfaltigen chorologischen Er- 
scheinungsformen zeigt, dass eine dreifache Gliederung derselben 
wahrzunehmen ist. 



*) Die grösste Mannigfaltigkeit der Facies findet dort statt, wo die äusseren 
Verhältnisse sehr wechselnd sind, mithin, um uns blos auf marine Bildungen zu 
beschränken, in den litoralen und sublitoralen Regionen. Die Beschaffenheit des 
Ufers, die Neigung des Meeresbodens, die Wasserhöhe, die Art des von den 
Flossen herbeigetragenen mechanischen Sedimentes, Temperatur, Strömungen u. s. f. 
sind hier die hauptsächlichsten Factoren. Viel constanter, d. h. Ober weit grössere 
Räume verbreitet, sind die pelagischen und oceanischen Facies. Die neuesten 
Tiefsee -Untersuchungen, insbesondere die Resultate der Epoche machenden 
Challenger-Expedition haben aber gelehrt, dass auch mitten in den grossen Wasser- 
becken in Folge der Tiefen-Unterschiede ein Wechsel der Facies eintritt. 
**) Schöpfungsgeschichte, a. Aufl. p. 3 12. 



6 Allgemeine Betrachtungen 

In erster Linie kommt das Bildungsmedium in Betracht. 
Daraus ergibt sich die fundamentale Eintheilung in marine und 
terrestrische (lacustrische) Bildungen. Es ist selbstverständlich von 
grosser Wichtigkeit, Ablagerungen verschiedenen Bildungsmediums 
oder ,heteromesische* Formationen scharf von einander getrennt 
zu halten. Die P2ntwicklung des organischen Lebens in heteromesischen 
Gebieten muss eine sehr verschiedene sein und es ist a priori sehr 
unwahrscheinlich, dass die Aenderungen der marinen Bevölkerung 
mit Aenderungen der terrestrischen Bewohner zeitlich zusammenfallen 
oder umgekehrt. Die geologische Chronologie muss dahin streben, 
die continuirlichen Reihenfolgen der ,isomesischen* Formationen 
aufzufinden. 

Innerhalb der Bildungsmedien erfolgen weitere Scheidungen 
durch die territoriale Spaltung nach Schöpfungscentren oder Bildungs- 
räumen. In diese chorologische Kategorie fallen demnach die zoo- 
und phytogeographischen Provinzen, bei welchen die Wanderungen und 
die durch bedeutendere Aenderungen der physikalischen Verhältnisse 
veranla.ssten Verschiebungen und Verdrängungen sehr complicirte 
Erscheinungen hervorrufen. Die Unterscheidung von ,is otopischen* 
und ,heterotopischen* Bildungen ist für die historische Geologie von 
eminenter Bedeutung. Gar viele der angenommenen Formationsgrenzen 
sind auf die Ueberlagerung von heterotopischen Formationen basirt. 
Aufgabe der geologischen Forschung muss es daher sein, die isoto- 
pischen Bildungen durch alle ihre Entwicklungsphasen und Ortsver- 
änderungen bis zum Zeitpunkte ihrer Abzweigung von einem, 
mindestens zweien von ihnen gemeinsamen Schöpfungsraume zu 
verfolgen. 

Die dritte Abstufung der chorologi.schen Erscheinungen bilden 
sodann die Faciesverhältnisse. Hier .spielen, wie bereits an- 
gedeutet wurde, die localen physikalischen Bedingungen die Haupt- 
rolle. Wo über grosse Flächenräume die äusseren Verhältnisse sich 
gleich bleiben, da werden weitausgedehnte einförmige Bildungen mit 
Constanten Charakteren zur Ablagerung gelangen. So in den Tiefen 
der Oceane und auf dem Boden grosser Landseen. Wo dagegen, wie 
in der Nähe von Küsten (Inseln, Atoll's) und im Bereiche sich kreu- 
zender Strömungen, der häufige und rasche Wechsel der äusseren 
Verhältnisse eine Mannigfaltigkeit von Existenzbedingungen schafft, 
da werden auf engem Räume nebeneinander die grös.sten Gegen- 
sätze in lithologischer und biologischer Beziehung entstehen. 

Ebenso wie .sich zu gleicher Zeit und neben einander im 
selben Räume verschiedenartige Facies bilden, erscheinen in ver- 
schiedenen Räumen (Provinzen) und zu verschiedenen Zeiten gleich- 



ober die Chorologie und Chronologie der Erdschichten. 



artige Facies. Die ersten nennen wir heteropische, die letzteren 
isopische Bildungen. Obwohl die lithologische Beschaffenheit der 
sedimentären Ablagerungen in bestimmten Beziehungen zu dem bio- 
logischen Charakter der Facies steht, so ist doch, wie die Erfahrung 
lehrt, die lithologische Uebereinstimmung für sich allein noch kein 
genügendes Kriterium isopischer Bildungen. Die verschiedenen Kalk- 
formationen z. B. entsprechen einer ansehnlichen Anzahl heteropischer 
Bildungen. In vielen Fällen ist man zwar im Stande, an gewissen, 
dem geübten Auge erkennbaren Merkmalen aus dem Gestein auf die 
Art der Facies zu schliessen, in anderen Fällen jedoch ist eine ge- 
nauere Bestimmung nicht möglich, sei es wegen späterer Verände- 
rung des Gesteins (Dolomite, krystallinischer Kalk), sei es wegen der 
Unzulänglichkeit unserer Wahrnehmung, sei es wegen thatsächlicher 
UnUnterscheidbarkeit. Es bedarf kaum einer Erinnerung, dass zu- 
fällige Beimengungen, wie z. B. vulcanischer Tuff und Asche, als 
solche von keinem bestimmenden Einfluss auf den Charakter der 
Facies sind. Wo dauernd grössere Massen von vulcanischem Detritus 
zur Ablagerung gelangen, da werden sie sich ungefähr wie anderes 
mechani.sches Sediment verhalten. 

Tabelle der chorologischen Abstufungen. 



B i I d u n g s m e d i u ni 



Bil dun gs räum 



I Physikalische 

Verhältnisse des 
Bildu ngsortes 



Marin, terrestrisch 



Provinzen 



Isomesisch 



[ Isotopisch 
I Heterotopisch 



Facies 

j Isopisch 
' Heteropisch 

f Isopisch 
1 Heteropisch 



Heteromesisch 



[ Isotopisch 
I Heterotopisch 



f Isopisch 
l Heteropisch 

{Isopisch 
Heteropisch 



Wer nun die in den Felslagem niedergelegten Schriftzüge der 
Erdgeschichte richtig lesen und zu einem geordneten Gesammtbild 
vereinigen will, der muss sich über die Bedeutung und den Zu- 
sammenhang der chorologischen Erscheinungen eine klare Vor- 
.stellung zu machen im Stande sein. Man hört so oft über die Lücken- 
haftigkeit der geologischen Urkunde klagen und gar seltsame Con- 
sequenzen für und gegen die Descendenzlehre hat mangelhaftes 
Verständniss den geologischen Thatsachen bereits abzugewinnen ver- 



8 • Allgemeine Betrachtungen 

sucht. Lücken sind allerdings, und in überraschend grosser Zahl, in 
dem geologischen Geschichtsbuche, so weit uns dasselbe bisher auf- 
gedeckt wurde, vorhanden — aber nur in wenigen, localen Fällen sind 
diese Lücken gleichbedeutend mit wirklicher Unterbrechung der erd- 
geschichtlichen Chronik. Das Wesen der Lückenhaftigkeit beruht 
vielmehr auf dem fortwährenden Wechsel heteromesischer. 
heterotopischer und heteropischer Formationen, wie die 
chorologische Vergleichung unserer langen Formationsreihen un- 
zwieifelhaft beweist. Die zahlreichen grösseren und kleineren Unter- 
brechungen bestehen mithin in der verticalen Discontinuität isopischer, 
isotopischer und isomesischer Bildungen. Würde uns in irgend einem 
Erdtheile eine ununterbrochene Reihenfolge isopischer und iso- 
topischer Ablagerungen vorliegen, so würde uns auch die continuir- 
liche phylogenetische Reihe der die.se Facies charakterisirenden 
Organismen erhalten .sein. Da sich die räumliche Verdrängung und 
Verschiebung des Festen und Flüssigen, der Faunen- und Floren- 
gebiete und der Facies nach Massgabe der stets, aber allmählich und 
ungleich sich ändernden physikali.schen Verhältnisse vollzieht, so er- 
gibt sich die Lückenhaftigkeit der geologischen Urkunde 
als eine nothwendige Folge derselben Kräfte, welche die 
ausserordentliche Mannigfaltigkeit und Abwechslung der 
Lebenserscheinungen ermöglichen und begünstigen. 

Mögen nun auch Faunen- und Florengebiete im Laufe der Zeit 
ihren Charakter ändern oder selbst untergehen, mögen gewisse Facies 
in Folge des allmählichen Erlöschens ihres biologi.schen Bestandes 
verschwinden, .so drängen doch nicht nur unsere heutigen Anschau- 
ungen von der allmählichen Veränderung der physikalischen Ver- 
hältnisse und von der stetigen Fortbildung und Entwicklung der 
organischen Welt, .sondern auch bereits zahlreiche Erfahrungen zu 
der Annahme einer bestandenen Continuität zunächst der 
isomesischen, sodann der isotopischen und endlich inner- 
halb der einzelnen Bildungsräume der isopischen Bil- 
dungen. 

Es kann, nach den bereits gewonnenen Erfolgen mit Zuver- 
sicht, von der Vertiefung der geologischen Forschung einerseits 
und von dem Fortschreiten der Erfahrungen über bisher geologisch 
noch nicht bekannte Erdräume andererseits die Auffindung zahlreicher 
Bindeglieder isomesi.scher, isotopischer und isopischer Bildungen 
erwartet werden. 

Aber — darüber gebe man sich keiner Täuschung hin — selbst 
wenn unsere Kenntnisse in intensiver und extensiver Beziehung 
die grösstmögliche Ausdehnung erreicht haben werden, sind der 



ober die Chorologie und Chronologie der Erdschichten. q 

Auffindung der continuirlichen Reihenfolge durch die eigenthümliche 
geologische Entwicklung der Erdoberfläche gewisse Schranken gesetzt. 
Zur cambrischen, silurischen und devonischen Zeit herrschen in den 
heutigen Ländercomplexen der alten und neuen Welt pelagische 
Bedingungen. Zur devonischen Zeit tritt jedoch der Einfluss naher 
Küstenlinien stellenweise bereits sehr entschieden hervor. Zur Carbon- 
zeit rücken die Küstenlinien ausgedehnter Festlandpartien sehr nahe 
heran, und es bilden sich so ziemlich gleichzeitig in beiden Hemi- 
sphären die grössten und werthvollsten Kohlenbecken der Erde. Zur 
Perm- und Triaszeit folgt sodann im Grossen und Ganzen eine Con- 
tinentalperiode. Hierauf bedeckt im Jura allmählich das Meer wieder 
Theile des Triascontinentes; die Ueberfluthung hält zur Kreidezeit 
an und erreicht, wie es scheint, in der oberen Kreide*) das Maxi- 
mum ihrer Ausdehnung. Während der Tertiärzeit endlich tritt das 
Meer wieder zurück und bereitet sich die gegenwärtige Continental- 
periode vor. 

Diese der Hauptsache nach ganz parallel schreitende Entwick- 
lung der beiden grossen Festlandmassen der Nord -Hemisphäre ist 
einer der merkwürdigsten geologischen Charakterzüge, welcher aber 
seltsamer Weise bisher ganz übersehen worden zu sein scheint. Das 
einmalige gleichzeitige Eintreten identischer physikalischer Bedin- 
gungen wäre an sich nichts Ueberraschendes — aber dass sich der 
gleiche Cyclus dynamischer Umgestaltungen übereinstimmend diesseits 
und jenseits des Oceans wiederholt, das deutet denn doch auf eine 
eigenthümliche Gesetzmässigkeit in der Bildung der grossen Relief- 
verhältnisse hin, deren Ursache uns vorläufig noch völlig dunkel* i.st. 

Ueber die genetischen Verhältnisse der vorcambrischen kr>'- 
stallinischen Formationen lässt sich nichts Positives sagen. Die 
Hypothese des Massen -Metamorphismus kommt von Jahr zu Jahr 
mehr in Misscredit. Das Vorkommen jüngerer, fossilfiihrenden Schicht- 
complexen zwischengelagerter krystallinischer Schiefer ist weder 
durch die gangbaren Anschauungen über den Metamorphismus noch 
durch die neuere hydatopyrogene Hypothese erklärt. Vielleicht 
wird man aber einstens in der Lage sein, aus dem eigenthümlichen 
Charakter der cambrischen Bildungen (Primordialfauna) auf die 
petrogenetischen Verhältnisse der durch die Phyllite enge mit den 
cambrischen Ablagerungen verknüpften krystallinischen Schiefer- 
gesteine zu schliessen. Die cambrischen Bildungen sind ausgezeichnet 
durch das Vorherrschen hornschaliger Thierreste, durch das Vor- 
kommen blinder Thiere und endlich durch die Armuth an kalk- 



*) Vgl. a. Suess, Entstehung der Alpen, p. 117. 



lO Allgemeine Betrachtungen 

schaKgen Thieren. In Folge dessen sind Thonschiefer die herrschende 
Gesteinsart. Kalkige Bildungen sind sehr untergeordnet und nur in 
den höheren Niveaux gegen die Grenze des Silur bekannt. 

Wie die wichtigen Resultate der Challenger-Expedition lehren, 
finden sich in den abyssischen Regionen der Oceane unterhalb des 
allmählich' sich verlierenden Globigerinen - Schlammes (Kreide) in 
Tiefen von über 2200 — 26CO Faden Thonablagerungen (red clay), 
denen kalkige Thierreste ganz fehlen. Man erklärt sich deren Bildung 
durch eine in den grossen Tiefen vor .sich gehende allmähliche Auf- 
lösung der Kalkgehäuse der Foraminiferen und der Kalknadeln der 
Coccosphären (Coccolithen) und der Rhabdosphären (Rhabdolithen), 
in Folge welcher blos die unKksliche Asche zurückbleibt. Unter 
30CX) Faden Tiefe stellen sich im rothen Schlamm die kieseligen 
Körper von Radiolarien ein, welche bei zunehmender Tiefe so überhand 
nehmen, dass die Naturforscher des Challenger den Schlamm der 
grössten Meerestiefen geradezu Radiolarien-Schlamm nennen. 

Wyville Thomson betonte bereits die grosse Aehnlichkeit 
zwischen dem feinen rothen Thonschlamm der heutigen Tiefsee und 
gewissen cambrischen Thonschiefem. *) In der That würde das sonst 
so räthselhafte Dominiren der hornschaligen Thierreste sich auf die 
ungezwungenste Weise durch die Annahme erklären, dass die 
cambrischen Bildungen unter analogen physikalischen Bedingungen 
abge.setzt wurden, wie der aus der Auflösung des weissen Kalk- 
schlammes entstehende rothe Tiefseeschlamm. Die Häufigkeit blinder 
Trilobitenreste in den cambrischen Schichten könnte vielleicht sogar 
als ein positives Argument für die Wahrscheinlichkeit einer derar- 
tigen Anschauung angeführt werden, da sich in den grossen Tiefen 
der Oceane (ähnlich wie in den Höhlen) blinde Thierformen nicht 
selten vorfinden. Auch die weite horizontale Verbreitung der 
Primordialfauna spricht nach den neuesten Erfahrungen für die Bil- 
dung in tiefer See. 

Von den mikrokrystallinischen, cambrischen Thonschiefem zu 
den krystallinischen Schiefern führen bekanntlich vollständige Ueber- 
gänge. Liegt es da nicht nahe für beide, dieselbe oder wenigstens 
nahezu dieselbe Entstehungs weise**) vorauszusetzen und die krystal- 

*) The Atlantic, Vol. 11. pag. 299. 
**) Manche Analogien mit jüngeren Bildungen scheinen dafür zu sprechen, 
dass gewisse krystallinische Schiefer sedimentäre Beimengungen von vulcanischem 
Material in grösseren oder geringeren Quantitäten enthalten. — Die ältere Anschau- 
ung, dass die krystallinischen Schiefor metamorphosirte mechanische Sedimente 
seien, wird durch die universelle Verbreitung der krystallinischen 
Schiefer schlagend widerlegt. 



über die Chorologie und Chronologie der Erdschichten. j i 

Hnischen Schiefer für veränderten Radiolarien- und rothen Tiefsee- 
Schlamm zu halten? 

Wie immer übrigens die Bildungsverhältnisse der cambrischen 
Thonschiefer gewesen sein mögen, bleibt es eine auffallende Erschei- 
nung, dass die ältesten Ablagerungen, welche unzweifelhafte, gut 
bestimmbare Fossilien enthalten, isopische Bildungen sind. Der 
etwaige Einwand, dass zur cambrischen Zeit verschiedenartige Facies 
überhaupt noch nicht vorhanden waren, ist nicht stichhältig, da 
bereits aus den laurentinischen Gneisformationen Kalkflötze bekannt 
sind. Man wird sofort erkennen, von welcher Tragweite die choro- 
logische Auffassung der Primordialfauna für die Descendenztheorie 
ist. Haben wir in den cambrischen Paradoxides-Schiefem nichts 
weiter als nur Eine bestimmte Facies (vielleicht die Tiefsee -Facies) 
der cambrischen Zeit vor uns, während uns die gleichzeitigen hetero- 
pischen Bildungen unbekannt sind, so verschwinden alle die Ein- 
würfe gegen die Descendenztheorie, welche aus dem plötzlichen 
Auftreten bereits hoch organisirter Lebewesen gezogen worden sind. 

Angesichts der parallelen chorologischen Entwicklung der nörd- 
lichen Hemisphäre wird es verständlich, dass die principiell längst 
abgethane Kataklysmen-Hypothese noch immer, mehr oder weniger 
verschämt das Urtheil der Geologen beeinflusst. So sehr hat man 
sich in Folge der erwähnten Verhältnisse in die Idee der horizontalen 
Constanz gewisser Bildungen eingelebt, dass man stets geneigt ist, 
dieselben als geradezu bezeichnend für einen bestimmten Zeitabschnitt 
zu halten. Viele der gebräuchlichen Formationsbezeichnungen tragen 
dazu bei, solche irrige, veraltete Anschauungen zu erhalten und 
fortzupflanzen. 

Die chorologische Betrachtung lehrt, dass jede einzelne sedi- 
mentäre Ablagerung als eine Facies irgend einer marinen oder terres- 
trischen Provinz aufzufassen ist. Es taucht nun die wichtige Frage 
auf, ob und inwieferne die relative Altersbestimmung der ver- 
schiedenen Formationen durch die Berücksichtigung der choro- 
logischen Verhältnisse beeinflusst wird.'^ 

Bisher begnügte man sich in der Regel, aus der einfachen That- 
sache der Ueberlagerung die Altersverschiedenheit und die relative 
Altersfolge zu bestimmen. Heteropische Bildungen wurden nur selten, 
unter zwingenden Umständen, als solche anerkannt und, wenn dies 
geschehen, gewissermassen als abnorme Fälle, als Ausnahmen von 
der Regel hingestellt. Solange der Umfang der unterschiedenen 
Gruppen noch sehr weit war, erwuchs der im Entstehen begriffenen 
Wi-ssenschaft daraus kein nennenswerther Nachtheil. Gegenwärtig 
aber, wo das lobenswerthe Streben nach feinster Gliederung allseitig 



12 Allgemeine Betrachtungen 

zur Aufstellung zahlreicher enggefasster Unterabtheilungen fuhrt, ge- 
nügt die Ueberlagerung nicht mehr, um aus ihr allein die Alters- 
verschiedenheit zu folgern. Die chorologische Interpretation ist 
berufen, hier berichtigend und beschränkend einzugreifen, wenn der 
wissenschaftliche Werth solcher Arbeiten nicht in Frage gestellt 
werden soll. 

Es wurde bereits oben darauf hingewiesen, dass die meisten 
Formationsgrenzen streng genommen nur die Grenzen zwischen hetero- 
pischen, heterotopischen und heteromesischen Bildungen sind. Bei 
heteromesischen Ablagerungen ist die gegenseitige Unabhängigkeit 
so sehr einleuchtend, dass es kaum der Erinnerung bedarf, dass die 
blosse Thatsache der Ueberlagerung noch kein Beweis fiir die Alters- 
verschiedenheit ist. Ein Streifen mag über oder unter den Spiegel 
der See getaucht werden, während die Nachbarschaft stabil verharrt 
und nicht die geringste Aenderung ihres biologischen Bestandes er- 
fährt. Auch die Ueberlagerung heterotopischer Bildungen beweist 
an und für sich noch keine Altersverschiedenheit, denn sie zeigt nur 
die Verschiebung von Verbreitungsbezirken an. In den meisten Fällen 
wird jedoch das Auftreten von heterotopischen Ablagerungen für 
eine bestimmte Region den Beginn einer neuartigen selbstständigen 
Entwickelung bezeichnen. Dadurch wird es fiir diese Region 
allerdings historische Bedeutung erlangen. In einer benachbarten 
Region, welche von den störenden Ereignissen unberührt geblieben 
ist, kann jedoch die daselbst nicht verdrängte Fauna und Flora noch 
längere Zeit unverändert fortbestehen. 

Der weitaus häufigste Fall ist der, dass sich heteropische Bil- 
dungen überlagern. Einem brachiopodenreichen Crinoidenkalke mögen 
Mergel mit Fucoiden und Cephalopoden, diesen thonigkalkige Sand- 
steine mit Bivalven, diesen wieder Korallenkalke mit Gasteropoden 
und Echinodermen u. s. f. folgen. Diese Bildungen sind petrographisch 
und palaeontologisch von einander verschieden, sie überlagern sich 
zudem in bestimmter Ordnung, sie besitzen daher nach den herr- 
schenden Anschauungen alle erforderlichen Requisiten, um als selbst- 
ständige altersverschiedene Glieder unter besonderen Benennungen 
in die Formationstafel eingereiht werden zu können. In einem etliche 
Meilen entfernten Profil fehlt nun eines der erwähnten Glieder und in 
der entgegengesetzten Richtung gelangt man nach längerer Unter- 
brechung in den Aufschlüssen zu einer Entblössung, in welcher 
zwischen den gleichmässig fortsetzenden Hangend- und Liegend- 
schichten der oben angeführten vier Glieder nur mehr eines der- 
selben, aber vielleicht in etwas stärkerer Mächtigkeit, vorhanden ist. 
Die zahlreichen bewussten und unbewussten Uniformisten werden 



über die Chorologie und Chronologie der Erdschichten. I ^ 

aus diesen Thatsachen sofort folgern, dass die beobachteten Lücken 
ebenso vielen Unterbrechungen (Trockenlegungen) der Sediment- 
bildung entsprechen. In manchen Fällen wird ihre Ansicht die 
richtige sein. Die Beweisführung wird aber auf andere, schwerer 
wiegende Gründe gestützt sein müssen. In vielen anderen Fällen 
wird sich aber durch die Ausdehnung des Untersuchungsfeldes 
ergeben, dass die vier Glieder häufig durch Wechsellagerung mit ein- 
ander verbunden sind, dass stellenweise ein gegenseitiges Auskeilen 
und Ineinandergreifen stattfindet und dass an manchen Punkten viel- 
leicht sogar die Reihenfolge eine abweichende ist. Die palaeonto- 
logische Erforschung, welche gleichzeitig eingehend fortgesetzt wird, 
wird ausserdem noch lehren, dass zwar im Allgemeinen ein ziemlich 
scharfer Unterschied zwischen den Gruppen besteht, von denen jede 
in eigenthümlicher Weise durch das Vorwalten bestimmter Typen 
charakterisirt ist, dass sich aber von gewissen kosmopolitischen 
Thieren, wie z. B. Cephalopoden, Reste derselben Arten in allen 
vier Gruppen finden, wenn auch in den anderen drei Gruppen viel 
seltener als in den Cephalopocjenmergeln. Auf solche Weise wird 
festgestellt werden können, dass heteropische Bildungen, trotzdem 
sie sich überlagern, geologisch gleichzeitig sind, d. h. zu einer Zeit 
abgelagert wurden, innerhalb welcher die marine Bevölkerung einer 
bestimmten Provinz unverändert die gleiche geblieben ist. Wenn 
man sich gegenw^ärtig hält, dass die Facies-Unterschiede von physi- 
kalischen Verhältnissen abhängen, so wird man sich leicht vorstellen, 
wie die steten Veränderungen der Contouren, der Höhen und Tiefen 
und aller übrigen davon abhängigen äusseren Agentien einen Wechsel 
der Facies ,und damit eine Ueberlagerung heteropischer Bildungen 
nothwendig herbeiführen müssen. Da nun aber diese Veränderungen 
in ungleichem Masse und in ungleicher Erstreckung vor sich gehen, 
so wird auch die horizontale Verbreitung der über einander abge- 
lagerten heteropischen Bildungen eine ungleichmässige sein. 

Aus den bisherigen Betrachtungen geht zur Genüge hervor, 
dass dieThatsache der Ueberlagerung fiir sich allein zur geologischen 
Altersbestimmung nicht ausreicht. Um zum Ziele zu gelangen, müssen 
wir uns noch eines anderen, bisher erst von W^enigen benützten Krite- 
riums bedienen. So lückenhaft unsere Kenntnisse der Vorwelt auch 
sind, so reichen sie dennoch hin, verwandtschaftliche Beziehungen 
zwischen den successiven Faunen und Floren erkennen zu lassen. 
Je näher der Zeit nach sich zwei Formationen stehen, desto grösser 
ist die Zahl der übereinstimmenden oder verwandten Typen, Gat- 
tungen und Arten. Auch die Gegner der Descendenzlehre müssen 
deshalb eine gewisse verticale Continuität des Lebens zugeben. 



14 Allgemeine Betrachtungen 

ebenso wie sie die Einheit der Schöpfungscentren anerkennen. Die 
Anhänger der Descendenzlehre bleiben aber nicht auf halbein 
Wege stehen, sondern ziehen aus den vorhandenen Thatsachen 
den einzig möglichen Schluss, dass die successiven Faunen und 
Floren sich allmählich aus einander entwickelt haben. Ihnen ist die 
geologische Formationsreihe die Aufeinanderfolge der verschiedenen 
Entwicklungsstadien der organischen Welt. Dies ist aber zugleich 
eine chronologische Reihe; jede einzelne Entwicklungsphase i.st eine 
chronologische Einheit. Die Organismen zweier unmittelbar folgenden 
Horizonte werden im directen Descendenz-Verhältniss stehen. "VVo 
man daher in sich überlagernden Bildungen Fossilien trifft, welche 
sich wie direct von einander abstammend verhalten, wird man auf 
Altersverschiedenheit schliessen dürfen. 

Es ist einleuchtend, dass man nur in isopischen Bildung^en 
phylogenetisch direct zusammenhängende Faunen und Floren er- 
warten darf. Wenn eine oder mehrere heteropische Bildungen zwischen 
zwei altersverschiedenen isopischen Bildungen eingeschaltet sind, 
wird die Trennung leichter ausgeführt werden können, als dort, 
wo sich isopische Ablagerungen ununterbrochen durch zwei oder 
mehrere Horizonte fortsetzen. Die Formen der einzelnen Horizonte 
werden in der Regel keineswegs durch sehr auffallende Differenzen 
ausgezeichnet sein, so dass ein geübtes Auge fiir die Untersuchung 
erforderlich sein wird. Es wird daher häufig vorkommen, dass mehr- 
gliederige isopische Schichtcomplexe für eine untheilbare zusammen- 
gehörige Masse gehalten und an chronologischem Werth einer hete- 
ropischen Bildung, welche vielleicht einem der vertretenen Horizonte 
angehört, gleichgestellt werden. — Es kann der Fall vorkommen, 
dass die Verschiedenheit der Faunen in sich überlagernden isopischen 
Bildungen eine so bedeutende ist, dass sie sofort auch weniger ver- 
sirten Beobachtern auflallt. Dann liegt entweder ein grösserer Zeit- 
abschnitt zwischen dem Absatz der beiden Ablagerungen — ein 
oder mehrere Zwischenglieder fehlen — oder wir haben heterotopische 
Bildungen vor uns. 

Die Altersverschiedenheit zweier sich überlagernden heteropischen 
Bildungen wird häufig durch Fossilien bestimmt werden können, 
welche der einen eigenthümlich sind, in der andern aber nur als 
Fremdlinge, gewissermassen als erratische Erscheinungen, vorkom- 
men. Da in solchen Fällen das Gewicht der Entscheidung auf 
diesen Fremdlingen liegen wird, so sind durch sie die heteropischen 
Bildungen theoretisch in isopische ver\vandelt. 

So sind wir schliesslich dahin gelangt zu erkennen, dass die 
wechselnde chorologische Physiognomie die \\'ahren Altersbeziehungen 



ober die Chorologie und Chronologie der Erdschichten. i j 

maskirt, sowie, dass die phylogenetische Vergleichung der Fossilien 
das sicherste Kriterium für die richtige Beurtheilung der chrono- 
logischen Verhältnisse gewährt. 

Umgekehrt ist es aber auch einleuchtend, dass die Geologie 
keineswegs, wie so häufig behauptet wird, der Descendenzlehre 
widerspricht Alle die scheinbaren Widersprüche und die zahlreichen 
Lücken finden in dem sprungweisen Wechsel der chorologischen 
Verhältnisse und in der parallelen geologischen Geschichte der 
unserer Beobachtung zugänglichen Theile der Erdveste ihre aus- 
reichende natürliche Erklärung. 

Die Ergebnisse der vorangegangenen Untersuchungen enthüllen 
uns die Principien einer naturgemässen, historischen Classification 
der sedimentären Gesteinsbildungen. Die hergebrachten conven- 
tionellen Gruppirungen genügen in keiner Weise. Man fühlt dies 
allgemein und sucht theils durch Aufstellung neuer Gruppen, 
welche dem in den Kinderjahren der historischen Geologie nach 
mitteleuropäischem Zuschnitt angefertigten Schema eingezwängt 
werden, theils durch weitgehende ZerSpaltungen der alten Abschnitte 
eine Abhilfe zu verschaffen. Aber die meisten dieser Auskunfts- 
mittel leiden an dem gleichen Gebrechen wie die alten Gruppen. 
Sie tragen das Gepräge nackter Empirie; ihre Begrenzung ist eine 
willkürliche, zufällige. Ich anerkenne gern, dass die Wissenschaft 
der mit grosser Sorgfalt gepflegten Detailforschung viele werthvolle 
Ergebnisse, Entdeckungen und Richtigstellungen zu verdanken hat. 
Aber ich kann darüber nicht hinweggehen, dass man vergebens 
nach einem wissenschaftlich berechtigten oder doch wenigstens 
consequent durchgeführten Eintheilungsgrunde suchen würde. Es 
ist daher nicht anders möglich, als dass stets chronologisch ungleich- 
werthige Einheiten und Mehrheiten geschaffen wurden, welche zu 
historischen Vergleichen nicht brauchbar sind. Am drastischsten 
machen sich diese Uebelstände bei der Zusammenstellung von all- 
gemeinen vergleichenden Formationstabellen geltend. Es zeigt sich 
dabei sehr deutlich, dass die Inconvenienzen der grossen alten 
Gruppen nicht eliminirt, sondern nur auf die engeren neuen Gruppen 
übertragen, mithin vervielfältigt sind. 

Den ersten Anstoss zu einer naturgemässeren und consequenten 
Classification gegeben zu haben, ist das unbestreitbare Verdienst des 
vorzeitig der Wis.senschaft entrissenen A. Oppel, welcher den mittel- 
europäischen Jura in palaeontologische Zonen zerlegte und die von 
Gressly gegebenen Andeutungen über Faciesyerschiedenheiten bei 
seinen classificatorischen Arbeiten praktisch verwerthete. In der 



l5 Allgemeine Betrachtungen 

Verfolgung der von Oppel eingeschlagenen Richtung sahen sich. 
sodann seine Schüler und Anhänger veranlasst, das phylogenetische 
Moment als classificatorisches Kriterium aufzunehmen. Gleichzeitig 
wurde die chorologische Interpretation weiter ausgebildet.*) 

Die palaeontologischen Zonen, welche wir als die einzelnen 
Entwicklungsphasen isotopischer und isopischer Faunen oder Floren 
bezeichnen können, entsprechen allein den Erfordernissen chrono- 
logischer Einheiten. Sie sind gleichwerthige unter einander vergleich- 
bare Grössen. Durch die chorologische Interpretation und durch 
die Berücksichtigung des phylogenetischen Momentes wird das sub- 
jective Ermessen des einzelnen Forschers beträchtlich beschränkt 
und eine Discussion auf fester Basis ermöglicht. 

Das Zeitmass der palaeontologischen Zonen ist übrigens selbst- 
verständlich nur ein relatives. Die einzelnen Zonen entsprechen 
keineswegs bestimmten, in Ziffern ausdrückbaren Zeitabschnitten von 



*) Die neue Methode hat in den Augen Einiger den Nachtheil, dass sie zu 
sehr sorgfaltigen Untersuchungen und zu möglichst enger Fassung der Arten (Formen) 
zwingt. Für den Fortschritt der Wissenschaft kann es nur ein Gewinn sein, wenn 
Oberflftchlichkeit und Dilettantismus eingedämmt werden. Was die enge Fassung 
der Arten und die dadurch herbeigeführte Vermehrung derselben betrilfc, so möge 
zunächst daran erinnert werden, wie verschwindend gering die Zahl der aus den 
einzelnen geologischen Horizonten bekannten Formen ist im Vergleich mit der 
Gegenwart, welche ja doch ebenfalls nur Einen geologischen Horizont repräsentirt. 
Aber abgesehen davon liegt die enge Fassung der P'ormen im Interesse der Geo- 
logie. Für den Zoologen und Botaniker mag es gleichgiltig sein, ob die Reihen- 
folge der Bindeglieder zwischen zwei geologisch verschiedenaltrigen Typen durch 
Artnamen ausgezeichnet wird oder nicht, obwohl es auch diesen conveniren wird, 
die einzelnen Stadien bestimmt bezeichnen zu können. Beim Geologen kommt aber 
wesentlich auch der chronologische Standpunkt in Betracht. Für ihn haben die 
einzelnen Entwicklungsstadien eine chronologische Bedeutung und er würde sich 
freiwillig der kostbarsten Documente begeben, wenn die in bestimmter geologischer 
Altersfolge auftretenden Zwischenformen in eine sogenannte gute Art zusammen- 
gezogen würden. Solche Arten wären überdies eine thatsächliche Fälschung, da 
die angeblichen Varietäten nicht gleichzeitig, sondern nach einander existirten. 
Es kann an dieser Stelle eine Erörterung der sogenannten Speciesfrage nicht er- 
wartet werden. Auch würden die diesen einleitenden Bemerkungen gesteckten 
Grenzen über die Gebühr überschritten werden, wenn ich es unternehmen wollte, 
die vielen der Descendenzlehre günstigen palaeontologischen Ergebnisse anzuführen 
und die aus der unrichtigen Auslegung der geologischen Urkunde gegen die Des- 
cendenzlehre gefolgerten Einwände zu widerlegen. Hier handelt es sich ja wesent- 
lich nur um die Aufstellung der allgemeinen, für die Interpretation des geologischen 
Materials entscheidenden Gesichtspunkte. Es freut mich übrigens, hier die Auf- 
merksamkeit auf ein demnächst erscheinendes Werk meines Freundes Prof. 
M. Neumayr lenken zu können, in welchem dieser hochwichtige Gegenstand ein- 
gehend behandelt werden wird. 



aber die Chorologie und Chronologie der Erdschichten. jjr 

gleicher Dauer. Auch darf ihnen keine allgemeine Bedeutung zu- 
geschrieben werden; sie haben nur fiir das isotopische Gebiet Geltung. 

Eine in der Natur der Sache gelegene Schwierigkeit besteht 
darin, dass die Variabilität der verschiedenen Classen, Ordnungen, Fa- 
milien, Gattungen, Formenreihen eine sehr verschiedene ist und dass 
die Mutationen bei denselben nicht gleichzeitig eintreten. Man kann 
dieser Verlegenheit nur durch zweckmässige Wahl von Normal -Ver- 
gleichungstypen entgehen, welche man unter den am häufigsten 
mutirenden Organismen wählt. Wünschenswerth wäre es, für die ganze 
Formationsreihe sich constant eines und desselben Vergleichungs- 
typus bedienen zu können. Ein solcher, der brauchbar wäre, existirt 
aber nicht. Man wird deshalb für die palaeozoischen Formationen 
wahrscheinlich die Trilobiten und die Ammonitiden (subsidiär auch 
die Brachiopoden) , für die mesozoischen Formationen die Ammo- 
nitiden (nach Umständen subsidiär andere Ordnungen), für die käno- 
zoischen Formationen die Gastropoden wählen. 

Eine vollständige Erneuerung der Fauna oder Flora in un- 
mittelbar folgenden Zonen wird kaum jemals vorkommen. In der 
Regel wird eine Anzahl von Formen denselben gemeinsam sein und 
nur ein Theil des Bestandes wird sich geändert haben. In eng 
geschlossenen Binnenbecken hat man, wie die Erfahrungen*) lehren, 
Aussicht, ziemlich vollständige Entwicklungsreihen zu finden. Bei 
marinen Bildungen wird in Folge der weiten Ausdehnung des Bildungs- 
raumes häufig der eine oder andere Typus im nächsten Horizont 
scheinbar fehlen, und fast in jeder Zone werden mehr oder weniger 
Typen auftreten, welche wie Fremdlinge auftauchen und in derselben 
oder nach kurzem Bestände in den nächstfolgenden Zonen wieder 
verschwinden (exogene Typen). Dies sind wol aus entlegenen 
Meerestheilen oder aus benachbarten Provinzen stammende Colo- 
nisten, welche nach längerer Intermittenz vielleicht nochmals wieder- 
kehren. Die Beispiele für diese Erscheinung sind sehr zahlreich. 
Das Auftreten exogener Typen verleiht den einzelnen Zonen häufig 
eine besondere Charakteristik, welche die rasche Orientirung des 
reisenden Beobachters sehr erleichtert. Die Mutationen der endogenen 
Formen sind selbstverständlich viel weniger augenfällig. 

Die Zonengliederung ist für jedes heterotopische Gebiet selbst- 
ständig durchzufuhren. Heterotopische Gebiete werden daher ver- 
schiedene Chronologien besitzen. Ein Mittel, diese getrennten Chrono- 
logien unter einander in Zusammenhang zu bringen, wird uns dann 



*) Vgl. Neumayr und Paul, Die Congerien- und Paludinen-Schichten 
Slavoniens. Abh. Geol. R.-A. VII. Bd. 

Alojsisovics, OolomitrifTe. 2 



lg Allgemeine Betrachtungen 

zu Gebote stehen, wenn durch die Verschiebung der Territorien eine 
Ueberlagerung heterotopischer Bildungen zu Stande kommt. Bruch- 
theile der verdrängten Fauna (Flora) werden fast immer zurück- 
bleiben. Durch sie wird der Zeitpunkt der Verdrängung festgestellt 
werden können. Besitzen die beiden heterotopischen Bildungen in 
ihren ursprünglichen Verbreitungsbezirken eine bekannte gemeinsame 
Unterlage, welche selbst wieder mit jeder von ihnen in irgend einer, 
eine Lücke ausschliessenden Verbindung steht, so können wir die 
Gesammtheit der Zonen des einen Gebietes der Gesammtheit der 
Zonen des anderen Gebietes gleichstellen. Eine Gleichstellung der 
einzelnen Zonen wäre aber unstatthaft und meistens wol schon 
deshalb unausführbar, weil die Anzahl der Zonen eine ungleiche sein 
wird. Wo heterotopische Gebiete nicht scharf getrennt sind, werden 
übrigens hin und her fluctuirende Formen Anhaltspunkte zur chrono- 
logischen Parallelisirung gewähren: 

Für heteromesische Bildungen gelten selbstverständlich im 
Wesentlichen die gleichen Grundsätze. 

Indem wir die palaeontologische Zonengliederung für die Grund- 
lage einer systematischen chronologischen Classification halten, ver- 
kennen wir die Zweckmässigkeit von weiteren, eine Anzahl von Zonen 
zusammenfassenden Gruppen durchaus nicht. Eine dreifache Ab- 
stufung in Stufen, Perioden und Epochen, entsprechend der gegen- 
wärtigen Uebung, scheint praktisch zu sein. Nur sehe man zu, dass 
die unterschiedenen Gruppen nicht zu ungleichwerthig werden; man 
lasse sich daher nicht verleiten, der (doch nur localen) Mächtigkeit 
einzelner Zonen einen bestimmenden Einfluss zuzuerkennen. Das 
ungleichmässige Anwachsen der heutigen Meere.sbildungen beweist, 
dass die Mächtigkeit ein völlig untergeordneter Factor ist. Es würde 
unnöthige Verwirrung hervorrufen, wenn man gegenwärtig bereits 
an der Begrenzung und Benennung der Hauptgruppen (Epochen und 
Perioden) rütteln wollte. Wichtige Transgressionen und heterotopische 
Verschiebungen werden zweckmässig als Grenzlinien benützt werden 
können, trotzdem auch sie eigentlich nur locale Bedeutung besitzen. 
Wünschenswerth wäre eine Einigung über die Bedeutung der termino- 
logischen Bezeichnungen. Die Ausdrücke Formation, Etage, Pe- 
riode, Epoche werden gegenwärtig sehr verschieden angewendet, 
für den Theil wie für das Ganze gebraucht. Jede andere Wissen- 
.schaft beflei.ssigt sich einer festen, consequenten Terminologie. Die 
Bezeichnung Formation möchte ich am lieb.sten aus der Reihe 
der chronologischen Termini streichen, da sie mit Vortheil auch 
in rein petrographischem und montanistischem Sinne verwendbar 
ist. Die Benennung der unterschiedenen Gruppen ist zwar dem 



über die Chorologie und Chronologie der Erdschichten. ig 

Belieben der Autoren anheimgegeben und geniessen die erst ge- 
gebenen Namen den Schutz des Prioritätsrechtes; aber wünschens- 
werth wäre es doch, wenn nur abstracte, nichtssagende Bezeichnungen 
für rein chronologische Gruppen gewählt würden. Localnamen und 
Faciesnamen sind als chorologische Bezeichnungen bei geologischen 
Schilderungen unentbehrlich. 

Man hört so oft die Behauptung, dass die stratigraphische 
Erforschung Europa's im Wesentlichen abgeschlossen sei, dass auf pa- 
laeontologischem Felde nur mehr eine dürftige Nachlese zu holen 
sei und dass blos noch entlegene Landstriche einen dankbaren Stoff 
für geologische Arbeiten böten. Wir unterschätzen nicht den wissen- 
schaftlichen Gewinn, welchen die geologische Erschliessung unculti- 
virter Gegenden mit sich bringt und wir bewundern die Ausdauer 
der muthigen Pionniere, welche für solche Aufgaben Gesundheit 
und Leben in die Schanze schlagen. Aber wir sind der Ansicht, 
dass die Wissenschaft gegenwärtig aus der Vertiefung der Forschung 
im Bereiche der Culturländer und in den palaeontologischen Museen 
ebenso reichen Gewinn ziehen wird, denn die wichtigste und schwie- 
rigste Arbeit ist auch hier noch ungethan. Auf dem Boden der 
chorologischen Forschung und des phylogenetischen Studiums er- 
öffnet sich ein neues, fast jungfräuliches Arbeitsfeld, welches reich- 
lichen Lohn verspricht. Ueber das Stadium der ersten Vorarbeiten 
hinaus sind, Dank den Bemühungen der OppePschen Schule, unsere 
Kenntnisse des mitteleuropäischen und theilweise auch des medi- 
terranen Jura. Für die Trias der Alpen besitzen wir bescheidene 
Anfange. Alles Uebrige liegt noch brach. 



IL CAPITEL. 
Die palaeogeographischen Verhältnisse der Alpen. 

Jugendliches Alter des Kettenf^ebirges. - Aasdehnang der Meere in den verschiedenen geo- 
logischen Perioden. - Wichtigkeit der Rheinlinie — Bedeutung der ostaipinen Flyschzone. - 

Genetische Verschiedenheit der Ost- und Westalpen. 

Jede Gesteinsformation besitzt, wie gezeigt wurde, bestimmte 
Beziehungen zu Raum und Zeit. Die geologische Forschung verfolgt 
daher historisch-geographische Ziele. Wie eine politische Geschichte 
nicht möglich ist ohne bestimmte geographische Localisirung, so 
kann auch die Geschichte der Erde, welche, wie Zittel treffend 
sagte, in eine Reihe von Specialgeschichten zerfällt, der geogra- 
phischen Orientirung nicht entbehren. Der historischen Geographie 
entspricht die geologische Geographie oder die Geographie der ver- 
schiedenen Entwicklungsstadien der Erdoberfläche (Palaeogeographie). 
Verschieden von diesem, noch sehr wenig ausgebildeten Wissens- 
zweige ist die geographische Geologie (Geognosie) oder die Kenntniss 
von der geologischen Zusammensetzung geographisch abgegrenzter 
Räume. 

Die vorliegende Schrift fällt in die Kategorie der geognosti- 
schen Arbeiten und liefert nur einzelne Bausteine zur Palaeogeographie 
der mesozoischen Bildungen. Ehe wir jedoch zur Schilderung unseres 
Gebietes schreiten, wollen wir versuchen, die palaeogeographische 
Situation desselben durch einen kurzen Ueberblick der geologischen 
Geschichte der Alpen zu fixiren. 

Das Alpengebirge in seiner Gesammtheit betrachtet, erscheint 
als ein grosser, fest zusammengefügter Bau, dessen Theile nur als 
Glieder Eines Körpers aufzufassen sind. Diesen einheitlichen Stempel 
haben ihm die gebirgsbildenden Kräfte in einer von der Gegenwart 
nicht sehr entfernten Periode aufgedrückt, und Suess hat in seiner 



Die palaeogeographischen Verhältnisse der Alpen. 21 

Schrift über die Entstehung der Alpen die grossen tektonischen Züge 
meisterhaft dargestellt. Dem einheitlichen tektonischen Charakter 
entspricht aber keineswegs eine einheitliche geologische Vergangen- 
heit. Kin gemeinsames Dach wölbt sich zwar über dem grossen, mit 
uniformen Schnörkeln ausgestatteten Bau, aber die einzelnen Theile 
sind zu verschiedenen Zeiten, von verschiedenen Baumeistern und 
nach abweichenden Baustylen ausgeführt worden. 

In ähnlicher Weise zerfallen die Alpen an der Hand der 
geologischen Analyse in ursprünglich individualisirte Gebiete von 
eigenartiger geologischer Entwicklungsgeschichte, welche erst in 
jüngster Zeit von im gleichen Sinne wirkenden dynamischen 
Bewegungen erfasst und zu Einem Kettengebirge umgemodelt 
worden sind. 

Ueber die palaeozoischen Bildungen der Alpen besitzen wir 
erst sehr fragmentarische Kenntnisse, welche für palaeogeographische 
Reconstructionen noch keine genügende Basis bilden. Bei dem heutigen 
Stande unseres Wissens fallen folgende Thatsachen auf. Das Silur 
ist bisher blos in den Ostalpen nachgewiesen. Fossilfuhrende Punkte 
sind Dienten im Salzbijrgischen, Eisenerz in Steiermark, das Gail- 
thaler Gebirge und die Karavanken. Das alpine Silurmeer verband 
wahrscheinlich das sardinische mit dem böhmischen Silur. 

Höchst eigenthümlich ist das Vorkommen des Devon. Obwol 
bei weiteren Forschungen noch immer devonische Bildungen in den 
Verbreitungsbezirken der silurischen und carbonischen Formationen 
aufgefunden werden könnten, so erscheint es dennoch auffallend, dass 
dies bisher nicht gelungen i.st und dass sichere devonische Ab- 
lagerungen blos in der dem Ostrande der krystallinischen Mittelzone 
eingeschnittenen Bucht von Graz nachgewiesen werden konnten. 

Aus der geographischen Situation des Grazer Devons scheint 
sich mir nun eine merkwürdige Parallele zwischen den Ostalpen 
und dem böhmischen Massiv zu ergeben, welche vielleicht einiger 
Beachtung werth ist. Im Innern von Böhmen fehlt bekanntlich das 
Devon, zwischen Silur und productivem Carbon besteht eine grosse 
Lücke. Dagegen umspannt das Devon im Westen, Norden und Osten 
den Aussenrand der böhmischen Massengebirgsgruppe; es fehlt aber 
wieder längs dem der Donau-Hochebene und den Alpen zugekehrten 
Bruchrande. Das Grazer Devon entspricht nun seiner Lage nach 
dem sudetischen Devon. Es kann als die directe Fortsetzung des- 
selben betrachtet werden. Bestätigt sich das Vorkommen devonischer 
Bildungen in den cetischen Alpen, so ist damit ein Bindeglied 
nachgewiesen. Der Ostrand des böhmischen Massivs würde sich 



22 Die palacogeographischen Verhältnisse der Alpen. 

sonach zur Devonzeit bis tief in die Alpen hineinerstreckt haben. 
Gelänge einstens der Nachweis devonischer Ablagerungen in den 
Südalpen und in den palaeozoischen Strichen der Centralalpen, so 
könnte man auch die südlichen und südöstlithen Grenzen an- 
nähernd bestimmen. Sollte sich aber in diesen Gebieten die wirkliche 
Abwesenheit devonischer Aequivalente nachweisen lassen, so würde 
daraus wol eine bedeutendere Ausdehnung des devonischen Massivs 
hervorgehen. Das Vorhandensein von Praecarbon-Bildungen würde 
jedoch eine zur Praecarbonzeit eingetretene Umfangs-Verminderung 
des Massivs nachweisen. 

Aus der Praecarbon- und Carbonzeit finden sich in den 
Ostalpen marine Ablagerungen mit Einschaltungen von Schiefern, 
welche terrestrische Floren enthalten und die Nähe der Küste an- 
deuten. In den Südalpen reichen diese Gebilde westlich bis in die 
Gegend des Sextener Thaies; auch ein Streifen am Nordrande der 
lombardischen Alpen wird ihnen zugezählt. Die etwas isolirten 
Vorkommnisse der Stangalpe und der Innsbrucker Bucht (Steinacher 
Joch) sind ausgezeichnet durch die Einschaltung von Conglomeraten 
und Pflanzenschiefern (Flussdelta's). Die noch etwas räthselhaften 
sogenannten , Radstädter Tauem- Gebilde*, welche die Zillerthaler 
Alpen und die Hohen Tauem am nördlichen Gehänge begleiten, 
stellen eine Verbindung zwischen den genannten Vorkommnissen 
her und .sind ihnen wahrscheinlich zuzuzählen. Es würde so- 
nach in der Gegend von Klagenfurt ein bis in die Innsbrucker 
Gegend reichender Streifen von den Südalpen abzweigen. Nach 
Stäche sind wahrscheinlich auch silurische Aequivalente in diesem 
Zuge vorhanden. Dem nördlichen Silurzuge zwischen Schwatz und 
Payerbach fehlen die Praecarbon- und Carbonbildungen, Das Meer 
reichte also von Südosten her in das Alpengebiet, begrenzte einer- 
seits das weit nach Süden vorgeschobene böhmische Festland, 
andererseits die Gebiete der Hohen Tauem und der Oetzthaler Alpen, 
von welchen es unentschieden ist, ob sie Inseln oder Festland- 
partien Ayaren. Die Westalpen scheinen während derselben Zeit 
dauernd Festland gewesen zu sein, welches mit dem Centralplateau 
von Frankreich, dem Schwarzwalde und den Vogesen zusammenhing, 
ja vielleicht sogar mit unserem böhmischen Massiv verbunden war. 
Zur Carbonzeit war ein grosser Süsswasser-See vorhanden, welcher 
nach Heer West- und Süd- Wallis bedeckte, nach Westen bis in die 
Dauphinee und nach Osten bis gegen den Titlis und den Tödi sich 
erstreckte. 

Der Permzeit angehörige Conglomerate und Sandsteine finden 
sich in grösserer Verbreitung so wol in den Ost- wie in den 



Die palaeogeographischen Verhaltnisse der Alpen. 23 

Westalpen. Erschwert auch die weite horizontale Verbreitung*) die 
Erklärung der Bildungsverhältnisse dieser Gesteine, so kann man doch 
nur an Binnenseen oder an Aestuarien] als Bildungsstätten denken. 
Im nordöstlichen Tirol und auf der nördlichen Abdachung der West- 
alpen treten als Einschaltung, manchmal auch als Stellvertretung, die 
sogenannten Schwatzerkalke und Röthidolomite auf. Ob der mit 
Rauchwacken verbundene Röthidolomit der Ostschweiz dem in ähn- 
licher Lagerung auftretenden Bellerophonkalke der Südtiroler Alpen 
entspricht, ist noch zweifelhaft. Da in vielen Fällen die Herkunft 
der Gerolle des Verrucano aus einer bestimmten benachbarten Gegend 
nachgewiesen werden kann, so ist man im Stande, stellenweise den 
beiläufigen Verlauf der Küste zu bestimmen. Mit der Entfernung von 
der Küste nimmt die Grösse der Gerolle ab. Unter diesen Um- 
ständen ist das Eindringen der permischen Conglomerate und Sand- 
steine in die Rheinbucht zwischen Ost- und Westalpen sehr bedeu- 
tungsvoll. 

Der Beginn der mesozoischen Epoche ist durch ein wichtiges 
Ereigniss bezeichnet. Das Gebiet der Ostalpen, welches westlich bis 
zum Rhein und bis zum Lago maggiore reicht, trennt sich durch 
Senkung vom böhmischen Festlande und von den Westalpen. Die 
Region der krystallinischen Mittelzone ragt als langgestreckte Insel 
aus dem Triasmeer empor. Ob dieselbe in Folge der andauernden 
Senkung völlig unter den Meeresspiegel hinabtauchte, lässt sich kaum 
bestimmen. War es der Fall, so bildete sie einen submarinen Höhen- 
rücken. Der Annahme einer Tiefsee widerspricht der häufig wech- 
selnde chorologische Charakter. Die ansehnliche Mächtigkeit der 
ostalpinen triadischen Bildungen beweist nur, dass der Gesammt- 
betrag der allmählichen Senkung bedeutend war. Die Westalpen waren 
während der Triaszeit wahrscheinlich wieder zum grössten Theile 
trocken gelegt. In den Gebieten unmittelbar westlich vom Rhein 
fehlen triadische Bildungen gänzlich. Es spricht Manches dafür, dass 
dieses Gebiet durch eine Landbrücke mit dem böhmischen Festlande 
verbunden war. Ob die in den französischen Alpen lediglich auf 
Grund der Lagerung und der lithologischen Beschaffenheit als Trias- 
bildungen angesprochenen fossilleeren Ablagerungen wirklich der 
Trias angehören, ist eine offene Frage. Es wäre denkbar, dass das 
mitteleuropäische Triasbecken von der unteren Rhone-Gegend und 



*) V. Richthofen weist daraut hin, dass das Material der alten rothen Sand- 
steine abgeschwemmter Latent sein könnte. Bestätigt sich diese Vermuthung, so 
hätten wir eine ebenso einfache als befriedigende Erklärung. — Vgl. Neumayr 
Anl. z. wiss. Beob. auf Reisen, pag. 286. 



2Ä Die palaeogcographischen Verhältnisse der Alpen. 

vom Juragebirge her in die westlichen Regionen der Westalpen 
hineingereicht hätte. Ost- und Westalpen waren daher zur Triaszeit 
jedenfalls scharf unterschiedene Gebiete. Erst am Schlüsse der Trias- 
periode, als von Süden und von Südosten her die mediterranen 
Fluthen allmählich, über das mittlere Europa übergreifend, bis nach 
England und bis zur Südspitze Schwedens*) vordrangen, wurde auch 
eine Verbindung mit den äusseren Ketten der schweizerischen Kalk- 
alpen und mit den französischen Alpen hergestellt. Bildungen der 
rhätischen Stufe (Zone der Avimla contorta) sind die einzigen Ab- 
lagerungen der mediterranen Trias, welche in den Westalpen nach- 
gewiesen wird. Indessen gelangte das rhätische Meer nicht in 
westlicher Richtung in die Westalpen, sondern entweder von Süden 
her durch den westlichen Theil des Mittelmeeres oder auf einem 
Umwege über die Bodensee-Gegend; denn in den der Rheinlinie 
zunächst gelegenen Theilen der Schweizer Alpen fehlen die rhätischen 
Bildungen vollständig und weiter im Westen, wo welche auftreten, 
erscheinen sie nur im Norden und kommen in den inneren, dem krystal- 
linischen Schiefergebirge aufgelagerten Kalkketten nicht mehr vor. 

So hatte die physikalische Geographie des Alpenlandes und 
Mitteleuropas an der Grenze zwischen Trias- und Jura-Periode eine 
bedeutungsvolle Aenderung erfahren, welche für die Vertheilung der 
jurassischen Gewässer bestimmend wurde. Der Lias hält sich in 
seiner Verbreitung ziemlich strenge an die rhätischen Bildungen. 
In den Alpen jedoch nimmt man stellenweise ein Uebergreifen des 
Lias über ältere Bildungen wahr, so insbesondere in der westlich an 
den Rhein stossenden Region, wo der untere Lias direct auf den 
permLschen Bildungen (Röthidolomit und Quartenschiefer) auflagert. 

Man unterscheidet nach dem Vorgange Neumayr's im west- 
europäischen Jura zwei Provinzen, die mediterrane und die mittel- 
europäische. Die Unterschiede beruhen hauptsächlich auf dem re- 
gionalen Prävaliren gewisser Typen. Eine grosse Anzahl von Formen 
ist beiden Provinzen gemeinsam. Der Jura der Schweizer Alpen ge- 
hört zwar im grossen Ganzen der mediterranen Provinz an, wie der 
Jura der Ostalpen, aber trotzdem besteht zwischen der Ausbildung 
der jurassischen Gebilde in den durch die Rheinlinie getrennten Ge- 
bieten eine durchgreifende lithologische Verschiedenheit, welche 
nur durch die Annahme abweichender physikalischer Verhältnisse 
verständlich wird. Die Geographie der Triaszeit gibt darüber 
einigen. Aufschluss. Der o.stalpine Jura, welcher sich strenge an die 

*) Hubert, Rech, sur Tage des gres ä combustibles d'Helsingborg et d'Höganäs. 
Ann. des sc. g^ol. 1869. 



Die palaeogcographischen Verhaltnisse der Alpen. 2$ 

Verbreitung der triadischen Ablagerungen hält, wurde in dem alten, 
fortbestehenden Meeresbecken der Trias abgelagert, während das 
westalpine Jurameer in neueroberte oder erst kürzlich sehr ver- 
änderte Gebiete übergriff. Für die Westalpen begann gewisser- 
massen erst zu dieser Zeit die alpinische Individualisirung. Die 
jurassischen Bildungen der Westalpen unterscheiden sich von den 
gleichzeitigen Niederschlägen des Juragebirges zunächst durch ab- 
weichenden lithologischen Charakter und durch grössere Mächtig- 
keit. Der mediterrane Charakter der Faunen tritt, wie es scheint, 
erst zur Zeit des Dogger und Malm bestimmter hervor. Aber dem- 
ungeachtet besteht, wie Mösch hervorgehoben hat, ein merkwürdiger 
chorologischer Parallelisnius zwischen Westalpen und Juragebirge, 
welcher erst im Tithon verschwindet. Die Linie Basel-Olten, 
welche im Juragebirge die Grenze zwischen zwei wichtigen hetero- 
pischen Gebieten bezeichnet, findet in den Schweizer Alpen ihre 
Fortsetzung im Brienzerseethal, und stimmen die im Osten und 
Westen von dieser Trans versallinie liegenden jurassischen Ablage- 
rungen der Alpen und des Juragebirges in einer Reihe von Hori- 
zonten in der Facies überein. Es entsprechen also den Alpen zwischen 
Brienzerseethal und Rheinthal der gegenüber liegende aargauisch- 
schwäbische Jura und den Alpen westlich vom Brienzerseethal der 
westschweizerisch -französische Jura. In einigen wenigen Fällen er- 
streckt sich diese Uebereinstimmung sogar auch auf die petrographische 
Beschaffenheit.*) Man darf daher den Grund der abweichenden Au.s- 
bildung des alpinen Schweizer Jura nicht etwa einer constant grö.sseren 
Meerestiefe zuschreiben. Die bedeutende Mächtigkeit der pelagischen 
Facies erklärt sich ungezwungen durch periodisch rascheres Sinken 
des alpinen Meeresstriches. — In der nördlichen Zone der Ostalpen 
und in den sich an diese anschliessenden Karpathen besitzen wol 
nur die tiefsten liasischen Horizonte, wenn sie in der litoralen Facies 
der Grestener Schichten auftreten oder sich derselben nähern, eine 
bemerkenswerthe Uebereinstimmung mit den gleichaltrigen isopischen 
Bildungen der mitteleuropäischen Provinz. Es treten diese Ablage- 
rungen am Nordrande der nordöstlichen Alpen und der Karpathen 
auf, in dessen Nähe die Küste des Liasmeeres sich hinziehen mus.ste. 
Bereits bei Pa.ssau**) verschwindet der Lias und es fehlt derselbe in 
den der mitteleuropäischen Provinz angehörigen Juradistricten Mäh- 
rens, Schlesiens und Polens gänzlich. 



*) Vgl. Mösch, der Jura in den Alpen der Ostschweiz. 
♦*) Vgl. V. Ammon, die Jura- Ablagerungen zwischen Regensburg und Passau. 



26 ^ic palaeogeographischen Verhältnisse der Alpen. 

4 

Eine Thatsache möge noch angeführt werden, welche vielleicht 
auf die eigenthümlichen Verhältnisse des schweizerischen Alpenjura 
ein Licht werfen könnte. Der Lias im Westen des Rhein zeigt nach 
M ö sc h's Schilderung blos mitteleuropäische Formen. Der obere Lias 
ist durch die im mitteleuropäischen Jura weit verbreiteten Posidonien- 
schiefer vertreten. Zittel*) hat nun in neuerer Zeit die Aufmerksam- 
keit wieder auf die grosse Uebereinstimmung des provengalischen 
oberen Lias mit dem oberen Lias der Lombardei gelenkt. Es drängt 
sich da die Frage auf, ob die im Schweizer Alpenjura vorkommenden 
mediterranen Formen nicht auf dem Wege über Südfrankreich in die 
westalpinen Regionen gelangten.^ 

Während der Kreidezeit gehörte zwar, wie zur Zeit des 
mittleren und oberen Jura das gesammte Alpengebiet ebenfalls der 
mediterranen Provinz an, aber es spielt sich in den verschiedenen 
Alpentheilen eine sehr wechselvolle Geschichte ab. Für die Nordalpen 
erweist sich die Rheinlinie abermals als eine bedeutungsvolle Grenz- 
scheide. In den Westalpen dauert die Senkung der Kalkalpenzone 
fort, der heteropische Wechsel scheint zwar sehr bedeutend zu sein, 
aber eine Lücke von Bedeutung .scheint nirgends vorhanden zu sein. 
Wol charakterisirt erreicht das westalpine Kreidesystem, den Jura 
concordant überlagernd, am Rhein das o.stalpine Triasjura-Gebiet 
und schneidet an demselben ab. In den nördlichen Ostalpen zeigt 
die Kreide eine eigenthümliche Beschränkung. Das Neocom ist nur 
in der Facies von Aptychenschiefern und von Cephalopoden-Mergeln 
(Rossfelder Schichten) vertreten. In Nordtirol lagert dasselbe noch 
concordant auf dem Jura. Weiter ö.stlich dagegen besteht häufig 
eine auffallende Discordanz und kommen die Neocombildungen, 
Niederungen ausfüllend, in übergreifender Lagerung über und neben 
älteren Ablagerungen vor. Die mittlere Kreide fehlt gänzlich. Die 
obere Kreide ist nur unvollständig durch die sogenannte Gosau- 
bildung vertreten, welche unabhängig von der Verbreitung des 
Neocom im ganzen Gebiete der Nordostalpen nur als Ausfüllung 
von Buchten vorkommt. 

Es folgt daraus, dass die Nordostalpen während der Kreidezeit 
bereits allmählich über den Meeresspiegel auftauchten. Die Hebung 
begann im östlichen Theil und schritt von da gegen Westen fort. 

Eine ähnliche Transgression der oberen Kreide wie in den 
Nordostalpen zeigt sich auch in der Grazer Devonbucht (Kainach- 
thaler Gosaubildung), femer am Süd- und am Westabhang des 



♦) Central-Apcnninen. Geogn. pal. Beitr. v. Benecke, II., p. 174. 



^ 



Die palaeogeographischen Verhältnisse der Alpen. 27 

Bachergebirges, im unteren Lavantthal und im Gurkgebiet bei 
Althofen und Guttaring. Die meisten dieser Ablagerungen sind noch 
sehr wenig bekannt und ist es noch fraglich, ob die im Süden der 
Centralkette gelegenen mit dem Gosau-Typus oder mit der süd- 
alpinen Kreide-Entwicklung übereinstimmen. 

In den Südalpen lagern die Kreidebildungen concordant auf 
dem Jura. Obwol palaeontologisch bis jetzt nur wenige Horizonte 
nachgewiesen sind, hat die Annahme von Lücken wenig Wahrschein- 
lichkeit fiir sich. Der heteropische Wechsel ist nicht unbedeutend. 
Der Eintritt einer Hebung, wie in den Nordostalpen, ist nicht 
nachweisbar. 

Indem wir zu den alttertiären Bildungen übergehen, welche in 
den Westalpen eine bedeutende Rolle spielen und gebirgsbildend 
auftreten, während dieselben nur in zwei Buchten (Unter-Innthal und 
Reichenhall) in das Innere der Nordostalpen hineinreichen-, erscheint 
es am Platze, einer bisher unerwähnt gebliebenen Region zu ge- 
denken. Am Nordrande der Nordostalpen und der Karpathen zieht 
sich eine landschaftlich wol charakterisirte, meist bewaldete Hügel- 
kette mit sanften, abgerundeten Formen hin, welche den Uebergang 
von der Ebene zu den schroffen Felsgestalten der Kalkalpen und 
der Karpathen vermittelt, die sogenannte Wiener (resp. Karpathen-) 
Sandsteinzone. Den Westalpen sowol, wie den Südalpen fehlt 
diese Zone in ihrer orographisch typischen Gestalt. Nachdem längere 
Zeit die divergirendsten Ansichten über das Alter des Wiener oder 
Karpathen-Sandsteines (Flysch *) unvermittelt einander gegenüber- 
gestanden haben, kann man die heute vorliegenden Thatsachen zu 
folgendem Gesammtbilde zusammenfassen. In den Karpathen umfasst 
die Karpathen-Sandsteinfacies, wie die Untersuchungen von Hohen- 
egger, Paul und Tietze gelehrt haben, die gesammte Kreide und 
das Alttertiär einschliesslich des Oligocän. Das Gebiet ist mehrfach 
gefaltet und in den sogenannten Klippenzügen treten aus den Sätteln 
der tiefsten Glieder schollenförmig zersprengte. Theile älterer (juras- 
sischer) Kalke hervor, welche mit ihren schroffen Formen klippen- 
artig aus den sanften Gehängen der Sandsteine emporragen. An 
Breite bedeutend reducirt, aber noch ganz mit den karpathischen 



*) Eine interessante Controverse über die Genese des Flysches hat sich in 
jüngster Zeit zwischen Th. Fuchs, welcher den Flysch fOr das Product eruptiver 
Vorgänge (Schlammvulcane) erklärt, und K. M. Paul, welcher im Einklänge mit 
den herrschenden Ansichten den Flysch fOr eine normale Dctritusbildung halt, ent- 
sponnen. Vgl. Fuchs, Ueber die Natur des Flysches, Sitz. Ber. Wien. Akad. 1877, 
und Paul, Ueber die Natur des karpathischen Flysches, Jahrb. Geolog. R.-A. 1877. 



28 I^ic palaeogeographischen Verhältnisse der Alpen. 

Charaktem, selbst Klippenzüge umschliessend, tritt die Sandsteinzone 
bei Wien in die alpine Region ein. Weiter westlich, etwa in der 
Gegend von Gmunden, scheinen die Kreidebildungen schon ganz 
die Sandsteinfacies abgestreift zu haben, während die alttertiären 
Theile dieselbe beibehalten (Flysch). Zwischen den Kalkalpen und 
der Sandsteinzone läuft eine Bruchlinie durch. In der Gegend von 
Füssen nehmen die unter dem alttertiären Sandstein auftauchenden 
cretaceischen Ablagerungen den Charakter der schweizerischen 
Alpenkreide an. Im Bregenzerwalde treten dieselben in grösserem 
Umfange und selbst mehrfach gefaltet zu Tage und an der Canis- 
fluh bei Au gestatten sie auch schwarzem Tithonkalke der schwei- 
zerischen Elntwicklung aus der Tiefe emporzudringen. Kleine 
klippenförmige Juraschollen mit ostalpinem Charakter stecken 
mehrfach bei Sonthofen und Hindelang im eocänen Flysch. Das 
Kreidegebirge des Bregenzerwaldes ist nun nichts weiter, als die 
durch den Rhein oberflächlich unterbrochene Fort.setzung des Sentis- 
Stockes. Der südliche Flyschzug des Bregenzerwaldes spaltet sich 
in zwei Arme. Einer setzt über den Rhein in das Werdenbergische, 
der andere wendet sich südlich und begleitet durch Liechtenstein 
das ostalpine Triasgebirge. 

Jenseits des Rheins zersplittert sich die Flyschzone über die 
ganze Breite der Kalkalpen. Flysch- und Kalkzone fallen zasammen. 
Mächtige Züge von Kreide- und Jurakalken altemiren in dem vielfach 
gefalteten Gebirge mit stets wieder von Neuem ansetzenden Flysch- 
zügen. Man könnte die Aufbrüche der ältereren Kalke mit den 
Klippenzügen der Karpathen vergleichen, aber es fehlt ihnen eine 
bestimmt eingehaltene, continuirlich fortlaufende Streichungslinie. 

So fallt der nördlichen Kalkzone der Westalpen die gleiche 
orotektonische Rolle zu, wie der Wiener Sandsteinzone der Nordost- 
alpen. Die nordöstlichen Kalkalpen verhalten sich wie ein Central- 
gebirge zur Wiener Sandsteinzone, welche die Fortsetzung der 
schweizerischen Kalkalpen ist. Man könnte sich veranlasst sehen, 
für die Wiener Sandsteinzone die gleiche oder doch annähernd 
gleiche geologische Entwicklungsgeschichte, wie für die westlichen 
Kalkalpen, wegen ihres Zusammenhangs mit diesen zu supponiren. 
Es wurde bereits erwähnt, dass einige Thatsachen für den Bestand 
einer Landverbindung zwischen dem böhmischen Massiv und den 
Westalpen zur Triaszeit sprechen. Wir werden weiter unten bei der 
Schilderung der triadischen Bildungen der Ostalpen 'darauf ein- 
gehender zurückkomrnen und wollen hier nur erwähnen, dass that- 
sächlich einige Anhaltspunkte für die Annahme vorliegen, dass die 
Wiener Sandsteinzone zur Triaszeit grossentheils Festlandssaum 



H 



Die palaeogeographischen Verhältnisse der Alpen. 2Q 

gewesen sei. Alles spricht ferner dafür, dass die Wiener Sandstein- 
zone zur Kreide- und älteren Tertiärzeit, im Gegensatze zu den sich 
hebenden Nordostalpen, einen sich langsam aber fortdauernd sen- 
kenden Meeresstrich gebildet hat. Eine Schwierigkeit scheint nur die 
Erklärung des Vorkommens jurassischer Ablagerungen mit ostalpinem 
Typus zu bieten. Doch schwindet bei näherer Ueberlegung auch 
dieses Bedenken. Denn zur Liaszeit war nördlich von der Sandstein- 
zone Festland und nur von Süden her drang das Meer vor. Auch 
das Ineinandergreifen der helvetischen und ostalpinen Entwicklung 
im Bregenzerwalde, dicht an der Grenze von Ost- und Westalpen, 
bietet nichts Befremdendes dar. 

In das Gebiet der heutigen Mittelzone der Ostalpen drang das 
Eocänmeer an einer Stelle in Unterkämten ein, welche bereits 
zur Zeit der oberen Kreide eine Meeresbucht gewesen war. Ein 
Relict dieser Buchtausfüllung ist das räumlich sehr beschränkte 
Eocänvorkommen bei Guttaring. 

Auch die Eocänbildungen des steierischen Sannthaies und des 
krainerischen Savethales dürften in tief eingesenkten Buchten ein- 
gelagert worden sein. 

In den übrigen Theilen der Südalpen scheinen die Eocän- 
bildungen concordant über den Kreidebildungen zu lagern. Sie 
erreichen jedoch hier nicht, wie in den Westalpen relativ namhafte 
Höhen. Es muss vorläufig unentschieden bleiben, ob sie bedeutend 
grössere Räume bedeckten und durch nachträgliche Denudation 
entfernt wurden oder ob sie blos in gewissen, durch Bruchlinien 
von dem übrigen sich erhebenden Gebiete losgelösten Regionen ab- 
gelagert wurden. 

Während der Miocänzeit erhoben sich die Westalpen und 
die Wiener Sandsteinzone über das Meeresniveau, und scheint es, 
dass die Hebung von Westen gegen Osten an Intensität abnahm. 
In den Südalpen trat die Hebung etwas später ein. Am Nordfusse 
der Alpen stritten mit wechselndem Erfolge Meer und Süsswasser 
um die Herrschaft, ebenso im Osten, aber hier gelang es dem 
Meere stellenweise noch in das Innere des zerfurchten Alpenrandes 
einzudringen. Am Südgehänge der Alpen reichte das Miocänmeer 
ebenfalls noch in einzelnen Buchten in das Innere des Gebirges. 

Während der Pliocänzeit war bereits im Norden der Alpen 
trockenes Land, das Gebirge erfuhr noch die letzten, in ihrem 
Gesammtbetrage gewaltigen Aufrichtungen, von denen insbesondere 
die berühmte Aufwölbung und Ueberschiebung der Molasse längs 
dem schweizeri.schen Alpenrande (Anticlinale der Molasse) Zeug- 
niss gibt. 



J 



-30 1^16 palaeogeographischen Verhältnisse der Alpen. 

Diese flüchtig skizzirte Entwicklungsgeschichte des Alpengebirges 
lässt die grosse historisch-genetische Verschiedenheit der Ost- und 
Westalpen in ihren Umrissen klar erkennen.*) Es würde uns zu 
weit von unserer Aufgabe abfuhren, wenn wir auch die nicht 



*) Die bisherige Dreitheilung der Alpen in Ost-, Mittel- und Westalpen ist 
in den natürlichen Verhältnissen nicht begründet, wie ich an einer anderen Stelle 
bereits gezeigt habe (Zeitschrift d. D. Alpenvereins, 4. Band). Ein ausgezeichneter 
Geograph hat sich (A. a. O. 6. Bd.) umständlich gegen die von mir vorgeschlagene 
Zweitheilung ausgesprochen und die Prätension der Geologen „das Gebirge nach ihren 
Ansichten eingetheilt zu sehen" getadelt. Ich kann diesen Vorwurf ruhig hinnehmen. 
Vom blossen Utilitäts-Standpunkte aus mag es recht bequem sein, die Thiere und 
Pflanzen lediglich nach ihren äusseren Merkmalen, nach Farbe, Grösse, Bekleidung 
und etwa auch nach dem Nutzen, den sie dem Menschten gewähren, zu classi6ciren. Aber 
wer vermöchte ein naturhistorisches System auf solcher Grundlage ernst zu nehmen : 
Gewiss haben die äusseren Merkmale auch ihre naturhistorische Bedeutung, aber 
sie können nur zu Unterscheidungen letzter Ordnung vortheilhafi verwendet werden. 
Das Kriterium einer wissenschaftlichen Eintheilung besteht darin, dass sich dieselbe 
mit logischer Nothwendigkeit aus dem inneren Wesen des einzutheilenden Objectes 
ergibt. Es ist eine Selbsttäuschung, die physikalische Geographie als eine besondere 
Wissenschaft der Geologie gegenüberzustellen. Die Geographie von heute ist nur 
die Geologie von heute. Zur Wissenschaft wird das trockene Thatsachen-Register 
erst, wenn man ihm durch die Darlegung des inneren Zusammenhanges und der 
gegenseitigen Wechselbeziehungen geistiges Leben einzuhauchen vermag. 

Gegen die bisherige Praxis der Alpengliederung nach den plastischen Verhält- 
nissen der centralen Zone liess sich so lange kein triftiger Einwand erheben, als nicht ein 
Eintheilungsprincip höherer Ordnung bekannt war. Seitdem aber nachgewiesen ist, dass 
die Alpen in zwei grosse, unter einander verschiedene, in sich selbst aber wesentlich 
einheitliche Abschnitte zerfallen, wird diese Zweitheilung in der wissenschaftlichen 
Nomenclatur der Alpen auch ihren entsprechenden Ausdruck ünden müssen. Die 
Trennungslinie selbst wird, aus Rücksicht auf die leichtere Verwendbarkeit, will- 
kürlich na:h der geeignetsten Tiefenlinie gezogen werden können, auf die Gefahr 
hin, dass in der Natur ein wechselseitiges Uebergreifen über die Linie stattfindet. 
Analoger Deviationen vom starren Princip macht sich die Wissenschaft in zahllosen 
Fällen schuldig, aber sie hält strenge darauf, dass dieselben nur subsidiarisch 
Platz greifen. 

Bei der Zweitheilung ergibt sich übrigens noch eine merkwürdige morpho- 
logische Homologie zwischen den beiden Abschnitten, auf welche ich hinweisen 
möchte, ohne jetzt schon theoretische Folgerungen daran zu knüpfen. Die Be- 
trachtung einer guten hypsometrischen Karte (z. B. der Steinhauser*schen) lehrt, 
dass die Massenerhebungen der krystallinischen Zone sich im westlichen Theile der 
Ostalpen in einem breiten Streifen gegen SSW. wenden, wodurch erstens eine 
ansehnliche Abschnürung an der Grenze zwischen Ost- und Westalpen Hervorgebracht 
und zweitens ein grosser, gegen SO. offener Bogen gebildet wird, welchen die 
mesozoischen Bildungen des südlichen Tirols u. s. f. ausfüllen. Es ist dies eine 
Wiederholung derselben Erscheinung, welche die bogenförmig die piemontesische 
Ebene umringenden Westalpen zeigen. Wäre die südliche Nebenzone der Ostalpen 
in die Tiefe gesunken, so wäre die Homologie noch viel auflfälliger. Den Westalpen 
fehlt bekanntlich auf der Innenseite eine jüngere Nebenzone. 



Die palaeogeographischen Verhaltnisse der Alpen. ^I 

unbedeutenden structurellen Verschiedenheiten zwischen diesen beiden 
grossen Abschnitten des Alpengebirges besprechen wollten. Eines 
sei aber noch bemerkt. So verschiedenartig die Geschichte der 
Ost- und Westalpen auch ist, so tritt doch, wenn auch mit 
ungleicher Intensität und zu verschiedenen Zeiten, eine bestimmte 
Tendenz nach homologer Entwicklung klar hervor. Wenn der eine 
Theil in dieser Richtung vorausgeeilt ist, so holt ihn der andere 
Theil in einer folgenden Periode mit verdoppelter Energie, gewisser- 
massen im Eilschritt wieder ein, oder überholt ihn sogar, aber am 
Ende des Wettlaufes langen beide gleichzeitig am Ziele an. 



IIL CAPITEL. 

Uebersicht der permischen und mesozoischen Forma- 
tionen der Ostalpen, mit besonderer Rücksicht auf 

Südtirol. 

Permische Bildungen: Quarzporphyr. Vcrrucano. Grödener Sandstein. Bellerophonkalk. - 
Triadische Bildungen: Allgemeines. Verhaltniss zur mitteleuropäischen Trias. Werfener 
Schichten. Der untere Muschelkalk. Beginn der heteropischen Spaltung. Der obere Muschel- 
kalk. Die norische Stute. Juvavische und mediterrane Provinz. Buchensteiner Schichten. 
Wengener Schichten. Die karnische Stufe. Cassianer Schichten. Raibler Schichten. Dachstein- 
Schichten. Die rhätis^che Stute. Kössener Schichten. Tabellen der juvavischen und medi- 
terranen Triasprovinzen, sowie des germanischen Trias-SeeV - Jurassische Bildungen: 
Mediterrane und mitteleuropäische Provinz. Lückenhaftigkeit des mediterranen Jura. Der Lias. 
Der Dogger. Der Malm. - Cretaceische Bildungen: Allgemeines über die mediterrane 
Kreide. Die choroiogischcn Verhältnisse der ostalpinen Kreide. 

An dem Aufbau des in diesem Buche zu schildernden Ge- 
birgslandes nehmen archaeische, palaeozoische, mesozoische und käno- 
zoische Felsbildungen Theil. Die ältesten geschichteten Felslager 
sind kry!=;tallinische Schiefer, die jüngsten Meeresbildungen stehen im 
Alter den älteren Ablagerungen des Wiener Tertiärbeckens gleich. 
Die steinernen Schriftzüge unserer Felsberge reichen somit aus der 
grauen Vorzeit der Erdgeschichte bis nahezu in die Gegenwart hinein, 
und mächtige Geröllbildungen und Wanderblöcke erzählen uns von 
den Zuständen und Vorgängen hart am Beginne der heutigen 
Ordnung der Dinge. 

Diejenigen Bildungen, welche vorzugsweise an der Zusammen- 
setzung unserer Gebirge betheiligt sind und zugleich die Hauptrolle 
in den beiden Kalkalpen-Zonen des Ostens spielen, sind permischen 
und mesozoischen Alters. Es ist für das Verständniss des Zusammen- 
hangs unbedingt nöthig, den Detailschilderungen eine gedrängte 
Uebersicht der Verhältnisse und der Gliederung dieser Formationen 
vorausgehen zu lassen. 



Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen etc. ^^ 

Ueber die älteren Ablagerungen sowie über die Tertiär- und 
jüngeren Schuttbildungen werden wir die nöthigen Auskünfte an 
passenden Stellen der Detailschilderungen einschalten. 

Permische Bildungen. 

/. Ueber den Phylliten lagern in der ganzen Ausdehnung unseres 
Gebietes permische Ablagerungen. Hierher gehört vor Allem die 
mächtige und ausgedehnte Quarzporphyr-Platte von Bozen, 
welche westlich bis an die Bruchlinie von Judicarien und Nonsberg 
reicht und um die Südspitze der Adamello-Masse herum bis nach 
Val Trompia vordringt. Die deckenformige Lagerung ist allent- 
halben klar ausgesprochen. Gleich einer sedimentären Schicht nimmt 
der Porphyr an allen tektonischen Störungen Theil. In der Bozener 
Gegend unterscheidet man deutlich mehrere Lager und mächtige 
Systeme von Tuffsandsteinen und Conglomeraten. Wahrscheinlich 
sind auch diese Lager nicht als einheitliche Ströme, sondern als 
Complexe von Strömen aufzufassen, was aber erst durch sorgfältige, 
schrittweise vorgehende Untersuchungen festgestellt werden könnte. 

Wo der Porphyr fehlt, tritt an seiner Stelle eine Conglomerat- 
masse mit Gerollen von krystallinischen Schiefergesteinen, Porphyr 
und selten auch von älteren Kalksteinen auf Quarzgerölle sind vor- 
herrschend. Die Porphyrgerölle finden sich nur in der Nähe der 
Porphyrgrenze zahlreich. Fusulinenkalk-Gerölle kommen im Sexten- 
thale in der Nachbarschaft des palaeozoischen Gebirgszuges der 
Kamischen Alpen vor. Nicht selten begegnet man in diesen ^Ver- 
rucano* genannten Conglomeraten und Sandsteinen isolirten Strom- 
enden des Porphyrs, welche häufig für Porphyrgänge gehalten 
wurden. In der Grenzregion zwischen Porphyr und Verrucano findet 
ein wechselseitiges Ineinandergreifen statt. 

^ Die Färbung des Conglomerats ist in der Regel in unserem 
Gebiete grau, die der Sandsteine gelblich-weiss bis roth. Aehnliche, 
kaum unterscheidbare graue Conglomerate finden .sich übrigens auch 
in den alpinen Carbonbildungen. 

Für die Altersbestimmung entscheidend waren die Unter- 
suchungen von Suess in Val Trompia, wo eine zwischen einem 
unteren Porphyrlager und einem oberen Verrucano eingeschaltete 
Schiefermasse zahlreiche durch Geinitz bestimmte Pflanzenreste des 
^deutschen Rothliegenden enthält. Die wichtigsten Formen .sind: 
Walckia piniformis SchL sp. 
„ filicifomtis Schi. sp. 
Schizopteris fasciculata var. Zwickaviaisis Gutb. 

Mo) si so vi CS, Dolomitriffe. 3 



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tf 



9A Uebersicht der pennischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

Splienopteris tridactylites Br. 

oxydata Goep, 
Suesst Gein. 

Eine jüngere Permflora ist kürzlich von Boeckh bei Fünf- 
kirchen in Ungarn entdeckt und von O. Heer*) beschrieben worden. 
Sie stammt aus den schiefrigen Zwischenmitteln eines grauen Sand- 
steines, welcher unmittelbar von Verrucano-Conglomeraten mit Quarz- 
porphyr-Geröllen überlagert wird, und besteht aus: 
Baieria digitata Brg. sp. 
Ulltnannia Geinitzi Hr. 
Voltzia hungarica Hr. 
„ Böckhiana Hr. 
Schizolepis permensis Hr. 
Carpolithes Klockeamis Gcin. sp. 

hunnisus Hr. 
foiwolaUts Hr. 
Eiselianus Gein. sp. 
libocedroidcs Hr. 
Geinitzi Hr. 

Fast die Hälfte der Arten stimmt mit solchen des deutschen 
Kupferschiefers überein. Voltzia hungarica ist die häufigste Pflanze. 
Bereits Heer betonte als auffallende Thatsache das Vorkommen 
der vorher nur aus rhätischen Schichten bekannten Gattung Schizo- 
lepis, und E. Weiss*) lenkte, durch die Fünfkirchner Funde ver- 
anlasst, die Aufmerksamkeit der Palaeontologen auf den auffallend 
triadischen Charakter der permischen Floren. 

2. Ueber dem Porphyr oder über dem Verrucano folgt ein rother 
Sandstein in massig starken Bänken, der sogenannte Grödener 
Sandstein. Wo er den Porphyr überlagert, ist die Grenze keine 
srharfe. Der Porphyr wird gegen oben dünnplattig, löst sich in 
breiten Schalen ab und geht allmählich in leicht zu Grus zerfallende 
Conglomerate*über. Dazwischen schieben sich dünne Sandsteinbänke 
ein. Die Schichtflächen der höher liegenden Bänke sind häufig mit 
sogenannten Wellenschlag-Eindrücken bedeckt und zeigen auch wol 
undeutliche, an Reptil-Fährten erinnernde Zeichnungen und Trocknungs- 
Risse. Man hat diese Bänke mit dem Cheirotherien-Sandstein des 
deutschen Buntsandsteins verglichen und den Grödener Sandstein 



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*) lieber permische Pflanzen von FOnfkirchen. Mitth. a. d, Jahrb. d. k. ung. 
geol. Anst. Bd. V. 

*•) Ueber die Entw-ickelung der fossilen Pflanzen in den geologischen Perioden. 
Zeitschr. d. geol. Ges. 1877, p. 253. 



mit besonderer Rücksicht auf SQdtirol. 



35 



überhaupt wegen seiner Lagerung mit dem isopischen Buntsand- 
stein identificirt. 

Von organischen Einschlüssen kannte man bis auf die neueste 
Zeit blos verkohlte schlecht erhaltene Pflanzenstengel und kleine, 
nicht abbauwürdige Kohlenflötzchen. Erst kürzlich entdeckte Gümbel 
in dem weissen Sandstein mit den Wellenschlägen sowie in höher 
gelegenen lettigen Zwischenschichten an der Strasse von Neu markt 
nach Mazzon im Etschthale besser erhaltene Pflanzenreste, unter 
welchen er die charakteristischen Formen der Permflora von Fünf- 
kirchen wiederfand *) Auch Ullmannia Bronni, eine von Fünfkirchen 
noch nicht bekannte Kupferschiefer-Pflanze, soll sich gefunden haben. 
Mit Voltzia hungarica dürfte nach Gümbel's Ansicht die schon seit 
längerer Zeit aus dem untersten Grödener Sandstein von Recoaro 
bekannte Palissya Massalongi Schaur, übereinstimmen. 

Nach diesen Bestimmungen scheint die oberpermische Flora 
von Füntkirchen aufwärts in den Grödener Sandstein fortzusetzen- 
Der deutsche Buntsandstein ist arm an Pflanzenresten und gewährt 
uns keine Anhaltspunkte zur Beurtheilung seines Verhältnisses zu 
dem Grödener Sandstein. Nur aus der obersten Abtheilung des 
Buntsandsteines, aus dem Roth, kennt man die von Schimper und 
Mougeot beschriebene Flora des elsässisch-lothringischen Voltzien- 
Sandsteines. Diese ist aber verschieden von der Flora von Fünf kirchen. 

3. In unserem Gebiete, dann im angrenzenden Friaul ist durch 
die neueren Untersuchungen ein sehr interessantes Glied, das wir 
kurzweg ,Bellerophonkalk* nennen, bekannt geworden. Zu- 
unterst, unmittelbar über dem Grödener Sandstein, liegen gewöhnlich 
Gypse und Halbgypse (stellenweise auch Alabaster) in Verbindung 
mit Thon, darüber kleinmaschige Rauch wacken, Zellenkalke und 
dunkle Dolomite, zuoberst fossilreiche, dunkle, häufig bituminöse 
Kalke (eigentlicher Bellerophonkalk). Die Mächtigkeit dieser Unter- 
abtheilungen ist eine sehr wechselnde. Die weiteste Verbreitung 
haben die Gypse, welche in sonst bei Gypsen seltener Constanz fast 
unser ganzes Gebiet durchziehen und noch weit nach Friaul hinein- 
reichen. Nächst den Gypsen zeigen die Rauchwacken und schwarzen 
Dolomite eine bedeutende Ausdehnung. Die fossilreichen Kalke sind 
vorzugsweise auf den Norden unseres Gebietes beschränkt, von wo 
sie dann nach Friaul weiter streichen. In Val Sugana, dann bei 
Trient treten an Stelle der geschilderten Gesteine lichte, häufig 
polyedrisch zerbröckelnde Kalke mit rothen Flasern und gelblicher 



♦) Verh. Geol. R.-A. 1877, p. 23. — Die geogn. Durchforschung Bayerns. 
Festschrift der MOnchener Akademie, 1877, pag. 57. 

3» 



36 Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

Verwitterungsrinde. Diese Gesteine besitzen einige Aehnlichkeit mit 
dem Röthidolomit Vorarlbergs und der Schweiz und mit dem Schwatzer 
Kalk Nordtirols. 

Die Schichtgruppe des Bellerophonkalkes ist bisher mit dem 
sie überlagernden, an der Grenze sogar durch Wechsellagerung mit 
ihr verbundenen Werfener Schiefer zusammengefasst worden. Die 
Veranlassung zu ihrer Ausscheidung boten die vorher nicht bekannt 
gewesenen Fossilien, welche Stoff zu anregenden Discussionen geben. 

Stäche, welcher das bei unseren Aufnahmen gesammelte Ma- 
terial untersuchte,*) nennt als wichtigste Formen: 

Nautilus Hoemesi St. 
„ crux St. 
„ Sebcdinus St. 
„ fugax Mojs. 
Rellerophon Ulrici St. 

„ pcregrinus Lbe. 

„ Jacobi St. 

„ cadoriais St. 

„ Sextaisis St. 

„ Gümbcli St. 

„ Janus St. 

„ Coviclicanus St. 

„ psetidohclix St. 

„ Mojsväri St. 

Hinnites crinifcr St. 
Pcctcn (Entoliiofi) tirolensis St. 
yy (Vota) prac Cursor St. 
„ pardulus St. 
Aviculopecten Trinkcri St. 

„ comelicanus St. 

„ Gümbcli St. 

Avicula cifigulata St. 
yy striatocostata St. 
„ filicosta St. 
Bakeivcllia cf. ccratophaga Kifig. 
Schizodus cf. truncatus Kiftg. 
Spirifer vultur St. 
„ ladinus St. 
mcgalotis St. 



n 



•) Fauna der Bellerophonkalke Südtirols. Jahrb. d. Geol. R.-A. 1877 u. 1878. 



mit besonderer Rücksicht auf SQdtirol. 37 

Spirifer Haueri St. 

^ cadoricus St. 

^ dissectus St. 

jy Sextensis St. 
Spirigera Janiceps St. 
Streptorhynchtis tirolensis St. 
„ Pichleri St. 

Orthis sp. 
Strophomena sp. 
Leptaena sp, 
Prodiictus cadoriais St. 

Diese Mollusken-Fauna besitzt einen ausgesprochen palaeo 
zoischen Charakter. Zwei Formen (Schisodus cf. tmncatiis und 
Bakewellia cf. ceratophaga) erinnern an Zechsteinarten. Die übrigen, 
durchaus neuen Formen schliessen sich carbonischen Arten zunächst an. 

Gümbel, welcher die Foraminiferen und Ostracoden bearbeitet, 
betont dagegen den mesozoischen Charakter der Foraminiferen. Doch 
beweist Stäche's Fund einer Fusiäina (Fus. [Orobias] Gümbeli St.), 
dass auch hier noch carbonische Anklänge vorhanden sind. 

Da der Bellerophonkalk über Rothliegendem liegt, so scheint 
bei dem rein palaeozoischen Charakter der Fauna kaum ein anderer 
Schluss möglich, als dass er Zechstein mit einer stark individuali- 
sirten Localfauna sei. Nachdem der in England und im nördlichen 
Deutschland auftretende Zechstein gegen Süden auskeilt, so könnte 
m^ zu Gunsten einer solchen Auffassung sich sogar auf eine immer- 
hin bedeutende geographische Schranke berufen. 

Indessen lässt sich die Frage nach dem Alter des Bellerophon- 
kalkes noch von anderen Gesichtspunkten betrachten. Der Zechstein 
ist eine zwischen heteromesischen Bildungen eingeschaltete Ablage- 
rung, sein Alter ist das des Rothliegenden, wie die Verhältnisse in 
Russland beweisen. Zwischen der an der Basis der productiven 
Kohlenformation eingeschalteten marinen Fauna mit Goniatites Listen 
und dem Zechstein besteht eine Lücke, in welche wahrscheinlich die 
sogenannten Permocarbonbildungen des Nordens, Nordamerika's u. s. w, 
hineinfallen. Das Zechsteinmeer rückte aus arktischen Regionen gegen 
Süden vor. Die Verbindung mit dem Meere wurde aber, ehe die 
Fauna sich weiter entwickelte, wieder unterbrochen. Es bildeten 
sich, wie Ramsay auf anderem Wege nachzuweisen suchte, grosse 
Inlands-Salzwasserbecken, die nach kurzem Bestände theils ausgesüsst 
wurden, theils eintrockneten. In den Alpen sind zwar, wie aus den 
Untersuchungen Stäche 's hervorgeht, Permocarbonbildungen höchst 



^8 Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

wahrscheinlich vorhanden. Mit ihnen ist aber die Reihe der con- 
cordant gelagerten carbonischen Formationen geschlossen. Es folgt 
nun auch in den Alpen die Rothliegend-Episode. Erst mit der Rück- 
kehr mariner Bedingungen gelangte die Fauna des Bellerophonkalkes 
in das Alpengebiet. 

Beide Faunen, die des Zechsteins und des Bellerophonkalkes, 
sind demnach immigrirt, nicht autochthon, und können nicht als 
individualisirte Localfaunen betrachtet werden. Dass sie aus ver- 
schiedenen Meeresprovinzen stammen, ist übrigens nicht nur möglich, 
sondern sogar sehr wahrscheinlich. 

Die Annahme, dass die beiden Faunen gleichzeitig sind, er- 
scheint nun um so willkürlicher, als auch keine gemeinsamen Formen 
bekannt sind. Besteht aber ein Unterschied des Alters, so werden 
wir die Zechsteinfauna wegen ihres Anschlusses an die Permocarbon- 
Faunen für die ältere halten dürfen. 

Es wäre nun noch das Verhältniss zu den nächstjüngeren Bil- 
dungen zu besprechen. Ueber dem Zechstein folgt in Deutschland 
und England der Hauptbuntsandstein, eine jüngere heteromesische 
Bildung. Der Beilerophonkalk wird von den Werfener Schichten, einer 
heteropischen Bildung, überlagert. Eine marine Fauna des Hauptbunt- 
sandsteins ist nicht bekannt. Die Fauna der Werfener Schichten besitzt 
neben vielen eigenthümlichen Formen einige mit dem deutschen Roth 
und Muschelkalk gemeinsame Arten, und erst vor kurzer Zeit wollte 
Gümbel sie dem unteren Muschelkalk einreihen. Ist nun der Belle- 
rophonkalk jünger als Zechstein, so dürfte ihm der Hauptbuntsand- 
stein im Alter gleichstehen. Sollten aber Beilerophonkalk und Zechstein 
zusammenfallen, dann wären Hauptbuntsandstein und Roth hetero- 
mesische Bildungen vom Alter der Werfener Schichten. 

Wir stehen also vor einer gegenwärtig noch schwer definitiv zu 
lösenden Alternative, halten es jedoch fiir zweckmässig, den Belle- 
rophonkalk unbedingt noch den Permbildungen anzureihen. Die Rück- 
sicht auf die Conventionellen Eintheilungen darf nicht so weit gehen, 
Correcturen auszuschliessen, welche einen Fortschritt des Systems 
bezeichnen. Auf die Ueberlagerung heteromesischer Formationen 
basirte Grenzlinien können nur eine provisorische Geltung haben 
Die Grenzlinie zwischen Perm und Trias beruht nun auf dem Gegen- 
satz zwischen der palaeozoischen Permfauna und der mesozoischen 
Muschelkalk-(Röth-)Fauna. Ergibt sich , dass der heteromesische 
Hauptbuntsandstein mit einer bisher unbekannten jüngeren Fauna 
von palaeozoischem Charakter gleichaltrig ist, so fordert der dem 
Conventionellen Trennungsprincip zu Grunde liegende Gedanke eine 
entsprechende Grenzberichtigung. 



mit besonderer Rücksicht auf SQdtirol. 3p 

Triadische Bildungen. 

Die Ostalpen bilden das vollständigste und reichste marine 
Triasterritorium, welches man bisher kennt. Was England und 
Nordamerika für die palaeozoischen Formationen im Allgemeinen, 
Böhmen für das Silur, was das Juragebirge für den Jura, was das 
anglo-gallische Becken für die Kreide ist, das sind die Ostalpen 
fiir die Trias. 

Es ist in der geologischen Entwicklungsgeschichte der grossen 
Continentalmassen begründet, dass marine Triasbildungen nur in 
schmalen Randzonen vorkommen. Die Triaszeit war für unsere 
heutigen Festlandsgebiete eine Continentalperiode, welche zur Perm- 
zeit bereits begann. Die grossen marinen Triasterritorien liegen heute 
unter dem Seespiegel. Suess*) hat darauf hingewiesen, dass die 
bekannten marinen Triasstriche in die Regionen der kräftigsten Gebirgs- 
bildungen fallen. 

Die uns zugänglichen Triasbildungen werden uns nur ein sehr 
unvollständiges, lückenhaftes Bild der pelagischen Triasfaunen liefern. 
Den Zusammenhang des Ganzen werden wir aus den wenigen, zu- 
fällig auf uns überkommenen Fragmenten nur ahnen können. Darin 
liegt aber die grosse Bedeutung unserer ostalpinen Trias, dass hier 
die vollständigste Sammlung jener alten Urkunden und Regesten 
aufbewahrt ist. 

Es wird zwar bereits ziemlich allgemein anerkannt, dass die 
deutsche Trias eine locale, nicht normale Formationsreihe darstellt. 
Aber man ist doch noch so sehr gewöhnt, dieselbe als den Typus 
schulgerechter Entwicklung zu betrachten, dass man bei Vergleichungen 
stets von ihr ausgeht, in Lehrbüchern ihr den Ehrenplatz einräumt 
und mit parteiischer Ausführlichkeit ihre unwesentlichsten Eigen- 
thümlichkeiten behandelt. 

Die ostalpinen Triasbildungen haben ausser durch ihren stellen- 
weisen Reichthum an echten Ammoniten besonders noch durch das 
Auftreten einer Anzahl palaeozoischer Gattungen, unter welchen 
Orthoceras eine hervorragende Stellung einnimmt, die Aufmerksam- 
keit auf sich gelenkt. Die Zahl dieser alterthümlichen Geschlechter 
ist neuerdings durch einen von Herrn Zugmayer in den Wengener 
Schichten von Ampezzo gefundenen Producius vermehrt worden. 
Das Auftreten alter Typen in den heutigen grossen Meerestiefen 
würde, wie Suess hervorgehoben hat, das scheinbar abnorme Vor- 
kommen halbverstorbener Gattungen in der alpinen Trias ungezwungen 



•) Entstehung der Alpen. Pag. 102. 



2f.O Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

durch die Annahme ähnlicher Tiefenverhältnisse erklären. Der 
ausserordentliche chorologische Wechsel in den Triasbildungen 
der Ostalpen, sowie der Charakter vieler alpiner Ablagerungen, 
lässt sich jedoch schwer mit der Annahme wirklich bedeutender 
Meerestiefen vereinbaren. Es handelt sich zunächst darum, die wahre 
Natur der mitteleuropäischen Trias zu ejkennen. Die marine Thier- 
welt des Muschelkalks zeichnet sich nicht so sehr durch eine grosse 
Mannigfaltigkeit an Geschlechtern und Arten, als vielmehr durch 
den Reichthum an Individuen weniger Gattungen und Arten aus. 
Eis ist eine arme reducirte Fauna, in welcher Pelecypoden eine her- 
vorragende Rolle spielen. Die eigenartige Entwicklung der sehr 
dürftigen und einseitigen Cephalopodenfauna weist auf eine Isolirung 
des Beckens hin. Da wird denn die Annahme sehr nahe gelegt, 
dass der Muschelkalk die Bildung eines blos durch eine schmale 
und seichte Meerenge mit dem offenen Meere communicirenden 
Binnenmeeres nach Art des heutigen Schwarzen Meeres sei. *) Als 
die Verbindung mit der See ganz aufgehoben war, verwandelte sich 
dann das Binnenbecken allmählich in den Brackwasser-See des 
Keuper, welcher erst am Schlüsse der Triasperiode zur rhätischen 
Zeit wieder von echtem Seewasser benetzt wurde. 

Bei dieser Anschauungsweise wird die Annahme einer Tiefsee 
für die alpine Trias überflüssig. Alles erklärt sich in ungezwungenster 
Weise. Hier in den Alpen die normale, pelagische Fauna massig 
tiefer Meeresgründe bei geringer Entfernung von der Küste, dort 
in Deutschland anfangs eine pontische, später eine caspische Fauna. **) 

Die Bezeichnung Trias wurde bekanntlich im Hinblick auf die 
Dreizahl der Formationen (Buntsandstein, Muschelkalk und Keuper), 
welche die Trias in Deutschland umfasst, gewählt. Sie ist eine der 
unglücklichsten, welche in die Stratigraphie Eingang gefunden haben, 
und passt nur auf die localen deutschen Verhältnisse. Selbst fiir die 
Fortsetzungen des deutschen Triasbeckens in England und Frankreich 
hat der Name keine Berechtigung mehr, die heteromesische Trias 
geht in eine Dyas und Monas über. 



*) Es gereicht mir zu grosser Befriedigung, constatiren zu können, dass 
Th. Fuchs (Ueber die Natur der sarmatischen Stufe und deren Analoga in der 
Jetztwelt und in früheren geologischen Epochen. Sitz.-Ber. Wien. Akad. 1877. März- 
Heft) unabhängig von mir und theilweise von anderen Prämissen ausgehend, -zur 
gleichen Anschauung ober die Natur des deutschen Muschelkalkes gelangte. 

**) Ein interessantes Bild der geographischen Verhältnisse des germanischen 
Trias-See's hat soeben Benecke (Ueber die Trias in EIsass-Lolhringen und Luxem- 
burg. Abh. z. geolog. Specialkarte von Elsass-Lothringen, Bd. I., p. 703 — 825) 
veröffentlicht. 



mit besonderer ROcksicht auf Südtirol« ^I 

Die Trias der Alpen ist eine Monas, denn die verhältnissmässig 
unbedeutenden Einschaltungen von Pflanzenschiefem und Sandsteinen 
können ebensowenig ih Betracht kommen, als die Bänkchen mit 
marinen Conchylien im Keuper. Chronologisch ist die Trias der 
Alpen in der mediterranen Provinz eine Nonas, in der juva vischen 
Provinz eine Dodekas. Wir werden sehen, dass sich zur Noth die 
Grenzen der drei deutschen Formationen in den Alpen erkennen 
lassen und dass sich dieselben nach ihren chronologischen Werthen 
in der mediterranen Provinz wie 1:2:6 verhalten. 

Von den deutschen Bezeichnungen der drei Triasformationen 
ist nur der Name j^ Muschelkalk* in den Alpen verwendbar. Das dem 
Buntsandstein drohende Geschick wurde bei der Besprechung des 
Bellerophonkalks berührt. Gegen die Einschmuggelung der Bezeich- 
nung ^Keuper* in die alpine Nomenclatur verwahren wir uns 
entschieden. Als chorologische Bezeichnung für den deutschen Ent- 
wicklungstypus der dritten Abtheilung ist der Name sehr zweckmässig. 
Da deckt er, sowie die Bezeichnung Culm, einen bestimmten Begriff". 
In der Uebertragung büsst er seine deutsche Bedeutung ein. Ist es 
denn wirklich ein Postulat der Wissenschaft, gute chorologische 
Namen ihres Sinnes zu entkleiden.^ Wenn ich von Keuperkalk, 
Keuperdolomit sprechen höre, denke ich an Brackwasserbildungen, 
welche zwischen Gypsmergeln und Pflanzensandsteinen eingeschlossen 
sind. Mein Sprachgefühl sträubt sich dagegen, an echt marine 
Korallenkalke und Cephalopodenbänke zu denken. Man missverstehe 
mich nicht. Nicht weil ich in den Alpen durchaus etwas Apartes 
haben will, wehre ich mich gegen die gewaltsame Einfuhrung un- 
passender Benennungen, sondern weil ich die mühsam gewonnene 
Erkenntniss auch klar und unzweideutig fixiren will. Warum 
versucht man nicht umgekehrt, die alpine Gliederung der deutschen 
Trias anzupassen.^ Einfach, weil es nicht möglich ist, weil es der 
Natur widerspricht Warum anerkennt man neben dem Old 
Red Sandstone noch das Devon .^ Wenn man endlich consequent 
schablonisiren will, warum wendet man nicht die Bezeichnungen 
Purbeck und Wealden auf das alpine Obertithon und Unter- 
neocom an.^ 

An der Zusammensetzung der ostalpinen Kalkzonen nehmen 
die triadischen Bildungen den hervorragendsten Antheil. Sie bedingen 
den eigenthümlichen landschaftlichen Charakter unserer Kalkalpen, 
welcher so lebhaft von der Physiognomik der schweizerischen 
Kalkalpen absticht. Auch die prächtigen Felsenberge unseres 
engeren Gebietes bestehen zum grössten Theile aus Trias- 
bildungen. 



42 Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

Der bereits erwähnte bedeutende chorologische Wechsel macht 
sich nicht nur in verticaler, sondern auch in horizontaler Richtung 
geltend. Erhöht auch diese Mannigfaltigkeit den Reiz des Studiums, 
so erschwert sie auch in vielen Fällen, namentlich in tektonisch 
sehr verwickelten Gegenden, die Erkennung der wahren Verhält- 
nisse. Es hat jahrelanger mühsamer Forschungen bedurft, ehe der 
gegenwärtige Standpunkt erreicht wurde. 

I. Nachdem wir uns dafür entschieden haben, den Bellerophon- 
kalk den Permbildungen zuzuzählen, müssen wir die , Werfener 
Schichten* als tiefstes Triasglied betrachten. Die Grenze gegen 
den Bellerophonkalk ist keine scharfe, der Uebergang vollzieht sich 
durch Wechsellagerung, und misslich ist es, dass Bellerophonkalk 
und Werfener Schichten heteropische Bildungen sind. Wenn es 
gelänge, im Bellerophonkalk Ammoniten aufzufinden, könnten wir 
schärfer sehen. 

Die Werfener Schichten bilden den chorologisch constantesten 
Triashorizont der Alpen und sind deshalb für die Orientirung von 
grossem Werthe. Wo der Bellerophonkalk fehlt, liegen sie un- 
mittelbar auf dem rothen Sandsteine, ebenso wie in Deutschland der 
Roth auf dem Hauptbuntsandstein. Ihre Fauna, sowie meistens auch 
das Gesteinsmaterial deuten auf flach abfallende Küstenstriche von 
geringer Meerestiefe. 

Die grösste Verbreitung hat ein rother sandiger, glimmer- 
reicher Schiefer, welcher zahlreiche Pelecypoden-Steinkeme (Myaciten) 
enthält. Seltener sind Sandsteine mit Lin^a - Schalen. Unreine 
Kalksteine und Kalkschiefer stellen sich meistens erst in den obersten 
Theilen ein. Sie führen dann auch Gasteropoden und Ammoniten. 
Den Schluss des Systems bilden häufig Rauchwacken und Gypse. 

Im südöstlichen Tirol und im Venetianischen ist die Gesteins- 
beschaffenheit etwas abweichend. Es herrschen hier feste graue 
und braune Mergel, Mergelkalke, plattige Kalke und Dolomite vor, 
rothe sandige Schiefer erscheinen meist erst in der oberen Ab- 
theilung. Der Erhaltungszustand der in den kalkreichen Gesteinen 
enthaltenen Fossilien ist ein besserer. Zahlreiche, mit deutschen 
Muschelkalkarten übereinstimmende Pelecypoden wurden durch 
Benecke und Gümbel bekannt. Man wird an den deutschen 
Wellenkalk erinnert, mit welchem auch das Gestein grosse Aehnlich- 
keit hat. Eine charakteristische Gesteinsart der südtiroler Werfener 
Schichten sind rothe Oolithe mit kleinen Gasteropodenkemen. Die- 
selben sind zwar an kein bestimmtes Niveau gebunden, doch er- 
scheinen sie im Norden des tirolisch -venetianischen Hochgebirges 



mit besonderer Rücksicht auf SQdtirol. 43 

meistens erst in der oberen Abtheilung. Die Gypse und Rauch- 
wacken an der oberen Grenze fehlen im grossten Theile unseres 
Gebietes. Nur im Südwesten, in Val Sugana, sind sie vorhanden; 
auch bei Recoaro und im Westen der Etsch findet man sie wieder. 
Die verticale Vertheilung der Fossilien läs.st eine gewisse 
Gesetzmässigkeit nicht verkennen. Einige Formen sind, wie es 
scheint, an einander gebunden. Manche treten heerdenweise auf und 
erfüllen ganze Bänke. Etliche Gasteropoden (Nat. costata, Turbo 
rictecostatus) , zwei Pelecypoden (Trigonia costata und Monotis 
aurita) , sowie die Ammoniten (Tirolites Casstanus, dalmatimis 
idrianus, Mtichianus, Trachyceras Liccanum, Norites Caprilensis) 
wurden bisher nur in der oberen Abtheilung gefunden, während die 
in der unteren Abtheilung sehr häufige Matiotis Clarai oben zu 
fehlen scheint. Es treten aber die genannten Formen der oberen 
Abtheilung immer zugleich in denselben Bänken auf, so dass sie 
offenbar nur eine bestimmte Facies charakterisiren. Da nun gerade 
die auf die obere Abtheilung beschränkten Formen für die Werfener 
Schichten charakteristisch sind, erscheint es nicht zweckmässig, dem 
Vorgange von Rieht ho fen's folgend, eine Zweitheilung in Seisser- 
(untere Abtheilung) und Campiler- (obere Abtheilung) Schichten ein- 
treten zu lassen. Als Faciesnamsn können aber diese Bezeichnungen 
immerhin verwendet werden. 

Eine monographische Bearbeitung der Fauna der Werfener 
Schichten, welche recht verdienstlich wäre, liegt noch nicht vor.*) 
Bemerkenswerth ist das Fehlen der Korallen, Echinodermen und 
Brachiopoden (mit Ausnahme von Lingida). 

Für die schärfere Altersbestimmung der Werfener Schichten 
sind vor Allem die Cephalopoden werthvoll, welche sich wesentlich 
von den Cephalopoden des alpinen Muschelkalkes unterscheiden. 

Da die einzige den deutschen Roth charakterisirende Form 
Trigonia costata, sich auch in den Werfener Schichten findet, kann 
man unter gleichzeitiger Berücksichtigung der in Deutschland und 
in den Alpen folgenden Faunen die Werfener Schichten dem Roth 
gleichstellen. 

2. Der untere Muschelkalk. Wenn man die F'auna dieses 
Gliedes im Ganzen betrachtet, so besteht eine grosse Ueberein- 
stimmung mit der deutschen Wellenkalk-Fauna. Die überwiegende 
Mehrheit der Pelecypoden, Brachiopoden und Crinoiden ist beiden 
gemeinsam. Die Ammoniten, welche gewöhnlich eine weite horizontale 

*) Fossilien-Lisren siehe bei Benecke, Muschelkalk der Alpen, Geogn. pal. 
Bciir. Bd. H. 



I 



y|y| Ucbersicht der perniischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

Verbreitung besitzen, stimmen aber sonderbarer Weise nicht so gut 
überein. Es lassen sich zwar den seltenen Ammoniten des Wellen- 
kalks (Amalihais dux, Trachyceras Ottonis, Trachyc. antecedens) 
sehr nahe verwandte Formen aus den Alpen (Track, cf, Ottonis, 
Track, balatonicum, Track, binodosum) an die Seite stellen, aber 
man kann dieselben doch nur als geographische Varietäten betrachten. 
Die Ammoniten sind bekanntlich in viel höherem Grade, als die 
meisten übrigen Mollusken Formveränderungen unterworfen und 
wegen dieser rascheren Mutabilität und ihrer Fähigkeit, weite Strecken 
im Ocean zu durchmessen, zu feineren stratigraphischen Distinctionen 
besonders geeignet. Wenn man nun berücksichtigt, dass von den dem 
deutschen Hauptmuschelkalk eigenthümlichen Thierformen sich keine 
einzige in den Alpen findet, so gewinnt man die Vorstellung, dass 
bereits zur Zeit des Wellenkalks trennende Schranken zwischen dem 
deutschen Triasbecken und der ostalpinen Meeresregion aufgerichtet 
wurden. Die Ammoniten, welche sich nicht mehr vermischen konnten, 
begannen in den getrennten Gebieten eigenartig abzuändern. Es ist 
schwer zu entscheiden, ob vorher eine directe Verbindung zwischen 
den beiden Meerestheilen oder blos eine offene Communication mit 
einer beiden gemeinsamen Meeresprovinz bestand. Mit Rücksicht 
auf die geographischen Verhältnisse Mittel- und Nord-Europa's 
möchte ich mich der ersten Alternative zuneigen. Dann würde sich 
das Triasmeer aus dem alpino-karpathischen Becken im Osten des 
böhmischen Massivs durch Schlesien und Polen in das germano- 
gallo-brittische Becken verbreitet haben. Manche Thatsachen der 
geographischen Verbreitung der Thiere scheinen für diesen Weg zu 
sprechen: das Vorkommen der Diploporen im Himmelwitzer Dolomit, 
die grössere Häufigkeit der sogenannten alpinen Brachiopoden in 
Schlesien, endlich das Auftreten der Ammoniten in den östlichen 
Theilen des deutschen Triasgebietes. 

Die Trennung des unteren von dem oberen Muschelkalk wurde 
in den Alpen zuerst von Stur auf Grundlage des örtlich stets ge- 
trennten Vorkommens der Cephalopoden des oberen Muschelkalks 
und der fiir den deutschen Wellenkalk charakteristischen Brachiopoden 
— Spiriferina hirsuta, RJiynckonella decurtata, Rliynck. Mentseli — 
angedeutet. Später gelang es mir, nachzuweisen, dass in den Alpen 
zwei altersverschiedene Cephalopodenfaunen im Muschelkalk vorhanden 
sind, von denen die ältere mit den Wellenkalk-Brachiopoden gleich- 
zeitig ist Ich habe nun eine neuerliche Bearbeitung der Muschel- 
kalk-Cephalopoden begonnen, um über das Alter einiger zweifelhaften 
Localitäten Aufschluss zu erhalten. Einige der in beiden Zonen 
vorkommenden Ammoniten stehen in directem phylogenetischen 



mit besonderer Rücksicht auf Südtirol. 



45 



Zusammenhang und wurden bisher in Folge zu weiter Fassung der 
Arten zusammengezogen, was die richtige Unterscheidung der beiden 
Muschelkalk-Horizonte verhinderte. Einer Revision bedürfen nament- 
lich die Formen aus der Gruppe des Track, binodosum und des 
Ptychites Siuderi, *) 

Mit dem unteren Muschelkalk beginnt in den Alpen die Zer- 
splitterung der gleichzeitigen Ablagerungen in eine Anzahl hetero- 
pischer Bildungen. Für das richtige Verständniss ist es unerlässlich, 
die verschiedenen Faciesgebilde in zwei Gruppen zusammenzufassen. 
Eine, in* sich selbst wieder sehr mannigfache Gruppe bilden die ge- 
wöhnlichen Sedimente, welche häufig durch einen grösseren Thon- 
gehalt ausgezeichnet sind. Die zweite Gruppe bilden lichte, thonarme 
Kalke und Dolomite, welche sich durch ihr stockförmiges und 
riffartiges Auftreten von den Sedimenten der ersten Gruppe unter- 
scheiden. Es ist bezeichnend, dass diese beiden grossen heteropischen 
Formationsreihen eine Strand- oder doch Untiefen-Bildung — die 
Werfener Schichten — als gemeinsame Unterlage besitzen. Wir 
werden sehen, dass eine andere Untiefen- und Strandbildung, die 
Raibler Schichten, die Periode der heteropischen Differenzirung der 
Hauptsache nach abschliesst. 

In der Gruppe der gewöhnlichen Sedimente kennen wir aus 
dem unteren alpinen Muschelkalk eine Cephalopoden-, eine Pelecy- 
poden- und eine Brachiopoden-Facies. Ueber grosse Strecken jedoch 
sind die hier einzureihenden dunklen, dünnschichtigen Kalke nahezu 
fossilleer. Die Pelecypoden - Facies ist bisher nur von Recoaro 
bekannt, wo überhaupt die heteropische Mannigfaltigkeit des unteren 
Muschelkalks am grössten ist. Die Pelecypoden-Facies liegt zu- 
unterst, über ihr folgt die Brachiopoden-Facies mit Einschaltungen 
von Landpflanzen-Schiefern und über dieser erscheinen Gesteine, 
welche mit den Cephalopoden führenden Schichten von Dont, Val 
Infema und Brags lithologisch übereinstimmen. Unter allen alpinen 
Muschelkalk- Vorkommnissen besitzt keines eine so grosse petro- 
graphische und palaeontologische Aehnlichkeit mit deutschem 
Muschelkalk (insbesondere mit dem oberschlesischen Wellenkalk), 
als die beiden unteren Faciesgebilde von Recoaro. Der Grund liegt 
wahrscheinlich darin, dass bei Recoaro die Ablagerungen eines 
schmalen Küstenstriches erhalten sind. 



*) Eine Monographie der mediterranen Trias-Cephalopoden , welche den 
10. Band der Abhandlungen der k. k. geologischen^ Reichsanstalt bilden wird, 
ist in Vorbereitung. Dieselbe wird die in meiner Hallstätter Arbeit nicht behandelten 
Cephalopoden der alpinen Trias umfassen. 



j,6 Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

Im Gebiete unserer Karte tauchen nur in der südwestlichen Ecke 
in Val Sugana in sehr beschränkter Ausdehnung am Fusse der Cima 
Dodici Rhizocprallien fuhrende Gesteine mit dem lithologischen 
Charakter des Wellenkalks auf. In dem ganzen übrigen Gebiete 
vertreten vorwiegend blos die über den Brachiopod^n-Schichten 
von Recoaro folgenden Gesteine den unteren Muschelkalk. Unter 
diesen besitzen wieder rothgefärbte Sandsteine, Conglomerate, Mergel- 
letten und Dolomite die weiteste Verbreitung. Sie wurden früher 
von den unter ihnen lagernden Werfener Schichten (resp. Campiler- 
Schichten) nicht getrennt. In den rothen dolomitischen Gesteinen 
kommen in Val Inferna im Zoldianischen und an anderen Punkten 
Cephalopoden vor. Die zweite Gesteinsart bilden graue thonreiche 
Kalke, ausgezeichnet durch zartes Flimmern in Folge von feinkörnig 
krystallinischer Structur und durch eine braune oder braungelbe 
Verwitterungsrinde. Mit ihnen wechsellagern stellenweise dünne 
sandige Schiefer mit Pflanzenresten. Auch diese Gesteine wurden 
früher zu den Werfener Schichten gerechnet. In den grauen flimmernden 
Kalken kommen in Val di Zoldo und in Brags Cephalopoden vor. 
In weicheren Bänken finden sich in Brags Brachiopoden. Auch 
Crinoidenkalke mit Brachiopoden (Brags, Buchenstein) stellen sich 
gelegentlich ein. 

Diese beiden Gesteinsfacies treten theils für sich allein, theiLs 
in Ueberlagerung auf Wo letzteres der Fall ist, nehmen in unserem 
Gebiete die rothen Gesteine die tiefere Lage ein. Bei Recoaro tritt 
dagegen das umgekehrte Verhältniss ein. 

Die Riff-Facies findet sich nur an zwei Punkten von sehr be- 
schränkter Ausdehnung im Bereiche unserer Karte, während in 
anderen Gegenden der Alpen der untere Muschelkalk häufig nur 
durch sie repräsentirt wird. Einer dieser Punkte befindet sich nahe 
bei Neubrags am Kühwiesenkopf, der andere in Val Codalonga bei 
CoUe di St. Lucia. An beiden Orten bildet der Dolomit nur einen 
Theil des unteren Muschelkalks und nimmt die tiefste Lage ein. 
Die wichtigsten Fossilien des unteren Muschelkalks sind: 

Ptychiies Dontiatms Hau. 
„ domaUis Hau. 
„ Studeri Hau. 

Trachyceras balatonicum Mojs. 
„ cf. Ottonis Buch. 

„ binodosum Hau. 

„ Cadoricum Mojs. 

„ Bragsense Lor. 

„ Zoldtanum Mojs, 



mit besonderer Rücksicht auf SOdtirol. 



47 



Track, Taramellii Mojs. 

„ Cuccense Mojs, 
Lytoceras sphaerophyllum Hau. 
Retzia trigottella Schi. 
Spiriferifta Mentzeli Dnkr. 

„ hirsuta Mb. 

Tercbratula vulgaris Schi. 

„ angusta Ahistr. 

Rhyuchofwlla deairtata Gir. 
Encrinus gracilis Buch. 
Auch Aegoceras und Arccstes sind bekannt.*) 
In der Riflf-Facies findet sich: 

Diplopora pauciforata Gümb. 

Die vorkommenden Pflanzenreste eignen sich in der Regel nicht 

zu schärferen Bestimmungen. Nur bei Recoaro finden sich zwischen 

den oberen Brachiopodenbänken grössere Ansammlungen besser 

erhaltener Pflanzen, und zwar Taxodites saxolympiae Zigno und 

Voltzia Recubariensis Mass. sp. 

3. Der obere Muschelkalk. Neben der Riff-Facies kennen wir 
in diesem Niveau in den Alpen nur die Cephalopodenfacies, in 
welcher sich jedoch mit Ausnahme der erwähnten, auf den unteren 
Muschelkalk beschränkten Formen auch Brachiopoden einzeln finden. 
Das Gestein ist in der Regel ein dunkelgrauer bis schwarzer 
plattiger Kalk, im Salzkammergut ein rother, marmorartiger Kalk. 

Die Cephalopodenfacies ist aus unserem Gebiete bis jetzt nicht 
bekannt und fehlt daher der sichere palaeontologische Nachweis 
über das Vorkommen des oberen Muschelkalkes. Es liegt aber 
deshalb kein triftiger Grund vor, das Fehlen dieses Horizontes 
anzunehmen, denn an seiner Stelle tritt eine Platte weissen Dolomits 
(Mendola-Dolomit) auf, welche daselbst eine grosse Verbreitung 
besitzt. Im oberen Buchenstein geht dieser Dolomit in einen grauen, 
crinoidenreichen Kalk über, welcher zahlreiche grosse Gasteropoden 
mit Farbenzeichnungen, insbesondere riesige Natica-Y ovaxtvi enthält, 
die den grössten Arten von Esino und Unterpetzen in den Dimen- 
sionen nicht nachstehen. Seltener finden sich in demselben auch 
Pelecypoden, Brachiopoden und Ammoniten, durchwegs Muschel- 
kalktypen, aber theils neue Arten, theils wegen ungenügender 
Erhaltung nicht scharf bestimmbar. Diese grauen Kalke setzen südlich 



*) Fossilien-Listen siehe bei Benecke, Muschelkalk. — Geogn.pal.Beitr.il. 
pag. 28 — 43; Böckh, Bakony, Mitth. a. d. Jahrb. der ungar. geolog. Anst. Bd. H., 
p. 83; Loretz in Zeitsch. d, geolog. Ges. 1875, p. 798. 



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Pf 



j.g Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

fort und im District von Zoldo alterniren mit ihnen flimmernde 
Kalke von derselben Beschaffenheit, wie die Kalke des unteren 
Muschelkalks. Man könnte deshalb vermuthen, dass der ganze 
Complex noch dem unterlagemden unteren Muschelkalk angehört. 
Indessen ziehen wir es vor, anzunehmen, dass die Facies der flim- 
mernden Kalke in den oberen Muschelkalk hinaufreiche. Sollte der 
obere Muschelkalk wirklich in unserem Gebiete fehlen, so brauchte man 
hierin keine abnorme Erscheinung zu erblicken, denn im alpinen 
Jura sind solche Lücken nicht selten. 

Bei Recoaro nimmt der mächtige weisse Kalk des Monte-Spitz 
die Stelle des Mendoladolomits ein. 

Die wichtigsten Cephalopoden des oberen Muschelkalkes sind: 
Nautilus Pichlcri Hau. 

quadrangulus Beyr. 
Tintoretti Mojs. 
Palladii Mojs. 
Orthoccras Campanile Mojs. 
Ptychitis gibbus Ben,*) 
„ cusomus Beyr. 
Arccstcs Bramantci Mojs, 
Eschcri Mojs. 
extralabiatus Mojs. 
Aegoccras vKultum Beyr. 
„ Pahuai Mojs. 

Amalthais megalodiscus Beyr. 

„ Sansoinnii Mojs. 

Trachyceras trinodosum Mojs. **J 

Gosainetisc Mojs. 
Reutteusc Beyr. 
Riccardi Mojs. 
euryomphalum Ben. 
Norites Gondola Mojs. 
Megaphyllites sandalinus Mojs. 
Lytoceras sphaerophylhan Hau. 
Aulaeoeeras Obeliscus Mojs. 
„ secundum Mojs. 

Von den mitvorkommenden Pelecypoden sind als wichtiger zu 
erwähnen: Daonclla Sturi Ben. und Daon. parthanensis. Schaf h.***) 



Pf 



p» 



pp 



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pp 



p* 



*) Diese Form wurde bisher mit Ptychites Studeri des unteren Muschelkalks 
rerwechselt. 

**) Bisher mit Trachyc. binodosum und Tracliyc. TTiuilleri verwechselt. 
•**j Im unteren Muschelkalk kommt Daon, Gümbeli Mojs, vor. 



mit besonderer Rücksicht auf Südtirol. 



49 



In der Riff- Facies kommen ausser den erwähnten unbe- 
schriebenen Gasteropoden Diplopora pauciforata Gümb. und Dipl. 
triasina Schaur, vor. 

Die norische Stufe. Es wurde bereits oben darauf hin- 
gewiesen, dass das deutsche Binnenmeer des Muschelkalkes allmäh- 
lich so vollständig von jeder Communication mit dem äusseren 
Meere abgeschlossen wurde, dass die isolirte Fauna sich selbständig 
weiter entwickelte. Die Parallele des oberen alpinen Muschelkalkes 
mit dem oberen deutschen Muschelkalk ist daher nothwendig eine 
blos beiläufige. Die beiden Bildungen sind annähernd homotax. Wäre, 
wie dies zur rhätischen Zeit geschah, nach der Muschelkalkzeit eine 
Communication mit dem äusseren Meere wiederhergestellt worden, 
so Hesse sich die chronologische Werthbestimmung des deutschen 
Hauptmuschelkalkes auf sicherer Grundlage ausführen. Es ist aber 
das Gegentheil eingetreten, und so sehen wir uns jedes wissen- 
schaftlich haltbaren Mittels beraubt, in den Alpen den Beginn der 
Keuperepisode des germanischen Trias-See's zu bestimmen. 

Indem wir sonach den zwei deutschen Muschelkalkfaunen zwei 
alpine Faunen gegenüberstellen, verkennen wir keineswegs die 
Schwächen dieser Parallelisirung. Wer vermag zu sagen, ob der 
Beginn des Keupers nicht etwa noch mitten in die Zeit der zweiten 
alpinen Muschelkalkfauna hineinfalle oder ob der deutsche Haupt- 
muschelkalk nicht auch die norische Stufe ganz oder theilweise re- 
präsentire? Man lasse sich von oberflächlichen chorologischen Homo- 
logien nicht irrefuhren. \ 

Der Beginn der norischen Zeit ist in den Alpen durch zwei 
wichtige Ereignisse bezeichnet. 

In dem alpinen Muschelkalkmeer waren bereits ausgezeichnete 
Vertreter der Ammonitiden-Gattungen Aegoceras und Amaltheiis vor- 
handen. In den reichen Cephalopodenfaunen der norischen und 
kamischen Stufe sucht man aber fast vergeblich nach sicheren Re- 
präsentanten derselben. Es ist nur ein Exemplar eines Amaltheiis 
aus norischen Schichten der Südalpen bekannt. Die beiden Gat- 
tungen verschwinden aus den europäischen Gewässern und ziehen 
sich in entlegene Meere, aus denen sie vielleicht auch stammen, 
zurück. Nach langer Intermittenz erscheinen sie vereinzelt zur Zeit 
der rhätischen Transgression , in grösserer Zahl aber erst mit dem 
Einbrüche des Liasmeeres in Begleitung anderer fremder Formen 
als heteropische Trias-Fauna wieder in den europäischen Gegenden. 
Während man vor der Erforschung der Alpen die liasischen Am- 
moniten fiir die ältesten echten Ammoniten hielt, tritt nun sogar 
der Muschelkalk in nahe zoologische Beziehungen zum Lias. Eine 

Mojsisiovics, Dolomitrifte. 4 



CO Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

weite Kluft ist überbrückt. Die jurassischen Ammonitenfaunen können 
bis an die Grenze zwischen der palaeozoischen und mesozoischen 
Epoche zurück verfolgt werden. Die scharfe chorologische Grenze 
zwischen Trias und Jura wird durch die zoologische Continuität, 
welche nun in klaren Umrissen hervortritt, aufgehoben. Wer die 
Lagerstätte der alpinen Muschelkalk-Aegoceraten und Amaltheen 
nicht kennt und mit den ostalpinen Verhältnissen nicht vertraut ist, 
der würde die Formation, in welcher dieselben vorkommen, ohne 
Zweifel in den unteren Lias versetzen. 

So sind durch den Rückzug von Aegoceras und Amaltfiens 
bereits zwei zoogeographische Meeresprovinzen der Trias angedeutet. 
Aber wir besitzen in den Alpen aus der norischen Zeit noch fossil- 
reiche Ablagerungen einer dritten Provinz. 

Die nordöstlichen Kalkalpen östlich von der Saale bilden zur 
norischen Zeit ein merkwürdig scharf abgegrenztes, geschlossenes 
Faunengebiet, welches wir die juvavische Trias-Provinz nennen. 
Die übrigen Theile der Ostalpen bezeichnen wir als mediterrane 
Trias-Provinz. Nichts zeigt die grosse Verschiedenheit der Faunen 
dieser beiden Provinzen deutlicher, als die totale Verschiedenheit der 
beiderseitigen Cephalopodenfaunen. Denn man sollte doch erwarten, 
dass Thiere, welche in dem Rufe der besten Schwimmer stehen, so 
nahe benachbarten Provinzen wenigstens theilweise gemeinsam wären. 
Jeder dieser Provinzen sind einige Ammonitiden- Gattungen eigen- 
thümlich. So der juva vischen Provinz: Phylloccras, Didymites, Ha- 
lorites, Tropites, Rhabdoceras und Cochloceras; der mediterranen 
Provinz: Lytoceras, Sageceras und l^ychites. Die gemeinsamen Gat- 
tungen sind in jeder Provinz durch verschiedene eigenthümliche 
Formengruppen vertreten, so dass man bis jetzt keine einzige ge- 
meinsame Cephalopoden-Art kennt. Von den beiden nahe verwandten 
Pelecypoden-Gattungen Daatiella und Halobia ist zur norischen Zeit 
Daonella auf die mediterrane, Halobia auf die juvavische Provinz 
beschränkt. 

In phylogenetischer Beziehung schliessen sich die norischen 
Faunen der mediterranen Provinz enge an die Muschelkalkfaunen 
an. Die Faunen der juvavischen Provinz dagegen lassen sich nicht 
direct von den Muschelkalkfaunen ableiten. Die zoologische Ver- 
schiedenheit ist zu gross. In der mediterranen Provinz liegt bis 
in die karnische Zeit hinein eine fortlaufende isotopische Formations- 
reihe vor; in der juvavischen Provinz aber ist die Reihe durch die 
heterotopischen eingewanderten norischen Faunen unterbrochen. 

Sehr bemerkenswerth ist die geographische Lage der juvavischen 
Provinz zwischen dem Südrande des böhmischen Festlandmassivs 



mit besonderer Rücksicht auf SOdtirol. 



Si 



und dem Nordrande der krystallinischen Mittelzone der Alpen. Gegen 
die westlich angrenzende mediterrane Provinz ist eine prägnante, 
auffällige Scheidewand nicht vorhanden. Eine nähere Untersuchung 
der Grenzgegend lehrt aber die auffallende Thatsache kennen, dass 
gerade daselbst, was sonst nirgends in der ganzen Erstreckung der 
Nordkalkalpen wieder eintritt, die Dolomitfacies die ganze Breite der 
Kalkalpen-Zone einnimmt. Waren, wie ich in diesem Buche zu be- 
weisen hoffe, die unter den Raibler Schichten liegenden Dolomit- 
massen Korallenriffe, so sperrte ein die ganze Canalbreite ein- 
nehmendes Korallenriff die Communication zwischen den beiden nach- 
barlichen Provinzen. Weiter im Osten sind norische Bildungen der 
juvavischen Provinz im äussersten Osten Siebenbürgens bekannt.*) 
In den Karpathen der Bukowina sind die norischen Bildungen medi- 
terran entwickelt.**) Dasselbe ist wahrscheinlich in Siebenbürgen, 
vielleicht auch in der Dobrudscha der Fall. In den übrigen Kar- 
pathen kennt man den Charakter der norischen Bildungen noch nicht. 
Im Bakonyer Walde ist die mediterrane Entwicklung vorhanden. 
So mangelhaft diese geographischen Daten noch sind, ergibt sich 
aus ihnen doch die Vorstellung, dass der juvavische Meeresarm sich 
aus der Gegend von Wien längs der Ostseite des böhmisch-mährischen 
Massivs und weiter am Südrande des schlesisch-polnischen palaeo- 
zoischen Gebietes nach Rumänien erstreckte. 

Als ich Anfangs 1874 zuerst die juvavische Provinz von der 
mediterranen unterschied, dachte ich, dass dieselbe auf das kleine 
engbegrenzte Gebiet unserer Alpen beschränkt sei. Es sprechen 
jedoch viele Gründe für die Anschauung, dass der schmale in seinem 
Verlaufe angedeutete Meerescanal mit einem grossen Ocean in offener, 
ungehemmter Verbindung gestanden habe. Zunächst ist die Fauna 
der juvavischen Provinz im Vergleiche mit der Muschelkalkfauna 
heterotopisch. Sodann ist der Charakter der juvavischen Faunen 
wegen des ausgesprochenen Vorherrschens der Cephalopoden, wegen 
der grossen Artenzahl und wegen der bedeutenden Dimensionen 
vieler Arten rein pelagisch. Ein isolirtes und räumlich beschränktes 
Meeresgebiet wird den pelagischen Charakter nach und nach ab- 
streifen. In der juvavischen Provinz folgt aber Cephalopodenfauna 
auf Cephalopodenfauna. Die Zahl der Horizonte ist grösser als in 
der mediterranen Provinz, und in den höheren Horizonten treten 
immer wieder neue heterotopische Typen auf 



♦) Mojsisovics, Norische Bildungen in Siebenbürgen. Verh. Geol. R.-A. 1875. 
**) Paul, Geologie d«r Bukowina. Jahrb. Geol. R.-A. 1876. 

4* 



j2 Uebersicht der perniischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

Es unterliegt keinem Zweifel, dass auch die norischen Bildung^en 
der mediterranen Provinz einen echt marinen Charakter an sich tragen. 
Aber es ist auffallend, dass heterotopische Typen nicht oder wenig- 
stens nicht in auffallender Zahl erscheinen,, dass die Cephalopoden- 
faunen ärmer an Arten und Individuen sind und dass die Fortent- 
wickelung und Umänderung der Fauna in einem langsameren Tempo 
sich vollzieht. Sollte die mediterrane Provinz der norischen Zeit ein 
Mittelmeer gewesen sein? — Da der juvavische Meerbusen wol nur 
mit einem östlichen Meer communiciren konnte, hatte die medi- 
terrane Provinz vielleicht im Südwesten eine Verbindung mit dem 
Ocean. In den heutigen Meeren erweisen sich häufig starke Strö- 
mungen von abweichender Temperatur als ebenso grosse Hinder- 
nisse für die Ausdehnung der verschiedenen Faunengebiete, wie Land- 
Barrieren. Es hätte daher auch die Annahme, dass eine bedeutende 
der Richtung des juvavischen Busens parallel ziehende Meeresströ- 
mung die mediterrane Provinz isoliren half, ihre Berechtigung. 

In die Besprechung der norischen Bildungen der juvavischen 
Provinz können wir hier nicht näher eingehen. Wir bemerken nur, 
dass neben den beiden typischen fossilreichen Ablagerungen der 
Zlambach- und Hallstätter Schichten noch eine Reihe fossilärmerer 
Faciesgebilde und eine Riff-Facies vorkommt.*) Es ist selbstverständ- 
lich unzulässig, die Schichtbezeichnungen der juvavischen Provinz auf 
mediterrane Bildungen zu übertragen und umgekehrt, da dies zu 
wissenschaftlich falschen, nun überwundenen Anschauungen Anlass 
geben könnte. Eine Detailparallelisirung der juvavischen und medi- 
terranen norischen Ablagerungen ist wegen der gänzlichen Ver- 
schiedenheit der Faunen nicht möglich. 

In der mediterranen Provinz unterscheiden wir zwei norische 
Phasen. Die ältere derselben, welche unmittelbar auf den oberen 
Muschelkalk folgt, ist die der 

4. Buchensteiner Schichten. In ihrer typischen Entwicke- 
lung, wie sie im Gebiete unserer Karte vorkommen, bestehen die- 
selben aus zwei, mit einander durch Wechsellagerung verbundenen 
Faciesgebilden. Das eine ist ein grauer, dünnplattiger Knollenkalk 
mit Hornsteinausscheidungen, das andere ist ein dunkler, ebenfiächiger, 
thonreicher, in dünnen Blättern spaltbarer Bänderkalk, welcher Hom- 
stein meist lagenweise, seltener linsenförmig enthält. Der Knollenkalk 
umschliesst zahlreiche, meist aber bis zur Unkenntlichkeit zerdrückte 
und entstellte Ammoniten. Er repräsentirt daher eine Cephalopoden- 
facies. Der Bänderkalk fuhrt in einzelnen Lagen heerdenweise 



*) Mojsisovics, Das Gebirge um Hallstatt. 



mit besonderer Rücksicht auf SOdtirol. ^^ 

Daonellen. Seltener finden sich in ihm Ammpniten, Posidonomyen, 
Fischschuppen und Pflanzenreste. Der Knollenkalk ist meistens 
zwischen einer unteren und oberen Partie von Bänderkalken ein- 
gelagert. Stellenweise kommen aber blös Bänderkalke oder blos 
Knollenkalke vor. Eine charakteristische weit verbreitete Gesteins- 
art der Buchensteiner Schichten bildet die sogenannte „Pietra verde", 
ein grünes, mehr oder weniger mergelartiges kieselsäurereiches, 
splitterndes Gestein, welches meistens den Bänderkalken, stellenweise 
aber auch den KnoUenkallen regelmässig zwischengelagert ist. In 
unserem Gebiete erreicht die Pietra verde im Flussgebiete des Cor- 
devole, dann im Zoldianischen und im Cadorischen die grösste Mäch- 
tigkeit und nimmt gegen Norden und Nordwesten bedeutend an 
Alächtigkeit ab. Dieses charakteristische Gestein, welches von den 
älteren Geologen für ein intrusives Eruptivgestein gehalten wurde, 
besitzt eine merkwürdig grosse Verbreitung^ da es sich aus der Lom- 
bardei durch die Südalpen bis in den Bakonyer Wald und wahr- 
scheinlich auch bis nach Siebenbürgen verfolgen lässt. Do elter hält 
es für einen Sedimentärtuff" eines Porphyrs. Ich habe an einigen Stellen 
erbsengrosse Gerolle eines rothen Porphyrs darin gefunden. 

In den Nordalpen sind die Buchensteiner Schichten bisher noch 
nicht nachgewiesen. 

Nach den Funden in den Südalpen und im Bakonyer Walde 
besteht die Fauna der Buchensteiner Schichten aus folgenden 
Arten:*) 

Orthoceras Röckhi Stab. 
Arrestes trompiamis Mojs. 
„ Ctmmetisis Mojs, 
„ Marehenamis Mojs, 
„ batyoleiis Böckh 
' Ptyehites angusto-umbilicattis Böckh 
Sageceras Zsigmondyi Böckh 
Lytoceras cf. Wengetise Klpst. 
Trachyceras Curionii Mojs. 
„ Reitst Böckh 

„ Recubarictisc Mojs. 

„ Zalaettse Böckh 

Böckhi Roth. 



*) Böckh, Geol. Verh. des Bakony. Mitth. a. d. Jahrb. der k. ung, Geol. 
Anstalt. 2. und 3. Band. — StO rzenbaum, Beitr. z. Fauna der Schichten mit 
Gerat. Reitet (in ungar. Sprache) Köldtani közlöny, 5. Band. — Mojsisovics, 
Die triad. Pelecypodengattungen Daoneila und Halohia, Abhandl. d. k. k. Geol. R.-A. 
7. Bd. — (Unt. d* Presse) Mojsisovics. Die Cephalopoden d. medit. Triasprovinz. 



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tA ücbersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

Trachyceras Liepoldti Mojs. 

^ Felsö Örsense Stzb. 

„ Zezianum Mojs. 

Spiriferina Mentzeli Dunk. 
Dixonella Taramellii Mojs. 
badiotica Mojs. 
' tyrolensis Mojs. 
hungarica Mojs. 
Böckhi Mojs. 
obsoleta Mojs. 
elongata Mojs. 
Posidofiomya sp. 
Aus der Riflf-Facies sind bis jetzt dieselbe charakterisirende 
Fossilien noch nicht bekannt geworden. 

5. Die Wengener Schichten. Ursprünglich wurden unter der 
Bezeichnung , Wengener Schichten* nur die schwarzen dünnblätterigen 
Daonellenschiefer von Wengen verstanden. Wir fassen aber den 
ganzen Complex sehr verschiedenartiger Gesteine, welcher zwischen 
den Buchensteiner Schichten und den St. Cassianer Schichten liegt, 
als eine, vorläufig wenigstens, nicht weiter theilbare Einheit auf, 
welche durch eine bestimmte Fauna charakterisirt wird. 

Die typischen Daonellenschiefer sind nur ein untergeordneter, 
räumlich beschränkter Bestandtheil dieser in Südtirol sehr mächtigen 
Gruppe. 

Die verbreitetste und mächtigste Gesteinsart ist ein dunkler 
mit thonigen und mergeligen Schiefern altemirender Sandstein 
(doleritischer Sandstein der älteren Geologen), dessen Gesteins- 
material vorwiegend aus vulcanischem Detritus besteht. So ungünstig 
dieses Gestein der Erhaltung der Fossilien ist, so finden sich doch 
ausser verkohlten Pflanzenstengeln, wenn auch vereinzelt, bis in die 
höchsten Lagen hinauf die Daonellen und Ammoniten des schwarzen 
Schiefers von Wengen, Welcher an der Basis des Complexes liegt. 
Im frischen Gestein herrscht blauschwarze Farbe vor. Die Zer- 
setzungs- und Verwitterungsfarbe ist gelbbraun bis graubraun. 
Rothe Farbenschattirungen herrschen stellenweise in der Lombardei 
Mit der Entfernung von den Eruptionsstellen tritt das makroskopisch 
wahrnehmbare vulcanische Material allmählich zurück. Zunächst 
folgt eine Region, in welcher Quarzkörner dominiren. Hierauf 
geht das Gestein allmählich in dichte aphanitische Mergel, Kalk- 
schiefer u. s. f über. 

Die submarinen Laven und Tuffe der Wengener Schichten 
liegen in Südtirol stets an der Basis dieser Schichtgruppe. Ihr 



mit besonderer Rücksicht auf SQdtirol. jj 

Verbreitungsbezirk ist viel beschrankter, als der der darüber liegenden 
Sandstein- und Schiefergruppe, in welcher sich das vulcanische Ma- 
ttrial bereits auf secundärer Lagerstätte befindet. In der unmittel- 
baren Umgebung der Eruptionsstellen breiten sich zunächst Augit- 
porphyrdecken und Ströme mit eingeschalteten Tuffen und Con- 
gloneraten aus. In der folgenden Region überwiegen Tuffe und 
Conorlomerate über die zu Ende gehenden, vereinzelten Ströme. Mit 
zunehmender Entfernung von den Eruptionscentren tritt dann der 
sedinentäre Charakter der Tuffe immer deutlicher hervor, bis end- 
lich «ine Unterscheidung von TufTen und regenerirten Gesteinen 
(Sandsteinen, Schiefem) nicht mehr möglich wird. 

Ausser den Cephalopoden und Daonellen kommen in den 
typischen Wengener Schichten nicht selten Pachycardien (P. rugosa 
ffatt.), ganze Bänke erfüllend, vor. Das Pachycardiengestein ist 
entweder €\xi Conglomerat aus Augitporphyrgeschieben oder ein 
zäher du-ch tufTige Einstreuungen verunreinigter Kalk. 

Eine sehr charakteri.stische Facies findet sich in der Umgebung 
der grossen Kalk- und Dolomitriffe. Graue und graubraune zähe 
Kalke, ooithische Kalke und Kalkschiefer greifen von den Riffen 
her in die Sandsteine und Schiefer ein und verlieren sich allmählich 
in denselbea. Biologisch stimmt diese Facies nahezu mit der Facies 
der typischen St. Cassianer Schichten überein. Korallen und Echi- 
nodermen herrschen in der Nachbarschaft der Riffe vor, in einiger 
Entfemung änden sich .sodann Echinodermen , Gasteropoden und 
Pelecypoden. Es ist beinahe selbstverständlich, da.ss die hier vor- 
kommenden Formen eine grosse Ueberein.stimmung mit den Cassianer 
Typen zeigen. Indessen wäre doch eine genaue vergleichende Unter- 
suchung .sehr wünschenswerth. Manche der als Cassianer Typen 
beschriebenen Formen stammen wol ohne Zweifel aus dieser bisher 
mit St. Cassian identificirten Wengener Facies. 

Der RifT- Facies der Wengener Schichten gehört die Haupt- 
masse der südtirolischen Dolomitstöcke (Schlemdolomit) an. Bio- 
logisch ist diese Facies charakterisirt durch Korallen, Diploporen, 
gros.se Naticen und Chemnitzien. Im Innern der Riffe findet man 
selten Korallen. An der Aussenseite der Riffe sind sie zwar häufig, 
aber stets nur mehr im Hohldruck vorhanden. Das aus Aragonit 
bestehende Kalkgerüste ist obliterirt. Ebenso sind die aus Aragonit 
aufgebauten Gasteropodengehäuse meistens verschwunden, doch findet 
man ihre Hohldrücke auch noch im Innern der Riffe. Die aus Calcit 
bestehenden Diploporen erfreuen sich meistens einer vortrefflichen 
Erhaltung. Als Repräsentant der Riff-Fauna der Wengener Schichten 
kann die an wolerhaltenen Fossilien reiche Fauna des Kalks von 



i 



JÖ Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpcn 

Esino am Comersee genannt werden, welche durch die Arbeiten von 
M. Hoernes, Stoppani und Benecke bekanntwurde. Cephalopodei 
und Daonellen finden sich, wie zu erwarten ist, selten in der Rif- 
Facies. Doch kennt man bereits von einigen Punkten, unter den^n 
sich auch Esino befindet, charakteristische Wengener Ammonit^n, 
sowie die für das Wengener Niveau so bezeichnende DaottUii 
I^mmcli. 

Eigenthümliche, durchaus aus neuen Arten bestehende Cepha- 
lopodenfaunen wurden in der unteren, mit den Augitporphyr-Laven 
gleichzeitigen Abtheilung der Riffkalke der Fassaner Alpen (Latemar- 
Gebirge und Marmolata) entdeckt. Durch einige Ptychitcs und 
TrachyccraS'Yoxvci^Vi schliessen sich diese Faunen phylogeietisch 
der Fauna der Buchensteiner Schichten zunächst an. Leider ijt keine 
der aus den Wengener Schichten bekannten Formengruppen ver- 
treten, so dass es vorläufig unentschieden bleibt, ob hier eh neuer, 
zwischen Buchensteiner und Wengener Schichten einzuschaltender 
Horizont angedeutet ist oder ob, wie wir einstweilen noch annehmen 
wollen, die Wengener Fauna um eine Anzahl von Arten bereichert 
wird. Mit diesen Cephalopoden kommen ziemlich viele Gasteropoden 
und einige wenige Pelecypoden und Brachiopoden vor. De Fossilien 
des Latemar - Gebirges sind von einer dicken Kalteinterkruste 
umhüllt. 

Im Bakonyer Walde und in der Bukowina werden de Wengener 
Schichten durch rothe Ammonitenkalke mit Daonella Lommcli ver- 
treten. Wahrscheinlich gehören auch die schwarzen Kalke von 
Varenna mit Daonella Moussoni und die Fisch- und Saurierschichten 
von Perledo*) dem Wengener Niveau an. 

Zu den bezeichnensten Fossilien der Wengener Schichten ge- 
hören von bereits benannten Formen: 

Arccstcs tridcntimts Mojs. 
„ subtridcntinus Mojs. 
„ Böckhi Mojs. 
„ pamwniais Mojs. 
Phiacoccras daoniaim Mojs. 
Sagcceras Waltcri Mojs. 
Lytoceras Wengaisc Klipst. sp. 
Trachyceras ladinum Mojs. 

„ longobardicum Mojs. 



♦) Ein Verzeichniss der Fauna von Perledo gibt Stoppani im Corso di 
Geologia, Vol. II. pag. 384. In den gleichen Schichten kommt nach Sordelli auch 
Volt^ia Foetterlei Stur vor. 



mit besonderer RQcksicht auf SOdtiroK 57 

Trachyceras Archdaus IJ?i\ 

^ pscudo Archelaus Röckh. 

j, lariaim Mojs. 

j, Gredlcri Mojs. 

^ dokriticum Mojs. 

„ Ncuinayri Mojs. 

„ judicaricum Mojs. 

„ Rcgolcdanum Mojs. . 

„ Cor-Mriensc IJ)e. sp. 

^ Arpadis Mojs. 

„ Szaboi Böckh. 

^ Epoknse Mojs. 

Pachcyardia rugosa Hau. 
Daonella Lommcli Wissm. sp.*) 
Posidonomya Wengcnsis Wissm. 

Die Korallen, Echinodermen, Gasteropoden u. s. f., welche an 
der Aussenseite der Riffe vorkommen, sind, wie bereits erwähnt 
wurde, noch nicht näher untersucht. Ein grösserer oder kleinerer 
Theil wird wol mit Cassianer-Arten übereinstimmen. Erwähnenswerth 
ist das verspätete Auftreten der Gattung Productus. 

Bezüglich der durch gigantische Formen von Chemnitzia und 
Natka ausgezeichneten 'Riff-Fauna verweise ich auf die Monographie 
A. Stoppani's über die Fauna der Schichten von Esino. Von Fora- 
miniferen wird hauptsächlich Diphpora anmdata Schafh. citirt. 

Die Flora der Wengener Schichten (Fundorte: Corvara im 
Enneberg [Südtirol] und Idria in Krain) besteht nach den Bestim- 
mungen Stur's aus: 

Equisctitcs arenacais Bgt. 
Calatnitcs areiiaccus 

Meriani Bgt. 
Ncuroptcris cf. Rntimeyeri Heer 

cf, Gaillardoti Bgt. 

cj. ekgans 
Sagawpteris Lipoldi Stur 



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f» 



♦) Die Angabe Sandberge r's über das Vorkomn^en der D. Lommeli im 
Hauptmuschelkalk von Würzburg (Neues Jahrb. etc. 1875, pag. 5 18, und Tagblatt 
ier Versammlung deutscher Naturforscher und Aerzte zu München 1877, pag. i53) 
IM dahin zu berichtigen, dass die Würzburger Daonella zwar der Gruppe der 
Ü Lommeli angehört, aber sicher davon verschieden und mit der spitzbergischen 
D.Linäströmi Mojs. und der catifornischen D. dubia Gabb am nächsten verwandt 
»St. Vgl. Verh. Geol. R.-A. 1878, p. 97. 



c3 Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

Pecopteris triascia Heer, 
„ gracilis Heer, 

Chiropteris Lipoldi Stur, 
„ pintiata Stur, 

TItinnfeldia Richthof eni Stur, 

Pterophylban giganteum Schenk. 

Jaegeri Rr., 

Aspknites cf. Roeserti Münst., 

Danaeopsis Maratitacea Pressl. 

Taeniopteris sp., 

Voltzia sp. 

Lycopodites sp. 
Die karnische Stufe. Die heterotopische Spaltung des karpa- 
thisch-ostalpinen Territoriums in zwei scharf getrennte Provinzen wird 
zur kamischen Zeit allmählich aufgehoben. Mediterrane Typen 
(Formenreihe des Aulacoceras retiadatum, Gruppe der Arcestes 
coloni, Lycoteras) erscheinen am Beginn der kamischen Zeit in der 
juvavischen Provinz und ebenso dringen einige juvavische Typen 
(Arcestes toruati, Tropites, Halobia) in beschränkter Individuenzahl 
in die mediterrane Provinz ein. Zugleich wandern einige neue 
heterotopische Typen (Bactritcs, Lobites, Gruppe der Arcestes cymbi- 
fonnesj in das mediterrane Gebiet ein. Aber auch die juvavische 
Provinz empfängt noch fremdländische Colonisten (I^bites, von den 
mediterranen abweichende Typen). Dabei bewahren die unteren 
kamischen Ablagerungen der beiden Provinzen (Cassianer Schichten 
der mediterranen Provinz, Zone des Tropites subbullatus der juva- 
vischen Provinz) noch ihren ausgeprägten provinziellen Charakter. 
Eine directe Verbindung auf alpinem oder karpathischem Gebiete 
scheint daher noch nicht eingetreten zu sein. Wahrscheinlich fand 
in weiterer Entfernung eine Vereinigung zwischen den beiden 
Meeresgebieten durch allmählichen Wegfall der trennenden Schranken 
statt. Erst die zweite karnische Fauna zeigt eine völlige Mengung 
der mediterranen und juvavischen Typen. Es ist aber eigenthümlich, 
dass trotzdem in der mediterranen Provinz jetzt hauptsächlich nur 
Litoralbildungen auftreten, die mediterranen Typen rasch ein be- 
deutendes Uebergewicht über die juvavischen Formen gewinnen. 
Fast scheint es, als ob in den entfernteren Oceanen bedeutende 
chorologische Veränderungen vor sich gegangen wären, so dass 
auf dem alten Wege anstatt juvavischer nur mehr mediterrane Typen 
in die juvavische Provinz gelangen konnten. 

Wir unterscheiden in der mediterranen Provinz drei altersver- 
schiedene karnische Horizonte: i. Die Cassianer Schichten; 2. die 



mit besonderer Rücksicht auf SOdtiroI. Jp 

Raibler Schichten (Zone des Trachyceras Aonoides) ; 3. Die Schichten 
der Aviada exilis und des Turbo solitariiis (Hauptdolomit, Dach- 
steinkalk z. Th.). 

6. Die Cassianer Schichten. Die typischen Cassianer 
Schichten sind bisher nur aus dem Abteythal (Enneberg), Ampezzo 
und Buchenstein bekannt. Sie bestehen aus grauen und graubraunen 
Kalkmergeln, Kalken und oolithischen Gesteinen. Der Fossilreichthum 
der Cassianer Schichten ist, wie bekannt, staunenswerth gross. Doch 
beschränkt sich die grosse Mannigfaltigkeit des thierischen Lebens, 
welche wir in den Museen und in den palaeontologischen Mono- 
graphien bewundem, auf eine eng begrenzte Stelle, die Stuores 
Schneide zwischen St. Cassian und Buchenstein. In der Regel über- 
wiegen durch die Massenhaftigkeit ihres Vorkommens die Echino- 
dermen. Alles andere tritt entschieden zurück, so dass ,Echino- 
dermen-Facies* die passendste biologische Bezeichnung für die typisch 
entwickelten Cassianer Schichten ist. Einer grösseren horizontalen 
Verbreitung erfreut sich auch eine Daonellenbank (D. Cassiaiia und 
D. Richthofmi), Korallen finden sich in grösseren Massen nur in 
der nächsten Nähe der Dolomitstöcke. Wir werden sehen, das.s 
sowol die Echinodermen- wie auch die Korallenbänke theils direct, 
theils durch Vermittlung klotziger, zäher Kalke in den Dolomit (Riff- 
kalk) übergehen. An der oben erwähnten reichen Fundstelle kommen 
neben den Echinodermen in grösseren Mengen zahlreiche Arten von 
Gasteropoden und weniger häufig Cephalopoden, Pelecypoden und 
Brachiopoden vor. 

Die Cassianer Fauna ist in eigenthümlicher Weise durch die 
auffallend geringe Grösse der Individuen ausgezeichnet und sind 
schon von verschiedenen Seiten Hypothesen aufgestellt worden, um 
diese Erscheinung zu erklären. 

Eine nähere Betrachtung der Fauna lehrt jedoch, dass man 
nicht berechtigt ist, die Fauna in toto als Pygmäenfauna zu 
bezeichnen. Zunächst widerspricht schon die herrschende Thierclasse 
dieser Charakteristik. 

Die Echinodermen der Cassianer Schichten erfreuen sich mit 
wenigen Ausnahmen ganz anständiger normaler Dimensionen. Die 
Cephalopoden sind zwar meistens nur in kleinen Exemplaren ver- 
treten, aber mit wenigen Ausnahmen sind es stets innere, gekammerte 
Windungen, welche vorliegen. Ein Schluss auf die ursprüngliche 
Grösse der lebenden Thiere ist daher nicht gestattet und es ist 
bezeichnend, dass auch die in den letzten Jahren häufiger gefundenen 
grossen Exemplare von Nmitiltis, Arcestes und Trachyceras blos 



6o Uebcrsicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

aus den gekammerten Theilen bestanden. Häufig sind dies6 ge- 
kammerten Kerne von einer dicken Sinterkruste umhüllt, ein Beweis, 
dass die Schalen vor ihrer Einbettung im Gestein bereits die äusseren 
Windungen verloren hatten. Vergleicht man aber diejenigen Cassianer 
Cephalopoden, welche entweder wirklich klein sind oder von denen 
nur kleine Kerne vorkommen, mit den phylogenetisch zunächst stehen- 
Formen der obersten Hallstätter Kalke (Zone des Trachyceras 
Aonoides), so ergibt sich, dass die Cassianer Formen in ihren 
Dimensionen keineswegs zurückstehen. Man ist daher nicht berechtigt, 
von Cephalopodenbrut oder von gehemmter Entwicklung zu sprechen. 
Ein Theil der Cassianer Cephalopoden gehört Formenreihen an, 
welche überhaupt nur geringe Grössen (Lobitcs, Trachyceras Busiris, 
Choristoceras Eryx, glaucum) erreichen, ein anderer Theil aber^ählt 
zu grösseren Typen (Nautilus, Arcestcs, Pinacoccras , Trachyceras 
Aon, aeqtiinodosum) ,^ ist aber stets nur durch innere Kerne ver- 
schiedener Dimensionen vertreten. 

Die grosse Schaar der Gasteropoden ist fast durchgängig durch 
kleine Arten repräsentirt, doch kommen auch grosse Formen (Natica 
maadosa, bninea, Chemnitzia sp.) vereinzelt vor. Die Brachiopoden 
sind meist klein; die nicht seltene Rhynchotiella scmiplecta zeichnet 
sich aber durch bedeutende Dimensionen aus. Unter den Pelecypoden 
herrschen kleine Arten vor, die Daonellen, die Cassianellen und 
Cardita crenata machen jedoch eine Ausnahme. Cardita crenata 
besitzt sogar im Vergleich mit den verwandten jüngeren Formen 
f Cardita Giimbeli Picht, der nordtiroler Raibler Schichten [Cardita- 
Schichten] und Cardita austriaca der Kössener Schichten) eine auf- 
fallende Grösse. 

Theod. Fuchs hat bereits in einer interessanten Mittheilung 
darauf hingewiesen, *) dass die geringe Gnisse der Cassianer Fossilien 
nicht auf einer durch ungünstige äussere Verhältnisse bewirkten Ver- 
kümmerung der Favma beruhen könne, da in diesem Falle eine 
einförmige artenarme Fauna vorhanden sein müsste. Diese An- 
schauung wird durch unsere Betrachtung völlig bestätigt. Wir er- 
fahren aber auch, dass die kleinen Cassianer Thiere nicht die Brut 
grösserer Arten, sondern normale ausgewachsene Formen sind. Die 
Annahme plötzlicher, gewaltsamer Todesursachen, wie Kohlensäure- 
Exhalationen, ist daher nicht gerechtfertigt. Es genügt, günstige 
äussere Verhältnisse nachzuweisen. Wir werden sehen, dass die 
Gegend von St. Cassian während der Bildungszeit der Cassianer 
Schichten eine von Korallenriffen umschlossene Bucht gewesen ist. 



*) Verh. Geol. R.-A. 1871, pag. 204. 



mit besonderer Rücksicht auf Südtirol. 6l 

Die Fauna von St. Cassian selbst trägt vollständig, wie bereits 
V. Richthofen und Laube betont haben, den Charakter einer 
Korallenriff-Fauna, die Fundstelle der F'ossilien selbst liegt am Aus- 
|j^ehenden eines Riffes. Hier konnten die Bedingungen der An- 
.siedlung kleiner Formen sehr vortheilhaft gewesen sein. 

Man hat die Cassianer Schichten wegen der räumlichen Be- 
schränkung der typischen Facies (ifters als eine ganz locale Bildung 
bezeichnet. Um eine derartige Auffassung wissenschaftlich zu be- 
j^ründen, müsste der Nachweis gefuhrt werden, dass die Cassianer 
Schichten nur eine Facies eines anderen bekannten Trias-Horizontes 
sind. Die Cephalopoden beweisen aber gerade die Selbständigkeit 
des Cassianer Horizontes. Uebrigens verbietet auch die Reichhal- 
tigkeit der Fauna, von einer localen Bildung zu sprechen. Es wäre 
denn doch mehr als sonderbar, wenn die reichste aller bekannten 
Triasfaunen eine Localfauna sein sollte! So reiche Faunen deuten 
wol auf Meerestheile hin, welche mit weiten Meeresbecken in offener 
Verbindung stehen. Unter solchen Voraussetzungen dürfen wir nur 
von dem isolirten (oder localen) Auftreten der typischen Ca.ssianer 
Fauna in den Alpen sprechen. Die Ursache der Isolirung liegt 
lediglich in den chorologischen Verhältni.ssen, welche theils dem 
Vorkommen, theils der Erhaltung der Fauna mit Ausnahme der 
kleinen Bucht von St, Cassian ungün.stig waren. — In theoreti.scher 
Beziehung wirft das isolirte Auftreten der Cassianer Fauna ein höchst 
lehrreiches Streiflicht auf die zahlreichen phylogenetischen Lücken 
der geologischen Ueberlieferung. 

Die Aequivalente der Cassianer Schichten in den Alpen bilden 
meistens die fossilarmen Kalke und Dolomite der Riff-Facies, welche 
in diesem Niveau ihre grösste horizontale Verbreitung erlangt. Seltener 
treten andere Kalke (Fürederkalk des.Bakonyer Waldes) oder mer- 
gelige Gesteinsarten auf. 

Eine mit den Cassianer Schichten zeitlich naheverwandte, wahr- 
scheinlich übereinstimmende Bildung ist der schwarze fischfiihrende 
Schiefer von Raibl, welchen ich bisher mit dem sogenannten Aon- 
schiefer von Niederösterreich identificirt hatte.*) Einige besser 
erhaltene, in letzterer Zeit mir zu Gesich^ gekommene Cephalopoden 
belehren mich aber, dass die Arten der beiden Schiefer verschieden 



*) Die Uebereinstimmung der Facies in petrographischer und biologischer 
Beziehung ist beim Raibler Fischschiefer und dem Aonschiefer eine vollkommene. 
In beiden kommen neben Fisch- und Pflanzenresten, welche für identisch gelten, 
platt gedrückte, leider meist schlecht erhaltene und daher schwer mit grösserer 
Schärfe zu bestimmende Ammoniten aus der Gruppe des Trachjyceras Aon vor. 



ß2 Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

sind. Während im Aonschiefer unzweideutige Formen der Zone 
des Trachyceras Aanoides auftreten, stimmen die vollständigeren und 
deutlicheren Exemplare unter den Vorkommnissen des Raibler 
Schiefers, wie schon Laube vermuthet hatte, mit Cassianer Arten 
am besten überein. 

Der Raibler-Schiefer ist in seiner Verbreitung eben so sehr 
beschränkt, wie die Cassianer Schichten. Er ist die Bildung einer 
ruhigen Inselbucht und ist reich an Resten von Fischen, Krebsen 
und Landpflanzen. 

Die Zahl der aus den echten Schichten von St. Cassian be- 
kannten Arten beträgt mindestens 500. Die neueste und umfassendste 
Bearbeitung der Fauna hat Laube geliefert, mit derselben den 
ganzen Reichthum aber noch lange nicht erschöpft. Fast jedes Jahr 
liefert neue Formen. Aber auch die älteren Werke von Graf 
Münster und v, Klipstein enthalten manche in der Laube'schen 
Monographie nicht erwähnte oder übergangene Arten, welche in 
den von Laube bearbeiteten Wiener Sammlungen nicht vertreten 
waren. 

Für stratigraphische Zwecke sind die Cephalopoden am wich- 
tigsten, da ihre verticale Verbreitung am genauesten bekannt ist. 
Von den übrigen Fossilien scheint eine Anzahl sowol in tieferen, 
wie in höheren Schichten vorzukommen, doch fehlt es heute noch 
an strengen kritischen Beobachtungen in dieser Richtung. 

Von den Cephalopoden erwähne ich hier die wichtigsten 
Formen: 

Aidacoceras sp. ind. 
Bactrites tmdtdatus Mstr. 
Nautilus Acts Mstr. 

linearis Mstr. 
gramdosO'Striatus Klpst. 
cf. Schlöfibachi Mojs. 
Klipsteini Mojs. 
Orthoceras elegans Mstr. 
politum Klpst. 
elliptiaim Klpst. 
Arcestes Johannis Austriae Klpst. 
Klipsteini Mojs. 
Gaytani Klpst. 
bicarinatus Mstr. 
Barrandei Lbc. 
Lobites pisum Mstr. 
monilis IJ?e. 



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mit besonderer Rücksicht auf SQdtirol. 63 

Lobites ellipticoides Lbc. 
Megaphyllites Jarbas Mstr. 
Pinacoceras Philopater Lbe. 
Trachyceras Aon Mstr, 

Brotheus Mstr. 

bipunctatutn Mstr. 

furcatum Mstr. 

dichotonium Mstr. 

infundibiliforme Klpst. 

Saulus Lbe. 

bmneostatum K/p^t. 

Rüppeli Klpst. 

Sesostris Lbe. 

Busiris Mstr. 

Hirschi Lbe. 

Cfioristoceras Buchi Klpst. 

Eryx Mstr. 

glaucum Mstr. 
Von Pelecypoden sind hervorzuheben: 

Daonella Cassimui Mojs. 

Richthofeni Mojs. 

fluxa Mojs. 

Cassianella gryphaeata Mstr. 

Gervillia angusta Mstr. 

Cardita crenata Goldf.; 

von Brachiopoden: 

Konninckina I^onhardi IVissm. 

RJtynchanella semiplecta Mstr. 

Terebratiila itidistincta Beyr.; 

von Echinodermen : 

Eftcrinus Cassiamis Lbe. 

„ granulosus Mstr. 

Pcntacrinus propinquus Mstr. 

Cidaris dorsata Braun 

alata Ag. 

Rötneri IVissm. 

Braunii Des. 

flexuosa Mstr. 

Wisstnanfii Des.*) 



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*) Palaeont. Literatur der Cassianer Schichten: Graf Münster, Beitr. 
z. Petrcfactenkunde, 4. Heft. A. v. Klipstein, Beitr. z. geol. Kenntniss der östl. 



64 Uebersicht der permischen und mesozoischen FormatioDen der Ostalpcn 

Aus der Riff-Facies der Cassianer Schichten kennen wir bis heute 
noch keine dieses Niveau charakterisirende Formen. Doch dürfen 
wir wol die bereits erwähnten einzelnen grossen Gasteropoden, 
welche sich in den Cassianer Schichten der Stuores- Schneide ge- 
funden haben (Natica maciäosa, N. brufica, mehrere Bruchstücke 
riesiger Chemnitzien), der Riff-Facies zurechnen. Viele Formen werden 
noch mit Esino gemeinsam sein, da sich Esino- Arten noch in der 

Riff-Facies der Raibler Schichten (Petzen in Kärnten) finden. 

In dem, wie erwähnt, wahrscheinlich dem Niveau von St. Cassia'^ 
angehörigen Fischschiefer von Raibl finden sich ausser einigen Cas- 
sianer Cephalopoden, Gasteropoden und Korallen von Fischen: 

Graphiurus callopteni^ Kn. 
Ortimrus Sturz Kn. 
Ptycholcpis raiblefisis Br. 

„ avus Kn. 

Thoracopterus Niderristi Br. 
Mcgaloptcms raiblatms Kn. 
Pterigopienis apus Kn. 
Pholidoplcunis Typus Kn. 
Peltopleiirus splaidens Kn. 
Pholidophorus microlepidottis Kn. 

„ Bronni Kn. 

Lepidottis omatus Ag. 
BelanorhyfKhns striolatus Br.; 
von Krebsen: 

Tetrackela Raiblana Br. 
Siawchebis triasicns Rss. 
Aeger crassipes Br. 
Bombur Aonis Br.; 
von Insekten eine Blattina; 
von Cephalopoden: 

Acanihotheuiis bisinuata Br,; 
von Pflanzen: 

Equtsetites arenaceus Seh. 
„ strigatus Br. sp. 



Alpen. G. L. Laube, Die Fauna der Schichten von St. Cassian. Denkschriften d, 
kais. Akad. d. Wiss. in Wien, 24 — 3o. Bd.; A. E. Reuss, Foraniiniferen u. Ostra- 
coden V. St. Cassian. Sitz.-Ber. k, Akad. Wien, 57. Bd.; C. W. Gümbel, Foraraini- 
feren etc. in den St. Cassianer u. Raibler Sch. Jahrb. Geol. R.-A. 1869.; £. v. 
Mojsisovics, Das Gebirge um Hallstatt; .E. v. Mojsisovics. Daonella und 
Halobia, Abhdl. Geol. R.-A., Bd. VII.; E. v. Mojsisovics. Cephalopoden d. medit 
Triasprovinz, u. d. Presse). 



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mit besonderer RQcksicht auf SOdtirol. Qt 

Neuropteris cf. Rütimeyeri Heer, 
Danaeopsii' cf. marantacea Prsl. 
Cycadites Sitessi St. 
Dioonites pachyrrhachis Schenk 
Pterophyllum Branni Schenk 

gigantettm Schenk 

cf. Jaegeri Br. 

Sandbergeri Schenk 
Voltzia raiblensis St. 
Hatieri St. 
Foetterlei St.^) 

7. Die Raibler Schichten. Mit den Cassianerbildungen 
erreicht die heteropische Spaltung der alpinen Trias ihren Höhe- 
punkt. Ablagerungen litoralen Charakters mit einer leicht kenntlichen, 
artenarmen aber individuenreichen Fauna, häufig unterbrochen von 
Sandsteinen mit Landpflanzen, erreichen nun eine ausgedehnte Ver- 
breitung, welche nahezu das ganze alpine Triasgebiet umfasst Sie 
sind deshalb für die Orientirung von ebenso unschätzbarem Werthe, 
wie die an der Basis der Trias liegenden Werfener Schichten und 
wie die auf ein viel engeres Areal beschränkten Kössener Schichten, 
welche den Schluss der Trias bezeichnen. Namentlich in den Districten, 
wo die Riff-Facies entwickelt ist, bilden die mergeligen Raibler 
Schichten einen höchst wolthuenden Ruhepunkt inmitten der gewal- 
tigen Kalk- und Dolomitmassen, welche durch ihre Eintönigkeit und 
Fossilarmuth ein Bild von abschreckender Grossartigkeit darbieten. 

Die Raibler Schichten sind meistens sehr fossilreich und enthalten 
vorwiegend Zweischaler, welche ganze Bänke erfüllen. Charakteristisch 
ist dabei, dass jeweils eine oder nur wenige Arten in grosser Indi- 
viduenzahl in derselben Bank vorkommen. Man kann in Folge 
dessen häufig in begrenzten Districten eine bestimmte Reihenfolge 
der Arten wahrnehmen. Stellenweise tritt aber diese bankweise 
Vertheilung zurück und finden sich mehr Arten, aber weniger 
Individuen in den einzelnen Lagen. Nicht selten ist der Complex 
der mergeligen Schichten durch eine zwischengelagerte grössere oder 
geringere Masse lichten pelagischen Kalkes (Riflf-Facies) getheilt. 



"*) Palaeont. Literatur des Raibler Fischschiefers: Bronn, Beitr. z. Fauna 
u. Flora d. Schiefers v. Raibl. Leonh. u. Br. Jahrb. i858 (Nachträge 1. c. iSSg); 
Kner, Fische etc. Sitz.-Ber. k. Akad. Wien, 53. Bd. (Nachträge 1. c. 55. Bd.); 
Reuss, Krebse etc. Hauer*s Beitr. z. Palaeont. Oesterr. I.; Suess, Acanthotheutis, 
Sitz.-Ber. k. Akad. Wien, 5i. Bd.; Schenk, Flora, Würzburger naturw. Zeitsch. VI.; 
Stur, Raibl, Jahrb. Geol. R.-A. 1868. 

Mojsisovics, Dolomitriffe. 5 




g5 Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

Auch reicht an einigen Punkten die Riflf-Facies von unten in die 
Raibler Zone hinauf. Stellenweise fehlen aber mergelige und sandig^e 
Bildungen gänzlich. In solchen Fällen, wo die Kalkbildung eine 
continuirliche ist, wird die scharfe Abgrenzung schwierig,' oft un- 
möglich. 

Sehr häufig sind die Raibler Schichten von Gypsen und Rauch- 
wacken begleitet 

Die allerdings seltenen Cephalopoden der Raibler Schichten — 
man kennt aus den muschelfiihrenden litoralen Bänken aber doch 
bereits i6 Arten — stimmen in überwiegender Anzahl (13 von 16) 
mit Arten aus der Zone des Trachyceras Aotwides der Hallstätter 
Kalke überein. Es liegt daher keine palaeontolog^sche Grenze 
zwischen der obersten Hallstätter Zone und den Raibler Schichten. 
Der chorologische Unterschied ist aber allerdings bedeutend. In 
dem einen Falle eine reiche pelagische Fauna, in dem anderen Falle 
eine artenarme Litoralfauna. 

In den Raibler Schichten, insbesondere in den lichten zwischen- 
gelagerten pelagischeren Kalken, beginnt die Pelecypoden- Gattung 
Megalodtis durch geselliges Auftreten eine Rolle zu spielen. Im 
alpinen Triasgebiete erscheint Megalodus in sicheren Exemplaren zum 
ersten Male in den Cassianer Schichten. 

Eigenthümlich ist die geographische Verbreitung einiger für 
die Raibler Schichten sehr bezeichnender Fossile, in Folge welcher 
das Alpengebiet in zwei bestimmt abgegrenzte Räume, in eine 
nördliche und südliche Region zerfällt. Die nördliche Region ist 
nicht auf unsere heutigen Nordkalkalpen beschränkt; sie umfasst 
von den heutigen Südkalkalpen noch den schmalen im Norden des 
palaeozoischen Zuges der Karavanken und der karnischen Alpen 
gelegenen triadischen Strich der Karavanken und des Villach- 
Lienzer Gebirges. Eine Reihe von Arten ist beiden Regionen ge- 
meinschaftlich, einige andere dagegen und zwar gerade solche, 
welche innerhalb ihres Verbreitungsgebietes eine dominirende Rolle 
spielen, sind strenge localisirt. So ist die berühmte Trigonia Kefcr- 
steint strenge auf die südliche Region beschränkt, daselbst aber das 
verbreitetste und bezeichnendste Fossil. Ebenso sind gewisse Myo- 
conchen, Pachycardia Haueri und andere Conchylien der Region der 
Trigonia Kefersteini eigenthümlich. Umgekehrt fehlt die in der 
nördlichen Region sehr gemeine Cardita Gümbeli der südlichen 
Region. (Man nennt wegen des Vorherrschens dieser Cardita die 
nördlichen Raibler Schichten häufig auch , Cardita-Schichten*.) Zwei 
andere weit verbreitete, wichtige Fossile der nördlichen Region sind 



mit besonderer RDcksichl auf Südtirol. 6/ 

femer Lamites floridus und Halobia rugosa, welche beide auch in 
der Zone des Trachyceras Aotwides der Hailstätter Kalke vorkommen. 

Eine entlang dem Nordrande der nördlichen Kalkalpen fort- 
ziehende Einlagerung von grauen Sandsteinen mit Pflanzenresten 
(Lunzer Sandstein), welche in Nieder Österreich durch den Einschluss 
guter Steinkohlen auch technische Bedeutung gewinnt, enthält eine 
Anzahl von Pflanzenarten der deutschen Lettenkohle, was zur 
Parallelisirung des Lunzer Sandsteines mit der Lettenkohle Anlass 
gab. Man kann dieser Parallele immerhin eine gewisse Berechtigung 
zugestehen, da eine zusammenhängende Landbriicke von den Ufern 
des deutschen Trias-See's bis zur Küste des nordalpinen Triasmeeres 
reichte. Indessen wäre es doch sehr gewagt, eine schärfere Parallele 
mit einer bestimmten pflanzen führenden Bank der deutschen Trias 
zu ziehen. Wir dürfen, ganz abgesehen von der Möglichkeit des 
Bestandes und der Verschiebung von Localfloren, nicht vergessen, 
dass auch in der deutschen Trias nur eine lückenhafte Ueberlieferung 
von der allmählichen Umbildung und Fortentwicklung der mittel- 
europäischen Flora vorliegt. 

Lunzer Sandstein und Lettenkohle stehen sich phytopalaeon- 
tologisch ziemlich nahe und gehören demselben Florengebjete an. 
Mehr lässt sich mit Sicherheit nicht sagen. Eine Flora des Schilf- 
sandsteines kennen wir in den Alpen nicht; müssen sich aber die 
Schilfsandsteinpflanzen südlich bis an die Küsten des alpinen Meeres 
erstreckt haben i' Könnte der Lunzer Sandstein nicht zeitlich dem 
Schilfsandstein näher stehen als der Lettenkohle? — Die aus Muschel- 
kalk-Epigonen zusammengesetzten Keuper-Faunen geben in diesen 
Fragen keinerlei sicheren Aufschluss. *) 

Die Gesteine der Raibler Schichten sind, wie bereits erwähnt, 
in der Regel mergeliger Natur. In der nördlichen Region der Cardita 
Gümbeli sind oolithische Mergelkalke sehr verbreitet (Cardita-Oolithc). 
Im südö.stlichen Tirol herrschen rothe oolithische eisenschüssige Kalke, 
rothe und violette Thone, weisse und rothe Sandsteine vor (Schiern- 
plateauSckichten). 

Was die Fauna der Raibler Schichten anbelangt, so liegt leider 
noch keine kritische Bearbeitung des reichen Materials vor. Eine 
Anzahl von Cassianer Formen wird von verschiedenen Punkten citirt, 
doch erfreuen sich diese Typen, unter denen sich auch Korallen. 
Echinodermen und Gasteropoden befinden, keiner grossen Verbreitung, 

•) üeber die Parallelisirung der deutschen mit der alpinen Trias vergleiche 
meine Bemerkungen im Ausätze Ober die Faunengebicte und Fadcsgebllde der 
Trias, Jahrb. Geol. R.-A. [874, p. raS— 134. 



68 Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

da die herrschende Facies den Charakter einer litoralen Pelecypoden- 
Fauna trägt. Die wichtigsten Zweischaler sind: 
Trigonia Keferstetni Goldf, 
Corbis Mellingi Hau. 
Cardita Gümbeli Pickl. 
Corbula Rostkomi BotU 
Nuculä stdcellata Wissm. 
Hömesia Joliannis Austriae Klipst. 
Pema aviculaeformis Emmr. /^= P. Boiiii Hau.) 
Pecten Hellii Emmr. /^== P. filosus Hau.) 
Solen caudatus Hau. 
Pachycardia Haueri Mojs. 
Megalodus carinthiacus Bout^ 
Cardinia problematica Klipst. 
Trigonia elongata Hau. 
Ostrea Montis Caprilis Klipst. 
Halobia rugosa Gümb. 
Myoconcha lombardica Hau. 
„ Curionii Hau.*) 

Unter den Cephalopoden erfreuen sich grösserer Verbreitung: 
Nautilus Widfeni Mojs. 
Camites floridus Wulf, und 
• Arcestes cymbiformis Wulf. 
Der Riff-Facies gehören an: 

Chemnitzia eximia Hörn, 
gradata Hörn, 
formosa Klipst. 
Rosthorni Hörn, 
alpina Eichw. 
Natica plumbea Hörn. 
Nerinea prisca Hörn. 
Turbo Suessi Hörn. 

„ sid)coronatus Hörn., 
sowie Megalodonten. Reiche Fundorte dieser Facies sind: Unterpetzen 
in Kärnten **), wo mit den Gasteropoden noch eine grössere Zahl 



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♦) Vgl. Fr. V. Hauer, Ein Beitr. z. K. der Fauna der Raibler Schichten. 
Sitz.-Ber. k. k. Akad. d. W. Wien, Bd. XXIV. — Verzeichnisse der Raibler Fauna 
liefern auch Gümbel, Bayer. Alpengebirge, pag. 272, und Stur, Geologie der 
Steiermark, pag. 282. 

**) Die weissen Kalke dieser Fundstelle liegen unter den litoralen Raibler 
Schichten und wurden bisher als ein Älteres Glied betrachtet. Ich habe aber bereits 
erwähnt, dass nach den Cephalopoden kein Unterschied des Alters zwischen den 
Raibler Schichten und der obersten Hallstätter Zone besteht. 



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mit besonderer Rücksicht auf SCdtirol. gg 

von Cephalopoden aus der Zone des Trachyc. Aanoides*) der Hall- 
stätter Kalke vorkommt, und Eisengraben bei RaibI, wo sich zahl- 
reiche Chemnitzien und Megalodonten in dem den Raibler Schichten 
zwischengelagerten Dolomite finden. Chemnitsia alpina ist in den 
Raibler Schichten des Schiern nicht selten. 

Die Pflanzen des Lunzer Sandsteines nach den Bestimmungen 
Stur's sind: 

Equisetites arenacais Jaeg. 
brevivaginattis St. 
nerzfasoz'aginatus St. 
gamingiatius E^t. 
Calamites Meriani Brg. 
Acrostichites Lunzensis St. 
NcMropteris remota Pressi. 
Clathropteris retiadata Kurr. 
Alethopteris Lunzensis St. 
„ Meriani Brg. 

Danaeopsis marantacea Pr., 

„ Simplex St. 

Ptcrophyllum Haidingeri Goepp., 

Gümbeli St. 
Haiieri St. 
Pichleri St. 
lunzefise St, 
Lipoldi St. 
Meriani Heer, 
breinpenne Kurr. 
Jaegeri Brg. 
Riegeri St. 
Zaniites lunzensis St. 
8. Die Schichten ä^v Aviaäa exilis und des Turbo solitarius. 
Die bereits in den Raibler Schichten beginnende Facies der lichten 
Megalodontenkalke und Dolomite (Dachsteinkalk und Dolomit, 
Hauptdolomit) erreicht über denselben eine allenthalben sehr be- 
deutende Mächtigkeit (6 — 1200 Meter). Leider ist diese so ansehn- 
liche und (lir den Aufbau des Gebirges so massgebende Kalk- 
formation in biologischer Beziehung ausserordentlich einförmig, so 
dass wir hier eine der empfindlichsten Lücken in der Kenntniss der 
Triasfaunen zu constatiren haben. 



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*) Bezüglich der reichen Cephalopoden-Kauna dieses Horizontes verweise ich 
auf mein grösseres Werk: Das Gebirge um Hallstatt. 



^O Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

Die vorzüglich durch verschiedene Arten der Gattung Megalodus 
charakterisirte Facies reicht in manchen Gegenden, wie im südöst- 
lichen Tirol, durch die rhätische Stufe hindurch bis in den Lias 
hinauf, ohne durch die Zwischenlagerung abweichender Faciesgebilde 
unterbrochen zu werden. In solchen Districten wird die Ausscheidung" 
des rhätischen und liasischen Antheils sehr schwierig, meistens sog'ar 
undurchführbar. Vielleicht wird mit der Zeit die genauere Kenntniss 
der Megalodonten und der Foraminiferen Anhaltspunkte zur Unter- 
scheidung mehrerer Horizonte geben. Vor dem Beginn der rhätischen 
Stufe tritt im ganzen Bereiche der Alpen nirgends eine Unter- 
brechung durch eine biologisch und petrographisch abweichende 
Facies ein, abgesehen von der Einschaltung von fischfiihrenden 
Asphaltschiefem in Nordtirol und in Val Trompia und von den 
Korallenrißmassen der Salzburger Hochalpen. Aus diesem Grunde 
ist es, vorläufig wenigstens, nicht möglich den genauen historischen 
Werth des kamischen Dachsteinkalkes zu ermitteln. Dass derselbe 
zum mindesten Einem guten palaeontologischen Horizont entspricht, 
geht aus den Fossilien der Südalpen (sowie aus den wenigen Ce- 
phalopoden des salzburgischen Korallerikalks) hervor. Aber es darf 
nicht übersehen werden, dass anderwärts ein mehrfacher Wechsel 
der Fauna eingetreten sein könnte, ohne bei der Fortdauer der 
gleichen physikalischen Verhältnisse in den Alpen wahrnehmbare 
oder mit jenen Aenderungen correspondirende Spuren zurückgelassen 
zu haben. 

Die triadischen Megaloduskalke besitzen eine grosse Analogie 
mit den oberjurassischen Diceraskalken und es scheinen in der That 
beide die gleiche chorologische Rolle gespielt zu haben. Beide stehen 
in ganz analogen Beziehungen zu Korallriflfbildungen. Im Salzbur- 
gischen lehnen sich die Megaloduskalke unmittelbar an mächtige 
Korallenriffe an und starke Bänke von Korallenkalk alterniren häufig 
mit Megalodusbänken. Auch in den Korallenkalken selbst sind Me- 
galodonten nicht selten. Einige Analogie mit den Megaloduskalken 
zeigen auch die in der südeuropäischen Kreide so weit verbreiteten 
Rudistenkalke. In den heutigen Korallenriffen vertreten, wie es 
scheint, die grossen Tridacna-Y oxva^xi die Megalodonten der Trias 
und die Diceraten des Jura. 

Ausser Megalodonten und Korallen kommen im kamischen 
Dachsteinkalk noch etliche Pelecypoden und Gasteropoden vor, unter 
denen Avicula exilis und Turbo solitariits die verbreitetsten sind. Einige 
reiche Fundstellen von Gasteropoden (wie es scheint, meistens neue 
Arten) wurden von Prof Hörn es innerhalb unseres Gebietes entdeckt 
(Val di Rin bei Auronzo und Val Oten bei Pieve di Cadore). 



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mit besonderer Rücksicht auf SQdtirol. ^I 

In den lombardischen Alpen spielen Dactyloporiden eine 
grosse Rolle. Die in den tieferen triadischen Horizonten herrschende 
Gattung Diplopora wird nach Benecke's Untersuchungen durch die 
erst in diesem Niveau auftretende Gattung Gyroporella ersetzt. Durch 
Peters wurden aus verschiedenen Gegenden der Alpen Einschlüsse 
anderer Foraminiferen-Gattungen bekannt. Ein Punkt, welcher in 
dieser Beziehung besonders Interesse erweckt, ist das Echemthal 
bei Hallstatt, dessen Kalke zum grössten Theile aus Globigerinen 
bestehen. *) 

Fossilien des kamischen Dachsteinkalks:**) 
Megalodiis Gütnbeli Stopp, 

cotnplanatus Gümb, 
MojsvdriHor. 
Damesi Hör. 
Tofanae Hör. 
Dicerocardium Wtdfeni Hau, 

Ragazzonii Stopp. 
Jani Stopp. 
Curionii Stopp. 
Hemicardium dolomiticiim Lor. 
Avicula exilis Stopp. 
Area rtidis Stopp. 
Trigonia Baisami Stopp. 
Trigonodtis sttperior Lor. 
Mytilus radians Stopp. 

„ Corncdiae Stopp. 
Myoconcha Brunturi Hau. 
Gervillia salvata Brunn, sp. 
Pinna reticularis Ben. 
Turbo solitarius Ben. 

Taramellii Stopp. 
Segtienzae Stopp. 
Natica longiuscula Stopp. 
Chemnitzia eximia Hörn. ' 
Turrite/la Trompiana Ben. 
„ lombardica Ben. 
Pleurotomaria bizini Stopp. 



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*) Peters im Jahrb. Geol. R.-A. i863, pag. 294. 

♦♦) Stopp an i, Paläontologie lombarde. Couches )a, Avicula contorta. Appendice. 
Benecke, Trias und Jura in den SOdalpen. Gcogn. pal. Beitr. 1.; Loretz 
in Zeitsch. D. Geol. Ges. 1875, pag. 833; Gümbel, Nulliporen. Abh. Münchener 
Akad. II. GL XI. Bd. I. Abth. 



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72 Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

Delphinida Escheri Stopp, 
diadema Stopp, 
pygmaea Stopp, 
Rissoa alpifia Gümb, 
Gyroporella i^esiculifera Gümb, 
Die nordtirolischen Asphaltschiefer (Seefelder Schichten) ent- 
halten: 

Teiragonolepis Bau^i Ag, 
Semionotus latus Ag, 
„ striatus Ag, 

„ macropicrus Schafh, 

Lepidotus panndus Ag. 
ontatus Ag, 
speciosus Ag, 
Pholidophonis latiiisculus Ag, 

pusillus Ag, 
dorsalis Ag. 
fürcatus Ag, 
Psephoderma alpinum H, v. M. 
Araiicarites alpinus Gümb, sp. 
Die rhätische Stufe. Diesem obersten Abschnitte der Trias 
entspricht nur eine einzige palaeontologische Phase, die Zone der 
Aincula contorta, welche durch ihre gleichmässige Verbreitung über 
das Süd- und mitteleuropäische Triasgebiet eine besondere Wichtig- 
keit erlangt. Ueber ihre systematische Stellung gehen die Anschau- 
ungen noch immer auseinander. Die italienischen und französischen 
Gelehrten verbinden die rhätischen Bildungen mit den beiden untersten 
liasischen Zonen zu einer Formationsgruppe, welche sie ^Infralias* 
nennen. In Oesterreich hat man sich daran gewöhnt, die rhätischen 
Ablagerungen (lir sich allein als eine besondere, zwischen Trias und 
Jura eingeschaltete Formation zu betrachten, wodurch man am 
besten die Streitfrage über die Zutheilung der rhätischen Gebilde 
zu lösen dachte. Die deutschen Geologen stellen die Zone der 
Avictda contorta als oberstes Glied zur Trias. 

Die Aufstellung einer selbständigen rhätischen Formations- 
gruppe zwischen Trias und Jura würde eine allzu ungleichwerthige 
Eintheilung der mesozoischen Bildungen bedingen und leicht zu 
falschen Vorstellungen über die Bedeutung der rhätischen Bildungen 
führen. Denn an chronologischem Werthe kommt die rhätische Stufe 
nur je einer der zahlreichen Zonen der Trias und des Jura gleich. 
Eine Einheit einer Vielheit als gleichberechtigten Factor zu coordi- 
niren, wäre weder zweckmässig noch consequent. Auch gegen die 



mit besonderer Rücksicht auf SOdtirol. y^ 

befürwortete Einbeziehung der kamischen Dachsteinkalke in die 
rhätische .Formation*, um dieser eine grössere verticale Ausdehnung 
zu geben, sprechen sachliche und utilitäre Gründe. Das Erscheinen 
liasischer Vorläufer, insbesondere die Rückkehr der Ammoniten- 
Gattung Aegoccras verleiht den echten rhätischen Ablagerungen 
einen chorologisch scharf präcisirten Charakter, welcher in der Be- 
schränkung der Bezeichnung ,Rhätisch* auf die Zone der Avictda 
contorta seinen besten Ausdruck findet. Auf die Identität der Facies in 
den kamischen und rhätischen Dachsteinkalken kann kein Gewicht 
gelegt werden. Wollte man das Auftreten von Megaloduskalken als 
bestimmend ansehen, so müsste man die Grenzen nach unten und 
oben ausdehnen, da in den Alpen Megaloduskalke ausser in den 
Raibler Schichten auch noch im Lias vorkommen. Ein weiteres Ar- 
gument zu Gunsten der engeren Fassung der rhätischen Stufe bUdet 
die geographische Verbreitung der Zone der Aviada contorta. Es 
erleichtert die Verständigung, wenn die alpinen und ausseralpinen 
Ablagerungen, in Fällen, wo eine wirkliche Uebereinstimmung statt- 
findet, auch gleich massig gruppirt und benannt werdeft. Dehnt man 
aber die Bezeichnung ,Rhätisch* auf die kamischen Dachsteinkalke 
aus, so muss man auf diesen VortheU verzichten. Der Einbmch des 
mediterranen Triasmeeres in die mitteleuropäischen Triasgegenden 
ist aber doch ein Ereigniss von solcher historisch-geographischer 
TragA\'eite, dass dasselbe auch in der stratigraphischen Nomenclatur 
fixirt zu werden verdient. 

Weit mehr Berechtigung, als der Euibeziehung des kamischen 
Dachsteinkalks, würde der Vereinigung mit den unterliasischen Zonen 
nach dem Vorgange Stoppani's und der Franzosen zugestanden 
werden müssen, wenn es sich um eine neue Gmppirung der meso- 
zoischen Formationen überhaupt handelte. Es würde dadurch die 
Anomalie beseitigt, dass die rhätische Stufe nur aus einer einzigen 
Zone besteht. Vom chorologischen und historisch-geographischen 
Standpunkte wäre der »Infralias* eine ziemlich natürliche europäische 
Gruppe, welche an die Basis des Jura-Systems gestellt werden 
müsste. 

Die von den deutschen Geologen angenommene Zutheilung 
der rhätischen Stufe zur Trias findet in der herkömmlichen Abgren- 
zung zwischen Trias und Jura ihre Rechtfertigung. Es kann zu 
Gunsten derselben darauf hingewiesen werden, dass vor der durch 
die alpinen Forschungen herbeigeführten Auffindung der rhätischen 
Fauna die obere Grenze der Trias palaeontologisch nicht festgestellt 
war, während die untere Grenze des Jura bereits durch die Zone 
des Aegoccras planorbis bestimmt und klar fixirt war. 



74 Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

9. Die Kössener Schichten. Unter dieser Bezeichnung 
werden die verschiedenen mergeligen, fossilreichen Facies der rhäti- 
schen Stufe in den Alpen zusammengefasst. Sie bilden den Typus 
der rhätischen Stufe. Wo die Facies der Megaloduskalke (Dachstein- 
kalk) durch die rhätische Stufe reicht, da ist in der Regel die Grenze 
gegen den kamischen Dachsteinkalk schwer oder gar nicht zu be- 
stimmen. Fast zur Unmöglichkeit aber wird die Ausscheidung der 
rhätischen Stufe in solchen Gegenden, wo auch der Lias durch | 

lichte fossilarme Kalke und Dolomite repräsentirt wird, wie dies in 
unserem Gebiete in der Regel der Fall ist. 

Die Fauna der Kössener Schichten besteht vorzugsweise aus 
Pelecypoden und Brachiopoden. Gasteropoden sind selten und ver- 
einzelt. Noch sparsamer treten Cephalopoden auf Charakteristisch 
ist das heerdenweise Auftreten der häufigeren Formen, insbesondere 
der Pelecypoden und gewisser Brachiopoden (Terebr, gregariaj. Je 
eine oder einige wenige Arten erfüllen mit Ausschluss aller übrigen 
Formen ganze Bänke. Die gleiche Erscheinung bemerkten wir be- 
reits von den Raibler Schichten. Auch die Megalodusbänke des 
Dachsteinkalks fallen in eine analoge chorologische Kategorie. 

Auf Grundlage des von Suess und mir aufgenommenen Profils 
in der Osterhomgruppe im Salzburgischen hat Suess*) eine Reihe 
von Facies unterschieden, welche in einem gewissen mittleren Striche 
der Nordkalkalpen stets in der gleichen Aufeinanderfolge erscheinen. 

a. Die tiefste Lage nimmt die schwäbische Facies ein. Es ist 
dies die reine Pelecypoden-Facies, welcher Brachiopoden noch 
fehlen. Mytilus minutus, Anomia alpina, Anatina praecursor, Anat 
Suessi, Cardita austriaca, Gervillia inflata, Avicula contorta sind 
die häufigsten Formen. 

In Wechsellagerung mit den diese Zweischaler führenden 
Bänken treten stets noch Megaloduskalke auf Zugmayer**) fand 
im Piestingthale in Niederösterreich in solchen Megaloduskalken 
breccienartige Partien erfüllt von zahlreichen Zähnen, Knochensplittern 
und Koprolithen von Fischen^ welche mit rhätischen Bonebed-Arten 
übereinstimmen. 

Bios die Vorkommnisse dieser Facies (natürlich mit Ausnahme 
der in den Alpen zwischengelagerten Megaloduskalke) finden sich 
in den ausseralpinen rhätischen Ablagerungen Europa's wieder. 



♦) Jahrb. Geol. R.-A. 1868, pag. 167—200. 
**) Jahrb. Geolog. R.-A. 1874, pag. 79. 



mit besonderer Rücksicht auf SQdtirol. 



75 



b. In der folgenden karpathischen Facies treten zu den noch 
immer bankweise eingeschalteten schwäbischen Zweischalem 
Terebrattäa gregaria und Plicatula intusstriata. Zu Tausenden 
erfüllt Terebr. gregaria ganze Bänke, in welchen neben ihr 
nur Plic, intusstriata häufiger erscheint 

Die karpathische Facies unterscheidet sich daher von der 
schwäbischen Facies nur durch das Hinzutreten der Terebratel-Bänke. 

c. An dieser Stelle ist im Osterhom-Profil eine grössere Korallen- 
kalkmasse eingeschaltet, der sogenannte ,Hauptlithodendron- 
kalk*, im Piestingthale erscheint ein lichter Kalk mit Brachio- 
poden (Starhemberger Schichten). Aehnliche Gesteine, welche 
der Kategorie des Dachsteinkalks zuzuzählen sind, treten in 
den tirolisch-bayerischen Alpen und in der Lombardei häufig 
in den oberen Theilen der rhätischen Bildungen auf und ent- 
halten neben Korallen Megalodonten. 

d. Die Kössener Facies umfasst die dunklen, mit schiefrigen 
Lagen wechselnden Brachiopodenkalke. Die sogenannten Star- 
hemberger Schichten, welche dieselben Brachiopoden enthalten, 
sind lichte, roth oder gelb geflaserte Kalke, welche in den 
niederösterreichischen Alpen Einlagerungen sowol in der reinen 
Dachsteinkalk - Facies als auch in den dunklen mergeligen 
Kössener Schichten bilden. 

Die Kössener (Starhemberger) Facies lässt sich daher auch 
als die rhätische Brachiopoden-Facies bezeichnen. Sehr verbreitet 
sind insbesondere: Terebr, pyriformis, Rftynchanella ßssicostata, Rli, 
subritnosa, Spirigera oxycoipos. Dazu noch von Zweischalem: Pecten 
acuteauritus und Avicula Kössenensis, 

e. In der Salzburger Facies tritt die artenarme Cephalopoden- 
Facies der rhätischen Stufe mit Choristoceras Marshi und Aego- 
ceras planorboides auf Bänke mit den Fossilien der Kössener 
Facies begleiten dieselbe. 

Wir unterscheiden daher in der mergeligen Serie der rhätischen 
Bildungen eine Zweischaler-, zwei Brachiopoden- und eine Cephalo- 
poden - Facies. Die Reihenfolge entspricht offenbar einer regel- 
mässigen, allmählichen Stufenfolge verschiedener Tiefenzonen, die 
Bildungen mit litoralem Typus zu unterst. Die in Verbindung mit 
der schwäbischen Pelecypoden - Facies auftretenden karpathischen 
Brachiopoden mögen einer seichteren Region angehört haben, 
als die später folgenden Brachiopoden der Kössener Facies, in 
deren Gebiet sich die feinkörnigen thonreichen Cephalopoden- 
Schichten finden. Indessen dürften die Kössener Brachiopoden das 






76 Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

Vorrecht einer grösseren verticalen Verbreitung durch mehrere 
Tiefenzonen besessen haben^ da sie sich ja auch in den sogenannten 
Starhemberger Schichten finden. 

Die Facies der lichten Dachsteinkalke gilt als diejenige Bildung, 
in welcher der pelagische Charakter am meisten hervortritt. Sofern 
man den Begriff »pelagisch* nicht mit Tiefseebildung identificirt, 
lässt sich gegen diesen Gebrauch nichts einwenden. Mechanisch 
herbeigetragenes Sediment ist den lichten Megaloduskalken ebenso 
fremd, wie den lichten Riffkalken der älteren Triasstufen. In beiden 
Fällen haben wir es mit rein zoogenen Gesteinen zu thun, welche 
in ungetrübten Meeresregionen gebildet wurden. In diesem Sinne 
ist nun die Bezeichnung ,pelagisch* zutreffend, und es ist der Ent- 
scheidung über die chorogenetischen Verhältnisse der Dachsteinkalke 
in keiner Weise vorgegriffen. Gegen die Annahme einer Bildung* 
auf tiefem Meeresgrunde sprechen mancherlei Gründe. Zunächst 
ist auf das heerdenweise Vorkommen der Megalodonten, welche 
ganze Bänke mit Ausschluss anderer Mollusken erfüllen^ hinzuweisen 
Sodann ist das Fehlen der Cephalopoden in allen Dachsteinkalken 
sehr auffallend. Das regelmässige Altemiren von Megalodusbänken 
mit petrographisch stets abweichenden Megalodus leeren Kalken weist 
auf Aenderungen der Lebensbedingungen in regelmässigen Perioden 
hin. In wirklichen Tiefseebildungen ist ein derartig rascher Wechsel 
undenkbar. Das oben erwähnte Zusammenvorkommen der schwäbi- 
schen und karpathischen Facies mit Megaloduskalken und die Ab- 
wesenheit derselben in den Schichtencomplexen, welche die Cephalo- 
poden-Facies umschliessen, sind mit der Annahme grösserer Tiefen- 
zonen als Bildungsstätte der Dachsteinkalke unvereinbar. Ebenso 
sprechen, wie bereits Zugmayer treffend bemerkte, die bonebed- 
artigen Vorkommnisse im Megaloduskalk gegen eine solche. Auch 
die Wechsellagerung mit Raibler Schichten und die Verbindung mit 
Gypsen und Rauchwacken an der Basis des kamischen Dachstein- 
kalks können als Gegenargumente angeführt werden. 

Zu Gunsten der gegentheiligen Auffassung könnte nur das durch 
Peters' Untersuchungen constatirte Vorkommen von Globigerinen 
im Dachsteinkalke des Echemthales bei Hallstatt in das Treffen 
gefuhrt werden. 

Durch die wichtigen Ergebnisse der englischen Challenger- 
Expedition wurde indessen nachgewiesen, dass die Globigerinen, 
weit entfernt in den grossen Tiefen, in denen man ihre zu Boden 
gesunkenen Gehäuse findet, zu leben, im Gegentheil blos die ober- 
flächlichen Schichten des Oceans bevölkern. Daraus dürfte wol zu 
folgern sein, dass reine, durch mechanisches Sediment ungetrübte 



mit besonderer Rücksicht auf Sodtirol. yj 

Meeresregionen den Lebensbedingungen der Globigerinen besonders 
entsprechen. Die Tiefe des Meeres erscheint nebensächlich. Es ist so- 
nach nicht abzusehen, warum diese in ungeheurer Individuenzahl nahe 
der Oberfläche des Meeres flottirenden Thierchen nicht auch in der 
nächsten Nachbarschaft von lebenden Riffen, wo die äusseren Ver- 
hältnisse ihrem Gedeihen häufig günstig sein werden, gedeihen sollten ? 

Die geographische Verbreitung der verschiedenen rhätischen 
Facies ist in den Alpen noch nicht mit der wünschenswerthen 
Genauigkeit erforscht, um ein zusammenhängendes Bild geben zu 
können. Nicht ohne Interesse ist jedoch die räumliche Vertheilung 
der mergeligen Kössener Schichten und des Dachsteinkalkes. In 
Vorarlberg und Nordtirol mit den zugehörigen bayerischen Alpen 
nehmen die Kössener Schichten die ganze Breite der Kalkalpen 
ein, Megaloduskalke sind zwar eingeschaltet^ erreichen jedoch nur 
am Nordsaume in den bayerischen Alpen in der oberen Hälfte der 
rhätischen Bildungen einige Bedeutung. Vom Salzburgischen gegen 
Osten zieht am Südrande der Kalkalpen ein reiner (bereits im 
Kamischen beginnender) Dachsteinkalkstreifen hin, welchem im 
Osten brachiopodenreiche Bänke eingelagert sind. Die mergelige 
Kössener Entwicklung streicht in einer nördlicheren parallelen Zone 
hin und es scheint, dass dieselbe ebenfalls in Parallelzonen zerfällt. 
Am nördlichen Rande verläuft, wie es scheint, eine Zone mit den 
schwäbischen und karpathischen Fossilien und zwischen dieser und 
der südlichen Dachsteinkalk-Zone liegt ein Streifen mit der reichen 
heteropischen Reihenfolge des Osterhorn-Profils. 

In den Südalpen, östlich vom Gardasee, nimmt die ganze 
Breite der eigentlichen Südkalkalpen die Dachsteinkalk-Facies ein, 
welche hier, wie bereits erwähnt, vom isopischen kamischen Dach- 
steinkalke gar nicht und vom Lias nur sehr uhsicher getrennt werden 
kann. Nördlich davon^ in dem merkwürdigen schmalen Gebirgs- 
streifen mesozoischer Bildungen, welcher zwischen dem palaeozoischen 
Gailthaler Gebirge und der Hauptkette der Karavanken einerseits 
und den krystallinischen Schiefern der centralen Zone andererseits 
liegt, mithin in dem Lienz-Villacher Gebirge und in den nördlichen 
Karavanken, findet sich die mergelige Kössener Entwicklung wieder. 
Hier herrschen also die umgekehrten Verhältnisse. In der Nachbar- 
schaft der Centralalpen eine Zone mit der mergeligen Kössener 
Entwicklung (schwäbische und karpathische Facies) und im Süden 
davon ein ausgedehntes Revier mit ausschliesslicher Dachsteinkalk- 
Entwicklung. 

In den lombardischen Alpen sind rhätische Ablagerungen 
nur in einer, den Südrand begleitenden Zone bekannt. Die Kössener 



yS Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

Entwicklung (mit schwäbischem und karpathischem Charakter) w-altet 
hier in der unteren, die Dachsteinkalk-Entwicklung in der oberen 
Hälfte vor. 

Eine sorgfältige Zusammenstellung der reichen rhätischen 
Fauna hat A. v. Ditmar *) geliefert, auf dessen Arbeit ich hiermit 
verweise. 

Ich schliesse zur leichteren Uebersicht der gegenseitigen Ver- 
hältnisse der beiden alpinen Triasprovinzen und des germanischen 
Trias-See's tabellarische Zusammenstellungen an, in welchen auch 
das Auftreten und die Ausdehnung der wichtigsten heteropischen 
Formationen ersichtlich gemacht ist. 

Jurassische Bildungen. 

Wir gelangen nunmehr zur Besprechung einer Formationsreihe, 
deren Parallelisirung mit den gleichzeitigen mitteleuropäischen Bil- 
dungen keinen Schwierigkeiten unterliegt. Nach dem zur rhätischen 
Zeit stattgehabten Einbrüche des Meeres in das vorher isolirte mittel- 
europäische Triasbecken erhielt sich die hergestellte Communication 
mit dem südeuropäischen Meere bis zum Schlüsse der Jura-Periode. 
Die biologische Uebereinstimmung der beiderseitigen Ablagerungen 
ist in Folge dessen eine sehr grosse. Unsere Aufgabe wird sich 
darauf beschränken, die Eigenthümlichkeiten der alpinen (medi- 
terranen) Ablagerungen zu besprechen. 

Das hervorstechendste biologische Merkmal der mediterranen 
Jura-Provinz besteht nach Neumayr in dem Vorherrschen der 
Ammonitiden-Gattungen Phylloceras und Lytoceras. Diese beiden Ge- 
schlechter erscheinen sowol nach der Anzahl der Formen, als auch 
nach den numerischen Verhältnissen als heimatsberechtigte Bürger 
der mediterranen Gewässer, während sie nur in wenigen Formen 
und in beschränkter Individuenzahl, als Fremdlinge, in einigen Hori- 
zonten des mitteleuropäischen Jura vorkommen. 

Im Lias gesellt sich zu diesen Gattungen das bereits zur Trias- 
zeit in den mediterranen Gewässern heimische Belemnitidengeschlecht 
Au/acoceras **) und in den obersten Jura-Zonen die Ammonitiden- 
Gattung Simoccras und die Gruppe der Tcrebratula diphya. 



♦) Die Contorta-Zone. 
**) Die zartschaligen, innen stets von Kalkspath erfollten Rostra finden sich 
wegen ihrer Gebrechlichkeit weit seltener in den Sammlungen, als die isolirten 
Alveolen, welche die unrichtigen, alteren Angaben Ober das Vorkommen von Oti^iO- 
ceras im alpinen Jura verschuldet hatten. 



mit besonderer Rockslcht auf SQdtirot. 



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82 Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Osttlpen 

Diese eigenthümliche Beschränkung bestimmter Typen auf das 
südliche Meer lässt sich am ungezwungensten mit Neumayr durch 
die Annahme klimatischer Verschiedenheiten erklären. 

Es wurde bereits bei Besprechung der triadischen Bildungen 
(s. S. 49) erwähnt, dass zwei wichtige Ammonitengattungen des 
Lias, Aegoceras und Amaltheus (Gruppe der Oxynott)^ im Muschel- 
kalk der mediterranen Provinz durch typische Formen vertreten 
sind, den norischen und kamischen Ablagerungen derselben Provinz 
aber fehlen. Wir haben daraus auf ein uns noch unbekanntes fernes 
Meer geschlossen, in welchem sich diese Gattungen fortentwickelten, 
bis sie in Begleitung einiger neuen Formen zur Zeit der rhätischen 
Stufe und des unteren Lias in Europa wieder erscheinen. 

Eine heterotopische Fauna besiedelt sonach am Beginn der 
Jura-Periode die süd- und mitteleuropäischen Meere. In einem für die 
palaeontologische Begründung der Descendenzlehre höchst wichtigen 
Aufsatze hat Neumayr*) soeben nachgewiesen, dass die Ammoni- 
tiden und Belemnitiden des mitteleuropäischen Jura sich in zwei 
heterotopische Kategorien einreihen lassen. Die eine Kategorie um- 
fasst die grosse Anzahl von Formen, welche aus der mediterranen 
Provinz in das mitteleuropäische Meer theils zu dauernder Besiede- 
lung und Fortentwickelung, theils als temporäre Colonisten einwan- 
derten. Unter diesen Formen kann man wieder unterscheiden 
zwischen solchen, welche, wie Lytoceras und Phylloceras im mittel- 
ländischen Meere heimisch geworden waren, und solchen, welche aus 
ferneren Meeren kommend, in der mediterranen Provinz um eine 
oder mehrere Zonen früher erschienen, als in Mitteleuropa. Die zweite 
Kategorie umfasst diejenigen Formen, deren heterotopische Abstam- 
mung zwar sicher, deren indirecte Einwanderung aus der mediter- 
ranen Provinz aber zweifelhaft ist. Neumayr nennt diese Formen 
kryptogen und unterscheidet im Ganzen sieben Perioden der Ein- 
wanderung kryptogener Typen. Die Mehrzahl derselben findet sich 
auch in der mediterranen Provinz. Nach der Art ihres Auftretens 
ist es nach Neumayr im hohen Grade wahrscheinlich, dass dieselben 
aus uns unbekannten Gebieten des Jurameeres in der Weise ein- 
gewandert seien, dass jede Periode ihres Auftauchens einer grossen 
geologischen Veränderung entspricht, durch welche neue Communi- 
cationen zwischen bis dahin mehr oder weniger vollständig isolirten 
Meeresbecken hergestellt wurden. 



*) lieber unvermittelt auftretende Cephalopodent^'pen im Jura Mitteleuropa^s. 
Jahrb. Geol. R.-A. 1878, p, 37—80. 



mit besonderer Rücksicht auf SOdtiroI. 



83 



Da die übrigen Mollusken-Ordnungen in den alpinen Ablage- 
rungen gegenüber den Cephalopoden sehr zurücktreten, so lässt sich 
über den vorherrschenden Charakter derselben wenig sagen. 

Nur von Brachiopoden kennt man in den Alpen einige formen- 
reichere Faunen mit einer Anzahl eigenthümlicher Formen. Ausser- 
halb der Alpen kommen aber typische Brachiopoden - Facies im 
Jura sehr selten vor und ist ein Vergleich aus diesem Grunde 
ausgeschlossen. 

In lithologischer Beziehung unterscheiden sich die alpinen Ab- 
lagerungen — wir haben hier immer nur das ostalpine Gebiet im 
Auge — wesentlich von den ausseralpinen Geßteinen. Gelbe und 
rothe marmorartige Kalke, helle, reine Crinoidenkalke, graue und 
weisse dichte Kalke, Mergelkalke mit Fucoiden (Fleckenmergel), 
bunte Homsteinkalke, endlich hellweisse Korallenkalke treten als 
heteropische Bildungen in den Alpen auf. Rein thonige und 
schiefrige ^Ablagerungen treten ebenso sehr wie Sandsteine zurück. 
Die erwähnten Gesteine, welche im ganzen Gebiete der Ostalpen 
und Karpathen mit stets gleichen Charakteren wieder erscheinen, 
besitzen einen eigenthümlichen, unverkennbaren Habitus. Unter den 
triadischen Bildungen der Alpen, insbesondere der juvavischen 
Provinz wiederholen sich die gleichen Gesteinstypen, und es bedarf 
grosser Uebung und eines geschärften Blickes, um nach den gering- 
fugigen habituellen Unterschieden das genaue Alter oder die specielle 
Herkunft eines Gesteins lediglich nach der lithologischen Beschaffen- 
heit bestimmen zu können. 

Es war vor einiger Zeit die Ansicht sehr verbreitet, dass die 
Vergesellschaftung der Arten im alpinen Jura eine andere sei, als 
im mitteleuropäischen und dass sich insbesondere in den Alpen die 
Fossilien mehrerer ausseralpinen Zonen in einer einzigen Schicht 
vereinigt fänden. In so weiter allgemeiner Fassung ist dieser Satz 
entschieden unrichtig. Die Erfahrungen des letzten Jahrzehents haben 
vielmehr gezeigt, dass nicht nur die Aufeinanderfolge der Faunen 
im Grossen die gleiche innerhalb und ausserhalb der Alpen ist, 
sondern dass auch in Bezug auf die feineren, scheinbar gering- 
fugigen Niveau -Unterschiede eine auffallende Uebereinstimmung 
zwischen den beiden Gebieten besteht. Aber es würde ebensowol 
der Erfahrung, als auch einer ruhigen sachgemässen Ueberlegung 
widersprechen, wenn man umgekehrt behaupten wollte, dass alle die 
im mitteleuropäischen Jura aufgestellten Zonen in gleicher Schärfe 
auch für das mediterrane Gebiet Geltung haben müssten. Der For- 
schung ist in dieser Richtung noch ein weites Feld offen, und es 
lässt sich der Satz rechtfertigen, dass erst durch vergleichende Unter* 

6* 



Sa Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

suchungen der Bildungen der beiden Provinzen der wahre chrono- 
logische Werth der einzelnen Zonen festgestellt werden kann. 

Es ist hier der Ort, einer eigenthümlichen Schwierigkeit zu 
gedenken, welche der Erforschung der alpinen Ablagerungen der 
Trias und des Jura grosse Hindernisse in den Weg legt. Die Kr- 
scheinung ist unter der Bezeichnung ^^Lückenhaftigkeit* der 
alpinen Sedimente bekannt und nur aus dem Grunde beim Jura weit 
auffallender, als bei der Trias, weil bei jenem die stete Beziehung 
auf die genau bekannten gleichzeitigen Gebilde der mitteleuropäischen 
Provinz eine scharfe Orientirung gestattet Wäre man, wie für die 
Trias, so auch für den Jura auf das alpine Gebiet allein angewiesen, 
so bestünden nicht nur noch viele Controversen über das relative 
Alter einzelner Ablagerungen, sondern es würden auch manche 
altersverschiedene Gebilde aus Mangel an hinreichenden Daten und 
wegen der Gemeinsamkeit oder nahen Verwandtschaft einiger weniger 
Fossilien in das gleiche Niveau gestellt und fiir gleichzeitig gehalten 
werden. 

Das Wesen dieser fiir die Alpen geradezu charakteristischen 
Lückenhaftigkeit besteht nun darin, dass die meisten der fossil- 
führenden Ablagerungen, weit entfernt continuirliche, über grössere 
Strecken verbreitete Schichten zu bilden, nur sporadisch auftretende 
linsenförmige Einschaltungen darstellen. Die Zahl der in den Ost- 
alpen und Karpathen aufgefundenen altersverschiedenen Glieder ist 
eine ziemlich beträchtliche, aber vergebens sucht man nach Profilen, 
in welchen die Aufeinanderfolge aller dieser Glieder nachweisbar 
wäre. Nahe gelegene Durchschnittslinien zeigen häufig grosse Ver- 
schiedenheiten. An die Stelle fehlender Horizonte treten scheinbar 
andere und wegen der bereits erwähnten grossen Constanz des Ge- 
steinsmaterials wäre man häufig in der Lage, grobe Fehlschlüsse zu 
ziehen, wenn nicht die vorkommenden mitteleuropäischen Fossilien 
einen sicheren Leitfaden darbieten würden. Einige Zonen sind bis 
jetzt nur von ganz vereinzelten Localitäten bekannt, welche wenig 
oder gar keinen Aufschluss über deren Alter gewähren. In innigem 
Zusammenhang mit diesen Erscheinungen steht die ausserordentlich 
wechselnde Mächtigkeit der jurassischen Gesteine selbst. Nur einige 
wenige Horizonte weichen von dieser zur Regel gewordenen Unregel- 
mässigkeit ab und besitzen regional einen grösseren zusammenhän- 
genden Verbreitungsbezirk. Für die rasche Orientirung des reisenden 
Geologen sind diese Glieder von ebenso grosser Bedeutung, wie die 
Werfener, Raibler und Kössener Schichten in der Trias. 

In der weitaus grösseren Mehrheit der Fälle würde man die 
wahre Natur der vorhandenen Lücken gewaltig verkennen, wenn 



mit besonderer ROcksicbt auf Südtirol. g^ 

man zur Erklärung derselben eine Unterbrechung der Sedimentirung 
durch eingetretene Trockenlegungen des Meeresbodens annehmen 
wollte. Die neueren Erfahrungen weisen mit Entschiedenheit darauf 
hin, dass im ganzen Gebiete der Ostalpen, mit Ausnahme einiger 
Striche in den salzburgischen und steirisch-österreichischen Alpen, 
während der Trias- und Jura-Zeit die Continuität der Meeresbedeckung 
niemals unterbrochen wurde. 

Es scheint vielmehr, dass sich die Lücken auf zwei Ursachen 
zurückführen lassen: Mangel der Fossilien und Mangel an Sediment. 
Mit der ersten Erklärungsweise wird man in den meisten Fällen 
ausreichen. Bei mangelndem Sediment können selbstverständlich auch 
keine Fossilien vorhanden sein. 

Der Mangel an Fossilien kann durch verschiedenartige physi- 
kalische und chorologische Bedingungen herbeigeführt sein. In der 
Regel lässt sich derselbe auf ungünstige Facies- Verhältnisse zurück- 
fuhren. Die Fossilfuhrung ist an gewisse Gesteine gebunden, welche 
fossilarmen Gesteinen von anderer lithologischer Beschaffenheit 
zwischen- oder nebengelagert sind. 

Das fossilfiihrende Gestein bildet keine wiederholten Einschal- 
tungen, sondern eine geschlossene Masse und häufig ereignet es 
sich, dass an derselben Stelle zwei oder mehrere Zonen in isopischer 
Ausbildung übereinander folgen. In solchen Fällen ist man wegen 
der Uniformität der Ablagerung nur zu leicht geneigt, als ein untrenn- 
bares Ganzes zusammenzufassen, was bei eingehenderer Untersuchung 
sich als eine Mehrheit darstellt. In den gleichen Fehler verfällt man 
aber auch leicht bei den fossilarmen Facies^ welche, da dieselben 
eine ganze Reihe von Zonen repräsentiren können, nicht nach ver- 
einzelten, darin gefundenen Fossilien bestimmt werden dürfen. 

Was die zweite der oben angegebenen Ursachen der Lücken- 
haftigkeit, den Mangel an Sediment, betrifft, so müssen wir zugestehen, 
dass dieselbe noch etwas hypothetischer Natur ist. In Gegen- 
den, wo eine bedeutende Reduction der Mächtigkeit einer grösseren 
oder geringeren Reihe von Gliedern vorhanden ist, wo durch diese 
Thatsache allein die Spärlichkeit des Sediments nachgewiesen ist, 
kann man sich der Vorstellung schwer entschlagen, dass zeitweise 
durch Mangel an Sediment die Sedimentbildung entweder ganz 
unterbrochen wurde oder doch so langsam erfolgte, dass die Ein- 
bettung von Molluskenschalen nicht vor sich gehen konnte. Man 
kann, wie Neumayr bemerkte, an stärkere Strömungen denken, 
welche die Sedimentbildung verhindern, oder man kann sich Un- 
tiefen vorstellen, wo der stärkere Wogenschwall des Meeres allein 



86 Uebersicht der permischea und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

ausreichen dürfte, um den zu Boden sinkenden oder auf dem Boden 
sich bildenden Absatz sofort wieder abzuspülen. 

Wir übergehen nunmehr zur cursorischen Betrachtung der 
ostalpinen Jurabildungen. 

I. Der Lias. In einem grossen Theile der Ostalpen gehört 
der Lias zu den fossilreichsten Ablagerungen und zeichnet sich 
namentlich die Cephalopoden-Facies desselben sehr vortheilhaft durch 
eine weitere horizontale Verbreitung aus. Nach den in den Museen 
aufgehäuften Fossilien sind sämmtliche Zonen des mitteleuropäischen 
Lias, häufig in glänzender Weise vertreten. Ob jedoch die Ver- 
gesellschaftung der Formen in der Natur auch wirklich durchaus 
der Vertheilung im mitteleuropäischen Lias entspricht, ist noch 
keineswegs genügend festgestellt. Zu diesem Zwecke müssten an 
einer Reihe günstiger Punkte neue systematische und sorgsam über- 
wachte, bankweise vorschreitende Aufsammlungen veranlasst werden. 
Auf diese Weise würde auch gleichzeitig das Niveau der zahlreichen, 
den Alpen eigenthümlichen Formen ermittelt werden. Was bisher 
in dieser Richtung geleistet wurde, sind zwar nur Anfänge, aber 
immerhin Erfolg versprechende Recognoscirungen. Für die drei 
untersten Zonen fAeg. planorbis, Aeg. angulatum und Arieten-Xon^), 
dann für die Zone des Amaltheus fttargaritattis ist der Nachweis der 
gesonderten Vertretung erbracht, fiir mehrere andere Zonen ist das 
gleiche Verhältniss wahrscheinlich. 

Die Cephalopoden-Facies ist durch zweierlei Gesteinstypen ver- 
treten: a) den Plattenkalk und b) den Fleckenkalk und Mergel 
(gewöhnlich als Fleckenmergel zusammengefasst). Der Plattenkalk 
ist von grauschwarzer, gelber oder rother Farbe. Die rothgefärbten 
bezeichnet man gewöhnlich als ,Adnether Kalke*. Das Gestein ist 
in der Regel knollig und erfüllt von Ammoniten, so dass es Ammo- 
nitenkalk genannt werden kann. Die Erhaltung der Fossilien ist 
keineswegs eine glänzende. In der Regel ist eine Seite etwas oblite- 
rirt. Manche Stücke sehen wie abgerollt aus. Die Knollen endlich, 
welche die Hauptmasse des Gesteins bilden, sind wol nichts anderes, 
als stark angegriffene und unkenntlich gemachte Ammoniten. Als 
untergeordnete Zwischenlagen des Plattenkalkes treten marmorartige 
Bänke und Crinoidenkalke auf Auch breccienartige Bänke sind 
häufig. Wir betrachten die Plattenkalke als eine stellenweise wieder- 
holt aufgewühlte Bildung seichten, aber stark bewegten Wassers. 
Die Fleckenmergel (Allgäu-Schichten) sind licht bis dunkel- 
graue, muschelig brechende Kalke und Mergel, stellenweise mit 
schiefrigen Zwischenmitteln. Selten wird das Gestein auch röthlich. 
Von den zahlreich darin vorkommenden Fucoiden, welche sich durch 



mit besonderer Rücksicht auf SOdtiroI. 



87 



dunklere Schattirungen auszeichnen, rührt die Bezeichnung ,> Flecken- 
mergel* her. Das Gestein enthält zwar strichweise nicht selten 
Ammoniten^ welche dann wqlerhalten sind; gegenüber dem massen- 
haften Vorkommen in den Plattenkalken erscheinen jedoch die 
Fleckenmergel fossilarm. Hier liegt wol eine Ablagerung aus tieferem 
Wasser vor. Die zu Boden gesunkenen Ammonitengehäuse wurden 
in dem feinen Kalkschlamm eingebettet, ohne gerollt und zusammen- 
geschwemmt zu werden, wie an den Bildungsstätten der Plattenkalke. 

Die Plattenkalke und Fleckenmergel gehören in den Nordost- 
alpen zu den verbreitetsten Liasgesteinen. In der Regel beginnen 
Plattenkalke die Reihe der Liasbildungen und über ihnen folgen 
dann Fleckenmergel. Der Gesteinswechsel tritt aber nicht constant 
im gleichen Niveau ein und die Zahl der an verschiedenen Punkten 
in einer Gesteinsart enthaltenen Zonen ist eine sehr wechselnde, 
aber selbstverständlich abhängig von der Zahl der in der andern 
Gesteinsart am gleichen Punkte vertretenen Horizonte. Selten reicht 
die Plattenkalk-Entwicklung durch den ganzen Lias, häufiger kommt 
es vor, dass die Fleckenmergel-Facies bereits in den unteren Lias- 
zonen beginnt. 

Die Fleckenmergel-Facies bietet häufig die Erscheinung dar, 
dass ein unverhältnissmässig grosser Theil der Mächtigkeit blos die 
Fossilien einer einzigen Zone umschliesst, während der für die übrigen 
Zonen verbleibende Rest nur sehr geringe Mächtigkeit zeigt und 
nicht selten auch sehr fossilarm ist. 

Die Brachiopoden- Facies tritt in Gestalt lichtrother Marmore 
und weisser oder grauer Crinoidenkalke auf und erfreut sich nur 
einer etwas beschränkten Verbreitung. Am Südrande der nördlichen 
Kalkalpen von Jenbach am Inn bis nach Niederösterreich zieht sich 
ein Streifen von isolirten Vorkommnissen hin, welcher der oberen 
Abtheilung der unteren Lias angehört und stets auf rhätischem 
Megaloduskalk lagert. Die berühmteste Localität dieses Zuges befindet 
sich auf dem Hierlatzberge im Dachsteingebirgsstocke, wo neben 
den an Masse prävalirenden Brachiopoden auch Gasteropoden, 
Pelecypoden und Cephalopoden vorkommen. Gewissermassen den 
nördlichen Gegenflügel dieses Zuges bildet ein am Nordrande der 
Kalkalpen aus der Gegend von Vils bei Füssen bis nach Nieder- 
österreich verfolgter schmaler Streifen crinoiden- und brachiopoden- 
reicher Marmore, welcher an einzelnen Punkten nicht nur den grössten 
Theil des Lias umfasst, sondern auch durch den Dogger bis in den 
Malm reicht, in anderen Gegenden aber nur eine verschieden grosse 
Anzahl von liasischen Horizonten repräsentirt Den Zwischenraum 



'88 Uebersicbt der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

zwischen diesen beiden Randzonen nehmen die Fleckenmergel- und 
Plattenkalk-Facies ein. 

Nur in sehr beschränkter Verbreitung tritt in Niederösterreich 
am nördlichen Aussenrande der nördlichen Kalkalpen eine aus- 
gesprochene Strandfacies im unteren Lias auf. Pelecypodenbänke in 
Verbindung mit kohlenführenden Pflanzenschichten herrschen in 
dieser, als Grestener Schichten bezeichneten Entwicklung vor. Aber 
auch Brachiopodenbänke fehlen nicht. Gleich dem Lunzer Sandstein 
der Raibler Schichten bezeichnen die Grestener Schichten den Süd- 
rand des hercynischen Festlandsmassivs. 

Auch in den Südalpen lassen sich Regionen heteropischer Ent- 
wicklung unterscheiden. Eine wichtige heteropische Grenze bildet hier 
der Gardasee. Im Westen desselben, in den lombardischen Alpen, scheint 
der mittlere und obere Lias allenthalben durch cephalopodenfiihrende 
Ablagerungen vertreten zu sein. In der östlichen Lombardei konunen 
in grauen Kalken die Ammoniten im verkiesten Zustande vor. Ein 
reicher Fundort dieser unter der Localbezeichnung ^^Medolo* bekannten 
Kalke befindet sich am Berge Domaro bei Gardone in Val Trompia. 
Am Lago d'Iseo herrscht die Fleckenmergel-Facies und im Westen 
der Lombardei wiegen rothe Ammonitenkalke vor, welche nament- 
lich im Süden des Comersee's in den Umgebungen von Erba reiche 
Fundstätten von oberliasischen Ammoniten darbieten. Die ersten 
verlässlichen Bestimmungen der lombardischen Lias - Ammoniten 
rühren von Fr. v. Hauer her, dem neuerer Zeit Meneghini mit 
einer umfassenden Monographie der mittel- und oberliasischen Ammo- 
niten gefolgt ist. Die unterliasischen, ebenfalls cephalopodenführenden 
Ablagerungen der Lombardei harren noch der genaueren Untersuchung. 

Oestlich vom Gardasee sind drei heteropische Gebiete zu 
unterscheiden, so dass die Südalpen im Ganzen in vier heteropische 
Districte zerfallen. 

In den Gegenden an der unteren Etsch, in den Sette Communi, 
dann im Gebiete unserer Karte erscheint eine den Südalpen eigen- 
thümliche Seichtwasser-Facies, welche unter der nicht sehr zutreffen- 
den Bezeichnung , Graue Kalke von Südtirol* bekannt ist. 

Im Grossen betrachtet stellen sich die grauen Kalke als eine 
etwas modificirte Fortsetzung der Facies des triadischen Megalodus- 
kalkes (Dachsteinkalk) dar, aus welchem sie sich allmählich ent- 
wickeln. Megalodonten (Meg, pimiliis) reichen bis an ihre obere 
Grenze. Das Gestein weicht in der Regel nicht wesentlich ab von 
den herrschenden Gesteinstypen des Dachsteinkalkes. Das wichtigste 
Unterscheidungsmerkmal bilden Einschaltungen von Muschelbänken, 
Oolithen und Crinoidenkalken. 



mit besonderer ROcksicht auf Südtirol. 89 

Die Kenntniss dieses Complexes ist noch sehr weit zurück. 
Mit der Zeit werden sich wahrscheinlich eine grössere Anzahl von 
Horizonten und gewisse regionale Verschiedenheiten feststellen lassen, 
welche heute nur in groben Umrissen angedeutet werden können. 

In den südlichen Regionen unseres Gebietes fanden Hoernes 
und ich an der Basis der grauen Kalke sehr constant einen weissen 
zuckerkömigen dolomitischen Kalk, welcher ausserordentlich an die 
weissen Cassianer und Wengener Dolomite erinnert und sowol gegen 
die tieferen Dachsteinkalkmassen als auch gegen den überlagernden 
, grauen Kalk* lebhaft absticht. Das Gestein zerfallt leicht zu fein- 
sandigem Grus und scheint aus zerbrochenen und zerriebenen Entro- 
chiten gebildet zu sein. Im Museum zu Vicenza wird ein Exemplar 
von Arietites geometriciis aus den venetianischen Alpen aufbewahrt, 
dessen Gestein die grösste Aehnlichkeit mit diesem hellweissen dolo- 
mitischen Kalk zeigt.*) Darüber folgen dann lichte dolomitische 
Kalke, weisse Oolithe und graue plattige, fossilreiche Kalke durch 
Wechsellagerung innig verbunden, doch meist derart, dass die 
plattigen fossilfiihrenden Bänke erst in der oberen Abtheilung des 
Complexes ersciieinen. In dem Gebirgszuge zwischen der Mulde von 
Belluno und der Val Sugana Bruchlinie wechsellagem mit Oolithen 
und grauen, muschelführenden Kalken w^eisse Crinoidenkalke mit 
einer reichen Brachiopoden-Fauna (Schichten von Sospirolo), welche 
noch der näheren Untersuchung harrt. Nach freundlichen Mitthei- 
lungen von Prof. Neumayr dürften sich diese Brachiopoden zu- 
nächst an die mittelliasische Fauna, welche mit Terebratiäa Aspasia 
vorkömmt, anschliessen. Möglicher Weise gehören die wiederholten 
Einschaltungen brachiopodenführender Crinoidenkalke mehreren ver- 
schiedenen Niveaux an. 

Auf dem Dachsteinkalkplateau von Fanis bei Ampezzo kommen 
nach den Untersuchungen Prof Neumayr's ausser den grauen, 
muschelfiihrenden Kalken Crinoidengesteine mit Brachiopoden der Zone 
der Terebratula Aspasia und rothe Kalke mit Harpoceras discoides vor. 
Die Lagerungsverhältnisse der Fundstellen sind zwar nicht unter- 
sucht, doch ist es Regel im Gebirge von Fanis, dass die Crinoiden- 
kalke und rothen Marmore über den grauen Kalken liegen. 

In den Sette und Tredici Communi, sowie im Etschthal stellen 
sich über den lichten dolomitischen Kalken und Oolithen mit den 
grauen knolligen Kalken wechselnde Einschaltungen von Mergeln 

•) VieUeicht entspricht auch der von Curioni aus der Lombardei beschriebene 
unterliasische Dolomit, welcher stellenweise in einen oolithischen Kalk Obergeht und 
das tiefste, unterhalb der Arietenkalke liegende Glied des lombardischen Lias bildet, 
diesem Dolomite. 



pO Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

und Mergelschiefem ein und sind daselbst die Conchylien sowol 
im grauen Kalk als auch im Mergel leicht zu gewinnen. Diese oberen 
Bänke, welche nach Zittel dem oberen Lias angehören, erinnern 
ausserordentlich an die schwäbische und karpathische Facies der 
rhätischen Stufe. Die Fauna ist arm an Arten, aber reich an Indivi- 
duen und kommen in den einzelnen Bänken stets nur sehr wenig 
Formen vor, von denen aber stets eine massenhaft, die anderen ver- 
drängend, auftritt Die wichtigsten Formen sind:*) 

Terebratula Rotzoana Schnur. 
„ Refüerii Cat, 

Mcgalodus puntilus Ben. 

Gervillia Buchii Zigfto 

Cypricardia incurvata Ben, 

Chemnitsia terebra Ben. 

Orbitulites praecursor Gümb. 
„ cicumvidvata Gümb. 
Zwischen diesen Muschelbänken erscheinen pflanzenfiihrende 
Lagen, welche die bekannte, durch ihren Reichthum an ZamiUs, 
Otozamites und Coniferen ausgezeichnete, von Baron A. de Zigno**) 
beschriebene Flora von Rotzo umschliessen. 

Es ist bemerkenswerth, dass die pflanzenfuhrenden Schichten 
namentlich in den Tredici Communi sehr verbreitet sind, während 
dieselben gegen Norden auskeilen, so dass sie, wie Vacek gezeigt 
hat, in den Sette Communi nur mehr an vereinzelten Punkten nach- 
zuweisen sind. Das wiederholte Auftreten von Ablagerungen mit 
Landpflanzenresten (Muschelkalk von Recoaro, Oberer Lias, Eocän) 
am Südrande der Alpen erinnert an homologe Erscheinungen am 
Nordrande der Ostalpen (Raibler [Lunzer] Schichten, Unterer Lias, 
[Gresten]) und legt die Vorstellung nahe, dass dort wie hier ein 
altes Festland die alpine Zone begrenzte. 

Die oberen grauen Kalke enthalten sehr häufig stengelartige, 
inKalkspath ven\^andelte Pflanzenreste, welchen G um bei,***) welcher 
dieselben fiir kalkabsondernde Algen hält, die Bezeichnung Lithiotis 
problematica beilegte. Diese eigenthümlichen, weit verbreiteten Reste, 
welche selbstverständlich mit der Flora von Rotzo nichts zn thun 
haben, erfüllen ganze Bänke und verleihen dem Gestein ein gefälliges 



*) C. V. Schauroth, Verst. d. herzogl. Naturalien cabinets zu Coburg, p. i23, ff. 
— ße necke, Trias und Jura in den Sodalpen. Beitr. Bd. I. — Zittel, Geol. 
Beob. a. d. Central-Apenninen. Benecke*s Beitr. Bd. II. — G um bei, Jurassische 
Vorläufer von KummuWna und Orbitulites. Neues Jahrb. etc. 1872, p. 241. 
**) Flora fossilis oolithica. 
*♦*) Abh. d. MOnchener Akad. XI. Bd., I. Abth., p. 48. 



mit besonderer Rücksicht auf Südtirol. 



91 



Aussehen, wesshalb dasselbe häufig zu omamentalen Zwecken ver- 
wendet wird. 

Das Maximum der Mächtigkeit erreichen die grauen Kalke im 
Etschthal, wo Benecke 450 M. dafür angibt. Gegen Osten, nament- 
lich aber gegen den Norden unseres Gebietes nimmt die Mächtig- 
keit bedeutend ab. 

Das dritte heteropische Gebiet beginnt etwa im Meridian von 
Longarone und umfasst das Lienzer Gebirge im Norden und die 
Provinz Udine im Süden. Die herrschende Facies bilden cephalo- 
podenfiihrende Gesteine. Im Lienzer Gebirge überwiegen Flecken- 
mergel von nordalpinem Typus, rothe Marmore sind untergeordnet. 
In den udinesischen Alpen unterscheidet Taramelli eine untere 
aus grauen Kieselkalken, Mergelkalken mit Rhynchonellen sowie lich- 
ten Oolithen und eine obere aus bunten und rothen Marmoren und 
Kalken mit oberliasischen Ammoniten bestehende Abtheilung. Das 
Westende dieser Region reicht bei Longarone in das Gebiet unserer 
Karte. 

Die vierte heteropische Region bilden die östlichen Südalpen, 
in welchen die grauen Kalke von Südtirol wieder auftreten. Sie 
scheint nicht scharf von dem vorhergehenden Gebiete abgegrenzt 
zu sein, denn aus den Umgebungen des Triglav kennt man sowol 
cephalopodenfiihrende Schichten als auch die Südtiroler Oolithe mit 
denselben untergeordneten brachiopodenfiihrenden Crinoidenkalken. 
Vom Kreuzberge bei Wippach dagegen beschreibt Stur*) graue 
Kalke und Oolithe, welche vollständig an die Südtiroler Gesteine 
erinnern. Dieselben enthalten Megalodiis pumilus, Rhynchonellen und 
Spiriferinen. In der Gegend von Laibach werden Lithiotiskalke ge- 
brochen und kehren die wichtigsten Südtiroler Mollusken wieder, 
wie unser unvergesslicher College U. Schloenbach kurz vor seinem 
Tode aus den Fossil-Suiten im Museum der Geologischen Reichs- 
anstalt erkannt hatte. Hier, sowie in den östlich angrenzenden Karst- 
gegenden sind allem Anscheine nach die grauen Liaskalke mit älte- 
ren (triadischen) Bildungen verwechselt worden. Das östlichste 
bekannte Vorkommen befindet sich im kroatischen Karst am Berge 
Vinica bei Karlstadt.**) 

Werfen wir einen Blick zurück auf die geographische Anord- 
nung der heteropischen Lias-Gebiete der Südalpen, so fällt zunächst 
auf, dass Regionen der Cephalopoden-Facies mit Regionen der grauen 
Kalke alterniren. Es ist aber in hohem Grade merkwürdig, dass 



•) Jahrb. Gcol. R.-A. i858, p. 353. 
•♦) Vgl. Schloenbach in Verh. Gcol. R.-A. 1869, p. 68. 



^2 Ucbersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

diese Regionen nicht dem Hauptstreichen der Alpen parallel 
verlaufen, sondern vielmehr rechtwinkelig zur Axe der 
Alpen stehen. Dies ist von grosser theoretischer Bedeutung. Denn 
an die richtige Beurtheilung der physikalischen Verhältnisse der 
alten Meere knüpfen sich zahlreiche Folgerungen palaeogeographischer 
und tektonisch-genetischer Natur. 

II. Der Dogger. Die Zeit des mittleren Jura ist durch bedeu- 
tende Transgressionen des Meeres über den europäisch-asiatischen 
Continent ausgezeichnet. Weite Gebiete in Schlesien und Polen, im 
Balkangebiet, in Russland und in Indien wurden überfluthet. Ebenso 
gewann das Meer in den schweizerischen Nordkalkalpen und in 
den salzburgisch-österreichischen Alpen an Ausdehnung gegen Süden. 

Man sollte nun erwarten, dass die Ablagerungen des Dogger 
in den Alpen eine mächtige, vollständige Schichtenreihe zeigen 
würden. Im Westen des Rheins scheint dies wirklich der Fall zu 
sein. Die wichtigen Untersuchungen von Mösch lehren, dass die in 
der mitteleuropäischen Provinz unterschiedenen Zonen in den 
Schweizer Alpen ziemlich vollständig repräsentirt und regelmässig 
verbreitet sind. Oestlich vom Rhein jedoch herrschen wesentlich 
andere Verhältnisse. Die fossilführenden Facies sind von sehr geringer 
räumlicher Verbreitung und die Schichtenfolge ist thatsächlich häufig 
lückenhaft, ohne dass man berechtigt wäre, temporäre partielle 
Trockenlegungen anzunehmen, wie bereits oben bemerkt wurde. 

In den ostrheinischen Nordalpen sind Fleckenmergel und rothe 
Kieselkalkschiefer die am weitesten verbreiteten Doggergesteine. Die 
Fleckenmergel, welche sich räumlich den liasischen Ablagerungen 
anschliessen, scheinen auf den untersten Dogger beschränkt zu sein und 
blos die den beiden mitteleuropäischen Zonen des Harpoceras opalinum 
und Harp. Murchisonae entsprechende Zone des Simoccras scissum 
zu umschliessen. 

Die Facies der rothen Kieselkalkschiefer entwickelt sich aus 
der Facies der Fleckenmergel und ist ein nahezu azoisches Gebilde. 
^vt dürfte kaum andere organische Reste, als spärliche Aptychen- 
reste enthalten. Nach der, wie es scheint, wol begründeten Ansicht 
von Th. Fuchs*) hätte man diese Armuth an organischen Resten 
der chemischen Auflösung der Aragonitschalen der Ammoniten zu- 
zuschreiben, eine Anschauung, welche sich mit der herrschenden 
Vorstellung über die chorologische Genese der Aptychen-Schichten 
in grösseren Tiefen vereinen lässt. 



*) Ueber die Entstehung der Aptjchenkalke. Sitz.-Ber. Wien. Akad. 1877, 
Octoberheft. 



mit besonderer Rücksicht auf SQdtiroI. n? 

Diese rothen Kieselkalkschiefer enthalten stellenweise Einlage- 
rungen von rothen fossilfiihrenden Crinoidenkalken, welche an einigen 
Punkten der Zone des Stephanoceras Sauset, häufiger aber der Zone 
(}er Oppelia fusca (Klaus-Schichten) angehören. 

In den salzburgisch - österreichischen Alpen treten die Klaus- 
Schichten nicht selten, aber stets nur in sehr beschränkten Fetzen 
transgredirend über Dachsteinkalk auf, wie Suess schon Vorjahren 
erkannt hatte. 

In dem bereits erwähnten Zuge von Jura-Marmoren am Nord- 
rande der Tiroler und Salzburger Alpen deuten vorherrschend Fossilien 
der Klaus-Schichten das Vorhandensein von Dogger- Aequivalenten an. 

Sehr eigenthümliche Verhältnisse herrschen in den Verbreitungs- 
gebieten der grauen Liaskalke in den Südalpen. 

An der unteren Etsch folgen über den Liaskalken in ansehn- 
licher Mächtigkeit gelbe Kalke und Oolithe, welche sich lithologisch 
nur wenig von den lichten Liasgesteinen unterscheiden. Benecke, 
welcher sie zuerst unterscheiden lehrte, nannte sie nach dem häufig- 
sten Fossil , Schichten der Kkynchonella bilobata^. Am Cap San 
Vigüio am Gardasee finden sich in diesen Schichten Cephalopoden- 
kaike mit Harpoceras Murchisanae^ welche der Zone des Simoceras 
scissum entsprechen. Wahrscheinlich repräsentiren die ,Bilobata- 
Schichten*, welche nach Bittner's Untersuchungen in den verone- 
sischen Voralpen häufig mit mergeligen Schichten wechseln und an 
Echinodermen- Resten und Rhynchonellen reich sind,' auch noch 
höhere Dogger-Zonen, worauf bereits die Angabe Schloenbach*s 
über das Vorkommen von Stephanoceras Bayleanum und Steph, Brocchii 
am Cap San Vigilio hinweist*) Gegen oben bilden den Klaus- 
Schichten entsprechende rothe Marmore mit Manganputzen und 
linsenförmigen Einschaltungen von Posidonomyen- und Crinoidenkalken 
die Grenze. 

Bereits in den Sette Communi fehlen nach den übereinstimmen- 
den Berichten von Neumayr und Vacek die Bilobata-Schichten 
gänzlich. Ueber dem grauen Liaskalk liegen unmittelbar die nur 
sporadisch auftretenden Klaus-Schichten oder, wo diese fehlen, die 
Cephalopodenbänke des Malm. Ganz ähnliche Verhältnisse herrschen 
in dem Gebiete unserer Karte. Die Bilobata-Schichten wurden nirgends 
beobachtet. Auf dem Campo torondo und auf dem Monte Agnel- 
lazzo liegt nach den Beobachtungen von Hoernes zwischen dem 
liasischen Crinoidenkalk und dem oberjurassischen Ammonitenkalk 
eine weisse Kalkbank von i M. Mächtigkeit^ welche zahlreiche 



*) Verh. Geol. R.-A. 1867, p. i58. 



QA Uebersicht der pennischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

Exemplare von Stephanocera$ Humphriesianum Sow., Steph. Vindobo- 
nense Griesb, u. s. w. umschliesst und daher der Zone des Stepk. 
Humphriesianum angehört. Im Ampezzaner Jura kommen Klaus- 
Schichten, wahrscheinlich ebenfalls nur in isolirten Linsen, vor. 
Wegen der Schwierigkeit, so wenig mächtige und sporadische Ab- 
lagerungen aufzufinden und zu verfolgen, wurden in unserer Karte 
die Ablagerungen des Dogger und des Malm zusammengefasst. 

III. Der Malm. Das vorherrschende Faciesgebilde des Malm 
in den ostrheinischen Nordkalkalpen sind Aptychenkalke (Ammer- 
gauer Schichten, Oberalm-Schichten), welche sich ebenso sehr durch 
grosse Mächtigkeit, wie durch beklagenswerthe Fossilarmuth aus- 
zeichnen. Man hat an einigen Stellen Ammoniten gefunden, und 
zwar solche, welche der Zone des Aspidoceras acanthicum und solche, 
welche dem Tithon entsprechen. Die Aptychenkalke schliessen sich 
in der Regel innig den rothen Kieselkalkschiefern des Dogger an 
und es ist vorläufig ebenso wenig möglich, den Dogger vom Malm 
richtig abzugrenzen, als die Antheile zu bezeichnen, welche den 
verschiedenen Zonen des Malm zukommen. 

Nur in solchen Fällen, wo, wie im Salzkammergut, Cephalo- 
podenkalke oder weisse tithonische Nerineenkalke in die Aptychen- 
Schichten eingreifen, ist eine annähernde Altersgliederung derselben 
durchfuhrbar. 

Eine dem Callovien entsprechende Brachiopodenfacies kommt 
an zahlreichen Stellen des Nordrandes der Nordkalkalpen zwischen 
Vils in Tirol und der Gegend von Wien vor. Dies sind die so- 
genannten Vilser Schichten im engsten Sinne mit Terebratula pala 
und Terebratula antiplecta. 

Nicht selten treten im Bereiche der salzburgisch-österreichischen 
Kalkalpen cephalopodenfiihrende rothe Marmore auf, welche haupt- 
sächlich den Zonen des Stephanoceras macrocephalum und des Aspido- 
ceras acanthicum, seltener dem Tithon angehören. Die grösste Ver- 
breitung besitzen die Kalke mit Aspidoceras acanthicum. 

Im Tithon des Salzkammergutes kommen endlich weisse Ne- 
rineenkalke (,Plassenkalk*) in mächtigen, riffartigen Massen vor. 

Was die Südalpen betrifft, so können wir wegen der Unzu- 
länglichkeit der Nachrichten, ebenso wie es beim Dogger der Fall 
war, nur das Gebiet unserer Karte und die benachbarten Gegenden 
zwischen der Brenta und der Etsch berühren.*) 



•) In der Lombardei scheint wie in Nordtirol der ganze Dogger und Malm 
durch Aptychenkalke vertreten zu sein. Es ist bemerkenswerth, dass in der Lom- 
bardei von den rhälischen Schichten bis zum Neocom im Wesentlichen eine mit 
Nordtirol übereinstimmende Entwicklung herrscht. 



mit besonderer Rücksicht auf SQdtirol. gc 

Mit grosser Regelmässigkeit sind über diese Gebiete rothe 
knoUigplattige Ammonitenkalke, der sogenannte , Ammonitico rosso*, 
verbreitet, welche stets die Zone der Aspidoceras acanthicum und 
das untere Tithon (Zone der Oppelia lithographica, Schichten mit 
TerebraUda diphya) enthalten. An einigen wenigen Punkten beher- 
bergen die tiefsten Bänke die Fossilien der Zone des Peltoceras 
transversarium. Die Acanthicum-Schichten lassen stellenweise eine 
Sonderung in die beiden Zonen der Oppelia tenuilobata und des 
Aspidoc, Beckeri zu, von denen die letztere sich durch das erste. Er- 
scheinen einer Anzahl von tithonischen Formen auszeichnet. Das 
obere Tithon oder die Zone des Perisphinctes transitoritis ist in Süd- 
tirol nicht nachweisbar. Doch fuhrt der südtirolische Diphyakalk 
einige Formen, welche anderwärts erst in dem oberen Tithon auf- 
treten. 

Die weite und regelmässige horizontale Verbreitung, die auf- 
fallende Färbung und der Reichthum an, allerdings meist schlecht 
erhaltenen Ammoniten stempeln die oberjurassischen Ammoniten- 
kalke der Südalpen zu einem vorzüglichen Orientirungs-Horizonte. 

Die eingehende heutige Kenntniss der oberjurassischen Zonen 
ist bekanntlich erst die Frucht der letzten Jahre und das Resultat 
sehr sorgfaltiger Untersuchungen einer grossen Anzahl bedeutender 
Forscher deutscher und französischer Nationalität. Eine kurze Be- 
sprechung der einschlägigen Thatsachen scheint mir an diesem, der 
Charakteristik der alpinen Ablagerungen gewidmeten Orte unerläss- 
lich zu sein. 

Die hergebrachte Grenze zwischen der Jura- und Kreide-Periode 
beruht auf der Einschaltung heteromesischer Ablagerungen im nörd- 
lichen Theile Mitteleuropa's. Eine ziemlich bedeutende Lücke in 
der Reihenfolge der marinen Bildungen ist hier vorhanden und aus 
diesem Grunde besteht ein scharfer Schnitt, ein unvermittelter Hiatus 
zwischen den oberjurassischen und untercretaceischen Marinfaunen 
des nördlichen Mitteleuropa. 

Durch die Acquisition der Hohen egge r'schen Sammlung kar- 
pathischer Fossilien fiir das Münchener palaeontologische Museum 
gelangte Oppel, der gründliche Kenner des Jura, um die Mitte der 
1860 er Jahre in den Besitz eines ausserordentlich reichhaltigen 
Untersuchungs-Materials aus den oberjurassischen Ablagerungen der 
mediterranen Provinz. Seinem Scharfblicke konnte es nicht entgehen, 
dass hier neue, der fhitteleuropäischen Juraprovinz fehlende Marin- 
faunen vorliegen, welche sich ebenso sehr durch Anklänge an juras- 
sische Typen, wie durch unverkennbare Beziehungen zu dem medi- 
terranen Neocom auszeichnen. In seiner epochemachenden kleinen 



dS Uebersicht der permischen und mesozoischen Fornnationen der Ostalpen 

Schrift über die , Tithonische Etage*, welche Bezeichnung er fiir 
die in Rede stehenden Bildungen vorschlug, lenkte Oppel*) die 
allgemeine Aufmerksamkeit auf diese vorher nur wenig beachtete**) 
wichtige Thatsache und betonte nachdrücklich den bestehenden 
Gegensatz zwischen der continuirlichen isomesischen Formationsreihe 
in den Alpen- und Karpathenländem und der durch das Dazwischen- 
treten heteromesischer Bildungen lückenhaften Schichtfolge in der 
mitteleuropäischen Juraprovinz. Durch eingehende Specialstudien 
sollten zunächst die Altersbeziehungen der sehr verschiedenartigen 
tithonischen Ablagerungen festgestellt werden, um sodann entscheiden 
zu können, an welcher Stelle die theoretische Grenzlinie zwischen 
Jura und Kreide zu ziehen sei. 

Leider setzte der Tod dem schöpferischen Wirken OppeTs 
unerwartet früh ein Ziel. Seine Anregungen waren aber auf frucht- 
baren Boden gefallen und es entspann sich nach seinem Tode eine 
für den Fortschritt der Wissenschaft ausserordentlich nutzbringende 
Discussion, an welcher sich Hubert, Neumayr, Pictet und Zittel 
in hervorragender Weise betheiligten. Nachdem durch ZitteTs ***) vor- 
treffliche Monographien die Cephalopodenfaunen des Tithon bekannt 
gemacht worden waren, herrschte über die Continuität der tithonischen 
und neocomen Marinfaunen der mediterranen Provinz auf keiner Seite 
mehr ein Zweifel. Dagegen bestritten einige französische Geologen, 
Hubert an der Spitze, die Continuität gegen unten und behaupteten, 
dass zwischen der Oxfordstufe und dem Tithon in den Mediterran- 
ländern eine grosse Lücke vorhanden sei. Der Grund dieser Mei- 
nungsverschiedenheit lag hauptsächlich darin, dass Hebert an der 
Ansicht festhielt, dass das sogenannte ,Corallien* eine selbständige 
Etage sei, während doch durch die Untersuchungen von Mösch, 
Oppel und Waagen nachgewiesen worden war, dass die verschie- 
denen Coralliens des Juragebirges und des französischen Jura sehr 
verschiedenen Horizonten angehören, f ) 

Gegenwärtig darf man wol auch diese Frage als im Sinne 
der deutschen Geologen endgiltig gelöst betrachten. Neumayr's 



*) Zeitschr. d. Geol. Ges. i865, p. 535. 
**) Der verdienstvolle österreichische Geologe Hohen egger hatte übrigens 
schon im Jahre i852 (Jahrb. Geol. R.-A. p. 137) den Schwerpunkt der Frage 
richtig aufgefasst. 

♦*♦) Palaeont. Mitth. a. d. Museum des k. bayer. Staates. Bd. II. 

t) Es ist hier genau dasselbe Verhältniss und derselbe Gang der Erkenntniss, 
wie bei den norischen und unterkam ischen Dolomiten und hellen Kalken unserer Alpen, 
welche man bisher allgemein für eine bestimmte selbständige Etage (unter den 
Bezeichnungen Hallstätter-, Wetterstein-, Esino-Kalk, Schiern dolomit) gehalten hatte. 



mit besonderer Rücksicht auf Südtirol. 



97 



wichtige Arbeit über die mediterranen Schichten mit Aspidoceras 
acanthicum*) enthält eine erschöpfende Darstellung der ziemlich 
complicirten Verhältnisse. 

So kann man es jetzt als einen wissenschaftlich erwiesenen Satz 
hinstellen, dass im Mediterran-Gebiete uns die im mittleren Europa 
fehlende Verbindung zwischen den jurassischen und den neocomen 
Marin-Faunen vorliegt. Die übereinanderfolgenden Faunen sind durch 
gemeinsame, sowie durch derivirte Formen innig verkettet. Nirgends 
ist in der geschlossenen Reihe eine Lücke wahrnehmbar. 

Die auf der nächsten Seite folgende Tabelle soll das Verhältniss 
der mediterranen zu den mitteleuropäischen Bildungen veranschaulichen. 



Cretaceische Bildungen. 

Ohne Lücke schliessen sich die Kreidebildungen der Alpen- 
länder, wie soeben angedeutet wurde, an die Jurabildungen desselben 
Gebietes. Die Entwicklung der Faunen ist eine continuirliche. Die 
Kreide erscheint in dieser isotopischen Region als eine fortgesetzte 
Jurabildung. Die Grenzlinie ist demnach vollständig künstlich. 

Während die beiden tiefsten Glieder der Kreide im Mediterran- 
Gebiete abgelagert wurden, dauerte in Mitteleuropa die gegen das 
Ende der Jurazeit eingetretene Festlancjsperiode fort. Als dann 
später das Meer wieder in die mitteleuropäischen Länder einbrach, 
bevölkerten, wie Neumayr**) angibt, die mediterranen Typen, soweit 
die nördlichere Lage ihr Fortkommen erlaubte, die dem Meere wieder 
gewonnenen Gegenden und mischten sich mit von Norden, aus der 
borealen Provinz eingewanderten fremdartigen Elementen, welche 
sich im Laufe der Zeit auch allmählich bis in die mediterrane Pro- 
vinz verbreiteten. 

Der wahrscheinlich durch klimatische Einflüsse bedingte Gegen- 
satz der mediterran/sn und der mitteleuropäischen Provinz lässt sich 
in ganz analoger Weise, wie im Jura, so auch durch die ganze Kreide 
verfolgen. Bereits d'Orbigny hatte den eigenthümlichen Charakter 
der südfranzösischen, dem Mediterran-Gebiete angehörenden Kreide 
erkannt. Es darf aber nicht übersehen werden, dass sehr viele Ab- 



•) Abhandl. Geol. R.-A., Bd. V. — Die seither erschienenen Arbeiten von 
Choffat, Ernest Favre, Fontannes und Gemellaro bestätigen, zum Theil 
auf Grundlage neuer Thatsachen, völlig die Auffassung ZitteTs und Neumayr's. 
.**) Ueber Charakter und Verbreitung einiger Neocomcephalopoden. Verh. 
Geol. R.-A. 1873, p. 388. — Die Ammoniten der Kreide u. s. w. Zeitsch. d. Geol. 
Ges. 1875, p. 854. 

Mojftitovics, Dolomitriffe. n 



q8 Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Qstalpen 



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mit besonderer Rücksicht auf Sodtirol. gg 

weichungen zwischen der mediterranen und der mitteleuropäischen 
Kreide lediglich eine Folge der stark heteropischen Entwicklung in 
den beiden Gebieten sind. 

Zu den Ammoniten-Gattungen PhyUocercis und Lytoceras, welche 
bereits im Jura bezeichnend fiir die mediterrane Provinz waren, 
treten in der Kreide noch die Gattungen Haploceras, Crioceras und 
Hamites. Geradezu charakteristisch für die mediterrane Kreide ist 
femer die Pelecypoden-Sippe der Rudisten, welche stets gesellig in 
grossen Massen auftretend, eine eigenthümliche, weite Strecken 
bedeckende und zu mächtigen Felslagem anschwellende Kalkfacies 
bildet. In der mitteleuropäischen Kreide finden sich nur wenige 
Colonien und einzelne sporadische Vorkommnisse der mediterranen 
Typen, und zwar um so seltener, je mehr man sich von der medi- 
terranen Provinz gegen Norden entfernt. Man ist daher berechtigt, 
hier wie im Jura, zu sagen, dass die mediterranen Typen in der' 
mitteleuropäischen Provinz die Polargrenze ihrer Verbreitung er- 
reichen. Die Annahme, dass klimatische Verschiedenheiten der Aus- 
dehnung der mediterranen Formen gegen Norden Schranken setzten, 
wird wesentlich unterstützt durch die parallelen Erscheinungen auf 
dem nordamerikanischen Continente, wo gleichfalls, wie F. Römer 
und H. Credner hervorgehoben haben, die Rudisten auf den Süden 
(Texas) beschränkt sind und dem Norden (New-Jersey u. s. f ) fehlen. 

Nach den Lagerungsverhältnissen und nach der heteropischen 
Ausbildung der cretaceischen Ablagerungen zerfallen die Alpen in 
eine Anzahl sehr abweichender Districte. Es würde mich von den 
in diesem Buche vorgesteckten Zielen zu weit abfuhren, wenn ich in 
nähere Details eingehen würde. Ich verweise in dieser Beziehung 
auf Fr. V. Hauer's treffliches Handbuch der Geologie der öster- 
reichisch-ungarischen Monarchie, in welchem man auch die Dar- 
stellung der für das richtige Verständniss des Zusammenhangs so 
instructiven Kreidegebiete der Karpathen und des Bakonyer Waldes 
finden wird, und beschränke mich auf die nothwendigsten Angaben 
über die Ostalpen. 

Die Nordalpen östlich des Rheins umfassen zwei dem Streichen 
der Alpenkette parallel verlaufende, wesentlich abweichende Regionen, 
das Gebiet der eigentlichen Kalkalpen und die Flysch- oder Wiener 
Sandstein-Zone. 

Die Kreidebildungen der nördlichen Kalkalpen trennen sich 
scharf in zwei dem Alter und der Verbreitung nach verschiedene 
Ablagerungen, die sogenannten Rossfelder Schichten und die Gosau- 
Schichten. 

7* 



lOO Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

Jene entsprechen nach ihrer Fauna blos den beiden tiefsten, 
in Mitteleuropa fehlenden oder durch Wealdenbildungen repräsen^ 
tirten Zonen des Neocoms, den Schichten von Berrias und der im 
südlichen Frankreich weit verbreiteten und cephalopodenreichen Zone 
des Belemmtes latus. Das vorherrschende Gestein sind Mergel mit 
Fucoiden, den liasischen Fleckenmergeln häufig ähnlich. G^en unten 
gehen dieselben stellenweise durch Wechsellagerung mit härteren, 
kalkigen Bänken in homsteinreiche Aptychenkalke (Schrambach- 
Schichten) über, welche im Falle der Unterlagerung durch jurassische 
Aptychenkalke von diesen nur künstlich zu trennen sind. Gegen 
oben schalten sich meistens flyschähnliche Sandsteine und bunte 
Kalkconglomerate ein. Nach den Fossileinschlüssen repräsentiren 
die Rossfelder Schichten ausschliesslich die Cephalopoden-Facies. 

In Nordtirol folgen die Rossfelder Schichten der Verbreitung 
der jurassischen Aptychenkalke, denen sie concordant aufgelagert 
sind. In den salzburgischen und österreichischen Alpen dagegen 
besteht meistens eine bedeutende Discordanz zwischen den jurassischen . 
und neocomen Bildungen, in Folge welcher die neocomen Schichten 
häufig eine selbständige Verbreitung zeigen und mulden- oder canal- 
förmige Einschnitte des älteren (Trias- oder Jura-) Gebirges erfüllen. 
Der Ablagerung der Neocom-Schichten muss daher in diesen Ge- 
genden eine Hebung und Contourirung des Landes vorausgegangen 
sein. Bei der ausserordentlichen Zeitdauer der einzelnen geologischen 
Zonen wäre ein solches Ereig^s denkbar, ohne dass eine auffallende 
Lücke in der Schichtenreihe bemerkbar wäre. Unter solchen Um- 
ständen ist es nun jedenfalls beachtenswerth, dass obertithonische 
Ablagerungen hier noch nirgends nachgewiesen werden konnten. 
Bestätigt sich nach näherer Untersuchung der Tithonkalke das 
Fehlen des oberen Tithon, so wäre man berechtigt anzunehmen, 
dass dieser Theil der Alpen zur selben Zeit gehoben wurde, als der 
mitteleuropäische Juradistrict Festland wurde. 

Nach der Ablagerung der Rossfelder Schichten wurde das ganze 
Gebiet der ostrheinischen Nordkalkalpen gehoben. Es folgte eine 
lange Festlandsperiode, in welcher das Land contourirt wurde. Das 
Gebiet vor den Alpen, die Flyschzone, blieb aber Meer. Ein schmaler 
Canal — die Meerenge von Wien — verband das gallo-helvetische 
Meer mit dem karpathisch-pannonischen Becken. 

Erst gegen das Ende der turonischen Zeit drang wieder Meer- 
wasser in schmalen Canälen und Buchten, wahrscheinlich aus Süd- 
osten, in das Innere der ostrheinischen Nordkalkalpen. Es begann 
die Bildung der durch den ausserordentlichen Reichthum an Fossilien 
bekannten Gosau-Schichten, deren richtige und scharfe Alters- 



mit besonderer Rücksicht auf SOdtirol. lOI 

bestimmung die grosse Mannigfaltigkeit heteropischer Glieder, sowie 
das Vorherrschen eigenthümlicher, auf die Gosaubildung beschränkter 
Thierreste erschwert. Die Gosau-Schichten bilden wol ohne Zweifel 
eine geschlossene continuirliche Schichtenreihe, aber es ist vorläufig 
schwer zu entscheiden, ob diese Reihenfolge heteropischer Glieder 
einer oder mehreren palaeontologischen Zonen entspricht. Die an der 
Basis des Complexes liegenden und mit Strandconglomeraten, 
Kohlenflötzen und Süsswasser-Schichten wechsellagemden Hippuriten-, 
Actaeonellen- und Nerineen-Kalke haben eine Anzahl von Formen 
mit den isopischen oberturonischen Hippuriten-Kalken des südlichen 
Frankreich (Schichten mit Hippurites cornuvaccinum) gemeinsam und 
stehen denselben im Alter jedenfalls nahe. Die Untersuchung der in 
den oberen Gliedern der Gosau-Schichten, namentlich in den Inoce- 
ramen-Mergeln vorkommenden Cephalopoden durch A. Redten- 
bacher hat neben einer überwiegenden Anzahl von eigenthümlichen 
Formen sieben für die senonische Kreide der mitteleuropäischen 
Provinz charakteristische Arten kennen gelehrt. 

Schlüter, die Schlussfolgerungen Redtenbacher's bestä- 
tigend und schärfer präcisirend, hat neuerdings wiederholt die Ansicht 
ausgesprochen, dass die cephalopodenfiihrende Abtheilung der Gosau- 
Schichten dem in der mitteleuropäischen Kreide weitverbreiteten und 
mächtigen Emscher Mergel entspreche, welcher nach Barrois mit der 
der senonischen Stufe angehörigen Zone des Micraster coranguinunt 
zusammenfällt. 

Noch, jüngere Kreideschichten reichen nur an einer dem nörd- 
lichen Aussenrande sehr nahen Stelle in das Innere der Kalkalpen. 
Es ist dies der Mauslochgraben am Westabhange des Untersberges 
bei Reichenhall, wo Gümbel Schichten mit Belemnitella tnucronata 
und Ananchytes ovata (Nierenthal-Schichten) fand. Dieses Vorkommen 
bildet offenbar nur einen im Süden übergreifenden Ausläufer der 
obersten Kreideschichten der Flyschzone. 

Nach den Aufschlüssen im Westen und im Osten der den 
ostrheinischen Nordkalkalpen vorgelagerten Flyschzone kann es 
keinem Zweifel unterliegen, dass hier eine continuirliche Ablagerung 
während der ganzen Kreidezeit stattgefunden hat. Zu bedauern ist 
nur, dass in dem mittleren Striche die Aufschlüsse an der Basis 
des Eocänen blos die oberste Kreide biosiegen, da irgendwo in 
dieser Gegend der heteropische Wechsel zwischen der im Osten 
herrschenden Flyschfacies und der westlichen, schweizerischen Kreide- 
Entwickelung eintreten muss. 

Nach den Angaben der Gümbel'schen Karte der bayerischen 
Alpen reicht die schweizerische Kreide-Entwickelung östlich bis an 



102 Uebersicht der permischen und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

den Inn. Im Bregenzer Walde und im Allgäu tritt die Kreide in 
mächtigen Zügen, gebirgsbildend mitten aus dem eocänen Flysch^ 
Die Aufschlüsse umfassen hier die ganze Reihe der ostschweizerischen 
Kreidebildungen: Rossfelder Schichten, Spatangenkalk, Schratten- 
kalk, Gault- Sandsteine, Seewen - Schichten. Weiter gegen Osten 
kommen in den vereinzelten und räumlich beschränkten Aufbrüchen 
nur mehr die höheren Kreideglieder zum Vorschein. 

Oestlich vom Inn bis Komeuburg an der Donau bei Wien 
kennt man eine vielfach unterbrochene aber doch sichtlich fortlaufende 
Reihe von Vorkommnissen obersenonischen Alters — Schichten mit 
Beletnnitella ntucronata — (Kressenberg, Mattsee, Gmunden, Leitzers- 
dorf bei Komeuburg), welche durch ihre organischen Einschlüsse 
und ihre GesteinsbeschafTenheit sehr an mitteleuropäische Bildungen 
gleichen Alters erinnern. An einigen Punkten, wie im Gschliefgraben 
bei Gmunden, auf der Nordseite des Traunstein, scheinen auch unter- 
senonische, vielleicht sogar auch turonische Ablagerungen mit gleich- 
falls vorherrschend mitteleuropäischem Charakter vorhanden zu 
sein.*) Die tieferen Kreideschichten sind im Osten, in Nieder- 
Oesterreich, durch die Flyschsandstein-Facies repräsentirt , welche 
hier bis zu den an der Basis liegenden untemeocomen Aptychen- 
Schichten (Rossfelder Schichten) die ganze Reihe der zwischenliegen- 
den Kreide-Horizonte umfassen dürfte. 

Während sonach die untere und mittlere Kreide in der Flysch- 
zone entschieden mediterran entwickelt ist, nähern sich die höheren 
Glieder der oberen Kreide in auffallender Weise dem mitteleuropäi- 
schen Kreidetypus. Stehen bereits die Seewen-Schichten mit ihren 
Echinodermen und Inoceramen der mitteleuropäischen Oberkreide 
näher als den mediterranen Gosau-Schichten, so tritt der mittel- 
europäische Charakter noch viel auffallender in den obersten Kreide- 
schichten der Flyschzone östlich vom Inn hervor. Die Grenze der mittel- 
europäischen Provinz hatte sich sonach zur Zeit der obersten Kreide 
gegen Süden verschoben. 

Für das richtige Verständniss unserer Gosau-Bildungen ist 
dieses Uebergreifen der mitteleuropäischen Oberkreide hart bis an 
den Rand der Kalkalpen von grosser Wichtigkeit. Die Gosau-Buchten 
unserer nördlichen Kalkalpen konnten mit dem mediterranen Meere 
unmöglich im Norden und Westen, wie man a priori gerne annehmen 
möchte, communiciren, da diese Gegenden von der mitteleuropäischen 



♦) Die senonischen Kreideschichten von Siegsdorf in Bayern, welche auch 
einige Gosau-Formen enthalten, nahern sich nach den Mittheilungen GümbeTs 
wol ebenfalls der mitteleuropäischen Entwicklung. 



mit besonderer Rücksicht auf Südtirol. I03 

Fauna bevölkert waren. Es bleibt daher nur die Annahme offen, dass 
das Gosau-Meer von Südosten her in das Gebiet der nördlichen 
Kaikaipen eindrang. In dieser Richtung finden sich auch thatsächlich 
typische Gosau-Bildungen sowol am Ostrande der krystallinischen 
Mittelzone der Alpen (Kainachthal, Gonobitz, Sotzka), als auch im 
Bakonyer Walde, in Siebenbürgen, in der Fruska Gora und, nach. 
Tietze, in Serbien. 

Auf der andern Seite erhebt sich nun auch die Frage über 
den Anschluss der obersten Kreideschichten der Flyschzone an die 
mitteleuropäischen Ablagerungen. Die räumlich zunächst liegenden 
Ablagerungen bei Passau und Regensburg können hier nicht weiter in 
Betracht kommen, da ihnen, ebenso wie dem sächsisch-böhmischen 
Kreidegebiete (der hercynischen Kreidebucht) die obersten Kreide- 
schichten mit Belemnitella tnucronata gänzlich fehlen. Dagegen sind 
in Polen diese Schichten vorhanden und scheint der Annahme einer 
bestandenen Verbindung in dieser Richtung nichts im Wege zu 
stehen. Vielleicht bilden die von F. v. Hochstetter bei Friedeck 
in den schlesiächen Karpathen entdeckten Baculiten-Schichten, in 
welchen sich ja Baculites vertebralis und B. ancep$ finden sollen, 
ein Verbindungsglied. 

Die Südalpen lassen zwei grosse heteropische Regionen 
unterscheiden, deren Grenzen vertical auf das Streichen der Alpen 
verlaufen — eine Wiederholung der bereits beim südalpinen Lias 
besprochenen auffallenden Erscheinung. 

In Südtirol und den anschliessenden Gegenden Venetiens ist 
die Kreide durch eine contüiuirliche Folge von dünngeschichteten 
Mergelkalken und I^lkmergeln vertreten, deren untere lichtgefärbte 
Abtheilung als Biancone und deren oberer vorherrschend rother Theil 
als Scaglia bezeichnet wird. Eine scharfe Grenze zwischen diesen beiden 
Abtheilungen ist nicht vorhanden, und die bisher von den meisten 
Autoren gemachte Annahme einer Lücke zwischen denselben scheint 
mir ganz ausser dem Bereich der Möglichkeit zu liegen. Wahrschein- 
lich repräsentirt der sehr mächtige Biancone die ganze untere und 
mittlere Kreide und entspricht die Scaglia vorzugsweise den höheren 
Horizonten der oberen Kreide. Es ist richtig, dass die Fossilien, 
welche man hauptsächlich in den tieferen Abtheilungen des Biancone 
findet, in der Regel blos den beiden, auch in den Rossfelder Schich- 
ten der Nordalpen vorhandenen untemeocomen Zonen von Berrias 
und Barreme entsprechen, aber die Angabe Zigno's über das Vor- 
kommen von 

Hamites altertiatus P/tili. 
Schloenbachia Roissvatta Orb. 



104 Ucbcrsicht der permiscben und mesozoischen Formationen der Ostalpen 

Schhenbachia inflata Sow. 
Acantkoceras mammülare Schloth. 
beweist, dass auch höhere Kreidezonen an der Zusammensetzung 
des Biancone betheiligt sind. Selbst wenn, was ausserordentlich 
schwierig wäre, nachgewiesen werden könnte, dass einzelne Horizonte 
durch keinerlei Gesteinsabsätze vertreten sind, so würde dies noch 
nicht zu dem Schlüsse berechtigen, dass dieser Lücke eine Hebung 
und Trockenlegung des Gebietes entspreche. Es gilt hier dasselbe, 
was wir oben von der Lückenhaftigkeit des mediterranen Jura 
bemerkt haben. 

Trotz der Constanz der Hauptgesteinstypen des Biancone machen 
sich schichtenweise an einzelnen Localitäten einige Abweichungen 
geltend. An der Basis der Biancone treten z. B. nicht selten rothe, 
vielen Scaglia-Gesteinen ähnliche Mergel auf. Stellenweise schieben sich 
homsteiniiihrende feste Kalkplatten ein. Die herrschende Farbe in 
dem Gebiete unserer Karte ist lichtg^u. Im Süden überwiegen aber 
schmutzigweisse, muscheligbrechende Gesteine. 

Die typische Scaglia verdankt ihren Namen der Eigenschaft, 
an der Luft in kleine keil- oder scheibenförmige Stücke zu zerfallen. 
Die rothe Färbung herrscht zwar im Allgemeinen vor, tritt aber 
doch in manchen Gegenden sehr zurück. Plattenförmige rothe Kalke, 
ähnlich dem oberjurassischen rothen Ammonitenkalk sind in den 
südlichen Regionen unseres Gebietes und an der unteren Etsch 
nicht selten den Mergeln eingeschaltet und bei Belluno, dann bei 
Domegliara an der Etsch in grossen Steinbrüchen aufgeschlossen. 
Diese Platten sind als Bau- und Pflastersteine sehr geschätzt und 
werden dem oberjurassischen Plattenkalk wegen ihrer Ebenflächig- 
keit in der Regel vorgezogen. 

Die Fauna der Scaglia besteht vorzugsweise aus Inoceramen 
und Echinodermen. In den Plattenkalken von Domegliara kommen 
nach Bittner*s Beobachtungen Cephalopoden nicht selten vor, doch 
sind dieselben so schlecht erhalten, dass Artbestimmungen nicht 
möglich sind. Die wichtigsten Fossilien der venetianischen Scaglia 
sind nach v. Zigno: 

Inoceramus Lamarcki Orb^ 

„ Cuvieri Orb. 

Ananchytes avata Lam. 
Stemmia tuberculata Defr. sp. 
Cardiaster italicus Orb, 
„ Zignoanus Orb. 

Die Kreide der lombardischen Kalkalpen schliesst sich zwar 
im Wesentlichen an die südtirolisch-venetianische Entwicklung an, 



mit besonderer Rücksicht auf SOdtirol. I05 

doch bestehen, wie aus den Darstellungen Curioni's*) hervorgeht, 
einige nicht unwesentliche Abweichungen. Ueber der dem Biancone 
entsprechenden ,Majolica* treten fucoidenreiche Flyschmergel und 
Sandsteine ' auf, in deren Mitte Conglomerate und Sandsteine mit 
Hippuriten und Actaeonellen turonischen Alters eingelagert sind. 
Erst mit den oberen Flyschgesteinen stehen dann röthliche und 
weissliche Scagliamergel mit zahlreichen Inoceramen und mit Belem- 
nitella mucronata in Verbindung. 

Im Osten unseres Kartengebietes folgt die zweite heteropische 
Region^ welcher die östlichen Südalpen und die Karstländer ange- 
hören. Rudistenkalke bilden hier durch die ganze Kreide die domi- 
nirende Facies. 

Die heteropische Grenze gegen die Tiefsee-Facies Biancone- 
Scaglia verläuft, wie bereits erwähnt, in meridionaler Richtung, doch 
blieb diese Grenze keineswegs während der ganzen Kreidezeit 
stationär. Wir finden z. B. an der Ostgrenze unseres Kartengebietes 
auf dem Monte St. Pascolet bei Santa Croce über dem Biancone 
einen westlichen, riffTormig endenden Ausläufer der Rudisten-Facies, 
welcher nach den von v. Zigno bestimmten Fossilien: 

Radiolites comu pastaris Desm, sp. 
Sphaertdites Ponsiana Orb. sp. 
Hippurites arganisans Montf, sp. 
Actaeanella laevis Orb. 
n gigantea Orb. 

der Turonstufe angehört. Zwischen dieser Gegend und dem Isonzo 
dehnt sich die Rudisten-Facies allmählich abwärts bis zu den wahr- 
scheinlich untemeocomen Woltschacher Kalken aus, während die 
Scaglia-Mergel sich über den obersten, turonischen Bänken der Rudi- 
stenkalke bis in die vom Isonzo durchströmten Landschaften er- 
strecken. Erst östlich vom Isonzo sind dann auch die tiefsten und 
die höchsten Glieder der Kreide vorherrschend von Rudisten-Kalken 
gebildet. 



*) Geologia, applicata delle provincie Lombarde. I. 



IV. CAPITEL. 
Orotektonische Gliederung von Südtirol. 

Die Judicarieo-Spalte. - Die Val Sugana-Spatte. - Daa t&dtirolische Hochland. > Die Drau- 
Spalte. - Individualisirung der Gcbirgsstöcke. - Plateauform. - Den landschaftlichen Charakter 
beeinflustende Factoren. - Der Dolomit als solcher besitat keine ihm ausschliesslich zukommen- 
den physiognomischen Eigenschaften. - Die landschaftlichen Eigenthumlichkeiten des siidtiroii- 
schen Hochlandes sind vorzugsweise durch den Gegensatz von localisirt auftretenden contrasti- 

renden Gesteinsarten bedingt. 

Die orographische und landschaftliche Gestaltung des südlichen 
Tirol ist so eigenartig, so sehr von den herrschenden physiog^omi- 
schen und plastischen Verhältnissen der alpinen Nebenzonen ab- 
weichend, dass die Aufmerksamkeit tiefer blickender Beobachter 
schon längst auf diesen Gegenstand gelenkt wurde. Es dürfte daher 
nicht überflüssig sein, der Detailschilderung unseres Gebietes einige 
Bemerkungen über die orotektonische Anordnung vorangehen und 
dieselbe die Stelle der üblichen oro- und hydrographischen Einleitung 
vertreten zu lassen. 

Zwei gross« Gebirgsbrüche sind vor Allem bestimmend für 
den Bau des südlichen Tirol. Der eifte verläuft vom Idro-See über 
Val Bona, Val Rendena nahezu geradlinig bis in die Gegend von 
Meran. Dies ist dieJudicarien-Spalte, längs welcher das von 
Osten herantretende jüngere Gebirge plötzlich abgeschnitten wird. 
Am westlichen emporgehobenen Spaltenrande sind bis auf wenige 
Reste in Judicarien die mesozoischen Bildungen durch Denudation 
entfernt. An allgemeiner Bedeutung für die räumliche Anordnung 
der südalpinen Nebenzonen wird die Judicarien-Spalte durch keine 
andere tektonische Linie übertroffen. Ihr Alter ist kaum mit Sicher- 
heit zu bestimmen. Es mag sein, dass der berühmte, durch sie im 
Westen begrenzte einspringende Winkel des Kalkgebirges in seiner 
ersten Anlage bis in die Zeit der permischen Quarzporphyr-Ergüsse 
zurückreicht und dass die triadische Strandlinie nahezu mit ihr zu- 
sammenfällt. Zu Gunsten einer solchen Auffassung spricht ausser 



Orotektonische Gliederung von SQdtiroI. I07 

einigen, nicht allzu hoch anzuschlagenden Analogien, das Verhalten 
der Triasdolomite, welche in der Richtung gegen die Judicarien- 
Spalte an Mächtigkeit bedeutend abnehmen. Es ist übrigens sehr 
bemerkenswerth, dass* wenn man die Judicarien-Linie in gleicher 
Richtung über das krystallinische Schiefergebirge der Mittelzone fort- 
setzt, die Verlängerung mit der Westgrenze des Kalkgebirges des 
Sill-Gebietes (Stubay, Gschnitz, Pflersch) zusammenfällt. Vielleicht 
hat man hier die Andeutung einer uralten transversalen Uferlinie 
und so reicht vielleicht das bedeutungsvolle Vorrecht der Brenner- 
Depression, den Norden mit dem Süden zu verbinden, in geologisch 
sehr ehrwürdige Zeiten zurück. 

Der zweite grosse Gebirgsbruch verläuft aus Val Sugana in 
ostnordöstlicher Richtung am Südabfall des Cima d'Asta-Stockes 
nach Primiero, von da mit Beibehaltung der Richtung über Vallalta 
nach Val Imperina bei Agordo und sodann über das mittlere Zoldo, 
Forcella Cibiana nach Cadore, von wo derselbe sich höchst wahr- 
scheinlich längs des Südabfalles des palaeozoischen Gebirgszuges der 
kamxschen Alpen in östlicher und ostsüdöstlicher Richtung in die 
Karavanken und in östlichere Gegenden fortsetzt. Eine Reihe von 
Erzvorkommnissen, sowie einige Mineralquellen bezeichnen den Lauf 
dieser Bruchlinie, welche wir als die Val Sugana-Spalte bezeichnen 
wollen. Das im Süden gelegene Gebiet ist das gesunkene; stets ist 
der nördliche Bruchrand durch das Vorkommen älterer Bildungen 
ausgezeichnet. Nirgends überschreiten die tertiären Meeresablage- 
rungen den Nordrand der Spalte, und nirgends trifft man im Norden 
auf Basaltgänge, während die mesozoischen Dolomite und Kalke 
des abgesunkenen Gebirgstheiles nicht selten von Basalt durch- 
setzt sind. 

Diese beiden grossen Gebirgsbrüche beherrschen nun den Bau 
des südlichen Tirol und des angrenzenden venetianischen Gebirges 
in der Weise, dass sie das Hauptstreichen der tektonischen Linien 
und dadurch mittelbar auch die orographische Gliederung in den an 
den* Spaltlinien niedergesunkenen Gebirgsstreifen bestimmen. Das 
Depressionsgebiet der Judicarien-Spalte reicht bis in das sogenannte 
Bozener Porphyrplateau^ dessen westliche Hälfte sich theils allmäh- 
lich, theils mittelst der Intervention einiger Verwerfungen sprungweise 
gegen Westen niedersenkt. Im Süden von Val Sugana verbinden 
sich die Depressionsgebiete von Judicarien und Val Sugana, das 
Thal des Astico bezeichnet beiläufig die Grenze zwischen den ab- 
weichenden Streichungs-Richtungen. 

So stellt sich das in dieser Schrift zu schildernde Gebiet als 
das eigentliche Hochland der südtirolischen Kalkalpen dar, 



Io8 Orotektonische Gliederung von SDdtirol. 

welches im Süden, Südosten und Westen an ausgedehnte, durch 
Parallelgliederung in tektonischer und orographischer Beziehung aus- 
gezeichnete Depressionsdistricte grenzt. Da im Norden die krystalli- 
nischen Schiefer der Mittelzone unser Hochgebirge regelmässig unter- 
teufen, so erscheint dasselbe im grossen Ganzen als eine in den 
tektonischen Bereich der Mittelzone gehörige Scholle von flach 
muldenförmiger Lagerung. Eine andere, vorläufig noch nicht gelöste 
Frage ist es aber, ob nicht am Südgehänge der Mittelzone eine der 
Fortsetzung der scheinbar bei Abfaltersbach endenden Drau- 
Spalte entsprechende Bruchlinie etwa über Brunneck und Mühlbach 
nach Meran verläuft und am letzteren Orte mit der Judicarien-Spalte 
zusammentrifft. 

Ein Blick auf die Karte genügt, um sich zu überzeugen, dass 
das Südtirolische Hochland in eine Anzahl unregelmässig vertheilter 
plateauförmiger Gebirgsmassen zerfällt Tiefe Einsattlungen, welche 
häufig eine ansehnliche Breite erlangen, sondern die mit steilwandigen 
kahlen Rändern abstürzenden Gebirgsmassive ; die Gewässer eilen in 
tiefeingeschnittenen Erosionsrinnen, häufig senkrecht auf das Streichen 
der Schichten, den Längsthälem der benachbarten Districte zu. 
Die Individualisirung der Massen erscheint deshalb als das hervor- 
stechende orographische Merkmal. Jeder Stock bildet ein Gebirge 
für sich und erst die geologische Synthese lehrt den Zusammenhang 
des Ganzen und die Bedeutung des Einzelnen kennen. 

Die flache Lagerung der Gebirgsschichten und das Vorherrschen 
fester, zu senkrechter Zerklüftung disponirter Gesteine bedingen die 
Bildung der für das südtirolische Hochland so charakteristischen 
Plateaux. Die Wiederholung von der Plateaubildung günstigen Schich- 
ten in verschiedener Höhe bewirkt den terrassenförmigen Aufbau des 
Gebirges, welcher stellenweise in prägnanter Weise hervortritt und 
der Landschaft ein eigenthümliches Gepräge verleiht. Das jüngste 
plateaubildende Gestein ist der Dachsteinkalk, diesem folgt das 
ältere Dolomit-Riffplateau. Die höchsten Gebirgsmassen gehören 
einem von diesen beiden an; wo das Dolomitplateau noch von 
einem Dachsteinkalkplateau überhöht wird, wie z. B. im Sellagebirge, 
springt ersteres terrassenförmig vor. Einem tieferen geologischen 
Niveau und zugleich einer geringeren Höhenlage gehört das vom 
schwarzen Porphyr umrandete Plateau an, welches von einer Reihe 
weicherer, klastischer Gesteine überlagert in der Seisser-Alpe seinen 
vorzüglichsten Repräsentanten besitzt. Wo die Denudation bis auf 
den permischen Quarzporphyr hinabgegriffen hat, wie in den Um- 
gebungen von Bozen, da entsteht das landschaftlich so merkwürdige 
Quarzporphyrplateau, welches in tiefen engen Erosionsschluchten 



Orotektonische Gliederung von Sfidtirol. lOQ 

seine Gewässer dem weiten Abzugs- und Sammelcanal der Etsch 
zufuhrt. 

Unbeschadet der flachen Lagerung wird das südtirolische 
Hochland von einer Anzahl von Verwerfungslinien durchsetzt, welche 
bedeutende Niveauveränderungen herbeiführen und zur Individuali- 
sirung der Gebirgsstöcke beitragen. Doch gibt es auch einige Ver- 
werfungen von bedeutender Sprunghöhe, welche auf die Plastik des 
Gebirges ohne Einfluss sind. Den interessantesten hieher gehörenden 
Fall werden wir im Gardenazza-Gebirge kennen lernen. 

Wo der Einfallswinkel der Schichten in stärkerem Grade von 
der söhligen Lagerung abweicht, da entstehen Kämme mit einseitigem 
SteilabfalL Beispiele bilden der Cristallo-Stock fiir den Dachsteinkalk, 
die Marmolata fiir das DolomitrifT, die an wolgeformten Gipfelbildun- 
gen reiche Kette der Cima di Lagorai fiir den Quarzporphyr. 

Es ist oben bereits erwähnt worden, dass von den untergeord- 
neten Störungen abgesehen, das südtirolische Hochland eine grosse 
flache Mulde oder Synclinale bildet, indem die Schichten am Süd- 
rande von der Val Sugana-Spalte weg nach Norden einfallen, 
während am Nordrande Südfallen herrscht. Eine nähere Betrachtung 
lehrt jedoch^ dass das Südfallen am Nordrande nur auf eine sehr 
schmale Zone beschränkt ist tmd dass in allen den folgenden, durch 
Ver^^erfungen abgegrenzten Schollen entweder söhlige Lagerung 
oder Nordfallen die Regel ist. Deshalb befindet sich der Steilabfall 
mit Ausnahme der erwähnten nördlichen Zone und der horizontal 
gelagerten allseitig schroff niedersetzenden Plateaumassen stets auf 
der Südseite der Gebirgsstöcke. 

Die Culminationspunkte des Gebirges häufen sich in der süd- 
lichen Hälfte und auch hier wiederholt sich die interessante, bisher 
ganz unbeachtet gebliebene Erscheinung, dass dicht benachbarte 
Gipfel von annähernd gleicher Höhe aus sehr ungleichaltrigen For- 
mationen bestehen; als ob zur Aufrechterhaltung des Gleichgewichtes 
des Gebirgsganzen ein gewisses Mass der Erhebung in den einzelnen 
Gebirgstheilen erfordert würde, in Folge dessen der abtragenden und 
nivellirenden Thätigkeit der Denudation ein stetes Nachrücken und 
Emporpressen älterer Formationen entgegenwirken musste. 

Es ist hier noch eines Factors zu gedenken, welcher neben 
den tektonischen Verhältnissen die Individualisirung der Gebirgsstöcke 
im südtirolischen Hochlande in hervorragender Weise begünstigt. 

Bereits in der stratigraphischen Uebersicht ist darauf hin- 
gewiesen worden, dass die Formationsreihe zwischen den Werfener 
und Raibler Schichten in den Alpen in zweifacher, heteropischer 
Entwicklung auftritt, in der Dolomit-Facies (Riff'-Facies) und in der 



IJO Orotektonische Gliederung von Südtirol. 

Mergel-Facies. In unserem Gebiete ist diese doppelte Entwicklung 
auf die Bildungen zwischen Muschelkalk und Raibler Schichten be- 
schränkt, aber innerhalb dieses Rahmens tritt die Erscheinung in 
sehr ausgezeichneter Weise auf. Stockförmige DolomitrifTe tauchen 
inselfbrmig aus dem Gebiete der Mergel-Facies empor und schmale 
Canäle der Mergel-Facies winden sich zwischen grossen DolomitstQcken 
durch. Ich erwähne hier, um Missdeutungen von vornherein zu 
begegnen, dass eine gleichförmige Decke jüngerer Bildui^en über 
das ganze Gebiet sich hinzog und dass erst in verhältnissmässig 
neuer Zeit die Denudation die theilweise Entblössung der Dolomit- 
riffe und ihrer Umgebungen vollzog. 

Est ist einleuchtend, dass bei der ruhigen Lagerung des Ge- 
birges die blosgelegten alten Riffe scharf abgegrenzte, individualisirte 
Gebirgsstöcke bilden. 

Die eigenthümlichen landschaftlichen Reize, welche dem süd- 
tirolischen Hochlande seinen so wolverdienten Ruf verschafft haben, 
beruhen keineswegs ausschliesslich, wie fast allgemein angenommen 
wird, auf dem Vorkommen oder dem Vorherrschen des Dolomits. 
Die Verbreitung des echten Dolomits ist eine verhältnissmässig sehr 
beschränkte, und es besteht in physiognomischer Beziehung kein 
Unterschied zwischen dem dolomitisirten und dem nicht dolomitisirten 
Riffkalk. Der Schiern und der Rosengarten, der Lang- und Platt- 
kofel bestehen zum grössten Theile aus Dolomit; in den übrigen 
Riffen waltet der Kalk vor, welcher ohne scharfe Grenze in den 
Dolomit übergeht Es herrscht eine solche Unregelmässigkeit und 
Unbeständigkeit des Vorkommens der dolomitisirten Partien, dass 
die kartographische Scheidung von Kalk und Dolomit zu den schwie- 
rigsten und mühsamsten Unternehmungen gehören würde. Der 
wissenschaftliche Gewinn einer solchen Aufnahme wäre im Verhält- 
niss zum erforderlichen Zeitaufwande von so geringem Belange, dass 
sich kaum Jemand dieser Aufgabe unterziehen wird. Wenn die 
Geologen die Bezeichnung Dolomit auch auf wenig dolomitisirte Kalke 
anwenden, so geschieht dies wegen der Kürze und Handlichkeit des 
Ausdruckes, aber stets nur mit der Beschränkung auf mit dem echten 
Dolomit gleichaltrige und gleichgebildete Kalke. Man ersieht daraus, 
dass sich mit dem Worte , Dolomit* allerdings ein geologischer, aber 
durchaus kein physiognomischer Begriff verbinden lässt. Das reisende 
Laienpublikum hat deshalb instinctiv das Richtige getroffen, indem 
es die Begriffe »Dolomit* und , Kalkberg* identificirte und die Be- 
zeichnung , Dolomiten* nach und nach auf alle Kalkberge der Süd- 
alpen ausdehnte. Mit dem gleichen Rechte müssten aber auch die 
Nordkalkalpen Dolomite genannt und müssten schliesslich Kalk 



Orotektonische Gliederung von SOdtirol. 1 1 X 

und Dolomit als synonyme Bezeichnungen für die Felsenkalke 
überhaupt angesehen werden. In einer solchen Ausdehnung und 
Verallgemeinerung liegt aber die Anerkennung, dass die Bezeichnung 
schlecht gewählt und weder zur morphologischen, noch zur geogra- 
phischen Charakterisirung des südtirolischen Hochlandes geeignet ist.*) 

Versuchen wir es aber nun, uns klar zu machen, welche Fac- 
toren den landschaftlichen Charakter unseres Gebirges bedingen.^ 
Ganz allgemein lasst sich sagen, dass die Physiognomie einer Gebirgs- 
landschaft abhängt: i. vom Gesteinsmaterial, 2. von der Lagerungs- 
form desselben und 3. von den hypsometrischen Verhältnissen. Der 
Etnfluss des dritten Factors ist so selbstverständlich, dass es überflüssig 
wäre, darauf näher einzugehen. Die beiden ersten Factoren stehen 
in inniger Wechselbeziehung. Eine oft nur unscheinbare und graduelle 
Abänderung des einen Factors genügt, um den Gesammteffect 
wesentlich zu alteriren. Dasselbe Gestein präsentirt sich bei flacher 
Lagerung anders, als bei steiler Aufrichtung der Schichten. Unter 
gleichen Lagerungsverhältnissen bewirkt häufig eine geringfügige, 
dem Laien kaum wahrnehmbare Aenderung des Gesteins, Ab- 
weichungen in der Tracht des Gebirges. Das Auge des gebirgs- 
gewohnten Geologen ist für diese feinsten Nuancirungen in Farbe 
und Form der Felslandschaft sehr empfindlich ; es ist gar häufig im 
Stande nach dem landschaftlichen Eindrucke ein verlässliches Urtheil 
über die geologische Zusammensetzung eines Berges abzugeben. Es 
soll hiermit durchaus nicht die Unfehlbarkeit solcher ä la vue Be- 
stimmungen behauptet werden, schon aus dem Grunde nicht, weil 
richtiges Sehen keine so leichte Sache ist. Ausser Erfahrung ist 
hiezu auch ein gewisser Grad individueller Begabung erforderlich. 
Es gibt tüchtige Geologen, welche für diese Art landschaftlicher 
Diagnose unempfänglich sind, und nicht selten sind leider auch die 
Maler, welche' unrichtige oder unmögliche, das Auge des Gebirgs- 
kundigen geradezu beleidigende Landschaftsbilder produciren. 

In unserem Gebiete vereinigen sich die günstigsten Verhält- 
nisse, um eine grossartige und wechselreiche landschaftliche Scenerie 
hervorzubringen: bedeutende Höhenunterschiede, grosse Mannigfaltig- 
keit des Gesteinsmaterials, vortheilhafte Beschaffenheit desselben 
und vorherrschend flache Lagerung. 

Kaum kann sich ein anderes Gebiet der Alpen mit Südtirol in 
Bezug auf die reichliche und glückliche Abwechslung contrastirender 
Gesteinsarten messen. Der geheimnissvolle Zauber, welcher über 



♦) Vgl. a. R. Hoernes: Aus den Sodtiroler Kalkalpen. Zeitsch. D. u. Oest. 
A. V. 1875, p. 127, 



112 Orotektonische Gliederung von SOdtirol. 

diesen im grossen Style angelegten Landschaften ausgebreitet ist, 
beruht auf den Gegensätzen zwischen den dunkelgeiarbten und der 
Vegetation günstigen verschiedenartigen Eruptivgesteinen, Mergeln 
und Sandsteinen auf der einen und den hellen, nackten, bis hoch in 
die Schneeregion hinanragenden Kalken auf der anderen Seite. 
Dieser Contrast bestimmt den Grundton des Gemäldes, welcher 
durch die zahlreichen Nuancirungen an Farbe und Form, welche 
den verschiedenen Gesteinen der beiden Kategorien eigenthümlich 
sind, vielfaltig modiücirt wird. Trotz der Höhe und Kühnheit der 
Gipfelbildungen würde das südtirolische Hochland einen sehr mono- 
tonen, wilden und todesstarren Anblick gewähren^ wenn dem Kalk 
und Dolomit die Alleinherrschaft zukäme. Es wäre eine unwirth- 
liehe, kaum bewohnbare Felsenwildniss mit schmalen, schluchten- 
artigen, wasserarmen Thaleinschnitten. 

Vorzüglich dem in dieser Schrift zu schildernden Heteropismus 
der unter den Raibler Schichten gelegenen Triashorizonte, aber 
auch dem Auftreten altvulcanischer Gesteine ist es zuzuschreiben, 
dass ansehnliche becken- und canalförmige Thalweitungen das starre 
Kalkhochgebirge unterbrechen und mit ihren ausgedehnten Wiesen, 
Wäldern und Weiden die Landschaft in der angenehmsten und 
nützlichsten Weise beleben. Wir nennen hier nur die Hochfläche 
der Seisser Alpe, das badiotische Hochplateau mit Buchenstein, die 
Ampezzaner Thalweitung, die vom Pelmo überragte Hochfläche von 
Zoldo, die halbkreisförmige Thallandschaft östlich bei Agordo. In 
welch* hohem Grade diese mitten zwischen den Culminationspunkten 
des Kalkgebirges gelegenen Becken und Hochflächenthäler den Reiz 
der Scenerie erhöhen, wird jeder der Gegend Kundige bestätigen. 
Wasserrisse und Gehänge sind von prächtigem dunklen Nadelholz 
beschattet, über die ausgedehnten, welligen Hochflächen zieht ein 
üppiger Grasteppich, und schroff" und unvermittelt erheben sich über 
und neben ihnen die schöngeformten, aber vegetationsarmen bleichen 
Kalkmassive oder die in phantastische Zacken und Zinnen auf- 
gelösten Dolomitriffe. Grössere Gegensätze sind kaum denkbar. 

Eine analoge Rolle in landschaftlicher Beziehung spielt das 
Tafelland des permischen Quarzporphyrs bei Bozen ; aber abgesehen 
von der die Tracht beeinflussenden Verschiedenheit der Gesteinsart, 
bewirken die tiefere Lage, die davon abhängige südlichere Vege- 
tation und die ansehnlicheren Dimensionen des Plateaubeckens eine 
Reihe von Abweichungen. 

Einen wesentlich verschiedenen Einfluss auf die Physiognomie 
des Gebirges nimmt das südliche Quarzporphyrgebirge und der 
Granitstock der Cima d'Asta. Dies sind Gebirge für sich mit 



Orotektonische Gliederung von SOdtirol. II3 

ansehnlicher Massenentwicklung, selbständigen Gipfelbildungen und 
eigenthümlicher Tracht. Der landschaftliche Gegensatz gegenüber 
dem Kalkhochgebirge kommt nur an den Grenzen durch die Ver- 
schiedenheit der Thalwände, wie in Längenthälem zwischen ab- 
weichenden Gebirgsketten, zur Geltung. 

Die Einwirkungen der tektonischen Verhältnisse auf den land- 
schaftlichen Charakter äussern sich in unserem Gebirge vorzüglich 
durch die bereits erwähnte Individualisirung der Massen, sowie 
durch das Vorherrschen der Terrassen- und Plateauform. 

Bei der Detailschilderung wird sich vielfach die Gelegenheit 
ergeben, die physiognomischen Charaktere der verschiedenen Gesteins- 
arten sowie den Einfluss der Lagerungsform auf die plastischen 
Verhältnisse des Gebirges im Einzelnen zu besprechen. 



MojsisOTici, Dolomitriffe. 8 



II. 



Detailschilderungen. 



8» 



V. CAPITEL. 

Die nördlichen und westlichen Vorlagen des Hoch- 
gebirges. 

Das Schiefergebirge. - Das EruptiTgebiet von Klausen. - Das Bozener Qnarzporphyr-Plateau. - 

Der alte Eisackgletscher. 

Die Unterlage, über welcher sich unser Kalkhochgebirge auf- 
baut, ist im Norden eine wesentlich andere, als im Westen. Dort 
sind es phylladische Schiefer, auf welche unter Intervention einer 
wenig mächtigen Conglomeratbildung ( Verrucano) der rothe Grödener 
Sandstein folgt, hier schaltet sich im Niveau des Verrucano der 
mächtige Complex der Quarzporphyr-Gesteine zwischen dem Phyllit 
und dem Grödener Sandstein ein und verleiht der Landschaft wesent- 
lich verschiedene Charakterzüge. Der Quarzporphyr erscheint sonach 
als ein im Norden fehlendes Deckgestein der krystallinischen 
Schiefer. Wäre er nicht vorhanden, oder denkt man sich denselben 
entfernt, so würden die gegenwärtig isolirten Schiefer des Cima 
d'Asta-Stockes auch oberflächlich mit der Schieferzone der Central- 
alpen verbunden sein. 

I. Das Gebiet der krystallinischen Schiefer. 

Ich habe keine Gelegenheit gefunden, das auf der Karte mit 
der Farbe des Thonglimmerschiefers bezeichnete nördliche Gebiet zu 
Studiren und bin bei der Colorirung desselben den Angaben der 
älteren Karten gefolgt. Die Umgebungen von Klausen und Theiss 
sind der Hauptsache nach der v. Richthofen'schen Karte ent- 
nommen. 

Stäche hat kürzlich die Angaben und Ansichten der älteren 
Forscher in übersichtlicher Weise zusammengestellt und kann für 



Ilg Die nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. 

weitere Informationen auf dessen Arbeit verwiesen werden. *) Hier 
sollen nur einige Thatsachen, welche fiir das allgemeine Verständniss 
von Interesse erscheinen, hervorgehoben werden. 

Die wichtigste Frage ist die, ob in dem einstweilen unter dem 
Gattungsnamen Phyllit begriffenen Gebiete palaeozoische Schichten- 
reihen inbegriffen sind? Daran würde sich sodann die Aufgabe an- 
schliessend den Umfang und die Art der Betheiligung der palaeozoi- 
schen Bestandmassen näher zu bestimmen. 

Es wäre vor Allem zu untersuchen, in welchem Verhältniss 
die als Unterlage des Verrucano durch das Sextenthal ziehende 
Schieferzone zu den sicher palaeozoischen Bildungen der Kamischen 
Alpen steht? Damit wäre für die Beurtheilung der westlicheren Ge- 
genden, in welche die Sextener Schiefer fortzustreichen scheinen, 
viel gewonnen. Manche Sextener Gesteine erinnern sehr an palaeo- 
zoische Schiefer. Indessen dürfen petrographische Analogien nicht 
zu hoch angeschlagen werden. 

Eine noch grössere Aehnlichkeit mit palaeozoischen Schichten 
besitzen die schwarzen Graphitkieselschiefer in dem Scheiderücken 
zwischen dem Villnöss- und dem Afers-Thal. Die Verbreitung dieser 
Gesteine ist eine sehr beschränkte. Die Lagerung gibt wenig Auf- 
schluss über ihr Alter, obwol über oder nicht weit über ihnen der 
Verrucano mit Porphyrtuff und Porphyrstromenden liegt. Denn sowol 
weiter östlich, als auch am Südgehänge des Villnöss -Thaies bilden 
wieder echte Quarzphyllite die Unterlage der permischen Bildungen. 

Da an vielen Punkten, wie z. B. im unteren Gröden, die Discordanz 
der Lagerung zwischen den Phylliten und den permischen Porphyr- 
decken unzweifelhaft ist, wie bereits v. Richthofe n und nach ihm 
Stäche betonten, so sind dreierlei Annahmen möglich. Die Kiesel- 
schiefer von Villnöss können Denudations-Relicte einer einst weiter 
verbreiteten Grauwacken-Ablagerung sein. Oder sie sind nur eine 
locale Abänderung des Quarzphyllits , welcher wieder entweder 
archaeischen oder palaeozoischen Alters sein kann. Vorläufig bleibt 
es dem subjectiven Ermessen überlassen, unter diesen Annahmen 
zu wählen. Ob eingehende Untersuchungen zu bestimmteren Resultaten 
fuhren werden, ist noch fraglich. 

Das Einfallen der Schieferzone ist im Allgemeinen gegen Süden 
gerichtet. Der scheinbar durchaus concordante Complex unterteufl 
das am Nordrande ebenfalls stets südfallende Kalkgebirge. Doch 
ist der Fallwinkel der Schiefer meistens viel steiler. Diese Discordanz 
der Lagerung, sowie auch der Beginn der jüngeren concordanten 



*) Die palaeozoischen Gebiete der Ostalpen. Jahrb. Geol. R.-A. 1874. 



Die nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. ng 

Schichtenreihe mit auf terrestrischen Ursprung hinweisenden Conglo- 
meraten (Vemicano) machen es wahrscheinlich, dass die Schieferzone 
bereits vor der Ablagerung der jüngeren concordanten Schichten- 
reihe Aenderungen der ursprünglichen Lagerung erfuhr. Welcher 
Art diese älteren Störungen waren, ist heute kaum mehr zu be- 
stimmen. Man darf aber annehmen, dass die später erfolgten tektoni- 
schen Einwirkungen im Grossen von derselben Art waren, wie die- 
jenigen, welche das aufgesetzte, mit einem Denudations-Steilrand 
gegen Norden abbrechende Kalkgebirge betroffen haben. Dies zu- 
gegeben dürfen wir voraussetzen, dass das Schiefergebirge von einer 
Anzahl Verwerfungen durchzogen ist, an welchen die einzelnen 
Schollen treppenfbrmig auf- und niedersteigen. Ob es je gelingen 
wird, diese Verwerfungen in der Natur nachzuweisen, muss für die 
reinen Schieferdistricte dahingestellt bleiben. Wo sich Schollen jün- 
gerer Bildungen erhalten haben, wie in Villnöss, unterliegt dies keiner 
Schwierigkeit. 

Es bedarf keiner weiteren Erörterung, um einzusehen, dass 
diese gewissermassen unsichtbaren Verwerfungen der Gliederung und 
der richtigen Einreihung und Abschätzimg der Schiefercomplexe 
kaum überwindbare Schwierigkeiten in den Weg stellen. Hypothe- 
tische tektonische Constructionen, zu denen man sich leicht verleiten 
lässt, können dann zur Aufstellung sehr verschiedener ganz falscher 
Gliederungs-Schemata fuhren, ohne dass man im Stande wäre, mit 
Bestimmtheit das Wahre vom Fakchen oder das Falsche vom minder 
Falschen zu unterscheiden. Insbesondere möchte ich davor warnen, 
den so beliebt gewordenen Annahmen von Faltungen in unserer 
centralen Schieferzone einen zu grossen Spielraum zu gestatten. Man 
darf die Erfahrungen, welche wir in den gestauten jüngeren Aussen- 
zonen (insbesondere in der Flyschzone) gewonnen haben, nicht ohne 
zwingende Gründe auf die meist steil aufgerichteten alten Schieferzonen 
der Centralalpen übertragen. Stauungen haben zwar hier jedenfalls 
auch stattgefunden, aber es ist bekannt, dass die Faltungen, wenn 
die* Spannungsgrenze überschritten ist — und dieser Fall muss bei 
langandauemder Einwirkung im gleichen Sinne auch bei den bieg- 
samsten Gesteinscomplexen eintreten — in Zerreissungen und Ueber- 
schiebungen übergehen. Für die Alpen möchte der Satz gelten, dass 
je älter ein Schichtencomplex ist, desto unwahrscheinlicher das Vor- 
kommen von Faltungen*) ist. Ich bin durch die nähere Bekannt- 
schaft mit der nördlichen und südlichen Kalkalpenzone der Ostalpen 



*) Wol zu unterscheiden von den häufig gekröseförmigen F&ltelungen der 
einzelnen Bftnke, welchen man namentlich in den Quarzphylliten häufig begegnet. 



I20 I^ic nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. 

ZU der Anschauung gelangt, dass unsere Centralzone die tektonischen 
^igenthümlichkeiten der Nebenzonen in verschärftem Maasse besitzt. 
Am Nordabhange dürften Zerreissungen und Ueberschiebungen, am 
Südgehänge Brüche und Einstürze vorherrschen. 



2. Das Eruptivgebiet von Klausen« 

An zwei Stellen im Gebiete imserer Karte wird die nördliche 
Phyllitzone von Eruptivgesteinen durchbrochen, bei Klausen, am 
Ausgange des Villnöss-Thales und in Lüsen. Der Granit von Brixen 
fällt bereits ausser den Bereich unserer Karte. Bei Klausen kommen 
zweierlei Gesteine vor: Diorit und Melaphyr. Der Diorit, längst 
bekannt unter der Bezeichnung , Diorit von Klausen*, ist nach der 
Untersuchung v. Rieht hofen*s Strahlsteindiorit*). Uebereinstinunend 
damit ist nach Pichler's Angabe das von diesem zuerst anstehend 
beobachtete Gestein von Lüsen. Nach v. Richthofen's Darstellung 
zeigt die grössere Masse zwischen Sulferbruck und Klausen im 
Centrum eine grosskrystallinische Structur, wie grosskömige Gabbro's 
und erst an den Rändern tritt die kleinkörnige Structur auf, welche 
an den übrigen kleineren Vorkommnissen die herrschende ist. 
Pich 1er**) bestreitet die eruptive Natur des grosskömigen Gesteins 
und stellt dasselbe zum Phyllit, da mehrfache Wechsellagerungen mit 
Gneisslagen des Phyllits vorkämen. Da die ganze Umgebung von 
Klausen von Dioritgängen durchschwärmt ist, erscheint es wol 
naturgemässer mit v. Richthofe n das grosskömige Gestein beim 
Diorit zu belassen und die von Pich 1 er beobachteten Wechsellage- 
rungen als Lagergänge aufzufassen. 

Reibungsconglomerate begleiten häufig das an den Wänden 
des Thonglimmerschiefers aufsteigende Eruptivgestein. Sowol die 
Einschlüsse der Reibungsconglomerate, als auch der angrenzende 
Phyllit zeigen nach v. Richthofe n intensive Contact-Metamorphosen. 
Die ersteren sind perlgrau und Kieselschiefer ähnlich geworden, der 
letztere hat seine schiefrige Structur fast ganz verloren und eine 
feste krystallinisch-kömige Beschaffenheit angenommen. 

Die Lagerungsverhältnisse geben über das Alter des Klausener 
Diorit keinen Aufschluss. Der Diorit ist, da er den Thonglimmer- 
schiefer durchbricht, jünger* als dieser. Er ist aber älter als der 



*) Gümbel theilt eine von Schwager ausgeführte Analyse dieses Gesteins 

mit und nennt es, ohne der Untersuchungen v. Richthofen^s, Pichler's, Reuss*, 

V. Buch*s und Trinker's zu erwähnen, Aktinolithdiorit, wodurch v. Richt- 

hofen's Bestimmung bestätigt wird. Sitz.-Ber. Münchener Akad. Bd. VI, 1876, pag. 56. 

**) Neues Jahrb. von Leonhard und Geinitz. 1871, pag. 272. 



Die nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. 12 1 

Melaphyr, weil dieser auch ihn durchsetzt. Wir werden später die 
Ansicht zu begründen suchen, dass er, ebenso wie die Granite der 
Cima d'Asta und von Brixen, der Periode der Quarzporphyr-Ergüsse 
angehört v. Richthofe n vermuthete bereits, auf Grund einer 
anderen Ideenverbindung, dass der Klausener Diorit als ein basisches 
Glied der Graniteruption von Brixen und der Cima d'Asta anzusehen 
ist Auch Tschermak*) bemerkt, dass der Diorit vielleicht zum 
Porphyr in einer Altersbeziehung steht. 

Ehe wir das zweite in der Klausenergegend injicirend auf- 
tretende Eruptivgestein besprechen, müssen wir einen Blick auf die 
unteren Thalstufen von Villnöss werfen. Ich habe dieselben bei einer 
in Gesellschaft von Dr. Hoernes ausgeführten Excursion flüchtig 
kennen gelernt Die Veranlassung zu dieser Excursion war die An- 
gabe eines befreundeten Forschers, dass bei Theiss deckenformige 
Ausbreitungen des Melaphyrs über dem Quarzporphyr vorkämen. 
Um den Gegenstand abzuthun, bemerke ich gleich hier, dass von 
einer solchen Erscheinung , welche schwerwiegende Folgerungen 
über die physikalischen Verhältnisse Südtirols zur Zeit der norischen 
Stufe involvirt hätte, nicht die geringste Spur vorhanden ist. 

Das untere Villnöss -Thal fällt mit einer Bruchlinie zusammen, 
längs welcher die nördliche Thalwand in die Tiefe gesunken ist. 
Dieselbe Bruchlinie lässt sich weit gegen Osten hin mitten durch 
die grossen Kalkmassive bis an das Ostende unserer Karte bei 
Auronzo verfolgen. Sie bildet die längste und bedeutendste Störungs- 
linie in unseren nördlichen Gebieten und werden wir ihr noch wieder- 
holt begegnen. Wir wollen ihr daher eine besondere Bezeichnung 
beilegen und nennen sie die Bruchlinie von Villnöss. 

Im unteren Villnöss entspricht bis nahe zum schluchtartigen 
Thalausgange die Thalsohle annähernd dem Verlaufe der Bruchlinie. 
Bei dem Orte Villnöss verlässt jedoch die Bruchlinie die Thaltiefe, 
indem sie auf dem linken Thalgehänge unterhalb des Raschötz öst- 
lich nach St. Johann weiterläuft, von wo sie, den norischen Dolomit 
des Ruefenberges von dem Phyllit und Quarzporphyr des Schwarz- 
waldes trennend, bis zum Jochübergange zwischen Villnöss und 
Campil verfolgt werden kann. Der Betrag der Verwerfung vermin- 
dert sich in der letzten Strecke unter der Jochhöhe zusehends und 
im Osten des wasserscheidenden Rückens tritt für kurze Zeit eine 
in der Mitte gesprungene und etwas verschobene Anticlinalwölbung 
an die Stelle der Bruchlinie. Bald aber lebt die Bruchlinie in ihrer 
reinen Form wieder auf und setzt sich noch weit gegen Osten fort, 
wohin wir sie jetzt nicht verfolgen wollen. 

♦) Porphyrgesteine Oesterreichs, pag. 99. 



122 ^i^ nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. 

Es ist wegen der grossen Sprunghöhe nicht wahrscheinlich, 
dass die Bruchlinie vor dem Ausgange des Villnöss -Thaies thatsäch- 
lich ihr westliches Ende erreicht. Da aber weiter westlich keine 
Denudations-Relicte permischer Schichten mehr vorkommen, so ist 
die Verfolgung des Sprunges in den phylladischen Schiefem sehr 
erschwert. Doch verdient es Beachtung, dass das Erzvorkommen 
auf dem Pfundererberge bei Klausen genau mit der westlichen Ver- 
längerung der Villnösser Bruchlinie zusammenfallt. 

Die isolirten Vorkommnisse von Quarzporphyr auf der nörd- 
lichen Thalwand von Villnöss und im Quellgebiete des Afers -Thaies 
sind nichts weiter als die nördlichen Stromenden der Bozener 
Quarzporphyrdecke. Von einer stock- oder gangförmigen Lagerung 
ist nirgends etwas zu bemerken. Der Porphyr erscheint stets im 
Hangenden des Quarzphyllits oder der erwähnten Kieselschiefer von 
palaeozoischem Habitus und auf das Innigste verknüpft mit Porphyr- 
sandsteinen oder mit Verrucano-Conglomeraten. Wo die jüngeren 
Bildungen nicht durch Denudation entfernt sind, da folgen regel- 
mässig die Grödener Sandsteine. Es kann daher nicht zweifelhaft 
sein, dass diese vereinzelten Porphyrmassen dem Schichtenverbande 
regelmässig eingefugt sind. 

Betritt man, vom Eisack-Thale her aufsteigend, das Villnöss -Thal, 
so begegnet man nach Passirung der in quarzreichem Phyllit ein- 
gesägten untersten Thalenge einer vom rechten Thalgehänge bis in 
die Thalsohle herabreichenden, ziemlich steil südfallenden Partie 
von PorphyrtuflTen. Die linke, südliche Thalwand besteht aus 
Phyllit.*) Am Fusse derselben liegen auch zahlreiche Blöcke eines 
feinen schwarzen Thonschiefers mit gelben Schuppen. Es wäre zu 
untersuchen, ob dieses Gestein, welches einen palaeozoischen Habitus 
zeigt, höher oben ansteht. Die Porphyrtuffe reichen in der Thalsohle 
bis kurz vor das Zollhaus, sie bekleiden das mit Weingärten besetzte 



*) Die Karte des Tiroler montanistischen Vereins verzeichnet als Gipfelmasse 
des Tschanberges zwischen Villnöss und Gröden Porphyrconglomerate und Porphyre. 
V. Richthofe n bezweifelt die Richtigkeit dieser Angabe. Wir haben diesen sehr 
bewaldeten Höhenzug nicht betreten und sind bei der Colorirung unserer Karte der 
V. Rieh thofe naschen Darstellung gefolgt, welche den ganzen Tschanberg aus 
Quarzphyllit bestehen lässt. Indessen trägt die Angabe der Tiroler Karte durchaus 
nicht den Stempel der Unwahrscheinlichkeit. Es ist recht wol einzusehen, dass 
sich auf dem Tschanberg noch die tieferen, vorherrschend aus Sandsteinen und 
Conglomeraten bestehenden Abtheilungen des Porphyrsystems erhalten haben, 
wahrend das tiefere Gehänge gegen den Unterlauf des Grödener Baches bis auf 
den Quarzphyllit entblösst ist. Aller Wahrscheinlichkeit nach liegen auf der bewal- 
deten Höhe viele Porphyrblöcke und ist es nicht leicht zu entscheiden, ob dieselben 
als erratischer Schutt oder als Trümmer anstehenden Gesteins zu betrachten sind. 



Die nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. 



123 



Thalgehänge aufwärts bis Theiss und bis zum Fusse der Theisser 
Kögel und sind dann durch eine der Bruchlinie parallel laufende Ver- 
werfung von den nördlich einfallenden Porphyrtuffen der Theisser 
Kögel geschieden: 



Theisser Kogcl ^i{!Sj,"" 



Tscbsnberg 



N. 




S. 



Quenchnitt durch das untere VillnSss-Thal bei Theise. 
a = Quarzphyilit ; b = Porpbyrtuffe; e = Melsphyrginge. 

Diese letzteren werden nach v. Richthofen's Angabe von 
Grödener Sandstein überlagert, , welcher sich an die höheren Hügel 
des Thonglimmerschiefers horizontal anlehnt*. Es läuft sonach noch 
eine zweite nördlichere zur grossen Bruchlinie parallele Verwerfung 
hier durch. 

In der Gegend von St. Peter reichen theilweise von terrassirtem 
praeglacialem Schutt verdeckte Grödener Sandsteine vom rechten 
Thalgehänge in die Thalsohle herab und stossen hier an den Phyl- 
liten der linken Thalwand ab, wie das untenstehende, von Professor 
Hoernes entworfene Profil zeigt. 



Afers-Thal 



St. Peter ip Villnöss 



Rascbötz 



N. 




S. 



Querschnitt durch das mittlere VilhiSea -Thal bei St. Peter. 

a = Quarzphyilit; 6 = Verrucano; e = Qoarzporpbyr; d = Grödener Sandstein; 

e = Praeglacisles Conglomerat. 

Die Höhendifferenz zwischen der unteren Verrucano- und 
Porphyrgrenze diesseits und jenseits der Bruchlinie beträgt im mitt- 
leren Villnöss mindestens 800 Meter. 

Was nun das zweite in der Gegend von Klausen in durch- 
greifender Lagerung auftretende Eruptivgestein, den Melaphyr, be- 
trifft, so ist zunächst zu bemerken, dass sich die Melaphyrgänge 
hauptsächlich nordöstlich von Klausen in den Umgebungen von 
Theiss finden, während der Diorit vorzugsweise auf die nähere Um- 
gebung von Klausen beschränkt ist. Die Verbreitungsgebiete sind 



J 



124 ^'^ nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. 

sonach getrennt und berühren sich nur an der Peripherie. Der Me- 
laphyr (mit Augitporphyr) durchsetzt alle im unteren Villnöss- vor- 
kommenden Schichtenreihen, nach v. Richthofen an der peri- 
pherischen Grenze seiner Verbreitung auch den Diorit. Er gehört 
höchst wahrscheinlich der Eruptionszeit der Fassaner Melaphyre an ; 
es deutet aber nichts auf einen ehemals bestandenen oberflächlichen 
Zusammenhang mit den norischen Laven und Tuffen des benach- 
barten Gröden und Enneberg, welche ausschliesslich vom oberen 
Fassa herzurühren scheinen. 

Die meisten Gänge concentriren sich in den Porphyrsandsteinen 
der Theisser Kögel, welche die Fundstätte der bekannten ^Theisser 
Mugehi* oder Theisser Achatmandeln sind. v. Richthofen hat ge- 
zeigt, dass die Beschaffenheit der durchsetzten und durchsetzenden 
Gesteine jene eigenthümlichen paragenetischen Verhältnisse ver- 
anlasst hat, welche den Achatmandeln von Theiss so viel Interesse 
geben. Das Vorkommen von schalenfonDigen Absätzen von krystal- 
linischem Quarz ist nicht auf Theiss beschränkt, sondern scheint in 
den unteren, breccien- und conglomeratartigen Porphyrsandsteinen 
Südtirols ziemlich verbreitet zu sein. Bereits Trinker*) erwähnt 
die Ausscheidungen von Jaspis, Calcedon, Achat in den Porphyr- 
breccien des Samthals, der Naifschlucht bei Meran, von Civezzano 
und anderen Orten. Diese Kieselabscheidungen rühren von den Zer- 
setzungsproducten der Porphyrsandsteine her. Die eigentlichen 
Mandelsteine sind nach v. Richthofen auf die den Porphyrsand- 
stein durchsetzenden Augitporphyrgänge beschränkt. Gewöhnlich 
sind die Wandungen der Mandeln zunächst von den infiltrirten 
Quarzabsätzen der Porphyrtuffe ausgekleidet und erst im Inneren 
der Mandeln folgen dann die Auslaugungsproducte des Augitporphyrs, 
(Zeolithe, Datolith), doch gibt es bei Theiss auch Mandeln, welche 
ausschliesslich von den Derivaten des Augitporphyrs erfüllt sind. 



3. Das Bozener Quarzporphyr-Plateau. 

Die folgenden Bemerkungen bezwecken keineswegs eine nur 
halbwegs erschöpfende Darstellung dieses interessanten Gebietes. 
Da mir eine eingehende Untersuchung und Kartirung des auf meiner 
Karte enthaltenen Theiles des Bozener Quarzporphyr-Plateau's ferne 
lag, so versuchte ich durch einige Excursionen mir ein Gesammtbild 
zu verschaffen, und dabei insbesondere die tektonischen Verhält- 
nisse kennen zu lernen. Für einen geologisch gebildeten Petrographen 



*) Erläuterungen zur geognostischen Karte Tirols, p. 63. 



Die nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. 125 

liegt hier die dankbare, aber zeitraubende Aufgabe vor, die ver- 
schiedenen klastischen Bildungen von den massigen Gesteinen zu 
trennen und die verschiedenen Ströme des massigen Porphyrs zu 
unterscheiden und zu verfolgen. Um zu wirklich lohnenden Ergeb- 
nissen zu gelangen, müsste jedoch die Untersuchung auch über das 
südliche Quarzporphyr-Gebii^e von Fleims und Cembra und über 
die Quarzporphyr-Schollen von Judicarien und Val Trompia aus- 
gedehnt werden. Einige der wichtigsten Abänderungen des Südtiroler 
Quarzporphyrs sind bereits durch v. Richthofen, Tschermak,^) 
C. W. C. Fuchs**) und Gümbel***) beschrieben worden. 

Wie bereits die Verfasser der vom Tiroler Verein heraus- 
gegebenen Karte richtig erkannt hatten, f) bildet, im Grossen be- 
trachtet, der Porphyr ein fortlaufendes regelmässiges Lager zwischen 
dem Thonglimmerschiefer und dem rothen Sandstein, welches sich 
in tektonischer Beziehung genau wie ein gewöhnliches Sedimentär- 
gestein verhält. Diese Auffassung ist in neuerer Zeit, hauptsächlich 
in Folge der lichtvollen Darstellungen von Suess,ff) bei unseren 
Geologen die herrschende geworden. Aber gleichwol erachtete ich 
es für meine Aufgabe, die verschiedenen, theils publicirten, theils 
mir durch persönlichen Verkehr bekannt gewordenen Angaben über 
das gegenseitige Durchsetzen verschiedener Porphyre an Ort und 
Stelle zu prüfen. 

Ich lernte durch diese Untersuchung, welche mit Bezug auf 
das behauptete Durchsetzen ein völlig negatives Resultat ergeben 
hatte, sehr interessante tektonische Verhältnisse kennen, welche mir 
sonst wol unbekannt geblieben wären. 

Nach den bisherigen Nachrichten musste man sich das Quarz- 
porphyr-Plateau als eine, durch keinerlei tektonische Störungen be- 
unruhigte, ungebrochene Platte vorstellen, welche zwar allerdings 
die grossen Biegungen der Unterläge mitmache, gegen das jüngere 
aufgesetzte Gebirge aber sich wie eine unebene, hügelreiche Grund- 
lage verhalte. Dies ist nicht richtig. Das Porphyrland von Bozen 
zeigt den tektonischen Grundcharakter aller alpinen Plateauland- 
schaften, es ist von Verwerfungen höherer und niederer Ordnung 
durchzogen und besitzt in Folge dessen häufig einen treppenförmigen 
Aufbau. Die Oberfläche des Porphyrsystems erscheint mit Bezug 



*) Porph}Tgesteine Oesterreichs. 
*♦) Die Umgebung von Meran. N. Jahrb. v. Leonhtrd und Geinitz, 1875. 
♦**) Der Pechsteinporphyr in Sodtirol. Sitz.-Ber. Manch. Akad. 1876, pag. 271. 
t) Vgl. Trinker, Erläuterungen, pag. 62. 

tt) In verschiedenen neueren Schriften, insbesondere in „Aequivalente des Roth- 
liegenden in den SOdalpen", Sitz.-Ber. Wien. Akad., 1868, und „Entstehung der Alpen''. 



126 I^i^ nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. 

auf die aufgelagerten jüngeren Bildungen völlig eben; die Annahme 
einer bereits zur Bildungszeit des Grödener Sandsteines und der 
Werfener Schichten contourirten Oberfläche entbehrt der Bestätigung 
durch concludente Thatsachen. Die heutige Configuration ist das 
Prodiict der erst viel später eingetretenen tektonischen Bewegungen, 
denen Südtirol seine i^edenreiche Anordnung verdankt, und der im 
grossen Masstabe wirksam gewesenen Denudation. 

Was die verticale Gliederung des Porphyr^rslems bei Bozen 
betrifft, so ist zunächst zwischen einem unteren, stellenweise zu 
grosser Mächtigkeit anschwellenden Complex von Conglomeraten, 
Sandsteinen, Schiefem und dickschichtigen Tuffen und einer oberen 
aus massigem Porphyr bestehenden Abtheilung zu unterscheiden. 

An der Basis der unteren Abtheilung liegen Conglomerate 
und Breccien mit Einschlüssen von Porphyr, Phyllit, dioritischen und 
aphanitischen Gesteinen. Aus diesem häufig als »Reibungsconglomerat* 
betrachteten Gestein entwickelt sich in Villnöss der Verrucano, 
welcher jedoch auch als Zeitäquivalent der höheren porphyrischen 
Glieder angesehen werden muss. Die darüber folgenden massigen 
Gesteine werden in der Regel als Porphyr angesprochen. Sie stehen 
mit unzweifelhaften Sandsteinen, Schiefem und Porphyrconglomeraten 
in Verbindung und machen häufig den Eindruck von dickschichtigen 
Tuffen. Sie sind leicht kenntlich an den grünen Pinitoid-Einschlüssen. 
v. Richthofen*s Bozener und Blumauer Porphyr gehört hierher. 
Man trifft häufig abgerundete Einschlüsse von Porphyren in diesen 
wie zersetzt aussehenden Gesteinen. Wo die Einschlüsse sich 
häufen, entwickeln sich förmliche Conglomeratbänke. In zwischen- 
gelagerten Schieferlinsen kommen die von Gümbel und Pichler 
aus der Umgebung von Bozen angeführten Pflanzenreste vor. Die 
Schichtung tritt besonders dort deutlich hervor, wo, wie z. B. im 
Sam -Thal Conglomerate vorherrschen. ImEisack-Thale zwischen Atz- 
wang und Waidbruck bilden rothe, deutlich klastische wol geschich- 
tete Sandsteine den oberen Abschluss. 

lieber diesem System breiten sich deckenartig die Ströme des 
massigen Porphyrs aus. Physiognomisch charakterisiren sich die 
oberen Porphyre durch die tafelförmige Abklüftung, welche häufig 
in grossartigem Massstabe zu beobachten ist. Wo die Tafeln dünn 
genug sind, benützt man sie als BedachungsmateriaL 

Nördlich von Bozen besitzen die oberen Porphyre keine grosse 
Mächtigkeit. Der sogenannte Castelruther Porphyr, welcher hierher 
gehört, scheint in der Richtung gegen den Raschötz an Mächtigkeit 
zuzunehmen. Es wäre dies ein ganz analoger Fall, wie beim Augit- 



Die nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. 127 

porphyr der Seisser Alpe, welcher ebenfalls mit seinem dicken Ende 
gegen Norden sieht 

Im Süden von Bozen wächst die Mächtigkeit der massigen 
Porphyre, ob auf eigene Rechnung oder auf Kosten des unteren 
Tuifsystems ist noch zu ermitteln. Wenn man die Vesliältiiisse xn 
den südlichen Porphyrgebirgen mit zu Ratbe zieht, so drängt sich 
allerdings die Vermuthung aii( dass die unteren Tuffe gegen Süden 
in demselben Masie abnehmen^ wie die massigen Gesteine an- 
schwellen. Es wäre nun von Wichtigkeit zu wissen» ob sich nicht 
von Norden gegen Süden eine zonenförmige Vertheilung wenigstens 
einiger Porphyrvarietäten feststellen lässt, um auf diesem Wege Bei- 
träge zur Entscheidung der Frage zu sammeln, ob die Porphyrströme 
von Süden gegen Norden flössen? 

Gegen den auflagernden Grödener Sandstein zu finden sich 
über den massigen Porphyrdecken dünnplattige aus Porphyrgrus 
gebildete Sandsteine^ bezüglich derer man häufig im Zweifel ist, ob 
man sie noch dem Porphyrsystem zurechnen oder bereits zum Grö- 
dener Sandstein stellen soll. Auf den Terrassen des Ritten sind 
solche Porphyrsandsteine sehr verbreitet. Ich habe dieselben auf 
meiner Karte vom Porphyr nicht getrennt, da die echten Grödener 
Sandsteine hier nirgends mehr erhalten sind. Bei Oberbozen jedoch 
fand Prof. Suess, wie er mir freundlichst mittheilte, in einem kleinen 
Steinbruche lichte Sandsteine mit Malachitspuren und Coniferenzapfen. 
Diese mögen bereits dem Grödener Sandsteine zufallen.*) 

Eine aus dem östlichen Dolomitgebirge des Rosengarten in 
das Porphyrgebiet herübersetzende Störungslinie verläuft aus dem 
Hintergfrunde von Tiers bis zum Virgl (Kalvarienberg^) bei Bozen 
und trennt das Porphyrplateau, soweit dasselbe hier zur Darstellung 
gelanget, in zwei tektonisch abweichend angelegte Gebiete. 

Im Norden von dieser Linie laufen mehrere, untereinander und 
mit der Eisackrinne parallele Verwerfungen durch, was zur Folge 
hat, dass die Gebiete im Osten und Westen des Eisack stufenförmig 
gegen den Fluss zu absinken. In dem tiefst gesunkenen Terrain- 
streifen hat der Eisack seine Durchlassrinne eingegraben. Die Fall- 
höhe ist im Westen bedeutender als im Osten. Während auf dem 
östlichen Plateau, über welchem sich die Schlemmasse erhebt, die 
Auflagerung des Grödener Sandsteines auf den Porphyr bei ungefähr 

*) Auf dem Pltteau des Saiten zwischen dem Sarn- und dem Etschthal kommt 
Grödener Sandstein in grösserer Verbreitung vor. Nach einer gefftUigen Mittheilung 
des Herrn Directors P. Vinc. Gredler in Bozen wftre auf dem Rittener Plateau die 
Umgebung von Pemmern auf das Vorkommen von Grödener Sandstein und Wer^ 
fener Schichten zu unteruschen. 



128 I^ic nördlichen und westlichen Vorlagen de^ Hochgebirges, 

looo Meter Seehöhe erfolget, besitzt der gegen Süden abdachende 
Hauptrücken des Ritten an seinem südlichen Ende im Ortlerwalde 
noch die Höhe von 1252 Meter, ohne von Grödener Sandstein 
überlagert zu sein. 

Obgleich an manchen Stellen die terrassenförmigen Vorsprünge 
des Porphyrgebirges mit dem Wechsel der Widerstandsfähigkeit der 
Gesteinslagen zusammenhängen, sind die schönen, reichbevölkerten 
Terrassen am Eisackgehänge des Ritten durch das Absitzen schmaler 
Terrainstreifen an Verwerfungslinien entstanden. Die Ortschaften 
Unterinn, Siiian, Klobenstein, Mittelberg, Lengstein stehen auf den 
oberen dünnplattigen Porphyrsandsteinen. Eine fortlaufende Terrasse 
existirt aber gleichwol nicht. Es treten zu den Längsverwerfungen 
noch zahlreiche kleine Quersprünge^ in Folge deren das ganze Ge* 
biet in Schollen verschiedener Grösse zerfällt Man kann fast mit 
Sicherheit darauf rechnen; dass die zahlreichen, im Niveau etwas 
verschiedenen terrassenförmigen Einbiegungen von den oberen, dünn- 
plattigen Porphyrsandsteinen gebildet werden, während die Absätze 
zwischen diesen Terrassen und die kleinen, dazwischen liegenden, 
bewaldeten Kuppen aus dem oberen Porphyr bestehen. Auch die 
Terrasse bei St Verena, welche sich etwa 400 Meter über dem 
Eisack erhebt, wird von den oberen Sandsteinen gebildet, das west- 
lich von ihr bis zu 1460 Meter Seehöhe (1000 Meter über dem 
Eisack) aufsteigende Grindleck dagegen besteht blos aus Porphyr. 

Das Porphyi^ehänge am linken Eisackufer zeigt den gleichen 
Bau. Das Vorhandensein von Störungen wurde hier bereits von den 
älteren Beobachtern bemerkt, aber in anderem Sinne aufgefasst 
V. Richthofen, welcher zwar häufig von dem gegenseitigen Durch- 
setzen der verschiedenen Porphyre spricht, fuhrt ausser den als 
Reibungsconglomeraten gedeuteten Conglomeratbänken blos eine 
Eruptionsstelle zur Begründung seiner Anschauung an. Diese Stelle 
ist der nächst der Tergoler Brücke (Torkele) in das Eisack -Thal 
mündende Puntscher Graben (oder Puntscher Kofel), in welchem die 
Erscheinungen an der Verwerfungslinie allerdings sehr zur Annahme 
eines gangförmigen Massendurchbruchs einladen. 

Um zu einer klaren Vorstellung zu gelangen, müssen wir etwas 
weiter ausholen. Wenn man das linksseitige Gehänge zwischen 
Waidbruck und der Tergoler Brücke betrachtet, so fallt eine fort- 
laufende von Tagusens über Planitz nach Tiesens ziehende Terrasse 
auf Dieser Terrasse entlang läuft eine Verwerfung, an welcher die 
ganze äussere Bergmasse sammt ihrer Unterlage abgesunken ist 
An der Basis der äusseren Scholle ist die PhyUitunterlage bis zum 
Ausgange des Puntscher Grabens in einem schmalen Streifen entblösst 



Die nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. 120 

Ueber dem Phyllit folgen die Porphyrconglomerate def Trostburg, 
die massigen Tuff bänke mit den Pinitoid - Einschlüssen, dann ein 
grellrother weithin leuchtender Streifen von Sandsteinen, über 
welchem sich der obere Porphyr, v. Richthofen's Castelruther 
Porphyr erhebt. Letzterer bildet zwischen Planitz und dem Puntscher 
Kofel den Rand der Terrasse, weiter nordöstlich scheint er ab- 
getragen zu sein. Die höhere über der Terrasse aufsteigende Por- 
phyrmasse beginnt mit den grellrothen Porphyrsandsteinen, auf 
welche in regelmässiger Ueberlagerung der hier stellenweise als 
Pechsteinporphyr*) ausgebildete Castelruther Porphyr folgt. Ein süd- 
lich von Planitz gezogenes Profil zeigt daher eine Wiederholung 
der beiden oberen Glieder des Porphyrsystems. 




W. /.:7>i^5;Ö:i>LL»U O. 



Querschnitt durch das linke EisackgehXnffe, nSrdlich von der If Ondung des Puntscher Kofels, 

unterhalb Waidbruck. 

a = Quarzphyllit; 6= Porphyrtuffe; e = Porphyrsandsteine; d = Castelruther Porphyr. 



Im Puntscher Kofel bricht nun der Castelruther Porphyr der 
äusseren Scholle in Folge von Abtragung plözlich ab und liegt 
weiterhin im Süden die untere Schichtfolge der oberen Scholle, 
allerdings vielfach durch Schutt überdeckt, bis zum Phyllit abwärts 
blos. Wenn man daher von der Tergoler Brücke aus den gewöhn- 
lichen, am südlichen Ufer des Puntscher Grabens führenden Weg 
nach Castelruth einschlägt, so hat man zunächst die an Breite und 
Höhe reducirte untere Scholle zu passiren, welcher auch die rothen 
Sandsteine an der Mündung des Schwarz-Griesbaches angehören. 
Hierauf gelangt man in den Phyllit, welcher einen schmalen Streifen 
bildet. Dann fo^ bis zur Gabelung des Grabens Schutt und 
Vegetation. Der Hauptbach fliesst in der nördlicheren Rinne, der 
Castelruther Porphyr aber setzt in dem südlichen kürzeren Aste fort. 
Der Weg fuhrt anfangs in letzterem steil aufwärts und gelangt 



*) Gümbers Angabe Ober das „gangartige Durchsetzen*' des Pechstein- 
porphyrs bedarf weiterer Erläuterung und Bestätigung. Will mit dem Ausdrucke 
„gangartig'' blos gesagt sein, dass das Vorkommen einem Gange ähnelt, ohne 
wirklich ein Gang zu sein? 
MojsisovicB, Dolomitriffe. (^ 



IjO ^'" nördlichen und WMtlichen Vorligen des Hochgebirges. 

bald auf den Rücken zwischen den beiden Aesten. Der vordere, 
westliche Theil des Rückens besteht aus dem Castelruther Porphyr 
der unteren Scholle, an welchem Im Graben die grellrothen Tuff- 
sandsteine der oberen Scholle mit etwas nach aufwärts geschleppten 
Schichten abstossen. Wenn man nicht die Tektonik der ganzen 
Umgegend kennt und sieht, wie hier geschichtete Bildungen durch 
ein massiges Gestein unterbrochen werden, liegt die Annahme einer 
durchsetzenden Lagerung nahe, obwol die Schleppung der Schichten 
sich mit einer solchen Annahme nicht gut vereinen lässt. v. Richt- 
hofen dachte sich nun consequent einen directen Zusammenhang 
des hier abbrechenden mit dem oben deckenformig ausgebreiteten 
Castelruther Porphyr. Es wird aber nur die untere Hälfte der rothen 
Tuffsandsteine durch den vorgelagerten Castelruther Porphyr ver- 
deckt und die obere Hälfte zieht oberhalb des Castelruther Porphyrs 
ungestört durch. Die supponirte Verbindung zwischen dem unteren 
und oberen Porphyr besteht daher nicht. Die Tuffsandsteine streichen 
von hier als Unterlage des oberen Castelruther Porphyrs einerseits 
ungestört nach Tiesens, andererseits über St. Oswald und Droth 
gegen Tursch bei Seiss, wo sie auf das linke Gehänge des Schwarz- 
Griesbaches übersetzen. 



XuteDakIm dir Qcsand iwiKban dar TarpilBr BrUcka und dam Caitdnithtt Flatus. 

• = Qinnphyllil; 4= Porpliyrluffe ; c = Porphyrsindslein; d = Casicirulher Porphyr. 

Zur Besprechung der südlichen Hälfte des Bozen er 
Quarzporphyr-Plateau übergehend, ist es zunächst unsere Auf- 
gabe, die oben erwähnte durch das Tierserthal bis zum Virgl bei 
Bozen verlaufende Stürungslinie zu erurtem. Eine Eigenthümlichkeit 
des Tierserthales, welche jedem aufmerksamen Beobachter auffallen 
dürfte, besteht darin, dass die beiden aus Porphyr bestehenden 



Die nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. |-9x 

Thalwände des unteren Thaies eine bedeutende Höhendifferenz 
zeigen und dass im oberen Theile des Thaies die jüngeren Bildungen 
längs der nördlichen Thalwand allmählich in das Niveau der Thal- 
sohle herabrücken, während das Porphyrplateau im Süden des Thaies 
noch stets an Höhe zunimmt. Da im Norden wie im Süden eine 
sehr ruhige, fast flache Lagerung herrscht, ist die Vermuthung 
naheliegend, dass hier eine grössere Verwerfung vorhanden sei. 
Die Betrachtung der jüngeren, dem Porphyr aufgesetzten Bildungen 
des Rosengarten lehrt aber sofort, dass die oben fast horizontal 
lagernden Schichten plötzlich unter ziemlich steilem Winkel um- 
biegen, gegen Norden in die Tiefe setzen und sodann auf der Nord- 
seite des Tierserthaies wieder horizontal weitersetzen. Dies ist keine 
Verwerfung, sondern ein Schichtenfall. Im Tierserthale sind es wol 
hauptsächlich die oberen Porphyre, welche die Abdachung gegen 
Norden bilden. Zwischen Blumau und Bozen jedoch zieht unter den 
hohen Abstürzen des südlichen Porphyrplateaus eine stellenweise 
terrassirte Lehne hin, welche aus den ziemlich steil gegen Norden 
einfallenden Bänken der unteren Abtheilung des Porphyrsystems 
besteht. An dieser Lehne hatte in Folge der steilen Schichtstellung 
der Wechsel der verschiedenen Porphyrvarietäten die Veranlassung 
2ur Annahme von Gängen gegeben. Bei einer mit Herrn Director 
Vinc. G red 1er ausgeführten Excursion gelang es uns, auf dem 
Wege zum Ebenhof den Parallelismus zwischen den Trennungs- 
flächen der verschiedenen Porphyre und den unzweideutigen Schich- 
tungsflächen der Conglomerate nachzuweisen, woraus erhellt, dass 
hier ebenfalls keine Gänge vorhanden sind, sondern einfach blos 
übereinander gelagerte dünne Ströme. In gleicher Schichtstellung 
kommen auf dem Virgl bei Bozen Zwischenlagerungen von schiefrigen 
.Sandsteinen mit Pflanzenresten vor,, welche Gümbel für eingeklemmte 
Schollen eines bei der Porphyr-Eruption durchbrochenen Gebirges 
erklärt hatte. 

Das ausgedehnte herrliche Porphyrplateau im Südosten von 
Bozen scheint bis zu der von der Grimmalpe nach dem Truden- 
thaie streichenden Verwerfungslinie eine geschlossene, von irgendwie 
bemerkenswerthen Störungen verschont gebliebene Platte zu bilden, 
welcher im Osten der Rosengarten und im Südosten das Latemar- 
gebirge regelmässig aufgesetzt ist. Zwei grössere Thalfurchen, das 
von Nachkommen hessischer Colonisten bewohnte Eggen- (oder 
Kameider-) Thal und das Brandenthai eröffnen den Zugang zu den 
ausgedehnten Forsten, welche der Pörphyrboden trägt. 

Reconstruirt man sich an der Hand der vorliegenden Höhen- 
«coten und mit Berücksichtigung der aufgelagerten Denudationsrelicte 

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132 



Die nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges* 



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FIeim»er-Thal bei Ctstello 



Veronza 



Solomba 

Sasso roiso bei S. Lugano 

M. Tolargo 
Schwarzhorn 



Joch Grimm 



Petersberg 



Brandenthai 



Breitenberg 

Süssengraben 

Rothenstein 



Titschen 

Kollern 
Virgl 

Eisack 



Die nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. 15 j 

jüngerer Bildungen das Bild der Porphyroberfläche, wie sich das- 
selbe nach Ausfüllung der durch Erosion entfernten Massen dar- 
stellen würde, so ergibt sieh für das Gebiet des Eggen- und Branden- 
thaies eine flache trogformige Einbiegung, deren Tiefenlinie von 
Ober-Eggenthal nach Deutschenofen gerichtet ist. Im Südwesten, 
vom Weissenstein-Radeiner Plateau an, taucht die Porphyrplatte 
allmählich in die Tiefe, so dass bei Neumarkt, dessen Seehöhe blos 
213 Meter beträgt, der Porphyr bereits unter der Thalsohle liegt. 
Nimmt man die Höhe der Ueberlagerung des Porphyrs durch den 
Grödener Sandstein unter dem Joch Grimm mit 1800 Meter an, so 
ergibt sich eine Fallhöhe von 1600 Meter. Dieser Abfall ist die 
Fortsetzung der bedeutenden Schichtsenkung auf dem rechten Etschufer 
zwischen Neumarkt und Meran, in Folge welcher die Hauptmasse 
des Mendelgebirges bereits aus Trias-Schichten besteht. Ohne im 
Stande zu sein, eine bestimmte, begründete Ansicht über die Natur 
dieser Schichtsenkung, welche mit der Westgrenze des südtirolischen 
Hochlandes zusammenfallt, auszusprechen, möchte ich doch die Ver- 
muthung wagen, dass an der Stelle des heutigen Etschthales und 
der Terrasse von Kaltem ein allmählicher Schichtenfall ähnlich wie 
auf der Strecke zwischen dem Weissensteiner Plateau und Neumarkt 
existirte und durch die Ausfeilung des Etschthales entfernt wurde. 

Unsere Karte verzeichnet auf dem Porphyrplateau drei grössere 
Reste der ehemaligen allgemeinen Sedimentbedeckung. Eine genauere 
Untersuchung der meist waldbedeckten Höhen mag vielleicht zur 
Entdeckung weiterer Reste von geringer Ausdehnung, insbesondere 
zur Auffindung von zerstreuten Partien von Grödener Sandstein in 
dem Grenzzuge gegen das Tierserthal und in den Waldungen 
zwischen dem Joch Grimm und dem Reiterjoch fuhren. 

Der Grödener Sandstein dieser Hochebenen enthält stellen- 
weise kleine Kohlenlager von der Stärke einiger Centimeter. Die 
Bellerophon-Schichten sind durch einige dünne Lagen von Gyps- 
mergeln vertreten, welche östlich von Radein, wo die Regierung zu 
Ende des vorigen Jahrhunderts ohne Erfolg auf Steinsalz schürfen 
Hess, zu etwas grösserer Mächtigkeit anschwellen dürften. Ueber 
Werfener Schichten und unterem Muschelkalk erhebt sich als Gipfel- 
masse des Joch Grimm oder Weisshom (2312 Meter) weisser, 
diploporenfiihrender Dolomit, welchen wir, ebenso wie den Dolomit 
des Cislon, für den Vertreter des oberen Muschelkalks und der 
Buchensteiner Schichten halten. 

Der Cislon, dessen östlichen Theil unsere Karte noch dar- 
stellt, vermittelt die Verbindung mit dem im Westen der Etsch 
liegenden Mendola-Zuge. Er liegt auf der oben erwähnten nach 



Iß^ Die nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. 

Westen gerichteten Porphyr-Abdachung und zeigt nach seiner geolo- 
gischen Zusammensetzung eine grosse Uebereinstimmung mit dem 
Joch Grimm. Mit Mühe unterscheidet man zwischen dem pflanzen- 
führenden Grödener Sandstein und den Werfener Schichten einige 
schmale Bänkchen festen grauen Gypsmergels und gelben dolomi- 
tischen Gesteins mit Resten von Zweischalem. Wir betrachten die- 
selben als die auskeilende Fortsetzung der gypsführenden Schichten- 
reihe der Bellerophon-Schichten. Im Westen der Etsch sollen diese 
Schichten gänzlich fehlen. In den Werfener Schichten zeigen sich 
auffallend viele rothe Schiefer, sodann Oolithe und gelbe dolomiti- 
sche Bänke, in Folge dessen der Gesammthabitus dieser Schichten 
sich etwas von dem im Osten herrschenden Aussehen entfernt und 
der südlichen (Recoaro) und westlichen Ausbildung nähert. Der 
untere Muschelkalk ist durch die in diesem Niveau herrschenden 
Conglomerate und einige diesen folgende Mergelbänke vertreten. 
Die in steilen Wänden ansteigende, das Plateau des Cislon bildende 
Dolomitmasse zeigt eine Theilung in zwei petrographisch etwas ab- 
weichende Stufen. Der untere Absatz besteht aus dünnbankigen 
polyedrisch bröckelnden grauen und gelben Dolomiten. Auf der 
Höhe herrscht sodann weisser, diploporenreicher Dolomit, welcher 
zahlreiche, aber meist schlecht erhaltene Fossilien umschliesst. Am- 
moniten sind häufig, aber selten in bestimmbarem Zustande. Das 
Beste was ich kenne, sind einige, mir theils von Prof. Pichler, 
theils von Herrn v. Suttner in München mitgetheilte Formen von 
Trachyceraten, welche bekannten Muschelkalkformen nahe stehen, 
ohne aber mit denselben übereinzustimmen. Da die bisher noch 
ziemlich artenarme Cephalopoden-Fauna der Buchensteiner Schichten 
eine Anzahl von Formen besitzt, welche sich enge an Muschelkalk- 
arten anschliessen, so ist es nicht unwahrscheinlich, dass die cepha- 
lopodenfiihrenden weissen Dolomite des Cislon dem Horizonte der 
Buchensteiner Schichten angehören. An höhere Horizonte wäre kaum 
zu denken, eher noch auf oberen Muschelkalk. Die vorkommenden 
Arcesten gehören in die Gruppe der Extralabiati, welche in den 
Buchensteiner Schichten sehr häufig sind. Die Gasteropoden und 
Pelecypoden geben keinen näheren Aufschluss zur Orientirung über 
das Niveau. Ein von Prof. Pich 1er gefundenes Exemplar einer 
Daonella ist zu klein und unvollständig, um scharf bestimmt werden 
zu können. Es gehört der Gruppe der D. Lommeli an. Aehnliche 
nicht näher bestimmbare Vorkommnisse sind mir aus den Buchen- 
steiner Schichten von Sotchiada in Gröden bekannt Die mit den 
Ammoniten des Cislon vorkommenden Diplopora ist D. multu 
serialis. 



Die nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. 13 J 

Wenn der obere Dolomit des Cislon zu den Buchensteiner 
Schichten gehört, so ist es das Natürlichste, den unteren Dolomit 
als oberen Muschelkalk aufzufassen. 

Berdts in Truden fallen unter den zahlreichen, theils erratischen, 
theils localen Gerollen Melaphyrstöcke auf, welche sonst dem erra- 
tischen Schutte der Umgebung fremd sind. In den Geröllhalden des 
Cislon gegen das Trudenthai sind Melaphyrblöcke ebenfalls nicht 
selten, so dass man sich die Frage vorlegt, ob denn nicht in der 
Nähe Melaphyr anstehen könnte? Diese Vermuthung erhebt sich 
fast zur Gewissheit, wenn man auf dem Plateau des Cislon, süd- 
westlich vom Gipfel einen Streifen ganz mit Melaphyrblöcken be- 
deckt sieht. Das kann wol nur der Kopf eines steil aufsteigenden 
Melaphyrganges sein. 

Das Trudenthai entspricht einer Verwerfung, welche über 
Kaltenbrunn (Fontana fredda) auf die Einsattlung der Grimm-Alpe 
fortsetzt. Wahrscheinlich reicht diese Verwerfung bis an die nord- 
westliche Ecke des Latemargebirges, denn die auffallend tiefe Lage 
der Werfener Schichten u. s. f. des Rubelberges lässt mit ziemlicher 
Sicherheit auf das Vorhandensein einer plötzlichen Niveau- Ver- 
schiebung am Fusse des Latemar schliessen. In entgegengesetzter 
Richtung scheint die Fortsetzung derselben Verwerfung in südwest- 
licher, dann südlicher Richtung die Rolle einer Bruchlinie zu über- 
nehmen, welche das südtirolische Hochland im Südwesten begrenzt. 
Im Trudenthai und auf der Einsattlung der Grimm- Alpe schneiden 
die tieferen Glieder, der Grödener Sandstein und die untersten Wer- 
fener Schichten von der Nordseite her an der Verwerfung ab*). 
Am Südrande steigt der Porphyr rasch an und bildet zwischen dem 
Passe von San Lugano und dem Sattel Jöchel einen scharfgeschnittenen 
hohen Bergrücken, dessen Culminationspunkte das Schwarzhom 
(2457 Meter) und der Zangenberg (Palla di Santa, 2488 Meter) sind. 

Am Südfusse dieses wasser- und sprachenscheidenden Kammes 
laufen ebenfalls Verwerfungen von bedeutender Sprunghöhe durch. 
Eine derselben setzt südlich von Stalla della Cugola an und läuft, 
durch einen die südliche abgesunkene Scholle überlagernden Streifen 
von Grödener Sandstein und Gypsen bezeichnet, über den Pass von 
San Lugano und die Hemet-Alpe nach Truden, wo sie mit der erst- 
genannten Verwerfungslinie zusammentrifft. Bereits im Gebiete des 
oberen Truden erscheint, dicht an den Porphyr der vorderen Scholle an- 
gelehnt, eine räumlich sehr beschränkte Partie von Werfener Schichten. 



*) Auf der Karte des westlichen SQdtiroI von R. Lepsius ist die Verwerfung 
im Trudenthai bereits angedeutet. 



I^Ö Die nördlichen und westlichen Vorlagen de$ Hochgebirges. 



4. Der alte Eisackgletscher. 

Wir dürfen dieses Capitel nicht schliessen, ohne einige Bemer- 
kungen über die allgemein verbreiteten älteren Schuttmassen bei- 
zufügen. In den hochgelegenen Seitenthälem, mit welchen wir uns 
in den folgenden Gapitehi zumeist zu beschäftigen haben werden, 
sind ältere Schuttablagerungen im Allgemeinen selten und in hoch- 
gelegenen Gebieten von einförmiger lithologischer Beschaffenheit ist 
es schwierig, in vielen Fällen sogar unmöglich, den älteren Schutt 
vom neueren zu unterscheiden. Anders verhält es sich in 
den grossen Abzugsrinnen der Alpen, welche von breiten Streifen 
erratischer Geschiebe begleitet sind. Die Thatsache der einstigen 
allgemeinen Vergletscherung der Alpen ist bereits so fest begründet, 
dass die Existenz von verschiedenartigen Glacialspuren im Mittel- 
und Unterlaufe jedes grossen Alpenthales als eine selbstverständ- 
liche Sache angesehen werden kann. Die Aufgabe der nächsten 
Zeit wird es sein, dem rühmlichen Vorgehen der Schweizer Geologen 
folgend, schärfere Unterscheidungen innerhalb der erratischen Bezirke 
der Ostalpen durchzuführen und insbesondere die verschiedenen 
Richtungen der Gletscherströme in der Zeit ihrer grössten Mächtig- 
keit und in der Periode ihres allmählichen Schwindens zu ermitteln. 
So lässt sich, um Beispiele anzuführen, leicht nachweisen, dass die 
Gletscher des Pitzthales, des Oetzthales, des Zillerthales, des Enns- 
thales zur Zeit der grössten Vergletscherung des Landes selbständig 
über niedrige Quersättel der nördlichen Kalkalpen hinweg setzten, 
und nicht den Linien der grössten Thaltiefen folgten. Erst später, 
als die verschiedenen localen Zuflüsse unabhängige kleinere Gletscher- 
ströme von beschränkterer Ausdehnung geworden waren, lagerten 
sich die Schuttwälle dieser Localgletscher innerhalb der orographi- 
schen Grenzen der einzelnen Thalsysteme ab. 

Die gleichen Betrachtungen und Unterscheidungen liessen sich 
für die alten Gletscherbette unserer Südalpen durchfuhren. Für die 
Umgebungen von Bozen liegen in dieser Beziehung bereits sehr 
anerkennenswerthe Vorstudien von Vinc. Gredler*) vor, aufweiche 
wir sofort zurückkommen werden. 

Wir übergehen die zahllosen Beispiele von Felsglättungen und 
Felsrundungen im Bereiche der Ausdehnung des alten Eisackgletschers. 
Jeder Kundige wird diese Art der Gletscherwirkung an den Por- 
phyrfelsen der Bozener Gegend sofort wahrnehmen. Wir begnügen 

*) Die Urgletscher-Moränen aus dem Eggenthaie. Programm des Gymnasiums 
zu Bozen. 1868. 



Die nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. 137 

uns, zunächst die Ostgrenze der Verbreitung des alten Eisack- 
gletschers zur Zeit seiner grössten Mächtigkeit anzugeben. In Gröden 
fand ich Blöcke des Brixener Granits und krystallinischen Schiefer 
im Kuetschenerthale aufwärts bis zu dem 20c» Meter hohen Joche 
zwischen Raschötz und Sotchiada und im Hauptthale oberhalb 
St. Ulrich. In der Pufelser Schlucht sah ich Granit- und Porphyr- 
blöcke im Gebiete des Werfener Schiefer. Im nordwestlichen Theile 
der Seisser Alpe begegneten mir Granitblöcke auf dem Wege von 
Seiss zum Frombach in der Höhe von 1800 Meter. Zahlreiche 
Blöcke von Gesteinen der Central-Alpen begleiten sodann den West- 
fuss des Schiern und des Rosengarten, wo ich dieselben bis zum 
Caressa-Passe in Höhen von 1700 — 1800 Meter verfolgen konnte. 
Die Fortsetzung dieser Grenzlinie umzieht hierauf den Latemar- 
stock und läuft über den Sattel (2000 Meter) zwischen Joch Grimm 
und Schwarzhom in das Trudenthai. 

Die zahlreichen, in tieferen Niveaux und innerhalb der an- 
gegebenen Umfassungslinie des grossen alten Eisackgletschers vor- 
kommenden Moränen-Ablagerungen bieten der Deutung ungleich 
grössere Schwierigkeiten dar. Man muss annehmen, dass eine 
Gletschermasse, welche zur Zeit ihrer grössten Mächtigkeit in der 
Dicke von 1600 — 1700 Meter über dem Boden von Bozen hinweg- 
zog und bis in die oberitalienische Ebene hinausreichte, nicht plötz- 
lich verschwand, sondern nur allmählich in verticaler und horizon- 
taler Richtung verringert wurde. Diese Erwägung lehrt, dass dem 
allmählichen Niedergange der Gletschermasse Moränen- Ablagerungen 
in stets tieferen Niveaux entsprechen müssen. Je tiefer nun die 
Hauptmasse sank, desto grössere Selbständigkeit konnten, die localen 
Zuflussgletscher erlangen. Endlich musste ein Zeitpunkt eintreten, 
wo kein Nachschub von Eis mehr aus dem nördlich gelegenen 
Sammelbecken des Hauptgletschers erfolgte und die früheren Zu- 
flüsse, sofern dieselben nicht ebenfalls versiegten oder auf ein Mini- 
mum reducirt waren, zu selbständigen Localgletschem wurden. 

Welche erratischen Ablagerungen des Quarzporphyr-Plateau's 
entsprechen nun der Rückzugsperiode des grossen Eisackgletschers 
und welche sind späteren Localgletschem zuzuschreiben.^ — Die 
Beschaffenheit des Schuttes müsste, wie man denken sollte, darüber 
den sichersten Aufschluss geben. 

Nun fuhren, wie bereits V. Gredler nachgewiesen hat, die 
stellenweise ausgedehnten und mächtigen Glacialbildungen des 
Eggenthaies, von Steinegg, Völs, Unterinn, Wolfsgruben, Leng- 
moos u. s. f neben zahlreichen Graniten, Glimmerschiefem und Por- 
phyren, auch Triasdolomite und Augitporphyre. Gredler betont 



1^8 ^ic nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. 

ausdrücklich, dass die Augitporphyre verschieden seien von denen 
der Seisser Alpe und mehr den Ganggesteinen des Latemar-Gebirges 
ähnlich sähen. Für einige andere seltenere Einschlüsse beansprucht 
er ebenfalls südlich gelegene Ursprungsstätten, für einige sogar die 
Provenienz aus dem Avisiothal. Dem entsprechend nimmt Gr edler, 
welcher in einer zweiten Abhandlung j^Ueber den Seisseralp-Gletscher* 
(Corresp.-Bl. d. zool.-min. Ver. in Regensburg, 1873) einige Ausfuhrungen 
seiner ersten Arbeit etwas modificirt, an, dass alle die genannten Ab- 
lagerungen von einem nordwärts wandernden Eggenthaler Gletscher,, 
mit dem sich möglicherweise Gletscherarme des Avisiogletschers ver- 
einigt hätten, abstammten. Die Granite und Glimmerschiefer in diesen 
Moränen rührten aus der Zeit der grössten Vergletscherung her und 
befänden sich daher auf tertiärer Lagerstätte. 

Gegen diese Hypothese erheben sich einige Bedenken, welche 
kurz angedeutet werden sollen. Das Avisiogebiet wollen wir hierbei 
ganz ausser Betrachtung lassen. Der wichtigste Einwand scheint 
mir in der geringen Höhendifferenz zwischen den höchst gelegenen 
Eggenthal-Moränen und der oberen Höhengrenze des Eisackgletschers 
zu liegen. Die Moränen von Gummer und die Ablagerungen zwischen 
Oberbozen und Lengmoos überschreiten die Höhe von i2CO Meter 
und liegen daher noch immer 900 Meter über Bozen. Bei einer so 
starken Vergletscherung ist es denn doch sehr unwahrscheinlich, 
dass der Eisackgletscher bereits an einer nördlicher gelegenen Stelle 
geendet habe. Das Sammelbecken des Eggenthal-Gletschers erscheint 
auch zu beschränkt, um einen Gletscher von solcher Mächtigkeit 
erzeugen zu können. Zu weiteren Bedenken gibt die Beschaffenheit 
der Moränen Anlass. Zugegeben, dass das Moränenmaterial der 
alten Eisackmoränen zum Theile in die Moränen eines Localgletschers 
übergehen konnte, würde dies doch nur local und in beschränktem 
Masse in den Seitenmoränen der Fall gewesen sein, und müssten 
die Moränen auch vorwiegend den Charakter von Localmoränen 
tragen, was aber nicht der Fall ist. Als ich zum ersten Male auf 
dem Plateau nächst Klobenstein die Dolomitgeschiebe sah, dachte 
ich mir, dass dieselben von gegenwärtig gänzlich denudirten, zur 
Eiszeit aber noch vorhandenen Resten der einstigen Sediment- 
bedeckung des Ritten oder der benachbarten nördlicheren Gegenden 
herrühren. Eben daher könnten auch die übrigen von Gr edler an- 
geführten fremdartigen Gesteine, insbesondere auch die Melaphyre 
stammen, welche vielleicht in den Gebirgen westlich von Klausen 
in einigen Gängen auftreten. 

Nach diesen Bemerkungen wären die auf den höheren Plateaux 
gelegenen Moränenreste insgesammt dem alten Eisackgletscher 



Die nördlichen und westlichen Vorlagen des Hochgebirges. j^g 

zuzuschreiben. Vermöge des zähen bindigen Cementes, welcher diesen 
Moränen eigenthümlich ist, zeigt sich allenthalben, wo Entblössungen 
vorhanden sind, die wolbekannte Erscheinung der sogenannten »Erd- 
pyramiden*, welche in den Handbüchern der Geologie von St u der, 
Lyell und Fr. v. Hauer beschrieben ist. Ausser den Erdpyramiden 
im Finsterbache nächst Lengmoos sind noch diejenigen der ^Wolfs- 
gruben* nächst Oberbozen und von Steinegg bei Blumau hervor- 
zuheben.*) Meist stehen diese Lehmthürme in parallelen Reihen auf 
den Gehängen. Die Bildung der einzelnen Pyramiden erfolgt be- 
kanntlich durch die Wirkung der senkrecht auffallenden Regen- 
tropfen; die reihenweise Anordnung jedoch ist dem erodirenden 
Einflüsse des abfliessenden Regenwassers zuzuschreiben. 

Auch die im Grunde der Thäler, theils auf älteren, geschich- 
teten und häufig fest conglomerirten Anschwemmungen, theis direct 
auf dem Felsboden lagernden Moränenreste scheinen aus der Rück- 
zugsperiode des alten Eisackgletschers herzurühren. Jüngere Local- 
gletscher sind daher kaum bis in diese tief gelegenen Regionen 
vorgedrungen. In den höheren und längeren Seitenthälem dagegen 
findet man (wie z. B. in Gröden) localen Gletscherschutt. Die grossen 
Steinmeere am Nordfusse des Latemar, femer am Nordfusse des 
Schiern bei Ratzes und am Westfusse des Raschötz bei Pontifes in 
Gröden halte ich für Bergstürze. 

Ueber die verschiedenen Schuttablagerungen im Eisackthale von 
Klausen aufwärts kann ich Näheres nicht berichten. Die grossen 
Schotterterrassen nördlich von Brixen sind nach dem aus ihrer 
topographischen Lage sich ergebenden Eindruck als praeglacialer 
Schuttkegel der Rienz, welche hier in ein altes Seebecken einmün- 
dete, aufgefasst worden. Zwischen Vahm und Franzensfeste liegen, 
wie es scheint, jüngere Moränenwälle auf der Schotterterrasse. 

Noch wäre hier zu constatiren, dass, wie die Lagerung der 
praeglacialen Anschwemmung und der Moränen lehrt, die Relief- 
formen der Thäler und des Mittelgebirges keine nennenswerthe Ver- 
änderung seit der Glacialperiode erfahren haben. Nur wenige Thal- 
strecken, wie z. B. die Ausgangsschluchten der Seitenthäler (Villnöss, 
Gröden, Tiers, Eggen, Branden) und der Kuntersweg zwischen 
Blumau und Klausen sind seither tiefer gelegt worden und befinden 
sich grossentheils gegenwärtig noch im Stadium der Vertiefung. 



'*') In einem späteren Capitel werden wir Gelegenheit haben, aus der Gegend 
von Agordo schwarze, aus Augitporphyr-Detritus gebildete Erdpyramiden zu erwähnen. 



VI. CAPITEL. 
Das Gebirge zwischen Passa und Gröden. 

DieFassa-GrödenerTafelmasse. - Ucbersicht derselben. > Das Nordfiehinge derselben zwischen 
Ratzes und St. Christina. — Die ScisserAlpe. - Das Dolomitriff der Schiern. -- Das Dolomitriff 
des Rosengarten. •» Das Südgehänge der Fassa-Grödener Tafelmassc. - Das Dolomitriff des 

Langkofels. - Die Masse des Gänsalpeis. 

Zwischen den Thälern von Fassa und Gröden und dem Por- 
phyrplateau von Bozen erhebt sich eine flachgelagerte Gebirgsmasse, 
welche im Osten durch die plateauförmige Kalkgebirgsgruppe der 
Boe (Sella-Gruppe) begrenzt werden kann. Diese Gebirgsmasse zer- 
fallt in Folge der heteropischen Ausbildung der Sedimente norischen 
Alters in zwei grosse nach Gesteinsbeschaffenheit und Physiognomie 
wesentlich abweichende Theile. Es genügt, die jedem Besucher des 
südlichen Tirols geläufigen Namen Seisser Alpe und Rosengarten 
zu nennen, um die Vorstellung sehr contrastirender Gebirge wach- 
zurufen. 

Den westlichen Theil bildet das Schlem-Rosengarten-Dolomit- 
gebirge, welches vom Caressa-Passe im Süden bis Ratzes im Norden 
das Porphyrplateau begleitet. Dasselbe ist ein Rest der grossen, das 
Bozener Porphyrplateau einst überspannenden mächtigen Dolomit- 
platte. Im Norden, auf dem Schiern ist die plateauförmige Anlage 
noch deutlich erkennbar und haben sich daselbst auch Reste jüngerer 
Bildungen erhalten. Das südlichere Rosengarten-Gebirge bietet uns 
ein grossartiges Bild der zerstörenden Arbeit der Denudation. Die 
schützende Decke ist längst entfernt, von der ehemaligen Plateau- 
fläche ist nichts mehr zu erblicken. Das Werk des Zerfalls schreitet 
vorzüglich von oben nach unten, die den Dolomit durchsetzenden 
Klüfle unterstützen die Thätigkeit des Wassers und weisen dem- 
selben seine Wege. So erhebt sich über einer fast söhlig gelagerten 
Basis, welche einen sicheren Schluss auf die ursprüngliche Gestalt 
der aufgesetzten Masse gestattet, statt einer mit senkrechten Wänden 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. X4I 

abfallenden Plateaumasse ein Wald von phantastisch geformten Pyra- 
miden und Zacken, welchen die Sage als den ^^ Rosengarten des 
Königs Laurin* bezeichnet 

Die ausgedehnte Plateaumasse im Osten des Schlem-Rosen- 
garten-Gebirges gehört zum weitaus grösseren Theile dem Fassa- 
Grödener Tuff- und Mergelbecken an, dessen wichtigsten Bestand- 
theil sie bildet. Der blendend weisse Dolomit ist durch schwarze 
Eruptivgesteine, dunkle Mergel und Sandsteine ersetzt Ein ununter- 
brochener Rasenteppich überzieht die mit unzähligen Heustadeln 
übersäete, wellige Hochfläche, deren Höhenpunkte das Niveau von 
2000 Meter überschreiten, in den Schluchten und auf den Gehängen 
dunkelt, wo die Neigung nicht zu stark ist, prächtiges Nadelholz 
und schroff erheben sich mitten auf den grünen Matten die frei 
aufragenden bleichen Dolomitzacken und Pyramiden des Lang- und 
Plattkofels bis zu 3179 Meter, einem versteinerten Geisterspuke 
vergleichbar. 

Eine orographische CoUectivbezeichnung für diese im Osten 
durch das terrassenförmige Sellagebirge abgegrenzte Tafelmasse 
existirt nicht. Man könnte sich zwar versucht fühlen, die für einen 
Theil der Plateaufläche geltende Bezeichnung ^^Seisser Alpe* in 
ihrer Bedeutung zu erweitem, doch würde der daraus resultirende 
Doppelsinn die Präcision der Ausdrucksweise beeinträchtigen, da 
der Volksmund unter ,Seisser Alpe* lediglich die grasbedeckte 
Oberfläche des nordwestlichen Theiles des Massivs, keineswegs aber 
auch die Abstürze und Fussgestelle desselben versteht. Wir wählen 
daher die unverfängliche und Jedermann leicht verständliche Be- 
zeichnung jFassa-Grödener Tafelmasse*. 

Wer vom Süden kommend von einem erhöhten Standpunkte 
aus zum ersten Male die Fassa-Grödener Tafelmasse erblickt, möchte 
vielleicht ihre orographische Selbständigkeit bezweifeln und es vor- 
ziehen, die Masse zu zerlegen und die einzelnen TheUe als unter- 
geordnete Glieder der benachbarten höheren Dolomitgebirge zu 
betrachten. Der Eindruck der die grüne Tafelmasse umfassenden und 
unterbrechenden kahlen Dolomitriffe ist von Süden aus ein so 
mächtiger, dass die weiten Zwischenräume nur reicher gegliederten 
Thalgründen gleichen. Die wasserscheidende Höhe zwischen dem 
Langkofel und der Sellagruppe bietet vollständig den Anblick eines 
Joches und wird thatsächlich auch als solches (Sellajoch) bezeichnet. 
Ebenso könnte man den Höhenzug des M. Pallaccia (»Auf der 
Schneid*) einem weiten, flachen Passe zwischen dem Plattkofel und 
dem Molignon vergleichen. Anders im Norden, Dort correspondirt 
mit der geologischen Selbständigkeit auch eine ausgesprochene 



IA2 ^^s Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

orographische Individualisirung. Der westliche Dolomitzug findet am 
Schiern sein Ende und die Tafelmasse springt nun als ein unab- 
hängiges Gebirge frei und weit nach Norden vor. Von Ratzes bis 
St. Michael zieht sich ununterbrochen der Steilabfall der Plateau- 
masse hin, welche im Puflatsch mit 2174 Meter Höhe ihren nord- 
westlichen Eckpfeiler besitzt. Die Plateaufläche dieses frei vorragen- 
den Theiles gehört zur Seisser Alpe, welche dieser glücklichen Lage 
den ungehinderten Ausblick auf die hohe gletscherbedeckte Central- 
kette von der Duxer- bis zur Ortlergruppe verdankt. Vom Puflatsch 
an streicht der überhöhte, durch Erosionsrinnen ausgezackte Rand 
in östlicher Richtung über den Pitzberg zu den Christiner Weiden 
und der Sorafrena- Ober -Alp im oberen Gröden. Die Langkofel- 
masse, welche beiläufig in derselben Breite, wie der Schiern im 
Norden abbricht, verhält sich auf diese Weise zu der ihr vor- 
gelagerten Terrasse der Christiner Weiden und der Sorafrena -Wie- 
sen ebenso wie der Schiern zum Puflatsch. Es ist daher vollständig 
richtig und consequent, dass der Volksmund die Bezeichnung Seisser 
Alpe auch auf die eben erwähnten Terrassen im Norden des Lang- 
kofel ausdehnt, trotzdem der tiefe Einschnitt des Saltariabaches sie 
von der Hauptfläche der Seisser Alpe scheidet. 

Der Bau und die Zusammensetzung der Fassa-Grödener Tafel- 
masse sind im grossen Ganzen sehr einfach und in Folge der zahl- 
reichen leicht zugänglichen Aufschlüsse auch für den minder Geübten 
leicht erkennbar. Die kleinen Störungen am Nord- und Südgehänge 
vermögen die Auffassung des Bauplanes nicht zu erschweren. Da- 
gegen bietet die Erkennung der wahren Beziehungen der theils 
wirklich, theils nur scheinbar aufgesetzten Langkofelmasse nicht 
unerhebliche Schwierigkeiten. Tektonische Störungen und Heteropis- 
mus haben hier durch vereinte Wirkung sehr verwickelte Verhältnisse 
erzeugt, welche erst besprochen werden sollen, nachdem wir die 
Beziehungen der Fassa-Grödener Tafelmasse zum Schiern -Rosen- 
gartengebirge kennen gelernt haben werden. 

Am Aufbau der Fassa-Grödener Tafelmasse nehmen folgende 
Schichtsysteme und Gesteine Antheil: 

1. Der dunkle Bellerophon -Kalk, an dessen Basis sich sehr 
constant Gyps in Linsen und in dünnen Schichten findet; 

2. der aus vorherrschend kalkigen und mergeligen Gesteins- 
platten bestehende Werfener Schiefer; 

3. der wenig mächtige, unten aus rothen Schiefem, Sandsteinen 
und Kalkconglomeraten, oben aus dünnplattigen rauchgrauen Kalken 
bestehende untere Muschelkalk. 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. j^^ 

Wo diese drei Glieder regelmässig übereinander folgen, liegen 
sie stets in demselben Gehänge. Die Terrain- Configuration ist bei 
allen dreien im wesentlichen die gleiche. Da sie wegen ihres Thon- 
gehaltes das Wasser ziemlich fest halten, sind sie der Vegetation 
günstig und meist bewaldet. Kleine vorspringende Terrassen und 
felsige Wandpartien von gelblicher und röthlicher Farbe unterbrechen 
stellenweise nicht selten die aus Werfener Schichten gebildeten 
Gehänge. 

4. Der aus lichtgrauem splittrigem Kalk oder weissem, krystalli- 
nischem Dolomit bestehende obere Muschelkalk (Mendola-Dolomit). 

Dieses Glied widersteht in Folge des geringen Thongehaltes 
ausserordentlich der Verwitterung. Deshalb sieht man schon aus 
grösserer Ferne die felsige massige Bank einem lichten Bande gleich 
am dunklen Gehänge, die Vegetation unterbrechend, dahin ziehen. 

5. Die Buchensteiner Schichten — dunkle ebenflächige Kalk- 
platten von sehr geringer Dicke, sogenannte Bänderkalke unter und 
über einem Complex dickplattiger, knolliger, homsteinreicher grauer 
Kalke. Kieselmasse durchdringt häufig auch die Bänderkalke. Die 
in anderen Gegenden mächtig entwickelte Pietra verde tritt in diesem 
Gebiete sehr zurück und bildet nur dünne, sandsteinartige Lagen 
von lauchgrüner Farbe zwischen den Knollenkalken. 

Physiognomisch verhalten sich die Buchensteiner Schichten den 
Werfener Schichten sehr ähnlich. Da sie über der felsigen weithin 
sichtbaren Bank des Mendola Dolomits liegen, so sind sie jedoch 
leicht auch aus grösserer Entfernung von den Werfener Schichten 
zu unterscheiden. 

6. Die Lavaströme und TuflTdecken des Augitporphyrs. Einem 
sedimentären Schichtensysteme gleich folgt in der Fassa -Grödener 
Tafelmasse über den Buchensteiner Schichten der mächtige Complex 
der Augitporphyr-Gesteine. Die in steilen schwarzen Wänden an- 
steigenden Massen bilden im Norden wie im Süden, wo die Tafel- 
masse frei in die Tiefe der sie begrenzenden Thalfurchen abfällt, 
mit grosser Regelmässigkeit den widerstandsfähigen Rand des Pla- 
teau's. Eine Ausnahme macht in Folge tektonischer Störungen die 
Gegend im Süden der Langkofelmasse, welcher aus diesem Grunde 
auch der charakteristische Steilabfall der Masse und die scharfe 
Begrenzung der Hochebene fehlt. 

7. Die Wengener Schichten, ein mannigfacher Complex vor- 
herrschend sandsteinartiger, aus dem Grus des Augitporphyrs 
gebildeter Gesteine. Die dominirende Felsart ist ein wolgeschichteter 
mittelkörniger dunkler Sandstein, welchen die älteren Geologen als 
,doleritischen Sandstein* bezeichneten. Stellenweise wird das Korn 



IAA Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

gröber, so dass förmliche Conglomerate entstehen. Diese Modifica- 
tion findet sich auf der Seisser Alpe nicht selten, kömmt aber in 
den übrigen Verbreitungsbezirken der Wengener Schichten nicht 
oder höchstens nur in sehr beschränkter Ausdehnung vor. Eine 
nicht unwichtige Bestandmasse der Wengener Schichten bilden 
dunkle, zarte Mergel, welche unter dem Einflüsse der Atmosphä- 
rilien ein erdiges Aussehen annehmen. Ein durch seine Fossilfiihrung 
wichtiges, aber weder mächtiges noch allgemein verbreitetes Gestein 
ist ein ebenfalls dunkler, ebenflächiger Schiefer, auf welchen ursprüng- 
lich die Bezeichnung , Wengener* Schiefer beschränkt war. 

Diese zum Zerfall geneigten und rasch verbitternden Schichten 
bilden die mattenbedeckte Hochfläche der Seisser Alpe. Jüngere 
Sedimente sind nicht vorhanden. Aller Wahrscheinlichkeit nach 
waren die den Wengener Schichten im Alter folgenden Cassianer 
Schichten im Bereiche der Seisser Alpe in derselben Mergelfacies 
entwickelt, wie sie in der Umgebung von St. Cassian vorkommen. 
Die Denudation hat aber alle jüngeren Formationen bis zum Niveau 
der Wengener Schichten gänzlich entfernt. 

Seiner tektonischen Grundanlage nach stellt sich der ganze 
westliche, zwischen Plattkofel und Schiern gelegene Theil der Fassa- 
Grödener Tafelmasse als eine flachbeckenförmige Mulde dar, deren 
innerste Beckenausfiillung die Wengener Schichten der Seisser Alpe 
bilden. Die plastischen Verhältnisse der Tafelmasse entsprechen 
genau dieser tektonischen Anordnung und wären ohne dieselbe 
unverständlich. Der aus dem widerstandsfähigen Augitporphyr ge- 
bildete Rand überhöht nämlich, wie dies besonders in der frei vor- 
ragenden nördlichen Hälfte sich scharf ausprägt, die aus weicheren 
Gesteinsarten (Wengener Schichten) zusammengesetzte Plateaufläche^ 
so dass die centralen Theile der Tafelmasse (die eigentliche Seisser 
Alpe) tiefer liegen als die peripherischen. Ohne das Vorhandensein 
tief einschneidender Erosionsrinnen wäre eine solche Ordnung der 
Dinge nicht möglich. Einzelne Partien der Plateaux sind noch 
sumpfig und moorig und erst bei noch weiterem Fortschreiten der 
Erosionsarbeit wird die ganze Hochfläche trocken gelegt sein. 

Eine nothwendige Folge der zergliedernden Thätigkeit der 
Erosion ist die bedeutende und ungleichmässige Ausfranzung des 
überhöhten Randes in der nördlichen Hälfte der Plateaumasse. 
Darum sehen von den umliegenden Thalpunkten aus die Abfälle 
des Massivs wie selbständige Bergformen aus und deshalb bezeichnet 
der Volksmund dieselben auch mit eigenen Bergnamen (Puflatsch, 
Pitzberg). 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. j^q 



X. Nordgehänge der Fassa-Grödener Tafelmasse zwischen Ratzes 

und St. Christina. 

Wir haben oben bemerkt, dass der Augitporphyr den über- 
höhten Rand d^r Tafelmasse bildet. Von diesem Rande weg fällt 
das Gebirge mit steilgeneigten Wänden zu Thal. Die Neigung der 
Schichten selbst ist sehr sanft und im Allgemeinen gegen Süden 
gerichtet. Die massig gegen Süden abdachende Augitporphyr-Tafel 
des Puflatsch kann als Mass der mittleren Schichten -Neigung be- 
trachtet werden. Der nördliche Steilabfall zeigt daher die am 
Gehänge fortlaufenden und trotz der Vegetation leicht mit dem 
Auge zu verfolgenden Schichtenköpfe. Der westliche Abfall zwischen 
der Gegend von Castelruth und Ratzes durchschneidet die gegen 
Süden sich allmählich senkenden Schichten. An dem Aufbau dieser 
Gehängwände nehmen alle oben erwähnten Schichtenglieder mit 
Ausnahme der Wengener Schichten (Nr. 7) Theil. 

Zwischen dem westlichen und nördlichen Abfall zeigt sich ein 
bemerkenswerther tektonischer Unterschied. Wenn man von einem 
geeigneten westlich gelegenen Standpunkte das Ansteigen der Mu- 
schelkalk- und Buchensteiner Schichten in der Richtung von Ratzes 
gegen den Puflatsch betrachtet, so gewinnt man den Eindruck, als 
ob entsprechend der gewonnenen Höhendifferenz auch tiefere Schicht- 
glieder, als die genannten, an dem Aufbau des nördlichen Abfalls 
der Tafelmasse Theil nehmen müssten. Dies ist nun keineswegs 
der Fall^ trotzdem sich in den Höhenverhältnissen der die Unterlage 
bildenden thalförmigen Depression zwischen Seiss und St. Ulrich 
keine nennenswerthen Unterschiede zeigen. Auf dieser ganzen 
Strecke erfüllt stets der Grödener Sandstein die, einem alten er* 
loschenen Thale ähnelnde rinnenförmige Einsenkung zwischen dem 
überhöhten Rande des Quarzporphyr - Plateau's und der Fassa- 
Grödener Tafelmasse. Eine nähere Bekanntschaft mit dem Nord- 
gehänge lehrt nun, dass in Folge eines dem Streichen der Schichten 
parallel verlaufenden Bruches auf der Strecke zwischen dem Prem- 
bach bei Tinoseis und dem Pitzbach zwischen St. Ulrich und St. 
Christina die Reihenfolge der Schichten eine doppelte ist. Da das 
Einfallen der Schichten in der unteren Scholle kaum von dem Nei- 
gungswinkel der Schichten der höheren Scholle abweicht^ so gewinnt 
es für die oberflächliche Betrachtung den Anschein, als ob das 
ganze Gehänge aus einer ununterbrochenen, concordanten Schicht- 
folge zusammengesetzt wäre. Ist man aber einmal auf das Vorhan- 
densein der Störung aufmerksam geworden, so fällt es nicht schwer, 

Mojsisovics, Dolomitriffc. lo 



1^(5 Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

die Grenzlinie zwischen den beiden Schollen von den benachbarten 
Thalpunkten aus mit den Augen zu verfolgen, da ein terrassenartiges 
schmales Gesimse in der Regel das obere Ende der unteren Scholle 
andeutet. Die Natur dieses Bruches wird am besten durch die 
Thatsache illustrirt, dass die obere Scholle als die Fortsetzung des 
von Ratzes gegen den Puflatsch sich ziehenden Hauptkörpers 
erscheint, während die untere Scholle in normalem Schichten ver- 
bände mit dem nördlich anstossenden aus älteren Gebirgsformationen 
gebildeten Gebiete steht. Von einem blossen Gehängbruche kann 
daher keine Rede sein, sondern es muss die Verwerfung auch die 
unter dem Bellerophonkalke liegenden Bildungen durchsetzen. 

Denkt man sich die untere, gewissermassen vorgelagerte Scholle 
entfernt, so würden wir entsprechend der oben ausgesprochenen 
Vorstellung im unteren Theile der Pufelser Schlucht den Bellerophon- 
kalk vom Grödener Sandstein, diesen wieder vom Quarzporphyr 
unterteuft sehen. Wir sind daher hier, wie in so vielen anderen 
Fällen im Stande, aus dem Verhalten an der Oberfläche auf die 
Beschaffenheit der unzugänglichen Tiefe zu schliessen und sehen 
die in dem vorhergehenden Capitel mitgetheilten Beobachtungen 
über das stufenförmige Auf» und Absteigen der Porphyr-Terrassen 
unzweideutig bestätigt. 

Betrachten wir zunächst die untere Scholle. Der Lauf des 
Prembaches bei Tinoseis bezeichnet ungefähr ihr deutlich sichtbares 
westliches Ende. Es ist aber nicht wahrscheinlich, dass die gerade 
hier sehr breite Scholle so plötzlich, gewissermassen unter einem 
rechten Winkel abbrechen sollte. Wir dürfen daher wol annehmen, 
dass der die beiden Schollen trennende Bruch in die Werfener 
Schichten des Oberriedler Waldes fortsetzt und erst in denselben 
erlischt. 

Das Heraustreten der unteren Scholle aus dem Gehänge des 
Puflatsch ist vom Castelruther Plateau aus sehr scharf markirt. 
Deutlich sieht man hoch oben unter der schwarzen Platte des von 
Süden her auf den Puflatsch ansteigenden Augitporphyrs die Bu- 
chensteiner Schichten und die dicke Bank des oberen Muschelkalks 
im Oberlauf des Prembaches plötzlich hinter der Augitporphyrkuppe 
der vorderen Scholle verschwinden und gewahrt man in dieser tief 
unter dem Niveau der südlichen Schichten und weit vor dieselben 
gegen Norden vorspringend wieder den oberen Muschelkalk und die 
Buchensteiner Schichten als normale Unterlage des Augitporphyrs. 
Die auf der Karte mit der Höhencote 1851 versehene Kuppe, nord- 
westlich von der Spitze des Puflatsch bezeichnet den höchsten Punkt 
eines grösseren, der unteren Scholle angehörigen Fetzens von Augit- 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. \^ 

porphyr. Sei es, dass die Buchensteiner Schichten der eigentlichen 
Puflatsch- Masse hier vom Augitporphyrschutt des Puflatsch über- 
rollt sind, oder dass der Augitporphyr der unteren Scholle wirklich 
über das Niveau der Buchensteiner Schichten des Puflatsch hinaus- 
reicht, sieht man hier den Augitporphyr der unteren Scholle sich 
scheinbar mit dem Augitporphyr des Puflatsch zu einer Masse ver- 
einigen. Jede Möglichkeit einer falschen Deutung dieses Vorkom- 
mens, etwa als eines stockförmigen Durchbruchs des Augitporphyrs, 
wird durch die Verfolgung der unteren Scholle in ihrem Verlaufe 
gegen Osten ausgeschlossen. Bereits im Norden des östlichsten der 
drei Puflatsch-Gipfel sind Augitporphyr sowie Buchensteiner Schichten 
der unteren Scholle durch Denudation entfernt und unter der unge- 
stört fortziehenden Augitporphyr Platte des Puflatsch kommen zu- 
nächst wieder die Buchensteiner Schichten und der Muschelkalk, 
später aber auch die Werfener Schichten und gegen Pufels hin 
sogar die Bellerophon-Schichten zum Vorschein. Darunter, als Hän- 
gendstes der unteren Scholle sieht man nun fast stets den oberen 
Muschelkalk. Die Ortschaft Pufels steht auf einer Abdachung der 
unteren Scholle. 

Wenn man von Gröden über Runggaditsch sich in die Pufelser 
Schlucht begibt, durch welche der Hauptweg auf die Westhälfte 
der Seisser Alpe fuhrt, so bleibt man fast so lange, als der Weg 
in der Bachsohle geht, in der unteren Scholle und erst dort, wo 
sich der Weg nach der linken Thalseite in die Höhe zieht, um sich 
mit dem von Pufels kommenden Wege zu vereinigen, betritt man 
das feste Gebirge der Tafelmasse. Am Eingange der Pufelser 
Schlucht sind auf der linken Thalseite durch eine Abrutschung die 
unteren gypsfiihrenden Bänke der Bellerophon- Schichten entblösst, 
die darüber folgenden fossilfiihrenden Bänke sind grossentheils durch 
Vegetation verdeckt, lassen sich aber bis zur ersten Mühle thalauf- 
wärts verfolgen. Man durchschreitet hierauf die stets sehr fossil- 
reichen Werfener Schichten und begegnet sodann der felsigen Kalk- 
bank des oberen Muschelkalks, welche oberhalb dem Dorfe 
Pufels weiter durchstreicht. An dieser Stelle sind die Schichten 
ausserordentlich gestört. Vorher herrscht sanftes Südfallen, das 
sich auch oberhalb in der Hauptmasse wieder einstellt. Hier aber 
sieht man senkrecht aufgerichtete, überstürzte und geschleppte 
Schichten, eine schmale, an der Bruchlinie hinziehende Zerplitterungs- 
zone, gewissermassen eine klaffende Spalte mit nachgestürzten kleinen 
Schollen. 

Oestlich von der Pufelser Schlucht, auf dem vom Pitzberge 
herabziehenden Rücken findet sich auf der unteren Scholle noch in 

10* 



hs 



Das Gebirge iwischen Fasia und Grdden. 



iTI I 



Grfidcner Thal 



Gegend von Pufcli 



Wtslechänee des Piliberget 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. j^g 

geringer Ausdehnung Buchensteiner Kalk und Augitporphyr. Am 
Eingang des Pitzbachgrabens bildet steil aufgerichteter unterer 
•Muschelkalk die Grenze gegen die viel flacher gelagerten Belle- 
rophon-Schichten der Hauptmasse. Kurz zuvor auf der in der grossen 
Originalkarte des Generalstabes mit 1517 Meter bezeichneten Höhe 
steht noch der Dolomit des oberen Muschelkalkes an. Die Bruch- 
linie trifft sodann oberhalb der Mündung des Pitzbaches das Gröde- 
ner Hauptthal und setzt hierauf im Gebiete der am rechten Ufer 
des Grödener Baches befindlichen Werfener Schichten noch eine 
Strecke weit fort, wie weiter unten gezeigt werden soll. 

Den Fuss der Steilwand der unteren Scholle bilden fast durch- 
gängig die dem Grödener Sandstein aufgelagerten Bellerophon- 
Schichten. Nur bei den zerstreuten Gehöften von Runggaditsch auf 
dem Gehänge, welches zum Sattel gegen St. Michael fuhrt, greifen die 
Bellerophon-Schichten etwas über den Steilrand gegen Norden vor. 

Wir gehen zur Betrachtung der oberen Masse über. Der be- 
kannteste Aufschluss in derselben ist die bereits genannte Pufelser 
Schlucht, welche, nicht mit Unrecht, als das Normalprofil für di^ 
Umgebung gilt. Es liegen denn auch bereits mehrere treffliche 
Schilderungen derselben von Emmrich, v. Richthofen, Stur und 
G um bei vor. Wir heben deshalb nur die wichtigsten Thatsachen hervor. 

Die tiefste, oberhalb der Bruchlinie sichtbare Schichtgruppe 
bilden die Bellerophon-Schichten, deren obere aus grauen Foramini- 
feren-Kalken und dunklen bituminösen Bellerophon-Kalken bestehende 
Abtheilung hier noch eine ziemlich bedeutende Mächtigkeit besitzt. 
Charakteristisch für gewisse Bänke dieses Complexes sind stylolithen- 
artige Bildungen auf den Schichtflächen. Auch findet sich ziemlich 
häufig in den grauen Kalken Bleiglanz in dünnen Adern. Bellero- 
phonten sind hier nicht selten. 

Die darüber folgenden, in einer steilen Lehne am rechten Bach- 
ufer prächtig entblössten Werfener Schichten enthalten, wie es bei 
den Werfener Schichten unseres Gebietes die Regel ist, einen 
grossen Reichthum an Versteinerungen, insbesondere Zweischalem, 
von denen die einzelnen Arten für sich allein oder zu zweien, höch- 
stens dreien, ganze Bänke erfüllen. Die schöne Moftotis Clarai findet 
sich hier häufig und in guter Erhaltung. Eine rothe, oolithische 
Kalkbank mit zahlreichen zierlichen Gasteropoden trennt die tieferen 
C/rtra/'-Schichten von den wenig mächtigen oberen Schichten mit 
Naticella costata und Monotis aurita. Noch an der Unterseite jener 
rothen Oolithbank findet sich die für die tieferen Schichten bezeich- 
nende Monotis Clarai. In den oberen Schichten herrscht die rothe 
Farbe vor. 



ICQ Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

Es folgt nun rothes Kalkconglomerat und über diesem dünn- 
bankiger , knolliger y grauer Kalk (vom Aussehen des deutschen 
Wellenkalks), welche beide wir als 3^ unteren Muschelkalk* betrachten. 
Als , oberer Muschelkalk* (Mendola-Dolomit) sind die folgenden 
Bänke, zu unterst dickbankige, braune Kalke, sodann dünnplattige, 
graue, dolomitische Kalke und zu oberst eine massige Bank bräun- 
lichen Dolomits aufzufassen. 

Die den Muschelkalk überlagernden Buchensteiner Schichten 
sind im oberen Theile der durch die harten Kalkbänke veranlassten 
Katarakte gut aufgeschlossen. Sie bestehen hier aus dem unteren 
Bänderkalk mit Daonella elangata, Posidonomyen, Lingulen und Fisch- 
schuppen, aus dem grauen, homsteinreichen Knollenkalk mit zahl- 
reichen, aber schlecht erhaltenen Ammoniten (vielen Arcesten, beson- 
ders aus der Gruppe der Extralabiati , Trachyceras Curionii (?J, 
Trachyceras cf. Reitst) und dem oberen Bänderkalk.*) Den Knollen- 
kalken sind zwei Bänke von grünem Tuff, der sogenannten ,Pietra 
verde*, welche hier in der Form einer grünen, sandsteinartigen 
Masse auftritt, zwischengelagert. Auch zeigen die Kalke auf den 
Schichtflächen nicht selten einen grünen, tufiahnlichen Beschlag. Die 
oberen Bänderkalke wechsellagem mit den obersten Knollenkalken. 
Die unter der obersten Knollenkalkbank befindliche Bank ist erfüllt 
von den Schalen der schönen Daonella Taramelliu Seltener finden 
sich in ihr Ammoniten (Arcesten, Ptychites sp,, Megaphyllites sp,, Ly- 
toceras cf, Wengense)^ 

An der Basis des dem oberen Bänderkalk auflagernden Augit- 
porphyrs kommt hier eine eigenthümliche Breccie, etwa einen Meter 
stark, vor, welche aus Bruchstücken verschiedener Kalke in einer 
Grundmasse von dichtem Augitporphyrtuff besteht. Derartige Ge- 
steine finden sich im Bereiche der Augitporphyrlaven und Tuffe 
nicht selten und zwar stets in nächster Nachbarschaft der letzteren, 
entweder, der häufigere Fall, an der Basis oder, was seltener vor- 
kommt, in Wechsellagerung. Die Analogie mit den, an den Wan- 
dungen von Gängen vorkonunenden Reibungsbreccien ist so gross, 
dass man dieselben geradezu auch als Reibungsbreccien be- 
zeichnete. Dieser Sprachgebrauch kann indessen nicht gebilligt werden. 
Die in Rede stehenden Breccien erscheinen nie neben solchen Ge- 
steinen, deren Trümmer sie enthalten, was doch bei wahren Reibungs- 
bildungen der Fall sein müsste. Mit unserer Auffassung der vulcani- 
schen Erscheinungen im südlichen Tirol Hesse sich ungezwungen 

*) Bänderkaik genannt, weil das in dQnne, schiefrige Platten zerspaltende 
Gestein im Querschnitt ein gebftndertes Aussehen zeigt. Kieselmasse durchdringt 
sehr häufig diese Gesteine. 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden« j^I 

die Annahme vereinbaren, dass die Bestandtheile dieser Breccien 
Auswürflinge seien. Die Lagerung an der Basis der mächtigen 
Lavadecken, welche, wie erwähnt, die Regel ist, würde vortrefflich 
zu dieser Annahme passen, da es unschwer einzusehen ist, dass der 
Beginn der vulcanischen Thätigkeit mit der Zersprengung und 
Emportreibung der die Eruptionsstellen vorher verschliessenden Fels- 
massen eingeleitet werden musste. Wie die nachfolgenden Ergüsse 
der flüssigen Lava, wäre auch der Auswurf des zu kleinen Trümmern 
zersplitterten Felspfropfen untermeerisch erfolgt und Meeresströmun- 
gen hätten den Transport der Auswürflinge übernommen. So viel 
Bestechendes diese Anschauung für sich hat, scheint mir dieselbe 
doch den thatsächlichen Verhältnissen nicht zu entsprechen. Wie 
namentlich die Aufschlüsse an der Aussenfläche des im elften Capitel 
zu schildernden Camera-Riff*s lehren, stammen die Kalkeinschlüsse 
dieser Breccien von den Aussenseiten der Riffe her, wo dieselben 
eine Schuttzone gebildet haben dürften, welche von der zähflüssigen 
Lava aufgenommen und weiter transportirt wurde. 

Abweichend von dem gewöhnlichen Verhalten der Augit- 
porphyrlaven in Südtirol tritt uns längs des Nordrandes der Fassa- 
Grödener Tafelmasse der Augitporphyr als ein mächtiges Lager 
massigen, compakten Gesteins entgegen. Trotz dieser Ausnahms- 
stellung vermögen wir aber nicht, der Ansicht v. Rieht ho fen's 
beizupflichten, dass hier ein Lagergang vorhanden sei. Abgesehen 
von allen anderen Bedenken gegen eine solche Auffassung, müsste 
man annehmen, dass die Gegend am Nordrande der Fassa-Grödener 
Tafelmasse nie von den schichtenförmig ausgebreiteten Augitporphyi> 
laven bedeckt wurde, dass vielmehr die Wengener Schichten daselbst 
directe über den Buchensteiner Schichten abgelagert wurden. Dies 
ist aber, wenn man iiie Verbreitung der Augitporphyrlaven betrachtet 
und insbesondere bei der unmittelbaren Nachbarschaft zu den mäch- 
tigsten Anhäufungen der Augitporphyrlaven im hohen Grade un- 
wahrscheinlich. V. Richthofe n machte hauptsächlich zwei Argumente 
für seine Auffassung geltend: Contacterscheinungen und ungleich- 
förmige Auflagerung auf der Unterlage. Die Contacterscheinungen 
sollten in der Verkieselung nnd Frittung der durchbrochenen Schich- 
ten bestehen. Die Bänderkalke der Buchensteiner Schichten im 
Liegenden zeigen aber stets im ganzen Bereiche ihrer Erstreckung 
in unserem Gebiete einen hohen Gehalt an Kieselmasse, und die- 
jenigen im Liegenden des Augitporphyrlagers der Seisser Alpe 
unterscheiden sich in nichts von den allgemein verbreiteten Vor- 
kommnissen. Im Hangenden des Augitporphyrs sieht man, insbe- 
sondere nächst dem Ausgange der Pufelser Schlucht an dem zum 



iq2 ^^^ Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

Frombache führenden Hohlwege , feinblättrige Daonellenschiefer 
in Berührung mit dem Eruptivgestein, scheinbar von demselben um- 
schlossen und gehärtet. Bei näherer Untersuchung wird man aber 
bald gewahr, dass der Daonellenschiefer einfach den Unebenheiten 
der Oberfläche des Augitporphyrs folgt und sich denselben genau 
anschmiegt. In solchen ursprünglichen Vertiefungen sind stellenweise 
schmale Streifen und Schmitzen des Daonellenschiefers von der 
Denudation verschont geblieben und erscheinen nun wie ein- 
geschlossene Fragmente. Schlägt man davon Stücke heraus, so 
sieht man an denselben, wie die dünnen Schieferlagen sich parallel 
den welligen Biegungen der Unterlage verhalten. Was die schein- 
bare Härtung dieser Schieferfetzen betrifft, so überschreitet die 
Härte durchaus nicht den bei vielen feinkörnigen, aus vulcanischem 
Detritus gebildeten Gesteinen vorkommenden Härtegrad. Von wirk- 
lichen Umwandlungserscheinungen, wie etwa an den Contactstellen 
von Fassa und Fleims ist aber nirgends etwas zu bemerken. — 
Die ungleichförmige Auflagerung des Augitporphyrs auf seiner 
Unterlage kann, wie bereits Emmrich betonte, in keiner Weise 
befremden, abgesehen davon, dass die vorhandenen Unregel- 
mässigkeiten sich innerhalb sehr bescheidener Grenzen bewegen. 
Bemerken wir noch, dass sich das Augitporphyrlager nur bis an 
die Dolomitwand des Schiern, mithin, wie wir sehen werden, con- 
form den liegenden und hangenden Schichten bis an die Grenze 
abweichender Entwicklung der Schichtgesteine erstreckt, keineswegs 
aber in die Dolomitmasse eindringt, so haben wir die wesentlichen 
Einwände gegen die Gangnatur des Augitporphyrlagers erschöpft. 
Dieses Augitporphyrlager*), dessen Abbruche durch die scharfen, 
eckigen Contouren und die pfeilerartige Abklüflung physiognomisch 
sehr an den tiefer liegenden Quarzporphyr erinnern, erscheint an 
vielen Stellen durch eine den Schichtungsflächen der liegenden Ge- 
steine parallele Trennungsfläche in zwei, beiläufig gleich starke 
Bänke getheilt. Die untere dieser Bänke zeigt an vielen Stellen 
ausgezeichnete Contractionsformen. In der Pufelser Schlucht, bevor 
der Weg vom linken auf das rechte Bachufer übersetzt, findet sich 
eine Stelle mit prachtvoll ausgebildeter strahlenförmiger Absonde- 
rung, einem riesigen Fächer vergleichbar. Femer zieht sich aus der 
Pufelser Schlucht eine mächtige Zone prismatischer Säulen unter 
den Wänden des Puflatsch durch. Man fühlt sich in ein Basalt- 



♦) Nach P. Vinc. Gredler (Corr.-BI. des zool.-min. Ver. in Regensburg, 
XXVIl. Bd., pag, i3) betrögt die durch den eisenhaltigen, polarisch-magnetischen 
Augitporphyr bewirkte Ablenkung der Magnetnadel auf dem Scheitel des Puflatsch 
13** gegen Osten. 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. IC3 

Territorium versetzt. Ebenso schöne Säulen sieht man in der Schlucht 
bei Ratzes. Zahlreich liegen solche Augitporphyrsäulen unten in 
dem Bergsturze bei Ratzes und Seiss , man kann sie auf dem von 
Seiss nach Völs führenden Wege, in der Gegend unterhalb der 
Ruinen Salegg und Hauenstein kaum übersehen. Sie stammen wol 
von dem Gehänge südöstlich von Ratzes. 

Von der Pufelser Schlucht gegen Osten bis St. Christina herr- 
schen im wesentlichen die gleichen Verhältnisse, wie in der oberen 
Hälfte der Pufelser Schlucht. Im Fitzbache gesellen sich zu den 
rothen Conglomeraten des unteren Muschelkalks noch rothe dolo- 
mitische Mergel, in denen man nach den Cephalopoden von Val 
Infema (Zoldo) sucht. Der obere Muschelkalk ist mächtiger, als in 
der Pufelser Schlucht. Er erscheint als weisser, zuckerkömiger Do- 
lomit. Mit den gleichen Charakteren, aber stets zunehmender Mäch- 
tigkeit zieht der obere Muschelkalk in die Saltaria- Schlucht, wo er 
mindestens die dreifache Stärke gegenüber der Pufelser Schlucht 
zeigt. Die tuffige Kalkbreccie wurde hier nirgends beobachtet. Der 
Augitporphyr ist allenthalben reich an Mandelsteinen und schönen 
Heulanditen. In der Saltaria -Schlucht beginnen über dem massigen 
Augitporphyr bereits Augitporphyr-Conglomerate und concentrisch 
schalig sich ablösende Tuffe (Kugeltuffe) zu erscheinen. Näxrhst der 
vom linken auf das rechte Ufer führenden Brücke läuft am linken 
Gehänge eine Verwerfung durch, in Folge welcher sich über dem 
Augitporphyr neuerdings eine Zone von Buchensteiner Schichten 
und Augitporphyr erhebt. 

In Folge einer geringen allgemeinen Neigung der Schichten gegen 
Osten und in Folge der starken Erhebung des Grödener Thaies 
erreichen die Bellerophon-Schichten oberhalb der Mündung des Pitz- 
baches die Thalsohle und von da an aufwärts gelangen fortwährend 
jüngere Schichten zur Thalsohle. Bei St. Christina setzt bereits der 
Dolomit des oberen Muschelkalks über das Thal, und demselben 
folgen alsbald die Buchensteiner Schichten und der Augitporphyr. 

Auch im Westen der Pufelser Schlucht bis zur Schlucht bei 
Ratzes bleiben die Verhältnisse im wesentlichen die gleichen, wie 
in der Pufelser Schlucht. Indessen stellt sich doch eine fiir das Ver- 
ständniss der heteropischen Bildungen höchst wichtige Aenderung 
im Complexe der Buchensteiner Schichten ein. Bereits an dem von 
Seiss längs des Frombaches auf die Seisser Alpe führenden Wege 
sieht man den Buchensteiner Schichten zwei starke Bänke weissen 
Dolomits regelmässig eingelagert, welche gegen Norden unter dem 
Puflatsch hin weiterstreichen und daselbst auskeilen. Dieselben 
beiden Dolomitbänke sind in der Fretschbach- Schlucht bei Ratzes 



ic^ Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

in verstärkter Mächtigkeit wieder zu sehen. Das in dieser Schlucht 
entblösste Profil zeigt zunächst am Eingange oberhalb Ratzes über 
den Werfener Schichten das bunte Conglomerat des unteren Muschel- 
kalkes, 6 Meter mächtig, dacüber rothen Dolomit des unteren Muschel- 
kalkes, 15 Meter mächtig, etliche Bänk^ grauen bituminösen 
Kalkes, welchen die sogenannte , Schwefelquelle* von Ratzes ent- 
quillt, sodann am Beginne der Steilwand weissen und grauen Dolo- 
mit des oberen Muschelkalkes (Mendola-Dolomit), hierauf die ihrer 
Hauptmasse nach bereits aus Dolomit bestehenden Buchensteiner 
Schichten. Die untere Dolomitbank ist blos durch i Meter mächtigen 
Bänderkalk mit Pietra verde vom Dolomit des oberen Muschel- 
kalkes gesondert; etwas grössere Mächtigkeit zeigen die zwischen 
den Dolomitbänken eingelagerten Knollenkalke, die obersten Bänder- 
kalke dagegen, welche durch den unmittelbar darauf folgenden 
Aug^tporphyr stellenweise vergypst sind, besitzen höchstens die 
Stärke von 35 Centimeter. 

Verfolgt man dem Laufe des Fretsch- (oder Cipit-) Baches 
aufwärts dieses Profil bis zur Kante des Hochthaies von Cipit, so 
bleibt man stets im Gebiete des Augitporphyrs. Die untere Masse 
zeigt, wie schon erwähnt wurde, ausgezeichnete säulenförmige Ab- 
sonderung. Am linken Ufer des Baches kommt an der Grenze des 
Augitporphyrs gegen den Buchensteiner Kalk eine stark zersetzte 
gelbe Masse vor, aus welcher die j^Eisenquelle* von Ratzes (mit 
Eisenvitriol und Alaun) entspringt. Ueber den massigen Augit- 
porphyren folgen grobe Augitporphyr - Conglomerate , Kugeltuffe 
und dünnbankige Ströme, wie im Süden der Fassa- Grödener Tafel- 
masse. Der Compiex ist zu viel grösserer Mächtigkeit angewachsen 
und reicht wahrscheinlich viel höher in die Bildungszeit der Wengener 
Schichten hinauf, als die Augitporphyr-Tafel des Puflatsch und des 
Pitzberges. Dafür scheint auch eine Einschaltung von dünngeschich- 
teten sedimentären Bänken zu sprechen, we]che ich von einem 
Standpunkte auf dem rechten Bachufer aus auf der linken Thalseite 
zu erkennen meinte. 



2. Die Seisser Alpe. 

Ein tief in die Hochfläche eingeschnittenes Thal — Saltaria — , 
welches die Abflussrinne für den ganzen Süden und Osten (excl. 
Christiner Weiden) bildet, zerlegt die Seisser Alpe diagonal in zwei 
ihrer Bodenbeschafl*enheit nach wesentlich verschiedene Theile. Am 
rechten Saltaria-Gehänge herrschen vorwiegend die Augitporphyr- 
laven, welche gegen Süden allmählich ansteigend den südlichen 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. ler 

Gegenflügel der Mulde der Seisser Alpe bilden, deren nördlichen 
Flügel wir soeben kennen gelernt haben. Die Ausfüllung dieses 
tellerförmigen Beckens bilden die Wengener Schichten, welche den 
grössten Theil der Oberfläche der Seisser Alpe im Westen und 
Nordwesten des Saltaria - Thaies bedecken und auch den wasser- 
scheidenden Höhenrücken zwischen Saltaria einerseits, Pitzbach, 
Puflerbach, Frombach und Fretschbach andererseits zusammensetzen. 

Entsprechend diesem einfachen Bauplane sieht man allerorts 
die Wengener Schichten vom Rande gegen das Innere der Mulde 
einfallend, in der Mitte derselben aber schwebend. Die tiefsten 
Schiebten längs dem Nordrande bilden die feinblättrigen Daonellen- 
schiefer, welche unmittelbar dem Augitporphyr auflagern. Man 
findet dieselben in guten Aufschlüssen am Pitzbache, südlich von 
Sgagul, nächst dem oberen Ausgange der Pufelser Schlucht und am 
Frombach. Fossilien sind nicht selten, doch, zeichnen sich einige, 
petrographisch nicht unterscheidbare Bänke durch ihre Fossilarmuth 
sehr unvortheilhafl vor anderen Bänken aus, welche mit Daonellen 
ganz erfüllt sind. Die häufigsten Formen sind Daonella Lommeli, 
welche ich wol in höheren, nie aber in tieferen Bänken gefunden 
habe^ Posidotunnya Wengensis, Lytoceras Wengense. 

Ueber den Daonellenschiefern und mit diesen theilweise noch 
wechsellagemd erscheinen TufTsandsteine mit Einlagerungen von 
kalkigen, zu Schollen zerfallenden Bänken, deren organische Ein- 
schlüsse (Cidariten, Crinoiden, Brachiopoden, selten Korallen) Anlass 
zur Verwechslung mit den Cassianer Schichten gaben. Am Pitzbache 
erscheinen in Begleitung dieser Kalkbänke häufig Schiefer mit Posi- 
donomya Wengensis und Daonella Lommeli'*^), Die TufTsandsteine 

*) An dieser Stelle, sowie noch an einigen anderen Punkten SQdtirols im 
Bereiche der Wengener und Cassianer Schichten, kommen örtlich beschränkt 
zwischen den Schichtflachen bis 3o Mm. starke Platten von faserigem, schmutzig- 
weissem Aragonitsinter vor. Die Bildungsverhaltnisse desselben müssen ausserordent- 
lich regelmässig und ruhig gewesen sein, denn die Unterseite der Aragonitplatten 
coplrt in getreuer Weise die Rauhigkeiten und Zufälligkeiten der unteren Fläche 
der Hangendschicht. So trifft man nicht selten von Daonellen förmliche AbgQsse 
und Modelle im Aragonit. Ich besitze vom Pitzbach eine D, Lommeli und von 
Stuores bei St. Cassian eine D, fluxa als AragonitabgQsse. Da bekanntlich bei den 
Daonellen die streifenförmigen Radialfurchen gleichmässig die ganze Schalendicke 
durchdringen, so wird es begreiflich, dass man Aragonitmodelle von Daonellen mit 
Ober- und Unterseite findet, welche leicht zur irrigen Anschauung von in Aragonit 
umgewandelten Daonellen-Exemplaren führen könnten. Meine D.fluxa von St. Cassian 
zeigt ausgezeichnet, wie das beste isolirte Original-Exemplar, Ober- und Unterseite 
der Schale und besitzt eine Dicke von lo Mm. Sie entstand offenbar dadurch, dass 
auf der Liegendtläche der Hangendbank die Innenseite einer Daonella vorhanden 
war, von welcher aus die Sinterbildung vor sich ging. 



|Cg Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

enthalten auf ihren Schichtflächen nicht selten kohlige Pflanzen- 
trümmer. Fundstellen für die Cidariten-Kalke sind ausser dem eben 
genannten Punkte am Pitzbache, die westlichen und südlichen 
Abhänge des Pitz und die Pflegerleiten am Südgehänge des 
Puflatsch. 

Erst über diesen Schichten folgt die Hauptmasse der Tuff*- 
sandsteine und Meißel der Wengener Schichten, in denen Fossilien 
in der Regel nur vereinzelt vorkommen. Doch zeichnen sich auch 
in diesem Complexe einige der unteren Hälfte derselben angehörige 
conglomeratische Bänke durch reichere Fossilfuhrung aus. Es sind 
dies die Pachycardien-Bänke mit Pachycardia rugosa. Ander« Fossi- 
lien sind selten. Ein Bruchstück von Trachyceras verdient Erwäh- 
nung*). Der bekannteste Fundpunkt dieser Pachycardien-Tuffe ist 
das Gebiet des oberen Frombach, aus dessen südlichen Zuflüssen 
die zahlreichen Blöcke stammen, welche man an der Strasse findet. 
Noch kennt man dieselben aus dem unteren Cipit, vom Pitzbach 
und von Saltrie. 

In den Tuflsandsteinen kommen vereinzelte Ammoniten vor. 
Trachyceras Gredleri, die grösste bekannte Trachyceras-Art, stammt 
aus solchen Gesteinen, • 

In den südlichen Gehängen des Frombaches erscheinen zwischen 
den Tuflsandsteinen Einlagerungen von grauem Korallenkalk mit 
zahlreichen Korallen und wenigen Gasteropoden und Pelecypoden. 
Diese Bänke sind nur die letzten Ausläufer einer im Cipit sehr 
mächtigen Kalkbildung, welche wir im nächsten Abschnitt bei der 
Betrachtung des westlichen Randes besprechen wollen. Das centrale 
Gebiet der Seisser Alpe zeichnet sich ebenso sehr durch den Mangel 
an allen fremdartigen, insbesondere kalkigen Einlagerungen, als 
durch die grosse Monotonie seiner Tuflsandsteine aus. 

Im Süden und am rechtseitigen Gehänge des Saltaria-Thales 
herrscht, wie schon bemerkt wurde, der , schwarze Porphyr* fast 
unumschränkt. Im oberen Laufe des Saltaria Baches greift er auch 
auf das linke Ufer herüber. Am rechten Ufer zieht er sich nördlich 
fort durch die ganze Breite der Seisser Alpe, um sich mit dem 
Augitporphyr des Nordabfalles der Tafelmasse zu verbinden. Auf 
diese Weise sind drei Viertheile der tellerförmigen vom Augitpor- 
phyr gebildeten Mulde entblösst, in welcher die Wengener Schichten 
der nordwestlichen Seisser Alpe lagern. 



*) Die irrthümliche Bestimmung desselben als Ammonites floridus war einige 
Zeit ein Hemmschuh für die richtige Glicderang und Parallelisirung der sQdalpinen 
Trias. 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. IC7 

Wie sich bereits aus den Höhenverhältnissen ergibt, steigt der 
Augitporphyr gegen Süden auf, ob ganz regelmässig öder Staffel- 
förmig unter Intervention von Verwerfungen lässt sich mit Sicher- 
heit schwer entscheiden. An einer Stelle, nächst der Mündung des 
Perdiabaches in das Saltaria-Thal taucht unter ihm auch seine 
Unterlage auf: die Tuffkalkbreccie und die Buchensteiner Schichten 
mit der Pietra verde. 

Je weiter man südwärts vorschreitet, desto augenfälliger wird 
das fortwährende Anwachsen der Augitporphyrmassen. Es rührt 
dies von der Annäherung zu den Ausbruchsstellen her. Im Gegen- 
satze zu dem massigen tafelförmigen Auftreten am Nordrande der 
Tafelmasse, erscheint hier der Augitporphyr als ein wolgeschichtetes 
System von Augitporphyrlaven und Tuffen. Letztere sind entschieden 
sehr untergeordnet. Wenn trotzdem v. Richthofen die Bezeich- 
nung , Eruptivtuff*, Tschermak die Bezeichnung ^^ Primärtuff* an- 
wendete, so geschah dies nur wegen der ausgezeichneten Schichtung, 
welche sich die beiden Forscher nur ^ durch die Mitwirkung des 
Wassers erklären konnten. An der submarinen Verbreitung der 
Augitporphyrlaven kann ebenso wenig gezweifelt werden, wie an 
der submarinen Lage der Ausbruchsstellen selbst. Dafür spricht 
unzweideutig die geologische Geschichte des ganzen Gebietes, ins- 
besondere die strenge örtliche Beschränkung der Eruptionsproducte 
und die Reinheit der benachbarten Dolomitriffe. Erfolgten nun 
periodische Ausbrüche nach Intervallen der Ruhe, so ist es leicht 
begreiflich, dass die Lava-Ergüsse der successiven Eruptionen wie 
sedimentäre Gesteine durch Trennungsfugen (Absatzflächen) von 
einander geschieden sind. Die Annahme wiederholter Ausbrüche 
hat aber viel mehr Wahrscheinlichkeit für sich, als die Annahme 
eines blos einmaligen Massen-Ergusses. Aus diesem Grunde scheint 
es angemessener, die petrographisch ohnehin nicht ganz zutreffende 
Bezeichnung »Tuff* für die geschichteten Augitporphyrmassen zu 
vermeiden. Der vom tektonischen Standpunkte ganz berechtigten 
Forderung einer scharfen Unterscheidung der schichtförmig aus- 
gebreiteten Eruptivmassen von den gang- und stockförmig auf- 
tretenden trägt man durch die Bezeichnung der ersteren als , Laven* 
wol hinlänglich Rechnung. 

Nach den Untersuchungen von Doelter*) bilden die schwarzen 
Porphyre der südtirolischen Trias eine durch zahlreiche Uebergänge 
verbundene, nur in ihren Endgliedern zu unterscheidende Reihen- 



*) Jahrb. d. Geol. R.-A. 1875. 



jcg Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

folge, welche am besten unter der Bezeichnung Melaphyr zusammen- 
gefasst wird. Doelter unterscheidet sodann: 

1. Augit-Melaphyre : 

a) Aupitporphyr (augitreicher Melaphyr), 

b) Augitarme Melaphyre und Augit-Homblende-Melaphyre 

2. Homblende-Melaphyre. 

3. Augit- und Hornblende freie Melaphyre. 

Wie aus den Fundorts-Angaben der näher untersuchten Ge- 
steine hervorgeht, finden sich an und nächst den Eruptionspunkten 
die sämmtlichen unterschiedenen Gesteins-Modificationen und wäre 
in der Natur die Trennung und kartographische Ausscheidung mit 
Mühe und grossem Zeitaufwande verbunden, aber es zeigt sich 
doch, wie wir noch sehen werden, regional das Vorherrscheii des 
einen oder anderen Typus. 

In dem weiten Gebiete der schwarzen Laven herrscht der 
Augitporphyr so entschieden vor, dass man den Augitporphyrtypus 
als ein charakteristisches Merkmal der Laven bezeichnen kann. Nur 
von wenigen Punkten nennt Doelter Melaphyre aus dem Laven 
Gebiete und alle diese Punkte liegen innerhalb des Verbreitungs- 
bezirkes der auf die nähere Umgebung der Eruptionsstellen be- 
schränkten Gänge. Es ist daher möglich, ich möchte sagen wahr- 
scheinlich, dass in diesen Fällen Gänge vorhanden sind, wie Doelter 
bei einigen angibt 

Es ergäbe sich nach dem eben Gesagten ein in tektonischer 
Beziehung wichtiger Gegensatz zwischen den Gangausfiillungen und 
den Lavadecken. Dort grosse Mannigfaltigkeit, Vorkommen aller 
Melaphyrtypen, hier Einförmigkeit, Beschränkung auf den Augit- 
porphyrtypus mit Ausschluss der übrigen an den Ausbruchstellen 
auftretenden Modiiicationen. 

Nächst dem homogenen Augitporphyr spielen in den Laven 
die Lavatrümmer - Ströme oder, um uns eines handsameren Aus- 
druckes zu bedienen, die Trümmerlaven die Hauptrolle. Die ursprüng- 
lich scharfeckigen Trümmer sind an den Kanten häufig etwas abge- 
stumpft, was auf eine gleitende und rollende Fortbewegung der 
Trümmer innerhalb noch dünnflüssiger Lava hindeutet. Stellenweise 
nimmt die Abstumpfung in so hohem Grade zu, dass man nicht 
mehr von Breccien sprechen kann, sondern das Gestein als Con- 
glomerat bezeichnen muss. Solche Gesteine werden häufig auch 
»Reibungsconglomerate* genannt. Will man mit diesem Ausdruck 
blos den morphologischen Charakter hervorheben, so wäre dagegen 
nichts einzuwenden. In genetischer Beziehung unterscheiden sich 
aber diese Augitporphyr-Breccien und Conglomerate auf das schärfste 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. iJq 

von den typischen Reibungsgesteinen, welche man zwischen den 
durchsetzten Felsmassen und den durchsetzenden Gangausfiillungen 
findet. Von gewöhnlichen sedimentären Conglomeraten unterscheiden 
sich die hier gemeinten Conglomerate durch die rauhe rissige Ober- 
fläche der Einschlüsse und durch das meistens aus gleicher Lava 
gebildete Bindemittel. Echter Tuff kommt nur selten als kittende 
Grundmasse vor. Unzweifelhaft sedimentären Augitporphyr-Conglo- 
meraten begegnet man innerhalb des Systems der Wengener Tuff- 
sandsteine der Seisser Alpe. Bei diesen zeigen die Rollstücke eine 
glänzend polirte Oberfläche. Das Bindemittel ist locker und porös. 

Der gezackte schwarze Grat, welcher den Plattkofel mit den 
Rosszähnen verbindet und die volksthümliche Bezeichnung »Auf der 
Schneid* fuhrt, besteht ganz und gar aus dem System der Augit- 
porphyrlaven. Deutlich erkennt man auch an den von Rasen über- 
zogenen Stellen die fortlaufende Schichtung, welche nirgends eine 
nennenswerthe Unterbrechung erkennen lässt. Der Angabe, dass 
Aupitporphyr-Gänge dieses System hier durchsetzen, will ich nicbt 
mit Bestimmtheit widersprechen. Es ist möglich, dass die Gang- 
Region des Fassathales sich bis hierher erstreckt; sichere Gänge 
kommen einzeln nördlich von Campitello und nördlich von Fontanaz 
und Mazzin vor. Aber es ist erfahrungsgemäss ausserordentlich 
schwer auf den steilen schwarzen Gehängen der Augitporphyrlaven 
bei der steten Unterbrechung der Aufschlüsse durch Schutt und 
Vegetation und bei der petrographischen Uebereinstimmung des 
durchsetzten und durchsetzenden Gesteins das Vorhandensein von 
Gängen wirklich über jeden Zweifel nachzuweisen. Wo Gänge in 
grösserer Zahl vorkommen, wie dies vom Bergzuge »Auf der 
Schneid* behauptet wird, da beschränken sich dieselben nicht auf 
ein bestimmtes Schichtensystem, sondern durchsetzen in gleicher 
Weise die verschiedenartigsten Formationen. Nun zeigt sich weder 
in den Dolomitmassen des Plattkofel noch in jenen des Moligfnon 
und des Schiern die geringste Spur von dem Vorhandensein von 
Gängen. Auch haben wiederholte Besichtigungen des Südrandes 
der Seisser Alpe in mir stets den Eindruck hinterlassen, dass in 
dieser Gegend überhaupt noch keine Gänge vorhanden sind, dass 
vielmehr die vermutheten Gänge festeren, der Verwitterung besser 
widerstehenden Gesteinspartien entsprechen. Das Eine scheint mir 
sicher zu sein, dass wenn Gänge vorkommen, dies nicht in dem 
Umfange der Fall sein wird, wie bisher angenommen wurde. 

Es wurde bereits der viel stärkeren Mächtigkeit der Augit- 
porphyr - Massen im Süden der Seisser Alpe im Vergleiche zur 
Stärke der Augitporphyrlager am Nordrande der Tafelmasse gedacht. 



l6o ^^s Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

Eine nähere vergleichende Untersuchung fuhrt uns zu der Folgerung, 
dass die oberen Massen der Augitporphyrlaven im Süden den tieferen 
Wengener Schichten in der Nordhälfte der Seisser Alpe entsprechen. 
Im Süden, in der Nähe der Fassaner Eruptionsstelle lagerten sich 
noch Lavaströme ab, während nördlich davon die vorherrschend 
aus Abschwemmungs - Producten des Augitporphyrs und fein zer- 
stäubten Lavapartikeln zusammengesetzten Wengener TufTsandsteine 
und Mergel sich bildeten. Deshalb greifen auf dem Gehänge unter- 
halb der Mahlknecht - Hütte die Wengener TufTsandsteine in das 
Massiv der Lavaströme ein und stellt sich das Verhältniss der süd- 
lichen Laven zu den Wengener Schichten mehr als eine Anlagerung 
oder Nebeneinanderlagerung, denn als eine Ueberlagerung dar. Die 
tiefsten Bänke der Wengener Schichten sind daher nur längs des 
Nordrandes der Seisser Alpe entblösst, im Süden erscheinen nächst 
dem Augitporphyr nur die oberen und obersten Partien der Wen- 
gener Schichten. Die Vei^leichung der Profile des Schiern und der 
RosszähHe wird diese Verhältnisse versinnlichen helfen. 

Es wird nun auch die Natur des massigen Augitporphyrlagers 
am Nordrande der Tafelmasse klar. Dasselbe erscheint als das 
breite, dick angeschwollene Ende von mindestens zwei Lavaströ- 
men, deren Ergu3S in den Beginn der vulcanischen Thätigkeit fällt. 
Aus dem Verlaufe der weiteren Darstellung wird sich, wie wir jetzt 
schon der späteren Erörterung vorgreifend bemerken wollen, er- 
geben, dass überhaupt nur den ersten Lava - Ergüssen eine weitere 
horizontale Verbreitung zukommt. Deshalb liegen in den äusseren 
Districten die Laven oder die deren Stelle einnehmenden dick- 
schichtigen Tuffe stets unter den Wengener Schichten. Die Fort- 
dauer der eruptiven Thätigkeit in den vulcanischen Herden zeigen 
dann nur die Gesteinsbestandtheile der Wengener Schichten an. 

Die dem Massiv des Platt- und Langkofels zunächst gelegene 
Stufe der Seisser Alpe, östlich vom Saltaria-Thal, wird bei der Dar- 
stellung der Verhältnisse des genannten Dolomitriffes zur Sprache 
gelangen. 

3. Das DolomitrifF des Schiern. 

Wer von Norden kommend zum ersten Male, etwa von Castel- 
ruth aus, den mächtigen weissen Stock des Schiern, obenauf von 
horizontal liegenden Bänken gekrönt, und nebenan die wolgeschichtete 
Fassa-Grödener Tafelmasse mit ihrer schwarzen Contourlinie erblickt, 
der wird sich des Gedankens nicht erwehren können, dass eine 
grosse Verwerfungslinie hier Bildungen verschiedenen Alters trennt 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. i6i 

Wer dagegen von einem höher gelegenen Standpunkte aus, etwa 
von Puflatsch oder Raschötz oder vom Sasso di Dam die durch 
die Tafelfläche der Seisser Alpe getrennten Dolomitriffe des Schlem- 
Rosengarten und des Lang- und Plattkofels betrachtet, wird den 
Eindruck gewinnen, dass die Dolomitmassen ein jüngeres, den Bil- 
dungen der Seisser Alpe regelmässig aufgesetztes Sediment seien, 
welches sich einst gleichförmig über die ganze Tafelmasse ausspannte. 

Keine von diesen Anschauungen kann einer eingehenden Kritik 
gegenüber Stand behalten. 

Wie unbegründet die erstere Annahme wäre, das ergibt sich 
bereits nach ziemlich oberflächlicher Kenntniss des Gebirges. Die 
Dolomitmasse des Schiern und die Fassa-Grödener Tafelmasse ruhen 
auf einer gemeinsamen, ganz übereinstimmenden Unterlage. Vom 
Muschelkalk abwärts bis zum Quarzporphyr bleiben sich alle 
Schichten im Wesentlichen gleich und wenn auch gerade der Nord- 
fuss des Schiern durch die Trümmer eines Bergsturzes theilweise 
verdeckt ist, so erkennt man doch bei weiterer Verfolgung der 
Unterlage leicht, dass die Niveaulinien der Schichten correspondirend 
regelmässig verlaufen, von einer Störung daher keine Rede sein 
könne. 

Die zweite Annahme müsste logisch zu der Voraussetzung 
fuhren, dass die oberen Schichtsysteme der Fassa-Grödener Tafel- 
masse vom Buchensteiner Kalk angefangen, sich vor den Dolomit- 
massen auskeilen, da doch der untrennbare obere Dolomit (Schlem- 
dolomit] unmittelbar dem Mendola-Dolomit auflagert. Sie fuhrt daher 
zur Supposition einer Unterbrechung des Absatzes. Diese Schluss- 
folgenmg ist unausweichlich^ sobald man annimmt, dass der Schiern- 
dolomit jünger als die Tuffsandsteine der Seisser Alpe ist, und 
selbst V. Richthofe n, welcher doch zuerst die ursprüngliche Isoli- 
rung der Dolomitriffe erkannt hatte, musste zu derselben seine 
Zuflucht nehmen, da auch er den Schlemdolomit als eine jüngere 
Etage betrachtete. Die Annahme einer solchen Lücke ist aber in 
den natürlichen Verhältnissen nicht gerechtfertigt und steht mit 
zahlreichen Thatsachen im Widerspruch. 

Untersuchen wir zunächst die Grenze zwischen dem Schiern 
und der Seisser Alpe. 

Es ist oben bei der Besprechung der Verhältnisse am Nord- 
gehänge der Fassa-Grödener Tafelmasse erwähnt worden, dass sich 
bei der Annäherung zum Dolomitriff des Schiern in die Buchen- 
steiner Schichten zwei Dolomitmassen einschalten. Bereits im Profile 
des Frombaches, anderthalb Kilometer Luftlinie vom Schiern entfernt, 
begegnet man diesen Bänken und im Profile des Fretschbaches bei 

M o j s i 8 o V i c s, Do]omitriffe. 1 1 



l62 ^^s Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

Ratzes nimmt man deutlich wahr, dass die mit dem Dolomit wechsel- 
lagernden normalen Buchensteiner Schichten an Mächtigkeit in auf- 
fallendem Maasse reducirt sind. Es wird daraus klar, dass der Dolo- 
mit stellvertretend für die normalen Schichten eintritt. Untersucht 
man weiter westlich*), von den Werfener Schichten ausgehend, die 
Gesteinsfolge der Schlemmasse, so trifft man über dem unteren 
Muschelkalk eine mächtige Dolomitbank, welche sich constant durch 
eine auffallende Schichtfuge von dem höher folgenden ungeschich- 
teten Dolomit abtrennt Dies ist der Mendola-Dolomit v. Rieht- 
hofen's. Aus Aufschlüssen an anderen Punkten ergabt sich, dass die 
untere Dolomitbank der grossen Dolomitriffe aus dem zu Einer 
Masse vereinigten Dolomit des oberen Muschelkalks (Mendola-Dolo- 
mit im engeren Sinne) und dem Dolomit der Buchensteiner Schichten 
besteht. Stellenweise findet sich zwischen der den oberen von dem 
ynteren Dolomit scheidenden Schichtfuge noch eine Lage normalen 
Buchensteiner Kalks oder es zieht sich in diesem Niveau eine Zone 
von Homstein- Ausscheidungen durch; häufig berühren sich aber 
unterer und oberer Dolomit ohne die Intervention irgend eines 
fremdartigen Gesteins. So ist es auch auf dem Westabfall des 
Schiern. Jede Erinnerung an die normale Ausbildung der Buchen- 
steiner Schichten ist hier verwischt. Der Dolomit ist Alleinherrscher 
geworden. 

Das geschilderte Verhältniss des Dolomits zu den Buchen- 
steiner Schichten der Fassa-Grödener Tafelmasse lässt sich kurz in 
folgender Weise ausdrücken: Der untere Dolomit des Schiern 
greift mit zwei spitzen Zungen wechsellagernd und stell- 
vertretend in den Schichtenverband der normalen Buchen- 
steiner Schichten der Fassa-Grödener Tafelmasse ein. Seine 
obere Hälfte repräsentirt die Buchensteiner Schichten. 

Oberhalb der Buchensteiner Schichten steigt vom linken Ge- 
hänge des Fretschbaches aus die Dolomit-Steilwand des Schiern auf 
Der Bach hat sich sein Rinnsal noch ganz in den Augitporphyr- 
laven und in den Wengener Schichten ausgefeilt. Die Grenze zwischen 
dem Dolomit und dem Augitporphyr bildet eine schräg ansteigende 
Fläche des Dolomites, auf welcher der Augitporphyr, nach oben 
rasch an Mächtigkeit abnehmend, aufsteigt. Der Dolomit greift 
unter den Augitporphyr hinab. Man erkennt deutlich, dass die 
Augitporphyrlava an der Dolomitwand ein Hindemiss ihrer weiteren 
Ausbreitung gefunden hat. 



*) Leider ist an dem Nordfusse des Schiern die Untersuchung wegen des 
gewaltigen, fast Alles verdeckenden TrOmmerhaufwerkes unmöglich. 



Das Gebirge zwiaehen Faisa und Gröden. 1Q9 



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l^A Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

Hat man, aufwärts steigend, die Region des Augitporphyres 
passirt, so sieht man die Dolomitwand in gleichem Sinne, wie weiter 
unten, auch gegen oben zurückweichen. Die Wengener Schichten 
lagern sich regelmässig mit nach aussen gekehrten Schichtflächen 
an die nach aussen abfallende Dolomitwand an. Ueber den Wen- 
gener Schichten erhebt sich sodann der Dolomit in nahezu senkrecht 
abgeschnittenen Wänden, bis zur Höhe des östlichen Schlemplateau. 
Diese Steilwand ist nicht als die ursprüngliche Begrenzungslinie der 
oberen Schlemmasse zu betrachten, wie die weitere Untersuchung 
des Schlemgehänges lehrt. 

Die der Dolomitwand angelagerten Wengener Schichten unter- 
scheiden sich durch die Aufnahme zahlreicher kalkiger Bänke 
wesentlich von den normalen Wengener Schichten. Ausser dünn- 
plattigen Kalken, welche aus einem Haufwerk von Cidariten und 
Crinoiden gebildet sind, kommen dicke, klotzige, zähe Kalkbänke 
häufig vor, die von v. Richthofen sogenannten ^Cipitkalke*. Die 
Färbung dieser Gesteine ist auf frischem Bruche grau und grau- 
braun. Die Verwitterungsrinde ist braungelb. Die Cipitkalke lösen 
sich zu grossen, unförmlichen Blöcken auf; sie bezeichnen keinen 
bestimmten Horizont der Wengener Schichten und beschränken sich 
stets auf die Nachbarschaft der DolomitrifTe. Auch in den Cassianer 
Schichten kommen an den Riffgrenzen die gleichen Kalke vor, 
welche man desshalb auch als ^Riffsteine* ansprechen kann. Die den 
Wengener Schichten angehörigen enthalten nicht selten tuffige Ein- 
schlüsse. Fossilien sind im Allgemeinen häufig in den RiiTsteinen, aber 
durchaus nicht allgemein und gleichmässig verbreitet. Korallen in 
grossen Stöcken herrschen vor und erfüllen oft die g^zen Blöcke. 
Doch ist ihr Erhaltungszustand selten ein guter. An den angewitterten 
Flächen erkennt man sie leicht. Im Inneren des Gesteines sind die 
Verästelungen deutlich, aber die feineren Structurverhältnisse sind 
meistens obliterirt. Die entstandenen Hohlräume sind häufig von 
Mineral-Ausscheidungen erfüllt. Ausser Korallen kommen Crinoiden- 
und Cidaritenreste noch häufig vor, aber stets nur in verstreuten, 
isolirten Bestandtheilen, nicht selten auch zerbrochen und in Hauf- 
werken zu förmlichen Breccien verkittet. Selten sind Bracbiopoden, 
noch seltener Gasteropoden , Pelecypoden und Cephalopoden. 
Wo das Gestein keine Fossilien erkennen lässt, ist es meistens 
breccienartig. 

Folgt man dem bereits betretenen Steige, welcher am Schlem- 
gehänge selbst, also am linken Ufer des Fretschbaches, von Ratzes 
über den Cipiter Ochsenwald auf den Schiern führt, so beobachtet 
man, wie von der Dolomitwand des Schiern aus. eine mächtige 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. iQc 

Dolomitbank über die erst erwähnten Wengener Schichten über- 
greift. Im unteren Theile von Cipit steht derselbe Zug von Wengener 
Schichten, als normales Hangendes der Augitporphyr-Laven an. In 
den tiefsten Lagen bei der Proslinhütte bereits finden sich in 
Wechsellagerung mit dem dünnblätterigen Schiefer (Daonellen- 
Schiefer) Kalkbänke*) mit Crinoiden, Cidariten und Korallen. Von 
dem Pachycardien-Conglomerat liegen Blöcke umher, welche aber 
wahrscheinlich aus höherer Lage vom rechten Abhänge herstammen. 
Die Dolomitbank, deren Abzweigung von der Hauptmasse des 
Schlemdolomits eben betont wurde, zieht als eine massig nach 
aussen abgedachte Terrasse am linken Ufer des Ochsenwaldbaches **) 
über den Wengener Schichten hin. Beim Uebergange des von Cipit 
auf den Schiern führenden Steiges setzt sie, mit reducirter Mächtig- 
keit und in geringer Ausdehnung, auf das rechte Bachufer herüber. 

Wie im Allgemeinen die südtirolischen Dolomite zu senkrechter 
Zerklüftung Neigung haben, so zeigt auch die kleine auf dem rechten 
Ufer des Ochsenwaldbaches vorkommende Dolomitpartie eine aus- 
gezeichnete Abklüftung zu vertical stehenden Platten. Bei ober- 
flächlicher Beobachtung liegt die Gefahr einer Verwechslung mit 
Schichtung nahe. Der Dolomit wird aber von schwachgeneigten 
Wengener MergeltufTen über- und unterlagert, wie die unzwei- 
deutigen Aufschlüsse in der Nähe der erwähnten Uebergangsstelle 
beweisen. Trotzdem ist in neuerer Zeit die Behauptung aufgestellt 
worden, dass hier eine ^^grossartige Schichtenstörung* vorliege, 
welche sich in den gleichfalls seiger aufgerichteten Dolomitschichten 
auf der westlichen Thahsohle am Fusse des Schierngehänges fort- 
setze und — 3^ übrigens schon von dem Eisackthale über Seiss her 
und über den Ostrand der Rosszähne hinüber sich verfolgen* lasse. 

Der durch den Ochsenwald auf den Schiern führende Pfad 
ersteigt zunächst die an Mächtigkeit zunehmende Dolomitplatte und 
fiihrt sodann durch längere Zeit auf derselben weiter. Hier zeigen 
sich nicht nur Einschlüsse von Tuffmasse im Dolomit, sondern auch 
an vielen Stellen, namentlich in den Wassergräben deutlich entblösste 
Wengener Schichten als regelmässige, ungestörte Ueberlagerung des 
Dolomites. Die Neigung dieser oberen Wengener Schichten ent- 
spricht vollkommen der Abdachung der Dolomitplatte und dem 
Einfallswinkel der unter dem Dolomit liegenden Wengener Schichten. 

*) Aus einem dichten grauen Kalke erhielt ich die wol erhaltene Wohn- 
kamroer einer Orthoceras. 

**) Der Fretschbach setzt sich am unteren Ende von Cipit aus zwei Zuflüssen 
zusammen, dem Ochsenwaldbache und dem Cipitbache. Der Ochsenwaldbach liegt 
westlich am Fusse des Schiern. 



Das Gebirge zwiKben F«»»» und Gröden. 

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Och»n«ild-Bich 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 



167 



Ueber den oberen Wengener Schichten, deren Mächtigkeit etwa 
zehn Meter beträgt, folgt eine zweite Dolomitplatte und eine dritte 
oberste Einlagerung von Wengener Schichten, Alles conform den 
tieferen Massen mit schwachem Ostfallen. 

Die Erscheinungen, welche sich hier der Beobachtung darbieten, 
sind im Wesentlichen dieselben, wie in den tiefer liegenden Buchen- 
steiner Schichten. Vom Dolomitstocke weg dringen Dolomitkeile 
schichtenfbrmig in den Schichtenverband der Wengener Schichten 
ein. Aber es tritt hier noch ein sehr bedeutsames Moment hinzu. 
Das Dolomitriff steigt ziemlich rasch, gegen oben zurücktretend, in 
die Höhe und Augitporphyrlaven wie Wengener Schichten lagern 
sich an die geböschte Dolomitwand an. 

Ich habe hier vergeblich nach den Stellen gesucht, an welchen 
die j^deutliche* Auflagerung des Schlemdolomites auf den Tuff- 
schichten sichtbar sein soll. Wenn das Gegentheil behauptet worden 
wäre, so fände ich dies eher begreiflich. Aber der Blick der meisten 
Beobachter war hier durch vorgefasste Meinungen umflort. Weithin 
sichtbar ist der grossartige Aufschluss an den Quellen des Ochsen- 
waldbaches, welcher die einer regelmässigen Auflagerung ähnelnde 
Anlagerung der Wengener Schichten an die auf grössere Er- 
streckung hin darunter eingreifende Dolomitböschung entblösst. 

Ochsenwatd-Bach 



W. 




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Durchschnitt durch das Clpiter Schlemgehinge und das QueUsebiet des Ochsenwald-Baches. 

(Anlagerung von Wengener Schichten an die BSschnngsflIche des Riffes.) 

t = Wengener Schichten mit Blöcken von Riffsteinen ;/> = Wengener Dolomit. 



Ehe wir in der Schilderung der Verhältnisse am unteren 
Schlemgehänge fortfahren, müssen wir der Uebersichtlichkeit der 
Darstellung wegen einen Blick auf die oberen Wände und Gehäng- 
stufen des bisher besprochenen Abschnittes werfen. Im Norden endet 
die Schlemmasse mit der abenteuerlichen Doppelpyramide der 
^Schlemzacken*, welche sich sofort als ein Erzeugniss des sub- 
aerischen Zerfalls verrathen. Hier hat die Denudation bereits ein gutes 



l6g Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

Stück Arbeit vollbracht. Das obere Plateau ist gänzlich abgetragen. 
Die im Süden der Schlemzacken folgende Wand, welche den Abfall 
des von den Raibler Schichten und einigen kleinen Resten von 
Dachsteinkalk gekrönten Plateau bildet, fällt mit wenigen unbe- 
deutenden Unterbrechungen glatt und steil, scheinbar senkrecht in 
die Tiefe. Die Denudation, welcher die verticale Zerklüftung des 
Gesteins vorarbeitet, hat auch hier ihre Wirksamkeit begonnen. 
Gegenüber den Schlemzacken war jedoch ihre Thätigkeit eine noch 
beschränkte. Es folgt dann eine Region noch weniger fortge- 
schrittener Abtragung, in welcher die Wand treppenförmig abfällt. 
Der von der Seisser Alpe auf den Schiern führende Weg gewinnt 
auf diesen Stufen die Plateauhöhe. Bis zu dieser Region erscheint 
die ganze Dolomitwand aufwärts bis zu den Raibler Schichten als 
eine schichtungslose, wie aus Einem Guss geformte Masse. Nur bei 
günstiger Beleuchtung gewahrt man wellig auf- und niedersteigende 
zackige Fugen, welche beiläufig im grossen Massstabe die Erscheinung 
der Stylolithen-Nähte wiederholt. Sieht man schärfer zu, so beobachtet 
man an vielen Stellen, dass die Flächen dieser Fugen nicht so 
vollkommen horizontal liegen, wie die Raibler und Dachstein- 
Schichten auf der Höhe des Schiern und die Werfener Schichten 
an dessen Basis, sondern sich schwach östlich, also gegen die 
Aussenseite des Berges, neigen. ' 

Ein wesentlich verschiedenes Aussehen bietet derjenige Theil 
der Schlemwand dar, welcher oberhalb der Zwischenlagerungen von 
Wengener Schichten und Dolomit des Ochsenwaldes beginnt und 
bis zu den Rosszähnen reicht. Erstlich hat die Steilwand des nörd- 
lichen Schiern einer bis nahezu auf die Plateaufläche reichenden 
Böschung Platz gemacht Sodann tritt an die Stelle des massigen 
Dolomites geschichteter Dolomit, dessen nach Osten verflächende 
Lagen die abgebrochenen Schichtköpfe in einer Reihenfolge zahl- 
reicher niederer Terrassen zeigen. Es herrscht in diesen geschichteten 
Dolomiten kein vollkommener Parallelismus der Flächen, wie bei 
gewöhnlichen Schichten und, was besonders auffallend ist, keine 
grosse Constanz der Schichten dem Streichen nach. Die Schichten 
schwellen bald %n, bald verdünnen sie sich. Die Schichtflächen hören 
häufig auf, fortzulaufen, zwei Bänke vereinigen sich zu Einer, und 
umgekehrt. Es wechseln steilere Neigungen mit flacheren. Wir 
gebrauchen fiir diese lediglich auf die noch erhaltenen Aussen- 
seiten der Riffe beschränkte Form der Schichtung die Bezeichnung 
, Ueberguss-Schichtung * . 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 



169 




Schemfltische Darstellung der Ueberguss-Schichtung an der BSschungaflXche eines Riffes. 

(Unten normale Schichtung in horizontaler Lagerung.) 



Bei der Beobachtung des Cipiter Schierngehänges fallt noch 
Eines auf. Man sieht häufig förmlich unterhöhlte Schichtenabbrüche. 
Untersucht man dieselben, so findet man in einigen Reste von 
Wengener Schichten. Andere sind leer. Die oben erwähnten An- 
und Zwischenlagerungen von Dolomit und Wengener Schichten 
geben den Schlüssel zur Erklärung dieser Erscheinung. Die Denu- 
dation ist von Seite der Seisser Alpe her, von den Wengener 
Schichten gegen das DolomitrifT vorgedrungen und hat an der 
Aussenseite des RiflTes die höher gelegenen (die jüngeren) Wechsel- 
lagerungen von Dolomit und Wengener Schichten bis zu den ver- 
jüngten letzten Spitzen der Wengener Schichten abgetragen. Aus 
den leeren Höhlungen sind die Wengener Schichten ausgewaschen. 

So erscheinen einige der Ueberguss-Schichten des Schlem- 
gehänges als die Fortsetzungen von, heute grossentheils entfernten, 
in die Wengener Schichten eingreifenden Dolomitzungen. 

Von den Schiernzacken bis zum Cipiter Schlemgehänge haben 
wir nun sehr verschiedene Denudations-Stadien in continuirlicher 
Reihenfolge unterschieden. Die Bedeutung der treppenformigen 
Absätze in der Gegend des Schlempfades wird nun klar; ebenso 
die eigenthümlichen zackigen Fugen in der senkrechten vorderen 
Schlemwand. Das Cipiter Schlemgehänge mit der noch wolerhaltenen 
Ueberguss-Schichtung wird bei weiterem Fortschreiten der Denu- 
dation allmählich in das Stadium der treppenformigen Absätze und 
durch dieses in das Stadium der glatten Steilwand mit wenigen, 
fast unmerkbaren Spuren der nach auswärts gerichteten Ueberguss- 
Schichtimg übergehen. Endlich wird auch die Region der zackigen 
Fugen entfernt sein und dann wird die Steilwand völlig schichtungslos 



lyQ Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

sein, wie es heute in der Schlemklamm und am Westgehänge des 
Schiern der Fall ist 

Daraus lässt sich aber weiter schliessen, dass entlang 
des ganzen Schlemgehänges bis zu den Schlemzacken , das ist 
allenthalben auf der dem Gebiete der Wengener Schichten zuge- 
wendeten Aussenseite des Schlemriffes, die gleichen oder doch 
wenigstens sehr analoge Verhältnisse geherrscht haben müssen, wie 
an der Cipiter Dolomitböschung. 

Wir kehren zur Besprechung der unteren Regionen wieder 
zurück. 

Durch den ganzen Kessel von Cipit, insbesondere aber in 
dessen oberen Theilen sind Einlagerungen von Riffsteinen in den 
schwarzen tuffigen Wengener Mergeln häufig. Das Gestein ist in 
der Nähe der Dolomitböschung reich an Korallen. Interessant sind 
Conglomerate aus Augitporphyr - Gerollen mit grossen Korallen- 
stöcken. Sie finden sich im oberen Cipitkessel. Auch am nördlichen 
Cipitgehänge kommen Riffsteine noch häufig vor. Es ist bereits 
bemerkt worden, dass sich die letzten Ausläufer bis in das From- 
bachgebiet erstrecken. Die isolirten Blöcke von Cipitkalk auf den 
weichen berasten Plateauflächen der Seisser Alpe haben schon 
längst die Aufmerksamkeit der Geologen erregt. Die häufig wieder- 
kehrende Angabe von der allgemeinen Verbreitung dieser Blöcke 
über das ganze Plateau ist aber unrichtig. Ausser dem Bereiche 
von Cipit und Frombach kommen sie nicht vor. Es wäre denn in 
der Eigenschaft als erratische Blöcke*). Wo sie frei auf der Rasen- 
fläche liegen, hat man sie seit jeher als Reste fester Kalkbänke 
betrachtet, welche der Denudation einen grösseren Widerstand 
entgegensetzten, als die weichen normalen Wengener Schichten. 
Gegen eine solche Anschauung lässt sich fiir einen Theil der Vor- 
komnmisse nichts einwenden. Viele, wahrscheinlich die meisten 
Blöcke sind aber nicht Ueberbleibsel fortlaufender Kalkbänke, son- 
dern sie sind bereits in Blockform in weichen tuffigen und merge- 
ligen Schichten vorhanden gewesen und durch die Abschwemmung 
ihrer Umhüllung biosgelegt worden. Dies zeigen zahlreiche Auf- 
schlüsse, in welchen Blöcke von Cipitkalk in tuffigen Gesteinen ein- 
gebettet sind. 



*) Da die filteren Angaben über das Vorkommen grosser Dolomitblöcke auf 
Widerspruch gestossen sind, so möge hier die Bemerkung Platz finden, dass sich 
thatsAchlich grosse Blöcke echten weissen Dolomits auf der SeisseralpflAche finden, 
so insbesondere am nördlichen Rande, in der Nfihe des Beginns der Pufelser 
Schlucht. Der aufPallendste dieser Blöcke führt den Namen „Sonnenstein'^ 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. i^i 

Besonders zahlreich sind die Blöcke der Cipitkalke in der 
Umgebung des Grunserbühels , einer kleinen gegenwärtig isolirten 
Kalkkuppe, welche sich nördlich von den Rosszähnen den Wengener 
Tuffen frei aufgelagert befindet Ein in die Wengener Mergeltuffe 
eingreifender Sattel trennt den Grunserbühel von einem an den 
Rosszähnen abzweigenden Dolomitgrat, welcher den obersten Cipit- 
kessel von dem Quellgebiet des Satzerbaches trennt. Dieser Dolomit- 
grat greift über die Wengener Schichten des obersten Cipitkessels 
über. Er ist daher, ganz analog den bereits erwähnten, vom Schlem- 
massiv abzweigenden Dolomitzungen, ebenfalls als eine in das Gebiet 
der Wengener Schichten eingreifende Dolomitbank aufzufassen. Ver- 
glichen mit den Dolomitzungen des Ochsenwaldes ist dies die 
oberste, jüngste und zugleich die am weitesten in das Tuffgebiet 
eingreifende Masse, als deren nördlichste Spitze der Grunserbühel 
zu betrachten ist. Man kann sich leicht vorstellen, dass bei weiterem 
Fortschreiten der Denudation dieser Dolomitgrat gänzlich entfernt 
wird. Dann würde das Gehänge der Rosszähne denselben Anblick 
gewähren, wie das Schlemgehänge auf der linken Seite des obersten 
Cipitkessels. Eine mächtige Ablagerung von Wengener Tuffen würde 
sich der Dolomitböschung anschmiegen und nur die abgebrochenen 
starken Köpfe der Ueberguss-Schichtung würden dem Blicke des 
Forschers den früheren Zustand der Dinge an dieser Stelle ver- 
rathen. Wendet man die umgekehrte Betrachtung auf das von der 
Denudation bereits stark mitgenommene Gebiet von Cipit an, so 
ergibt sich die Vorstellung, dass möglicherweise die Dolomitmasse 
des Grunserbühels einst als eine ausgedehnte Dolomitplatte von der 
Erstreckung des Schlemgehänges über das ganze Gebiet von Cipit 
imd vielleicht in nördlicher Richtung noch etwas über dasselbe 
hinaus verbreitet war. Die im Frombach-Gebiet vorhandenen Riff- 
steine fordern geradezu eine derartige Annahme. 

An der Basis des Grunserbühels findet sich eine Zone von 
typischen Riffsteinen mit zahlreichen Korallen, Cidariten und Crinoi- 
den. Darüber folgt eine Zone gelbgefarbten Dolomits, welche sich 
aus dem Riffstein heraus entwickelt und deutlich als dolomitisirter 
Riffstein erkannt wird. Zuoberst herrscht weisser Dolomit, welcher 
aber auch noch häufig durch verschiedene habituelle Merkmale an 
den Riffstein erinnert. 

Oestlich vom Grunserbühel bemerkt man in den Wengener 
Schichten reihenförmig geordnete anstehende Blockmassen von Riff- 
stein mit Korallen. 

In dem südlich zu den Rosszähnen ansteigenden Dolomi^^te 
findet man häufig Uebergänge vom Riffstein in den Dolomit, sowie 



172 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 



halb dolomitisirte Riffsteine. Korallen sind hier auch im Dolomite 
häufig und wol erkennbar, aber stets ist die innere Structur der- 
selben obliterirt. Einzelne Gesteine bestehen ganz aus zusammen- 
gesintertem Korallengrus. Höher aufwärts gegen die Rosszähne 
kommen rothe und rothgefleckte Dolomite vor, welche durch ihre 
Färbung an die Raibler Schichten der hiesigen Gegend erinnern. 

Durch das Thal des Satzerbaches getrennt, erhebt sich im 
Osten ein zweiter parallel verlaufender Dolomitrücken, welcher 
gleichfalls von dem Hauptkamme der Rosszähne abzweigt. 

Rosszähne 



8W. 




LXngaschnitt vom Schlerntnassiv bis in die Gebend nördlich von der Mahlknechthaue. 

(Inneres des Riffes; Uebergang des Dolomites in die Wengener Schichten durch Vermittlung 
von Rifl'stein-BlScken ; Bildung des Dolomites aus Riffstein-Blöclcen.) 

a = Augitporphyriaven ; b = Wengener Schichten mit Riffstein-Blöckcn : 6' = Wengener Dolomit ; 

c — Geschichteter Dolomit im Innern des Riffes. 



Die Bedeutung der Riffsteine wird durch die prachtvollen 
Aufschlüsse am südöstlichen Abhänge der Rosszähne in lehrreichster 
Weise demonstrirt. Bis über das Niveau der Mahlknechthütte herauf 
reichen die Augitporphyriaven. Ueber ihnen steigen dunkle Tuff- 
sandsteine und Conglomerate rasch zu der langgezogenen, viel- 
gezackten Mauer der Rosszähne an. Die Schichtung des Gesteins 
ist ausserordentlich klar. Das Fallen ist gegen Norden gerichtet. 
Linsenförmige und blockförmige Massen von grauem und braunem 
Riffstein sind zwischen den Tuffschichten regelmässig eingebettet 
und ihrer contrastirenden Farbe wegen weithin sichtbar. Man be- 
merkt deutlich, wie die Tuffschichten an den unregelmässig geform- 
ten Riffsteinen an- und absteigen.*) Der Riffstein ist hier meistens 
sehr dicht und arm an Fossilresten. Cidariten- und Crinoidenreste 
sind noch das häufigste. Verfolgt man die Wand gegen das Tierser 
Alpel zu, so behält man unter seinen Füssen stets die Augitporphyr- 



*J Unser Lichtbild mit der Unterschrift „Oestliches Ende des Kammes der 
Rosszähne, vom Mahlknecht" illustrirt diese Verhältnisse. 



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I^^ Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

jenseits der Schlemklamm auffallen. Er wird bemerken, dass östlich 
von der Schlemklamm der ungeschichtete Dolomit bis auf das 
Plateau des Schiern reicht, während im Westen von der genannten 
Rinne der ungeschichtete Dolomit nicht so hoch ansteigt und der 
Zwischenraum zwischen der Tafelfläche des Schiern und dem un- 
geschichteten Dolomit durch ein System geschichteter Bildungen 
in horizontaler Lagerung eingenommen wird. Man wird sofort mit 
der Bemerkung bei der Hand sein, dass die Schlemklamm mit einer 
Verwerfungslinie zusammenfalle und dass die geschichteten Massen 
der westlichen Schlempartie jünger sein müssten, als die das Plateau 
des östlichen Schiern bildenden ungeschichteten Dolomite. Dies ist 
jedoch keineswegs richtig. Die Unterlage der Schlemmasse zeigt 
nirgends die Spur einer nennenswerthen Störung, was doch der 
Fall sein müsste, wenn ein so namhafter Sprung die Bergmasse 
durchsetzen würde. Aber noch klarer wird die Annahme einer Ver- 
werfung widerlegt durch die Untersuchung der Gipfelflächen des 
Schiern selbst. 

Durch die ganze Schlemmasse bis zu den Rosszähnen hin 
zeigt sich das gleiche Verhältniss wie am oberen Ende der Schlem- 
klamm. Auf der Seite gegen die Seisser Alpe ragt stets der unge- 
schichtete Dolomit bis auf das Plateau des Berges, während auf 
der entgegengesetzten Seite geschichteter Dolomit, welcher kappen- 
förmig der ungeschichteten Hauptmasse aufgesetzt ist, bis auf die 
Schlemfläche hinanragt Beide Bildungen, der randliche Dolomit- 
wall, welcher auf der gegen die Seisser Alpe gerichteten Aussen- 
seite des Dolomitriffes steht, und die geschichteten Dolomite der 
Innenseite werden gleichförmig von söhlig gelagerten Raibler Schich- 
ten und geringen Resten von Dachsteinkalk bedeckt. Daraus geht 
zunächst klar hervor, dass wir es mit gleichzeitig gebildeten Ge- 
steinen zu thun haben. 

Die geschichteten Dolomite werden durch eine dünne Lage 
von Augitporphyr constant von dem damnter liegenden ungeschich- 
teten Dolomit getrennt. Bisher kannte man nur die Vorkommen 
von Augitporphyr in der Schlemklamm und nächst der St. Cassians- 
kapelle. Seit L. v. Buch, welcher seine kühne Dolomitisimngs- 
Hypothese auf die Augitporphyre der Schlemklamm gründete, 
galten diese Vorkomnmisse als den Dolomit durchsetzende Gänge. 
In Wirklichkeit ist aber das Auftreten des Augitporphyrs auf dem 
Schlem ein unzweideutig schichtförmiges und seine Verbreitung eine 
allgemeine im Gebiete der geschichteten Dolomite. Wo die Grenze 
gegen den randlichen Dolomitwall entblösst ist, wie in der Schlem- 



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174 



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Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 



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klamm*) und in einem Erosionsrisse am südöstlichen Zweige des 
Schlem, da sieht man den Augitporphyr in gleicher Weise am 
Dolomitwalle abstossen, wie die geschichteten Dolomite. Auf dem 
Tschafatsch und auf dem Mittagskofel sind die geschichteten Dolo- 
mite denudirt und bildet der Augitporphyr das Gipfelgestein. 

Sattel rwitchea Schiern und Rosengarten 



8W. 




LXngsachnitt, Bildlich vom vorigen» vom Schlemmassiv zur SeiMer Alpe. 
(Ueberfliesten der Augitporphyrlaven in das Innere des Schiernriffes.) 

a = Augitporphyrlaven; 6* = Wengener Dolomit. 



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Die Augitporphyrdecke des Schiern bildet die directe Fort- 
setzung der obersten Augitporphyrlaven der südlichen Hälfte der 
Seisser Alpe. Sie steht mit denselben über den Sattel des Tierser 
Aipeis, welcher das Schlem- von dem Rosengarten-Gebirge scheidet, 
in ununterbrochenem Zusammenhange. Nur an einer Stelle ist gegen- 
wärtig diese Verbindung unterbrochen. Es ist dies der vorerwähnte 
Erosionsriss im südöstlichen Zweige des Schlem an der Abdachung 
gegen das Tschamin-Thal. An dieser sehr instructiven Localität 
sind die geschichteten Dolomite sammt dem darunter liegenden 
Augitporphyr durch Auswaschung entfernt und der dahinter liegende 
ungeschichtete Dolomit ist entblösst. Links und rechts reichen der 
Augitporphyr und der geschichtete Dolomit bis an den Rand der 
Schlucht heran und entsprechen sich vollständig. 

Für die Altersbestimmung des ungeschichteten Schlemdolomits, 
d. i. der weitaus bedeutendsten Masse des den Schlem bildenden 
Dolomits, ist der Zusammenhang des Augitporphyrs des Schiern 
mit dem Augitporphyr der Seisser Alpe von grösster Bedeutung. 
Denn es folgt aus dem Mitgetheilten mit Nothwendigkeit, dass die 
Hauptmasse des Schlemdolomits gleichzeitig mit dem System der 
Augitporphyrlaven der Seisser Alpe gebildet wurde. Ich bezeichne 



*) Die beiden zusammenhängenden Lichtbilder „Die Schlernklamm vom 
Jungen Schiern'' zeigen deutlich das Abstossen der geschichteten Dolomite vom 
ungeschichteten randlichen Wall. An der Basis des geschichteten Dolomits zieht 



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Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden, 



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Burgstall 




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Schlerntpitze 






Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. jy^ 

detngemäss auch diesen Dolomit als Dolomit der Wengener Schieb* 
.ten o4er kurz Wengener Dolomit, wobei ich von der durch eine 
Reihe von Thatsachen unterstützten Anschauung ausgehe, dass die 
Kruptionen des Augitporphyrs auf den Bildungszeitraum der Wen- 
gener Schichten beschränkt waren. 

Was die geschichteten Dolomite des Schiern betrifft, so wird 
ein aliquoter unterer Theil derselben mit den Tuffsandsteinen und 
TufTconglomeraten der Rosszähne gleichaltrig sein, mithin noch den 
Wengener Schichten angehören. Die verbleibende obere Abtheilung 
ist alsdann als Vertreter der Cassianer Schichten zu betrachten. 

Die gleiche Betrachtungsweise g^ilt für die Altersbestimmung 
des randlichen Dolomitwalles, mit der Modification, dass man die 
ideale Grenzlinie zwischen den Wengener und Cassianer Schichten 
in einem etwas höheren Niveau anzunehmen hat Denn der Dolomit- 
wall nimmt im Verhältniss zu den geschichteten Dolomiten . eine 
überhöhte Stellung ein. 

Auf der Schiern- Abdachung gegen die Seisser Alpe dagegen 
hat man mit dieser Grenzlinie wegen des Abdachungswinkels der 
Ueberguss-Schichten etwas tiefer hinabzurücken. 

Die obere Fläche des Dolomitwalles bildet keine tischebene 
Fläche wie gewöhnliche Schichten. Sie erscheint zwar als Ganzes 
genommen durch eine bestimmte Niveaulinie gegen oben begrenzt, 
aber sie besitzt vielfache kleine Vertiefungen und Erhebungen, welche 
um die mittlere Niveaulinie oscilliren. 

Deshalb schwankt auch die untere Begrenzung der Raibler 
Schichten auf dem Dolomitwalle innerhalb geringer Höhenunter- 
schiede, während die Auflagerung derselben auf den geschichteten 
Dolomiten eine vollkommen ebenflächige und parallele ist. 

Erkennbare Fossilien sind im Allgemeinen Gelten im Dolomite 
des Schiern. Korallen walten noch am meisten vor. Auf dem Wege 
von der Seisser Alpe über die äussere Schlemabdachung sieht man 
häufig verzweigte und gekammerte Hohlräume, welche Herr Dr. 
A. Bittner auf das bestimmteste für Reste von Korallen erklärt. 
Das Gestein hat hier überall entschieden den Typus eines korallo- 
genen Kalkes. Die Behauptung, dass die Dolomite des Schlem- 
gehänges von Diploporen erfüllt sind, ist demgemäss zu modificiren. 
Das Vorkommen vereinzelter Diploporen kann immerhin als 
möglich eingeräumt werden. Aber der Typus der Diploporenkalke 
weicht erheblich vom Gesteinscharakter des Schlemgehänges ab. 
Auf dem südöstlichen Schlemkamme, auf welchem der Dolomitwall 
auf grosse Strecken hin bloss liegt, sind grosse Stöcke verästelter 
Korallen in aufrechter Stellung nicht selten. Ausser Korallen finden 

Mojsisovics. Dolomitriffe. 12 



178 ^^^ Gebirge zwischen Fassa und Gröden.' 

Sich im ungeschichteten Schlemdolomite hoch vereinzelte, von grossen 
Gasteropoden (Chemnitzien) herrührende Hohlräume. 

Die geschichteten Dolomite weichen in ihrem Habitus bereits 
etwas ab von dem Typus der korallogenen Kalke und nähern sich 
dem Aussehen der Diploporenkalke , welche im Latemar-Gebirge, 
auf dem Joch Grimm, auf dem Cislon und im Mendelgebirge zu 
den herrschenden Gesteinsarten zählen. In der That sind auch 
Diploporen aus der Gruppe der Annulatae Ben ecke's in diesen 
Schlemgesteinen keine Seltenheiten, 

Die Raibler Schichten nehmen, wie ein Blick auf die Karte 
zeigt, einen grossen Theil der Tafelfläche des Schiern ein. Man hat 
sie deshalb auch in neuerer Zeit als ^Schlemplateau-Schichten* 
bezeichnet Die von dem Gesteinscharakter der Raibler Schichten 
von Raibl abweichende petrographische Beschaffenheit der Raibler 
Schichten des Schiern rechtfertigt aber noch nicht die Anwendung 
einer besonderen Bezeichnung. In den Raibler Schichten unseres 
Gebietes herrscht einige Manigfaltigkeit der Gesteinsarten ^ aber 
nur wenige von diesen besitzen eine grössere Constanz in horizontaler 
Richtung. Auf dem Schiern kommen insbesondere zwei Gesteins- 
arten vor, welche zu den relativ verbreitetsten gehören. Dies sind 
die rothen oder weissen sandigen Dolomite und die rothen thon- 
reichen Oolithe mit den sogenannten Bohnerzen. Das letztere Gestein 
zersetzt sich an der Luft sehr leicht zu violettrothem Lehm, in wel- 
chem Rotheisensteine von Bohnen- bis Eigrösse enthalten sind. Die 
sandigen Dolomite umschliessen meines Wissens keine erkennbaren 
Fossilien. Sie scheinen aus cementirtem Dolomitsand (Kalksand) 
gebildet zu sein und rühren vielleicht von Korallengrus her. Die 
Oolithe fuhren stellenweise Fossilien und gehen dann auch in förm- 
liche Lumachellen über. Die Kalkschalen der Conchylien sind 
erhalten. Bezeichnend für den Charakter der Ablagerung ist die 
Häufigkeit zerbrochener Molluskenschalen. Die bekannteste und 
reichste Fundstelle von Fossilien ist das westliche Schlemplateau, 
wo man am Rande der Schlemklamm die ausgewitterten Schalen 
sammelt. Zu den häufigsten Vorkommnissen gehören hier: 

Pachycardia Haueri nav. sp.*) 
Trigonia Kefersieini 
Chetnnitzia alpina. 

Weniger häufig sind: 

Hoemesia Johannis Austriae 



*) Diese Muschel wurde bisher mit dem Namen der ihr nahe stehenden 
VorUuferin aus den Wengener Schichten Pachycardia rugosa Hau, bezeichnet. 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. iprg 

Corbis Mellingi ... 

Corbula Richthof eni 
Cypricardia rablensis. 

Von Cephalopoden kenne ich: 

Aulacoceras Ausseeanum 
„ retictäatum 

Arcestes cymbifortnis 

„ Klipsteifii . ^ 

„ Ausseeanus f 
die beiden letzteren Formen durch die Güte des Herrn Prof. Dr. 
Benecke, welcher sie selbst an Ort und Stelle gesammelt hatta 
Diese Cephalopoden^ welche sämmtlich der Zone des Trachyceras 
Aonoides der Hall stätter Kalke angehören, lassen keinen Zweifel 
darüber, dass die Raibler Schichten des Schiern auch echte Raibler 
Schichten sind. In der Einleitung ist gezeigt worden, dass die Halt 
stätter Kalke der Zone des Trachyc. Aonoides und die Raibler 
Schichten heteropische, gleichzeitige Bildungen sind. 

Auf dem östlichen Schlemplateau sind die Oolithe grossen- 
theils durch Denudation entfernt; doch finden sich die charakteristischen 
Bohaerze noch häufig in Vertiefungen des Bodens zusammenge- 
schwemmt. Weisse und gelbe sandige Dolomite sind hier sehr ver- 
breitet Auch Gesteine ' mit Homstein-Einschlüssen kommen vor. 
Die Unterlage dieser Raibler Schichten bildet der Wall aus un- 
geschichtetem Dolomit. 

Ein interessantes, aber sehr beschränktes Vorkommen von 
Raibler Schichten findet sich an der ^Rothen Erde* im südöstlichen 
Schlemzuge. Die Höhe des Rückens bildet der randliche Dolomit- 
wall. An dessen Südseite angelagert erscheint unterhalb des 
weissen Dolomitrückens der rothe Oolith der Raibler Schichten, aus 
wallnussgrossen concentrisch-schaligen Kugeln zusammengesetzt Die 
Unterlage dieser Raibler Schichten bilden die geschichteten Dolomite. 

Rothe Erde Abfall zur Seisser Alpe 




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DttKhichnitt durch den Schlcr&rOcken sn der Rothen Erde. 

y» Ä Wengentr Dolomit; e = Augitporphyrlavcn ; g - Geschichteter Wengener- uad Cassianer 
Dolomit;^ 3 Dem letzteren entsprechender ungeschichteter Dolomit; A = Raibler Schichten. 



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{go Das Gebirge zwischen Fassa und GrOdeo. 

Vom Dachsteinkalk finden sich auf ier Höhe des Schiern vier 
isolirte Reste. Der nördlichste bildet den Burgstall, eine kleine auf der 
Nordspitze des östlichen Plateau aufragende Kuppe. Die grösste 
Masse liegt im Süden der Schlemldamm. Ein riesiges Steingewürfel 
baut sich zu einer stumpfen, breitbasigen Pyramide auf^ Dies ist 
die Schlemspitze im engsten Sinne. ^ Das Gestein ist stark zerfallen 
und geht baldiger gänzlicher Zerstörung en^egen. Auf der Südseite 
hat man ein grosses Steinmeer zu durchklettern, ehe man auf 
grössere, zusammenhängende, aber auch wieder stark verstürzte 
Felsmassen kommt Zwei weitere Reste liegen südöstlich auf der 
Höhe des Schlemrückens. Von Versteinerungen sind Steinkeme von 
Megalodonten und Hohldrücke von Schnecken (Turbo solitarius) zu 
erwähnen *). 

Ueber die steilwandigen, westlichen und südlichen Abstürze 
der Schlemmasse lässt sich wenig Belangreiches berichten. Der 
Steilrand ist ein Werk der Denudation. Er deutet auf einstige, weitere 
Ausdehnung des Dolonüts hin. Der obere ungeschichtete Dolomit 
entspricht, wie die Untersuchung der Nordostseite ergeben hat, den 
Wengener Schichten. Die untere Dolomitbank vertritt die Buchen- 
steiner Schichten und den oberen Muschelkalk. Unterer Muschelkalk 
und Werfener Schichten behalten die gleichen Charaktere, wie im 
Grödener Thale. 

Ein prachtvoller, weithin (bis Bozen) sichtbarer Aufscbluss in 
den Werfener Schichten findet sich in der Nähe des Felseckhofes 
im Tierser Thal. 

Nicht unbedeutenden Modificationen unterliegen an def* West- 
seite des Schiern die Bellerophon - Schichten. Die Mächtigkeit 
derselben nimmt bedeutend ab, indem einzelne Gesteinsarten, 

*) Die beiden zusammengehörigen Lichtbilder „Das südliche Schlernplateau 
mit dem Rosengarten" zeigen zun&chst auf der Ostseite den Abfall der Schiern- 
masse gegen die Seisser Alpe, in welchem man deutlich die steile Ueberguss- 
Schichtung wahrnimmt. In der Tiefe vor den Rossz&hnen ist die Anlagerung der 
weichen Wengener Schichten, resp. das Untergreifen der Dolomitböschung unter 
die Mergel bemerkbar. Der zur „Rothen Erde" hinziehende wellige Schiernrücken 
bildet den randlichen Aussenwall des Riffes. Der grosse Schutthaufen im Vorder- 
grunde stellt eine zerfallene Dachsteinkalk-Kuppe vor. Raibler Schichten nehmen 
die vordersten grasbewachsenen Partien der Ansicht ein. In der sanften Böschung 
unterhalb der Dachsteinkalk -Kuppe liegen unter den Raibler Schichten die 
geschichteten Dolomite und die Augitporphyrdecke. Den Steilabfall bildet sodann 
ungeschichteter Dolomit. — Im Hintergrunde erscheint in gleichfalls söhliger Lagerung 
das Dolomitriff des Rosengarten, dessen Basis um 800 Meter höher liegt, als die 
Basis di^ Schiern. Man erkennt deutlich die vorspringende Bank des unteren 
Dolomits (Mendola-Dolomit), unterhalb welcher die Werfener Schichten u. s. f> 
folgen. 



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Dolomits (Mendola-Dolomit), unterhalb welcher die Werfener Scdicuicu 

folgen. 



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Das Gebirge zwischen Fasse und Gröden. i8i 

namentlich die dunklen fossUfiihrenden Kalke nach und nach aus- 
keilen. Die gypsfiihrende Zone setzt allein mit grosser Constanz 
fort, aber auch ihre Mächtigkeit ist etwas reducirt. Gelbliche 
dolomitische Gesteine und graue Gypsmergel begleiten die Gypse. 
Sie fuhren eine aus kleinen Zweischalem bestehende Fauna. 



4. Das Dolomitriff des Rosengarten. 

Schiern und Rosengarten bilden zwar in genetischer Beziehung 
ein zusammengehöriges Ganzes, tektonisch und orographisch sind 
sie aber geschieden,, so dass es nicht unzweckmässig ist, jede dieser 
Gebirgsmassen für sich zu betrachten. Die orographische Grenzlinie, 
welche durch das Tschamin-Thal über den Sattel des Tierser Aipeis 
in das oberste Duronthal läuft, fallt mit der tektoiyschen Scheidung 
nicht genau zusammen. Diese liegt etwas südlicher. 

Wie bereits bei der Besprechung des Bozener Porphyrplateau 
hervorgehoben wurde, bezeichnet das Tierser Thal den Verlauf eines 
merkwürdigen Schichtenfalles, in Folge dessen die nördlich von dem- 
selben befindlichen Schichtensysteme eine allgemeine Senkung 
erfahren. Während der Regel nach dicht benachbarte Tafelmassen 
von horizontaler Lagerung und identischer Zusammensetzung, aber 
abweichender Höhe durch Verwerfungen getrennt sind, tritt hier in 
bestimmter linearer Richtung ein regelmässiges Nordfallen, mit- 
hin eine allgemeine Abwärtsbeugung der Schichten ein, welche 
das höhere südliche Plateau in das niedrige nördlichere Plateau 
überfuhrt. Es entsteht eine Uebergangszone mit geneigten Schichten 
zwischen zwei horizontalen Massen von verschiedener Höhe. 

Der Rosengarten ist die höhere südliche Tafelmasse; die 
Uebergangszone verläuft auf der Nordseite des Purgametschthales, 
in dessen oberstem Quellgebiete bereits der ziemlich steile Schichten- 
fall beginnt. Da die Hauptmasse des Rosengarten aus ungeschichtetem 
Dolomit besteht, so lässt sich nur aus der Lagerung der tieferen 
Schichten die Neigungsänderung erkennen. Die schmale untere 
Dolomitbank (Mendola^-Dolomit), welche sich im Rosengartengebirge 
besonders scharf von dem oberen mächtigeren Dolomit abhebt, 
gestattet selbst aus grösserer Entfernung den Eintritt des plötzlichen 
Schichtenfalles zu erkennen. Von allen westlich gelegenen Aussichts- 
punkten aus sieht man deutlich die von Süden nach Norden laufende 
söhlige Bank des unteren Dolomits. Liegt Schnee auf dem Gebirge, 
so zieht sich auf der vorspringenden Schichtfläche ein continuirliches 
Schneeband hin, durch welches das Bild an Deutlichkeit gewinnt. 



Dil Gebirge iwUcIien Ftiu und Grdden. 



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Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. iga 

Plötzlich erscheint im Norden die Dolomitbank abgeschnitten und 
der ungeschichtete Dolomit, welcher bisher blos die Höhen krönte, 
sinkt bis in die Tiefe des Einschnittes von Tschamin, von wo aus 
er wieder in söhliger Lagerung im Schlemgebirge fortsetzt. Da die 
obere Gebirgscontour trotzdem keine Erniedrigung' . zeigte so folgt 
daraus die viel bedeutendere Mächtigkeit des ungeschichteten Dolo- 
mits in und nächst der Region des Schichtenfalles im Vergleiche 
zu den über der söhligen Mendola-Dolomitbank sich erhebenden 
Dolomitresten- Wir werden bald erfahren, dass diese Folgerung 
durch andere Thatsachen bestätigt wird. 

Die Grösse und Bedeutung dieser Niveauverschiebung lässt 
sich am besten aus der Niveaudifferenz ermessen, welche zwischen 
den horizontal gelagerten Partien des Rosengarten- und Schlem- 
gebirges besteht Wir wählen zur Vergleichung die Niveaulinie der 
Auflagerung des unteren Muschelkalkes auf den Werfener Schichten. 
Im westlichen Rosengartengebirge liegt dieselbe zwischen den 
Isohypsen von 2200 — 2300 Meter, im Schlemgebirge zwischen 
1460 — 1500 Meter. Die Fallhöhe beträgt daher 800 Meter. 

In östlicher Richtung erfährt indessen auch das Rosengarten- 
Gebirge eine allmähliche Senkung, deren Gesammtbetrag nahezu der 
Fallhöhe des Schierngebirges gleichkommt. An der Südspitze des 
Rosengarten beträgt die Höhe, in welcher der untere Muschelkalk 
den Werfener Schichten auflagert, noch zwischen 2200 — 2300 Meter, 
am Monte di Campedie bei Vigo di Fassa nur mehr 1800 Meter, 
am Ostrande des Campedie-Rückens 1600 Meter. Weiter nördlich 
ist die Senkung eine massigere. Unmittelbar nördlich vom Ostende 
des Muschelkalkes auf dem Campedie-Rücken, auf der linken Thal- 
seite des Vajolett-Thals, beginnt der untere Muschelkalk bei 1700 
Meter imd erst oberhalb Mazzin am östlichen Ausläufer des Rosen- 
gartenriffs bei 1600 Meter. 

Im Gegensatze zu dem rapiden, sturzförmigen Absinken des 
Schlemgebirges, ist die allmähliche Neigung des Rosengartengebirges 
gegen Osten kaum merkbar, da sich . dieselbe auf eine grössere 
Strecke vertheilt. 

Gegen Westen und Süden bricht das Rosengartengebirge mit 
steilen Denudationswänden ab, im Norden hängt es mit der Schlem- 
masse zusammen. Im Osten ist die geneigte Aussenfläche des Riffs 
grossehtheils noch erhalten; nur im oberen Durori-Thale, soweit dieses 
Thal der Grenze zwischen dem Dolomit und den Augitporphyrlaven 
folgt, ist die ursprüngliche Böschung der duh:h die Denudation gebildeten 
Steilwand gewichen. Sehr schön ist die unter etwa 45 Grad geböschte 
Aussenfläche des Riffes längs der Anlagerung der Augitporphyrlaven 



i84 



Das Gebirge zwischen Fsssa und Gröden. 



des Monte Donna-Massivs zu sehen. Die Ueberguss-Schichtung zeigt 
sich auch hier in prächtiger Entwicklung. Die beigefugte, vom Gehänge 
des Dolomitriffes aus aufgenommene Ansicht (, Sattel zwischen dem 
Duron* und demUdai-Thal*) lässt sowol die Böschungsfläche desRiffs» 
als auch die Anlagerung der deutlich geschichteten Augitporphyr- 
laven erkennen. Das bei Mazzin in das Fassa-Thal mündende Udai- 
Thälchen entspringt im Gebiete der Augitporphyrlaven und durch- 
bricht sodann den östUchen Ausläufer des RosengartenrifTs, welches 
noch vor der Mündung des Donna-Thales zu Ende geht. Da die an- 
gelagerten schwarzen Augitporphyriaven lebhaft von dem weissen 
Dolomite abstechen, so hat man eine sehr günstige Gd^enheit, die 
untere Grenze eines grossen Dolomitriffes zu beobachten. 

Das Riffende, sowie überhaupt die Hauptmasse des Rosen- 
gartenriffes gehört den Wengener Schichten an. Die Buchenstcäner 
Schichten sind durch die Knollenkalke vertreten. Der untere 
Dolomit repräsentirt daher blos den oberen Muschelkalk. Die 
nahezu söhlige obere Schichtfläche desselben, welche auf der linken 
und rechten Thalseite von Udai sehr scharf hervortritt und sich 
dann weiter gegen Osten hin als Unterlage der Augitporphyrlaven 
verfolgen lässt, gestattet den Unterschied zwischen normaler Schicht- 
fläche und Böschung des Riffs, welche durch die Contactlinie der 
oberen Dolomitpartie östlich von Udai dargestellt wird, zu über- 
blicken. 



Gehänge des 
Rosengarten 



Udti-Thal 



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Durdwchnitt durch das Udai-Th«I bd Massin. 

(Anlagerung der Augitporphyrlaven an die Bötchungtflichen des Riffes.) 

a = Werfener Schichten; b zz Unterer Muschelkalk; e = Oberer Muschelkalk; g = Buchensteiner 

Schichten ; e = Augitporphyrlaven ; p = Wengener Dolomit. 



Die Buchensteiner Schichten sind nur an der Westseite des 
Rosengartens durch Dolc»nit vertreten. Längs der dem Fassa-Thale 
zugewendeten Abstürze sind allenthalben die Knollenkalke zwischen 
dem unteren und oberen Dolomit vorhanden. An der scharfen Süd- 
westecke nächst dem Caressa-Passe (P. Costalunga der Karte) sieht 



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Das Gebirge zwischen Fasse und Gröden. 



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Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 



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man sie noch deutlich über der unteren Dolomitbank. Sie ziehen 
sodann auf der Westseite noch gegen die Rothe Wand in unver« 
minderter Stärke fort. Unterhalb der Rothen Wand liegen sie unter 
Schuttbedeckung. Nördlich von dem die Rothe Wand im Norden 
begrenzenden tiefen Einschnitt nimmt, wie die beiliegende Ansicht 
(,Die Rothe Wand, Südspitze des Rosengarten, von W.*) zeigt, der 
untere Dolomit an Mächtigkeit bedeutend zu, indem er in die fort- 
gesetzt gedachte Zone der Buchensteiner Schichten hinaufreicht. 



Rothe Wand 



Caressa-PaM 




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Llngaachnitt durch das BOdliche Roicngartcagebirge. 
(Uebergang der Bachensteiner Schichten in Do!omit.) 

Werfener Schichten; &<= Unterer Muschelkalk; c = Oberer Muschelkalk; d = Buchensteiner 
Schichten; d^ = Buchensteiner Dolomit; e = Wengener Dolomit. 



Die Buchensteiner Schichten sind auf ein schmales Band reducirt, 
welches oberhalb der verstärkten unteren Dolomitbank noch eine 
Strecke weit gegen Norden fortzieht, bis es gänzlich auskeilt. Der 
obere Zuwachs der unteren Dolomitbank lässt sich anfangs noch 
leicht von der älteren, dem oberen Muschelkalk angehörenden Zone 
unterscheiden. Es zeigt sich Ueberguss-Schichtung und blockförmige 
Zusammensetzung mit eingreifenden, wol von ausgewitterten Zungen 
der Buchensteiner Schichten herrührenden Höhlungen. 

Im Norden der Rothen Wand sind sonach Buchensteiner 
Schichten und oberer Muschelkalk in eine einzige, ungetheilte Do- 
lomitbank verschmolzen. 

Die tieferen Schichten ziehen in einförmiger . Gleichförmigkeit 
fort Die Bellerophon-Schichten werden gegen Süden wieder mäch- 
tiger. Auf dem Caressa-Passe , dessen Jochhöhe Von Bellerophon- 
Schichten gebildet wird, und an dem nach Vigo führenden Wege, 
zeigen sich gute Entblössungen. Ausser den reichlich vertretenen 
Gypsen erscheinen auch dunkle Kalke und Polomite, sowie Rauch-, 
wacken. 

Von jüngeren Bildungen, als Wengener Dolomiten, haben sich 
blos im Nordosten des Rosengartenmassivs geringe Reste erhalten. 



l86 ^^9 Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

Im Molignon-Rücken, welcher die Zuflüsse des Tschamih-Bach'es vom 
Duron-Gebiete scheidet, ist ein Relict des ehemaligen Dolomitplateau 
mit einem sehr geringen, der Aufmerksamkeit leicht entgehenden 
Aufsatze von Raibler Schichten und Dachsteinkalk sichtbar. Der 
Punkt ist durch die Höhencote 2720 auf der Karte markirt. Die 
Plateaufläche ist gegen Norden leicht geneigt. Es befindet sich der 
Molignon bereits im Norden des grossen, vorhin besprochenen 
Schichtenfalls. Der Dolomit erreicht daher hier die grösste Mächtig- 
keit im Rosengartengebirge. Würde die Unterlage des Molignon 
sich in gleicher Höhenlinie mit dem südlicheren Hauptstocke be- 
finden, so würde er mit dem Marmolata-Hom an Höhe wetteifern. 
Erwähnenswerth ist vom Molignon noch, dass man an seiner 
Ostseite, trotzdem dieselbe bereits in das Steilwand-Stadium ein- 
getreten ist, die Spuren und die Richtung der Uebergfuss-Schichtung 
noch deutlich wahrnimmt. Die Neigung der Uebergfuss-Schichten ist 
gegen Nordosten gerichtet und bedeutend steiler, als die Neigung 
der oberen Plateaufläche. Da der Molignon die Einsattlung des 
Tierser Alpeis begrenzt, durch welche Augitporphyrlaven in das 
Innere des Schlemriffes eingedrungen sind, so gewinnt die nordöst- 
liche Neigung der Uebergfuss-Schichten ein besonderes Interesse für 
die Bildimgsgeschichte des Schlem-Ros^igartenrifTs. Wenn ein Canal 
das alte Riff an dieser Stelle durchbrach, um den Zugang zur Lagune 
herzustellen, so verhielten sich die Canalwanduhgen, insbesondere 
wenn die eindringende starke Strömung sich an ihnen heftig brach 
und eine Rückstauung herbeiführte, wie die Windseiten der Riffe. 
Für das Verständniss des Zusammenhangs der Südtiroler Riffe 
ist noch das localisirte Vorkommen geschichteter Dolomite inner- 
halb des Rosengartenstockes von Bedeutung. Nördlich vom Monte 
altö di Cantenazzi findet sich in dem schmalen Rücken zwischen 
dem Vajolett-Thal und dem Welschenofener Poiphyrplateau eine 
Gruppe auffallender Felszacken. Sie ist von sehr geringer Ausdeh- 
nung und dadurch ausgezeichnet, dass ihre oberen Partien horizontal 
geschichtet sind. Ich halte sie für älter als die geschichteten Dolo- 
mite des Schiern, aber ebenso wie diese für Lagunenbildungen. 
Bereits das benachbarte Latemar-Gebirge besteht durchaus aus 
solchen geschichteten Kalken und Dolomiten und ebenso alle die 
Dolomitberge gleichen Alters im Westen der Etsch. Die geschich- 
teten Felszacken nördlich vom Monte alto di Caiitenazzi können 
als der östliche Rand der allmählich gegen Osten vorrückenden 
Lag^nenbUdung betrachtet werden. 

' Die ilbrigen Dolomitmassen des Rosengarten sind ungeschichtet. 
BlockstFuctür tritt an vielen Orten auf 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. j^y 

Die Fassaner Abdachung des Rosengarten fallt bereits in die 
Region der Melaphyr- und Augitporphyr-Gänge. Von Udai durch 
das Vajolett-Thal und über die Berge von Vigo zieht sich diese 
äusserste Zone von Gärigen bis über den Caressa-Pass. Im Norden 
der Breite der Rothen Wand habe ich keine Gänge mehr wahr- 
genommen. 

5. Das Südgehänge der Fassa-Grödener Tafelmasse. 

Den. einfachen regelmässigen Bau, welchen wir am Nord- 
gehänge der Fassa-Grödener Tafelmasse kennen gelernt haben, 
suchen wir viergebens im Süden wieder. Das Gebirge ist in Schollen 
verschiedener Grösse zerspalten, die Schichtneigung und die Fall- 
richtung wechseln häufig und Eruptivmassen dringen, allerdings 
noch in bescheidenem Maasse, gang- und stockförmig zwischen die 
Sedimentbildungen ein. 

Orographisch, physiognomisch und geologisch sind die süd- 
lichen Districte der Fässa-Grödener Tafelmasse die Fortsetzung der 
Seisser Alpe. Das mächtige System der Augitporphyrlaven, welches 
wir als den Südrand der Seisser Alpe im Bergzuge »Auf der 
Schneid* (Monte Palaccio) kennen gelernt haben, setzt in voller 
Breite auf die Südseite über, erfüllt den ganzen Raum des oberen 
Duron-Thales und bildet die Hauptmasse des Donna-Gebirges 
^wischen dem Duron-Thal und dem Fassa-Thal. Im Westen lagert 
es übergreifend der Dolomitböschuhg des Rosengartenriffes an. Im 
Nordosten, gegen die Langkofel-Gnippe zu, wird es von Wehgener 
Schichten bedeckt, welche wir im, Zusammenhange mit dem Dolo- 
mitriff des Langkbfels besprechen werden. Gegen Osten wird .das 
Gebiet der Augitporphyrlaven zu einem schmalen Streifen eingeengt,' 
indem Schollen älterer Bildungen auf der Südseite einen grösseren 
Raum beanspruchen. In derselben Gegend theilt eine grössere Ver- 
werfung das System der Laven in zwei Züge. 

Wenn man von der Seisser Alpe über das Joch am Plattkofel 
kommend dem Duron-Thale zueilt, fuhrt der Weg zunächst über 
Wengener Schichten, an Ausläufern des Langkofel-Dolomitriffs vor- 
bei, in die hier vorherrschend conglomeratischen Augitporphyrlaven. 
Bei der Isohypse von 2100 Meter erreicht man ini Liegenden der 
Laven etwas Dolomit mit Tuffschmitz^n und sodann Buchensteiner 
Schichten mit Pietra* verde. Es ist nicht unmöglich, dass dies der 
gegen Süden aufsteigende Schichtenkopf jener Buchensteiner Schieb« 
ten ist, welche am Ausgange des Perdia-Baches in das Saltaria- 
Thal als die Unterlage der Augitporphyrlaven des Monte Palaccio 



l88 ^^ Gcbtrg« zwischen Fassa und Gröden. 

bei der 1800 Meter Curve entblösst sind. Im Süden sind die Buchen- 
Steiner Schichten plötzlich durch eine westöstliche Verwerfung ab- 
geschnitten. Es erscheinen zunächst senkrecht aufgerichtete oder 
überkippte feste Tuffschiefer, in denen der W^ eine Strecke weit 
fortsetzt Der Bach zur Linken folgt der Verwerfung. Man gelangt 
sodann in den unteren Zug der Laven. Dieselben sind bald conglo- 
meratisch, bald zeigen sie kugelförmige Absonderung. Bei der Ka- 
pelle der Duron-Alpe betritt man endlich dien Thalboden von Duron. 

Diese Verwerfung lässt sich gegen Osten, am Nordabhange 
des Col Rodella vorüber bis in das nächst Canazei in das Fassa- 
Thal mündende Mortitsch-Thal verfolgen. Die auf der nördlichen 
Lippe der Verwerfung anstehenden Buchensteiner Schichten jedoch 
erreichen nordwestlich vom Col Rodella ihr Ende, da östlicher zu« 
nächst die Laven, sodann aber die Wengener Schichten an der 
Verwerfungslinie abschneiden. 

Im Westen verliert man bald deutliche Anzeichen des Fort* 
Setzens der Verwerfung, indem die Buchensteiner Schichten unweit 
der oben erwähnten Stelle wieder verschwinden. Wahrscheinlich 
setzt aber die Verwerfung auf der linken Seite von Duron und 
zwar in geringer Höhe über dem Thalboden mit stets abnehmender 
Sprunghöhe noch etwas westlicher fort. 

Kurz bevor die Buchensteiner Schichten nächst Col Rodella 
abschneiden, erscheint unter ihnen in geringerer Ausdehnung Dolo» 
mit des oberen Muschelkalks, welcher von einem Melaphyrgang 
durchsetzt ist, und Werfener Schiefer, welcher scheinbar mit der 
ausgedehnteren Masse des Col Rodella in ungebrochener Verbindung 
steht. Der untere Zug der Augitporphyrlaven erreicht in derselben 
Gegend sein östliches Ende. Was nun bis in das Mortitsch-Thal 
hinein die Verwerfung im Süden begrenzt, lässt sich als Rodella« 
Scholle bezeichnen. Eine andere, etwas grössere Scholle nimmt west- 
licher, noch unterhalb des unteren Augitporphyrzuges im Duron- 
Thal ihren Anfang und erstreckt sich parallel der Rodella-SchoUe 
bis Mortitsch. Sie besteht gleich der Rodella-SchoUe aus Werfener 
Schichten und Muschelkalk. Dies ist die Scholle von Gries. Eine 
dritte Scholle, welche nach Campitello genannt werden kann, dehnt 
sich zu beiden Seiten des untersten Thabtückes von Duron aus. 

Die Rodella-SchoUe nimmt in ihrem westlichen Theile die 
gleiche Höhe ein, wie die Westflanke des Rosengartengebirges. Der 
untere Muschelkalk fällt mit der 2300 Meter Curve zusammen. 
Ueber ihm erhebt sich, nur sanft gegen Norden geneigt, die wrisse 
Dolomitbank des oberen Muschelkalks als Gipfelmasse des Cot Ro^ 
della (2482 Meter Höhe), welcher einen überaus lehrreichen und 



Das Gebirge zwischen Fassa und Oröden. igg 

gtossartigen Ueberblick des Fassaner Gebietes gewährt. Der Dolo- 
mit zeigt Ueberguss^hichtung. Gegen das Mortitsch-Thal zu senkt 
sich die Scholle ein wenig. Die Verwerfungslinie, welche die Ro- 
della-Scholle gegen Norden begrenzt, schneidet scharf an den Wer- 
fener Schichten, beziehungsweise am Muschelkalk des Col Rodella 
ab. Bis zur Ostspitze des Monte di Gries bilden die Laven, öst- 
licher die Wengener Schichten, den Südrand der Verwerfung. Die 
Scholle von Gries ist durch eine Verwerfungslinie von der Rodella- 
Scholle abgegrenzt Das Einfallen ist vorherrschend südwestlich und 
südlich. Eine Zone von Muschelkalk-Dolomit läuft an der Grenze 
gegen die Rodella-Scholle. Zwischen Gries und Pian zieht sich die- 
selbe weit am Gehänge abwärts. Bei Gries erreicht ihre Südspitze 
sogar die ThalsoHle. Unterhalb des Muschelkalks nehmen die Wer- 
fener Schichten den grössten Theil des Gehänges ein. Sie fallen, 
conform der Hauptneigung der Scholle, steil gegen Südwesten ein, 
und nur an der Grenze gegen die Campitello-SchoUe tritt flaches 
Nordostfallen ein. Auf dem Gehänge gegen das Duron-Thal scheint 
eine theilweise Ueberldppung oder vielleicht richtiger eine Ueber- 
schiebung des Werfener Schiefers über den Muschelkalk-Dolomit 
vorhanden zu sein. Die Aufschlüsse längs des vom Duron-Thal auf 
Col Rodella führenden Weges lassen kaum eine andere Erklärungs- 
weise zu. 

An der Grenze gegen die Rodella-Scholle kommen südwestlich 
vom Col Rodella Melaphyrgänge vor. 

Am Ostende der Scholle von Gries tritt in grösserer Aus- 
dehnung Augitporphyrgestein auf, dessen richtige Deutung -einigen 
Schwierigkeiten unterliegt. Ein Theil des Gesteins gleicht den con- 
glomeratischen Laven, und man ist um so eher geneigt, sich von 
dieser Aehnlichkeit beeinflussen zu lassen, als am linken Ufer des 
Mortitsch-Baches Augitporphyrgesteine vorkommen, welche mit dem 
Lavensystem des Greppa-Gebirges und des Sasso di Capello-Zuges 
^zusammenhängen. Es kommen aber in diesen Gebirgen neben dem 
geflossenen, bankförmig abgesetzten Eruptivgestein auch stock- und 
gangförmige Massen nicht selten vor; doch war es nicht möglich, 
dieselben auf der Karte gegenseitig abzugrenzen. In Gegenden, wo 
die Eruptivmassen mit sedimentären Bildungen in Berührung treten, 
ergibt sich aus der Art des tektonischen Verbandes, ob man es 
mit Laven oder mit durchsetzenden Ausfiillungsmassen zu thun 
hat. Die Augitporphyrmasse von Canazei nun erscheint, nach den 
tektonischen Beziehungen zu den nachbarlichen Sedimentgesteinen 
beurtheilt, wie eine durchsetzende Masse, und als solche wurde sie 
auch in der Karte ausgeschieden. Wollte man dieselbe als Lava 



IQO Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

betrachten, so müssten ganz eigenartige und ' complicirte Verwer- 
fungen' angenommen werden. Die petrographische Aehnlichkeit liiit 
den Laven ist nicht entscheidend, da noch an mehreren Punkten 
des Fassaner Eruptivgebietes unzweifelhafte Gang^assen mit Lava* 
structur vorkommen. 

Am Gehänge bei Canazei ragt mitten aus der Augitporphyr- 
masse eine scharfzackig zugespitzte Dolomitklippe empor, welche 
nach der hier angenommenen tektonischen Deutung als eine um- 
schlossene Scholle von Muschelkalk-Dolomit angesehen werden 
muss. Der Dolomit ist stellenweise von fein verzweigten Adern vori 
Melaphyrmasse durchzogen. Dies wären Miniaturgänge. 

■ 

Der Werfener Schiefer, welcher den Augitporphyr im Süden 
und Südwesten begrenzt, zeigt bergeinwärts gerichtetes Fallen. 

Die Scholle von Campitello bildet ein flaches Gewölbe, dessen 
Schenkel vom Duron-Bache hinwegfallen. Die Kuppel ist zerstört 
und der Duron-Bach fliesst in der Achse des Gewölbes durch sehr 
fossilreiche Werfener Schichten. Der Fahrweg fuhrt über Platten, 
voll von Manotis aurita. Das oberste Glied der Scholle bildet weisser 
Muschelkalk-Dolomit, welcher auf beiden Gewölbschenkeln ansteht. 
Bei Fontanazzo di sopra wird der Muschelkalk-Dolomit des west- 
lichen Schenkels durch einen kleinen Melaphyrstock abgeschnitten, 
welcher auch in die westlich anstehenden Werfener Schichten der 
Donna-Masse hinübergreift. 

Die Donna-Masse bildet tektonisch die Fortsetzung des Rosen- 
gartengebirges. Der untere Muschelkalk hält sich bis in das Duron; 
thal ungefähr in der gleichen Höhe, wie am Ausgehenden des 
RosengartenrifTs (1600 Meter). An der östlichen Rippe des Monte 
Donna berührt der obere Muschelkalk der Donna-Masse den tiefer 
gelegenen oberen Muschelkalk der Campitello-SchoUe, welche sich 
hier ablöst. Die Scholle von Gries erscheint als die Fortsetzung 
der tieferen Schichten der Donna-Masse. 

Am Gehänge zwischen Campestrin und Fontanazzo di sotto 
zeigen sich mehrfach untergeordnete Störungen. So ist an einer 
Stelle, wo ein Melaphyrgang durchbricht, der Muschelkalk gänzlich 
verworfen. Femer fallen die Werfener Schichten in den unteren 
Gehängestufen vom Gebirge ab, gegen Süden. Ein kleiner Fetzen 
von gleichfalls Süd fallendem Muschelkalk hat sich in dieser Region 
erhalten. 

Die Buchensteiner Schichten erscheinen vorherrschend in der 
Ausbildung der Knollenkalke. Am Wege von Fontanazzo di sotto 
in das Donna-Thal gelangt man an eine sehr instructive Stelle, an 



) c 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. igi 

welcher der Uebergang von Knollenkalken in weissen Dolomit 
beobachtet werden kann. 

Die obere Masse des Donnagebirges wird von den mächtigen 
Augitporphyrlaven gebildet Höchst wahrscheinlich setzen an einigen 
Stdlen Gänge durch dieselben. Eis weist darauf ausser Doelter's*) 
Angabe über das Vorkommen von Melaphyr im Donnagebirge 
auch die Lage an der Peripherie der Fassaner Gangzone hin. 



6. Das Dolomitriff des Langkofels. 

Es ist bereits am Eingange dieses Kapitels auf complicirte 
Verhältnisse angespielt worden, welche die wahren Beziehungen des 
durch seine isolirte Lage, seine bedeutende absolute Höhe (3179 
Meter) und die Kühnheit seiner Formen berühmten Dolomitfelsen 
zu seiner Umgebung scheinbar verschleiern. 

Um vom Norden her an den Fuss des Langkofels zu gelangen, 
verlässt man das Gröden -Thal in der Gegend von St. Christina. 
Kurz unterhalb St. Christina hat man den Muschelkalk des Nord- 

« 

randes der Fassa-Grödener Tafelmasse in der Höhenzone zwischen 
13CX) — 1400 Meter die Thalsohle erreichen sehen, während am 
Gehänge des Puflatsch und des Pitzberges die Auflagerung des 
Muschelkalkes auf die Werfener Schichten in der Höhe von 1600 bis 
1700 Meter erfolgt. 

Wählt man den im Osten der Saltaria-Schlucht auf die Seisser 
Alpe führenden Weg, so durchschreitet man die wolbekannte, 
regelmässige Gesteinsfolge der Fassa-Grödener Tafelmasse, die 
Buchensteiner Schichten, die Augitporphyrlaven, die Wengener 
Schichten. Letztere bilden die westliche Hochfläche der Christiner 
Ochsenweiden und setzen in einem ununterbrochenen Streifen im 
Westen der Langkofelmasse fort. In der Gegend von Montesora 
herrscht grosse Schuttbedeckung und erst nachdem die Schuttzone 
durchklettert ist, gelangt man in der 2100 Meter Curve an den nord- 
westlichen Fuss des Langkofels. Man ist erstaunt, anstatt eines 
jüngeren Schichtengliedes, wie man wol erwartet haben mochte, 
in dieser Höhe wieder die Werfener Schichten zu finden, welche 
man eben erst 800 Meter tiefer im Grödener Thal zurückgelassen zu 
haben wähnte. Den Werfener Schichten folgt die schmale Zone des 
unteren Muschelkalkes und über dieser erhebt sich in schroffen, 
glatten Wänden der weisse Dolomit bis zu den geschichteten Gipfel- 
massen in einer Mächtigkeit von 1000 Meter. 



•) Jahrb. d. Geolog. R.-A. 1875. Min.-Mitth. p, 307. 



I02 Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

Der vorhin constatirten Senkung der Fassa-Grödener Tafel- 
masse im Nordosten steht die bedeutende Höhenlage der Werfener 
Schichten an der Basis des Langkofels schroff gegenüber. Die 
heteröpische Ausbildung der höheren Schichtenglieder verschärft den 
Contrast in ausserordentlicher Weise. Es ist ein besonders glücklicher 
Umstand, dass die Werfener Schichten und der untere Muschelkalk 
am Nordfusse des Langkofels der Beobachtung zugänglich sind. Ein 
geringes Fortschreiten der Schuttbedeckung in aufsteigender Richtung 
würde hinreichen, dieselben unseren Blicken zu entziehen. Würde man 
uns sonst auch dann noch Glauben schenken, wenn wir den Dolomit 

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des Langkofels als ein heteropisches Aequivalent derjenigen Bildungen 
erklären würden, welche denselben scheinbar regelmässig unterteufen .^ 

Der beste Aufschluss der Werfener Schichten befindet sich an 
der Nordwestseite des Langkofels, rechts vom Langkofel-Thal. Die 
Schichten fallen flach gegen Süden. Fossilien sind häufig und von 
guter Erhaltung. In den tieferen Partien der Entblössung herrscht 
Monotis Ciarat, sodann folgen die rothen Schneckenlumachellen imd 
über diesen Monotis aurita und Naticella costata. Der untere Muschel- 
kalk besteht zuunterst aus den rothen Conglomeraten und darüber 
aus wellenkaUcähnlichen dünnen Bänken mit zahlreichen Gastero- 
poden und Diploporen (nach freundlichen Bestimmungen des Herrn 
F. Karr er: Diplopora debilis Gümb. sp., D, pauciforata Gümb. sp,, 
und vielleicht auch D. triasina Schaur. i^.) und aus sandigen Kalken 
mit Pflanzenresten und Kohlenbrocken. Diese Schichten setzen öst- 
lich am Fusse der Steilwand fort in den Kessel des Lampicaner 
Baches. Nächst der Stelle, wo sie unter dem Schutte verschwinden, 
bemerkt man eine knieformige Beugung, indem die aus der Wand 
hervortretenden Schichten steil gegen Norden einfallen, während die 
unter den Dolomit hineinsetzenden das flache Südfallen beibehalten. 

Wie am Westabhange des Schiern und des Rosengarten, 
sondert sich auch am Nordabfall des Langkofels eine untere Dolomit- 
bank scharf von der höheren, ungeschichteten Dolomitmasse. Und 
wie der untere Dolomit im Schlem-Rosengartenriff den oberen 
Muschelkalk und die Buchensteiner Schichten vertritt, so auch hier, 
wie die Aufschlüsse in der nordöstlich vom Langkofel vorspringenden 
Terrasse beweisen. Die untere Hälfte der Dolomitbank ist hier 
durch Schutt verdeckt ; in der oberen Hälfte, über die man aus dem 
Lampicaner Kessel zur Ciavazes - Alpe aufsteigt, kommen unter- 
geordnete Einlagerungen von Knollen- und Bänderkalk vor. 

Diese Thatsachen bilden einen geeigneten, sicheren Ausgangs- 
punkt für die weitere Untersuchung der gegenseitigen Beziehungen 
zwischen dem Tuffplateau und dem DoIomitrifT. 



Das Gebirge zwischen Fässa und Gröden. igj 

Wir übersetzen das schutterfiillte Hochthal^ welches den Lang- 
kofel von dem Plattkofel trennt und untersuchen den nördlichen 
Fuss des Plattkofels. Die fortstreichende untere Dolomitbank lässt die 
allmähliche Senkung des Dolomitmassivs gegen Südwesten erkennen. 
Noch ehe aber der vom Plattkofel gegen Norden ausstrahlende 
grüne Rücken mit der Höhencote von 2099 Meter erreicht ist, 
entzieht sich der untere Dolomit der weiteren Beobachtung. Vor 
diesem in der Steilwand des Plattkofels selbst befindlichen Streifen 
des unteren Dolomits erscheint im tieferen Niveau abermals Dolomit, 
der im Norden von steil nördlich einschiessenden Buchensteiner 
Schichten überlagert wird. lieber den letzteren folgt Augitporphyr 
in der Mächtigkeit von blos zwei Metern und sodann sehr kalk- 
reiche feste Schiefer, welche bereits den Wengener Schichten 
zuzuzählen sind. Diese Schiefer ziehen sich im Westen halbkreis- 
förmig um die untere Dolomitpartie herum, setzen den erwähnten 
grünen Rücken zusammen und enden unter der, die Steilwand des 
oberen ungeschichteten Dolomits umsäumenden Schuttzone. 

Der vor der Steilwand in tieferem Niveau befindliche Dolomit 
kann daher nur der Dolomit des oberen Muschelkalks sein, der 
sich knieförmig gegen Norden umstülpt und rasch in die Tiefe sinkt. 

Wir stehen am westsüdwestlichen Ende einer in der hete- 
ropischen Grenze verlaufenden jähen Schichtenbeugung. Für die 
Beurtheilung der tektonischen Beziehungen ist die$ von Wichtigkeit. 
Es ist keine Verwerfung, welche die Langkofel -Masse von dem 
vorgelagerten TufTplateau trennt, sondern ein plötzlich eintretender 
Schichtenfall, wie wir einen solchen bereits im nördlichen Rosen- 
gartengebirge kennen gelernt haben. 

Am nordwestlichen Fusse des Langkofels ist der gegen Norden 
hinabtauchende Schenkel unter den Schuttmassen der Montesora- 
Weiden verborgen. Am linken und rechten Ufer des Lampicaner 
Baches kommt er jedoch in etwas weiterem horizontalem Abstände 
von der Dolomitsteilwand wieder zum Vorschein. Die Augitporphyr- 
laven der Christiner und Sorafrena -Terrasse unterteufend stehen 
hart an der Schuttgrenze Buchensteiner Schichten und Dolomit des 
oberen Muschelkalkes zu Tage. Die knieförmige Beugung der Schichten 
erfolgt an derselben Stelle. Auf der dem Langkofel zugewendeten 
Seite zeigen die Schichten eine sanfte Neigung gegen Norden. Da 
aber immerhin gegenüber dem in der Steilwand des Langkofels sanft 
südfallenden Schenkel eine Höhendifferenz von 150 Meter bestehen 
dürfte^ so folgt daraus, dass hier eine Zone mit flachem Nordfallen 
zwischen die Steilwand und dem rapiden Schichtenfall vermittelnd 
sich einschiebt. Weiter östlich ist aber der Zusammenhang factisch 

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Dai Gebirge znitchen Faul und Grödea. 



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unterbrochen. Die Masse des Gans- Alpeis ist an einer Verwerfung 
abgesunken. 

Eine auffallende Erscheinung in der Trümmerzone am Fusse 
des Langkofels ist das häufige Vorkommen von Augitporphyrblöcken. 
An erratische Erscheinungen ist nach der OertHchkeit und nach der 
Beschaffenheit des übrigen Schuttes nicht zu denken. Scharfkantige 
Blöcke von Dolomit und von Gesteinen der Werfener Schichten 
liegen durcheinander und rühren offenbar von dem stets noch fort- 
schreitenden Zerfall des anstehenden Gebirges her. Die Augitpor- 
phyrblöcke müssen denmach ebenfalls von einst hier, d. i. vor der 
gegenwärtigen Steilwand anstehenden Augitporphyrlagen abstammen. 
Die Annahme einer mächtigeren Ablagerung ist indessen bei dem 
Vorwiegen der Dolomit- und Schiefer-Blöcke ausgeschlossen. Das 
Wahrscheinlichste ist, dass die Augitporphyrlaven hier am Dolomit- 
riff in einer dünnen auskeilenden Lage endeten. Die Beobachtung 
am Nordschenkel der Schichtenbeugung vor dem Plattkofel, wo die 
Mächtigkeit der Augitporphyrlaven bereits auf 2 Meter reducirt ist, 
spricht sehr zu Gunsten dieser Auffassung. 

Die oben erwähnten kalkreichen Wengener Schiefer von der 
Grenze gegen den Dolomit des Plattkofels enthalten in der gewöhn- 
lichen tuffigen Grundmasse der Wengener Sandsteine reichlichen 
Grus von zerbrochenen Conchylien, Crinoiden und Cidariten. Das 
Gestein erinnert sehr an die fossilreichen kalkigen Einlagerungen 
am Nordrande der Seisser Alpe (Pflegerleiten, Pitz u. s. f.). Korallen- 
kalke kommen an dieser Stelle nicht vor und spielen offenbar die 
in grösserer Mächtigkeit auftretenden Kalkschiefer die sonst den 
Cipitkalken zukommende Rolle. Weiter abwärts herrschen die gewöhn- 
lichen Wengener Sandsteine und Schiefer, in denen sich nicht selten 
• Daanella Lommeli und Posidonomya Wengensis finden. Sie bilden den 
Ostflügel der Wengener Schichten der Seisser Alpe und sind von 
dieser durch die in Folge der Erosionsthätigkeit biosgelegten 
Augitporphyrlaven am rechten Gehänge des Saltaria-Baches geschieden. 
Im Norden reichen sie, vielfach durch die abwärts wandernden 
Schuttmassen des Langkofels verdeckt, bis auf das Plateau der 
Christiner Weiden gegenüber St. Christina. 

Gegen die Höhe des Fassa-Joches zu verschmälert sich der 
Zug der Wengener Schichten zwischen dem Dolomit des Platt- 
kofels und den liegenden Augitporphyrlaven zusehends und auf der 
Jochhöhe ist er zu seinem schmalen Bande reducirt. Eine in Folge 
eintretenden Uebergreifens herbeigeführte Ueberlagerung der Wengener 
Schichten durch den Dolomit ist auf der ganzen Strecke vom Kessel 
des Lampicaner Baches an bis auf das Fassa-Joch nirgends zu 

i3* 



Dos Gebirge zwischen Futa und Graden. 



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Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. jgy 

beobachten. An die Möglichkeit einer solchen wäre etwa in der 
Gegend zwischen dem Westende der Anticlinale und dem Fassa- 
Joch zu denken. Die Grenze zwischen dem Riff und den Wengener 
Schichten ist jedoch hier überall durch Schutt verdeckt. Erst unter- 
halb des Fassa-Joches, wo der südliche Scheiderücken der Seisser 
Alpe (»Auf der Schneid*) mit dem Plattkofel zusammentrifft, ist die 
heteropische Grenze blosgelegt. Der Dolomit fallt mit sehr steiler 
Böschung gegen aussen ab und entspricht der bisherige Verlauf 
der Steilwand so ziemUch der hier sichtbaren wirklichen Grenze. 
Die Dolomitwand zeigt in dieser unteren Region eine gelbliche 
Färbung, welche scharf von den hellweissen oberen, die Gipfelmassen 
des Plattkofel bildenden Partien absticht. Am Fusse der Wand 
liegen vereinzelte Blöcke von gelbem Riffkalk mit Tuffschmitzen. 

Die Wengener Schichten lagern nun unten söhlig der Dolomit- 
wand an, höher oben, wo die Böschung des Dolomits weniger 
steil ist, greifen sie über den Dolomit über und fallen im Sinne der 
Dolomitböschung gegen Südwesten. Diese obere Partie der Wengener 
Schichten wird dann durch eine von der höheren Dolomitböschung 
herabsetzende Ueberguss-Schicht des Dolomits überlagert, wodurch 
sie völlig mit den bereits beschriebenen Zungen und Spitzen zwischen 
den Ueberguss-Schichten des Cipiter Schlemgehänges übereinstimmt. 

Die tiefsten, den Augitporphyrlaven aufgelagerten Wengener 
Schichten sind Bänke fössilreichen Riffkalkes, welche Tuffschmitzen 
und selbst grössere Brocken von Augitporphyr einscbliessen. Die 
herrschenden organischen Reste sind Korallen, Cidariten und Crinoiden. 
lieber diesen Bänken folgt sodann ein Wechsel von Sandsteinen, 
Schiefem und Kalkbänken. 

Etwas verschieden sind die Verhältnisse auf der Südseite des 
Fassa-Joches. Anstatt so schroff an den söhlig gelagerten Wengener 
Schichten abzubrechen, reicht hier der untere gelbe Dolomit mit 
flacher Böschung unter die ihm hier aufliegenden Wengener Schichten 
hinein, so dass das von dieser Seite sichtbare Uebergreifen der 
weichen klastischen Gesteine auf die Dolomitböschung über eine 
längere Strecke anhält. Es dürfte daraus zu schliessen sein, dass 
diese am weitesten gegen Südwesten vorgeschobene Dolomitpartie 
eine gegen Nordwesten abdachende Fläche besitzt, an welche sich 
von dieser Seite her die söhlig gelagerten Wengener Schichten 
gegen oben übergreifend anlagern. 

Auf diesen geringen, der Denudation bis heute entgangenen 
Rest beschränkt sich die Anlagerung der Wengener Schichten an 
die prachtvolle Aussenfläche des Riffs, welcher der Plattkofel seinen 
Namen verdankt. Es gibt kaum einen Dolomitberg in unserem 



198 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 



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Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. jqq 

Gebiete, welcher eine gleich charakteristische Gestalt besässe. Ich 
meine, dass sich der eigenthümliche, dachförmige^ regelmässige 
Abfall des Plattkofels, welcher sich halbkegelförmig von der Süd- 
bis auf die Westseite des Berges fortzieht*), den Besuchern der 
Seisser Alpe lebhafter in das Gedächtniss einprägt, als die kühnen 
Zacken des Langkofels und selbst als die merkwürdige Plateauform 
des Schiern. 

Während die Hauptmasse des Lang- und Plattkofels schichtungs- 
los erscheint, zeigt sich am Plattkofel auf und unmittelbar unter der 
weiten blendend weissen glatten Aussenfläche des Riffs, die Ueber- 
guss-Schichtimg in ausgezeichneter Weise. Die Schichten neigen sich 
parallel der Fläche. 

Wenn man sich die geschilderten Verhältnisse am Cipiter 
Schierngehänge vergegenwärtigt, erkennt man leicht, dass die Ent- 
blössung dieser grossen^ in der Terrainzeichnung der Karte gut 
erkennbaren Fläche erst in neuerer Zeit vor sich gegangen sein 
konnte. Die Reste von Wengener Schichten 'auf dem untersten 
Saume der Dolomitböschung am Fassa-Joch sind nur die letzten 
Relicte einer durch Denudation entfernten mächtigen Anlagerung 
von Wengener und Cassianer Gesteinen. 

Die Ausdehnung des Plattkofel-Gehänges war wol auch einst eine 
viel grössere, ehe die Denudation die allmähliche Abtragung und 
die Bildung der Steilwände begonnen hat. Von der Seisser Alpe 
aus lässt sich deutlich das Fortschreiten der Steilwandbildung unter- 
halb und auf Kosten der RifFböschung beobachten. Die noch 
erhaltenen Randpartien zeigen eine steilere Neigung, als die mittlere 
zum Fassa-Joch abdachende Fläche. Dies gestattet den, mit den 
übrigen beobachteten Thatsachen gut übereinstimmenden Schluss, 
dass die bereits denudirten Fortsetzungen der Riffböschung einen 
ziemlich steilen Abfall besassen. 

Obwol ich nicht erwarte, dass Jemand die Plattkofel-Böschung 
ernstlich für ein geneigtes Schlemplateau halten könnte, will ich 
doch darauf aufmerksam machen, dass die in der nördlichen Steil- 
wand des Plattkofels tief unterhalb der Böschung sichtbare Bank des 
Mendola-Dolomits eine solche Annahme in den Bereich der Un- 
möglichkeiten verweist. Die Schichtungsfläche des Mendola-Dolomits 
bildet mit der Böschungsfläche des Plattkofels einen Winkel von 
circa 45 Grad. 



*) Vgl. das Lichtbild „Die Langkofel-Gruppc und die Seisser Alpe, vom 
Mahlknecht". 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gi-0dea. 



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Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 30 1 

Auf der Südseite des Plattkofels springt ein niedriges schutt- 
bedecktes Dolomitplateau gegen Süden vor. Es ist dies wol die 
Fortsetzung derselben Dolomitmasse, welche die Wengener Schichten 
des Fassa-Joches unterlagert. Auf der Ostseite dieses Plateau*s beob- 
achtete Prof. Hoernes Riflfkalke, welche noch weiter östlich "in der 
Form einer mächtigen Bank concordant in die Wengenef Tuffe 
eingreifen. 

Nach den bisherigen Ergebnissen stellt sich die Langkofel- 
Gruppe als ein isopisches, dem Schiern und dem Rosengarten voll: 
kommen entsprechendes Dolomitriff dar. Im Südosten erleidest, die 
einheitliche Zusammensetzung durch das Eingreifen mächtiger hetero- 
pischer Bildungen eine wesentliche Aenderung. Ehe wir jedoch die- 
selbe besprechen, kehren wir aus sachlichen Griinden nochmals auf 
die Nordseite zurück, um im Anschlüsse an das bereits untersuchte 
Gebiet die Ostgrenze des Larigkofelriffs kennen zu lernen. 

Wir begeben uns auf die von der Nordseite des Langkofels 
gegen Osten heraustretende Dolomit-Terrasse, über welche ein Weg 
aus dem Lampicaner Kessel in die oberste Thalstufe von Gröden 
fuhrt. Der Dolomit bildet die Fortsetzung der unteren Dolomitbank 
des Langkofel und erweist sich, wie oben erwähnt wurde, durch 
einzelne schwache Einlagerungen von Bänderkalk und Knollen- 
kalk als Buchensteiner Dolomit. Westlich, den steilen Wänden des 
Langkofel zu, folgt darüber wieder Dolomit und finden sich bis zur 
Steilwand selbst vereinzelte Blöcke von Augitporphyr, sowie Blöcke 
von grauem Korallenkalk. In der Dolomitsteilwand ist Ueberguss- 
Schichtung erkennbar mit ausserordentlich steil nach aussen ab- 
fallenden Lagen. Oestlich, gegen das Thal zu, dient der Buchen- 
steiner Dolomit Augitporphyrlaven , welche östlich fortstreichend 
sich in die Thalsohle hinabsenken und sodann unterhalb der Sella- 
Gruppe wieder ansteigen, zur Unterlage. 

Das Langkofelriff fallt sonach mit ungewöhnlich steiler Bö- 
schung gegen Osten ab und Augitporphyrlaven lagern neben dem 
Riff. Wie die vereinzelten höher liegenden Blöcke beweisen, fand 
«in Uebergreifen der Augitporphyrlaven über das unterste Gehänge 
der Dolomitböschung statt, ehe die Denudationsarbeit den heutigen 
Stand erreicht hatte. 

Ueber den Augitporphyrlaven folgen Wengener Schichten von 
typischer Zusammensetzung und erfüllen die ganze Thalbreite 
zwischen dem Langkofel und der Sella-Gruppe. Das Langkofelriff 
scheint bis zur südöstlichen Ecke des Langkofelkammes im engeren 
Sinne noch in isopischer Zysammensetzung fortzustreichen. Die 
Grenze gegen die Wengener Schichten der Ciavazes- Alpe, ist durch 



202 ^^^ Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

Gehängeschutt verdeckt. Blöcke von Riffsteinen sind im Gebiete der 
Wengener Schichten häufig. 

Der Langkofel-Kamm ist durch eine tiefe, passirbare Scharte, 
über welche man in das nächst Montesora zur Seisser Alpe nieder- 
setzende Langkofel -Thal gelangt, von der mittleren Hauptspitze 
(3174 Meter) der Langkofel-Gruppe, welcher Hoernes die Bezeich- 
nung »Grohmannspitze* beilegte, getrennt. 

Die obere Masse dieser Spitze besteht aus der Fortsetzung 
der oberen Dolomitmassen des Langkofels und ist durch Reste von 
geschichteten Bildungen gleich dem Langkofel gegen oben plateau- 
förmig abgeschnitten. Den Platz der tieferen Wengener Dolomit- 
massen des Langkofel aber nehmen Wengener Schichten ein, welche 
von dem Rücken des Sella-Joches aus in bedeutender Mächtigkeit 
und in ruhiger Lagerung in die Steilwand hinaufreichen. 

Während im Allgemeinen die heutige Begrenzung der Lang- 
kofel-Gruppe mit den Grenzen der heteropischen Ausbildung zu- 
sammenfällt, greift an dieser Stelle der obere Dolomit des Lang- 
kofel-Riffes, über die Grenzen des ursprünglichen Riffes hinaus und 
überlagert die heteropischen Wengener Tuffe.*) Die heteropische 
Grenze des Wengener Dolomits läuft wahrscheinlich in grosser 
Nähe zwischen dem Plattkofel und Langkofel durch, so dass nur 
die Grohmannspitze , ja vielleicht selbst diese nur theilweise, eine 
heteropische Zusammensetzung besitzt. Die theils durch Schutt, 
theils durch die überlagernde Bergmasse verdeckte Aussenböschung 
des älteren Riffs muss daher wol eine sehr steile sein. 

Organische Reste sind im Dolomite der Langkofel-Gruppe im 
Ganzen selten. Korallenstöcke wurden noch am häufigsten gefunden, 
auch im Inneren des Massivs, wo Hoernes solchen bei der Erstei- 
gung der Langkofelspitze wiederholt begegnete. Am Ostabfalle des 
Langkofels enthielt ein Block unbestimmbare Steinkeme von 
Brachiopoden. 

Die jüngste Bildung der Langkofel-Gruppe sind geschichtete 
dolomitische Kalke, welche die geringen Reste des einst ausgedehn- 
teren Gipfelplateau*s auf dem Langkofelkamme und auf der Groh- 
mannspitze krönen. Man erkennt diese schwach südlich geneigten 
Bänke deutlich vom Col Rodella oder von der Cima di Rossi 
{nächst dem Pordoi-Joch) aus**). Prof Hoernes, welcher sich im 
rühmenswerthen Eifer der sehr beschwerlichen Aufgabe, den Gipfel 
des Langkofel zu untersuchen, unterzog, fand daselbst gebänderte 



*) Vgl. das Lichtbild „Die Langkofel-Gnippe von der Cima di Rossi''. 
**) Vgl. das Lichtbild „Die Langkofel-Gruppe von der Cima di Rossi". 



SchleriL Auf der Schneid. Col Rodella. Plattkofel. 






TnUi n» ALrein BOLDER, n 



Die Langkofel-Gruppe, 



(Uebergreiftn des Dolomits über die Wengener Schichten; Andeutung der 

in der Gr 



, von der Cir 

ursprättglich plau." 
ohmannspitje.) 



Das Gebirge zwischen Fasaa und Graden. 



F>K>-T1ial bei Grlct 



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204 ^^^ Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 

Dolomite und cephalopodenreiche dolomitische Kalke *). Leider 
lassen die mitgebrachten Fragmente eine schärfere Bestimmung 
nicht zu. Ein häufiges Orihoceras kann mit O. triadicunt verglichen 
werden. Ein Nautilus erinnert an N, Breunneri, Bruchstücke von 
Arcestes und Trachyceras sind unbestimmbar. Die beiden genannten 
Formen würden auf die Zone des Trachyc, Austriacunt (Raibler 
Schichten) verweisen. Da nun auch die gestreiften Dolomite eine 
unseren Raibler Schichten eigenthümliche Gesteinsart darstellen, 
haben wir die Gipfelschichten des Langkofel als Raibler Schichten 
in unserer Karte ausgeschieden. Wir denken dabei an die, an vielen 
Orten unter den rothen Gesteinen vorkommenden hellen Dolomit- 
schichten, wie z. B. auf dem östlichen Schlernplateau. 

Die Ergebnisse unserer Untersuchungen über das Langkofelriff 
lassen sich in den folgenden Sätzen zusammenfassen: Die Haupt- 
masse der Langkofel-Gruppe ist eine isopische, an der 
Basis durch den unteren Muschelkalk, in »der Höhe durch 
die Raibler Schichten begrenzte Dolomitmasse, deren 
heutige Ausdehnung nahezu dem Umfange des alten 
Riffes zur Bildungszeit der Buchensteiner und Wengener 
Schichten entspricht. Im Südosten greift die obere Dolo- 
mitmasse vom beiläufigen Alter der Cassianer Schichten 
in die heteropische Region der Wengener Schichten über. 
Entlangt der Nordwest- und Nordseite des Riffes verläuft 
in der heteropischen Grenze eine Antrclihalwölbung, an 
deren äusserem Schenkel die heteropischen Bildungen 
der Seisser Alpe steil in die Tiefe sinken. 



7. Die nordöstliche Ecke der Fassa-Grödener Tafelmasse. 

(Stock des Qlns-Alpcls.) 

Die an der' heteropischen Grenze im Nordwesten und Norden 
des Langkofels verlaufende Anticlinalwölbung geht, wie oben er- 
wähnt wurde, auf dem Ostgehänge des Lampicaner-Baches in eine 
Verwerfung über. Eine zweite nahezu parallel verlaufende Verwer- 
fung setzt etwas südlich unter der schon mehrmals genannten Do- 
lomit-Terrasse nordöstlich vom Langkofel an und reicht, ebenso wie 
die erste Verwerfung östlich bis zum Grödener Bache abwärts. Die 
kniefbrmige Beugung des upteren Muschelkalks am Fusse des 
Langkofels im Kessel des Lampicaner Baches bezeichnet beiläufig 



*) Ueber die Ersteigung des Langkofel berichtete Hoernes in der Zeit- 
schrift des D. u. Oest. Alpenvereines, Jahrgang iSyS. 



Das Gebirge zwischen Fassa und Gröden. 20$ 

den westlichen Beginn der südlichen Verwerfung. Zwischen diesen 
beiden Verwerfungen zieht eine tief eingesunkene, schmale Scholle 
hin, in welcher im Sattel zwischen der Ober- Alp (Gäns-Alpel) und 
der Terrasse des Buchensteiner Dolomits südfallende Wengener 
Schichten anstehen, die sich bis zum Grödener Bache verfolgen 
lassen. Im Lampicaner Kessel verdeckt Schutt das anstehende Ge- 
stein. Nicht weit südöstlich von dem eben genannten Sattel ver- 
schwindet an der südlichen Verwerfung der Buchensteiner Dolomit 
und treten sodann die Augitporphyrlaven an den Rand der Ver- 
werfung. 

Die nördliche Verwerfung begrenzt im Süden die hauptsächlich 
aus Laven bestehende Masse des Gans- Aipeis, welche durch die 
Christiner Ochsenweiden orographisch und geologisch mit der 
Fassa-Grödener Tafelmasse zusammenhängt und im weiteren Sinne 
noch zur Seisser Alpe gerechnet wird. 

Zwischen den Augitporphyrlaven und Tuffen finden sich hier 
gegen das Liegende zu concordante Einlagerungen von grauen 
knorrigen Kalken mit Tuffschmitzen und von dolomitischen Bänken, 
welche ich als ursprünglich vom benachbarten Dolomitriff aus- 
laufende Zungen betrachte. Wir werden ähnlichen Einlagerungen 
noch mehrmals begegnen. Die knorrigen Kalke können zu Ver- 
wechslungen mit Buchensteiner Knollenkalken fuhren. 

Am Nord- und Nordostfuss des Gänsalpel-Stockes erscheinen 
in der Strecke zwischen den glacialen Schuttmassen der Fischburg, 
welche einen von Süden her in das Grödener Thal vorgeschobenen 
Riegel bilden, und den letzten Häusern von Plan die tieferen Bil- 
dungen mit Werfener Schichten an der Basis. Sie fallen regelmässig 
unter die Augitporphyrlaven ein und stellen sonach den nördlichen 
Flügel der Gänsalpelmasse dar. Gegen Süden sowol wie gegen 
Westen sind sie durch Querbrüche abgeschnitten, jenseits welcher 
in ihrem Niveau wieder Augitporphyrlaven erscheinen. 



VII. CAPITEL. 
Das Gebirge zwischen Gröden und Abtey. 

Sotschiada und Aschkler Alpe. - Das Dolomitriff der Geissler Spitien. - Die Gardenaiza-Tafel- 

masse. - Das Dolomitriff des Peitlerkofel. - Campil-Thal. 

Das Kalkgebirge zwischen dem Grödener Bache und der 
Gader zerfällt in orographischer Beziehung in zwei Gebirgsgruppen, 
welche durch eine ostwestliche Tiefenlinie getrennt sind. Die süd- 
liche Gruppe umfasst • das Tafelgebirge Gardenazza , die Geissler 
Spitzen (falschlich Geister-Spitzen) und die Aschkler Alpe mit dem 
Grödener Pitschberg. Zwei Thäler dringen von Süden, von Gröden, 
her in das Innere derselben, das bei der Felsenruine Wolkenstein 
mündende Lange Thal und das nächst St. Christina sich öffnende 
Tschisler Thal. Ein einheitlicher Name für diese Gruppe fehlt. Die 
nördliche Gruppe, welche ihren Culminationspunkt im Peitlerkofel 
(2874 Meter) hat, bildet einen die Villnösser Bruchlinie nördlich 
begleitenden Gebirgsrücken. Der Ruefenberg und die Kofel-Alpe 
sind die hervorragendsten Punkte auf der Westseite, Col Verein 
zwischen Untermoy und Campil beherrscht, als nordöstliches Gap, 
die Ostseite. 

Diese beiden Gebirgsgruppen entsprechen nicht, wie Schiern, 
Rosengarten und Langkofel, individualisirten Dolomitriffen. Die Vill- 
nösser Bruchlinie hat ein hier bestandenes Dolomitriff mitten entzwei 
geschnitten. Die Geissler Spitzen und der Peitlerkofel bildeten vor 
dem Eintritte des Bruches eine zusammenhängende isopische Dolomit- 
masse, welcher im Osten und im Süden heteropische Wengener 
Schichten angelagert waren. 

Durch eigene Untersuchung kenne ich blos die südliche Ab- 
dachung der erstgenannten Gruppe (Aschkler Alpe, Puez-Alpe u. s. f ). 
Die geologische Kartirung des nördlichen Gebietes führte Dr. Hoernes 
durch, dessen Aufnahmsbericht der Darstellung der Verhältnisse an 
der Villnösser Bruchlinie, im Peitlerkofel-Kamme und zwischen Cam- 
pil und Abtey (St. Leonhard) zur Grundlage dient. 



Das Gebirge zwischen GrAden und Abtey. 207 



I. Sotschiada, Aschkler Alpe und die Geissler Spitzen. 

Das Grödener Thal ist eine Erosionsnnne. Die beiden Thal- 
.gehänge entsprechen einander vollkommen. Bei St. Anton nächst 
St. Ulrich übersetzen die Gypse und die Bellerophonkalke die Thal- 
sohle und ziehen westlich von St. Jakob, wo die ersten fossilen 
Mollusken des Beilerophonkalkes von Dr. Hoernes und mir im 
August 1874 gefunden wurden*), am linken Gehänge des Kuetschena- 
Thales aufwärts zum Sattel zwischen Sotschiada und Raschötz. Ob- 
wol die Verwerfungslinie, welche am Nordgehänge der Fassa-Grö- 
dener Tafelmasse eine Wiederholung der tieferen Schichtenreihen 
bewirkt, am linken Grödener Thalabhange bei Sebedin scheinbar 
endigt, muss doch deren Fortsetzung auf das rechte Thalgehänge an- 
genommen werden, da die höheren Schichten erst bei St. Christina 
als Fortsetzung des Tafelrandes der Seisser Alpe die Thalsohle 
übersetzen und weil ferners nördlich von St. Jakob in halber Höhe 
des aus Werfener Schichten bestehenden Gehänges eine Partie 
Muschelkalk und Buchensteiner Schichten erscheint, welche den 
liegenden Werfener Schichten regelmässig aufgelagert ist. Dass hier 
eine den Abbruch der vorderen Massen bedingende Verwerfung 
vorhanden ist, steht wol ausser Zweifel. Das Streichen der Schichten 
entspricht in der unteren Scholle so ziemlich dem Verlaufe des 
Gehänges. In der oberen Masse dagegen herrscht, besonders gegen 
St. Christina hin, ausgesprochenes Südfallen. Es ist der gegen Nor- 
den rasch aufsteigende Schichtenkopf der Fassa-Grödener Tafelmasse. 

Bei St. Christina findet sich auch eine Partie der Augitpor- 
phyrlaven auf der rechten Thalseite. Höher aufwärts ist nur eine 
schmale Zone des Muschelkalk-Dolomits erhalten, welche sich 



*) Von dieser Localit&t bestimmte Stäche die folgenden Formen: 
Bellerophon peregrinus Laube 
„ Jacobi St, 
f „ Ulrici St, 

„ fallax St, 
Hinnites crinifer St, 
Aviculopecten cf, Coxanus Meek et W. 
Backevellia cf, ceratophaga Schloth, sp. 
Nucula cf. Beyrichi Schaur, 
Pleurophorus Jacobi St. 
Von dem Gehänge zwischen Pitschberg und Sotschiada: 
I Nautilus fugax Mojs, 

Spirifer vultur St, 



2o8 Das Gebirge zwischen Gröden und Abtey. 

unterhalb der Sorasass-Alpe, wo flachere Lagerung eintritt, erweitert 
Auf der Sorasass-Alpe in einer Höhe über 2000 Meter stehen Wer- 
fener Schichten an, welche hier eine Sattelwölbung erleiden. Unter 
dem Gipfel des Pitscbberges überlagert der aus rothem Dolomit 
und rothem Conglomerat bestehende untere Muschelkalk in der Höhe 
von 2200 Meter die Werfener Schichten und es tritt nun auf der 
Westseite flaches Nordfallen ein, während auf der Ostseite die 
gleichfalls nordfallenden Schichten steil einschiessen , so dass sie 
östlich vom Pitschberg den Aschkler und Tschisler Bach über- 
setzen können. Der Gipfel des Pitschberges (2361 Meter) wird von 
Buchensteiner Schichten gebildet, in welchen Dr. Reyer einen 
extralabiaten Arcesten und Lytoceras cf. Wengense fand. Wie es 
scheint, kommen in der Anticlinalwölbung der Werfener Schichten süd- 
östlich von Sorasass auch stellenweise noch die Bellerophonkalke zum 
Vorschein, da Stäche fossilfiihrende Gesteine der Bellerophon-Schich- 
ten von ^St. Christina, nordwärts gegen den Pitschberg* erwähnt*). 

Auf die Anticlinale von Sorasass folgt nördlich die Synclinale 
der Aschkler Alpe. Die Synclinale ist indessen gebrochen. Eine 
Verwerfung schneidet die vom Pitschberg nördlich herabziehenden 
Schichten ab, worauf ein Absinken und flaches Südostfallen eintritt. 
Eine zweite, nördlicher gelegene Verwerfung begrenzt die ein- 
gesunkene Scholle und im höheren Niveau setzen die südostfallenden 
Schichten bis zum Nordrande des Gebirges fort. Ueber das ein- 
gesunkene Mittelstück fuhrt der Weg von Oberwinkel auf die 
Aschkler Alpe. Auf dem Gipfel des Sotschiada (2552 Meter) stehen 
Buchensteiner Schichten an, aus welchen Stur extralabiate Arcesten, 
ein Trachyceras**) und Daonellen mitbrachte. Ich selbst fand in den 
die Knollenkalke überlagernden Bänderkalken am Wege von Ober- 
winkel auf die Aschkler Alpe in zahlreichen Exemplaren eine fein- 
rippige Varietät der Daonella Taramellii. 

Der obere Muschelkalk besteht hier überall aus einer mäch- 
tigen Bank weissen Dolomits , welcher sich von ferne bereits sehr 
scharf von den ihn bedeckenden dünnschichtigen Buchensteiner 
Schichten abzeichnet. Im unteren Muschelkalk spielen am Nordrande 
des Gebirges und am Fusse der Geissler Spitzen die rothen Conglo- 
merate die Hauptrolle. Im Kuetschena-Thale auf dem Wege zur 
Aschkler Alpe bemerkte ich indessen keine Conglomerate, sondern 
nur rothe Dolomite und dunkle, wellenkalkähnliche Kalke. 



*) Jahrb. Geol. R.-A, 1877, pag. 279. 
*♦) Abgebildet in meiner Arbeit „Ueber Triasversteinerungen aus den Süd- 
alpen**, Jahrb. Geol. R.-A. 1873, Taf. XIV, Fig. 7. und 8. 



Das Gebirge zwiscben Gröden und Abtey. 



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2IO ^^' Gebirge zwischen Gröden und Abtey. 

In Folge der eigenthümlichen synclinalen Lagerung und ins- 
besondere des südöstlichen Einfallens des nördlichen Muldenflügels 
erscheinen die Augitporphyrlaven *) und die Wengener Schichten 
nur im Inneren der Mulde und wird der überhöhte westliche und 
nordwestliche Rand der Aschkler Alpe ausschliesslich von den 
Schichtenköpfen der Buchensteiner Schichten gebildet An der Basis 
der Augitporphyrlaven treten hier, sowie in den östlicheren und 
nordöstlichen Gebieten ziemlich constant Kalkbreccien mit tufHgem 
Bindemittel auf, welche bei zurücktretendem Tuffgehalt häufig in 
feste graue Kalke übergehen. 

Die Geissler Spitzen sind eine isopische Dolomitmasse der 
Wengener und Cassianer Schichten und erheben sich über derselben 
Unterlage wie die heteropischen Wengener Sandsteine und Schiefer 
der Aschkler und Tschisler Alpe. Eine dünne Masse homstein- 
fiihrender Kalke läuft als Fortsetzung der Buchensteiner Schichten 
des Sotschiada zwischen der unteren *Dolomitbank und der oberen 
schichtungslosen Dolomitmasse durch. Sie vertritt jedenfalls nur 
einen aliquoten Theil der Buchensteiner Schichten. Der andere 
Theil ist durch Dolomit repräsentirt. Ich fand auf dem Kamme 
zwischen Sotschiada und der Steilwand der Geissler Spitzen im 
Niveau der Buchensteiner Schichten Dolomit, welcher deutliche 
Conglomeratstructur zeigte, ausser den grossen, blockförmigen Do- 
lomitmassen aber auch Scherben von Bänderkalken und Pietra verde 
enthielt Dieser Dolomit liegt wol unter den Homsteinkalken der 
Geissler Spitzen und verschmilzt mit dem Dolomit des oberen 
Muschelkalks zu Einer Masse. 

Der obere Dolomit ist bereits in phantastische Zacken auf- 
gelöst und kühn ragen die noch unbezwungenen höchsten Zinnen 
(3182 Meter) als ebenbürtige Nebenbuhler des Langkofel in die 
Lüfte. Die Bezeichnung »Geister-Spitzen*, welche sich in Karten 
und Büchern findet, wäre viel verständlicher als ihr legitinier Name. 
Die Steilwand ist dem Villnöss-Thal zugewendet. Die übrigens von 
der Denudation auch schon stark mitgenommene Südabdachung 
lässt an vielen Stellen, namentlich in den tieferen Partien, die Ueber- 
guss Schichtung und die alte Riftböschung erkennen. Leider ist die 
kolossale Schuttbedeckung der Tschisler Alpe der Untersuchung 



*) V. Richthofen gibt auf der Tschisler Alpe Melaphyr an* Dies ist ein 
Irrthum. An der Stelle des angeblichen Melaphyrs kommen unter starker Schutt- 
bedeckung Wengener TufFsandsteine vor, in derem Liegenden dann weiter im Süden 
echte Augitporphyre vorkommen. Vgl. a. Doelter's Untersuchung dieses Gesteins. 
Jahrb. Geol. R.-A. 1875, Min. Mitth. pag. 296. 



Das Gebirge zwischen Gröden und Abtey. 



211 



der heteropischen Grenze sehr hinderlich, doch kann man am Rande 
der Aschlder Alpe deutlich eine fortlaufende Zone von typischen 
Riffkalken und wiederholtes Ineinandergreifen von Wengener 
Schichten, Riffkalken und Dolomit beobachten. Die Augitporphyr- 
laven enden bereits südlich vom Gipfel des Sotschiada; nirgends 
greifen sie in das Riff ein. Die Ursache liegt nicht etwa in der zu 
peripherischen Lage der Geissler Spitzen, denn es finden sich Augit* 
porphyrtuffe noch am Ostende des Peitlerkofels, sondern in der 
erhöhten Lage der Riffs. Bei fast söhliger, wenig gegen Süden 
geneigter Lagerung befindet sich der untere Muschelkalk am Nord- 
abhange der Geissler Spitzen in der Höhe von 2200 Meter und ver- 
harrt constant in dieser Höhe, soweit das Riff der Wengener 
Schichten reicht Erst unter dem Schoatsch, wo wieder die Mergel- 
facies der Wengener Schichten beginnt, sinkt der untere Muschel- 
kalk allmählich in tiefere Isohypsen. Aehnlichen . Verhältnissen 
begegneten wir bereits im Rosengarten -Riff und im Langkofel -Riff 
und es ist bemerkenswerth, dass in der Regel die Basis der 
Riffe um vieles höher liegt, als die Basis ihrer hetero- 
pischen Umgebung. Die häufige Wiederkehr derselben Höhen- 
linie (2200 Meter) an der Basis der am wenigsten gestörten Riffe 
deutet auf ein bestimmtes gesetzmässiges Verhalten. 

Die obersten Dolomitmassen der Geissler Spitzen greifen in der 
Form einer mächtigen Bank in das südliche und südöstliche Gebiet 
(Gardenazza - Tafelmasse) über. Wir werden später Anhaltspunkte 
finden, um sie den Cassianer Schichten im Alter gleichstellen 
zu können. 



Gehänge ffegen 
Villnös» 



Geissler Spiuen Col delle 

Tschisler Alpe Pieres Lange Thal 



NW 




SO. 



Das Verhiltniaa der Qeistler Spitsen sum Oardenassa-Ocbirge. 

(Uebergreifen des Cassianer Dolomits.) 

a = Quarzporphyr; b =s GrOdener Sandstein; e n Bellerophon-Schichten; d = Werfener 
Schichten; e = Unterer Muschelkalk: / = Oberer Muschelkalk: g = Buchensteiner Schichten; 
Jk = Wengener Schiebten ; h^ = Wengener Dolomit ; f = Cassianer Dolomit ; k = Raibler 

Schichten ; l = Dachsteinkalk ; » = Gehftng e-Schutt 



14* 



212 ^^^ Gebirge zwischen Gröden und Abcey. 



2. Die Gardenazza-Tafelmasse. 

Der eben erwähnte Cassianer Dolomit bildet mit steilen glatten 
Denudations-Wänden ringsum eine mächtige Stufe, über welcher 
dann mehr oder weniger gegen das Innere zurücktretend, Raibler 
Schichten und Dachsteinkalk folgen. Nur auf der Nordseite erscheint 
als Unterlage des Cassianer Dolomits eine mächtige, gegen Osten 
auskeilende Bank Wengener Dolomits^ welcher als ein schmaler, 
östlicher Ausläufer des Riffs der Geissler Spitzen zu betrachten ist. 
Im Osten, Süden und Westen dagegen lagert der Cassianer Dolomit 
frei über den Wengener Tuffmergeln und Sandsteinen. 

Eigenthümliche tektonische Verhältnisse verleihen diesem Ge- 
birge ein ganz besonderes Interesse. Der mittlere Theil der Tafel- 
masse ist unter Beibehaltung fast söhliger Lagerung tief eingesunken, 
die Ränder aber sind unversehrt bei gleichfalls sehr flacher Lagerung 
stehen geblieben. So kommt es, dass die Jura- und Kreidebildungen, 
welche sich auf einigen Stellen des versunkenen Mittelstückes er- 
halten haben, dem überhöhten, aus den tieferen Abtheilungen des 
Dachsteüikalkes gebildeten Rande flach angelagert sind. Von Süden 
durch den in das Herz der Gruppe fuhrenden Einschnitt des Langen 
Thaies kommend, meint man ein ungestörtes Profil vor sich zu 
sehen und denkt bei dem Anblick der weichen Kreidegesteins - Zone 
der nördlichen Puez-Alpe und der über dieselbe hinausragenden 
Spitzen des Dachsteinkalks wol zunächst an Raibler Schichten, 
welche in nahezu gleicher Höhe auf den gegenüberliegenden süd- 
lichen Plateaux der Gardenazza- Gruppe (Col delle Pieres und süd- 
liche Puez-Alpe) vorkommen. 

Der nördliche und östliche Rand dieses Einsturzes ist aus dem 
Verlaufe der Contactlinie der Kreidebildungen und des Dachstein- 
kalkes in der Karte deutlich zu ersehen. Der Südrand läuft in einer 
tiefen klaffenden Spalte im Dachsteinkalke nächst der Höhencote 
2388 in den obersten Thalgrund des Langen Thaies und ist dann 
weiterhin durch den Contact des Cassianer Dolomits und des Dach- 
steinkalkes markirt. Der Westrand liegt ganz im Dachsteinkalke. 
Eine vom Westende der Jura- und Kreidebildungen der Puez-Alpe 
südsüdwestlich in das Schuttkar des Col delle Pieres gezogene 
Linie dürfte ziemlich genau mit dem westlichen Bruchrande zu- 
sammenfallen Die Höhe des Einsturzes kann mindestens auf 1000 
Meter geschätzt werden. So viel beträgt die Höhendifferenz zwischen 
dem Fusse der eingesunkenen Dachsteinkalkmasse im Langen Thal 



Das Gebirge zwischen Cröden und Abte}'- 



GrOdeaer Joch 



111 



1 1! 



S 1i 



Fontinalich bei Dlinpi] 



21 A Das Gebirge zwischen Gröden und Abter. 

und den oberen Kreide-Schichten der Puez-Alpe, wobei zu berück- 
sichtigen ist, dass der tiefere Thdl des Dachsteinkalkes bis zu den 
Raibler-Schichten abwärts jedenfalls noch unterhalb der Sohle des 
Langen Thaies liegt. 

Der nördliche Bruchrand schneidet die Kreide-Schichten nicht, 
wie man erwarten möchte, vertical ab, sondern fallt steil gegen 
Norden ein, so dass die stellenweise gewundenen und geschleppten 
Schichten des Dachsteinkalkes die rothen Mergel der oberen Kreide 
zu überlagern scheinen. 

Die jurassischen Ablagerungen besitzen eine sehr geringe 
Mächtigkeit und sind, wie gewöhnlich in unserem Gebiete, sehr 
schwer vom Dachsteinkalke abzugrenzen. Bei einer mit Dr. Hoernes 
auf die Puez-Alpe unternommenen Excursion fanden wir in lichten 
Kalken defi Megalodus pumilus und die fiir unseren Jura charak- 
teristischen oolithischen Gesteine in der unteren Abtheilung und weisse 
und rothe homsteinfiihrende Kalke als Vertreter des oberen Jura*). 
Es gelang uns zwar nicht, Versteinerungen der oberen Jura zu 
finden, was daher rühren kann, dass wir die obersten Bänke wegen 
der starken UeberroUung mit Neocom-Schutt nur in sehr schlechten 
Aufschlüssen sahen. Was wir sahen, trägt jedoch entschieden ober- 
jurassischen Typus und erinnert zunächst an die Ausbildung der 
Aptychen-Schichten. Die darüber lagernden Kreide- Schichten er- 
reichen eine sehr ansehnliche Mächtigkeit (circa 200 Meter), welche 
mit der auffallend geringen Stärke des Jura lebhaft contrastirt Zu- 
nächst erscheinen rothe Mergel in Verbindung mit grauen Mergel- 
kalken, welche stab- und kürbisformige, concentrisch schalige Con- 
cretionen, welche nicht selten an Imatrasteine erinnern, und Hom- 
steinfiaden enthalten. Versteinerungen sind namentlich in den Con- 
cretionen nicht selten. Seitdem durch uns die Aufmerksamkeit der 
Cassianer Fossil-Sammler auf die Localität gerichtet wurde, gelangen 
diese Neocom-Fossilien unter der ungenauen Localitäts-Bezeichnung 
yZwischenkofel* in den Handel. So erhielt auch durch Vermittlung 
des Herrn Prof. v. Klipstein das palaeontologische Museum in 
München eine reiche Suite und verdanke ich meinem Freunde Prof, 
Dr. Zittel die folgende Liste nach Bestimmungen des Herrn 
V. Sutner: 

Lytoceras stibfimbriatum dOrb, sp. 

„ cfr, Honaratianum etOrb, sp. 



*) Die Angabe Hoernes* Ober die discordante Auflagerung des Neocom auf 
Dachsteinkalk (Verb. Geol. R.-A. 1876, pag. 140) ist hiernach richtig zu stellen. 



•* 



»9 



>• 



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Das Gebirge zwischen Gröden und Abtey. 2\^ 

Phylloceras TheHs etOrb, sp. 

Rouyanum dOrb, sp, 
cf, Guettardi dOrb. sp, 
Haploceras Grasianunt dOrb. sp, 

cf, ligatum dOrb, sp, 
cf, Enurici Rasp. sp. 
cf. McUherani dOrb. sp. 
Acanthoceras angulicostatum dOrb. sp, 

„ äff. consobrinum dOrb. sp, 

Crioceras Duvalianum dOrb, . 
Pecten cf, Euthymi Pict, 
Terebratida diphyoides dOrb, 
Prof. Zittel hat diesem Verzeichnisse die Bemerkung beige- 
fügt: yDie Fauna scheint mir vollständig mit der von Berrias 
übereinzustimmen.* 

Bei der grossen Mächtigkeit des Complexes dürften in den 
höheren Schichten wol auch die in unseren Alpen so weit verbrei- 
teten Rossfelder Schichten (Biancone) vertreten sein. 

Den Schluss der Kreidebildungen der Puez-Alpe bilden 
wieder rothe Mergel, welche wir als ^Scaglia* angenommen haben, 
ohne fiir diese Vermuthung weitere Anhaltspunkte zu besitzen, als 
die Analogie mit unseren südlichen Kreidedistricten, in welchen im 
Allgemeinen die über dem Biancone folgenden rothen Gesteine als 
Scaglia bezeichnet werden. Es wäre aber hier immerhin denkbar, 
dass in Folge einer am Bruchrande eintretenden, schleppenden Zur 
sammenfaltung der Kreideschichten die oberen rothen Meißel nur 
die aufgebogene und überschlagene Fortsetzung der unteren rothen 
Mergel darstellen. 

Am Südfusse der Gardenazza-Tafelmasse treten an 
mehreren Stellen unter den Wengener Schichten tiefere Schicht^ 
glieder zu Tage, welche eine kurze Besprechung erheischen. 

Zwischen St Christina und Wolkenstein trennt eine mit 
dem Unterlaufe des Tschisler Baches zusammenfallende Verwerfung 
die mit dem Nordschenkel des Pitschberges zusammenhängende, 
ostfallende, untere Schichtfolge der Lardschen-Alpe von dem süd- 
lichen Flügel des Pitschberges. Im Westen des Tschisler Baches 
stehen Augitporphyrlaven u. s. f. an, während im Osten an der 
Basis der zur Lardschen-Alpe aufsteigenden Wand Werfener Schich» 
ten als tiefstes Glied entblösst sind. Der südlichen Fortsetzung dieser 
Verwerfung sind wir bereits im vorhergehenden Capitel bei der Be- 
sprechung des nördlichen Abhanges der Gänsalpel-Masse begegnet. 
Auch dort ist das Terrain im Westen der Verwerfung gesunken. 



2i6 Das Gebirge zwischen Gröden und Abtey. 

Deutlich Stellen sich die tieferen Trias-Schichten an den beiden 
Thalgehängen des oberen Gröden (Wolkenstein) als die Fortsetzung 
des gewölbfbrmigen Aufbruches zwischen Plön und dem Grödener 
Joche dar. Steiler, als man nach der ruhigeren Lagerung der höheren 
Gebirgsmassen schliessen sollte, sind die unteren Trias-Schichten in 
dem Aufbruche von Plön aufgerichtet Auch bewirken etliche 
kleinere Sprünge eine Unregelmässigkeit der Lagerung, wie sie in 
unserem Gebiete nur selten zu beobachten ist. Eine Anzahl von 
kleineren Schollen hat sich von der Hauptmasse losgetrennt*) und 
ist gleichsam in die .gesprengte Wölbung zurückgesunken. Deshalb 
begegnet man auf dem Wege von Plön zum Grödener Joche im 
ersten Theile des Anstieges so wechselnden Fallrichtungen und 
wirr durcheinander liegenden Schichten. Durchsetzungen von Erup- 
tivgesteinen haben aber in dieser Gegend nicht stattgefunden und 
hat wol nur die schoUenfÖrmige Zerstückelung des Gewölbes bei 
V. Richthofe n die Vorstellung von gangförmigen Durchbrüchen 
des Augitporphyrs hervorgerufen. Uebrigens tritt hier noch ein 
weiteres Moment hinzu, welches scheinbar zu Gunsten der Annahme 
von Gängen spricht Die festen Augitporphyrlaven weichen mit der 
zunehmenden Entfernung von den Eruptionsstellen des Fassa-Thales 
immer mehr und mehr den dickschichtigen Tuffen, mit denen sie 
wechsellagem. 

Oestlich von dem ganz aus Wengener Tuffmergeln und Sand- 
steinen bestehenden Grödener Joche streicht die Fortsetzung des 
Aufbruchs von Plön am Südfusse des Sass da Tschampatsch und 
des Sass Songer fort. An die Stelle der steilen Aufwölbung ist aber 
ein Riss getreten, an dem die südliche Masse abgesunken ist. Auf 
der Cogolara-Alpe erscheinen zunächst unter den Wengener Schich- 
ten Augitporphyrtuffe mit eingelagerten Laven und tuffige Kalk- 
breccien, sodann steil aufgerichtete Buchensteiner Schichten und 
Muschelkalk. Vor dem letzteren sieht man eine südwärts einfallende 
Partie von Augitporphyrtuffen. Die Stelle ist in der Literatur als 
ein Eruptionspunkt des Augitporphyrs oft genannt. Dass ein solcher 
hier nicht vorhanden ist, bedarf keiner weiteren Erörterung. Bei 
Kolfuschg werden unter dem Muschelkalk flach nördlich einfallende 
Werfener Schichten sichtbar. Die Fortsetzung des südlichen Bruch- 
randes liegt unter der mächtigen Schuttbedeckung. Oestlich von 
Kolfuschg am Südfusse des Pradat tauchen aber die südlich, gegen 
das Sellagebirge zu einfallenden Augitporphyrtuffe wieder auf Ein 



*) Beim Entwürfe der Karte konnten selbstverständlich diese untergeordneten 
das Gesammtbild kaum beeinträchtigenden Störungen nicht berücksichtigt werden. 



Das Gebirge zwischen Gröden und Abtey. 217 

Blick auf die Karte lässt nun klar den Zusammenhang dieser aus 
den Schuttmassen des Kolfuschger Thaies isolirt aufragenden Par- 
tien von Augitporphyrlaven mit den östlich folgenden Massen des 
Colatschberges und des Lendelfu erkennen. Die östlich fortsetzende 
Verwerfung folgt zwischen Pescosta und Verda der Thalrinne und 
setzt bei Verda auf das rechte Thalgehänge über. 

Vorher aber bereits verschwinden die tieferen Schichtglieder 
am Fusse des Gardenazza-Gebirges und das ganze östliche Fuss- 
gestelle wird ausschliesslich von Wengener Schichten gebildet. 

Die am Nordfusse des Gebirges sich ausdehnende Terrasse 
von Wengener Schichten wird durch einen ostwestlich streichenden 
Zug der tieferen Schichten, welcher nächst der Abteyer Mur das 
Gaderthal verquert und westlich zum Schoatsch (Sobatsch) unter 
den Geissler Spitzen fortsetzt , normal unterlagert. Aus der tiefen 
Lage im Ostai, an der Gader, 1300 Meter, erheben sich die Schich- 
ten, gegen Westen vorschreitend, in stets höhere Niveaucurven, 
namentlich im Schoatsch bei der Amiäherung an das Riff der 
Geissler Spitzen. Den AugitporphyrtufTen ist an der Gader ein Strom- 
ende festen Augitporphyrs eingelagert, welches ebenfalls zur An- 
nahme einer Eruptionsstelle Anlass gegeben hat. Die in der Literatur 
vielgenannte Costa-Mühle, welche hier gestanden hat, ist durch einen 
Murgang der hier mündenden berüchtigten Abteyer Mur zerstört 
worden. *) 

Aus den Buchensteiner Schichten dieses Zuges liegen aus der 
Campiler Gegend Exemplare der Daanella Taratnellii vor. 

Vor dem DolomitrifT der Geissler Spitzen brechen sowol die Augit- 
porphyrtufTe als auch die Wengener Schichten ab. Eine kleine, unmittel- 
bar über den Buchensteiner Schichten auf dem Schoatsch auftretende 
Dolomitpartie, ein vorgeschobener Ausläufer des nahen Riffs, isolirt 
das westlichste Vorkommen des Tuffs. Da der Dolomit wol im Süd- 
westen mit dem grossen Riff zusammenhängt, so muss man an- 
nehmen, dass die gegenwärtig in Folge der vorgeschrittenen Denu- 
dation unterbrochene Verbindung des isolirten Augitporphyr-Vor- 
kommens mit dem östlichen Hauptzuge im Norden des Dolomit- 
ausläufers gelegen war. In der Nachbarschaft des Dolomitriffs ver- 
drängen gelbliche Kalkbänke mit Cidaritenresten und Cipitkalke 
allmählich die mergeligen und tuffigen Bänke der Wengener Schichten. 
In den Wengener Schichten von Mundevilla entdeckte Hoernes 
eine ziemlich reiche Fundstelle von Fossilien. Das Gestein ist der 



♦) Wir werden auf die fortdauernden gleitenden Erdbewegungen im Gebiete 
der Wengener und Cassianer Schichten noch zurQckkommen. 



2l8 



Das Gebirge zwischen Gröden und Abtey. 



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Campil-Thal 



Du Gebirge xiiitehen Grdden uod Abtey. 219 

typische Daonellenschiefer von Wengen. Die vorliegenden Formen 
sind: 

Trackyceras Utdimtm Mojs. 
„ Mtmdevülae Mojs. 
a Corvarmse Lbe. sp. 

Lytoceras Wengense Klipst. sp. 
ArctsUs sp. 

Daonella tommeli Wissm. sp. 
Posidonomya Wet^ensis Wissm. 

Dass sich unter dem Cassianer Dolomit eine gegen Osten aus- 
kdlende Masse von Wengener Dolomit auf der Nordseite des Ge- 
bti^s fortzieht, wurde bereits erwähnt Die beiliegende von 
Hoernes mitgetheilte Skizze der Zwischenkofelwand zögt auf 



Anilcht dv ZwUdwnkeMwIiHl«, vom SchutKh. 

<> = Wengeaer Dolomit; e = Rate tod h d 
ener Sdiichten; d = Ciuiiner INriomil ; •:: Gc 
lii;/ = Ralbler Schichtea; g = Dichitciiikatt. 



d ^ Wengnier Schjchtgn; b = Wengeaer Dolomit; c = Rate tod h der Dolomitmiid (u>- 
keiknden Zangen der Wengener Sdiichten; d = Ciuiiner INriomil ; • b Ge*cbtcbteter Cuiltner 



dem an zwei Stellen gesimseartig vortretenden Wengener Dolomit 
wdchere Schichten, welche an der oberen Steilwand abschnaden. 
Die Verhältnisse sind hier offenbar völlig identisch mit den im 
nächsten Capitel zu schildernden Voricommnissen auf den Vorsprün- 
gen der Sella-Gnippe, weshalb hier von weiteren Erklärungen ab- 
gesehen wird. 



3. Die Gebiigsmasse des Peitlerkofels. 

Den Verlauf der Villnösser Bruchlinie, welche die Peitlerkofel- 
Masse von den südlichen Districten abschnddet, schildert Hoernes 
in folgender Weise: 



220 ^^ Gebirge zwischen Gröden und Abte}*. 

,Auf dem Sattel zwischen dem ViUnöss-Thal und dem Cam- 
piler Seitenthal ist der Betrag der Verwerfung sehr gering und 
wird durch eine Aufbiegung (Schleppung) der gesunkenen Nordseite 
fast verschwinden gemacht. Der Uebergang liegt nicht auf dem 
eigentlichen Sattel, in den Werfener Schichten, sondern höher nörd- 
lich auf dem mergeligen Complex der Wengener Schichten. 

Ueber den Werfener Schichten folgt sowol auf der Nord- als 
Südseite das rothe Conglomerat und der weisse Dolomit des 
Muschelkalks, über diesem homsteinfuhrender Dolomit {Buchen- 
steiner Kalk), sodann wenig mächtige Tuffe, die vorwiegend aus 
den tuffigen Kalkbreccien bestehen. 

Etwas weiter gegen Westen verändert sich das Profil quer 
über den Casaril-Bach in folgender Weise. Die Tiefenlinie entspricht 
der Bruchlinie; die nördlich von derselben auf dem Joch durch die 
Aufbiegung sichtbar gewordene untere Trias ist unmittelbar imter 
dem Joch verschwunden und es liegt nördlich vom Bruche die Do- 
lomitmasse des Ruefenberges, . während südlich von derselben zu- 
nächst Bellerophon-Schichtenr uild Grödener Sandstein, sodann das 
Ende der Quarzporphyrdecke, welche von der Raschötz-Alpe in die 
dichtbewaldete, hügelige Niederung zwischen Ruefenberg und Geissler 
Spitzen fortsetzt, sichtbar wird. Der Quarzporphyr ist wenig mäch- 
tig, er lagert auf Thonglimmerschiefer, getrennt durch das aus Por- 
phyr- und Schieferbrocken bestehende Verrucano-Conglomerat 

Am Westende des Ruefenberges, bei den Pittschösshäusem 
tritt die Tiefenlinie des Casaril-Baches in den Thonglimmerschiefer, 
der demnach auch auf der Nordseite des Thaies sich findet und 
dort nach einander mit sämmüichen Schichten der unteren Trias 
bis zum Grödener Sandstein herab, auf welchen 'St. Johann liegt, 
zusammentrifft. 

Ostwärts von def Scharte zwischen Schoatsch und Peitlerkofel 
legen sich die Schichten wieder mehr horizontal und das Mass der 
Niveaudifferenz zwischen dem nördlichen abgesunkenen Thdl und 
der südlich von der Spalte liegenden Masse ist kaum bemerkbar.*) 
In der Gegend von Frena und Campil ist jedoch diese Differenz 
schon wieder ziemlich gross und wird sehr bemerkbar auf dem 
Höhenrücken des Predizberges, welcher das Gader Thal bei 
Pederova von dem Campil-Thal trennt Es tritt daselbst eine ähnliche 

*) Nach der Angabe Prof. v. Klipstein's (Beitr. z. Kenntn. d. östl. Alpen, 
II. a, pag. 33) Ober das Vorkommen gypsfQhrender Schichten an der Basis der 
Seisser Schichten in der Pronzara-Schlucht habe ich in der Karte Bellerophon- 
Schichten angemerkt, welche wol als Unterlage der sQdlichen Masse zu betrachten 
sind. 



Du Gebirge iwiichen GrSden und Abtey. 



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Das Gebirge iwiichen GrAden uad Abttj. 






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Das Gebirge zwischen Gröden und Abtey. 223 

Schleppung wie auf dem Joch zwischen Campil und Villnöss ein. 
Die Schichten stehen jedoch fast senkrecht und fallen nach Nord- 
nordwest/ 

Das Nordgehänge der Peitlerkofel-Masse entblösst die ganze 
Schichtfolge vom Thonglimmerschiefer aufwärts bis hoch in die 
Triasbildungen hinauf. Der westliche Theil ist dabei eine nahezu 
vollständige Wiederholung des gleichfalls bis in den Thonglimmer- 
schiefer abwärts reichenden Profils der Geissler Spitzen. Nur das hier 
an der Nordseite erfolgende vollständige Auskeilen des Quarzporphyrs 
veranlasst eine Abweichung und entzieht der Landschaft eines der 
stimmungsvollsten Elemente. Es sind niu* mehr vereinzelte linsen- 
förmige, dem Vemicano-Conglomerate eingelagerte Quarzporphyr- 
Massen, welche uns auf der Nordseite des Ruefenberges noch begegnen. 
Das nordöstlichste Vorkommen traf Hoernes im Rodelwalde. Weiter 
östlich verrathen nur mehr die Porphyrblöcke des Verrucano,' 
welche sich namentlich in den oberen Lagen unterhalb der Grödener 
Sandsteine finden, die Gleichzeitigkeit der Bildung mit der mäch- 
tigen Porphyrtafel des Südwestens. Es ist genau eine Wiederholung 
der Erscheinung, welche die Augitporphyrlaven der norischeii Stufe 
darbieten, mit der einzigen Abweichung, dass das Verbreitungs- 
gebiet des permischen Quarzporphyrs um vieles ausgedehnter ist. 

Die Bellerophon-Schichten sind in dieser nördlichen Zone an 
vielen Stellen vortrefflich entblösst und allenthalben reich an 
Fossilien. Ueber den wolgeschichteten gypsfuhrenden Mergeln 
liegen die fossilreichen dunklen bituminösen Kalke in einer Mächtig- 
keit von circa 30 Meter. Am Nordfusse des Ruefenberges ist 
namentlich ein brachiopodenreiches Gestein bemerkenswerth, aus 
welchem die folgenden von Hoeriles gesammelten und von Stäche 
bestimmten Formen stammen: 

Spirifer ladinus St, 
Streptorhynchus tirolensis St. 
„ Pichleri St. 

Productus cadaricus St. 

cf. Cora ctOrb. 

Stottert St. 

Weiter gegen Osten, wo die Bellerophon-Schichten nament- 
lich bei St. Martin gut aufgeschlossen sind, wächst ihre Mächtigkeit. 
Man kennt aus der Gegend von St. Martin: 

Bellerophon Janus St. 
Catinella depressa Gümb. sp. 
Natica cadorica St. 



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224 Oas Gebirge zwischen Gröden und Abley. 

Natica pusiunctäa St. 

Bakevellia ladina cf, bicarinata King. 

Gervillia peracuta St. 

Anthracosia ladina St. 

Edmondia cf. rudis M'Coy. 
Der untere Muschelkalk ist durch rothe Dolomite und Con- 
glomerate vertreten. An der Bruchlinie bei den Pittschösshäusem 
liegt er in Folge der Senkung bei 1600 Meter; er hebt sich aber 
auf der Nordseite rasch zu 2200—2300 Meter und sinkt erst wieder 
Östlich vom Riffe. Ueber ihm erhebt sich die isopische Masse des 
weissen schichtungslosen Dolomits, welche auch hier wieder, wie im 
Rosengarten, Schiern, Langkofel und Geissler Spitzen, durch eine 
scharfe Trennungsfläche im Niveau den Buchensteiner Schichten in 
zwei ungleiche Bänke getheilt ist. Nur am Ruefenberge tritt diese 
■Scheidung sehr zurück- Die Hauptmasse des oberen Dolomits ent- 
spricht, wie die eingreifenden Mergelzungen der Südostabdachung 
beweisen, den Wei^ener Schichten, und nur die Gipfelmasse des 
reitlerkofel mag den Cassianer Schichten angehören. 



Die heteropische Grenze gegen das badiotische Mergelbassin 
fallt mit dem raschen Abfall des Peitlerkofels gegen Osten und Süden 
zusammen und läuft im Westen der Petzes-Alpe in südsüdwestlicher 
Richtung dem Ostabfall des Riffes der Geissler Spitzen entgegen. 
Die südliche Abdachung des Peitlerkofels entspricht nach den 
Schilderungen von Hoernes der alten Riffböschung und zeigt 



Das Gebirge zwischen Gröden und Abtey. 



225 



Untcrmoy-Thal 



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226 ^'^ Gebirge zwischen Gröden und Abtey. 

deutlich die Ueberguss-Schichtung. Zungenformiges Ineinandergreifen 
von Dolomit und Wengener Mergeln und Mergelkalken ist entlang 
des Peitlerkofel-Gehänges allenthalben wahrzunehmen. 

Zwischen dem Col Vertschin und dem Ostgehänge des Peitler- 
kofels läuft ein Querbruch durch, an welchem die Werfener Schichten 
der Peitlerkofel-Masse mit den Wengener Mergeln der gegen Campil 
um circÄ 700 Meter absinkenden Vertschin-SchoUe zusammentreffen. 
Diese Werfener Schichten sind wegen des Reichthums wolerhaltener 
Fossilien der obersten Kalkbänke mit NaticeUa costata (Campiler 
Schichten von Richthofen) in der Literatur unter der Localitäts- 
bezeichnung ,Lagoschellhäuser* *) häufig genannt. Eine ostwest- 
liche Verwerfung schneidet sie im Süden ab und es folgt eine 
kleine, von Verwerfungen rings begrenzte Scholle von Buchensteiner 
Schichten, Tuffkalkbreccie und Augitporphyrtuff. 

Man entnimmt leicht der Karte, dass die Tuffe hier an der 
Nordgrenze ihrer Verbreitung angelangt sind. Daher die häufig 
isolirten linsenförmigen Massen und die häufige directe Ueber- 
lagerung der Buchensteiner Schichten durch die Wengener Tuffmergel. 

Indem ich zum Schlüsse dieses Capitels auf Professor v. Klip- 
stein's Monographie des Campil-Gebietes **) verweise, welche zahl- 
reiche Detailbeobachtungen enthält, die sich ohne Schwierigkeit in 
den Rahmen unserer etwas veränderten Auffassung einfügen lassen, 
bemerke ich noch, dass in den Werfener Schichten des Scheide- 
rückens zwischen Campil und Gader (vgl. Seite 222) auf Sass da 
Tjamigoi bei Grones sich viele Ammoniten (Tirolites Cassianus u. s. f ) 
in den oberen Kalkbänken finden. 



*) Diese Hftuser befinden sich jedoch viel tiefer östlich im Gebiete der Wen- 
gener Mergel. 

**) Beitr. z. Kenntn. d. östl. Alpen, II, 2. 



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VIII. CAPITEL. 
Die Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 

Die Tafelnaasse der Sella-Groppe. - Der ..Grüne Fleck" bei Plön und das Grödencr Joch. - 
Plan de Saas bei Corvara. - Das Bovai-Gehinge bei Araba. - Sas»o Pitschi. - Ursprünglicher 
Zusammenhang des Langkofel- und Sella-Rilfes. - Das Badioten-Hochplateau. - Schlammströme. 
- Stuores, die Fundstätte der Cassianer Fonsilien. ~ Valparola. - Das Richthofen-Riff. - Buchen- 
stein. " Die Nuvolau-Gruppc. 

I. Die Tafelmasse der Sella-Gruppe. 

Mit allseits schroff abfallenden glatten Felswänden erhebt sich 
zwischen den Quellgebieten des Grödener Baches, des Avisio, des 
Cordevole und der Gader als orographischer Knotenpunkt unseres 
westlichen Hochgebirges ein weiss schimmerndes hohes Plateau- 
gebirge auf nahezu rechteckiger Basis. Seine scharfen, schönen 
Contourlinien prägen sich tief in die Erinnenmg des reisenden Natur- 
freundes ein. Eine mächtige ungeschichtete, pfeilerförmig abklüftende 
Dolomitbank bildet eine ringsum vortretende Terrasse, auf welcher 
gegen das Innere zurückgreifend eine schmale Zone weicher, 
meist röthlicher Gesteinsarten, einem fortlaufenden Bande vergleich- 
bar, ruht. (Man sehe das Lichtbild »Das Pordoi-Gebirge* (Sella- 
Gruppe) von der Cima di Rossi. *) Darüber baut sich eine zweite 
höhere Steilwand auf, über welcher sich einige ausgezeichnete pyra- 
midenförmige Felsgipfel erheben. Sie besteht gleich dem unteren 
Sockel aus blendend weissem Kalkgestein, aber sie ist durchaus 
wolgeschichtet und von rothen Tinten zart überschleiert. Der Con- 
trast zwischen der massigen unteren Stufe und dem tausendfach 
gebänderten Aufsatz ist von unvergleichlicher Wirkung. 

Wie unter den Menschen, so giebt es auch unter den Bergen 
Charaktere. Die Sella-Gebirgsgruppe ist ein solcher. 

In geologischer Beziehung concentrirt sich das Hauptinteresse 
auf die unteren Dolomitpartien, welche mehrere höchst werthvoUe 



*) Dieses Bild schliesst im Osten an das im gleichen Formate beigegebene 
Lichtbild „Die Langkofel-Gruppe, von der Cima di Rossi". 



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228 



Die Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 



Aufschlüsse über die heteropischen Verhältnisse unseres Trias- 
gebietes gewähren. Wir beginnen die Darstellung im Westen, im 
Anschlüsse an die bereits geschilderten Gegenden. 

Der Aufbruch der unteren Triasschichten bei Plön entblösst 
im Nordwesten die Unterlage unseres Gebirges. Ueber den Augit- 
porphyrlaven des Südschenkels folgen Wengener Tuffmergel und 
Sandsteine, welche sich einerseits über das Grödener Joch hin mit 
den die Unterlage der Gardenazza-Tafelmasse bildenden Wengener 
Schichten in Verbindung setzen, andererseits mit den auf der Ost- 
seite des Langkofelriflfs . über das Sella-Joch hin sich ausdehnenden 
Wengener Schichten zusammenhängen. Sie bilden aber zwischen 
der Nordwestecke der Dolomitmassen und den Augitporphyrlaven 
nur eine auffallend schmale Zone. Die Dolomitmasse ruht ihnen 
hier auf 

Beiräufig in halber Höhe der weit nach Norden- vortretenden 
Efolomit-Terrasse fallt ein räumlich ziemlich begrenzter Absatz in der 
Dolomitwand auf, welcher eine von Rasen überzogene Partie 
weicherer Gesteinsarten trägt. Die Stelle trägt unseres Wissens 
keinen ^genen Namen, wir haben uns aber bei der Untersuchung 
gewöhnt, sie als den , Grünen Fleck bei Plön* zu bezeichnen. Ist 



Bei Plön 



/* Grüner Fleck 



NW. 




SO. 



Der „Grfloe Fleck** an den Winden der Meeules. 

a =. Werfener Schichten : b = Unterer Muschrel kalk; e = Oberer Motchelkalk ; d = Buchenste'ner 

Schichten ; e = Augitporphyrlaven ; / = Wengener Schichten ; /» = Wengener Dolomit ; 
/« = Oberste Wengener Schichten; g = Cassianer Dolomit; h = Raibler Schichten; i = Dach- 
steinkalk. 



man einmal auf sie aufmerksam geworden, so erkennt man sie 
leicht voH allen umliegenden Höhen, weil der grüne Hügel lebhaft 
von der umgebenden weissen Felswand absticht.*) Auf mein Er- 
suchen erstiegen die Herren Hoernes und Reyer den Grünen 

*) Auch von St. Ulrich in Gröden bemerkt man den Grünen Fleck leicht in 
der prächtigen, den Thalschluss bildenden Ansicht des Sella-Gebirges (oder der 
Mesules, wie die Bewohner von St. Ulrich den ganzen hier sichtbaren Theil der 
Sella-Gruppe nennen). 






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Die SeUa-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 220 

Fleck durch die Felsklamm, welche sich auf der Südseite desselben 
bis auf das Dolomitplateau hinaufzieht. Sie fanden eine circa 
20 Meter mächtige söhlige Ablagerung von harten Steinmergeln, 
rothem korallenführenden Dolomit und gelben Riffsteinen (Cipit- 
kalken) mit Cidariten, Crinoiden, Bivalven und Brachiopoden. Dies 
sind die uns schon bekannten, so häufig an der äusseren Riffgrenze 
vorkommenden Gesteine. 

Wer diesen rings isolirten, auf einem freien Vorwerk der 
Dolomitwand sich erhebenden Hügel zum ersten Male sieht, denkt 
sicherlich an eine Verwerfung, welche die Hangend-Schichten des 
Dolomits sammt diesem dislocirt hätte. Aber die Raibler Schichten, 
welche das wahre Hangende des Dolomits bilden, unterscheiden 
sich auf den ersten Blick von den Gesteinen des Grünen Fleckes 
und von einer Verwerfung ist nichts wahrzunehmen. Wäre eine 
solche vorhanden, so könnte sie wegen der völligen Entblössung der 
Felswand der Beobachtung kaum entgehen. Eine Fortsetzung der Ge- 
steine des Grünen Flecks in der Felswand gegen Osten und Süden 
ist, wie die vorhergehenden Bemerkungen erkennen lassen, nicht 
vorhanden ; aber oin Blick auf die Felswände genügt, um das Fort- 
streichen einer auffallenden zackigen Trennungsfläcbe, welche genau 
mit dem Felsabsatze des Grünen Flecks correspondirt, sowol in 
der Richtung gegen das Sella-Joch, als auch über das Grödener 
Joch hinaus wahrzunehmen.*) Der Dolomit zeigt sich auf diese 
Weise in zwei Bänke getheilt. Der Hangendfläche der unteren Bank 
entspricht die Unterlage des Hügels am Grünen Fleck. Mit der 
häufig wiederkehrenden Trennungsfläche der grossen Dolomitstöcke 
im Niveau der Buchensteiner Schichten hat die uns gegenwärtig 
beschäftigende Trennungsfläche nichts gemein. Jene ist scheinbar 
völlig eben, diese aber ist zackig auf- und niedergebogen. Jene ent- 
spricht einer gleichmässigen, das ganze Gebiet umfassenden Unter- 
brechung, diese dagegen hat nur eine locale Bedeutung und 
bezeichnet, wie sich bald zeigen wird, den Beginn der Cassianer 
Schichten. 

Nähert man sich dem Sella-Joch, so sieht man den unteren, 
den Wengener Schichten zuzurechnenden Dolomit fortwährend an 
Mächtigkeit abnehmen und vor dem Joch noch auskeilen. Der 



*) Unser Lichtbild „Die Sella-Gebirgsgruppe, von der Caldenaz-AIpe bei 
Plön'' zeigt im Vordergrunde den Grünen Fleck, im Hintergrunde einen Ähnlichen, 
sofort zu besprechenden Hügel nächst dem Grödener Joche und die diese beiden 
Vorkommnisse verbindende Gesimsfuge des Dolomits. An der vorderen Dolomit- 
Steilwand unterhalb des Grünen Flecks ist die Blockstructur des Dolomits deutlich 
zu erkennen. 



230 ^ic Sella-Gruppe und das Badioten-Hocbplateau. 

obere Dolomit greift sodann auf dem Joch über die Wengener 
Sandsteine*) über. Den Wengener Schichten sind längs dieser 
heteropischen Grenze viele Riffkalkbänke eingelagert Korallen und 
die übrigen gewöhnlichen Einschlüsse der Riffkalke sind nicht 
selten. Im Dolomit finden sich häufig Korallenreste. Der Cassianer 
Dolomit endet am Sella-Joch mit einer vorgeschobenen Spitze von 
rothem conglomeratischem Dolomit, an welchen sich gegen aussen 
etliche wolgeschichtete Kalkbänke anlegen. 

Auch gegen das Grödener Joch nimmt der Wengener 
Dolomit, namentlich in der letzten Strecke vor dem Joch an Mäch- 
tigkeit ab. Die Verhältnisse sind hier besonders instructiv und von 
Stur**), welchem das Verdienst gebührt, zuerst auf diese merk- 
würdige Stelle aufmerksam gemacht zu haben, bereits zutreffend 
gedeutet worden. 

Wie es beim , Grünen Fleck* der Fall ist, tritt auch auf dem 
Grödener Joche der Wengener Dolomit, welcher hier allenthalben 
die ausgesprochenste Blockstructur besitzt, aus dem Alignement der 
oberen Dolomitwand hervor. Er trägt femer genau wie auf dem 
Grünen Fleck auch auf dem Vorsprunge am Grödener Joch einen 
aus geschichteten Gesteinsarten bestehenden Hügel. Während aber 
der Wengener Dolomit vom Grünen Fleck in hohen steilen Denu- 
dationswänden in die Tiefe fällt, greift derselbe über die Wengener 
Tuffmergel und Sandsteine des Grödener Jochs über und löst sich 
auskeilend in einzelne grosse Blockmassen des Cipitkalkes auf Die 
Verhältnisse auf der West- und Ostseite, welche durch die bei- 
liegenden Ansichten (Lichtbilder ,Die Mesules von der Westseite 
[Ostseite] des Grödener Joches) versinnlicht werden sollen, sind im 
Wesentlichen die gleichen. Der Aufschluss auf der Ostseite ist in 
der Natur noch klarer und überzeugender, weil daselbst die Wen- 
gener Tuffmergel sowol im Liegenden wie im Hangenden der sich 
auskeilenden Dolomitbank trefflich entblösst sind. Das Auskeilen 
findet in der Richtung gegen Norden statt. Geht man vom Grödener 
Joch über die Schneide des Rückens auf den Hügel, so passirt man 
blos Eine aus grossen Riffsteinblöcken bestehende Kalksteinlage. Die- 
selbe entspricht der obersten Lage der unteren Dolomitstufe, deren 
am weitesten nach Norden vorgeschobene Partie sie repräsentirt. 
Jede der tiefer folgenden Lagen tritt etwas weiter gegen Süden 
zurück, so dass die Grenzfläche zwischen dem Dolomit und den 
Tuffsandsteinen sich gegen Süden einwärts neigt Bis zu der obersten 



*) Hier finden sich auch wieder Bänkchen des weissen faserigen Aragonits. 
**) Jahrb. Geol. R.-A. 1868, pag. 544 u. f. 



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Die Sella-Gruppe und das Badioien -Hochplateau. 23 1 

Kalksteinlage reichen vorwaltend Wengener Sandsteine, was darüber 
folgt, sind TufTmei^el und denselben eingeschaltete dünne Kalk- 
banke mit Cidariten und Crinotden. Den ziemlich rasch eintretenden 
Uebergang der Riffsteinblöcke in die Dolomitblöcke kann man an 
den Wänden leicht verfolgen. Man überzeugt sich auch leicht, dass 
die Blockstructur des Dolomits innigst mit den genetischen Ver- 
hältnissen desselben zusammenhängt 

GrSdcntr Joch Abhang der Maals* 



DurchcboUt durch dtn MQgal auf dem OrBdiBcr Joche. S 

llneiaind ergreifen von Dolomil und Wengener Schiebten. | 

D den Dotoinil übergehen 



Denkt man sich den vorspringenden Hügel durch die fort- 
schreitende Denudation abgetragen, so würde sich im Alignement 
der oberen Dolomitwand auch unten über den Wengener Sand- 
steinen eine Dolomitsteilwand erbeben, wie dies im Osten und Westen 
der Fall ist Der isolirte Hügel des Grünen Flecks, sowie die im 
, vorhergehenden Capitel erwähnten Denudationsreste weicher Gesteine 
auf dem vorspringenden Wengener Dolomit des Zwischenkofel auf 
der Nordseite des Gardenazza-Gebirges sind nun leicht verständlich. 

Die äusseren, über das Mergel- und Sandsteingebiet der Wen- 
gener Schichten übei^reifenden Theile des DolomitriflTs sind denudirt 
und die vereinzelten Reste tuf^ger Gesteine auf dem Absätze des 
Dolomits zeigen ebenso wie die markirte zackige Oberfläche des 
Dolomits ein stattgehabtes Untertauchen, dn Ueberfluthen der Riff- 
oberfläche an. 

Ich will schon an dieser Stelle betonen, dass es mir sehr 
wahrscheinlich dünkt, dass der Wengener und Cassianer Dolomit 



232 ^i^ Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 

der Sella-Gruppe in demselben Verhältnisse zum Langkofelriflf steht, 
wie die Dolomite der Gardenazza-Gruppe zum Riffe der Geissler 
Spitzen. Der Parallelismus in der räumlichen Vertheilung des Wen- 
gener und Cassianer Dolomits ist in beiden Fällen ein vollkommener. 
Das Sella-Riff wäre blos die während der Bildungszeit der oberen 
Wengener und Cassianer Schichten erfolgte Ausdehnung und Fort- 
setzung des Langkofelriffs, seine gegeniyärtige Isolirung blos ein 
Werk der Denudation. 

Auf die speciellere Deutung der eigenthümlichen heteropischen 
Begrenzung des Wengener Dolomits, welche der Aufschluss am 
Grödener Joch kennen lehrt, und auf die wesentliche Verschieden- 
heit dieser Form von den normalen Erscheinungen an den Aussen- 
zonen der grossen Riffe werden wir gegen den Schluss dieses 
Abschnittes zurückkommen. 

Oestlich vom Grödener Joch reicht der Wengener Dolomit bis 
in die Gegend von Corvara. Er bildet auf dieser ganzen Strecke 
eine vortretende Terrasse, auf welcher die Tuffmergel sich bis gegen 
die Mündung des tief in die Masse der Sella-Gruppe einschneiden- 
den Val di mezzodi verfolgen lassen. Die Mächtigkeit des Wengener 
Dolomits ist hier nirgends mehr bedeutend. Das gegen Nordosten 
vorspringende Crap Desella, welches ebenfalls aus Wengener Dolo- 
mit besteht, halte ich fiir eine abgesunkene Scholle unserer Dolomit- 
Terrasse. Sowol der Dolomit des Crap Desella, dessen Auflagerung 
auf Wengener Sandsteinen Corvara gegenüber deutlich zu sehen ist, 
als auch der höhere Dolomit der Terrasse enthalten Tuffschmitzen, 
Einlagerungen schwarzer Kalke voll von Cidariten und Einschlüsse 
von gelben Riffsteinen. 

Der Wengener Dolomit erreicht hier sein Ende und an seiner 
Stelle treten südöstlich Wengener Sandsteine auf Die heteropische 
Grenze ist leider stark durch Schutt verdeckt, aber an mehreren 
Stellen sieht man neben dem Dolomit fossilfiihrende Riffkalke lagern. 

Die heteropische Grenze des oberen oder Cassianer Dolomits 
fällt an der Ostseite mit der äusseren Begrenzung des Felssockels 
der Sella-Gruppe zusammen. An die Stelle des oberen Dolomits 
treten Cassianer Schichten, welche ohne Zwischerilagerung einer 
dolomitischen Bank direct auf Wengener Sandsteinen ruhen. Die 
Grenze zwischen diesen beiden Complexen liegt, soweit die Auf- 
schlüsse dies zu erkennen gestatten, genau in der Fortsetzung der 
bereits erwähnten Trennungsfläche der beiden Dolomitmassen der 
Sella-Gruppe. 

Wir wenden uns nunmehr der Betrachtung des oberen 
Dolomits zu. 



Die Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 233 

Als untere Grenze des Cassianer Dolomits gilt uns die mit 
den Auflagerungen des Grünen Flecks und der Terrasse nächst dem 
Grödener Jpch zusammenfallende zackige Schichtfuge. Die obere 
Grenze bildet das stellenweise (auf der Nordseite) weit frei vorsprin- 
gende Plateau, welchem die Raibler und Dachstein - Schichten auf- 
gesetzt sind. Nächst dem Sella-Joch, wo der Cassianer Dolomit über 
den Wengener Dolomit auf die Wengener Schichten übergreift, be- 
trägt nun die Mächtigkeit desselben höchstens 300 Meter. Südlich 
vom Grödener Joch erhöht sich bereits die Ziffer auf mehr als 
400 Meter, auf der Ostseifee der Mündung des Val di mezzodi er- 
hebt sich dieselbe sogar auf 5 — 600 Meter *) , um dann rasch gegen 
das badiotische Mergelbecken hin bis auf o zu fallen. Dieses rasche 
Anwachsen ist auf dem Wege vom Grödener Joch nach Kolfuschg 
sehr deutlich wahrzunehmen. 

Entlang der ganzen Nordseite der Sella-Gruppe zeigt der 
scheinbar vollkommen massige Cassianer Dolomit bei schärferer 
Betrachtung und unter günstiger Beleuchtung nach Norden geneigte 
Ueberguss-Schichtung. Die genetische Verschiedenheit der Ueber- 
guss-Schichtung unserer Dolomitriffe und der normalen Schichtung 
sedimentärer Gesteine tritt hier wieder mit grosser Evidenz hervor. 
Denn während der Cassianer Dolomit, als Ganzes betrachtet, eine 
normal zwischen der Schichtfuge des Wengener Dolomits und den 
Raibler und Dachstein-Schichten eingelagerte Bank mit flachem 
Südostfallen darstellt — die Plateaufläche des Cassianer Dolomits 
entspricht ebenfalls diesem Lagerungsverhältniss — fällt die Ueber- 
guss-Schichtung desselben, unabhängig von der Neigung der wahren 
Schichtflächen im Liegenden und Hangenden, vom Berge weg, nach 
aussen.**) Die Ueberguss-Schichten schneiden an der glatten Steil- 
wand ab. Wir folgern daraus, dass hier eine über die Grenzen des 
Wengener Dolomits hinaus übergreifende Riffböschung bestanden 
hat, welche durch die Denudation zerstört worden ist. In ähnlicher 
Weise war wol der Cassianer Dolomit der gegenüberliegenden 
Gardenazzä-Gruppe gegen Süden, also in verkehrtem Sinne geböscht 
und bestand sonach ein schmaler Canal, welcher die beiden Riffe 
trennte. 

Die Ost- und Südostseite der Sella-Gruppe lässt ebenfalls 
allenthalben die nach aussen gerichtete Ueberguss-Schichtung im 
Cassianer Dolomit deutlich erkennen. An manchen Stellen com- 



*) Diesen Höhenangaben liegen die Höhencoten und Isohypsen der Original - 
Aufnahmskarte im Massstabe von i : 25o6o zu Grunde. 

•*) Wie dies auch in unserem Lichtbilde „Die Mesules, von der Westseite 
des Grödener Joches^' zu erkennen ist. 



234 



Die Sella-Gruppe und das Badioten- Hochplateau. 



biniren sich Block- und Ueberguss • Schichtung. Streckenweise ist 
auch die alte RifTböschung erhalten, so insbesondere westlich vom 
Pian de Sass nächst Corvara und am Bovai-Gehänge bei Araba. 

Die Umgebungen des Pian de Sass sind besonders instructiv. 
Am Fusse der Felswände stehen hier überall die Mergel der 
Cassianer Schichten mit Einlagerungen von Riflfkalken an. Eine 
kleine isolirte Felskuppe nördlich vom Pian de Sass besteht aus 
Dachsteinkalk, unter welchem die frei den Cassianer Mergeln auf- 
gelagerten Raibler Schichten zum Vorschein kommen. In gleicher 
Weise bildet Dachsteinkalk die Felstafel des Pian de Sass. Aber 
während der östliche Theil derselben auf Raibler Schichten und 
Cassianer Mergeln auflagert, ruht der westliche Theil transgredirend 
auf dem hier endenden Dolomitriff*). 

Höher aufwärts auf dem terrassenförmig abfallenden Gehänge 
sieht man noch einige direct der Dolomitböschung auf- und ange- 
lagerte Partien von Dachsteinkalk, zwischen denen die Oberfläche 
des Dolomitriffs mit gegen Osten gerichteter Ueberguss- Schichtung 
entblösst ist. Noch höher oben folgt sodann eine grössere zusam- 
menhängende Masse des Dachsteinkalks, welche sich mit der das 
obere Plateau des Cassianer Dolomits nahezu söhlig bedeckenden 
Platte des Dachsteinkalks verbindet. 



Plan de Sass 



Campolungo-Thal 



W. 




O. 



Das OstgehMnKe des Sella-Gebirgea am Pian de Sass. 

(Anlagerung von Cassianer und Raibler Schichten an die Böschung des Riffe-;- Transgression 

des Dachsteinkalks.) 

a = Cassianer Schichten; a» = Cassianer Dolomit; b = Raibler Schichten; c = Dachsteinkalk. 



Es ist nun sehr bezeichnend, dass auf der Böschungsfläche 
des alten Riffs die Raibler Schichten gänzlich fehlen, während sich 
dieselben sowol oben auf dem Riffplateau als auch unten neben 

*) Das Lichtbild „Der Ostabfall des Sella-Gebirges, vom Campolungo-Joch" 
lässt deutlich das Uebergreifen des wolgeschichteten Dachsteinkalks über das hier 
endende DolomitrifF und Ober die nebengelagerten Cassianer Mergel erkennen. 



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ehänge bei Araba. 

:i alten Riga mit Üebergun-Schichtung.) 



Die Sella-Gruppe und das Badioten-HochpUteau. 235 

dem Riff finden. Die wolgeschichteten Bänke des Dachsteinkalkes 
lagern entweder söhlig auf den Terrassen oder auswärts geneigt auf 
der Böschungsfläche des Dolomitriffs, ohne dass eine der weicheren, 
bunt gefärbten Gesteinsarten der Raibler Schichten zwischen dem 
weissen Dolomit und dem ebenfalls licht gefärbten Dachsteinkalk 
sichtbar würde. Die hohe abschüssige Riffwand war offenbar dem 
Absätze der Raibler Schichten nicht günstig. 

Die am Fusse des Pian de Sass zwischen den Cassianer Mer- 
geln und dem Dachsteinkalk eingeschalteten Raibler Schichten 
bestehen zu unterst aus braunen, röthlichen Sandsteinen und sandigen 
Mergeln mit Steinkernen von Bivalven, sodann aus plattigem, san- 
digen Kalk mit Kohlenschmitzen und endlich aus dicken Bänken 
blauen, fossilreichen Kalkes. Die gewöhnlich im höheren Niveau 
folgenden rothen und grünen Gesteine fehlen. Aber zwischen den 
tieferen Bänken des Dachsteinkalks des Pian de Sass kommen 
noch einzelne Zwischenlagen von mergelig sandiger und knollig 
plattiger Beschaffenheit vor. Trotz der Abwesenheit der rothen 
und grünen Gesteine zweifle ich nicht an der Alters-Identität mit 
unseren gewöhnlichen Raibler Schichten. Abgesehen von der 
Lagerung, welche eine andere Deutung dieser Schichten kaum ge- 
statten würde, stimmen die erwähnten Gesteine vollständig mit der 
unteren Abtheilung der Raibler Schichten der östlich angrenzenden 
Striche (Valparola, Lagatschoi u. s. f ) überein. Die oberen Raibler 
Schichten sind dann hier wol in der Facies des Dachsteinkalks ent- 
wickelt und aus diesem Grunde nicht unterscheidbar. 

Südwestlich vom Pian de Sass hat die Denudation die Riff- 
böschung zu Steilwänden umgeformt. Mächtige Trümmerhalden be- 
gleiten den Fuss der Felswand und verdecken mehr oder weniger 
das anstehende Gestein. Nur im Westen der Bovai-Alpe hat sich 
ein Rest der alten Böschung erhalten. Die beiliegende Ansicht 
(Lichtbild ^Das Bovai-Gehänge bei Araba*) gibt ein getreues Bild 
dieser interessanten Stelle. Die dünngeschichteten Gipfelmassen sind 
Dachsteinkalk. Unter ihnen lagern die Raibler Schichten auf dem 
nahezu söhligen Plateau des Cassianer Dolomits. Parallel der Dolomit- 
böschung fallen die theilweise Blockstructur zeigenden Ueberguss- 
Schichten des Cassianer Dolomits nach aussen, vom Berge weg. 
Vor dem Bilde stehen Cassianer Schichten an, welche gleich den 
oberen geschichteten Massen flach gegen das Innere des Gebirges 
sich neigen. Der Gegensatz zwischen der Ueberguss-Schichtung des 
Riffs und der gemeinen Schichtung sedimentärer Ablagerungen 
tritt wieder klar vor Augen. 



^^6 Die Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 

Aehnlich wie auf dem Cipiter Gehänge des Schiern konunen 
auch hier, namentlich an der Basis der Dolomitböschung Reste von 
Mergelspitzen vor, welche zwischen die Ueberguss-Schichten eingreifen. 
Korallenreste sind im Dolomite sehr häufig. Viele der auf dem Ge- 
hänge zerstreuten Blöcke sehen äusserlich nach ihrer Färbung und 
nach den Auswitterungen der Fossilien (Cidariten, Crinoiden), wie 
die Cipiter Riffsteine aus. Schlägt man sie auseinander, so zeigt 
sich, dass sie aus Dolomit bestehen. Einlagerungen von Riffsteinen 
sind in den das Riff umgebenden Mergelzonen allenthalben häufig. 

Die Mächtigkeit des Cassianer Dolomits, welche westlich vom 
Uebergange von Araba nach Corvara noch beiläufig 400 Meter be- 
trägt, sinkt namentlich unmittelbar im Westen des eben geschilder- 
ten Böschungs-Relicts bedeutend. Südlich von der Punta di Bovai 
(Boe-Spitze) dürfte die Dicke des Dolomits 250 Meter kaum über- 
steigen. Gegen das Pordoi-Joch zu findet jedoch wieder ein An- 
wachsen statt, welches auf der Westseite des Gebirges zwischen 
dem Pordoi-Joch und Val La Styes anhält, um gegen das Sella-Joch 
zu wieder in die entgegengesetzte Tendenz überzugehen. 

Der Zug des Cassianer Mergel reicht von Osten bis auf das 
Pordoi-Joch. Der Monte Porchia nördlich von der Jochhöhe besteht 
noch aus Cassianer Mergeln. Westlicher sind dieselben gänzlich 
denudirt. 

Auf dem Pordoi-Joch tritt die Nordspitze eines grossen, süd- 
lich gelegenen Riffs, des Marmolata-Riffs, in den Bereich der Sella- 
Gruppe. Um den Zusammenhang zu verstehen, müssen wir einen 
Blick auf die tieferen Bildungen längs der Südseite unseres Ge- 
birges werfen. 

Bis in das Quellgebiet des Cordevole in den Umgebungen 
des Pordoi-Jochs bestehen die Wengener Schichten blos aus Tuff- 
sandsteinen, Schiefem und Mergeln. Unter ihnen treten am Süd- 
gehänge des Thaies mächtige Massen von Augitporphyrlaven her- 
vor, welche den düsteren schwarzen Gebirgszug des Sasso di Capello 
bilden, der sich als trennende fremdartige Mauer zwischen die 
weiss blinkenden Felsengebirge der Marmolata und der Sella-Gruppe 
seltsam genug einschiebt. Diese Augitporphyrlaven hat man sich 
als den südlichen Gegönflügel der unterirdisch unter dem Sella-Ge- 
birge fortsetzenden und im Norden im Aufbruch von Plön und an 
der Bruchlinie von Kolfuschg zu Tag austretenden Augitporphyr- 
decke zu denken. Dem Marmolata-Riff sind die Augitporphyrlaven 
des Sasso, di Capello angelagert und es reichen, wie wir sehen werden, 
nicht nur Dolomitspitzen in die Laven hinein, sondern es haben 
einst auch, ehe die Denudation die Verbindung aufgehoben hat, die 



Die Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 257 



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238 I ^i^ SelU-Gruppe und das Badioten-HocKplateau. 

oberen Kalk- und Dolomitmassen der Marmolata über die Laven 
hinweg nach Norden vorgegriffen. 

Kommt man von Araba das merkwürdige oberste Cordevole- 
Thal herauf, so fuhrt der Weg fast ausschliesslich in den Wengener 
Tuffsandsteinen. Im Süden erhebt sich die Thalwand zu dem phan- 
tastisch ausgezackten schwarzen Kamme der Augitporphyrlaven 
und im Norden trifft das staunende Auge auf den prächtigen Ter- 
rassenbau der Sella-Gruppe, deren Culminationspunkt, die Punta di 
Bovai, 3150 Meter, sich pyramidenförmig über der obersten Terrasse 
erhebt. Ehe man die letzte Steigung vor dem Thalschlusse betritt, 
verrathen bereits Einlagerungen von Riffsteinen mit reichlichen Ko- 
rallenstöcken die Annäherung an ein Dolomitriff. Höher aufwärts 
mehren sich diese Kalke und auf der Wasserscheide zwischen dem 
Cordevole und dem Avisio nächst dem Pordoi-Joch erhebt sich 
die Dolomitkuppe des Sasso Pitschi mitten aus den Wengener 
Schichten. Das Gestein ist meist typischer weisser Dolomit, aber 
auch echte Riffkalke sind nicht selten. Wir fanden Reste von Ko- 
rallen, Crinoiden und Ammoniten. Die Blockstrüctur des Dolomits 
zeigt sich in ausgezeichneter Weise namentlich auf der Westseite 
des Sasso Pitschi. (Vgl. das Lichtbild ,Der Sasso Pitschi am Pordoi- 
Joch*.) Auch Andeutungen von Ueberguss-Schichtung mit nördlicher 
Fallrichtung sind vorhanden. Auf der Nordseite des Sasso Pitschi 
lagern noch Wengener Schichten, in welchen auch die Uebergangs- 
stelle des Pordoi-Jochs sich befindet. Erwähnenswerth ist hier das 
Auftreten von Tuffen mit Pachycardia rugosa. Auf dem westlichen 
Gehänge .zieht sich nun unterhalb der Wengener Tuffsandsteine 
des Pordoi-Jochs der Dolomit des Sasso Pitschi unter den Cassianer 
Dolomit der Sella-Gruppe hinein. Er hält aber nicht lange an, son- 
dern keilt sich gegen Norden aus. 

Im Süden bricht der Sasso Pitschi mit einer Steilwand ab. Ich 
erwähne noch, dass auf dem Kamme der Cima di Rossi unmittelbar über 
den Augitporphyrlaven eine häufig in grosse Blockmassen sich auf- 
lösende Bank dolomitischen, fossilftihrenden Riff kalks sich hinzieht und 
dass in den Wengener Schichten zwischen dieser Bank und dem Sasso 
Pitschi sich häufig grosse, den Wengener Schichten eingelagerte Block- 
linsen von Dolomit oder von Riff kalk finden. Auch diese kleinen Dolomit- 
körper zeigen wie die grossen Riffmassen die Blockstrüctur ganz deutlich. 

Alle diese, gegen Süden steil abbrechenden, gegen Norden 
aber auskeilenden Dolomitmassen, den Sasso Pitschi inbegriffen, halte 
ich für die nördlichen Spitzen der oberen Marmolata-Riffmasse. 

Ueber die Westseite der Sella-Gruppe zwischen dem Pordoi- 
und dem Sella-Joch ist wenig zu sagen. Der Cassianer Dolomit ruht, 



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Pie Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 239 

wenn wir von der kleinen Wengener Dolomitspitze nächst dem 
Pordoi-Joch absehen , auf Wengener Tuffsandsteinen , welche den 
ganzen Raum zwischen der in einem früheren Capitel geschilderten 
Rodella-Schollf und der Dolomit-Steilwand einnehmen. Wahrschein- 
lich ist diese abnorme Mächtigkeit der Wengener Schichten auf 
Rechnung von durchsetzenden Verwerfungen zu setzen. Eckige 
Blöcke fossilfiihrenden Riffkalks kommen an einigen Stellen als 
regelrechte Einschlüsse der Wengener Tuffsandsteine vor. Sowol 
an der Basis als auch in der Mitte der Wand des Cassianer D6I0- 
mits sind auffallende zackige Fugen bemerkbar (vgl. die Ansicht 
^Das Pordoi-Gebirge [Sella-Gruppe] von der Cima di Rossi*), welche, 
wie die tieferen Einrisse in die Dolomitmasse lehren, sich gegen 
das Innere des Gebirges zu aufwärts ziehen. Offenbar sind dies 
alte, gegen aussen abfallende Böschungsflächen des Riffs, welche 
auf episodische Unterbrechungen des Wachsthums des Riffs hin- 
deuten. 

Die jüngeren, dem Plateau des Cassianer Dolomits aufgesetz- 
ten Bildungen der Sella-Gruppe, die Raibler Schichten und der 
Dachsteinkalk, geben zu keinen besonderen Bemerkungen Anlass. 
Die eigenthümliche Anlagerung des Dachsteinkalks an die östliche 
Rifflböschung und das Fehlen der Raibler Schichten an dieser Stelle 
sind bereits besprochen worden. Um über das etwaige Auftreten 
jurassischer Ablagerungen auf den Gipfelmassen Aufschluss zu er- 
halten, bestieg Herr Dr. Ed. Reyer auf mein Ersuchen den höch- 
sten Gipfel der Gruppe, die pyramidenförmige Punta di Bovai 
Die Untersuchung ergab, dass auch die höchste Spitze noch aus 
dolomitischem Dachsteinkalk besteht. 

Blicken wir auf die geschilderten Thatsachen zurück. Der 
Cassianer Dolomit bildet eine mächtige Platte, welche ihre grösste 
Mächtigkeit im Osten, vor der östlichen Abfallsfläche des Riffs er- 
reicht Mit Ausnahme der Strecke zwischen dem Sella-Joch und dem 
Grünen Fleck bei Plön bemerkt man rings um das Gebirge nach 
aussen abdachende Ueberguss-Schichtung. Die ursprünglichen Gren- 
zen des Riffs griffen daher nicht weit über den heutigen Umfang 
der Sella-Gruppe hinaus. Zwischen dem Sella-Joch und dem Grünen 
Fleck aber hing wahrscheinlich der Cassianer Dolomit der Sella- 
Gruppe mit dem Langkofelriff zusammen. Darauf deutet nicht nur 
das Fehlen der Ueberguss-Schichtung auf der bezeichneten Strecke, 
sondern auch die Ausdehnung des tieferen Wengener Dolomits. 
Dieser Dolomit erreicht seine grösste Mächtigkeit am Grünen Fleck, 
gegenüber der Nordseite des Langkofelriffs. Gegen das Sella-Joch 
zu keilt er aus. Im Langkofelriff nimmt gleichfalls in südlicher 



^ 



240 ^ic Sella-Gru^pe und das Badioten-Hochplateau. 

Richtung die Mächtigkeit des Wengener Dolomits ab und unter dem- 
selben erscheinen Wengener Schichten. Oestlich reicht der Wenge- 
ner Dolomit der Sella-Gruppe bis Corvara. Eine vom Sella-Joch 
durch das Sella-Gebirge nach Corvara gezogene Linia gibt die Süd- 
grenze des Wengener Dolomits an. Die Bildung begann daher in 
ziemlich tiefen Wengener Schichten in der Gegend des Grünen 
Flecks und nahm in den oberen Wenger 2r Schichten allmählich an 
Ausdehnung zu. Die Verhältnisse zwischen der Langkofel-Gruppe 
und dem Grünen Fleck widersprechen in keiner Weise der Annahme, 
dass das Langkofelriff, welches im Süden entschieden die Tendenz 
sich auszudehnen zeigt, auch nach Osten hin, anfangs in bescheidenen 
Dimensionen, zur Zeit der Cassianer Schichten aber in grösserem 
Massstabe in das heteropische Gebiet übergriff. Die excentrische Lage 
des Wengener Dolomits macht diese Annahme geradezu unentbehrlich. 
Wenn man sich nun vorstellt, dass ein Riff seine Basis all- 
mählich vorwärts schiebt bei nur sehr langsamer Senkung des 
Bodens und bei. reichlichem, mit der Senkung Schritt haltenden 
Niederschlage in dem angrenzenden heteropischen Striche, so werden 
die eigenthümlichen Verhältnisse des Grödener Jochs verständlich. 
Von einer Riffböschung ist daselbst noch keine Rede, das Riff 
hat noch kaum Boden gefasst und ringt noch um sein Dasein. 
Die Begrenzungsfläche ist das gerade Gegentheil der gewöhnlichen 
Riffböschung. Die vom Schiern ausgehenden Riffzungen oder die 
nördlichen Spitzen des Marmolata-Riffs am Pordoi-Joch muss man 
sich lateral ähnlich begrenzt denken. Erst bei einer in rascherem 
Tempo vor sich gehenden Senkung, wo der sedimentäre Nieder- 
schlag nicht hinreicht, die Senkung auszufüllen, kann sich das aus- 
dehnende Riff mit freien, nach aussen abfallenden Wänden über dem 
Meeresboden erheben. 



2. Das Badioten-Hochplateau. 

Unter dieser Bezeichnung fassen wir das zwischen dem Cor- 
vara- und dem St. Cassianer Thal im Norden, dem Andrazer Thal 
und dem oberen Buchenstein (Livinallongo) im Süden gelegene, zu- 
meist von Wiesen und Weidegründen bedeckte Gebiet zusammen. 
Unterscheiden sich auch nach Sprache und Tracht die Buchensteiner 
etwas von den echten, das Abtey-Thal bewohnenden Badioten, so 
stehen sich doch diese beiden ladinischen Stämme so nahe, dass 
ich nicht befürchten darf, von Seite der Ethnographen und Lin- 
guisten einem Einspruch gegen die orographische Zusammenfassung 
dieses Gebietes unter einem gemeinsamen Namen zu begegnen. 



Die Sella-Gruppe und das Badioten- Hochplateau. 



ClaviiccAlpe S 



Monte Sora-Alpe 



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2A2 I^ic Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 

Wir betreten eine Landschaft, welche in geologischer und 
physiognomischer Beziehung grosse Uebereinstimmung mit der 
Seisser Alpe zeigt. Das Schichtenmateriale ist im Wesentlichen das 
gleiche. Nur treten an die Stelle der mineralreichen, festen Augit- 
porphyrlaven dickschichtige Tuflfe, welche unter dem Einflüsse der 
Atmosphärilien zu schalig abblätternden grossen Kugeln *) zerfallen. 
Ferner haben sich hier die fossilreichen Cassianer Mergel erhalten, 
welche auf der Seisser Alpe durch die Denudation bereits gänzlich 
zerstört sind. Diesem glücklichen Zufalle verdankt die Gegend von 
St. Cassian ihre wolbegründete geologische Berühmtheit. Die 
Buchensteiner und Wengener Schichten sind nahezu riflTrei. In 
die Cassianer Schichten reichen von Süden her die Ausläufer 
eines Riffs. 

Verdankt auch die Gegend dieser Beschaffenheit ihres Unter- 
grundes ihr herrliches grünes Kleid und ihre Bewohnbarkeit, so 
hat doch der reiche Thongehalt der Tuffsandsteine und Mergel 
höchst unangenehme Erscheinungen im Gefolge. 

Die Thalbildung ist nämlich noch unvollendet. Der Böschungs- 
winkel namentlich der oberen Partien ist für so leicht auflösliche 
und zersetzbare Gesteinsarten noch viel zu steil. Es brechen daher 
an den oberen Rändern des von Feuchtigkeit durchtränkten Gesteins 
in Folge der zu grossen Belastung lange Gehängstücke ab, welche 
allmählich in tiefere Regionen abwärts gleiten und dadurch zu er- 
neuten Gehängbrüchen am oberen Rande Anlass geben. Der Process 
ist im Allgemeinen ein sehr langsamer. Er hat begonnen mit der 
Entblössung des Plateau's und er wird fortdauern bis zur endlichen 
Herstellung eines bestimmten mittleren Böschungswinkels. Den 
besten Beweis für die Langsamkeit der Bewegung bilden die wan- 
dernden Wiesen und Wälder. Die Bildung einer festen Grasnarbe 
und der Aufwuchs eines Waldes bedürfen einer gewissen Stabilität 
des Bodens. Die abgerutschten Schollen müssen daher längere Zeit 
stationär geblieben sein, bis die unten stets thätige Erosion sie ihres 
Haltes beraubte oder bis von oben nachgerückte Massen sie vorwärts 
schoben. Daraus geht eine gewisse Periodicität der Bewegung hervor. 
Eine solche wandernde Wiese gleicht einem voji einer mächtigen 
Pflugschaar aufgewühlten Ackerfelde. In langen parallelen Reihen, 
die Bruchränder nach abwärts gekehrt, stehen die aufgeworfenen 
Schollen, welche sich endlich überschlagen und in eine chaotische 
Schlamm- und Trümmermasse übergehen. In einem auf der Thal- 



*) Die sogenannten „Kugeldiorite" von Colle Santa Lucia. 



Die Sella-Gruppe und öas Badioten-Hochplateau. 243 

fahrt begriffenen Walde senken sich die stärksten Bäume und be- 
graben in ihrem Falle ihre Vordermänner*). 

Unter dem steten Einflüsse der erweichenden und zersetzenden 
Thätigkeit des Wassers hat sich die abgerutschte, abwärts gleitende 
Scholle allmählich in eine plastische zähflüssige Masse verwandelt, 
welche sich stromartig selbst bei geringer Neigung des Bodens 
fortschiebt. Es bedarf oft nur eines stärkeren Regengusses, um einen 
solchen Schlammstrom in Bewegung zu setzen. 

•Im ganzen oberen Abtey-Gebiete spielen wandernde Gehänge 
und Ausbrüche von Schlammströmen eine grosse Rolle in der fried- 
lichen Thalgeschichte. Auch in Buchenstein und bei Ampezzo zeigen 
sich die verheerenden Wirkungen geflossener Schlammmassen. 

Ein solcher Schlammstrom hat in seinem Aussehen eine grosse 
Aehnlichkeit mit einem von Moränenschutt bedeckten Gletscher. 
Und in der That verhält er sich, was den Transport von Felsschutt 
aus entlegenen Gebirgstheilen betrifft, genau so wie ein Gletscher. 
Man könnte das gleitende Gehänge mit dem Firnfelde und den 
Schlammstrom mit der Gletscherzunge vergleichen. 

Die Geschiebe der Scblammstrom-Moränen sind nicht selten 
ähnlich geglättet und gekritzt wie Gletschergeschiebe und ist es in 
diesen Gegenden meisten^ kaum möglich , . zu unterscheiden , was 
Glacial- und was alter Schlammstromschutt ist. Die zahlreichen 
Dolomitblöcke, welche über den das Corvara- und Cassianer Thal 
trennenden Rücken verstreut sind, halte ich mit Rücksicht auf die 
topographischen Verhältnisse für Glacialschutt. Dagegen wage ich 
keine bestimmte Ansicht über die Art und die Zeit des Transportes 
des Schuttes im Andrazer Thal. Auf einem mächtigen Dolomitblock 
steht hier das alte Castell Andraz und zahlreiche andere Blöcke 
liegen weiter thalauswärts an den Gehängen. Glacialisten werden 
beim Anblick dieser mächtigen, dem Thalhintergrunde entstammen- 
den Blöcke sofort sich für Gletschertransport entscheiden. Wenn 
man jedoch die wandernden Gehänge und den Schlammschptt in 
dem hinter Castell Andraz sich öffnenden Thale (Montagna di Ca- 
stello) sieht, so legt man sich die Frage vor, ob nicht einst mäch- 
tigere Schlammströme sich von da in das Andrazer Thal ergossen 
haben mögen, welche durch den Thalbach bis auf die grösseren, 
schwereren Blöcke wieder fortgespült wurden.^ 



*) In solchen Districten iart bei getheiltem Besitzstande eine häufige Rectifici- 
rung der Grenzsteine nothwendig. Ueber die gleitende Bewegung der Gehänge in 
diesen Gegenden haben bereits Stur (Jahrb. Geol. R.-A. 1868, pag. 33 1 ff.) und 
V. Klipstein (Beitr. z. Kenntn. d. östl. Alpen, II. i. pag. 21, II. 2. pag. 36) berichtet« 

16* 



244 ^^^ Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 

Als Beispiele von Schlammströmen citire ich den einem 
Gletscherstrome gleichenden, die ganze Thalenge erfüllenden 
Schlammstrom oberhalb Contrin in Buchenstein und den gleichfalls 
die Thalbreite occupirenden Schlammstrom zwischen dem Kirchen- 
und dem Rutora-Bach oberhalb Corvara. 

Wir beginnen die Schilderung des badiotischen Hochlandes 
im Norden. 

Unter den mit Tuffen und tuffigen Breccienkalken verbundenen 
Augitporphyrlaven des Colatsch erscheinen oberhalb Verda die 
tieferen Schichtenglieder bis zu den Werfener Schichten abwärts. 
Eine Verwerfung trennt dieselben, wie bereits (S. 217) bemerkt 
worden ist, von den am linken Ufer des Grossen Baches anstehen- 
den Bildungen. Die Fortsetzung derselben Verwerfung setzt sodann 
bei Verda auf die rechte Thalseite und schneidet, wie die Karte 
zeigt, die ganze Reihe der älteren Schichten bis zu den Augitpor- 
phyrlaven herauf, ab. Im Norden der Verwerfung liegen Wengener 
Schichten. Ueber den Augitporphyrgesteinen des Colatsch und des 
Lendelfu folgen im Süden regelmässig die jüngeren Bildungen. Das 
Einfallen ist im Norden noch etwas steil, geht aber sehr bald in 
eine flache, häufig sogar in eine söhlige Lagerung über. Bei den 
oberen Häusern von Corvara kommen an der Basis der Wengener 
Schichten sehr fossilreiche Daonellen-Schiefer zu Tage. Die wichtig- 
sten Formen sind: 

Daonella Lommeli IVtssm. sp. 
Trachyceras ladinum Mojs. 

hngobardicum Mojs, 

cdtum Mojs. 

Epolense Mojs. 

Rutaranum Mojs. 

Richthof eni Mojs. 

Coroarense Lbe. sp. 
Lytoceras Wengense Klpst. sp. 

Die Daonellen, welche dicht gedrängt das Gestein erfüllen, 
erreichen ausserge wohnliche Dimensionen. Stur fuhrt von hier auch 
Pflanzenreste an: Thitmfeldia Richthof eni St. und Neuropteris cf 
Rütimeyeri Heer. 

Die höheren Schichten der Wengener Tuffsandsteine und 
Mergel fuhren nur vereinzelte Fossilien. Aus Sandsteinen der Gegend 
von Sorega nächst St. Cassian kenne ich: 

Daonella Lommeli Wissm. sp. 
Trachyceras Archelaus Übe. 



»» 



/• 



tt 



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Pf 



f» 



Die Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 245 

Trachyceras doleriticum Mojs. 
„ Neumayri Mojs. 

Eine Einlagerung von blauschwarzen, oolithischen, gelb an- 
witternden Kalkmergeln mit Posidanamya Wengensis , Trachyceras 
RtUoranutn und verkohlten Pflanzenstengeln, südöstlich von Corvara, 
gab Veranlassung zur Verwechselung dieser Schichten mit den 
nordalpinen Reingrabener Schiefem*). 

Als oberstes höchstes Glied der mergeligen Schichtreihe des 
Badioten-Hochplateau folgen auf dem Höhenkamme des Prelongei 
(2137 Meter) zuoberst der Stuores- Wiesen die tuflTreien Mergel 
und Mergelkalke der Cassianer Schichten. Dies ist der Fundort der 
berühmten Cassianer Fauna. Man sammelt sowol auf der Kamm- 
höhe, als auch auf den beiden Abhängen die lose ausgewitterten 
Fossilien. Die besten Entblössungen sind auf der Buchensteiner 
Seite. Stur und Laube versuchten eine Gliederung des Complexes 
auf Grundlage der heteropischen Abweichungen der einzelnen Bänke. 
Nach den bisherigen Untersuchungen ist jedoch eine weitere Unter- 
theilung der Cassianer Schichten nicht gerechtfertigt. Einige der 
höchsten Schichten vor dem Sett Sass enthalten ausser Cidariten 
auch sehr viele Daonellen (D. Cassiana Mojs. und D. Richthofeni 
Mojs.). Diese grauen Daonellen-Gesteine besitzen eine viel weitere 
horizontale Verbreitung, als die tieferen, cephalopoden- und gastero- 
podenreichen Schichten. 

In letzterer Zeit haben sich nicht gerade selten grosse Exem- 
plare von Nautilen und grosse Chemnitzien gefunden, was beinahe 
die Vermuthung aufkommen lässt, dass man vorher nur die zier- 
lichen kleineren Formen beachtet hatte. 

Die'im Gestein steckenden Fossilien (namentlich die Cephalo- 
poden) sind nicht selten von einer dicken, sinterartigen Kruste über- 
zogen, was ihre Gewinnung sehr erschwert, v. Klipstein machte 
darauf aufmerksam, dass in den Mergeln die Fossilien sich vorzugs- 
weise in zähen abgerundeten Kalkknauem finden, , deren Aussen- 
fläche von ansitzenden oder aus dem Kalkkem hervorragenden Ver- 
steinerungen, unter welchen Korallen die Hauptrolle spielen*, ganz 
bedeckt ist. 

Diese knauerförmigen Lumachellen, die Incrustirung vieler 
Conchylien, die vielen zerbrochenen Reste, die Isolirung der Cida- 
ritenstachel, das Fehlen der äusseren Windungen bei den meisten 



*) Die Po%xdonomya Wengensis wurde irrthOmlich mit Halobia rugosa iden- 
tificirt. Vgl. Stur, Jahrb. Geol. R.-A. 1868, pag. 53 1, £. v. Mojsisovics, Jahrb. 
Geol. R.-A. 1872, pag. 435, Taf. XIV, Fig. 2, 3. 



246 



Die Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 



Cephalopoden, die stellenweise vorkommende oolithische Struc- 
tur u. s. f., dies Alles weist darauf hin, dass das Fossilienlager von 
Stuores durch Zusammenschwemmungen an einer Untiefe entstanden 
ist. In der That endet dicht an dem reichen Fundort das Riff des 
Sett Sass- Die Fauna trägt, wie auch der neueste Monograph der- 
selben, Laube, bemerkt hat, vollständig den Charakter einer Riff- 
Fauna. So erklären sich denn die hier beobachteten Thatsachen in 
vollkommen concludenter Weise. Die Fossilien wurden an einer 
massig bewegten Stelle an der Aussenseite eines Riffes zusammen- 
geschwemmt und begraben. 

Es verdient noch erwähnt zu werden, dass auch zwischen den 
Kalkmergeln von Stuores Bänkchen weissen faserigen Aragonits vor- 
kommen *). 

Auf dem östlich zum Massiv des Sett Sass führenden Kamme 
reichen die Cassianer Mergelkalke hoch hinan, und allem Anscheine 
nach liegen die rothen Raibler Schichten, welche von der Dolomit- 
platte des Sett Sass sanft gegen Norden abfallen und einen niedri- 
gen Rücken von Dachsteinkalk tragen, direct auf ihnen. Eine völlige 
Sicherheit ist wegen des grossen Haufwerks von Blöcken des zer- 
fallenden Dachsteinkalks nicht zu erlangen. 

Unweit von dieser Stelle gegen Südosten hebt sich unter den 
Raibler Schichten der Cassianer Dolomit des Sett Sass empor, 
welcher rasch auf ico — 150 Meter Mächtigkeit anschwillt. Die Steil- 
wand ist gegen Süden gekehrt. Gegen Norden dacht er mit einer 
Fläche ab, welche als die Riffböschung • zu betrachten ist, da auf 
der Nordseite der Valparola-Gruppe zwischen den Cassianer Mer- 
geln und den Raibler Schichten kein Dolomit mehr vorhanden ist. 



Richthofen-Riff Sett Sass 



Valparola 



Eisenofen bach 
oberhalb ^t. Cassian 



SSW. 




NNO. 



a = 



Durchschnitt durch die Sett Satt-Oruppe. 

(Auskeilen zweier Dolomitzungen; StellTertretung derselben durch Mergel.) 

Wengener Schichten; b = Cassianer Schichten; b^ = Cassianer Dolomit; e zz Raibler 

Schichten; d = Dachsteinkalk. 



♦) Vgl. die Note auf Seite i35. 



Die Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 247 

Am Eingange in das Valparola-Thal und von da östlich gegen die 
Strada tra i Sassi*) ist die directe Ueberlagerung der Cassianer 
Schichten durch die Raibler Schichten allenthalben sehr deutlich. 
Auch auf der Strecke zwischen dem Prelongei-Rücken und der 
Mündung des Valparola-Thales scheint dieses Verhältniss das herr- 
schende zu sein. Vegetation und Dachsteinkalk-Schutt erschweren 
jedoch daselbst die Beobachtung. Nur an einer Stelle ist eine sehr 
beschränkte Dolomitzunge zu sehen, an welche sich an der West- 
seite die Cassianer Mergel horizontal anlagern. Höher aufwärts an 
der Strada tra 1 Sassi, dort wo dieselbe eine südöstliche Richtung an- 
nimmt, sieht man zunächst zwischen den Cassianer Mergeln und den 
Raibler Schichten einen schwarzen Korallenkalk sich einschieben, 
der dann bald in Dolomit übergeht. Ausserdem schalten sich auch 
zwischen die tieferen Lagen der Cassianer Schichten mehrere Dolo- 
mitbänke ein. Zwischen denselben und der Steilwand des Lagatschoi 
läuft eine Verwerfung durch, welche sich östlich bis Cortina ver- 
folgen lässt. Wir werden auf dieselbe später zurückkommen und 
bemerken hier nur, dass der gegen Norden sich ebenfalls auskeilende 
Cassianer Dolomit des Lagatschoi als die nördliche Fortsetzung des 
Dolomits des Sasso di Stria (Hexenfelsen) **), welcher mit Sett Sass 
und Nuvolau zusammenhängt, zu betrachten ist. Die eben erwähnten 
Dolomit-Einlagerungen in den Cassianer Schichten der Strada tra i 
Sassi können entweder als seitliche Ausläufer des Dolomits des 
Lagatschoi oder als nördliche Zungen des Dolomits der Sett Sass- 
Kette betrachtet werden. 

Die Raibler Schichten von Valparola enthalten ausser den be- 
kannten rothen Bohnerz ***) führenden Gesteinen mehrere Varietäten 
von Sandsteinen, darunter auch die lockeren braunen Sandsteine 
mit Bivalven-Kemen und die Sandsteine mit Kohlenschmitzen vom 
Pian de Sass. Auch Gyps soll vorkommen. Wenigstens berichtete 
man mir in St Cassian, dass vor einiger Zeit Gypsgruben in Val- 
parola bestanden hätten. 

Der Cassianer Dolomit des Sett Sass ist in seiner unteren 
Hauptmasse schichtungslos. Etliche Fugen , welche stellenweise 

*) Nicht „tre Sassi'', wie man häufig liest. ^ 

**) Dieser Name steht in unserer Karte irrthümlich nördlich vom Falzarego-Hospiz. 
Er gebührt der mit F. di Valparola bezeichneten Höhe 2483 westlich vom Hospiz. 
***) Das Eisenerz, welches einst am Ausgange von Valparola verhüttet wurde, 
wurde von Posalz bei Colle Santa Lucia, wo es in den Bellerophon-Schichten 
gewonnen wurde, gebracht. Darnach ist die Angabe v. Richthofen*s, dass die 
Raibler Schichten das Erz lieferten, zu modificiren. Dies schliesst übrigens die 
Möglichkeit nicht aus, dass auch nebenher die Bohnerze der Raibler Schichten in 
die Hütte wanderten. 



2^8 ^ic Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 

bemerkbar werden, deuten vielleicht die nach Norden abdachende 
Ueberguss-Schichtung an. Das blendend weisse, zuckerkömige Ge- 
stein enthält an einigen Punkten zahlreiche Reste von Korallen. 
Seltener sind Abdrücke von Cidaritenstacheln und Steinkeme von 
Megalodonten. In der Höhe, unterhalb der Raibler Schichten 
kommen geschichtete Dolomite und weisse grossoolithische Kalke, 
welche v. Cotta*) mit Nummuliten-Kalken verglich, vor. Ich habe 
diese geschichteten Lagen, welche sich in einigen anderen Gegenden 
wieder finden, consequent überall als Cassianer Dolomit ausgeschieden, 
obwol ich es nicht fiir unmöglich halte, dass dieselben bereits den 
Raibler Schichten angehören. Darüber könnten nur glückliche Funde 
von Cephalopoden entscheiden. 

Am Fusse des Sett Sass-Zuges läuft eine Zone von Cassianer 
Mergeln fort^ welche den Dolomit unterteuft. Sie ist allenthalben 
reich an Fossilien, unter denen Cidariten (hauptsächlich Cidaris 
dorsata Br.J bei weitem dominiren. Rifllcalke (Cipitkalke), nicht zu 
unterscheiden von den RiflTkalken der Wengener Schichten, sind 
häufig den Mergeln eingeschaltet. Auch den Daonellen-Schichten 
des Prelongei-Rückens mit D. Casstana und D. Richthofeni begegnet 
man an zahlreichen Punkten. 

Südlich vom Sett Sass erhebt sich aus diesen Cassianer Schich- 
ten ein kleines vollkommen isolirtes Dolomitriflf, welches gleich der 
oberen Dolomitmasse steil mauerformig gegen Süden abfallt. Eis 
fuhrt keinen bestimmten Namen. Die Bezeichnung Anti Sass**), 
welche ich dafiir hörte, wird auf ähnliche, weiter östlich vorkommende, 
der grossen Dolomitmauer vorliegende Dolomitstufen ebenfalls 
ausgedehnt und ist daher zu generell. 

Die Aufschlüsse an der Ostseite dieses kleinen Riffs sind aber 
so instructiv für das Verständniss der heteropischen Verhältnisse, 
dass ich mir erlaube eine distinctive Bezeichnung für dasselbe vor- 
zuschlagen. Mein hochverehrter Freund Baron Ferd. v. Richt- 
hofen wird mir gestatten, dass ich seinen Namen mit dieser lehr- 
reichen Stelle verknüpfe. Niemand hat ein grösseres Anrecht als 
er, dessen Untersuchungen so viel Licht über diese Gegenden ver- 
breitet haben. So möge der Name ,Richthofen-Riff* lauten. 

Das beiliegende Lichtbild (»Der Sett Sass von der Montagna 
di Castello*), welches das Riff mit seinen östlichen Ausläufern dar- 
stellt, wird das Verständniss erleichtern. Das Riff, dessen Dolomit 



*) Briefe aus dea Alpen, pag. iSo. 
♦♦) Laube nennt diesen Punkt Force IIa di Sett Sass. Wie jedoch das Wort For- 
cella (fiirca) lehrt, kann sich diese Benennung nur auf den Sattel beziehen, welcher 
das kleine Riff mit dem Sett Sass verbindet. 



Der Sett Sass von der 1 

(Auskeittn eines Äif« in rf 



dontagna di Castello. 

n Cassianer Schichten.J 



Die Selia-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 249 

viele Korallenreste enthält, ist auch an den Stellen seiner grössten 
Mächtigkeit von Cassianer Mergeln eingeschlossen. Die Mergel 
ziehen mit Einschlüssen von Riffsteinen nicht nur über den Sattel 
zwischen dem Richthofen-Riff und dem Sett Sass, sondern bilden 
auch eine schmale, über den tieferen Wengener Schichten sich er- 
hebende Zone unterhalb des Riffs. Wie die Cassianer Fossil-Sammler 
aussagen *) , stammen die meisten in den Handel gebrachten 
Cassianer Korallen von der Westseite des eben erwähnten Sattels 
(Forcella di Sett Sass). Man unterscheidet im Riff deutlich zwei, 
beinahe gesimseartig vortretende Absätze. Das Riff zerfallt auf diese 
Weise in drei Dolomitstufen, welche wir gesondert betrachten wollen. 
Die untere Stufe hat nur eine geringe Ausdehnung und allem An- 
scheine nach endet sie etwas weiter in Westen, als die oberen Stufen. 
Man sieht deutlich, dass die viel mächtigere mittlere Stufe über die 
untere gegen Osten hinausgreift. Ebenso lehrt ein Blick auf unsere 
Abbildung, dass die oberste Stufe sich noch weiter gegen Osten aus- 
dehnt und wie sich dieselbe allmählich zwischen den Mergeln aus- 
keilt. Jede höhere Stufe greift also über die vorhergehende in das 
Mergelgebiet über. Es entspricht nun offenbar jedem Absatz eine 
Unterbrechung im Wachsthum des Riffs, während welcher seitlich auf 
den tiefer gelegenen Gehängen des Riffs Mergel abgelagert wurden. 

Die Erscheinung ist im Wesentlichen nicht verschieden von 
den Dolomitzungen des Cipiter Schlemgehänges. Nur betrachteten 
wir dort das Riff von der Vorderseite. Der Aufschluss am Richt- 
hofen-Riff aber stellt einen förmlichen Durchschnitt dar. 

Die der mittleren Dolomitstufe angelagerten Mergel zeichnen 
sich durch eine steinige Beschaffenheit aus, eine Eigenschaft, welche 
an der heteropischen Grenze nicht selten wiederkehrt. Getrennt 
vom Dolomit stellt sich unweit davon eine linsenförmige Bank von 
Cipitkalk ein, welche zahlreiche Korallenstöcke, Cidariten, Crihoiden 
u. s. f umschliesst. In ähnlicher isolirter Stellung findet sich östlich 
von der obersten Dolomitzunge ein linsenförmiger Körper von 
Dolomit. Ich betrachte diese beiden isolirten Massen ebenso wie 
das Richthofen-Riff als die nördlichsten Spitzen eines denudirten 
ausgedehnten südlichen Riffs. 

An der Westseite des Richthofen-Riffs scheinen Mergel und 
Dolomit in ähnlicher Weise, wie im Osten in einander zu greifen, 
doch hindert das grosse Haufwerk von Dolomitblöcken die genauere 
Ermittlung der Verhältnisse. 



*) Laube hat ein Verzeichniss von hier vorkommenden Fossilien gegeben. 
Fauna der Schichten von St. Cassian. V. Abth. pag. 49, 5o. 



Rlchlhofen-Riir 



Zur Aodcht de* SetI 8u* von d« Moatacu dl Cutello. 
[Autkeileii ein« Riff« in den C«>ii»ner Schithteo.) 
= Wengener Schichlea; CM. = CatBianer MerHl; ca. = Caiiiiner RUfartinc ICipitkllk : 



Das Richthofen-Riff ist eine landschaftlich zu sehr auflallende 
Erscheinung, als dass es der Aufmerksamkeit der älteren Beobachter 
hätte entgehen können. Man nahm an, dass auf der Südseite des 
Sett Sass eine Verwerfung durchsetze und hielt das Richthofen-Riff 
fiir einen abgesunkenen Theit des Sett Sass. Consequenter Weise 
musste man nun auch die Cassianer Schichten der Forcella di Sett 
Sass mit den rothen Raibler Schichten von Valparola trotz der petro- 
graphischen und palaeontologischen Verschiedenheit identificiren •}. 

Ein dem Richthofen-Riff vollkommen analoges kleines Ri^ 
findet sich weiter Östlich unterhalb dem Sasso di Stria (F. di Valpa- 
rola der Karte]. Hier sieht man den korallenreichen Dolomit deutlich 
auf der Westseite in den Cassianer Mergeln auskeilen. 

Einem tieferen Niveau, wahrscheinlich bereits den Wengener 
Schichten dürften die Riff kalkmassen angehören, welchen man beim 
Abstiege vom Prelongei nach Buchenstein begegnet. 

Noch viel tiefer, an der Grenze zwischen den dickschichtigen 
Augitporphyrtuffen und den Wengener Tuffsandsteinen kommt 
nordöstlich vom Col di Lana eine Bank grauen Kalkes vor. 

*) Vgl. Stur, Jahrb. Geol. R.-A. 1868, pag. 554; Loretr, Zeitachr. D. Geol. 
üe». 1874, pag. 457, 499. — V. Richthofen hielt die CaMianer Schichten der 
ForccUa di Setl Sass ebenfalls Tar Raibler Schichten, identificirte jedoch den Dolomit 
des Sett Sass wegen seiner Megalodonten mit Dachsteinlialk, Dies führte ihn zur 
Annahme einer Verwerfung zwischen den echten Raibler Schichten von Valparola 
und dem Dolomit des Sett Sass. Megalodonten kommen Obrigens auch in den 
Cassianer Mergeln von Stuores vor. 



Die Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 25 1 

An Fossilien sind die Wengener Schichten des Buchensteiner 
Gehänges des badiotischen Hochplateau's nicht r^ch. Ausser den 
gewöhnlichen Daonellen, welche sich stellenweise finden, kenne ich 
noch Crinoiden- und Cidaritenreste aus Tuffsandsteinen der Gegend 
von Castello. s 

Die Abstürze gegen Buchenstein sind von einer Reihe, der 
Thalrichtung mehr weniger paralleler Verwerfungen durchzogen, 
an denen das Gebirge gegen die Thaltiefe zu stufenförmig absinkt. 
Die daraus resultirenden Schöllen sind von verschiedener Ausdeh- 
nimg und zeigen häufig auch abweichende Fallrichtungen. Zwischen 
Araba und Soraruaz reicht der abgebrochene imd eingesunkene 
Nordflügel der Augitporphyrlaven des Sasso di Capello-Zuges quer 
über das Thal und stösst hoch oben am Gehänge des Cherzberges 
an einen ostwestlich streichenden Zug von unterem Muschelkalk, 
welcher in Folge einer Längsverwerfung scheinbar von den Augit- 
porphyrtuffen des Cherzberges überlagert wird. Oberer Muschelkalk, 
Buchensteiner Schichten und vielleicht auch noch der tiefere Theil 
der Tuffe sind verworfen. 

Die auffallend grosse Mächtigkeit der Tuffe am Col di Lana 
erklärt sich wol auch durch Wiederholungen derselben Schichten in 
Folge von Längsverwerfungen. 

Das Thal von Buchenstein bildet die beiläufige Grenzlinie 
zwischen den mit Augitporphyrlaven verbundenen Tuffen im Westen 
und den dickschichtigen Tuffen ohne Laven oder mit vereinzelten 
Ausläufern von Laven im Osten. Durch Tuffmasse verkittete Brec- 
cienkalke spielen an der Basis der dickschichtigen Tuffe eine 
nicht unbedeutende Rolle. Wo sich, wie dies stellenweise der Fall 
ist, dünngeschichteter Sandstein oder Schieferbänke zwischen den 
dickschichtigen Tuffen einstellen, finden sich in denselben, wie 
am Ostabhange des Col di Lana, auch Posidonomyen und Daonellen 
(D, LommeliJ, 

Die Buchensteiner Schichten bestehen in Buchenstein aus 
Bänderkalken mit mächtigen Schichten von Pietra verde, welche 
manchmal auch rothe Färbungen annimmt und von in der Mitte 
des Complexes auftretenden Knollenkalken. Daonellen und Posido- 
nomyen sind in den Bänderkalken häufig (Daonella tyrolensis, D, ba- 
diotica und D. Taramellii in der typischen und in einer grobrippigen 
Varietät). 

Der obere Muschelkalk ist durch eine massige Bank grauen 
Crinoidenkalkes , welcher nicht selten breccienartig wird, vertreten. 
Die im Norden und Nordwesten vorherrschende dolomitische Aus- 
bildung findet sich hier nicht mehr. Bei Ruaz, neben der über die 



252 I^e Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 

tiefe Schlucht führenden Brücke am Wege nach Araba, entdeckten 
Dr. Hoernes und ich in einer abgesunkenen Scholle einen reichen 
Fundort von Fossilien. Eine riesige Natica kommt in zahlreichen 
Individuen vor, welche häufig noch die ursprünglichen Farbenstreifen 
zeigen. Seltener und nur schwer aus dem spröden Gestein gewinnbar 
sind Ammoniten (Trachyceras Cordevolicum Mojs.J. Auch Brachio- 
poden sind an dieser Stelle selten, obwol dieselben sonst in dem 
grauen Crinoidenkalk von Buchenstein zu den häufigeren Vorkomm- 
nissen gehören. 

Der untere Muschelkalk zeigt im Ganzen sein gewöhnliches 
Verhalten. Bei Ruaz folgen unter dem gasteropodenreichen oberen 
Muschelkalk : 

aj Sandige Kalkschiefer mit Pflanzenresten, 

bj Conglomerat mit rothem Bindemittel, 

c) rothe dolomitische Schiefer, ähnlich dem cephalopoden- 
führenden Gestein von Val Infema, 

dj Conglomerat — weisse Kalkknollen in rothem Bindemittel. 

An anderen Stellen, wie bei Corte, treten in Verbindung mit 
den rothen Conglomeraten rothe Dolomite mit Ammonitenresten, 
ganz übereinstimmend mit den Gesteinen von Val Infema, auf 



3. Die Nuvolau-Gnippe. 

Diese an das badiotische Hochplateau anschliessende kleine 
Gebirgsgruppe begrenzen wir westlich durch den Cordevole bis Ca- 
prile abwärts, südöstlich bis auf den Monte Giau durch die Reichs- 
grenze. Die weitere Begrenzung ergibt sich aus der orographischen 
Gestaltung von selbst. Nach den geologischen Verhältnissen erweist 
• sich diese Gruppe als die Fortsetzung des östlichen Theiles des 
Badioten-Hochplateau's. 

Die Cassianer Dolomitplatte des Nuvolau ist die südöstliche 
Fortsetzung des Dolomits des Sasso di Stria und des Sett Sass, 
welche indessen am Passe von Falzarego oder Fauzarego*) in Folge 
einer am Südostrande des Sasso di Stria verlaufenden Verwerfung 
eine unbedeutende Unterbrechung erleidet. Die oberen geschichteten 
Kalke und Dolomite mit den weissen Oolithen senken sich vom 
Nuvolau-Plateau in die Passniederung herab und stossen sodann am 
•ungeschichteten Dolomit des Sasso di Stria ab. 



*) Dies ist die richtige Lesart, da der Name vom römischen „fauces" (Eng- 
pass, Uebergang) herrühn. 



Die Seila-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 253 

Die nördlich und nordöstlich gegen die Falzarego-Bruchlinie 
abdachende Nuvolau-Platte trägt ziemlich ausgedehnte Reste von 
rothen Raibler Schichten und drei sehr beschränkte Denudations- 
Relicte von Dachsteinkalk, von denen zwei, der Hauptgipfel des 
Nuvolau (2649 Meter) und die abenteuerlichen fünf Thürme von 
Averau {Cinque torri, torri di Averau) sehr charakteristische Fels- 
gestalten bilden. 

Am Westfusse der Cima di Val di Limeves (2319 Meter) 
findet sich in der den Dolomit des Nuvolau unterteufenden Zone 
von Cassianer Schichten eine ähnliche kleine Dolomitspitze, wie das 
Richthofen-Riif am Südfusse des Sett Sass. Die Cassianer Schichten 
nehmen gegen Süden an Mächtigkeit ab. Riifsteine (Cipitkalk) ver- 
drängen allmählich die Mergel. 

Oestlich vom Monte Por^ (Frisolet) reicht in die Buchensteiner 
Schichten die Westspitze des jenseits des Codalonga-Thales sich 
bis in die Wengener Schichten hinauf erhebenden Dolomitriffs des 
Monte Camera. Da auch der Muschelkalk in dieser Gegend etwas 
abweichend entwickelt ist, so theile ich das von den Augitporphyr- 
tuffen im Hangenden ausgehende Profil mit: 

a) Bänderkalke und Pietra verde, 

b) Dolomit, stellenweise grün und kieselig, 

c) Buchensteiner Knollenkalk, 

(t) oberer Muschelkalk, Kalk und Dolomit mit Diploporen und 
Crinoiden, 

e) sandige Kalkplatten mit conglomeratischen Lagen und Schie- 
fem mit Pflanzenresten wechsellagemd (in braunen flimmemden 
Kalken Rhynchonella tetractis Lor., Waldheimia angusta Schi., W, 
vulgaris Schi.) *). 

f) Weisser Dolomit, nicht mächtig, 

g) Werfener Schichten. 

Es tritt sonach hier im unteren Muschelkalk Dolomit auf. 

Im Liegenden der Werfener Schichten erscheinen sodann bei 
Codalunga die Bellerophon-Schichten mit Einlagerungen armer Sphä- 
rosiderite und mit Gypsen an der Basis. 

Zwischen Andraz und Colle di Santa Lucia läuft eine Ver- 
werfung durch, welche die Bellerophon- und Werfener Schichten 
der Nuvolau-Bergmasse gegen Westen abschneidet. Eine zweite 



*) Der von Stur (Verh. Geol. R.-A. i865, pag. 246) erw&hnte Fundort von 
Muschelkalk-Brachiopoden „Val Zonia" befindet sich in nächster Nfthe von dieser 
Stelle. Die im Museum der Geologischen Reichs-Anstalt aufbewahrten GesteinstOcke 
von dieser Localitflt enthalten : Rhynchonella tetractis Lor, und Spiriferina cf, 
Ment^eli DnkJ 



2CA Die Sella-Gruppe und das Badioten-Hochplateau. 

Parallel- Verwerfung folgt unweit im Westen. Das Gebirge sinkt in 
Folge dieser Verwerfungen stufenförmig gegen den Cordevole ab. 
Die jüngsten, auf diesen streifenförmigen Schollen noch erhaltenen 
Schichten sind die dickschichtigen Augitporphyrtuffe (Kugeltuffe). 

Die hier vorkommenden Schichten stimmen genau überein mit 
den bereits besprochenen gleichaltrigen Bildungen des oberen 
Buchenstein. Erwähnenswerth ist nur der Fund von kleinen Gerollen 
eines rothen Porphyrs in der Pietra verde von Rucava. 

Die eben genannten beiden Schollen werden oberhalb Caprile 
und CoUe Santa Lucia durch eine weit im Osten ansetzende bis an 
den Ostfuss des Monte Migion reichende Bruchlinie (Antelao-Bruch) 
abgeschnitten, im Süden von welcher mit ostwestlichen Streichen 
Kugeltuffe, Buchensteiner Schichten und oberer Muschelkalk in regel- 
mässiger Lagerung, flach gegen Norden einfallend, erscheinen. 

Man durchschneidet diesen Zug, wenn man von Colle Santa 
Lucia nach Caprile geht. Den Kugeltuffen sind hier plattige Knollen- 
kalke mit Tuffschmitzen eingelagert, welche sehr an die Buchen- 
steiner Knollenkalke erinnern. Ehe man noch den Cordevole erreicht, 
verschwinden die Buchensteiner Schichten und an ihre Stelle tritt 
weisser Dolomit, ein östlicher Ausläufer des Marmolata-Riffs. 



IX. CAPITEL. 
Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 

Das Süd- und Südwestgehänge zwischen Ampezzo und St. Cassian. > Bergbrüche der Tofana 
bei Ampezzo. - Das Laganchoi-Riff. - Die badiotische Mergeibucht. - Das Westgehänge 
zwischen St. Cassian und St. Vigil. — Das Nordgehänge zwischen St Vigil und Brags. - Proule 
des unteren Muschelkalks. — Das Nordostgehänge zwischen Brags und Schiuderbach. - Die 
hetcropischen Verhältnisse an der Nordseite des Dürrenstein. - Die Hochfläche des Dacbsteinkalks. 

De* mächtige Gebirgsstock zwischen Gader, Rienz und Boita, 
präsentirt sich auf unserer Karte als eine zu drei Viertheilen ge- 
schlossene Mulde, an deren Rändern die älteren und in deren Mitte 
die jüngsten Bildungen auftreten. Indessen zeigt schon die eigen- 
thümliche Verbreitung der dem Hochplateau aufgelagerten jüngeren 
Formationen, dass die Regelmässigkeit der flach tellerförmigen 
Grundanlage der Mulde in manigfacher Weise gestört sein muss. 
Es ist namentlich die Fortsetzung der bereits mehrmals besprochenen 
Villnösser Bruchlinie, welche zwischen Wengen und Peutelstein quer 
das Faniser Hochgebirge durchsetzt und ein Absinken im Süden ver- 
anlasst. Eine Erscheinung, welche sich an weit fortsetzenden Bruch- 
linien häufig wiederholt, tritt auch hier ein. Wo sich nämlich die 
Sprunghöhe zwischen zwei verworfenen Gebirgstheilen auffallend 
vermindert, begleiten eine oder mehrere Parallel-Verwerfungen von 
kurzer Erstreckung den Hauptbruch, als wenn sich die verwerfende 
Kraft an solchen Stellen zersplittert hätte. So folgen der Villnösser 
Bruchlinie im Norden zwei grössere Parallel- Verwerfungen und eine 
Reihe enger begrenzter Einbrüche. Das Absitzen erfolgt regelmässig 
auf der Südseite. 

Die mittlere Zone dieses Hochgebirges ist sonach mehr weniger 
verstürzt und fallen im Norden wie im Süden die äusseren Gebirgs- 
theile der Einsturzzone zu. 

Während die älteren Triasbildungen nur in den peripherischen 
Strichen auftreten, setzen Dachsteinkalk und jurassisch-cretaceische 
Bildungen die Hauptmasse des Gebirges zusammen. Die durch 



2c6 ^AS Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 

Mächtigkeit und Verbreitung weitaus vorherrschende Formation ist 
der Dachsteinkalk, welcher allein iiir den landschaftlichen Charakter 
dieses prächtigen Hochgebirges massgebend ist. Daher der auflallende 
physiognomische Gegensatz im Vergleiche mit den Gegenden, in 
welchen die Dolomitriffe das bestinmiende Element der Landschaft 
sind. Die tausendfache Schichtung des Dachsteinkalkes ist die 
Ursache der ungezählten bandförmigen Streifen und der terrassen- 
förmigen Absätze, welche dem Bergsteiger den Zutritt zu den 
schroffen Felspyramiden gestatten. Den grossartigen Effect dieser 
mächtigen feingebänderten Felswände erhöhen wesentlich die warmen 
rothen Töne, welche das Ganze überziehen und so lebhaft von dem 
blendend- weissen Schutt abstechen, welcher die Wände gleichsam 
überrieselnd auf den Vorsprüngen der Schichtenbänder haften bleibt. 

Die muldenförmige Anordnung der Schichtsysteme legt uns 
aus Rücksicht fiir die Uebersichtlichkeit der Darstellung eine stoff«- 
liehe Zweitheilung auf Es sollen zunächst die Randzonen geschil- 
dert werden, soweit dieselben aus Schichten von höherem Alter als 
Dachsteinkalk bestehen. Hierauf soll dann das jüngere Deck- 
gebirge, Dachsteinkalk, Jura und Kreide, einer gesonderten Erörte- 
rung unterzogen werden. 



I. Das Süd- und Südwestgehfinge zwischen Ampezzo und 

St. Cassian. Das Lagatschoi-RifF. 

Es wurde bereits angedeutet, dass die Verwerfung der Strada 
tra i Sassi am Südfusse des Lagatschoi*) und der Tofana bis in 
das Thalbecken von Ampezzo fortsetzt Die Verwerfung fallt nahezu 
mit der Strasse zusammen, welche von Ampezzo bis auf die Höhe 
des Falzarego-Passes fiihrt. Der Costeana-Bach fliesst südlich davon. 
Die aus Cassianer Dolomit bestehende und von Raibler Schichten 
bedeckte Creppa bei Ampezzo liegt ebenfalls bereits im Süden der 
Verwerfung und gehört tektonisch zur Cassianer Dolomitplatte der 
Rocchetta- und der Nuvolau-Gruppe. 

Den Südrand der Verwerfung bilden bis zur Creppa die Raibler 
Schichten des Nuvolau-Plateau's , an der Creppa aber Cassianer 



*) Ich gebe diesem ortsüblichen Namen den Vorzug vor der offenbar corrum^ 
pirten Schreibweise der Karten „Lagazuoi". Lagatschoi ist der ladinische Ausdruck 
für „lagaccio", welcher in dem Vorkommen kleiner Weiher und Sümpfe auf der 
Lagatschoi-AIpe seine Begründung findet. 



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Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 257 

Dolomit*). Am Nordrande erscheinen von Ampezzo bis auf die 
Höhe von Falzarego Wengener Sandsteine und Mergel. 

Zwischen Ampezzo und der Rozes-Alpe ist in Folge gross- 
artiger Abrutschungen von Theilen der Tofanamasse, sowie wegen 
der nicht unbedeutenden, noch in Bewegung befindlichen Schlamm- 
ströme ein Einblick in die Zusammensetzung der tieferen Theile 
der Tofanamasse nicht möglich. An der Rozes-Alpe sieht man 
deutlich, dass die Unterlage der östlichen Tofana mit Ausnahme 
einer unbedeutenden Bank von Cassianer Dolomit unterhalb der 
Raibler Schichten durchaus aus mergeligen Schichten und Wengener 
Sandsteinen gebildet wird. 

Es ist nun leicht verständlich, dass abgeklüftete Partien des 
Dachsteinkalks der Tofanawände auf einer so thonreichen, nach- 
giebigen Unterlage allmählich thalwärts wandern. Die compacte fest- 
stehende Masse der Tofana kehrt dem Ampezzaner Thal ihre 
Steilwände zu. Vor denselben zieht sich ein theilweise von Weiden 
und Wäldern bewachsenes, arg zerrissenes, felsjges Mittelgebirge hin, 
das nur an einer Stelle, im Val Druscie, eine Unterbrechung zeigt. 
An dieser einen Stelle erscheinen dann auch unter den mächtigen 
Schutthalden des Dachsteinkalks die rothen Raibler Schichten in 
der ihnen der allgemeinen Fallrichtung nach entsprechenden Höhe 
am Gehänge unterhalb der Steilwände des Dachsteinkalks, während 
dieselben sonst durch die vorliegenden rutschenden Schollen ver- 
deckt sind. Es sind zwei durch das Val Druscie geschiedene Schollen 
zu unterscheiden, von denen die eine, welche im Col Druscie cul- 
minirt und den Rücken zwischen Romerlo und Cadelverzo bildet, 
viel weiter gegen Osten vorgerückt ist und offenbar in einer früheren 
Periode losgelöst wurde. Zwischen dieser Scholle und der zweiten, 
welcher die felsigen Stufen von Stuores angehören, sind am Aus- 
gange des Val Druscie anstehende Wengener Schichten, einen be- 
wachsenen Hügel bildend, sichtbar. 

An der Vorderseite (Ostseite) dieser Schollen zeigen sich 
rothe Raibler Schichten in noch zusammenhängenden Streifen. Bei 
Cadelverzo sind den Raibler Schichten der östlichen Scholle Gyps- 
lagen eingeschaltet. Der obere und mächtigere Theil der Schollen 
besteht aus arg zerklüftetem und an vielen Stellen bereits ganz in 
grosse Blockmassen zerfallenem Dachsteinkalk. Es ist augenschein- 
lich, dass das Abwärtsgleiten der Schollen gegenwärtig noch an- 



*) Diese Veru^erfung findet östlich von Ampezzo keine Fortsetzung, dagegen 
ist es wahrscheinlich, dass sie an der Creppa gegen Süden abbiegt und im Boita- 
Thal bis Vodo abwärts reicht. 

Mojsisovics, Dolomitriffe. ij 



258 Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 

dauert und dass die stetig mehr und mehr zerfallenden und in sich 
zusammensinkenden Schollen ihre Basis gegen Osten ausdehnen. 
Den freundlichen Häusergruppen und den Wiesen am rechten Boita- 
ufer droht sonach die Gefahr, einstens unter Geröllströmen und 
.Felsblöcken begraben zu werden. Um den Eintritt einer solchen 
Katastrophe möglichst weit hinauszuschieben, kann nicht dringend 
genug die absolute Schonung der noch vorhandenen Waldparcellen 
und die Aufforstung der kahlen oder nicht bewaldeten Stellen im 
ganzen Umfange des Rutschterrains empfohlen werden. 

Am Südfusse der Tofana prima (3215 Meter) zwischen dem 
Col dei Bos, über welches man in das prächtige Travemanzes-Thal 
gelangt, und der Falzarego-Alpe, befindet sich ein sehr lehrreicher 
und leicht zugänglicher Aufschluss über die heteropische Begrenzung 
des Lagatschoi-Riffes. Die Verhältnisse, zu deren lUustrirung wir 
drei Lichtbilder beigeben, sind völlig analog mit denen des bereits 
geschilderten Richthofen-Riffes vor dem Sett Sass. 

Bereits von der Falzarego-Strasse aus wird ein aufmerksamer 
Beobachter nicht ohne einiges Erstaunen wahrnehmen, wie sich in 
dem grünen Gehänge der Tofana mit der Annäherung an die Do- 
lomitmasse des Lagatschoi weisse felsige Bänke einschieben, welche 
lebhaft von den mit ihnen altemirenden grün verwachsenen Mergel- 
bändern abstechen. Aber erst von einem höheren Standpunkte aus, 
von der Abdachung des Nuvolau oder noch besser von der Spitze 
desselben, von welcher wir eine Gesammtansicht des Lagatschoi 
und der Tofana in zwei Blättern mittheilen, lässt sich der Zusammen- 
hang genau übersehen. Oben, unter dem wolgeschichteten Dach- 
steinkaik der Faniser Hochgipfel und der Tofana*) ziehen ununter- 
brochen die Raibler Schichten als gemeinsame Deckplatte über dem 
Dolomit des Lagatschoi und den Cassianer und Wengener Mergeln 
des Tofana-Gehänges hinweg. Die Unterbrechung, welche sodann an 
der Südostecke der Tofana sichtbar wird, ist durch die abgerutschte 
Dachsteinkalk-Scholle von Stuores veranlasst. Unterhalb Col dei Bos 
greifen nun Dolomit und Mergel keilförmig in einander. Die oberste 
Dolomitbank, welche den höchsten Theilen des Dolomits des La- 
gatschoi entspricht, zieht sich als ein schmales Band zwischen den 
Cassianer Mergeln und den Raibler Schichten fort. Die mittlere, 
wenig mächtige Dolomitzunge keilt in kurzer Entfernung vom La- 
gatschoi-Riff aus, die stärkere unterste Bank, welche die blockartige 
Zusammensetzung des Dolomits deutlich zeigt, reicht weiter gegen 



*) Die beiden rOckwftrtigen Tofana-Gipfel tragen Kuppen von jurassischen 
Bildungen. 



Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 



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26o ^^^ Gebirge zwischen Gader, Rien2 und Boita. 

Osten, keilt aber auch bald vollständig aus. Geht man von der 
Rozes-Alpe auf die Einbiegung zwischen don beidenf vorderen To- 
fana-Gipfeln, so verquert man zunächst die Wengener Sandsteine 
mit zahlreichen Einlagerungen von Korallen und Conchylien führen- 
den Bänken und gelangt sodann durch edite Cassianer Mergel, 
ohne dass man auf eine der beiden unteren Dolomitzungen stösst, 
zur erwähnten obersten Dolomitbank, über welcher man die typischen 
rothen Raibler Schichten trifft*). Umgekehrt zeigt ein über den 
Lagatschoi gezogenes Profil keine Cassianer Mergel, dafiir aber 
über den korallenreichen Wengener Schichten^ welche noch kurz 
vor dem Falzarego-Hospiz unter den Schuttmassen sichtbar werden, 
eine mächtige Ablagerung von Cassianer Dolomit. 

Untersucht man die in einander greifenden heteropischen Keile 
näher, so findet man in der oberen Mergelzunge cidariten- und 
crinoidenreiche gelbe Mergelkalke und Korallenkalke. Gegen die 
Spitze des Keiles zu wird diese Mergelzone immer steiniger. Der 
mittlere Dolomitkeil ist an seiner Basis unterhöhlt, da allenthalben 
unter ihm Wasser hervortritt. An verschiedenen Stellen des 
Gehänges ist das wasserundurchlässige Gestein entblösst. Es sind 
feinblättrige Cassianer Mergel, welche gegen die Spitze des 
Mergelkeils zu allmählich in feste, fleckenmergelartige Gesteine 
übergehen. 

Die Raibler Schichten des Col dei Bos und des Lagatschoi 
bestehen aus dunklen Muschelbänken, mehreren Varietäten von Sand- 
steinen (auch den schon öfters genannten Sandsteinen mit Kohlen- 
brocken), rothen oplithischen Kalken, rothen Conglomeraten mit 
Bohnerz und Quarzkrystallen (Marmaroser Diamanten), grünen und 
rothen steinmergelartigen Bänken und dolomitisch sandigen Bänken 
mit Megalodonten. Beim Aufstiege durch die Forcella di Traver- 
ranzes (einer Scharte im Lagatschoi, durch welche man von der 
Passhöhe von Falzarego nach Val Travemanzes gelangt, nächste 
Verbindung zwischen Buchenstein und Ospidale) auf die nördliche 
Lagatschoi-Abdachung fand ich in einem lichten Kalke der Raibler 
Schichten das Fragment eines Nautilus, welches zu N. Wulfeni zu 
gehören scheint. Vom Col dei Bos, und zwar nach dem anhaftenden 
Gestein zu urtheilen, aus dem Sandstein mit Kohlenbrocken stammt 
der von Loretz bekannt gemachte, mir freundlichst zur Unter- 
suchung mitgetheilte Nautilus Ampeszanus. 



*) Loretz, Zeitsch. D. Geol. Ges. 1874, pag. 448, hat die Wengener und 
Cassianer Schichten dieses Gehänges fQr untere und mittlere Raibler Schichten 
(„Schiernplateau-Schichten") gehalten. 






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Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 26 1 

Ehe wir in unserer Darstellung fortfahren, will ich noch be- 
merken, dass in den Wengener Sandsteinen der Gegend von Am- 
pezzo der tuffige Charakter, entsprechend der weiteren Entfernung 
von den Centren der eruptiven Thätigkeit bereits merkbar zurück- 
tritt, aber immerhin schichtenweise noch sehr evident ist. Die fossil- 
reichen Blöcke, welchen man längs der Falzarego-Strasse so häufig 
begegnet, stammen zum grössten Theile von Zwischenlagerungen der 
oberen Wengener Schichten her. Der grosse Reichthum an Korallen, 
insbesondere in der Nähe des Lagatschoi-Riffes ist bemerkenswerth. 

An der Strada tra i Sassi erreicht der Dolomit des Lagatschoi 
seine grösste Mächtigkeit Der Verwerfung in der Strada wurde bereits 
gedacht und ebenso ist schon erwähnt worden, dass diese Verwerfung 
die Fortsetzung des Falzarego-Bruches ist, welcher hier nordwestlich 
abbiegt. Ob die Verwerfung in nordwestlicher Richtung noch weiter 
fortsetzt, lässt sich mit Sicherheit schwer bestimmen. Indessen 
sprechen die Niveauverhältnisse der Schichten an den beiden Ge- 
hängen des Eisenofen-Baches zu Gunsten einer solchen Annahme. 
Es ist namentlich auffallend, dass sich hoch an den Fuss der La- 
gatschoi-Wand hinauf Wengener Schichten erstrecken, während an 
der Mündung des Valparola-Thales in viel tieferem Niveau Cassianer 
Mergel anstehen. Die Verwerfung müsste entweder zwischen den 
Cassianer und Wengener Schichten oder durch letztere selbst durch- 
setzen und weiter abwärts mit der Thalsohle von St. Cassian zu- 
sammenfallen, von wo sie dann gegenüber von Costa deloi östlich 
umbiegen und in der bereits geschilderten Verwerfung von Kolfuschg 
fortsetzen würde. Zu Gunsten einer solchen Annahme spricht der 
auffallende Parallelismus der verschiedenen Abbiegungen mit dem 
Laufe der Villnösser Bruchlinie auf der entsprechenden Strecke 
Campil — Wengen — Klein-Fanis— Peutelstein. 

Der Dolomit des Lagatschoi nimmt nun in nördlicher Rich- 
tung zusehends ab. Am Eingange der Sor^-Schlucht ist die Mäch- 
tigkeit bereits sehr reducirt. Man verfolgt die stetig sich verdünnende 
Bank noch deutlich am Fusse der Steilwand als Unterlage der 
Raibler Schichten bis zum Col Pedoi. Nördlich von diesem Punkte 
lagern die Raibler Schichten, wie bereits v. Richthofen richtig er- 
kannt hatte, direct auf den Cassianer Mergeln. Das Profil von 
St. Cassian über Ru nach Peravuda bietet treffliche Aufschlüsse. 
Bei St. Cassian am Fusse des Gehänges der Wengener Schichten 
stehen die Daonellenschiefer mit 

Daonella Lommeli Wissm, sp, 
Trachyceras ladinum Mojs. 
Lytoceras Wengense Klipst. 



Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 



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Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 263 

an. Darüber folgen dann die gewöhnlichen Wengener Tuffsandsteine 
und Mergel in normaler Mächtigkeit. Bei Peravuda springt die Dach- 
steinkalkmauer der Lavarella *) auf das Tuffterrain vor und diesem 
Umstände ist eine prächtige Entblössung der ganzen höheren 
Schichtreihe vom Dachsteinkalk bis zu den Wengener Schichten zu 
danken. Die Lagerung ist völlig concordant. Die Schichten neigen 
sich etwas vom Berge weg, also schwach westlich. Man steigt ohne 
Unterbrechung des Aufschlusses von der tieferen Bank auf die 
nächst höhere. Ueber den \yengener Schichten liegen regelmässig 
die Cassianer Mergel, in deren oberen Schichten die weit verbreite- 
ten Bänke mit Daonella Cassiana und D. Richtfiofeni einen sehr 
willkommenen Ruhepunkt bilden. Es folgen sodann in vollkommen 
ungestörter Auflagerung die sogenannten Schichten von Heiligen 
Kreuz, Lumachellen mit Anoplophora Münsteri, Sandsteine mit Kohlen- 
brocken und Muschelresten (Corbis Mellingi, Ostrea Mantis Caprilis), 
und röthliche Kalke. Es ist die untere Abtheilung der Raibler Schichten. 
Ueber weisslich grüne, durch thonige grüne Zwischenmittel 
getrennte Dolomitbänke gelangt man hierauf am Fusse der aus Dach- 
steinkalk bestehenden Steilwand zu den oberen thonigen rothen 
Gesteinen der Raibler Schichten. 

Dieser Aufschluss ist von grosser Wichtigkeit, denn er liefert 
den Beweis, dass die ganze Schichtenreihe der Wengener und 
Cassianer Schichten bis zu den Raibler Schichten aufwärts in dieser 
Gegend lediglich in der Tuff- und Mergelfacies entwickelt ist. Die 
Annahme, dass eine den Cassianer und Raibler Schichten zwischen- 
gelagerte Dolomit-Etage hier etwa in Folge einer Verwerfung der 
Beobachtung entzogen sei, erweist sich als völlig unhaltbar. 

Den Cassianer Dolomit des Lagatschoi haben wir uns als die 
nördliche Spitze eines von Süden her vordringenden Riffes vor- 
zustellen, welchem auch der Sett Sass und die Nuvolau-Platte an- 
gehören. Zwei andere Riffe, das Sella-RifT und das Gardenazza-Riff, 
begrenzten im Westen die badiotische Mergelbucht. Die Aussen- 
seite des Sella-Riffes ist, wie wir gesehen haben, noch ziemlich 
wolerhalten, so dass wir die Grenze daselbst ziemlich genau angeben 
können. Das Gardenazza-RifT bricht mit einer Denudations-Steilwand 
gegen Osten ab, woraus hervorgeht, dass wir die Riffgrenze etwas 
ausserhalb der heutigen Umfangslinie des Cassianer Dolomits an- 
zunehmen haben. 



♦) Nicht La Verclla, wi^ die älteren Karten schreiben. Der Name leitet sich von 
lavare ab und ist für die von feinem Kalkschutt Oberrieselten Dachsteinkalk- Wände 
sehr bezeichnend. 



264 ^^ Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 

Innerhalb dieser Riffe kommen die Wengener und Cassianer 
Schichten nur in der Tuff- und Mergelfacies vor, und wie die Auf- 
schlüsse am Pian de Sass, bei Valparola und am Gehänge der La- 
varella und des Heiligen Kreuzkofels lehren, spannte sich einst eine 
ununterbrochene Decke von Raibler Schichten und Dachsteinkalk in 
gleicher Weise über das Gebiet der Mergel-Entwicklung, wie über 
die Riffplatten des Dolomits. 

2. Das Westgehänge zwischen 6t. Cassian und St. Vigil. 

Auf der Strecke zwischen St. Cassian und dem Wengener 
Querthal herrschen unter den Wänden des Heiligen Kreuzkofels 
dieselben Verhältnisse, wie in dem soeben betrachteten Profil von 
St. Cassian nach Peravuda. An den tieferen Theilen des Gehängt 
ist zwar, wie bereits vielseitig beklagt worden ist, die Beobachtung 
durch rutschende Gehängschollen und durch Schlamm- und Geröll- 
ströme sehr erschwert, doch geht aus der Gesammtheit der Auf- 
schlüsse hervor, dass bis unterhalb St. Leonhard zwischen der Thal- 
sohle und den auf der Höhe der Tuffterrasse von Heiligen Kreuz 
anstehenden Cassianer und Raibler Schichten nur Wengener Tuff- 
sandsteine und Mergel vorkommen können. Mit dieser Anschauung 
stimmt auch die Auffassung sämmtlicher älterer Beobachter überein. 

Südlich von Heiligen Kreuz hat sich auf der Terrasse ein 
kleiner Denudations-Relict von Dkchsteinkalk erhalten, welcher einer 
der Steilwand vorgelagerten ziemlich lange sich fortziehenden Platte 
von Raibler Schichten aufgesetzt ist. Diese Platte zeigt bereits viel- 
fach die Spuren eines argen Zerfalls, welcher sich in der Richtung 
gegen Heiligen Kreuz immer mehr bemerkbar macht. Bei Heiligen 
Kreuz liegen in Folge der mergeligen, rutschigen Unterlage der 
'Cassianer Schichten die Raibler Schichten in wirren grossen Schollen 
durcheinander, und so erklärt sich, dass fast jeder Beobachter ab- 
weichende Angaben über die Schichtfolge macht, 

Stur hat zuerst den Nachweis geliefert, dass die sogenannten 
Schichten von Heiligen Kreuz mit Anoplophora Münsteri, Ptychostoma 
Satttae Crucis, Pt. pleurotomoide u. s. f den Raibler Schichten ein- 
zureihen sind, Laube hat, wie mir scheint, die Reihenfolge der 
Bänke am richtigsten angegeben. Diese Schichten bilden eine eigen- 
thümliche Facies der Raibler Schichten, welche in unserem Gebiete 
auf den Strich zwischen Peravuda und Heiligen Kreuz beschränkt 
scheint. 

In den jedenfalls höher liegenden Sandsteinen mit Kohlen- 
brocken kommen einige in den nordalpinen und in den kämtnerischen 



Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 265 

Raibler Schichten sehr verbreitete Muscheln vor : Ostrea Montis Ca- 
priliSf Carbis Mellingi, Pema avictdaefomtis. 

In den rothen Thonen mit Bohnerzen finden sich bei Heiligen- 
kreuz nicht selten bohnen- und haselnussgrosse glänzend polirte Quarz- 
geschiebe. Sie rühren wol von zerfallenen rothen Sandsteinen her. 

Viel unsicherer ist die Provenienz bis handgrosser, eckiger 
Blöcke von Glimmerschiefem der Centralkette , welche mir längs 
des Weges von Pederova auf die Höhe des Armentara - Berges 
wiederholt auffielen. An einen glacialen Transport ist nach den 
orographischen Verhältnissen der Fundstelle kaum zu denken. Etwas 
mehr Wahrscheinlichkeit hätte die Vermuthung für sich, dass die 
Blöcke aus zerstörten conglomeratischen Lagen der Raibler Schichten 
stammten. Doch ist auch dies sehr unsicher. Wir werden auf dem 
Hochplateau von Gross-Fanis ein Wahrscheinlich zur Zeit der oberen 
Kreide gebildetes Conglomerat kennen lernen, welches neben Kalk- 
geröUen auch Quarzgeschiebe enthält. Aehnliche Conglomerate be- 
standen wol auch noch an anderen Stellen in der näheren und 
weiteren Umgebung von Fanis und vielleicht auch auf oder vor 
dem Heiligenkreuz-Kofel und rühren möglicher Weise die krystalli- 
nischen Blöcke längs des Armentara- Weges von denselben her. 

Die an den Gehängen des Armentara-Berges entblössten tiefe- 
ren Schichten, deren Kartirung Herr Dr. Hoernes ausführte, zeigen 
die im Bereiche der Mergel-Entwicklung der höheren Schichten ge- 
wöhnliche Ausbildung. Die Augitporphyrtuflfe sind mit mächtigen 
tuffigen Kalkbreccien vergesellschaftet und wechseln bereits mit 
dünnschichtigen Wengener Tuflfsandsteinen. Die oberen, mit Pietra 
verde verbundenen Bänderkalke der Buchensteiner Schichten sind 
reich an Posidonomyen und Daonellen (D. tyrolensis, D, badiotica). 
Unterhalb der Fomatscha-Häuser befindet sich eine dislocirte Scholle, 
welche aus der vollständigen Schichtenreihe vom unteren Muschel- 
kalk bis zu den Wengener Tuflfsandsteinen besteht. 

Das Thal von Wengen liegt in der Villnösser Bruchlinie. Die 
Aufnahme des Herrn Dr. Hoernes zeigt im Norden der Bruchlinie 
in dem Gebirgsrücken zwischen Wengen und St. Vigil zwei secun- 
däre Brüche, an denen das ganze Gebirge zwischen dem Paresberg 
und der Gader treppenartig abbricht. Die mittlere Scholle nimmt 
eine vergleichsweise sehr hohe Lage ein und macht den Eindruck, 
als ob sie von unten gegen oben hinaufgeschoben wäre. An ihrer 
Basis kommen Werfener Schichten vor, auf der Höhe liegen Wen- 
gener Schichten. Der Bruch, welcher dieselbe von dem eingesunke- 
nen Dachsteinkalk des Paresberges trennt, läuft am Fusse des 
Rückens der oberen Eisengabel-Spitze und des Paresberges und 



Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 



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58 



Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 267 

wendet sich um den letzteren Berg in nordöstlicher Richtung. Der 
zweite Bruch, an welchem die ganze vordere Gebirgsmasse abge- 
sunken ist, läuft so ziemlich dem ersten parallel. 

Die eigenthümliche Isolirung, welche die Augitporphyrtuffe 
auf der Karte zeigen , rührt zum grossen Theile daher , dass das 
Gebiet sich bereits an der Nordgrenze der Verbreitung der Tuffe 
befindet. Auf dem nördlichen Thalgehänge von Wengen dürften 
jedoch auch durch kleinere Brüche verursachte Absitzungen der 
höheren Wengener Schichten zu dieser Erscheinung beitragen. 

Die Daonellen-Schiefer von Wengen befinden sich im Hangen- 
den eines aus Augitporphyrtuff und Kalkbreccien bestehenden Walles 
nächst der alten Kirche von Wengen. Dieser vielgenannte Fundort 
hat folgende Fossilien geliefert: 

Daonella Lomtneli Wissm. sp, 
Posidonomya Wengaisis Wissm. 
Trachyceras Archelaus Lbe, 
„ ladinum Mojs, 

Lytoceras Wengense Klipst. sp. 

In den höheren Wengener Sandsteinen fand ich, hoch über 
dem Daonellen-Schiefer ein vereinzeltes Exemplar von Trachyceras 
Archelaus, 

Bei St. Martin und Preromang sind die Bellerophon-Schichten 
mit grossem Fossilreichthum entblösst. (Vgl. oben S. 223.) An der 
Basis der Bellerophon-Schichten finden sich noch auf der Nordseite 
der Korspitze mächtige Gypslager. 

Es ist noch von Wichtigkeit, zu bemerken, dass die Buchen- 
steiner Schichten der mittleren, hochgelegenen Scholle vorzugsweise 
dolomitisch ausgebildet sind, was nach unseren bisherigen Erfah- 
rungen mit Sicherheit den Schluss gestattet, dass wir uns, gegen 
Norden vordringend, einem Dolomitriff nähern. 



3. Das Nordgehänge zwischen St. Vigil und Brags. 

In der That ist bereits jenseits des Rauh-Thals die ganze 
Schichtenreihe vom oberen Muschelkalk bis zu den Raibler Schichten, 
wie in den grossen Dolomitriffen des Schlem-Rosengarten u. s. f. 
durch die Dolomitfacies vertreten und erst im Bragser Thal an der 
Ostseite der Hochalpe beginnt wieder eine heteropische Region. 

Herr Dr. Ho er n es hat dieses Gebiet kartirt. Seine Mitthei- 
lungen sind der folgenden Darstellung zu Grunde gelegt. 



268 ^^^ Gebirge zwischen Gader, Eienz und Boita. 

Tektonisch herrscht die grösste Regelmässigkeit. Die Schichten 
fallen durchwegs ziemlich steil gegen Süden ein, ein Verhalten, 
welches für den ganzen Nordrand in den östlicheren Regionen zur 
Regel wird und aus den ziemlich geradlinigen Thalübersetzungen 
der Schichtenzonen bei der Betrachtung der Karte sich sofort zu 
erkennen gibt. 

Die Dolomitfacies gibt zu keinen besonderen Bemerkungen 
Anlass. Der Horizont der Buchensteiner Schichten ist an durch- 
streichenden Homsteinlinsen kenntlich. Als isopisches Dolomitriff 
reicht das Riff der Hochalpe östlich bis zum Rothen Kofel. Buchen- 
steiner und untere Wengener Schichten sind von der Ostseite des 
Rothen Kofels an heteropisch ausgebildet und greift sodann der 
Dolomit der oberen Wengener und der Cassianer Schichten über 
das Gebiet der Mergel-Entwicklung von Brags. 

Eine ungewöhnlich grosse Mächtigkeit und eine etwas ab- 
weichende Gesteinsbeschaffenheit zeigt der untere Muschelkalk, wie 
das folgende Profil darthun wird. 

Am Nordwestfusse der Dreifinger-Spitze bei St. Vigil findet sich 
eine grössere Entblössung, welche HermDr. Hoernes die Aufnahme 
eines ziemlich genauen Profils gestattete. Die Mächtigkeit der einzel- 
nen Schichten wurde direct gemessen, doch nöthigte die Halde am 
Fusse der Wände, die Messung an einer Stelle zu unterbrechen und 
an einer anderen Stelle fortzusetzen. Wegen einiger quer durch- 
setzender Sprünge ist die Möglichkeit nicht ausgeschlossen, dass 
der Anknüpfungspunkt nicht genau übertragen wurde. 

Das Profil wurde etwa in der Mitte der Entblössung begonnen. 
Es finden sich daselbst, den Kamm des Rückens zwischen St Vigil 
und Thalbach bildend, helle, wenig bituminöse dolomitische Kalke 
mit Diploporen, welche bereits dem oberen Muschelkalk angehören 
und eine ziemlich bedeutende Mächtigkeit erlangen, aber von dem 
durch Homsteinlinsen charakterisirten Dolomit der Buchensteiner 
Schichten schwer trennbar sind. Unter dem diploporenfiihrenden 
Dolomit folgen zunächst: 

aj 32 Meter bituminöse, kurzklüftige, wolgeschichtete Kalke, 

öj 4 Meter dünngeschichteter, bituminöser Kalk mit weichen 
mergeligen Zwischenlagen, 

cj 12 Meter hellgrauer, wolgeschichteter, kurzklüftiger, wenig 
bituminöser Kalk. In der unteren Hälfte viele Calcitadem. 

dj 50 Centimeter weicher, grauer Kalkmergel, 

ej 3 Meter grauer, wenig bituminöser Kalk mit Calcitadem, 

/J 5 Centimeter glimmeriger Mergel mit verkohlten Pflanzen- 
spuren, 



Das Gebirge twischcn Gader, Rienz und Boita. 269 

g) 9 Meter wolgeschichtete , graue Kalke mit Calcitadem 
(ähnlich e), 

h) 50 Centimeter Mergel mit verkohlten Fflanzenspuren, 
i) 15 Centimeter dunkler Kalk mit Calcitadem, 
k) 13 Meter Mergel mit Kalkeinlageningen und glimmerreichen 
Partien mit Pflanzenresten, 

l) 3 Meter grauer, bituminöser Kalk mit Calcitadem und 
glimmerig-sandigen Schichtflächen, 

m) 4 Meter sandiger Kalk, stellenweise durch Einschluss 
kleiner Geschiebe conglomeratisch. Crinoiden und Brachiopoden. 

nj 3 Meter glimmerige, kalkige Mergel mit Pflanzenresten, 

oj 45 Meter sandiger, dunkler, stellenweise conglomeratartiger 
Kalk mit Brachiopoden und Crinoiden, 

/>J 23 Meter dunkler, splittriger Kalk, welcher gegen unten 
glimmerreiche sandige und mergelige Zwischenlagen aufnimmt. 

Es folgen nun, 100 Meter unter dem Dolomit des oberen Muschel- 
kalks, weiche, gtimmerreiche Mergel mit verkohlten Pflanzenresten, 
deren untere Grenze durch die angehäuften Schuttmassen verdeckt 
ist Wahrscheinlich aus diesen Schichten rührt eine auf der Halde 
gefundene Platte, die neben zahlreichen kohligen Pflanzenresten eine 
RhynckoTtella und den schattenhaften Umriss eines Ammoniten enthält. 

Es wurde nothwendig , das Profil an einer anderen Stelle, 
etwas weiter östlich, fortzusetzen. 

Der Verlauf der Schichtlinien, sowie die Folge der überlagern- 
den, in einer steilen Wand entblössten Schichten üess die Annahme 
als gerechtfertigt erscheinen, dass 

qj 6 Meter weiche, mergelige Gesteine der oben verlassenen 
Stelle entsprechen. Es folgen sodann: 

r) s Meter sandige, theilweise breccienartige Kalke, 

sj 20 Centimeter glimmerreicher Mergel, 

tj 6 Meter fester, hellgrauer Kalk, 

iij 40 Centimeter glimmerreicher Mergel, 

vj 10 Meter fester, sandiger Kalk, durch eine dünne glimmer- 
reiche Mergellage getheilt. 

Hiemit ist der Abschluss der Wechsellagerung feste- ^''-"— 
und weicher Mergel mit Pflanzenresten erreicht und es fol 
die rothen dolomitischen Mergel und Conglomerate. 

U'J 2 Meter rother, weicher Mergel, 

xj 5 Meter fester, rother, glimmerreicher Mergel, 

yj 25 Centimeter rothes Kalk-Conglomerat, 

sj so Centimeter glimmerreiche, feste, sandige Mei 
Fflanzenresten, 



270 ^&s Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 

a^J i Meter weiche, glimmerige Mergel, 

^V 25 Centimeter Conglomerat, 

rV 80 Centimeter weiche Mergel mit Kohlenspuren, 

rfV I Meter festes, rothes Conglomerat, 

e^J 23 Meter rothe, feste Dolomitmergel, stellenweise mit Kalk- 
knollen und Conglomerat-Einlagerungen, 

/V I Meter rothes Conglomerat. 

Den Schluss der Muschelkalk-Schichten bilden sodann 

^V 30 Meter helle, wolgeschichtete dolomitische Kalke. 

Bei der Armuth an Fossilresten und dem Mangel anderweitiger 
leitender Anhaltspunkte muss es fraglich bleiben, ob wirklich die 
ganze Reihenfolge dieses Profils dem unteren Muschelkalk angehört. 
Die obersten Glieder aj bis ej zumal könnten nach ihrer Gesteins- 
BeschafTenheit noch recht wol dem oberen Muschelkalk zufallen. 
— Auf losen, im St. Vigiler Walde gesammelten Stücken von weichen, 
mergeligen Schieferplatten liegen mehrere Exemplare von RJiyiuho- 
nella tetractis Lor, vor. Femer enthalten Breccienkalke von der 
gleichen Stelle Spiriferina cf. Käifeskalliensis Siiess. 

Als breites, dunkles Band ziehen diese Schichten längs des 
Nordabfalles der Dolomitmauer der Hochalpe hin, ein fremdartiges 
Element in der Landschaft bildend, aber bis in die neueste Zeit 
gänzlich unbeachtet. Erst Loretz, dem man eine Reihe werthvoller 
Beobachtungen aus unseren östlichen Gebietstheilen verdankt, lenkte 
die Aufmerksamkeit auf dieselben und beschrieb eine Anzahl neuer 
Fossilien, welche er an einigen Stellen der Bragser Gegenden ent- 
deckt hatte*). 

An der Nordostecke der Hochalpe bietet der vom Rothkopfe 
über den Kühwiesenkopf und das Burgstalleck zum Brunstriedel 
führende Kamm ein vortreffliches, vom Phyllit bis in den Wengener 
Dolomit reichendes Profil dar, welches im Bereiche des Muschel- 
kalks einige Abweichungen von dem oben mitgetheilten Profil 
aufweist. 

Die auffallendste Erscheinung ist der Dolomit mit Diplopora 
pauciforata des Kühwiesenkopfs. Da sonst analoge Gesteine erst im 
oberen Muschelkalk auflreten, so ist es leicht begreiflich, dass man 
zunächst auch hier an oberen Muschelkalk denkt. Dann müssten 
aber die darüber folgenden Kalke und Mergel, welche eine echte 
Muschelkalk-Fauna fuhren, den Buchensteiner Schichten entsprechen 
und der untere Muschelkalk bliebe ganz aus. Eine solche Annahme 
ist aus vielen Gründen unstatthaft und durch die Verhältnisse auch 



*) Zeitschr. D. Geol. Ges. 1874, pag. 377 ff.; 1875, pag. 784 ff. 



Dm Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 



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272 Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 

gar nicht erfordert. Die nähere Untersuchung und die Vergleichung 
mit dem Profil von St. Vigil zeigt zunächst, dass die an der Basis 
des Diploporen-Dolomits am Kühwiesenkopfe vorkommenden lichten 
dolomitischen Kalke ganz und gar dem Gliede g^) des St. Vigiler 
Profiles entsprechen. Bei St. Vigil folgen nun die rothen Meißel 
und Conglomerate. Am Kühwiesenkopfe dagegen erscheint an ihrer 
Stelle der Diploporen-Dolomit. Dieser Dolomit hat nur eine sehr 
geringe Verbreitung und ist augenscheinlich nur eine locale, be- 
sondere Facies des in diesen nördlichen Gegenden so mächtig ent- 
wickelten unteren Muschelkalks. Eine nahezu identische Muschelkalk- 
Entwicklung und die gleiche Reihenfolge heteropischer Glieder 
haben wir bereits im Codalonga-Thal bei Caprile kennen gelernt. 
(Vgl. S. 253.) Allerdings ist dort die Mächtigkeit im Ganzen wie im 
Einzelnen eine sehr bescheidene, während hier, wahrscheinlich unter 
dem Einflüsse mehr Htoraler Bedingungen, die einzelnen Glieder zu 
grosser Mächtigkeit anschwellen. In dieser Beziehung besteht eine 
grosse Analogie mit Recoaro, wo gleichfalls bei vorherrschend lito- 
ralen Einflüssen eine grosse Manigfaltigkeit der Facies und eine 
auffallende, grosse Mächtigkeit der zahlreichen Glieder wiederkehrt. 

Der über dem Diploporen-Dolomit auftretende Complex von 
wechsellagemden Mergelkalken, dunklen, in knollige Stücke zer- 
fallenden Kalken, sandigen Kalken und schiefrigen pflanzenfiihrenden 
Lagen ist die Fortsetzung der oberen Schichtenreihe (beiläufig v) 
bis f) des St. Vigiler Profils. Einschlüsse von Homsteinkugeln und 
Nieren mit kalkigem Kern, sowie derbe Homsteinmassen sind 
nicht selten. 

Diese Schichten sind reich an wolerhaltenen, aus den Mergel- 
knollen und Crinoidenkalken heraus witternden thierischen FoiSsilien. 
Ausser Crinoiden kommen Gasteropoden und Pelecypoden, vorzüg- 
lich aber Brachiopoden in grossen Mengen vor. 

Cephalopoden fehlen, obwol gewisse Bänke petrographisch mit 
dem cephalopodenfiihrenden Gestein von Neubrags und Dont völlig 
übereinstimmen. 

Die folgende 'Liste der Fossilien ist nach den Angaben von 
Loretz und nach den Aufsammlungen von Hoernes und mir zu- 
sammengestellt. 

Entrochus cf, Encrinus liliifonnis 
Lima lineata Schloth, 
Pecten discites Schloth. sp. 

„ cf, inaequistriatus Goldf. 
Waldheimia vidgaris Schloth, 
„ angusta Schloth. 



Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 273 

Rhynchanella tetractis Lar.^J 
Spiriferina fragilis Schloth. sp, 
„ palaeotypus Lor, 

Ueber diesen Gesteinen folgen Dolomite, deren Unterscheidung 
durch gewisse Einschlüsse ermöglicht wird. Der Kamm liegt näm- 
lich nahezu an der heteropischen Grenze zwischen der Dolomit- 
und der Mergel-Entwicklung der Buchensteiner und der unteren 
Wengener Schichten und gestattet nicht nur die Streichungsrichtung 
der Gesteine der Mergelfacies, sondern auch das Ineinandergreifen 
der heteropischen Glieder und das Auftreten der die heteropische 
Grenze charakterisirenden Gesteine die annähernde Gliederung und 
Deutung des Dolomits. 

Eine nicht sehr mächtige Abtheilung geschichteten gelben 
Dolomits, welcher an der Basis viele Homsteine fuhrt, betrachten 
wir als die Fortsetzung des Dolomits des oberen Muschelkalks des 
St. Vigiler Profils. Befremdend erscheinen hier allerdings die Ein- 
schlüsse von Homsteinen, welche sich sonst in unserem Gebiete im 
oberen Muschelkalk nicht finden. Das gleiche Hesse sich aber auch 
von dem unteren Muschelkalk sagen, welcher auch nur hier Hom- 
stein-Einschlüsse enthält. Da sich eine höhere Abtheilung des Do- 
lomits durch zwischengelagerte , etwas dolomitische Bänderkalke 
deutlich als Buchensteiner Dolomit zu erkennen gibt, erhält die Deu- 
tung des unteren Dolomits als oberer Muschelkalk eine weitere 
Stütze. Es wurde übrigens schon wiederholt darauf hingewiesen, 
dass in den Dolomitriffen der obere Muschelkalk und die Buchen- 
steiner Schichten häufig in eine nicht weiter trennbare Dolomitbank 
zusammenschmelzen. 

In der Streichungsrichtung des Dolomits mit den Bänderkalk- 
Einlagerungen erscheinen auf dem Gehänge gegen das obere Brag- 
ser-Thal typische Bänderkalke mit Pietra verde. 

Zwischen dem Buchensteiner Dolomit und der Dolomit-Steil- 
wand der Hochalpe (Rothkopf) zieht ein Streifen weicherer, dolo- 
mitischer Gesteine hin, welche bereits Loretz mit dolomitischen 
Cipitkalken verglichen hatte. Leider ist die unweit auf dem Gehänge 
gegen das Bragser Thal befindliche Grenze gegen die Wengener 
Mergel theils verschüttet, theils verwachsen. Aber es verdient her- 
vorgehoben zu werden, dass ein ganz unbefangener Beobachter, der 
die Bedeutung der Cipiter Riffsteine nicht kannte, die Aehnlichkeit 

*) Unter den zahlreichen mir vorliegenden Exemplaren dieser verbreiteten und 
von alteren Autoren manchmal mit Rtt\xa trigonella verwechselten Form nähern 
sich einige sehr der von Böckh aus dem unteren Muschelkalk des Bakonyer 
Waldes beschriebenen Rhynchonella altaplecta, 

Mojsisovics, Dolomitriffe. 18 



274 ^^s Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 

des nahe der heteropischen Grenze vorkommenden Dolomits mit 
dem Cipitkalk betont hatte. 

Was die tieferen an der Nordseite des Hochalpen-Riffs auf- 
tretenden Schichtcomplexe betrifft, so muss das Fehlen der in deil 
westlichen und südlichen Districten an der Basis der Bellerophon- 
Schichten regelmässig vorkommenden Gypszone constatirt werden. 
Der östlichste Punkt, wo die Gypse noch beobachtet wurden, ist 
das Joch zwischen St. Vigil und Piccolein. Ganz schwefelfrei sind 
übrigens trotzdem die Bellerophon-Schichten dieser nördlicheren 
Gegenden nicht, denn die schwefelhaltigen Wasser des Bades Berg- 
fall entspringen den Bellerophon-Kalken und werden in hölzernen 
Röhren zu dem im Phyllit gelegenen Badeorte geleitet. Die dunklen 
bituminösen Kalke sind allenhalben sehr reich an Durchschnitten 
von Bellerophonten. 



4. Das Nordostgehänge zwischen Brags und Schluderbach. 

Wie bereits mitgetheilt wurde, stösst östlich an das Dolomit- 
riff der Hochalpe ein Gebiet heteropischer Entwicklung. Dieses Ge- 
biet reicht östlich bis an den Scheiderücken zwischen dem Bragser 
und dem Höhlensteiner Thal, wo wieder eine durchgreifend dolo- 
mitische Entwicklung beginnt, die über Sexten bis nach Auronzo 
reicht. 

Die tektonischen Verhältnisse sind im Ganzen sehr einfach. 
Die von Dr. Hoernes durchgeführte Aufnahme zeigt einige unter 
geordnete, durch Querbrüche veranlasste Störungen am Nordfusse 
des Hersteines und Daumkofels und eine längere zwischen der Do- 
lomitmasse des Dürrensteins und der Gebirgsgruppe der Croda Rossa 
verlaufende Verwerfung, welche wir aus der Beschreibung des Herrn 
Dr. Hoernes kennen lernen werden. Nicht unwahrscheinlich ist es 
ferner, dass eine Verwerfung den Muschelkalk-Dolomit des Alwart- 
stein von dem Muschelkalk-Dolomit des Lung- und Samkofels trennt. 

Das Höhlensteiner Thal scheint ein einfaches Erosions-Quer- 
thal zu sein, über welches die Schichten regelmässig von der West- 
auf die Ostseite hinübersetzen. 

Die permischen und untertriadischen Schichten am Aussen- 
rande des Gebirges bieten in ihrer Zusammensetzung keine wesent- 
liche Verschiedenheit gegenüber dem zuletzt besprochenen Abschnitt 
dar. Zwischen Altbrags und dem Golserberg entdeckte Hoernes 
einen reichen Fundort von Fossilien im Bellerophon-Kalk. 



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Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 27 C 

Der untere Muschelkalk ist in der durch Schutt stark über- 
rollten Scholle bei Neubrags reich an Cephalopoden. Das Gestein 
und die Fauna stimmen vollständig mit den Cephalopoden-Schichten 
von Dont überein. Folgende Formen konnten unterschieden werden 

Trachyceras Zoldianum Mojs. 

binodosutn Hau. 

Loretzi Mojs, 

Bragsense Lor. 

ptistericmn Mojs. 

cf, balatonicum Mojs. 

Golsense Mojs. 
Aegoceras div. sp. indet. 
Orthoceras sp. indet. 
Pecten discites Schloth. sp. 

Bei Bad Altbrags lagern nach Hoernes die Schichten des 
unteren Muschelkalks normal zwischen den Werfener Schichten und 
dem Dolomit mit Diplopora pauciforata und ziehen als dessen 
Unterlage auf der Nordseite des Alwartstein und Samkofels fort, 
während Loretz, welcher freilich unseren unteren Muschelkalk und 
die Buchensteiner Schichten in eine Etage zusammengefasst hatte, 
angibt, dass der Diploporen-Dolomit auch hier, wie auf dem Küh- 
wiesenkopfe, die tiefere Lage einnimmt. Ohne die Möglichkeit ab- 
läugnen zu wollen, dass eine solche tiefere Dolomitlage stellenweise 
vorhanden ist, scheint mir das Profil über den Samkofel unzweifel- 
haft darzuthun, dass die unteren Muschelkalk-Schichten vor dem 
Samkofel, in denen Loretz den Ptychites Studeri fand, unter dem 
von echten Buchensteiner Schichten mit Pietra verde überlagerten 
Diploporen-Dolomit des Samkofels lagern. In den glimmerreichen, 
dunklen Mergeln bei Altbrags fand Herr Dr. Hoernes ausser koh- 
ligen Pflanzenresten zahlreiche schattenhafte Umrisse von unbestimm- 
baren Ammoniten. Herr Dr. Loretz, welcher die Güte hatte, seine 
Funde mir zur Untersuchung mitzutheilen, fand auf dem Badmeister- 
kofel (Golserberg) in dem typischen Cephalopoden-Gestein des 
unteren Muschelkalks 

Trachyceras cf. Ottonis v. Btich 

„ Golsense Mojs. 

Terebratida angusta Schloth. 
Lima lineata Schloth. 

In Verbindung mit den mergeligen, flimmemden Kalken 
kommen daselbst, sowie auf der Höhe vor dem Samkofel auch 
Homsteinkalke vor. An letzterer Stelle fand Herr Loretz in dem 

i8* 



2^6 Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 

Homsteinkalke Ptychites Siuderi Hau, und in dem darunter liegenden 
Mergel Rhynchonella toblachensis Lor, 

Der die Stelle des oberen Muschelkalks einnehmende Dolomit 
mit Diplopora pauciforata weicht durch sein äusseres Ansehen, ins- 
besondere seine graue bis schwarze und grauweisse Färbung von 
dem blendend weissen zuckerkörnigen Muschelkalk-Dolomit der 
westlichen Gegenden (Gröden u. s. f.) ab. Am Samkofel ist er deut- 
lich geschichtet und so mächtig, dass die Vermuthung nahe liegt, 
derselbe möchte auch noch die unteren Buchensteiner Schichten 
vertreten. 

Augitporphyrtuffe fehlen in diesen nördlichen Districten bereits 
gänzlich. Auch treten in den Wengener Schichten die Tuffsandsteine 
auffallend zurück und es überwiegen mergelige Gesteine. Die Unter- 
scheidung von Wengener und Cassianer Schichten wird bei der grossen 
Seltenheit entscheidender Fossilien dadurch häufig sehr schwierig. 
Typische Daonellenschiefer mit Daonella Lotnmeli wurden am Fusse 
des Hersteins und in der Einsattelung zwischen Lungkofel und Sam- 
kofel gefunden. 

Ueber die interessanten Grenzverhältnisse zwischen den hete- 
ropischen Bildungen der Wengener und Cassianer Schichten in der 
Gebirgsmasse des Dürrenstein wird der Bericht des Herrn 
Dr. Hoernes, den ich hier folgen lasse, Aufschluss geben. 

,Die grosse Alpe, welche sich südlich vom Samkofel und 
Lungkofel ausdehnt, die Sarl-Alpe^ wird durch die Mergel der Wen- 
gener Schichten gebildet. Auf der Westseite reichen die mergeligen 
Bildungen abwärts bis zum Thal des Bragser Wildbaches, wo sie 
einen förmlichen Schlammstrom bilden, der allerdings theilweise 
wieder bewaldet ist und bis zum Bade Altbrags, also bis in die 
Zone des Muschelkalkes reicht. Auf der Ostseite der Sarl-Alpe hat 
die dolomitische Facies bereits vollständig die mergelige verdrängt. 
Nur der Buchensteiner Kalk reicht bis zur Rienz hinab. Ueber ihm 
sieht man bis Schluderbach nur dolomitische Massen, mit Ausnahme 
eines schwachen Bandes von mergeligen Schichten, welches in der 
Gegend des Klausbaches schief von der Flodiger Wiese herabzieht 
und unter dem Dürrenstein endet. 

Das Mergelplateau der Sarl-Alpe stösst nach Süden nicht un- 
mittelbar an die Wände, in welchen der Cassianer Dolomit des 
Dürrenstein aufsteigt; es wird von demselben durch einen niedrigen 
Wall getrennt, der vorwaltend von Riffkalk, stellenweise von Dolo- 
mit gebildet wird und hinter welchem sich ein schmaler Zug von 
Mergeln befindet, der vielfach von Schutt und Blockwerk verdeckt 
ist, jedoch längs des ganzen Nordabfalls des Dürrenstein verfolgt| 



Da« Gebirge zwischen Gader, Rieni und Boita. 



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Das Gebirge iwischen Gader, Rienz und Boira, 279 

■werden kann. Im Walle findet mehrfach ein Auskeilen des Dolomits 
und ein Ersetzen desselben durch Riffkalk oder festere Mergel statt 
— nach Osten geht überdies die gesammte Masse der Mergel der 
Sarl-AIpe (von deren höchstem Punkte, einer isolirten Dolomitzunge, 
die beiliegende Skizze aufgenommen wurde), wie bereits bemerkt, 
in Dolomit über. Wie überall an derartigen Stellen nimmt man in 
den Uebergangsgebilden, im Rißkalk, eine Unmasse von Versteine- 
rungen, namentlich Korallen, wahr, die indessen zumeist schlecht 
auswittern, in Bruchflächen aber fast gar nicht sichtbar sind. 

Ein Profil , welches parallel zu dem Profil des Samkofels 
(S. 277) vom Lungkofel über das Plateau der Alpe zum Sarikofel 
und Dürrenstein geht, gibt die Wengener Schichten fast nur aus 
Mergeln entwickelt, mit Ausnahme einer isolirten Dolomitpartie auf 
der Höhe der Alpe und der kleinen Kuppe des Sarikofels, in 
welcher der Dolomitwall, ganz analog dem VorrifT des Sett Sass 
(Richthofen-Riff) oder den kleinen Riffen vor dem Sasso di Stria 
und dem Nuvolau hervortritt. Darüber folgt ein schwaches Band 
von Meißeln — wol bereits Cassianer Schichten — und sodann die 
Tafelmasse des Dürrenstein, welche den Cassianer Schichten ange- 
hört und unten von un geschichtetem Dolomit, oben wie auf dem 
Sett Sass und Nuvolau von geschichteten dolomitischen Kalken 
gebildet wird. 



Anilcht de« Sulkefeli, vom 
(Nach einer Skiiie von Ru. 



f Mergel; WCi. = Wengener RilTsleine (Cipillwlkl; U"B. = Wengener Doromit; 
ck. = CiHianer MerBel; CD. = Caiiiiner Dolomit. 



Das Gebirge zwischen Gader, Rieni und Boiti. 



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" ff s E y 
S ä 5 J 



ii l 



Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 28 1 

Auf der Westseite des Plateau's des Dürrenstein, das sich 
steil gegen dieselbe senkt, treten sehr eigenthümliche Verhältnisse 
auf. Das Massiv des Dürrenstein ist vom Dachsteinkalkstock der 
Rothwand durch eine von Nordwest nach Südost streichende Ver- 
werfung getrennt, die jedoch nicht überall die gleiche Sprunghöhe 
besitzt. So stösst in der Gegend der Platzwiese der Dachsteinkalk 
der Rothwand mit den rothen Raibler Schichten zusammen, welche 
hier in der Form eines Denudationsrestes den geschichteten Dolo- 
miten des Dürrenstein-Plateau's aufgelagert sind. Im Thale des 
Wildbaches gegen Brags sind es die Riifkalke und Mergel der 
Cassianer Schichten^ die unmittelbar an den Dachsteinkalk heran- 
treten, doch sind die Gehänge oft stark mit Schutt überdeckt, 
namentlich auf der Westseite des Thaies, so dass die Verwerfungs- 
linie selbst nicht gut zu verfolgen ist. Im Seeland-Thale, welches 
von den Platzwiesen gegen Schluderbach hinabzieht, sind die Auf- 
schlüsse günstiger. Deutlich ist hier zu erkennen, dass die Verwer- 
fungslinie am Anfange des Thaies ziemlich hoch an den westlichen 
Gehängen liegt und dann der Ostseite des Knappenfuss -Thaies 
folgt, welches in Folge dessen ganz im Dachsteinkalk eingerissen 
ist, während das Seeland-Thal vorwaltend mergelige Sedimente der 
Cassianer und Wengener Schichten durchschneidet, welche unter 
den Dolomit des Dürrenstein eingreifen. Ost- und Westseite des 
Thaies sind grösstentheils von dolomitischen Gesteinen gebildet, 
während der Thalboden, die Seeland-Alpe, bis gegen Schluderbach 
von der Mergelfacies gebildet wird, in welcher es nicht leicht ge- 
lingen wird, eine scharfe Grenze zwischen Cassianer und Wengener 
Schichten zu ziehen. Die ungemein fossilreichen Mergel sind stellen- 
weise in Gestalt von Schlamraströmen über die Thalgehänge herab- 
geflossen, so dass nicht einmal die Fossilien nach Schichten geson- 
dert werden können und jeder Anhaltspunkt zur Trennung von 
Horizonten fehlt. Gut ausgewitterte Korallen und Schwämme sind 
besonders reichlich. Die tuffigen Sandsteine d^r Wengener Schichten 
mit Pachycardia rugosa, welche von der Seisser Alpe und Falzarego- 
Strasse bekannt sind, treten auch hier auf und sind reich an Korallen 
und Pelecypoden. Ausser Corbis cf. Mellingi traf ich noch einen 
sehr charakteristischen Pema ähnlichen Mytilus, sowie die schmale 
Solen ähnliche Gervillia wieder, die so zahlreich an der Falzarego- 
Strasse gefunden werden. Die Gervillia bildet für sich allein eine 
etwa einen Meter mächtige Bank.* 



282 I^ÄS Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 

Wir sind, nachdem wir die in den Randzonen des grossen 
Dachsteinkalk-Massivs zu Tag tretenden älteren Bildungen kennen 
gelernt haben, nunmehr im Stande, uns eine klare Vorstellung über 
die Ausdehnung der Riffmassen in dem Gebiete zwischen Gader 
und Rienz zu machen. Zur Zeit der Buchensteiner Schichten begann 
in der Gegend der Hochalpe die Bildung eines Riffs. Dasselbe griff 
gegen Süden etwas über die heutigen Grenzen des Hochalpenstockes 
hinaus und reichte bis zum oberen Wengener Thal (Buchensteiner 
Dolomit der mittleren, hochliegenden Scholle). Das ganze übrige 
Gebiet war rifffrei. Zur Zeit der unteren Wengener Schichten zog 
sich das Riff der Hochalpe, analog dem Schiernriff, auf engere 
Grenzen zurück. Es bildete sich offenbar eine, später durch die Dach- 
steinkalk-Massen der Krispes- und Senes-Alpe verdeckte Riffböschung. 
Gleichzeitig ragte im Osten, an der Rienz zwischen Landro und 
Toblach, ein gegen Westen abgeböschtes Riff, welches, wie wir 
sehen werden, sich weit nach Osten und Südosten ausdehnte, in 
unser Gebiet herüber. Ira ganzen übrigen Räume wurden nur Tuffe, 
Sandsteine und Mergel niedergeschlagen und an zwei Stellen, an 
der Gader und in Brags durchbrach das Mergelmeer die nördliche 
Riffzone. Während der oberen Wengener Schichten griff das Hoch- 
alpen-Riff westlich über seine alten Grenzen in das Bragser Mergel- 
gebiet über und ebenso sandte von der Rienz her das östliche grosse 
Riff zungenförmige Ausläufer in die Bragser Mergelsee. Die grösste 
Ausdehnung aber erlangten die Dolomitriffe während der Bildungs- 
-periode der Cassianer Schichten. Im Norden griff das östliche Riff 
über den Dürrenstein und wuchs in Brags mit dem Hochalpen-Riff 
in eine, gegenwärtig grossentheils wieder zerstörte Masse zusammen. 
Im Süden hatte ein ausgedehntes südliches Riff (Marmolata-Riff) 
sich mit seiner Nordspitze (Lagatschoi) bis in das badiotische 
Mergelbecken vorgeschoben. Den zwischen diesen Riffmassen liegen- 
den Raum, d. i. nahezu das ganze vom Dachsteinkalk bedeckte 
Gebiet müssen wir uns aber auch zur Zeit der Cassianer Schichten 
rifffrei denken. 



5. Die Hochfläche des Dachsteinkalks, 

Nicht leicht möchte eine andere Gebirgsgruppe der Alpen in 
ebenso klarer, leicht begreiflicher Weise die grossartigen Wirkungen 
der Erosion uns vor Augen fuhren, als das Kalkhochgebirge zwischen 
Gader, Rienz und Boita. Dies gilt namentlich von dem im Süden 
der Villnösser Bruchlinie gelegenen Theile, welcher im grossen 



Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 283 

Ganzen als eine ursprünglich zusammenhängende, gegen Norden ab- 
dachende Platte aufzufassen ist, welche durch die Wirkung der Erosion 
in eine Anzahl hoher paralleler Kämme mit mächtigen individuali- 
sirten Gipfeln aufgelöst wurde. Tiefe, grossartige Thalschluchten 
fuhren in das Herz der Gebirgsmasse; ja stellenweise, wie in dem 
wegen der Höhe und Kühnheit seiner Wände sehenswerthen Tra- 
vemanzes-Thal ist bereits die ganze Mächtigkeit des Dachsteinkalks 
bis an den oberen Gebirgsrand hinaus durchsägt. Zwischen den 
Tofana-Gipfeln und der Thalsohle des Travemanzes-Thal liegt ein 
Höhenabstand von über 1200 Meter und da auf der Gipfelmasse 
noch ein Denudations-Relict jurassischer Bildungen vorhanden ist, 
während im Thale die Raibler Schichten blosgelegt sind, so gewährt 
die Tofana-Wand ein vollständiges Profil der ganzen Mächtigkeit 
des Dachsteinkalks. 

Wie ganz anders verhalten sich die Plateaumassen des Dach- 
steinkalks in unseren nordöstlichen Alpen .^ Das sind rings ge- 
schlossene, in Steilwänden aufstrebende Stöcke mit treppenartigen 
Stufen und nur massig über die mittlere Plateauhöhe sich erheben- 
den Gipfeln. Nirgends dringt eine grössere Erosionsrinne in das 
Innere der Massen. Aber an ihrem Fusse treten allenthalben mäch- 
tige Quellen zu Tage; das Wasser wirkt unsichtbar unterhalb der 
todesstarren Felsmassen und befördert durch Unterwaschung die 
Bildung der häufig thalähnlich verlaufenden grossartigen Einstürze. 
Die subaerische Denudation ist beschränkt auf die Wirkungen der 
atmosphärischen Einflüsse, welche wegen ihrer gleichmässigen, über 
die ganze Oberfläche verbreiteten Thätigkeit mehr nivellirend als 
ciselirend schaffen. 

Besser als in der Südhälfte hat sich der Plateau-Charakter in 
der nördlichen Hälfte des Gebirges zwischen dem Rauh-Thale und 
dem Bragser Gebiet erhalten. Wie auf den nordalpinen Plateaux 
treten auch hier dolinenartige Versenkungen und Karrenfelder auf. 
Die Flächen wogen wellig auf und ab, gleich einem , steinernen 
Meere*. Plötzlich öffnet sich eine tiefe Schlucht mit senkrecht ab- 
fallenden Wänden, ein versunkenes Plateau-Stück, und um den 
nahen jenseitigen Spaltenrand zu erreichen, muss man mühsam auf 
Umwegen sich einen Pfad über die Steilwand in die Tiefe suchen, 
um auf ähnliche Weise wieder mühsam die jenseitige Höhe zu ge- 
winnen. Die wilde Gipfelbildung des Südens wiederholt sich nur in 
dem prächtigen Stocke der Croda Rossa. 

Herr Dr. Hoernes, welcher die Aufnahme dieses Hoch- 
gebirges durchführte, gibt die nachstehende Schilderung des Dach- 
steinkalks. 



284 ^^^ Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 

yAn seiner Basis besteht er aus schwach dolomitischen Kal- 
ken, in seiner grössten Mächtigkeit aus ziemlich reinem, röthlichem 
Kalkstein und nur in seinen obersten Lagen unmittelbar unter den 
grauen Liaskalken aus stärker dolomitischem Gestein. Häufig finden 
sich die Querschnitte und Hohlräume der Dachstein-Bivalven. Im 
Travernanzes-Thal enthält der röthliche Kalk in grosser Anzahl 
leicht auszulösende Schalen-Exemplare. Der Fundort befindet sich 
etwa 20 Minuten weit südlich und thalaufwärts von jener Stelle, an 
welcher das Travernanzes-Thal, welches zwischen Tofana und Vallon 
blanc einen fast ostwestlichen Verlauf besitzt, nahezu unter einem 
rechten Winkel nach Süd sich wendet. Der Thalboden ist mit 
Blöcken bedeckt, welche von den Wänden der Tofana stammen 
und fast insgesammt mit Megalodonten erfüllt sind. Durch Sprengen 
mit Dynamit gelang es, ein reiches Material derselben zu gewinnen- 
Es sind zwei durch Uebergänge verbundene Formen aus der Gruppe 
des Megalocbis gryphoides, Meg. Tofanae Hoem. und Meg, Datnesi 
Hoem, Ihr Lager sind die unteren Bänke des Dachsteinkalkes, 
nicht weit über den Raibler Schichten. Das weisse röthliche Gestein 
ist lagenweise von einer eigenthümlichen Breccie mit dunklen Ge- 
steinsfragmenten durchzogen. Die Megalodonten finden sich in den 
hellen Zwischenlagen, etwa in folgender Weise: 




a = Heller, röthiicher Kalk mit Megalodonten; h = Breccie mit dunklen Gesteinsfragmenten. 

Aus einer höheren Partie des Dachsteinkalks vom Piz Lava- 
rella bei St. Cassian stammt eine ungemein grosse und dickschalige 
Form der gleichen Formenreihe, Meg. Mojsväri Hoem.^). Von 
anderen Versteinerungen wurde nur der Hohldruck einer Chemmtzia 
im Megalodontenkalk des Travemanzes-Thales und ein kleines 
Exemplar des Turbo solitarius Bat, im Aufstieg von Val di Rudo 
zur Alpe Födara Vedla gefunden.* 



*) Verh. Geol. R.-A. 1876, pag. 46. 



Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 285 

Ohne scharfe Begrenzung entwickelt sich aus dem System des 
Dachsteinkalks gegen oben ein Complex von dünngeschichteten, 
grauen, manchmal auch röthlichen Kalken, welchen wir wegen seiner 
Lagerung und seiner petrographischen Aehnlichkeit mit den soge- 
nannten , grauen Kalken von Südtirol* zum Lias gezogen haben. 
Fossilien sind zwar ziemlich häufig, doch gelang es nicht, ent- 
scheidende Formen zu finden. Ausser Durchschnitten von Megalo- 
donten (Meg. pumilus) und Mytilus und Modiola ähnlichen Formen 
fanden sich noch die späthigen Reste von Lithiotis problematica 
.Gümb. Ueber diesen grauen Kalken folgt eine nicht sehr mächtige 
Ablagerung von röthlichem, manchmal weissen Crinoidenkalk, wel- 
chem stellenweise schmale Zonen rothen feinkörnigen Marmors 
(Gran Camploratsch in Klein-Fanis) eingeschaltet sind, und diese 
wird von rothen, homsteinfiihrenden Knollenkalken mit zahlreichen 
Ammoniten überlagert. Herrn Dr. Hoernes gelang es nicht, bei 
der beschränkten Aufnahmszeit , im Crinoidenkalk entscheidende 
Fossilien zu finden. Dagegen lieferten die rothen Knollenkalke zahl- 
reiche Ammoniten, aus welchen die Uebereinstimmung dieser Schich- 
ten mit den rothen, oberjurassischen Ammonitenkalken von Trient 
und Rovereto unzweifelhaft hervorging. Wir nahmen daher für die 
hiesige Gegend die Uebereinstimmung der Jura-Entwicklung mit dem 
durch Ben ecke's und Zittel's Arbeiten bekannt gewordenen Süd- 
tiroler Jura an, dachten uns den Crinoidenkalk als Repräsentanten 
des Dogger und entschieden uns dafür, den Crinoidenkalk und den 
rothen Ammonitenkalk unter der Bezeichnung ,> mittlerer und oberer 
Jura* zusammenzufassen. 

Seit der Beendigung unserer Aufnahme wurden durch die Cassianer 

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Fossilsammler vom Monte Varella in Gross-Fanis und von anderen 
Stellen in Klein-Fanis und im Quellgebiete der Boita grössere Suiten 
von Fossilien versendet, welche die Vertretung einer ziemlich grossen 
Anzahl von Jura-Horizonten nachweisen. Von besonderem Interesse 
sind mittel- und oberliasische Fossilien, welche an die Wiener Uni- 
versitäts-Sammlung gelangt sind. Ueber die ersteren hat mein hoch- 
verehrter Freund Prof. Neumayr eine kurze Notiz veröffentlicht, 
in welcher er aus einem weissen Crinoidenkalk eine grössere Anzahl 
mittelliasischer Brachiopoden anführt*). Es sind dies: 

Terebratula Aspasia Men. 

Taramellii Gem. 
„ Piccininit ZU. 

rudis Gem. 



*) Verh. Geol. R.-A. 1877, pag. 177. 



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286 ^&s Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 

Waldheimia securiformis Gem. 
R/iytichottella Briseis Gem. 

flabellum Gem. 

cf. Meiughinii Zitt. 

Der obere Lias ist durch je ein Exemplar von Harpoceras 
discoides Ziet. und Hamatoceras Msigiie Schübl. in rothem Marmor 
repräsentirt. Es wäre nun von Wichtigkeit, durch Untersuchungen 
an Ort und Stelle zu entscheiden, wie sich das Lager dieser Fossi- 
lien zu den grauen Kalken und zu den unter dem oberjurassischen 
Ammonitenkalk liegenden Crinoidenkalken verhält. In letzteren ist, 
wie das Vorkommen von 

Posidonomya alpina 
RJiynchonella coarctata Opp. 

Atta Opp. 

beweist, der Horizont der Klaus-Schichten jedenfalls vertreten. Es 
fragt sich daher, ob der untere Theil dieser Crinoidenkalke etwa 
noch liasisch sei, in welchem Falle die hiesigen grauen Kalke dem 
unteren und vielleicht theilweise auch noch dem mittleren Lias unter 
der Voraussetzung zuzurechnen wären, dass die in Gesellschaft der 
Terebrahda Aspasia auftretenden Brachiopoden wirklich nur, was 
man nicht weiss, auf den mittleren Lias beschränkt wären. Eine 
brachiopodenfiihrende Crinoidenkalk-Facies des oberen Lias ist näm- 
lich bisher noch unbekannt und die Möglichkeit, dass dieselbe sich 
wenig oder gar nicht von der mittelliasischen unterscheide, muss 
bis auf Weiteres immer im Auge behalten werden. 

Es kann aber auch sein, dass der liasische Crinoidenkalk und 
der Marmor mit Harpoceras discoides den grauen Kalken eingelagert 
sind. In diesem Falle wäre das Verhältniss ganz analog der von 
Hoernes in den grauen Kalken bei Longarone beobachteten Ein- 
schaltung mittelliasischer Ammonitenkalke. 

Die rothen oberjurassischen Ammonitenkalke enthalten allent- 
halben die Faunen der Acanthicum-Schichten und des Tithon. Viel- 
leicht ist stellenweise auch die Zone des Peltoceras transversarium 
vertreten, worauf ein von Fanis vorliegendes Exemplar von Aspi- 
doceras Oegir hinweist. 

Ich verdanke meinem hochverehrten Freunde, Prof. Zittel, 
eine Liste der in den Acanthicum-Schichten des Monte Varella in 
Gross-Fanis vorkommenden Fossilien, nach Bestimmungen des Herrn 
V. Sutner im palaeontologischen Museum zu München. Das Gestein 
ist ein dunkelrother, marmorähnlicher Kalk, vollkommen dem von 



ff 



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Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 287 

Rovereto entsprechend. Die Schale der Ammoniten hat sich ent- 
weder ganz oder doch theilweise erhalten, so dass die Bestimmun- 
gen mit Sicherheit vorgenommen werden konnten. 

Lytoceras montanum Opp. sp. 
Phylloceras ntediterrmieimi Neum. 

cfr. ptychostonta Ben. 
Beftacense Cat. sp. 
isotypwn Ben. sp. 
Oppelia Holbemi Opp. sp. 
compsa Opp. sp. 
Strombecki Opp. sp. 
Perisphinctes acer Nennt. 

cfr. Championetti Font, 
cfr, progeron Neum. 
Aspidoceras longispumm Sow. [Ncnm.) 

acanthicum Opp. 
Haynaldi Herb., 
sesquinodosum Font. 
Uklandi Opp. sp. 
liparum Opp. sp. 
„ cyclotiim Opp. sp. 

Simoceras Agrigentinnm Gem. 

Die Steinbrüche von La Stuva bei Peutelstein sind schon seit 
längerer Zeit als ein Fundort tithonischer Fossilien bekannt. Der 
Erhaltungszustand lässt viel zu wünschen übrig. Loretz und 
Hoernes erwähnen folgende Formen: 

Terebratula diphya Col. sp. 

„ triangidus Lam. 

Belemnites cf semihastatus Mimst. 
Lytoceras montannm Opp. 
Phylloceras ptychoicum Quetist. 

„ ptychostomum Ben, 

Haploceras Stazyczü Zsch. 
Perisphinctes rectefurcatus Zitt. 

„ cf cohäfrifius 

Simoceras Volatiefise Opp. sp. 

Bei dem grossen Reichthum an Fossilien wird eine länger 
fortgesetzte systematische Ausbeutung der rothen Knollenkalke die 
obigen Listen ohne Zweifel bedeutend vermehren. 

Unter den Aufsammlungen der Cassianer Sammler findet sich 
von Gross-Fanis in einem hellen Kalke eine der Terebratula Bilimeki 



2S8 I^^ Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 

Suess nahe stehende Form in zahlreichen Exemplaren. Ein ähnlicher 
lichter Kalk kommt bei La Stuva über dem Diphya-Kalk vor. Ich 
fand in demselben ein grosses Exemplar von Lytoceras montanum. 
Ueber den jurassischen Bildungen folgen vollkommen concor- 
dant die grauen, an der Basis manchmal rothen Neocom-Mergel, 
meistens reich an Cephalopodenresten. Unterhalb der Alphütte von 
Klein-Fanis fanden wir nachstehende, von Herrn Dr. Hoernes be- 
stimmte Fossilien: 

Lytoceras subfimbriatum Orb. sp. 
Pkylloceras Rouyanum Orb. sp. 
semistriatum Orb. sp. 
Morellianum Orb. sp. 
Olcostephanus cf. Heeri Dost. sp. 
Aptyc/ms limaius Peters. 
Bei La Stuva: 

Pkylloceras Rouyanum Orb. 
Haploceras Nisus Orb. 
Baculites neocomiensis Orb. 
Im Antruilies-Thal stehen die Neocom-Mergel nach oben im 
Zusammenhange mit quarzreichen Sandsteinen, aus welchen sich 
allmählich Conglomerate entwickeln. Dieselben wurden auf der Karte 
mit der Farbe der oberen Kreide bezeichnet. Herr Dr. Hoernes, 
welcher dieses Vorkommen untersuchte, ist der Ansicht, dass mit 
demselben ein unter eigenthümlichen Verhältnissen am Col Becchei 
an der Villnösser Bruchlinie auftretendes, von uns beiden beobach- 
tetes Conglomerat zu identlBciren sei. 



Du VorkoDunai d« Kretde-CimElaraenta an der VUlntiuer Brachliolc. 

a = Dachslcinkalki b = Li»; c ■= Kreidc-Congloment; i = Gehlngichull. 



Das deutlich geschichtete, etwa 70 Meter starke Conglomerat 
besteht aus vollkommen geglätteten Gerollen von verschiedenen 
Kalksteinen der Umgebung, worunter auch rother Jurakalk, und von 



Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 



289 



weissem Quarz. Die Quarzgerölle sind im anstehenden Gestein nicht 
häufig. Aber lose findet man deren sehr viele im Humus, der das 
Gehänge überkleidet, und zwar die meisten mitten entzwei ge- 
brochen. Sie erreichen die Grösse einer Männerfaust und erinnern 
sehr an die sogenannten Augensteine des Dachstein, welche von 
Suess*) beschrieben worden sind. Den Cement des Conglomerates 
bildet ein an vielen Stellen schaliger Kalk, welcher den Eindruck 
eines Quellen-Absatzes macht. Auch Brauneisenstein-Knollen finden 
sich, wie auf dem Dachstein. — Die Sandsteine und Conglomerate 
von AntruiUes finden sich unter ganz übereinstimmenden tektonischen 
Verhältnissen ebenfalls an der Villnösser Bruchlinie auf einer tief 
eingesunkenen, allseitig isolirten Scholle. 



II Taii 



Antruillcs 



Lavinores 




Der Einstun von Antruille«. 

a = Dachsteinkalk; b = Lias; e = Neocom-Mergel ; d = Kreide-Sandstein; e= Kreide- 

Conglomerat. 



Ein Umstand, welcher die Verfolgung der Jurakalke ausser- 
ordentlich erleichtert, ist die auffallende physiognomische Ver- 
schiedenheit derselben gegenüber dem Dachsteinkalk. Die Jura- 
kalke sind dünn geschichtet, ihre Schichtenköpfe abgerundet und 
häufig unterhöhlt. Das sonderbarste aber ist, dass, während der 
unterlagemde Dachsteinkalk stets regelmässig eben einfallende 
Schichten besitzt, die Jurakalke ganz selbstständige Schichten- 
biegungen und Schichtenfaltungen zeigen. Man möchte glauben, 
dass der Jura- über den Dachsteinkalk, hinweggeschoben worden 
sei. Die Erscheinung, dass Schichten von grösserem Thongehalt 
sich in Folge der eigenen Schwere fälteln, ist aber viel zu allgemein, 
um eine aussergewöhnliche dynamische Einwirkung in diesem Falle 
nothwendig erscheinen zu lassen. 

Die aus Dachsteinkalk bestehenden Berge sind an ihren 
scharfkantigen Formen und an der röthlich gelben Färbung schon 
von ferne leicht erkenntlich. 



*) Sitz.-Berichte, Wien. Akad. 1860, pag. 428. 
Mojsisovics, Dolomitrific. 



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i Gebirge zwischen Gader, Rienz und [ 




Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boita. 29 1 

Die Karte lehrt, dass die jurassisch-cretaceischen Bildungen nur 
in isolirten Denudationsresten vorkommen. Zur Conservirung der 
grösseren zusammenhängenden Partien von Fanis und von Val 
Salata hat viel die Versenkung an den Bruchlinien beigetragen, 
in Folge welcher diese Partien in eine tiefere Niveaulinie, als die 
angrenzenden Dachsteinkalkmassen geriethen. Durch ihre Lage 
von Interesse ist die von Herrn Dr. H o e r n e s auf den nördlichen 
Tofana-Gipfeln entdeckte Denudationsscholle, welche uns veranlasst 
hatte, alle höheren Dachsteinkalk-Gipfel der Umgebung von Ampezzo 
zu ersteigen, um allfallige Jura-Reste nachzuweisen. 

Ein ähnlicher, durch seine Schichtenfaltelung interessanter 
Rest findet sich auf dem Vallon Bianco. 

Es erübrigt uns nunmehr, auf die bereits mehrfach erwähnten 
Verwerfungslinien zurückzukommen. 

• 

Die Villnösser Bruchlinie, welche wir bereits durch das Thal 
von Wengen bis zu den Steilwänden des Dachsteinkalkes verfolgt 
haben, setzt zunächst durch das schutterfiillte Hochthal zwischen 
Parei di Fanis und Eisengabelspitze auf das Joch von St. Anton, 
auf welcher Strecke im Süden östlich einfallender, im Norden 
schwebender, oder sanft nördlich abdachender, durch kleinere 
Parallel- Verwerfungen mehrfach abgestufter Dachsteinkalk herrscht. 
Der Südflügel ist der gesunkene, wie sich aus der Auflagerung 
der jurassisch-cretaceischen Bildungen von Klein-Fanis ergibt. Der 
Bruch wendet sich nun südöstlich und ist durch die Contactlinie 
zwischen den oberjurassischen Kalken und dem Dachsteinkalk 
bezeichnet. Er übersetzt sodann die Wasserscheide zwischen Gross- 
und Klein-Fanis, zieht am Südgehänge des Kammes von ColBecchei 
in östlicher Richtung fort, begrenzt die südliche Thalwand von 
Antruilles und trennt die LiasschoUe von Som Pauses vom Dach- 
steinkalk des Monte Cadini. 

Eine secundäre parallele Verwerfung scheidet den flach 
gelagerten Dachsteinkalk der Croda d' Antruilles von der steiler 
gegen Norden einschiessenden Masse von Lavinores, begrenzt die 
Nordseite der tief versunkenen Scholle von Antruilles und vereinigt 
sich sodann bei Som Pauses mit der Villnösser Bruchlinie. 

Eine länger andauernde, noch weiter nördlich gelegene Ver- 
werfung, welche ebenfalls das Absinken des Südflügels zur Folge 
hat, reicht aus Val Salata auf das Südgehänge der Croda Rossa, 
wo sie eine Schleppung und Faltung des gesunkenen Südflügels am 
Col Freddo veranlasst. Die Contactlinie zwischen den jurassisch- 

19* 



Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boica. 



Ift 



II I 

^11 



H 



iai7 Meter ? 
063 Mcler " 



mii-Bich 
>l Becchei 



Das Gebirge zwischen Gader, Rienz und Boiia. 293 

cretaceischen Bildungen und dem auf der Nordseite ansteigenden 
Dachsteinkalk bezeichnet ihren Verlauf, dessen Parallelismus mit 
dem entsprechenden Stücke der ViilnÖsser Bruchlinie in der Karte 
klar hervortritt. 



C-RIrmieeZuMinineDf*]tUD[ der Schiebten an der VerwvrftiQC auf der SOdmdte der Crada Roiia. 

n = DachtteinkBik; i = Lias. 

Eine Thatsache von tektonischem Interesse verdient schon 
hier betont zu werden. Westlich vom Wengener Thal ist an der 
Viihiösser Bruchlinie regelmässig der Nordflügel versenkt, östlich 
dagegen der Südflügel. 



X. CAPITEL. 



Das Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und 

Piave. 

Der Gebirgsstock des Monte Cristallo. - Das Sextener Dolomitriff. - Mesurina. - Drei Zinnen. - 

Sorapiss, Anteiao, Marmarolc. 

« 

I. Der Gebirgsstock des Monte Cristallo. 

Der rings isolirte, zu bedeutender Höhe (3231 Meter) auf- 
strebende Gebirgsstock zerfällt in tektonischer Beziehung in zwei, 
durch die Fortsetzung der Villnösser Bruchlinie getrennte Schollen 
von ungleicher Ausdehnung. 

Wir haben im letzten Abschnitt die Villnösser Bruchlinie ver- 
folgt bis in die Gegend von Som Pauses, wo dieselbe unterhalb 
des Monte Cadini die Ampezzaner Strasse zwischen Peutelstein und 
Ospitale erreicht. Von da setzt dieselbe durch das Val grande über 
das Joch Padeon auf die Südseite des Monte Cristallo, in welcher 
Gegend eine Zersplitterung und ein Abspringen derselben nach 
Süden eintritt. Der südliche Flügel, der schöne Felskamm des Monte 
Pomagagnon, ist der gesunkene Theil. Es ist dasselbe Verhältniss wie 
im Faniser Hochgebirge. 

In stratigraphischer und chorologischer Hinsicht bilden diese 
beiden Schollen eine Einheit und gehören dem grossen Tuflfsand- 
stein- und Mergelgebiet der Wengener und Cassianer Schichten an, 
welches aus dem Badiotenland unterhalb der Dachsteinkalkmassen 
der Faniser und Tofana-Gruppe hindurch bis an das grosse Rand- 
riflf von Sexten-Auronzo reicht. Wie am Südgehänge der Tofana 
und am Nordgehänge der Sorapiss findet sich unterhalb der Raibler 
Schichten als Vertretung der oberen Cassianer Schichten eine 
schmale Dolomitbank. Die unteren Cassianer und die Wengener 
Schichten, welche das tiefste entblösste Schichtsystem bilden, sind frei 



Das Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und Piave. 295 

von Dolomitriffen bis auf eine kleine Dolomitspitze in den Wengener 
Schichten von Val buona, welche als ein westlicher Ausläufer des 
grossen Sextener Riffes zu betrachten ist 

Die Gegend zwischen Ampezzo und dem Joche Tre Croci 
fallt mit einem Luftsattel zusammen, dessen nördlicher Schenkel 
der Pomagagnon und dessen Südflügel die Sorapiss-Gruppe ist Die 
Falzarego- Verwerfung setzt östlich nicht über die Boita, sondern 
wendet sich, wie bereits angedeutet wurde, an der Ostseite der 
Creppa südlich, um dem Laufe der Boita zu folgen. Tofana und 
Pomagagnon scheinen zusammengehörige, blos durch Erosion ge- 
trennte Massen zu sein. 

Die Thalgehänge bei Ampezzo bestehen aus Wengener Sand- 
steinen und Mergeln, welche grosse, gegenwärtig meist überwachsene 
Schlammströme erzeugten, deren Fuss von der Boita benagt und 
unterwühlt wird. Die Beweglichkeit der Schlammstrom-Gebiete ist 
deutlich wahrnehmbar. Cortina selbst liegt auf einem alten, momentan 
stille stehenden Schlammstrom, dessen Fuss möglichst gegen die 
Angriffe der Boita und dessen höhere Theile gegen weitere Nach- 
schübe von oben zu schützen eine Existenzfrage für die Bewohner 
von Cortina bildet 

Kalkreichere, oolithische Bänke der Wengener Schichten ent- 
halten nicht selten Fossilien, darunter auch Daonella Lommeli. 

Die unterhalb der Cassianer Dolomitbank am Fusse der Ge- 
birgssteilwände durchziehenden Cassianer Mergel haben Daonella 
Richthof eni und Cassianellen geliefert. 

Die Hauptmasse des Cristallo-Stocks besteht aus Dachstein- 
kalk. Jurassische Bildungen scheinen nirgends mehr vorhanden zu 
sein. Herr Dr. Ed. Reyer fand auf dem Gipfel des Cristallo die 
weissen, dolomitischen Gesteine, welche für die obersten Bänke des 
Dachsteinkalks in der hiesigen Gegend bezeichnend sind. 

Die Verhältnisse an der Villnösser Bruchlinie zwischen der 
Cristallo- und der Pomagagnon-SchoUe gehen aus unserer Karte — 
Herr Dr. Hoernes führte die geologische Kartirung der ganzen 
Gruppe durch — klar hervor. In Val Grande, in der Nähe der 
Padeon-Alpe kommen an der Basis der Cristallo- Wände als tiefste 
entblösste Schichtgruppe Cassianer Mergel vor, wie das von Herrn 
Dr. Hoernes mitgetheilte Profil zeigt. 

Am oberen Ende des Val Grande fand Dr. Hoernes eine 
doppelte Verwerfung, indem hier eine kleine Partie von Dachsteinkalk 
zwischen Raibler Schichten eingeklemmt ist 



I 



296 



Das Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und Piave. 



Boita Pomagagnon Val Grande 



Cristallo 




NO. 



ä = Cassianer Schichten; a^ = Cassianer Dolomit; b = Raibler Schichten; c = Dachsteinkalk. 

Diese doppelte Verwerfung setzt am Südgehänge des Monte 
Cristallo über Col da Varda fort, so dass an den meisten Stellen 
Cassianer Dolomit und Raibler Schichten dreifach über einander zu 
sehen sind. Der unterste Zug ist die Fortsetzung des Pomagagnon- 
Rückens. 



Zuniellcs 



Cristallo-Masse 



Tre Croci 



Cristallo-Massiv 



SW. 





a = Cassianer Schichten; a^ — Cassianer Dolomit; h = Raibler Schichten; c = Dachsteinkalk. 

Diese Verwerfungen erreichen vor dem Mesurina-Thal ihr 
Ende. Vorher aber setzt etwas weiter südlich in Val Buona eine 
neue Verwerfung an, welche bald eine sehr bedeutende Sprunghöhe 
erreicht. So wiederholt sich hier die Erscheinung, dass Bruchlinien 
an Stellen geringer Vertical- Verschiebungen sich fächerförmig zer- 
splittern. 

Der Ostseite des Cristallo-Stockes entlang läuft ebenfalls eine 
Verwerfung, deren nordwestliche Fortsetzung den Dürrenstein von 
der Croda Rossa trennt und bis Brags reicht. Auch diese Verwer- 
fung, an welcher der Cristallo-Stock abgesunken ist, kann als ein 
Seitenstrahl der Villnösser Bruchlinie aufgefasst werden. 



2. Das Sextener Dolomitriff. 



Zwischen dem Höhlensteiner (Landro), Sextener und Anziei- 
(Auronzo) Thal befindet sich ein grosses, isopisches Dolomitriff, 
welches sich über unterem Muschelkalk erhebt und dessen ausgedehnte 
Plateaux von Raibler und Dachstein-Schichten überlagert werden. 



Das Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und Piave. 2Q7 

Ueber die tieferen, die Unterlage des Riffes bildenden Schicht- 
complexe, welche aus der Gegend von Innichen in einem breiten 
Streifen durch Sexten und Comelico Superiore nach Auronzo ziehen, 
entnehmen wir dem Aufnahmsberichte des Herrn Dr. Hoernes die 
folgenden Daten: 

,Die Schichten des Verrucano sind namentlich in der Ge- 
gend des Sexten-Thaies und im Comelico sehr mächtig entwickelt. 
Sie bestehen vorwaltend aus einem groben Conglomerat aus Quarz- 
geröUen^ welche durch Phyllitdetritus verbunden sind. In frischem 
Zustand ist das Conglomerat grau und sehr fest; es wird in Sexten 
in mehreren Brüchen zur Mühlsteinfabrikation verwendet. Verwittert, 
zerfallt es in groben Grus und wird rostroth. Nicht selten umschliesst 
der Verrucano auch grössere oder kleinere Brocken eines röthlichen 
Kalkes (so im Thal des Torr. Diebba bei Auronzo, bei St. Veit 
und Moos im Sexten-Thal etc.), welche häufig in grosser Menge 
Fusulinen enthalten.* 

^Bemerkenswerth erscheinen die Quarzporphyr-Vorkommen, 
welche ich, wenn auch in kleineren Massen bei Danta im Comelico 
und am Matzenboden, nordöstlich vom Kreuzberg, anstehend traf, 
während einzelne Blöcke von Quarzporphyr vielfach im Verrucano 
der Gegend eingeschlossen angetroffen werden (so bei Moos im 
Sexten-Thal, im Thal des Torrente Diebba etc.). Auch die anstehen- 
den grösseren Quarzporphyrmassen sind dem Verrucano eingelagert 
und müssen als Stromenden aufgefasst werden. Herr Dr. Doelter 
war so freundlich, die petrographische Untersuchung der Gesteine 
vorzunehmen. Ich verdanke demselben folgende Angaben: j^Die unter- 
suchten Gesteinsproben zeigten grosse petrographische Aehnlichkeit. 
Bei äusserer Betrachtung waren in der braunen felsitischen Grund- 
masse sehr zahlreiche grössere Quarzkömer und kleinere Feldspath- 
einsprenglinge sichtbar. Unter dem Mikroskop im Dünnschliffe wurde 
letzterer Bestandtheil als einer der häufigsten erkannt und zwar 
gehören die meisten Krystalle dem monoklinen Feldspathe an, doch 
kommt daneben auch trikliner Feldspath vor. Der Quarz tritt in 
Körnern von unregelmässiger Form auf, er enthält Einschlüsse von 
Glas- und Grundmasse, welch' letztere in die Quarze eingedrungen 
ist und selbe zerrissen hat. Biotit ist ein constanter Gemengtheil in 
allen untersuchten Gesteinsstücken. Hie und da kömmt auch Horn- 
blende vor. Magneteisen findet sich stets in kleinen Körnern. In der 
Grundmasse sieht man kleine Feldspath-Individuen und durch Eisen- 
oxydhydrat rothbraun gefärbte Glasbasis*. — Es bestätigte dieses 
Resultat der petrographischen Untersuchung die auf Grund des 
äusseren Ansehens, welches ganz mit jenem gewisser Quarzporphyr- 



298 ^^ Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und Piave. 

Varietäten von Bozen übereinstimmt, ausgesprochene Zutheilung 
dieser vereinzelten Quarzporphyr- Vorkommen zum Bozener Porphyr.* 
j^Der Grödener Sandstein ist gegenüber dem Verrucano 
verhältnissmässig schwach entwickelt und bildet eine massig breite 
Zone an der Basis des Triasgebirges gegen Nord und Ost* 

,Der Bellerophonkalk ist in dem engeren hier zu schildern- 
den Gebiete sehr mächtig entwickelt, an seiner Basis tritt stellen- 
weise Gyps (so an der Mündung des Gsellbaches an der Westseite 
des Sexten-Thaies bei St. Veit, bei Auronzo am rechten Anziei- 
Ufer) in geringer Mächtigkeit und Rauchwacke (fast überall und 
mächtig entwickelt) auf. — In den dunklen bituminösen Kalken 
dieses Complexes konnte ich im Rohrwald am Nordgehänge des 
Neunerkofels bei Toblach Adern von Siderit beobachten. Fossilien, 
namentlich Bellerophonten traf ich allenthalben in den Stinkkalken 
des Complexes, so im Rohrwald bei Toblach, am Kreuzbergjoch 
zwischen Sexten und Comelico, am Monte Castello zwischen Come- 
lico und Auronzo, im Thal des Torrente Diebba bei Cella di Auronzo 
dann im Rio Socosta und in Val di Rin nächst Auronzo, wo Avi- 
cu/opecten-Arten (Av. cotnelicanus St., Av. Trinken St, und Av. Güm- 
bell St.), in den dünngeschichteten Stinkkalken eine ähnliche Rolle 
spielen, wie die Daonellen in den triadischen Daonellen-Schiefem.* 
, Namentlich reich erwies sich die Gegend des Kreuzberges, 
welche bis jetzt die meisten Fossilien unter allen Fundorten der 
Bellerophon-Schichten geliefert hat. Nach Stache's Bestimmungen 
besteht die Fauna des Kreuzberges aus: 

Nautilus Hoemesi St. 

„ cmx St. 
Bellerophon cadoriais St. 
Mojsvdri St. 
Sextensis St. 
cotnelicanus St. 
pseudohelix St. 
Murchisonia tramontana St. 
Turbonilla Montis Crucis St. 
Natica comelicana St. 

„ cadorica St. 
Pecten tirolensis St. 
„ praecursor St. 
Avicula cingidata St. 

striatocostata St. 
filosa St. 
Schizodus cf. truncatus King. 



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Das Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und Piave. 290 

Spirifer insanus St. 
megalotis St, 
Haueri St. 
cadortcus St. 
dissectiis St. 
crux St. 
Concors St. 
Sextensis St. 
Spirigera Janiceps St. 
papilio St. 
peracuta St. 
bipartita St. 
pusilla St. 
confinalis St. 
Archimedis St. 
faba St. 
Orthis ladina St. 

Strophotnena (LeptaenaJ alpina St. 
j^Die Werfener Schichten, welche über dem Bellerophonkalk 
in regelmässiger Auflagerung folgen, sind in ihrem unteren Theile 
sehr fossilarm; selbst die undeutlichen Myaciten-Formen werden 
nur selten angetroffen. Hingegen ist der Horizont der Naticella 
costata mit den in engster Verbindung mit demselben stehenden 
Schnecken-Lumachellbänken überall vorhanden und an manchen 
Stellen reich an wolerhaltenen Fossilien. Ich erwähne in dieser Be- 
ziehung das nördliche Gehänge des Neunerkofels zwischen Toblach 
und Innichen, an welchem ich Naticella costata ungemein zahlreich 
und in selten schöner Erhaltung in einem festen, kalkigen, grauen 
Mergel antraf, sowie die Gsellwiese bei St Veit im Sexten-Thal, 
auf welcher ich in den Schnecken-Lumachellbänken, welche, wie ich 
glaube, noch mehr Beachtung verdienen, auch Pelecypoden in guter 
Erhaltung fand/ 

,Der untere Muschelkalk zeigt seine regelmässige Ent Wicke- 
lung: Dunkle, bituminöse Kalke und graue, glimmerige Mergel mit 
kohligen Pflanzenresten; andere Gesteine konnte ich in diesem Ge- 
biete nicht wahrnehmen.* 

Das Sextener Dolomitriff reicht mit seinem Westende über 
das Höhlensteiner Thal hinüber, wo dasselbe den Scheiderücken 
gegen Brags bildet, welcher bereits in einem früheren Abschnitte 
besprochen worden ist. Die dort gewonnenen Anhaltspunkte zur 
Unterscheidung der Dolomitmasse nach ihren Altersverhältnissen 
dienten Herrn Dr. Ho er n es zur Richtschnur für die selbstverständlich 



300 ^Bs Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und Piave. 

nur approximative und in vieler Beziehung willkürliche Trennung 
des Dolomits in der östlichen Hauptmasse. Im Süden und im Süd- 
westen an der heteropischen Grenze bietet das Ineinandergreifen 
der heteropischen Bildungen wieder sichere Handhaben fiir die an- 
nähernd, richtige theoretische Gliederung der Dolomitmassen. 

Die an der Basis des Riffs, an dessen Nord- und Ostseite auf- 
tretenden geschichteten Dolomite, welche stellenweise reich an Di- 
ploporen sind und die Fortsetzung der Dolomitbänke des Samkofels 
bilden, wurden dem oberen Muschelkalk und den Buchensteiner 
Schichten zugerechnet. Die Hauptmasse des ungeschichteten Dolo- 
mits wurde als Wengener Dolomit, die oberen Partien desselben 
sowie die geschichteten, Plateau bildenden Dolomite über demselben 
wurden als Cassianer Dolomit ausgeschieden. Das Gestein ändert 
in den östlichen Regionen gegen Comelico zu seinen Charakter. An 
die Stelle der weissen, vorwaltend dolomitischen Massen des Westens 
treten graue und röthliche Kalke von dunklen Schattirungen. 

Die nördliche und östliche Begrenzung des Riffs ist unbekannt, 
da das Riff in diesen Richtungen allenthalben mit Denudations- 
Steilwänden abbricht. Die westliche Grenzgegend zwischen Brags 
und Schluderbach haben wir bereits im letzten Capitel kennen ge- 
lernt. Von Schluderbach zieht die heteropische Scheidelinie über 
Val Popena, Mesurina in das Thal des Anziei und aus diesem über 
Val Pian di Sera nach Val di Rin bei Auronzo. Oestlich und nörd- 
lich von dieser Linie greift allenthalben die Mergelfacies der Wen- 
gener und Cassianer Schichten in das Riff ein, am weitesten die 
unteren Wengener Schichten, wie die Verhältnisse zwischen Pian 
di Sera und Casoni di Rin lehren. Am Südgehänge des Monte 
Campo Duro beobachtete Herr Dr. Hoernes in den Wengener 
Sandsteinen zahlreiche auskeilende Dolomitzungen. Fossilreiche Wen- 
gener Meißel und Riffkalke reichen in einer breiten Zunge von 
Mesurina nach Rimbianco unter den Cassianer Dolomit des Monte 
Pian und des Drei-Zinnen-Massivs. Das Gehänge des Monte Pian 
gegen den Mesurina-See zeigt, sowol in dem tieferen Horizont der 
Wengener Schichten, als in dem höheren der Cassianer Schichten 
deutlich das Ineinandergreifen der beiden Facies, da in dem niederen 
Hügelzuge, welcher vom Monte Pian gegen den See verläuft, 
mehrere isolirte Dolomitmassen in und zwischen den Mergeln auf- 
treten. Am Monte Rosiana treten auch die Buchensteiner Schichten 
in der gewöhnlichen Entwicklung als Pietra verde führende KnoUen- 
und Bänderkalke auf 

Wir dürfen aus der räumlichen Vertheilung der eingreifenden 
Mergelzungen wieder schliessen, dass das Riff zur Zeit der Buchen- 



Das Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und Piave. ?oi 

Steiner und unteren Wengener Schichten auf engere Grenzen be- 
schränkt war, als zur Zeit der oberen Wengener Schichten und dass 
die Ausdehnung desselben zur Zeit der Cassianer Schichten am 
grössten war. 

Das Riffplateau trägt ansehnliche isolirte Denudationsreste der 
einstigen allgemeinen Bedeckung durch Dachsteinkalk. Die hervor- 
ragendsten und kühnsten Hochgipfel des Bezirkes, die phantastischen 
Pyramiden der Drei Zinnen, der Gipfel des Schusterkofels, Zwölfer- 
kofels, der Rothwand u. s. f. bestehen aus Dachsteinkalk, welcher nach 
den Beobachtungen von Dr. Hoernes dieselbe lithologische Be- 
schaffenheit wie in dem grossen Faniser Massiv zeigt. 

Die Raibler Schichten treten nur in dem nordwjestlichen Theile 
unseres Gebietes in der wolbekannten und auffälligen rothen Ent- 
wicklung auf. In den Monte Cadini, in den Massen des Zwölfer- 
kofels (Col d'Agnello) und des Giralba fehlen die rothen Schichten 
gänzlich und folgen über den geschichteten Cassianer Dolomiten 
sofort die Bänke des Dachsteinkalks. Während die Annahme einer 
Unterbrechung des Absatzes als willkürliche, gewaltsame Supposition 
bezeichnet werden müsste, lässt sich die Anschauung, dass die 
Raibler Schichten hier in der Facies des Dachsteinkalks 
auftreten, mit guten Gründen unterstützen. In den Nord- wie in den 
Südalpen wechsellagem die Raibler Schichten sehr häufig mit Bän- 
ken des Hauptdolomits oder des Dachsteinkalks und an vielen 
Stellen erscheinen die Raibler Schichten nur als heteropische Ein- 
lagerungen des Dachsteinkalks. Im südtirolischen Hochlande findet 
eine Wechsellagerung der rothen Raibler Schichten mit Megalodon- 
ten-Bänken ebenfalls häufig statt. Man müsste daher schon a priori 
erwarten, Gegenden mit isopischer Entwicklung zu finden. 

Die tektonischen Verhältnisse der Sextener Gebirgsgruppe 
sind ausserordentlich einfach. Im Centrum und am Innenrande 
herrscht söhlige Lagerung. Am Aussenrande, im Puster Thal bei 
Toblach und im Sexten-Thal fallen die tieferen Schichten ziemlich 
steil vom Phyllit weg gegen Süden. In den höheren Schichten 
nimmt dann der Fallwinkel allmählich ab, bis sich die söhlige Lage- 
rung einstellt. So erscheint die Sextener Gebirgsgruppe als ein 
horizontal gelagerter Gebirgstheil , dessen nördlicher und östlicher 
Aussenrand aufgebogen ist. 

Mit dem Südrande der Gruppe fallt der östlichste Theil der 
Villnösser Bruchlinie zusammen. Der Monte Rosiana und der Monte 
Malone bei Auronzo bilden eine verworfene Scholle am Nordrande 
der Bruchlinie und gehören daher tektonisch noch der Sextener 
Gruppe an. Dass der Monte Rosiana auch der südliche Ausläufer 



302 



Das Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und Piave. 



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Plateau der Langen Alpe 



Drei Zinnen 



Zwölferkofel 



Roth wand 



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Kreutzberg 



Matzenboden 



Das Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und Piave. 303 

des Sextener Riffs ist, wurde bereits angedeutet Der sehr zerrüttete 
Dolomit dieses Berges fuhrt Zink- und Bleierze, welche von einer 
österreichischen Kohlengewerkschaft (Sagor in Krain) ausgebeutet 
und zur Winterszeit auf Schlitten über den Mesurina-See zur Bahn- 
sfation Toblach befördert werden. 



3. Sorapiss, Anteiao und Marmarole. 

Das im Süden des Cristallo-Stockes und der Sextener Gebirgs- 
gruppe liegende, von der Boita und der Piave umschlossene Gebirgs- 
dreieck ist bis auf eine dünne, durchgreifende Bank Cassianer 
Dolomits und eine vereinzelte Zunge oberen Wengener Dolomits 
rifffrei. Die oberen Hauptmassen des Gebirges werden, wie im Cri- 
stallo-Stock ausschliesslich vom Dachsteinkalk gebildet, welcher in 
den Culminationspunkten dieser Gruppe seine grössten Höhen er- 
reicht (Anteiao 3320 Meter, Sorapiss 3290 Meter, Marmarole 
3130 Meter). 

Die Unterlage dieses mächtigen Dachsteinkalk-Gebirges ist 
namentlich im Südosten gegen die Piave zu bis auf den Bellerophon- 
kalk abwärts entblösst. Der Lauf dieses Flusses fallt auf einer langen 
Linie hier mit der grossen Valsugana-Bruchlinie zusammen, an wel- 
cher im Süden die höheren Schichten so tief abgesunken sind, dass 
Raibler Schichten und Dachsteinkalk gegen Bellerophonkalk ab- 
stossen. 

In der Gegend von Pieve di Cadore verlässt die Piave die 
Bruchlinie und bahnt sicji ihren Weg quer durch das südliche Ge- 
birge. In Folge dessen gehört die zwischen der Boita und der Piave 
gelegene Südspitze unseres Gebietes, hauptsächlich der Monte Zucco 
und der Schlossberg von Pieve di Cadore tektonisch bereits dem 
südlich angrenzenden Gebirge an. 

Eine Bruchlinie von viel geringerer Sprunghöhe trennt sodann 
die Antelao-Masse von dem Sorapiss-Marmarole-Stocke, so dass wir 
zwischen Piave und Boita drei Schollen zu unterscheiden haben. 

Der Charakter der einzelnen hier vorkommenden Schichtcom- 
plexe ist im Allgemeinen übereinstimmend mit der gewöhnlichen 
Entwicklung, beziehungsweise mit der Ausbildung in rifffreien Ge- 
genden. Ich entnehme dem Berichte des Dr. Hoernes, welcher 
dieses Gebiet kartirte, die folgenden Einzelnheiten. 

Der Bellerophonkalk, an dessen Basis grosse Massen von 
Rauchwacken (bei Pieve di Cadore) und von Gyps (bei Lozzo) auf- 
treten, zeichnet sich durch grosse Mächtigkeit aus, welche er, wie 



304 ^^^ Hochgebirge zwischen Rtenz, Drau, Boiu und Pia' 






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Das Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und Piave. yyt 

man annehmen könnte, auf Kosten der ungewöhnlich reducirten 
Werfener Schichten erreicht. Die Werfener Schichten sind auffallend 
fossilarm. Mit Ausnahme der Lumachellbänke in der oberen Abthei- 
lung derselben sah Herr Dr. Hoernes keine Fossilien. Der untere 
Muschelkalk ist durch wenig mächtige bituminöse Kalke mit Zwischen- 
lagen von glimmerigen Mergeln vertreten. Den oberen Muschelkalk 
bilden wolgeschichtete Dolomite, in denen hie und da Diploporen- 
reste wahrzunehmen sind. 

j^Der Buchensteiner Kalk ist im ganzen Gebiet in seiner 
charakteristischen Ausbildung entwickelt. Homsteinreicher Knollen- 
kalk und schwarze, kieselreiche Bänderkalke in Verbindung mit 
mächtigen Einlagerungen von Pietra verde setzen ihn zusammen. 
Die Pietra verde tritt namentlich bei Vodo und Venas (wo der 
Buchensteiner Kalk in Folge einer localen Verwerfung wiederholt 
auftritt), sowie auf den Höhen bei Pieve di Cadore, namentlich bei 
S. Dionigi in grosser Mächtigkeit auf* 

,Die Wengener Schichten sind vorwaltend als tuffige Sand- 
steine entwickelt.* 

, Zufolge der Verwerfung zwischen Sorapiss und Anteiao treffen 
wir zwei Züge von Wengener und Cassianer Schichten in nahezu 
paralleler Richtung an. Im nördlichen, an der Basis der Sorapiss, 
sehen wir bei S. Vito eine Partie von tuffigen Sandsteinen der 
Wengener Schichten unter einer Dolomitbank auftreten, die wol 
ganz den Cassianer Schichten zufällt. Gegen die Forcella piccola 
zu verschwinden diese tuffigen Sandsteine bald unter dem Schutt, 
der hier in enormer Mächtigkeit das Thal bedeckt. Ebenso werden 
die Wengener Schichten erst weit unten im Val Oten sichtbar; es 
besteht hier der Monte Grande vereinzelt aus einer Partie von Wen- 
gener Dolomit (südlichster Ausläufer des Sextener Riffis). Doch 
sind auch hier die Wengener Schichten zumeist von tuffigen Sand- 
steinen und Mergeln gebildet. Sie ziehen längs dem Südostfuss der 
Monti Marmarole hin und bilden am Piano del Buoi zwischen Lozzo 
und Auronzo eine Hochfläche, aus weichen Mergeln bestehend, die 
einigermassen an die Seisser Alpe erinnert. Doch mangeln hier die 
zahlreichen Versteinerungen, die sich auf der letzteren finden, 
und nur selten trifft man schlecht erhaltene Korallenreste in den 
hie und da auftretenden Riffkalken. Im südlichen Zuge, an der Basis 
des Anteiao erlangen die tuffigen Sandsteine der Wengener Schich- 
ten, aus denen ausschliesslich hier der Horizont besteht, noch ge- 
ringere Mächtigkeit, die indess noch verhältnissmässig bedeutend ist 
gegenüber der geringen Mächtigkeit des Dolomites der Cassianer 
Schichten, der sie von dem Raibler Horizonte trennt.* 

Mojsisovics, Dolomitriffe. 20 



3o6 



Das Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und Piave. 



,Am Monte Zucco treten die Wengener Schichten als tufiige 
Sandsteine auf und werden nur durch eine sehr wenig mächtige 
Dolomitpartie der Cassianer Schichten von den Gypsmassen der 
Raibler Schichten getrennt* 



Marmarole Pian di Sera Monte Rosiana 



SSW. 



Anziei 




NNO. 



a = Wengener Schichten; a^ = Wengener Dolomit; b = Dachsteinkalk; e = Schutt. 



j^Die Cassianer Schichten sind überall, wo sie auftreten, durch 
eine wenig mächtige Dolomitbank repräsentirt. Es läuft eine solche 
unter den Raibler Schichten am Südfusse des Anteiao hin — ebenso 
tritt Cassianer Dolomit unter den Raibler Schichten am Südfusse 
der Sorapiss und am Südostgehänge der Marmarole auf.* 

j^Die Raibler Schichten treten in drei Zügen auf, von denen 
der nördlichste sich am Südgehänge des Sorapiss-Marmarole-Massivs 
findet. lieber S. Vito und an der Forcella piccola kommen rothe 
und stellenweise auch dunkle bituminöse Mergel vor. Im Val Oten 
und ebenso am südlichen und östlichen Fuss des Dachsteinkalk- 
Massivs der Marmarole hingegen sind die Raibler Schichten vorwal- 
tend durch geschichtete Dolomite und Kalke vertreten.* 

y£in Gleiches gilt vom Südgehänge des Anteiao, doch mangeln 
hier auch schmale Einlagerungen von rothen Mergeln nicht* 

,Im Monte Zucco und am Hügel des Castells von Pieve di 
Cadore treten die Raibler Schichten in grosser Mächtigkeit auf. Sie 
sind hier in ihrer unteren Partie durch mächtige Gypslager gebildet, 
über welchen geschichtete, dolomitische Kalke und stellenweise 
auch rothe Mergel folgen. Auch stark bituminöse Kalke, reich an 
Schalenbruchstücken von Versteinerungen, die indessen schwer aus 
dem Kalk ausgelöst werden können, treten hier auf und sind 
namentlich an der Mündung des Torrente Molina in die Piave gut 
aufgeschlossen.* 

,Der Dachstein kalk besteht vorwaltend aus mehr weniger 
reinem, röthlichem Kalkstein^ doch findet sich auch eine sehr eigen- 



Das Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und Piave, 307 

thütnliche, conglomferatartige Gesteins-Entwicklung, die sich durch 
das häufige Vorkommen dunkler Gesteinsfragmente auszeichnet 
Diese Breccie tritt in nicht besonders hohem Niveau über den 
Raibler Schichten auf und zeichnet sich durch ihre ausserordentlich 
reiche Petrefactenfiihrung aus. Im Val Oten sowol als im Val di 
Rin konnte ich in diesen Schichten zahlreiche Versteinerungen 
sammeln, von denen sich namentlich jene aus dem Val Oten durch 
gute Erhaltung und Formenreichthum auszeichnen. Es kommen 
hier vorwaltend Gasteropoden, Trochus-, Turbo-, Delphimda-, Chem- 
fützia-^ Natica^oxvcssxi vor. Die Vergesellschaftung dieser holostomen 
Gasteropoden erinnert sehr an die Elsino-Fauna, doch sind es ganz 
verschiedene Arten, die sich hier finden. Auch canalifere Gastero- 
poden, reich omamentirte Cerithien mangeln nicht, am häufigsten 
aber finden sich Schalen von kappenartiger Form, von welchen die 
einen mit radialer Berippung wol zu Patella gehören dürften, wäh- 
rend die generische Stellung der anderen, die sich durch feine con- 
centrische Streifen auszeichnen, schwer zu bestimmen ist. Aehnliche 
Schalen wurden von verschiedenen Autoren als Helcion, Acmea, 
Scurria, Patelloidea etc, beschrieben. Von Pelecypoden fand sich 
neben Modiola und Mytilus ähnlichen Formen nur Area Songavatina 
Stop, etwas häufiger. Am Pian di Sera traf ich in denselben Brec- 
cien mit dunklen Gesteinsfragmenten neben Durchschnitten von 
Chemnitzien und Delphinula ähnlichen Formen sehr häufig Korallen 
in undeutlicher Erhaltung und einzelne Megalodon-Durchschnitte. 
Auch auf dem Anteiao traf ich diese Schichten, wenig oberhalb der 
Verwerfung an der Forcella piccola, wurde jedoch durch schlechtes 
Wetter, das während der Besteigung eintrat, verhindert, nach der 
Rückkehr von der Spitze Versteinerungen zu sammeln.* 

^Jurassische Bildungen fehlen gänzlich, wie durch Besteigung 
der höchsten Spitzen nachgewiesen werden konnte. Sowol die Spitze 
des Anteiao, als auch jene der Sorapiss besteht aus Dachsteinkalk 
und die Verhältnisse der Gegend lassen mit Sicherheit darauf 
schliessen, dass dies auch bei den von mir nicht besuchten Hoch- 
gipfeln der Marmarole der Fall ist.* 

, Von jüngeren Bildungen sind praeglaciale Conglomerate, welche 
in grosser Mächtigkeit den Thalboden des Piave-Thales zwischen 
Pieve di Cadore und Lozzo bedecken, und mächtige Ablagerungen 
von Kalktuffen mit Einschlüssen und Abdrücken recenter Pflanzen 
und Sumpfwasser-Conchylien zu erwähnen, welche zwischen Pieve 
di Cadore und der Mündung des Oten-Baches vorkommen. Es 
scheint die massenhafte Tuffbildung hier sowie auch im Sexten-Thal 
beim Wildbad Innichen und im Torrente Diebba bei Auronzo mit 

20* 



308 ^^ Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und Piave. 

Quellen im Zusammenhang zu stehen, die aus dem Bellerophonkalk 
hervorbrechen* *). 

In tektonischer, wie in orographischer Beziehung erscheint der 
Sorapiss-Marmarole-Stock mit seinen im grossen Ganzen schweben- 
den Schichten als der Haupt-Gebirgsknoten zwischen Boita und 
Piave. Der Anteiao ist nur ein im Süden losgelöster und abgesun- 
kener Gebirgstheil. 

Das Bigontina-Thal bei Ampezzo föUt, wie bereits erwähnt, 
mit einem bis auf die Wengener Schichten entblössten gewaltigen 
Luftsattel zusammen, dessen Nordschenkel der Pomagagnon und 
dessen Südschenkel die Sorapiss ist Bei S. Vito, an der Forcella 
piccola und im Val Oten taucht dann im Süden des grossen Dach- 
steinkalk-Massivs der Südflügel der flachen Mulde heraus, in welcher 
die Sorapiss wie auf einem flachen Teller sitzt. Oestlich von Tre 
Croci schneidet die aus dem Val Grande herübersetzende und über 
Pian di Sera und Colle Ag^do nach Auronzo fortlaufende Villnösser 
Bruchlinie die Sorapiss-Marmarole-Masse gegen Norden ab. Locale 
Störimgen, Aufrichtungen und Senkungen einzelner Schollen sind in 
der Nachbarschaft der Bruchlinie häufig, wie denn im Verhältniss 
zu dem nördlichen Gebirge die Sorapiss-Marmarole-Masse als der 
gesunkene Gebirgstheil erscheint. Eine der auffallendsten Aufrich- 
tungen und Schichtenkrümmungen zeigt der Cadin, auf der West- 
seite des Sorapiss-Thales. 

Die Antelao-Bruchlinie beginnt im Unterlaufe des Val Oten 
und äussert sich zunächst als horizontale Verschiebung der beiden 
Thalwände. Thalaufwärts nimmt sie stets an Sprunghöhe zu und 
setzt über die Forcella piccola nach S. Vito^ von wo sich dieselbe 
noch weit gegen Westen verfolgen lässt. Ein grossartigerer Anblick 
als die Ansicht der Anteiao -Verwerfung von S. Vito aus lässt sich 
kaum denken. Die gegen Norden einschiessenden Platten des 
Anteiao brechen plötzlich etwas oberhalb der Forcella piccola an 
dem ungeschichteten Cassianer Dolomit ab und richten sich an der 
Rutschfläche bogenförmig in die Höhe. 

Durch kleinere Brüche veranlasste schollenformige Absitzungen 
finden sich mehrfach in der Nähe der grossen Valsugana-Bruchlinie, 



*) Nicht ohne Interesse sind die gewaltigen, vom Zerfall des Anteiao her- 
röhrenden Bergstürze im Boita- Thal zwischen S. Vito und Borca, deren Trümmer- 
massen bis auf das rechte Boita-Ufer reichen. Die letzten grossen Stürze, durch 
welche mehrere Ortschaften zerstört wurden, schilderte Catullo (Mem. sopra le 
ruine accadute nel commune di Borca nel Cadorino. Belluno, 1814). Vgl. auch 
Marinello, L*Antelao. BoU. Club Alpino Ital. 1878, pag. 34. 



Dos Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und Piave. 



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3IO Das Hochgebirge zwischen Rienz, Drau, Boita und Piave. 



Anilchl du ADtelu-Bnichei au» der Otiend von S. Vilo. 

|N>L-h einer Phologriphie.] 
WS. = Wengener Schichleu; Cf. = Cassiatlir Dolomil; t'K. = Liacliilcjnkalk, 

SO zwischen Vodo und Venas, bei Nebiü, bei Domegge zwischen 
Lozzo und Tre Ponti. 

Unterhalb Venas setzt der Valsugana-Bruch von Westen her 
über die Boita, läuft über die Hochebene von Valle und Tai nach 
Pieve di Cadore und erreicht erst in der Gegend von Calalzo die 
Flussrinne der Piave. Der Wanderer, welcher aus der Tiefe der 
Boita-Schlucht bei Venas und Valle oder von der Piave-Rinne zwischen 
Pieve di Cadore und Calalzo zu der auf hoher Thalterrasse hinziehen- 
den Strassenlinie hinaufsteigt, gelangt an ersterer Stelle aus Wengener 
Tu ffsand steinen, in letzterer Gegend aus Raibler Schichten und Dach- 
steinkalk in die Region der Bellerophonkalke. 



XI. CAPITEL. 
Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 

Die Rocchctta-Gruppe und das Carnera-RifT. - Die Hochfläche von Zoldo und der Pelmo. - 
Das linke Cordevole-Ufer zwischen Caprite und Agordo: Qvetta-Gruppe und Monte S. Scba- 
stiano. - Die Gruppe des Cimon della Pala. Primiero-Rilf und Cima cli i'ape. - Moränen von 
Val di Canali. - Melaphyrgänge im Phyllit bei Mis. - Erratische Dolomitblöcke auf dem 

Phyllitgebirge bei Agordo. 

Die im Norden der grossen Valsugana-Bruchlinie gelegenen 
Hochgebirgs-Landschaften zwischen der Boita und dem Cismone 
umschliessen ein grösseres und ein kleineres Riflf, welche beide sich 
von den nördlichen Riffen durch das Vorwalten nur schwach dolo- 
mitischer Kalke unterscheiden. Das erstere umfasst die hohe formen- 
schöne Gebirgsgruppe des Cimon della Pala und reicht vom Cis- 
mone bis über den Cordevole, auf dessen östlichem Ufer der Monte 
Framont bei Agordo und der Monte Alto di Pelsa bei Cencenighe 
die östlichen Vorwerke des Riffes bilden. Dies ist das ,Primiero- 
Riff*. Das zweite, viel kleinere Riff, befindet sich nordöstlich von 
Caprile und umfasst den Monte Camera und den Piz del Corvo. 
Wir nennen es ,Carnera-Riff*. Den Zwischenraum zwischen diesen 
beiden Riffen, sowie das Gebiet von Zoldo bis zur Boita nimmt die 
Fortsetzung des badiotischen Mergelbeckens ein. In diesen Gegen- 
den findet sich ausser einigen Dolomitzungen im Bereiche der VVen- 
gener Schichten, im Norden in der Rochetta-Gruppe und im Osten 
in der Umgebung des Monte Pelmo eine fortlaufende Platte von 
Cassianer Dolomit. Im Süden und am Ostabhange der Gebirgsmasse 
des Monte Civetta dagegen reicht die Mergelfacies, ebenso wie an 
der Ostseite des Gader Thaies, durch die Cassianer Schichten hin- 
durch bis zu den Raibler Schichten. 

X. Die Rochetta-Gruppe und das Camera-Riff. 

Dieser, zwischen dem Monte Giau-Passe und CoUe di St. Lucia 
im Westen und der Boita zwischen Ampezzo und S. Vito im Osten 
sich erhebende Gebirgstheil bildet in tektonischer Beziehung die 
Fortsetzung der im VIII. Capitel beschriebenen Gebirgsplatte des 



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^12 Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 

Monte Nuvolau, von welcher er blos durch eine Erosions-Tiefen- 
linie getrennt ist. 

Gleich der Nuvolau-Gruppe wird auch die Rocchetta-Masse 
von einer auf Wengener Tuffsandsteinen und Cassianer Mergeln 
auflagernden Platte von Cassianer Dolomit gebildet, welcher Denu- 
dations-Relicte von Raibler Schichten und Dachsteinkalk aufsitzen. 
Der scharfkantige Kamm der Croda da Lago mit der noch uner- 
stiegenen, pyramidenförmigen Cima di Formin besteht aus Dach- 
steinkalk und erhebt sich frei, mit schroff abstürzenden Wänden 
über dem gegen Nordosten abdachenden Dolomitplateau. Wie bereits 
im IX. Capitel (S. 256) erwähnt wurde, gehört die am nördlichen 
Ufer des Costeana-Baches befindliche Creppa, der bekannte Ampezza- 
ner Aussichtspunkt, in tektonischer Beziehung ebenfalls noch zur 
Rocchetta-Masse, deren äusserste Nordspitze sie bildet Von dem 
topographisch verbundenen Gebirgskörper der Tofana wird die 
Creppa durch die bereits geschilderte Falzarego-Bruchlinie getrennt 

Das Riff des Monte Camera, südlich vom Monte Giau, steUt 
eine kleine, regelmässig dem Schichtenverbande eingefügte dolo- 
mitische Kalkmasse aus der Zeit der Buchensteiner und der unteren 
Wengener Schichten dar. Den westlichen Ausläufer derselben in 
den Buchensteiner Schichten des Codalonga-Thales haben wir be- 
reits (S. 253) kennen gelernt. Von dieser Stelle erhebt sich das Riff 
rasch zu ansehnlicher Mächtigkeit, gegen Süden mit einer Denuda- 
tions-Steilwand, gegen Norden und Nordosten mit einer ziemlich 
steilen Böschung endigend. Die grösste Mächtigkeit besitzt das Riff 
am Monte Camera; gegen den Piz del Corvo nimmt es dann rasch 
wieder an Höhe ab und südöstlich von dieser Spitze keilt es gänz- 
lich aus. An die Stelle des Kalks treten ebenso wie im Westen, 
die dickschichtigen Augitporphyrtuffe und die Buchensteiner Schichten. 
Die beigegebene, vom Gehänge des Monte Fernazza aufgenommene 
Ansicht (,Das südöstliche Ende des Camera-Riffes*) lässt deutlich 
die Anlagerung der geschichteten Tuffe an den ungeschichteten 
Kalk, sowie die Begrenzung des Riffs erkennen*). 

Das zweite, zur Erläuterung des Camera - Riffes bestimmte 

Lichtbild (, Blick von der Nuvolau-Platte gegen Süd-Süd-Ost*) zeigt 

die nördliche Aussenböschung des Riffs, die Anlagerung der Tuffe 

und der Wengener Sandsteine (mit Daonella Lotnmeli und Lytoceras 

Wengense) und endlich die gleichmässige Ueberlagerung des Sand- 



*) Die dOnngeschichteten Bänke an der Basis des KalkrifTs gehören dem 
unteren Muschelkalk und den Werfener Schichten an. Die Dolomitplatte im Hinter- 
grunde des Bildes ist die Creppa di Formin (Cassianer Dolomit), der Felsgipfel rechts 
ist der Becco di Mezzodi (Dachsteinkalk). 



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Die Hochalpen Ton Zoldo, Agordo und Primiero. 9x3 

Stein- und Mergel-Complexes der Wengener und Cassianer Schichten 
durch die weit vorspringende Platte des Cassianer Dolomits. Auf 
dieser letzteren (Crejjpa di Formin) breiten sich sodann in einer 
dünnen Lage die Raibler Schichten aus, über welchen sich der 
Dachsteinkalk in steiler Wand zum Kamme der Croda di Lago 
erhebt. 

Diese beiden Ansichten ergänzen sich zu einem Gesammtbilde 
des Schichtenverbandes des Camera-RifTes. Man erkennt leicht, dass 
die normalen, geschichteten Bildungen im Liegenden und Hangenden 
des Riflfs conform gelagert sind und gleichmässig gegen Nordosten 
einfallen. Die Böschungsfläche des Rißs dagegen dacht unter einem 
weitaus steileren Winkel ab und contrastirt lebhaft von den echten 
Schichtflächen im Hangenden und Liegenden. 

Parallel der Böschungsfläche zeigt die nördliche Aussenseite 
des Riffs die charakteristische Ueberguss-Schichtung. Die Block- 
structur des ungeschichteten Kalkriffes tritt allenthalben deutlich auf 
und ist auch in unserer Ansicht des Piz del Corvo wahrnehmbar. 

Die Hauptmasse des Riffs entspricht der Bildungszeit der dick- 
schichtigen Tuffe, wie aus der Anlagerung derselben hervorgeht. 
An der heteropischen Grenze kommen die eigenthümlichen, bereits 
öfters erwähnten Kalkbreccien mit tuffigem Bindemittel vor, deren 
Entstehungsweise hier vollkommen klar ist. Der Kalk der Breccien 
stimmt nämlich mit dem nur wenig dolomitischen Kalk des Riffs 
überein, so dass es keinem Zweifel unterliegen kann, dass die kal- 
kigen Bruchstücke der Breccien als abgerissene Fragmente des 
Riffs zu betrachten sind. Diese Breccien kommen, wie wiederholt 
erwähnt worden ist, immer in Verbindung mit Augitporphyrlaven 
oder dickschichtigen Tuffen, und zwar in der Regel an der Basis 
derselben vor. Man kann sich nun leicht vorstellen, dass die zäh- 
flüssige Lava den am Fusse der Riffe aufgehäuften Schutt in sich 
aufnahm und mit demselben beladen weiterfloss. 

Das Camera-Riff ist das kleinste unter allen in diesem Buche 
zu besprechenden Riffen. Weist auch die Steilwand, mit welcher es 
auf der Südseite abbricht, auf eine bestandene Fortsetzung in dieser 
Richtung hin, so geht doch aus den Aufschlüssen am linken Corde- 
vole-Ufer bei Caprile hervor, dass das Riff sich niemals bis in diese 
Gegenden erstreckte. Die unmittelbare Fortsetzung ist denudirt und 
vielleicht liegen einige kleine südliche Ausläufer versenkt unter den 
Wengener Schichten von Selva. 

Die Thaltiefe des Fiorentina-Thales bei Selva und Pescul 
wird nämlich in Folge einer am nördlichen Thalgehänge in ostwest- 
licher Richtung hinlaufenden Bruchlinie, welche ich als die Fort- 



Die Hochalpen von Zotdo, Agordo und Primlei 

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Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. '3^5 

Setzung des Antelao-Bruches betrachte, von Wengener Schichten 
gebildet, welche mit nördlichem Einfallen die Bellerophon-Schichten 
bei Selva und dann die Werfener Schichten nächst Pescul zu unter- 
teufen scheinen. Unweit der Stelle, wo das Camera-Riff endet, ver- 
schwinden nacheinander Werfener Schichten, Muschelkalk und 
Buchensteiner Schichten an der Bruchlinie und auf der ganzen 
Strecke zwischen Monteval bei Pescul bis zum Col Bangies bei 
S. Vito stossen die südlichen Wengener Schichten mit den dick- 
schichtigen Tuffen, welche die Unterlage der Rocchetta-Masse 
bilden, widersinnisch gegen dieselben einfallend, zusammen. 



2. Die Hochfläche von Zoldo und der Pelmo. 

Südlich von der eben erwähnten Bruchlinie breitet sich ein 
grasreiches, vorherrschend aus Wengener Tuffsandsteinen bestehen- 
des Hochland aus, welches entsprechend der identischen Boden- 
beschaffenheit ausserordentlich an die Seisser Alpe und an das 
Badioten-Hochplateau erinnert. Die Uebereinstimmung mit diesen 
Landschaften würde noch viel schlagender hervortreten, wenn sich 
hier nicht ein gewaltiger Denudations-Relict von Dachsteinkalk er- 
halten hätte, welcher dem Sandstein-Plateau in seiner Mitte frei 
aufgesetzt ist. 

Ueber looo Meter hoch erhebt sich mit allseits schroff ab- 
fallenden Wänden der mächtige, einer abgestumpften Riesenpyramide 
vergleichbare Kalksteinblock des Pelmo (3163 Meter) über der 
grünen, sanft contourirten Hochfläche, ein Bild unbeschreiblicher 
Grösse und Erhabenheit. Stünde der Pelmo in einer Kette von 
Kalkbergen, so würde sein kühner, massiver Bau zwar immer noch 
imponiren, aber er besässe längst nicht den eigenthümlichen Reiz, 
welchen seine vollkommen isolirte Lage auf einem sanften, rasen- 
bedeckten Sockel durch die Macht der hier wirkenden Gegensätze 
ihm verleiht. In fast söhliger Lagerung, allseits etwas gegen das 
Innere des Berges geneigt und von einigen Verwerfungen durchsetzt, 
bauen sich die ungezählten Bänke des Dachsteinkalkes übereinander. 
Die schmalen, unmerkbar gegen oben zurücktretenden Schichten- 
bänder gestatten, allerdings oft auf langwierigen Umwegen, den Zu- 
tritt in das Innere dieses prächtigen Felsenthurmes und auf dessen 
luftige Höhe. Ich habe in Gesellschaft der Herren Dr. Ed. Reyer 
und Dr. Th. Posewitz im Jahre 1875 den Pelmo von Val Ruton 
aus bestiegen, hauptsächlich, um zu constatiren, ob nicht bereits 
jurassische Gesteine den Gipfel desselben bilden. Wir trafen über 



2l6 Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 

den fossilreichen Raibler Schichten, welche das kleine Plateau des 
Monte Penna bedecken, aber von diesem durch eine kleine Verwer- 
fung getrennt sind, zunächst lichte, weisse, gebänderte Kalke, etwas 
höher lichte Kalke mit schwarzen, brecdenartig eingestreuten Frag- 
menten*), hierauf eine grosse Masse rother und gelber Kalke mit 
Durchschnitten von Gasteropoden und Rhynchonellen. In der Gipfel- 
masse wechseln graue Kalke mit röthlichen und gelblichen Bänken. 
Sichere Liaskalke wurden nicht gefunden, doch wäre es immerhin 
möglich, dass die obersten Schichten bereits liasisch wären. 

Unter den Raibler Schichten, welche auf dem Campo Rutorto 
zahlreiche Versteinerungen (darunter Trigottia Kefersteini und ein 
kleiner Megalodus besonders häufig) enthalten, liegt in den Um- 
gebungen des Pelmo ein lichter, geschichteter Kalk, welcher den 
obersten geschichteten Partien des Cassianer Dolomits der Rocchetta-, 
Nuvolau- und SettSass-Gruppe entspricht und die für dieses Niveau 
charakteristischen, weissen Oolithbänke fuhrt. Am Monte Penna 
und in der dislocirten Scholle nächst der Forcella Forada deuten 
grüne Rasenbänder zwischen den felsigen Kalkbänken auf Einlage- 
rungen von mergeligen Schichten hin. Die Mächtigkeit dieses 
korallenführenden und stellenweise in echten Riflfkalk (Cipitkalk) 
übergehenden Kalkes ist unterhalb der Pelmo-Masse eine sehr 
unbedeutende, wie der schöne Aufschluss auf der Westseite des 
Pelmo deutlich zeigt. Am Monte Penna und an der auf dem Ge- 
hänge gegen die Boita abdachenden Platte dagegen nimmt dieselbe 
sichtlich zu. 

Diese Kalke scheinen direct auf den Wengener Tuffsandsteinen 
zu ruhen. Wenigstens ist sicher, dass Tuffsandsteine sehr hoch bis 
an die Kalke hinanreichen. Die Grenze ist leider, so weit ich meine 
Beobachtungen ausdehnen konnte, überall durch Schutt oder Vege- 
tation verdeckt. 

Den sehr mächtigen Wengener Tuffsandsteinen ist in Zoldo 
alta eine bald mehr bald weniger dolomitische Kalkbank einge- 
schaltet, welche an einigen Punkten, so oberhalb Coi, eine oolithische 
Structur annimmt und die gewöhnlichen Fossilien der Riffkalke 
enthält. Dieser dolomitische Kalk bildet den Monte Croto an der 
Forcella di Staulanza und die beiden Kalkzüge auf der Ost- und 
Westseite des oberen Zoldo, welche offenbar einst untereinander 
und mit einem westlich gelegenen grossen Riffe zusammenhingen 
und blos durch die Denudation isolirt wurden. Das Wahrschein- 



•) Diese Bänke entsprechen wol den von Dr. Hoernes in Val Travernanzes, 
dann in ValOten, in Val diRin und auf dem Anteiao gefundenen fossilreichen Schichten. 



Die Hochalpeo von Zoldo, Agordo und Primiei 



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jig Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 

lichste ist wol, dass wir es hier mit einer weit ausgreifenden Zunge 
des grossen Primiero-Riffes zu thun haben, welche in nächster Nähe 
unterhalb der Masse der Civetta endet. Am Monte Croto und an 
vielen anderen Stellen zeigt das Gestein ausgezeichnete Blockstructur. 
Die isolirte kleine Kalkmasse des Monte Triof bei Brusadaz ist wol 
nur eine dislocirte Scholle des eben besprochenen Kalkflötzes. 

In den die Basis der Wengener Schichten bildenden dickschich- 
tigen Tuffen kommen conglomeratische und sandsteinartige Bänke 
mit Einschlüssen von Augitporphyren, rothen, felsitischen Porphyren 
und Kalken vor. Quarzkrystalle sind häufig. Manche hierher gehörige 
grobe Sandsteine erinnern an Verrucano-Gesteine. Einschlüsse von 
rothen Porphyren reichen in diesen südlichen Gegenden vereinzelt 
durch die ganze Reihe der Wengener Schichten. Sie stammen wol, 
da im Norden derartige Gesteine weder als Laven noch als Ein- 
schlüsse vorkommen, aus südlicheren, gegenwärtig von jüngeren Bil- 
dungen bedeckten Regionen. Zu Gunsten dieser Vermuthung lässt 
sich anfuhren, dass bei Recoaro im Vicentinischen thatsächlich 
Laven von übereinstimmenden oder wenigstens sehr nahe stehenden 
rothen Porphyren im Niveau der Wengener Schichten auftreten. 

Eine verhältnissmässig sehr bedeutende Mächtigkeit erreichen 
in den Buchensteiner Schichten von Zoldo die eigenthümlichen, 
grünen, unter der Bezeichnung Pietra verde bekannten Tuffgesteine, 
gegenüber welchen die Bänderkalke und Knollenkalke sehr zurück- 
treten. Das weithin kenntliche, auffallende Gestein erleichtert ausser- 
ordentlich die Orientirung in dem stark dislocirten Gebiete nördlich 
von der Valsugana-Spalte. Die schwache Vertretung der Pietra 
verde in unseren nördlichen Gebietstheilen und das sichtliche An- 
wachsen derselben in der Richtung gegen Süden deuten auf südlich 
gelegene, heute ebenfalls von jüngeren Ablagerungen verdeckte 
Ursprungsstätten (Eruptionsstellen) dieser Tuffgesteine hin. 

Die auffallende Mächtigkeit und ausgedehnte Verbreitung des 
Muschelkalks in Zoldo ist wol nur theilweise auf Rechnung einer 
wirklich bedeutenderen verticalen Höhe desselben zu setzen. Die 
Hauptursache dürfte in zahlreichen, der Valsugana-Spalte parallelen 
Längsverwerfungen zu suchen sein, in Folge welcher sich die 
Schichten mehrfach übereinander wiederholen. Der obere Muschel- 
kalk wird hier, wie in Buchenstein, durch einen lichtgrauen Kalk gebil- 
det, welcher durch Wechsellagerung allmählich in den dunkelgrauen, 
sandigen, flimmernden unteren Muschelkalk übergeht, der bei Dont 
die bekannten, durch Fr. v. Hauer beschriebenen Cephalopoden 
führt. Diese grauen, flimmernden Kalke, welche durch ihre Schich- 
tungs-Verhältnisse und durch ihre Verwitterungsfarbe sehr an die 



Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. ^ig 

kalkreichen Werfener Schichten unseres Gebietes erinnern, nehmen 
zwischen Val Infema und dem Pizzo Zuel den hauptsächlichsten 
Antheil an der Zusammensetzung des Muschelkalks. Zwischen ihnen 
und den echten, hier nur in sehr beschränkten Schollen erscheinen- 
den Werfener Schichten liegen noch die rothen, theils dolomitischen, 
theils sandsteinartigen Schichten des unteren Muschelkalks. Die sonst 
mit diesen Gesteinen in Verbindung stehenden Conglomerate erinnere 
ich mich nicht in Zoldo gesehen zu haben. 

Die tektonischen Verhältnisse, unter denen die tieferen Trias- 
glieder im Süden des Pelmo erscheinen, sind in Folge der hier 
eintretenden Zersplitterung der grossen Bruchlinie ausserordentlich 
complicirt. Unsere Karte gibt nur ein generelles, etwas schemati* 
sirtes Bild dieser Störungen, welches zwar im grossen Ganzen richtig, 
im Detail aber noch mancher Verbesserung und Ergänzung durch 
localisirte Aufnahmen bedürftig ist. 

Zunächst ist einer aus der Gegend von Fusine über Zopp6 
nach Soceroda verlaufenden Verwerfung zu gedenken, in Folge 
welcher ein Streifen von Buchensteiner Kalk mit Pietra verde in- 
mitten der dickschichtigen Wengener TuiTsandsteine erscheint. Die 
Fortsetzung dieser Störungslinie ist am Ausgange des Val dell' Oglio 
bei Vodo durch das Auftauchen der dickschichtigen Tuffe mitten aus 
den ' höheren Wengener Sandsteinen angedeutet. Von da setzt die 
Verwerfung über das Thal der Boita hinüber, wo sie das abermalige 
Erscheinen der Buchensteiner Schichten veranlasst 

Die folgende, mit der eben erwähnten annähernd parallel 
streichende Verwerfung ist die Fortsetzung der Hauptspalte des Piave- 
Thales. Sie läuft am Südabhange des Coli* Alto, des Col Duro 
und des Monte Punta gegen den Pizzo Zuel. 

Der von diesen beiden Verwerfungslinien eingeschlossene Ge- 
birgskörper, welcher die nördliche Thalwand der orographischen 
Thalsenkung Zoldo — Forcella Cibiana — Valle bildet, ist selbst wieder 
von zahlreichen Verwerfungen minderer Ordnung durchsetzt. Die 
meiste Beachtung verdient der auffällige, mit einer horizontalen Ver- 
schiebung der Spaltenränder verbundene Querbruch von Val In 
fema, auf welchem sich die ehemals schwunghaft ausgebeuteten 
gegenwärtig aber ausser Betrieb stehenden Blei- und Zinkerzgänge 
von Arsiera befinden. Der östlich von der Querspalte gelegene Ge- 
birgstheil des Coli' Alto ist von mehreren Längssprüngen durch- 
setzt, an denen das Gebirge staffelformig gegen Süden absinkt. Ein 
von der Forcella Cibiana über den Coli' Alto gezogener Quer- 
schnitt zeigt in Folge dessen über den, durch die Hauptlängsspalte 
begrenzten Wengener Schichten, welche die Einsattlung der Forcella 



320 l^ic Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 

Cibiana erfüllen, eine dreimalige Wiederholung der Buchensteiner 
Schichten. Weiter nordöstlich gegen den Monte Rite zu fehlen die 
beiden unteren Züge der Buchensteiner Schichten. Die auffallend 
grosse Mächtigkeit des Muschelkalks lehrt aber deutlich, dass die 
dem mittleren Streifen der Buchensteiner Schichten entsprechende 
Längsverwerfung hier jedenfalls noch durchsetzt und eine Wieder- 
holung des Muschelkalks bewirkt. 

Den Verlauf der aus dem Gebiete von Cadore nach Zoldo 
fortsetzenden Hauptbruchspalte lässt die Karte deutlich erkennen. 
Die heutige Thaltiefe fällt nicht mit dem Bruche zusammen, sondern 
zieht sich bis Val Infema südlich davon in den leicht erodirbaren 
Wengener Schichten hin, welche die Unterlage des im Süden fol- 
genden Dachsteinkalk-Gebirges bilden. Am Querbruche von Val 
Infema schneiden die Wengener Schichten am unteren Muschelkalk 
ab, in dessen tiefsten, rothgefärbten dolomitischen Lagen Cephalo- 
poden-Einschlüsse nicht selten sind. Wir kennen von dieser Stelle 
ausser einigen noch unbenannten Arcesten und Ptychiten: 

Ptychites Studeri Hau. 
Lytoceras sphaerophyllum Hau. 

Weiter westlich bis in die Gegend von Cercena bezeichnet 
ein Streifen von Buchensteiner Schichten mit reichUcher Pietra verde 
den Verlauf der Hauptspalte. 

Bereits im Thale von Cibiana, am Nordfusse des Monte Sfor- 
nioi stellt sich eine südliche, der Hauptspalte parallele Nebenspalte 
ein, auf welcher in der Gegend der Forcella Cibiana Buchensteiner 
Schichten als Begrenzung der südlichen Dachsteinkalk-Massen er- 
scheinea Diese Buchensteiner Schichten gehören demselben Streifen 
an, welcher, wie eben erwähnt wurde, westlich von Val Infema die 
Hauptspalte auf der Südseite begrenzt. Die südliche Nebenspalte 
endet, ebenso wie die Hauptspalte, in der Gegend von Cercena 
bei Dont. 

Zwischen Bragarezza, Astragal, Resinera und Cercena findet 
sich im Süden der südlichen Nebenspalte noch eine grössere dislo- 
cirte Scholle von Werfener Schichten und unterem Muschelkalk, in 
deren Mitte Dont liegt. Diese selbst wieder von zahlreichen kleineren 
Verwerfungen durchsetzte Masse ist zwischen Bragarezza und Resi- 
nera durch einen Bruch von den angrenzenden, die Thalsohle 
der Gegend von Fomo di Zoldo bildenden Wengener Schichten 
geschieden. 

Die Gegend von Dont wird in der Literatur mehrfach genannt« 
W. Fuchs theilt in seinem Werke über die Venetianer Alpen ein 
Profil über den Monte Zuel mit, in welchem er die Pietra verde als 



Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 92 1 

ein intrusives, die Werfener Schichten durchsetzendes Ganggestein 
{,Aphanit*) darstellt. Die Stelle, auf welche die Fuchs'sche Zeich- 
nung sich bezieht, befindet sich offenbar nördlich von Dont an der 
Strasse nach Zoldo alta, wo der steil aufgerichtete, von Bruchlinien 
im Norden und Süden begrenzte südliche Zug der Buchensteiner 
Schichten das Thal verquert. Aus dieser Gegend stammen auch die 
von W. Fuchs gesammelten und von Fr. v. Hauer beschriebenen 
Muschelkalk-Cephalopoden. Die bereits erwähnte lithologische Aehn- 
lichkeit des unteren Muschelkalks und der Werfener Schichten, so- 
wie die sehr complicirten Lagerungs- Verhältnisse dieser Gegend 
erklären und entschuldigen die Angabe von W. Fuchs, dass die 
Cephalopoden aus den oberen Lagen der Werfener Schichten 
stammen. Ich habe die Cephalopoden des unteren Muschelkalks in 
anstehendem Gestein in der schmalen, steil aufgerichteten Zunge 
zwischen den beiden, sich bald darauf vereinigenden Zügen von 
Buchensteiner Schichten an der Strasse nach Zoldo alta beobc^chtet. 
Es ist sehr bedauerlich, dass diese reichliche Fundstelle sich nicht 
in einem normalen, ungestörten Lagerungs-Verbande befindet. 

Die wichtigsten, hier gefundenen Fossilien sind: 

Nautilus Pichleri Hau. 
Ptychites Dontianus Hau. 

„ dotnatus Hau. 
Trachyceras binodosum Hau. 

Zoldianutn Mojs. 

Cadoricum Mojs. 

Loretzi Mojs. 
Lytoceras sphaerophyllum Hau. 

Am Pizzo Zuel erreichen die geschilderten Verwerfungslinien 
ihr westliches Ende; die dickschichtigen Tuffe und Wengener 
Schichten streichen senkrecht auf die Richtung der Verwerfungs- 
linien durch und stellen die Verbindung des hochzoldianischen Sand- 
stein-Plateau's mit dem westlich von Val Pramper gelegenen und 
von der Dachsteinkalk-Masse des Monte S. Sebastiano überlagerten 
Gebiete her. 

Die Fortsetzung der grossen Bruchlinie ist hier um einen 
beträchtlichen Betrag gegen Süden verschoben. Etwas westlich, 
unterhalb des Moscosin-Passes, welcher aus Val Pramper nach Agordo 
führt, setzt wieder eine grosse Bruchspalte an, welche nun ununter- 
brochen bis Valsugana verfolgt werden kann. Wir werden aut 
diese Uebersetzung der Bruchlinie in einem späteren Capitel zurück- 
kommen. 

Mojsisovics, Dolomitriffe. 31 



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322 I^'C Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 

Um den Zusammenhang der Darstellung nicht allzu sehr zu 
zerreissen, soll hier noch erwähnt werden, dass das von dem Pram- 
per und Duram-Bach umschlossene Gebiet einfache, fast ungestörte 
Lagerungsverhältnisse besitzt und vollständig rifffrei ist. Die Cassia- 
ner Schichten sind durch dunkle Mergelschiefer vertreten, welche 
sich nur schwer von dem tieferen mächtigen Complexe der Wen- 
gener Sahdsteine trennen lassen. Ueber den Cassianer Schichten 
lagern sodann vollkommen concordant, als Unterlage des Dachstein- 
kalks, die rothen Raibler Schichten. 



3. Das linke Cordevole-Ufer zwischen Caprile und Agordo. 

(Civetta-Oruppe und Monte S. SebaBtiano.) 

Der ganze Oberlauf des Cordevole, von Cencenighe aufwärts^ 
fällt in eine Region, welche durch zahlreiche, der jeweiligen Rich- 
tung des Flusses und dem Hauptstreichen der Schichten parallele 
Verwerfungen ausgezeichnet ist. Da nun im Allgemeinen das obere 
Cordevole -Thal einen meridionalen Verlauf besitzt, während in 
den benachbarten Gebirgsregionen westöstliches Streichen der 
Schichten und der topographischen Formen die Regel ist, so ent- 
stehen an der Interferenz mit der Cordevole-Linie, welche man als 
eine Senkungslinie bezeichnen kann, ziemlich complicirte tektonische 
Verhältnisse. Der Einfallswinkel der Schichten in der meridionalen 
Senkungs-Rfegion ist in der Regel gegen Osten gerichtet und sinken 
die durch Verwerfungslinien begrenzten Längsschollen treppenförmig 
gegen Westen ab. Ein ausgezeichnetes Beispiel für diese Erschei- 
nung liefert das im VIII. Capitel (Seite 253 u. fg.) besprochene linke 
Gehänge von Buchenstein zwischen Caprile und Andraz. 

Wir haben zunächst die westlichen Abhänge des Monte Fer- 
nazza zwischen dem bei Caprile mündenden Fiorentina-Thal und 
AUeghe zu betrachten. 

Dieser Gebirgstheil stellt sich als ein Aufbruch der unter den 
Wengener Schichten lagernden Schichtcomplexe, abwärts bis tief 
in die Werfener Schichten hinein, dar. Innerhalb dieses halbkreis- 
förmigen Aufbruches findet sich bei Caprile eine Partie von Augit- 
porphyrlaven mit linsenförmigen Einlagerungen von lichtem Kalk 
und Dolomit. Es ist die durch den Cordevole unterbrochene Fort- 
setzung der Augitporphyrlaven des Sasso Bianco, welche hier theils 
an den Werfener Schichten, theils (nördlich von Caprile) am Muschel- 
kalk-Dolomit abbricht. Weiter thalabwärts liegt eine kleine, aus der 
regelmässigen Schichtfolge: Muschelkalk, Buchensteiner Schichten 
und Augitporphyrlava bestehende Scholle am untersten Gehänge 



Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. ^23 

des 'Berges dicht am Cordevole. Unterhalb Calloneghe tritt sodann 
der Südflügel des Aufbruches an den hier die Thalsohle des Corde- 
vole erfüllenden AUeghe-See und ein den Augitporphyrtuflfen ein- 
gelagertes Kalkflötz (Knollenkalke und Breccien), welches augen- 
scheinlich westlich des See's seine Fortsetzung findet, gestattet zu 
erkennen, dass an dieser Stelle die Gebirgsschichten des linken und 
rechten Cordevole-Ufers tektonisch zusammenhängen. 

Zwischen Caprile und Calloneghe ist sonach das Gebirge auf 
der Innenseite des Aufbruches der unteren Trias-Schichten abge- 
brochen und in die Tiefe gesunken. Die Scholle oberhalb Callo- 
neghe ist ein in der Dislocations-Spalte eingeklemmter Gebirgstheil. 
Dieser Einbruch setzt sich westlich von Caprile im Val Pettorina 
unter gleichen Verhältnissen bis nach Sottoguda fort, was wir, der 
späteren Darstellung vorgreifend, hier schon erwähnen wollen. 

Die im Süden von Alleghe gelegene, meridional streichende 
Civetta-Gruppe ist im Westen zwischen Val Lander und Cencenighe 
■gleichfalls durch eine grössere Verwerfung begrenzt, an welcher 
ein Streifen norischer Bildungen abgesunken ist. Im Norden bei 
Alleghe sind es Buchensteiner Schichten und Wengener Tuffe, 
weiter südlich erscheint eine ziemlich starke Dolomitmasse im Liegen- 
den eines schmalen Streifens von Tuffen. Den Dolomit habe ich als 
unteren Wengener Dolomit aufgefasst und betrachte ich denselben 
als einen unter die Tuffe eingreifenden Ausläufer des nebenan sich 
erhebenden Primiero-Riffes. Im Süden bricht diese Scholle scharf 
ab und an die Stelle derselben treten nun Werfener Schichten, 
von denen aber nur die höchst gelegenen, unmittelbar unter der 
Steilwand des Monte Alto di Pelsa befindlichen Partien im normalen 
tektonischen Verbände mit der Hauptmasse des Gebirges stehen, 
während die tiefer am Gehänge erscheinenden Werfener Schichten 
vielfach zu Schollen zerstückt sind. Man bemerkt deutlich von der 
von Cencenighe nach Alleghe fuhrenden Strasse aus, dass sich ein 
schmaler Saum rother Schichten unterhalb der oberen Dolomit- 
massen aus dem Gebiete der Werfener Schichten in die Gegend 
fortzieht, in welcher die Werfener Schichten durch die geschilderte 
Längsscholle norischer Ablagerungen verdeckt sind. Ich halte diese 
rothen Schichten für unteren Muschelkalk. Vielleicht kommen aber 
unterhalb des unteren Muschelkalks noch einige Bänke der Werfener 
Schichten zum Vorschein. Gegen Alleghe und Val Lander zu verlieren 
sich die rothen Schichten, wie es scheint, gänzlich. Da aber die 
obere Dolomitmasse in gleicher Breite und Stärke fortsetzt, so habe 
ich ein regelmässiges Fortstreichen von Muschelkalk- und Buchen- 
steiner Dolomit bis an die Verwerfung von Val Lander angenommen. 

21* 



Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 






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Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. ^2j 

Gegen den Coldai-Pass zu, über welchen die Wengener Sand« 
steine nach Zoldo fortziehen, verliert sich die Verwerfung. Denn 
die auf dem Passe anstehenden Wengener Schichten greifen augen- 
scheinlich ebenso unter den, ausgezeichnete Blockstructur zeigenden 
Dolomit des Monte Coldai, wie sie auch den Dolomit von Roa 
Bianca unterteufen. 

Wer nur einigermassen mit den chorologischen Verhältnisseu 
unseres Gebietes vertraut ist, wird sofort beim Anblick der formen- 
schönen Civetta-Gruppe erkennen, dass die mächtige, ungeschichtete 
Dolomitmasse, welche sich über den Werfener Schichten auf der 
Westseite der Gruppe erhebt, ein aufwärts bis zu den Raibler 
Schichten reichendes Riff darstellt. Schon aus grösserer Feme 
unterscheidet man leicht die wolgeschichtete Gipfelmasse des Monte 
Civetta mit der charakteristischen Tracht des Dachsteinkalks und 
darunter die plateauförmig weit gegen Westen vorspringende Masse 
des ungeschichteten Dolomits. Da, wie wir sehen werden, die 
Böschungsiläche des Riffes gegen Osten gekehrt ist und da femer 
auch ein geringes Einfallen nach derselben Richtung stattfindet, so 
ist es leicht verständlich, dass der Westrand des Dolomitplateau's 
eine erhöhte Kante bildet. So individualisirt sich die untere und 
obere Hälfte derselben Bergmasse. Der Dachsteinkalk erhebt sich wie 
ein unabhängiges Gebirge über dem Dolomitmassiv, dessen höchsten 
frei aufragenden Gipfel der Monte Alto di Pelsa (2420 Meter) bildet. 

Die Ostseite der Civetta-Gruppe bietet ein wesentlich verschie- 
denes Bild. Der Dolomit ist verschwunden und an seiner Stelle er- 
scheinen die weichen Formen der Mergel- und Sandstein-Facies. 

Von dem Höhenrücken der Roa Bianca, welcher auch eine treff- 
liche Ansicht des nahen Pelmo darbietet, sieht man deutlich, wie sich 
der Dolomit des Monte Coldai auf der Zoldianer Seite rasch aus- 
keilt, so dass dann die Raibler Schichten direct der Mergel-Facies 
der Cassianer Schichten auflagern. 

Auch im Süden ist die heteropische Grenze vortrefflich ent- 
blösst. Das Dolomitriff setzt vom Monte Alto di Pelsa durch Val 
Comparsa bei Listolade in nahezu söhliger Lagerung bis zum Monte 
Framont, nördlich von Agordo. Bei S. Cipriano bemerkt man eine 
kleine Querverwerfung, an welcher das Gebirge im Süden etwas 
abgesunken ist. Bald darauf, nahe am Ausgange des bei Pare 
mündenden Thälchens gelangt man zur heteropischen Grenze. Ueber 
dem, vorwiegend aus grauen brachiopodenfiihrenden Crinoidenkalken 
bestehenden oberen Muschelkalk erscheinen nun die durch mäch- 
tige Einschaltungen von Pietra verde zu ungewöhnlicher Stärke 
anschwellenden Buchensteiner Schichten und über diesen die 



326 D's Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 

dickschichtigen Augitporphyrtuffe , welche im Westen an die 
Böschungsfläche des Rtfl'es sich anlehnen , im Süden des Monte 
■ Framont aber unter die etwas nach Osten vorgreifenden oberen 
Partien des Dolomitriffs hineinreichen. Auf der Ostseite des Monte 
Framont läuft sodann die heteropische Grenze zwischen dem Dolo- 
mit und den Wen gener und Cassianer Schichten hin. Die hier 
ziemlich steil geneigte Böschungsfläche des Riffs ist deutlich er- 
kennbar. Auf unserem Lichtbilde (.Das Ostgehänge des Monte 
Framont bei Agordo'), welches von dem .Nusak* genannten, 
aus Buchen stein er Schichten bestehenden Höhenrücken zwischen 
Torrenta Rova und Pare aufgenommen ist, sieht man die An- 
lagerung der Tufie und Wengener Sandsteine an die Böschungs- 
fläche des Dolomitriffs. Entsprechend dem Einfallswinkel der tiefer 
liegenden Schichten, namentlich auch des Muschelkalks und der 
Werfener Schichten, welche die gemeinsame Grundlage der beiden 
heteropischen Regionen bilden, fallen auch die dem Riffe angelager- 
ten Tufl'e und Wengener Schichten ziemlich flach nach Norden, 
während die in den beiden Felszacken des Monte Framont ausge- 
zeichnet hervortretende Ueberguss-Schichtung parallel der Böschungs- 
fläche des Riffs gegen Osten abfällt. Die rechts im Hintergrunde 
des Bildes sichtbare lichte Bergmasse des Monte Mojazza, welche 
aus Dachsteinkalk besteht und die ununterbrochene Fortsetzung 
der Civetta bildet , liegt bereits ausser dem Bereiche des Riffs, 
direct auf der Sandstein- und Mergel-Facies der Wengener und 
Cassianer Schichten. 

Nur im Niveau der Cassianer Schichten, unmittelbar unter den 
Raibler Schichten zieht sich vom Riff" ein schmaler Ausläufer öst- 
lich fort bis zum Duram-Pass, wo auch er verschwindet. Derselbe 
ist aber so unbedeutend, dass er den angedeuteten Charakter des 
Gebirges nicht zu aiteriren vermag. 



Die heunplachc Qte 


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928 ^ic Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 

Auffallend war mir an dieser Riffgfrenze das Fehlen der in den 
nördlichen Riffen nie fehlenden Cipitkalke. Die blockförmige Zu- 
sammensetzung desDolomits und insbesondere derUeberguss-Schich- 
ten wiederholt sich zwar auch hier, aber selbst unmittelbar am 
Contacte mit den Tuffen und Sandsteinen erscheint nur dichtkömiger, 
lichter Kalk und Dolomit, welcher scheinbar ganz fossilleer ist 

Ausser diesen zwei Punkten, von denen der eine (Monte Coldai) 
im Norden, der andere (Monte Framont) im Süden der Civetta-Masse 
liegt, ist die Riffgrenze nirgends entblösst und zwar deshalb nicht,, 
weil die ausgedehnte mächtige Dachsteinkalk-Decke der Civetta 
sich gleichmässig und ununterbrochen über die Plateauiläche des 
Riffs und die im Osten angrenzende heteropische Region fortzieht. 
Verbindet man die beiden sichtbaren Endpunkte des Riffs, so durch- 
schneidet die Verbindungslinie ' die Dachsteinkalk-Massen etwas öst- 
lich von dem Hauptkamme der Civetta. 

Die durch die Einsattlung des Duram-Passes von der Civetta- 
Masse getrennte Dachsteinkalk-Masse des Monte S. Sebastiano ruht 
ringsum frei auf einem völlig rifflosen Gebiete. 

Als Cassianer Schichten wurden hier die unter den Raibler 
Schichten liegenden dunklen Mergelschiefer betrachtet, welche sich 
an den wenigen Stellen, wo sie entblösst sind, ziemlich gut von 
den tieferen Wengener Schichten unterscheiden lassen. In den Wen- 
gener Schichten walten die gewöhnlichen Tuffsandsteine bei weitem 
vor. Fossilien sind auch hier spärlich. 

Trackyceras doUriticum Mojs, 

ladinum Mojs, 
Archelaus Lbe, 
Lytoceras Wengcnse Klp, 
Daanella Lommeli Wissm. 
Packycardia rugosa Hau. 
kommen vereinzelt vor. Ein eigenthümlicher zäher, gelber Kalk, 
welcher einige den Tuffsandsteinen eingeschaltete Bänke bildet, ent- 
hält die Pachycardien massenweisse. 

Die Lagerungs- Verhältnisse dieser Schichtcomplexe ' sind, so- 
weit die Natur des Gesteines, die häufige Bedeckung durch Trümmer- 
halden des Dachsteinkalks und die reichliche Vegetation dies zu 
erkennen gestatten, ziemlich regelmässig. Der isolirte Monte Menar 
ist, wie es scheint, als eine abgerutschte Scholle des Monte 
S. Sebastiano-Massivs zu betrachten. An seiner Westseite kommen 
unterhalb des Dachsteinkalkes auch Raibler Schichten zum Vor- 
schein. 



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Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. ^20 

In den älteren Schichtcomplexen, welche an den unteren Ge- 
hängen bis zum Quarzphyllit hinab aufgeschlossen sind, kommen 
kleine Verschiebungen und Längsverwerfungen nicht selten vor. 

Die grosse lithologische Verschiedenheit der tieferen Glieder, 
sowie deren verhältnissmässig geringe Mächtigkeit sind der Erken- 
nung dieser Störungen sehr günstig. Ich übergehe hier als zu un- 
wesentlich die von mir beobachteten Details und verweise auf die 
allerdings etwas schematisirte Darstellung der Lagerungs- Verhält- 
nisse in der Karte. Im Allgemeinen zeigen, namentlich im Torrente 
CoUeda, wo der Beilerophonkalk eine steile Aufwölbung erfährt, 
die unteren Schichtcomplexe eine steilere Aufrichtung der Schichten. 

Der untere Muschelkalk ist hier vorwiegend durch rothe Sand- 
steine vertreten. Die Werfener Schichten besitzen eine auffallend 
geringe Mächtigkeit. Da wir die gleiche Beobachtung bereits in 
Cadore machten, so dürften wir vielleicht schliessen, dass die Mäch- 
tigkeit dieser Schichten gegen Südosten abnimmt. Der Bellerophon- 
kalk ist durch seine typischen Gesteinsarten repräsentirt. Gypse 
liegen auch hier an seiner Basis. Unter dem Grödener Sandstein 
folgt ein allmählich aus demselben sich entwickelndes Verrucano- 
Conglomerat, welches den nordeinfallenden Phyllit-Schichten nächst 
dem Ponte alto bei Agordo direct aufruht und in einem kleinen 
Steinbruch gut aufgeschlossen ist. 

Das Thal des Torrente Bordina aufwärts bis zum Moscosin- 
Pass fällt, wie die Karte lehrt, mit dem grossen Valsugana-Bruche 
zusammen. Scharf brechen hier die älteren Formationsglieder ab. 
Im Süden liegt Dachsteinkalk, welcher steil zur Bruchspalte abfällt. 

Ehe wir das linke Cordevole-Ufer verlassen, müssen wir noch 
des Vorkommens schwarzer Erdpyramiden im Unterlaufe des 
Torrente Rova erwähnen. Es findet sich daselbst in einer Weitimg 
der Thalschlucht eine grössere ungeschichtete Masse von Glacial- 
detritus, welche ihr Material hauptsächlich aus den Wengener Tuffen 
und Sandsteinen bezog. Die Pyramiden sind im Uebrigen völlig 
übereinstimmend mit den gewöhnlichen Vorkommnissen dieser Art. 

4. Die Gruppe des Cimon della Pala. 

(Primiero-Riff, Cima di Pape.) 

In dieser grossartigen, noch wenig bekannten Gebirgsgruppe 
tritt uns die grösste zusammenhängende Riffmasse unseres Gebietes 
entgegen. Auf drei Seiten sind die ursprünglichen Grenzen mehr 
oder weniger genau bekannt. Die Ausdehnung gegen Osten haben 
wir soeben kennen gelernt. Das im Osten des Cordevole liegende 



330 I^Jc Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 

Riff zwischen Agordo und Alleghe, welches daselbst den unteren 
Theil des Gebirgskörpers der Civetta bildet, ist, wie bereits erwähnt 
wurde, die lediglich durch die Thalhöhlung des Cordevole von der 
am rechten Cordevole-Ufer befindlichen Hauptmasse des Riffs ge- 
trennte Fortsetzung des Primiero-Riffs. Im Norden bezeichnet die 
Anlagerungshnie der Augitporphyrlaven die Begrenzung nach dieser 
Richtung. Für den Süden liegen, wie wir sehen werden, einige An- 
haltspunkte vor, um den beiläufigen Umfang des alten Riffs recon- 
struiren zu können. Im Westen fehlen jedoch alle Andeutungen 
einer heteropischen Grenze und aller Wahrscheinlichkeit nach ist 
die isopische Fortsetzung des Riffs in westlicher und nordwestlicher 
Richtung denudirt. 

Mit Ausnahme der Falle di San Lucano, welche auf ihrer 
Gipfelfläche einen deutlich kennbarert Denudationsrest von Raibler 
Schichten und Dachsteinkalk tragen, scheint die ganze grosse 
übrige Hauptmasse dfer Primiero-Gruppe nur mehr aus Bildungen 
zu bestehen, welche den Raibler Schichten im Alter vorangehen. 
Möglich wäre es wol, dass sich auf dem ausgedehnten, theilweise 
vergletscherten Hochplateau zwischen den Falle di San Martino 
und dem Coston di Miel noch einige geringe Reste von Raibler 
Schichten und Dachsteinkalk erhalten hätten, was durch eine Be- 
gehung dieses schwer zugänglichen Gebietes zu constatiren wäre. 
Bis an die Ränder dieses Flateau reicht aber allenthalben der massige, 
ungeschichtete Dolomit oder dolomitische Kalk. Da der Dolomit 
unserer Riffe unter dem Einflüsse der Denudation sich stets in 
abenteuerliche, zackige Felsnadeln auflöst, so dürfen wir das Plateau 
der Falle di San Martino wol für einen Rest des ursprünglichen 
Riffplateau halten. Von dieser Anschauung ausgehend, wurden die 
obersten Partien des Dolomitriffs in der Karte mit der Farbe der 
Cassianer Schichten bezeichnet 

Die Lagerungs- Verhältnisse sind ausserordentlich einfach und 
klar. Von einigen nicht bedeutenden Verwerfungen und Knickungen 
abgesehen, erwecken die an der Basis des mächtigen Dolomit-Auf- 
satzes sichtbaren Werfener Schichten meistens die Vorstellung söh- 
liger Lagerung. Die bedeutenden Höhendifferenzen jedoch, welche 
sich für die Auflagerungsfläche des unteren Muschelkalks an der 
Peripherie der Gebirgsgruppe ergeben, beweisen, dass dem nicht so 
sei. Während im Nordwesten zwischen dem Cimon della Pala und 
der Cima di Vezzana der untere Muschelkalk in der Höhenzone 
von 2200 bis 2300 Meter liegt, sinkt derselbe gegen Süden auf 
1500 bis 1600 Meter (Südfuss der Rocchetta nächst dem Cereda- 
Pass). Noch viel bedeutender ist die Senkung in der Richtung gegen 






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Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. ^ji 

Osten, wie aus den Höhenzahlen für Cencenighe (775 Meter nach 
Trinker) und Taibon (617 Meter nach Trinker) klar hervorgeht. 

Die an die Nordseite des Primiero-Riflfs sich anlagernde Tuff- 
partie der Cima di Pape und des Cimone della Stia bildet den 
südlichsten Theil einer zwischen AUeghe und Sottoguda sich ab- 
zweigenden Bucht des grossen badiotischen Mergelbeckens. Da 
gegenwärtig der Zusammenhang durch die Denudation im Gebiete 
von Val di Canali völlig aufgehoben und in orographischer Beziehung 
der Zug der Cima di Pape innig mit dem Primiero-Riff verbunden 
ist, so empfiehlt es sich, beide im Zusammenhange zu besprechen. 

Wir beginnen im Anschlüsse an die Civetta-Gruppe mit den 
Palle di San Lucano, jenem stolzen Felsenberge, welcher im 
Panorama von Agordo die nordnordwestliche Aussicht sperrt und 
durch seine Form und Tracht das Bild des Schiern in die 
Erinnerung des Beschauers ruft. Die in der Tiefe sich schlucht- 
artig verengende Erosionsrinne des Cordevole trennt die Palle di 
San Lucano von dem tafelförmig abgestutzten Dolomitberge zwischen 
Val Comparsa und dem Cordevole, welcher das Südcap des Monte 
Alto di Pelsa bildet. Durch die Lücke blickt von Norden her der 
schwarze Monte Pezza und hoch über diesem die hohe nackte Fels- 
mauer der Marmolata in den tiefen warmen Thalkessel von Agordo. 

Der Agordo zugewendete südliche Steilabfall der Palle di San 
Lucano lässt bei näherer Betrachtung (vgl. das Lichtbild ,Die Palle 
di San Lucano, von Agordo*) in der Hauptmasse des Dolomits 
unterhalb der durch dünne Schichtung ausgezeichneten Raibler und 
Dachsteinschichten, welche die höchste Gipfelpartie zusammensetzen, 
Andeutungen einer dickbankigen Schichtung erkennen. Die jenseits 
des Cordevole gelegenen Steilabstürze oberhalb Listolade zeigen 
genau correspondirend die gleichen Schichtfugen. Obwol die ein- 
zelnen Schichtenlinien dem Auge von ferne vollkommen regelmässig 
und geradflächig erscheinen, so setzen dieselben doch nicht 
ununterbrochen durch die ganze Erstreckung der Wände fort. Hier 
verlieren sich die Schichttheilungen und verschmelzen mehrere Bänke 
zu. einer Masse, dort theilt sich eine Masse in eine Anzahl von bald 
stärkeren, bald schwächeren Bänken. Die Steilwände am linken 
Cordevole -Ufer oberhalb Listolade zeigen insbesondere in den 
höchsten, unmittelbar unter den Raibler Schichten gelegenen Wand- 
partien eine ziemlich regelmässige Theilung in dünnere Bänke. 

Das Thal von San Lucano, welches ein einfaches Erosionsthal 
zu sein scheint, durchschneidet zwischen Col und San Lucano das 
Primiero-Riff in annähernd longitudinaler Richtung bis zu den die 
Unterlage des Riffs bildenden Werfener Schichten. Der Schnitt fällt 



332 



Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 



nahezu in die Mitte des hier ausserordentlich schmalen Riffs. Zur 
Beurtheilung der Breitenausdehnung des Riffs gegen Süden gibt uns 
der Monte Piss vortreffliche Anhaltspunkte. Es zeigt nämlich dieser 
Berg, welcher seiner Lage nach dem Monte Framont entspricht, steil 
südlich geneigte Ueberguss-Schichtung, welche eine nahegelegene 
heteropische Grenze mit Sicherheit andeutet. Wir dürfen daher wol 
annehmen, dass das von Osten her bei Agordo bis an den Corde- 
vole reichende heteropische Gebiet sich einstens im Süden der 
Dolomitwände des Monte Piss, Monte Agnaro u. s. f. in die heute 
bis auf den Thonglimmerschiefer denudirte Landschaft im Westen 
des Cordevole fortsetzte. Die Nordg^renze des Riffs wird durch die 
Augitporphyrlaven und Tuffe der Cima di Pape bezeichnet. Die 
Aufschlüsse an der heteropischen Grenze sind allenthalben ausser- 
ordentlich klar und lehrreich. 

Vielleicht den besten und bequemsten Einblick in die gross- 
artig angelegten Verhältnisse dieses Riffs gewährt der Uebergang 
von Val di San Lucano über die Forcella Gesuretta nach Gares. 
In der Nähe von Col gabelt sich das Thal von San Lucano. Ein 
südwärts gerichteter Ast, Val d'Angoraz, schneidet tief in das 
Dolomitgebirge ein. Ihm gegenüber zieht das Val di Rejane bis 
oberhalb Pont in nördlicher, dann in westlicher Richtung zur 
Forcella Gesuretta. Bereits bei Col erscheinen über der Dolomitbank 
des oberen Muschelkalks dünngeschichtete Bänderkalke mit Zwischen- 
lagen von festen Sandsteinen und Pietra verde (Buchensteiner 
Schichten). Dieselben nehmen aufwärts gegen Pont an Mächtigkeit 
zu, während sie gegen Osten und Süden allmählich in den Dolomit- 
massen verschwinden. Bei Pont sieht man vorne in der schmalen 
Thalöffnung gegen Norden die Buchdnsteiner Schichten von Augit- 
porphyrlaven überlagert. Auf der Ost- und Westseite der Thalschlucht 
dagegen unterteufen dieselben Buchensteiner Schichten den oberen 



Val di 
San Lucano 



Falle di San Lucano 



Cima di Pape 



SO. 




NW. 



Die heteropische Orenxe am Nord^ehKnge der Falle di San Lucano. 

a = Werfener Schichten; b = Unterer Muschelkalk; c = Oberer Muschelkalk; c> = Oberer 

Muschelkalk und Buchensiciner Dolomit; d = Buchensteiner Schichten ; e = Au^itporphvrlaven ; 

r = Wengencr und Cassianer Dolumit; g = Raibler Schichten; h = DachstcinKatk. 



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Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 333 

Dolomit. An dieser merkwürdigen Stelle ist sonach der Zusammen- 
hang der Falle di San Lucano mit der Hauptmasse des Primiero- 
Riffs durch Erosion unterbrochen, und man verlässt durch diese 
Thalpforte das Innere eines Riffs. Die Buchensteiner Schichten 
greifen in das Riff ein. 

Längs des ganzen Nordabfalls der Falle di San Lucano und 
des Coston di Miel ist nun die Aussen- und Böschungsfläche des 
Riffs prachtvoll entblösst. Die Ueberguss- Schichten zeigen sich 
kaum irgendwo so grossartig und so deutlich. Ihre Neigung ent- 
spricht der Riffböschung. Wo die Denudation bereits stärker von 
unten gegen oben vorgeschritten ist, da sieht man die in ihrer 
Stärke wechselnden, aber im Allgemeinen ziemlich mächtigen 
Schichtenköpfe der Ueberguss-Schichten. Unser Lichtbild , Blick von 
der Forcella Gesuretta gegen ONO.* zeigt die entblösste Riff- 
böschung der Falle di San Lucano und die Anlagerung des wol- 
geschichteten Systems von Tuffen und Laven. Auch die Ueber- 
guss-Schichtung ist deutlich erkennbar. InVal di Rejane beobachtete 
ich an der heteropischen Grenze dünngeschichtete graue dolomitische 
Kalke mit thonig belegten Schichtflächen. Von Fossilien wurden im 
Dolomit sowie im Kalk nur Korallenreste bemerkt. Grössere 
Korallenstöcke scheinen im Dolomit nicht selten zu sein. Von den 
gelben fossilreichen Cipitkalken der nördlichen Riffe fand sich hier, 
ebenso wie am Monte Framont, keine Spur. 

Im Süden der Forcella Gesuretta greift eine im Osten und 
Westen der Riffböschung frei aufgelagerte Zunge von Augit- 
porphyrlaven noch hoch auf die Riffböschung zurück und bildet 
die Kuppe des Monte Campo Boaro. Es wird hier offenbar, dass 
die wolerhaltenen Riffböschungen der Umgebung erst vor ver- 
hältnissmässig kurzer Zeit von den angelagerten heteropischen 
Bildungen entblösst worden sein müssen. Die Zunge des Monte 
Campo Boaro ist ein letzter Denudationsrelict dieser Hülle in den 
oberen Regionen der Riffböschung, welcher sich bei der sehr 
massigen Neigung der Böschung leichter erhalten konnte. 

In dem grossartigen Felsen-Amphitheater, welches das Val 
delle Comelle umgibt, sieht man ringsum die theilweise selbst in 
der Zeichnung der Karte zum Ausdrucke gelangende Ueberguss- 
Schichtung. Da von unten her die Denudation schon einige Fort- 
schritte gemacht hat, so treten, ähnlich wie am Cipiter Gehänge des 
Schiern, die Schichtflächen der Ueberguss-Schichtung gegen oben 
terrassenförmig zurück, während die abgerissenen Schichtköpfe die 
steilen Wandpartien zwischen den Terrassen bilden. Wir schliessen 
daraus, dass das Riff hier einen einspringenden Winkel besass, in 



Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 




Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. jjj 

welchen sich die gegen oben an Ausdehnung stets zunehmenden 
heteropischen Bildungen hinein erstreckten. 

Längs der Cima Fuocobono und dem Monte Cimone della Stia 
herrschen genau dieselben Verhältnisse, wie zwischen den Falle di 
San Lucano und der Cima di Pape: Steile Riflfböschung, aus- 
gezeichnete Ueberguss-Schichtung und Anlagerung der Laven und 
Tuffe an die Riffböschung. 

Der westlichste Ausläufer der Tuffe findet sich auf der 
tirolisch-venetianischen Grenze in einer kleinen isolirten Kuppe vor 
der Dolomitsteilwand. 

Man muss, da das Riff mit continuirlicher Böschung bis oben 
stets zurücktritt, annehmen, dass über den Tuffen und Laven die 
Wengener Sandsteine und Cassianer Mergel vorhanden waren und 
durch die Denudation entfernt wurden. Vielleicht finden sich bei 
eingehender Untersuchung noch einige Reste von Wengener Sand- 
steinen über den Tuffen. Im Norden erscheinen unter den Laven 
und Tuffen, wie überall in den rifffreien Gebieten, die normalen 
Buchensteiner Schichten. 

Die heteropische Grenze auf der dem Cordevole zugeke^lrten 
Nordabdachung der Falle di San Lucano habe ich nicht näher 
untersuchen können. Doch herrschen daselbst offenbar dieselben 
Verhältnisse wie weiter im Westen. Man sieht vom Cordevole aus 
deutlich die Grenzgegend. Werfener Schichten und Muschelkalk 
bilden die gemeinsame Unterlage des Riffs und der rifffreien 
Region. 

Im Gebiete der Werfener Schichten gegen das Canale-Thal zu 
herrschen manigfache Schichtstörungen, welche einer mit dem 
Canale-Thal zwischen Falcade und Cencenighe zusammenfallenden 
Verwerfungslinie zuzuschreiben sein dürften. In die westliche Fort- 
setzung dieser Störungslinie fällt der grossartige Gewölbaufbruch 
des Quarzporphyrs der Bocche, welcher auf seiner Südseite entweder 
von einem Abrutschen des Südschenkels oder von förmlichen Ver- 
werfungen begleitet ist. 

Eine ziemlich bedeutende Querverwerfung setzt zwischen Val 
di Fuocobono und dem tirolisch-venetianischen Grenzrücken, welcher 
vom Fasso di Valles über Cala dora zu den Dolomitsteilwänden 
zieht, durch. Diese bei den prachtvollen Aufschlüssen der hoch- 
gelegenen Gegend weithin sichtbare Verwerfung hat das plötzliche 
Absinken des östlichen Gebietes zur Folge. Westlich von der Ver- 
werfung liegt in bedeutender Höhe ein am Fasso di Valles (2027 M.) 
beginnender Zug von Grödener Sandstein, Bellerophon-Schichten 



336 I^'* Hochtipen von Zoldo, Agocdo und Primiero. 



Sil» 

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iii. 'i 



"? ■ 1 






Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 99^ 

und Werfener Schichten, welcher mit flachem Südfallen das hohe 
Dolomitgebirge im Süden unterteuft. Die weissen Gypsbänke der 
unteren BeUerophon - Schichten contrastiren hier lebhaft von den 
dunkel gefärbten höheren Schichten und lassen sich weithin an 
dem Nordabfall des erwähnten Grenzrückens verfolgen. 

In nahezu schwebender Lagerung zieht von hier die Unter- 
lage des isopischen Dolomitriffs am Fusse der Cima di Vezzana 
vorüber bis zum westlichen Eckpfeiler des Cimon della Pala nächst 
Rolle. Der untere Muschelkalk liegt zwischen den Isohypsen von 
2200 — 2300 M. Das schichtungslose Riff ragt in Denudations-Steil- 
wänden empor. Von Ueberguss-Schichtung ist nichts wahrzunehmen*). 

Vor dem Riffe breitet sich ein ausgedehntes Hügelland aus, 
welches die berühmten Alpentriften von Juribello und Veneggie 
trägt und von den unteren Gliedern der Trias und den oberen 
permischen Bildungen zusammengesetzt wird. Das Thal von 
Veneggie bis zu seiner Vereinigung mit dem vom Valles- Passe 
kommenden Thalaste scheint einer kleinen Querverwerfung zu 
entsprechen, indem vom Fusse der Dolomitsteilwände an die 
Werfener Schichten südlich von Veneggie anticlinal nach Norden 
sich senken, während im Norden des Thaies von Veneggie, wie 
schon oben erwähnt wurde, flaches Südfallen herrscht. Einige 
untergeordnete Brüche sind übrigens auch in diesem nördlichen 
Gebirgstheile bemerkbar. So fällt insbesondere das Fehlen des 
Grödener Sandsteines zwischen Quarzporphyr und Bellerophon- 
Schichten in dem zum Valles-Passe führenden Graben auf. Das 
südliche Gebiet, welches in dem gegen Norden abdachenden Monte 
Castellazzo einen Denudationsrelict der einstigen Dolomitbedeckung 
besitzt, ist im Norden zwischen der Mündung des Veneggie-Thales 
und Paneveggio durch eine Längsverwerfung begrenzt, welche, den 
Südrand des Bocche-Aufbruches bezeichnend, aus der Gegend des 
Valles-Passes bis zum Westfusse des Dossaccio zu verfolgen ist. 



*) Herr G. Merzbacher, welcher den Cimon dclIa Pala erstieg, berichtet 
(Zeitschr. d. D. u. Oest. Alpenvereins, 1878, S. 5a), dass dieser Berg aus weissem 
Dolomit, einem porös zuckerkörnigen Gesteine bestehe und „keinerlei bemerkbare 
EinSchichtungen anderen Materials'' enthalte. Von einer eigentlichen regelmässigen 
Schichtung sei nichts zu bemerken. „Der Aufbau des Berges besteht vielmehr aus 
riesigen übereinander gethOrmten Blöcken und Klumpen mit unregelmässigen Tren- 
nungsflächen. Hie und da finden sich zwischen diesen Trennungsflächen Adern 
gelblichen Kalkes eingezogen. Erst weit oben gegen den Gipfel waren wieder An- 
läufe zu regelmässigerer Schichtung bemerkbar, die aber — so weit verfolgbar — 
auch nicht consequent regelmässig verliefen.'* 

Mojsisovics, Dolomitriffe. 22 



338 



Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 



In dieser Gegend begegnen wir bereits nicht selten Melaphyr- 
gangen, peripherischen Ausläufern des vulcanischen Herdes von 
Predazzo. Im Dolomite des Castellazzo sind dieselben leicht zu 
bemerken. Etwas schwieriger ist die Auffindung und Verfolgung in 
dem rasenbewachsenen Sandstein-Plateau von Juribello. Herr Forst- 
verwalter Wallnöfer in Predazzo theilte mir mit, dass er bei den 
Vermessungen dieser Gegenden zahlreiche theils N.-S., theils 
NO.-SW. streichende Melaphyrgänge im Grödener Sandstein von 
Juribello und im Quarzporphyr des Colbricon beobachtet habe. 

Ueber die in landschaftlicher Beziehung so überaus grossartige 
Westseite des Primiero-Riffs wäre kaum etwas zu berichten, wenn 
nicht einige tektonische Störungen etwas Abwechslung in die sonst 
überaus einfachen Verhältnisse brächten. 

Vom Rolle -Pass aus senken sich Grödener Sandstein und 
Bellerophon-Schichten jäh in das hier entspringende Cismone-Thal 
abwärts. Dieser plötzlichen Senkung entspricht ein stufenjförmiges 
Absinken des Quarzporphyrs. Unterhalb des nach Norden ab- 
dachenden Cavallazza, auf der Ostseite desselben, zieht sich eine 



CavalUzza 



Cismone-Thal 



O. 




W. 



o = Quarzporphyr; b = Grödener Sandstein; e = Bellerophon-Schichten ; d = Werfencr 

Schichten. 

Terrasse hin, welcher Grödener Sandstein auflagert. Dort, wo die 
neue Strasse in weiten Serpentinen den Abstieg über die starke 
Thalsenkung beginnt, vereinigt sich dieser Grödener Sandstein mit 
dem durch das Cismone-Thal ziehenden Hauptzuge. Die Verwerfung, 
welche die untere Porphyrscholle von der oberen (Cavalazza) trennt, 
endigt sodann im Norden am Rolle-Pass, wo sich der im Hangenden 
der Cavalazza-Scholle befindliche Grödener Sandstein mit dem Cis- 
mone-Zug vereinigt. Dasselbe Verhältniss wiederholt sich augen- 
scheinlich unterhalb der steilen Strassensenkung. Die Porphyrterrasse 
mit dem aufgelagerten Grödener Sandstein verhält sich nämlich 
gerade so zu dem tieferen, gegen San Martino streichenden Cis- 
mone-Zug, wie oben der Cavalazza zu der unteren Porphyrterrasse. 
Es ist nun in hohem Grade auffallend, am Fusse der Dolomit- 
steilwand des Cimon della Pala eine Verschiebung wahrzunehmen, 



Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und primiero. ^^9 

welche im geraden Gegensatze zu diesem Systeme von Störungen 
zu stehen scheint Einem aufmerksamen Beobachter wird es nicht 
entgehen, dass die hohe schlanke Gestalt des Cimon della Pala sich 
nicht unmittelbar aus der das Wassergebiet des Travignolo-Baches 
abschliessenden Dolomitsteilwand erhebt, sondern etwas hinter der- 
selben zurück gegen Süden steht. Eine nähere Untersuchung lehrt 
nun, dass die vordere Dolomitmauer durch eine nicht unbedeutende 
Verwerfur^ von dem Körper des Cimon della Pala getrennt ist 
Man bemerkt bereits von Rolle aus, dass die Werfener Schichten 
am Fusse des Cimon della Pala viel höher hinauf reichen, als an 
der vorderen Dolomitwand. Aber erst etwas weiter im Süden hat 
man den vollen Anblick der eigenthümlichen Störung. Anstatt dass, 
entsprechend der allgemeinen Senkung des Gebirges, ein Absinken 
stattgefunden hätte, erscheint am Cimon della Pala das Gebirge in 
die Höhe gestaut. Die Werfener Schichten reichen hoch an den 
Wänden hinauf und stossen im Norden an der Verwerfungslinie 
am Dolomite der vorderen horizontal lagernden Gebirgspartie ab*). 




•■ = Werfener Schichten; i = Unlerer Muachdkslk; e = Oberer Maichdkalk und Duehcnsteincr 
Dolomil; d = WenEcner und Cauiiner DolamiC. 

Der Cimon della Pala verdankt sonach seine dominirende 
Höhe {3220 M.) einer abnormen. Örtlichen Aufstauung des Gebirges. 
Seine kühne abenteuerliche Gestalt ist selbstverständlich nur das 
Werk der Denudation. 



*) Die ausserordentliche BrQchigkeit, durch welche nach G. Merzbacher 
(Zeitschr. d. D. u. Oest. Alpen Vereins, 1878, S. 67) die Felswände des Cimon della 
Pala und der Vczzana auf der Rolle zugewendeten Seile im Gegensatz zu den 
Nachbarbergen und zu den SQdwanden der genannten Berge selbst sich auszeichnen, 
röhrt wol von dieser Verwerfung her. 



^AQ Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 

Vom Cimon della Pala an sinken dann auch die Werfener 
Schichten gegen Süden allmählich und regelmässig in tiefere 
Höhenzonen. 

Eine andere Erscheinung, welche unser Interesse erregt, ist 
das rasche Abnehmen und Auskeilen des Quarzporphyrs südlich 
von San Martino. 

Unterhalb San Martino trifft das die Unterlage des Quarz- 
porphyrs bildende Phyllitgebirge, von Westen her aus der Gruppe 
der Cima d'Asta herüberstreichend, das Cismone-Thal. Der Phyllit 
nimmt hier nordsüdliches Streichen an und setzt sofort auch auf 
die linke Thalseite, so dass er mit dem triadischen Dolomitgebirge 
in Einem Gehänge erscheint. Der Quarzporphyr nimmt gleichzeitig 
auffallend an Mächtigkeit ab und verliert sich endlich ganz. Nach- 
dem man kurz zuvor den Quarzporphyr noch Berge bilden sah, 
so drängt sich dem Reisenden zunächst der Gedanke auf, dass der 
Quarzporphyr an einem dem Streichen des Thaies folgenden 
Bruche in die Tiefe gesunken sei. Die unterhalb des Rolle-Passes 
beobachteten Verwerfungserscheinungen lassen eine solche Annahme 
sehr natürlich erscheinen. Indessen lehrt die weitere Untersuchung 
an der Südseite der Gruppe des Cimon della Pala, dass die Ver- 
hältnisse anders liegen. Die Quarzporphyrdecke nimmt thatsächlich 
rasch an Stärke ab und keilt, unregelmässige, zipfelformige Aus- 
läufer aussendend, vollständig aus. 

Bis zu dem tief (715 M.) gelegenen Fiera di Primiero führt 
die Strasse in den krystallinischen Schiefem, welche sich nun in 
einer schmalen Zone, der Südseite unserer Gebirgsgruppe folgend, 
über den Einschnitt des Cereda-Passes fortziehen und mit dem 
breiten Streifen krystallinischer Schiefer, welcher zwischen Agordo 
und Vallalta auf der Nordseite des Bruchrandes der Valsugana- 
Spalte zu Tage tritt, verbinden. Zwischen Vallalta und Primiero 
bezeichnen die Phyllite nicht den Verlauf der grossen Bruchlinie, 
sondern einen anticlinalen Aufbruch mit steil südlich einfallendem 
Schenkel. Der Hauptbruch setzt im Süden des Sasso di Mur mitten 
durch das Kalkgebirge. Wir werden des orographischen Zusammen- 
hanges wegen diese im Süden des Phyllit-Zuges liegende Scholle 
des Primiero-Riffs erst im XIV. Capitel in Verbindung mit dem an 
der Valsugana-Spalte abgesunkenen Gebirge besprechen. 

Die tieferen Gebirgsglieder bilden nordöstlich von Primiero 
am Fusse der hohen, zackenreichen Dolomitmauem des Sass maor 
(Sasso maggiore), der Cima della Fradusta u. s. f. ein ziemlich 
breites Mittelgebirge, dem das Belvedere (1307 M.) als culminirender 
Punkt angehört. Mächtige ausgedehnte Moränen-Ablagerungen eines 



Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 3^,1 

in der Rückzugsperiode der grossen Gletscher aus dem benach- 
barten Dolomithochgebirge niedersteigenden Gletschers bedecken 
nicht nur die ganze Mittelgebirgsterrasse, in welcher auch das 
herrliche Val Canali eingeschnitten ist, sondern reichen an viden 
Stellen auch tief herab auf den Gehängen gegen den Cismone, die 
Beobachtung und Verfolgung des anstehenden Gesteins sehr er- 
schwerend. Wenn man vom Beivedere aus sieht, dass der unver- 
gleichliche Halbrund von Felsmauern, welcher das Val Canali 
umschliesst, sich über hoch hinanreichenden Werfener Schichten 
erhebt, so würde man meinen, bereits tief in den Phylliten zu 
stehen. Hat man aber den Aufstieg nicht über Glacialschutt aus- 
geführt und hat man z. B; für denselben den von Tonadico hoch 
ühier dem Einschnitt des Torrente Canaii auf das Plateau führenden 
Weg benützt, so weiss man, dass man auf dem Beivedere über 
Werfener Schichten steht. Von Tonadico thaleinwarts hat man 
zunächst steil NNO. fallenden Thonglimmerschiefer neben sich, in 
der Nähe einer in der Thalsohle stehenden Capelle folgt sodann 
Grödener Sandstein, diesem in bedeutender Mächtigkeit und mit 
reichlichem Gesteinswechsel der Complex der Bellerophon-Schichten. 
Ein Fetzen von Grödener Sandstein und Bellerophon - Schichten 
hängt auch jenseits auf dem linken Ufer des Baches am Phyllit- 
gehänge. Die ganze Breite der Thalsohle wird nun an der Vereini- 
gung des Torrente Canali mit dem vom Cereda-Passe kommenden 
Bache von hohen Moränenhügeln eingenommen. Die Burgruine 
Castell Pietra klebt auf einem riesigen, auf der Höhe des Moränen- 
walles thronenden Dolomitblocke. Auf dem Abhänge des Beivedere 

Uehiage de* Beivedere Cimi d'OJIio Gegend d» Cercdi-P»«» 



Streue Cislell Pietra Trt. Canali 

T UorlBBikraiu d« Val Canali In Piliiilaro, (caehen von Tonadico. 

[Nach einer pholographiiehsn Anfinlime dei Verfaueri.J 



^A2 ^ie Hochalpen von Zoldo/ Agordo und Primiero. 

gegen den Torrente Canali dagegen sind über den BeUerophon- 
Schichten ziemlich hoch hinan die Werfener Schichten, unten aus 
vorherrschend kalkigen, grauen, gegen oben aus rothen schiefrigen 
Gesteinen bestehend, trefflich entblösst. 

Ein Gang zum Cereda-Pass klärt nun den Zusammenhang auf. 
Nachdem rrian die Moränenzone des Castell Pietra passirt hat, trifft 
man etwa 300 Meter über dem Grödener Sandstein von Tonadico 
auf Quarzporphyr, welcher, bevor die Passhöhe erreicht ist, sich 
auf die südliche Thalseite hinüberzieht. Es folgen dann regelmässig 
Grödener Sandstein und Bellerophon-Schichten als normale Unter- 
lage jener oberen Werfener Schichten, welchen das Dolomithoch- 
gebirge im Norden aufgesetzt ist. 

Das Val Canali entspricht daher einer Verwerfung, und das 
Belvedere ist ein, von dieser Verwerfung im Osten begrenzter, ab- 
gesunkener Gebirgstheil. 

Auf dem Wege vom Cereda-Passe nach Mis begegnet man 
mehreren, den Phyllit durchsetzenden Melaphyrgängen. Ob man 
dieselben als ursprünglich blinde, durch die Denudation nachträglich 
blossgelegte Gänge oder als seitliche Ausläufer eines im Süden der 
Valsugana- Bruchlinie gelegenen, gegenwärtig verhüllten Eruptions- 
herdes zu betrachten habe, muss unentschieden bleiben. Wenn man 
von der Möglichkeit der letzteren Alternative absieht, und blos 
die heutigen Aufschlüsse in Betracht zieht, so ergibt sich für die 
Melaphyrgänge von Mis im Verhältniss zu den Eruptionscentren 
von Fassa und Fleims eine ganz analoge Stellung, wie für die 
Melaphyrgänge der Klausener Gegend. Man könnte sich sehr gut 
vorstellen, dass in grösseren Entfernungen von den Eruptionsherden 
die intrusive Thätigkeit in immer tieferen Schichtcomplexen ihr 
Ende finden muss, oder mit anderen Worten, dass in den 
peripherischen Regionen der eruptiven Thätigkeit blos blinde, 
gegen aussen geschlossene Gänge vorkommen können. 

In der Gegend von Mis keilt sich der Quarzporphyr von 
Cereda im Verrucano - Conglomerat vollständig aus. Die strati- 
graphische Rolle des Quarzporphyrs übernimmt nun ganz der 
Verrucano, welcher ausser QuarzgeröUen auch zahlreiche Porphyr- 
blöcke einschliesst. 

Beiläufig in derselben Gegend tritt in dem Dolomitriff, welches 
auf der West- und Südseite bisher eine vollkommen isopische 
Masse bildete, ein bemerkenswerther und selbst aus grösserer Ent- 
fernung kenntlicher heteropischer Wechsel ein. Es schalten sich 
zwischen dem Dolomit des oberen Muschelkalks und der höheren 



Die Hochalpen von Zoldo, Agordo und Primiero. 3^3 

Hauptmasse des Dolomits typische Buchensteiner Schichten (Bänder- 
und Knollenkalke, Pietra verde) ein, welche nun in nordöstlicher 
Richtung fortsetzen. Es bestätigt dieses Eingreifen heteropischer 
Bildungen unsere oben (s. S. 332) ausgesprochene Vermuthung, 
dass das heteropische Gebiet, welches heute bei Agordo sein 
westliches Ende findet, sich einstens über den Cordevole am Süd- 
rande der heutigen Dolomitgrenzen gegen Westen verbreitete. 

Das Phyllitgebirge , welches zwischen Vallalta und Val 
Imperina von der Valsugana - Bruchlinie im Süden abgeschnitten 
wird und im Monte Gardellon und im Col Armarolo seine grössten 
Höhen erreicht, unterteuft mit nordwestlichem Fallen regelmässig 
die permischen und triadischen Bildungen im Norden. Es behält 
diese Fallrichtung bis zum Cordevole bei, während zwischen 
Frassene und Taibon grössere Unregelmässigkeiten in der Lagerung 
der permischen und untertriadischen Schichten eintreten. Es scheint 
eine Verwerfung längs der Dolomitgrenze hinzulaufen, in Folge 
welcher Monte Agnaro und Monte Piss in die vor ihnen im Süden 
und Osten gelegenen Werfener Schichten wie eingesenkt erscheinen. 
Bei Frassene fallen auch die permischen Schichten vom Gebirge 
weg gegen den Thonglimmerschiefer. Unten am Cordevole dagegen 
schiessen die permischen Bildungen wieder regelmässig gegen 
Norden ein. 

Zahlreich und auffallend sind im Phyllitgebirge von Agordo 
die Spuren einstiger Vergletscherung. Rundhücker kommen häufig 
vor und über das ganze Phyllitgebirge hin sind grosse und kleine, 
aus den nördlichen Gegenden stammende Dolomitblöcke aus- 
gestreut. Der berühmte „Sasso della Margherita* im Imperina-Thal, 
aus welchem die von W. Fuchs gesammelten und von Fr. v. Hauer*) 
beschriebenen Fossilien des »Crinoidenkalkes (Fuchs)* stammen, 
ist nichts weiter, als ein grosser erratischer Block, welcher frei dem 
Phyllit auflagert und im Monte Agnaro oder Monte Piss seine 
muthmassliche Heimat haben dürfte. 

Die beiden an der Bruchlinie gelegenen Erzlagerstätten von 
Val Imperina und Vallalta werden wir im XIV. Capitel bei der 
Schilderung der Valsugana-Spalte besprechen. 



♦) Denkschr. d. k. k. Akad. d. Wiss. Wien, Bd. II. 



XIL CAPITEL. 
Der altvulcanische District von Passa und Pleims. 

Die Gruppe des SaKso Bianco. - Der Marmolata-Stock mit dem vorgelagerten Augitporphyr- 
Gebirge. - Fossilien im Marmolata-Kalk. - Heteropische Grenze des Marmolata-Rmes. - Die 
Gruppe des Sasso di Dam (Buffaure-Gebirge). - Der Monzoni-Stock mit dem Gebirge zwischen 
der Forca Rossa und dem Fassa-Thal. - Gontact-Erscheinungen. - Parallele zwischen dem Vesuv 
und dem Monzoni. - Eigenthümlichc Einsenkungen an der Peripherie des Eruptivstockes. - 
Der Fleimser EruptivstocK mit dem umgebenden Kalkgebirge. - Fossilien des unteren Wengener 
Dolomits. - Die «Fleimser Eruptionsspalte*. - Der Granit von Predazzo. - Vorherrschende 
Gangrichtungen. - Gontact-Erscheinungfen. - Alter der Eruptivstöcke. - Eine dritte, altere 
Eruptionsstelle im oberen Fassa. - Die Gegend am rechten Avisio-Ufer zwischen Tesero 

und Castello. 

Wir gelangen in diesem Capitel zur Schilderung der Erup- 
tionsstellen unserer norischen Augitporphyrlaven. Wir betreten 
damit ein Gebiet, welches fast von allen bedeutenden Geologen 
dieses Jahrhunderts besucht und in zahlreichen grösseren und 
kleineren Abhandlungen beschrieben worden ist. 

In der Literatur über diese Gegenden spiegelt sich die 
Geschichte des Fortschrittes der geologischen Auffassung unserer 
Zeit. Die alte Fehde zwischen den Plutonisten und Neptunisten ist 
nun ausgeklungen und die Anhänger dieser beiden Richtungen 
lenken nicht mehr ihre Schritte nach den berühmten Stellen in Fleims 
und Fassa, wo Syenite und andere vollkrystalHnische plutonische 
Gesteine mit Meeresablagerungen in Berührung treten, um fiir ihre 
Anschauungen Beweise zu suchen. Für zahlreiche wichtige Fragen 
der dynamischen und chemischen Geologie bieten jedoch die so 
überaus lehrreichen und günstigen Aufschlüsse von Fleims und 
Fassa noch immer ein unvergleichliches Beobachtungsfeld, welches 
noch lange nicht genügend und erschöpfend erforscht ist. 

Eine detaillirte Schilderung der Eruptionsstellen, soweit eine 
solche nämlich nach dem heutigen Stande unseres Wissens gegeben 
werden könnte, liegt nicht im Plane dieser Arbeit. Wir müssen uns 
mit der Darstellung der tektonischen Verhältnisse und der allgemeinen 
Beziehungen der durchsetzten Gesteine zu den durchsetzenden 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. ^^j 

begnügen und verweisen hinsichtlich petrographischer und para- 
genetischer Details auf die seit v. Richthofen^s grundlegender 
Monographie erschienenen Specialschriften von B. v. Cotta *), 
Lapparent**), Scheerer ***), Tschermakf), Lemberg ff), 
G. vom Rath ftt)» Doelter *t) und Hansel **t)- 

Des orographischen Zusammenhanges wegen behandeln wir 
in diesem Abschnitt auch den Stock des Marmolata, das Gebirge 
zwischen dem Biois und der Pettorina (Gruppe des Sasso Bianco), 
das Augitporphyr-Gebirge am rechten Cordevole-Ufer oberhalb 
Caprile nebst der an dieses sich anschliessenden Gruppe des 
Buffaure. Es sind dies zum Theil Gebiete, welche bereits ausserhalb 
der Peripherie der eruptiven Thätigkeit liegen. 

Die jüngsten Bildungen reichen über die Zeit der Wengener 
Schichten nicht hinaus. 

In heteropischer Beziehung zerfällt das Gebiet in zwei scharf 
begrenzte Regionen. Der peripherische Strich im Osten und im 
Norden (am Cordevole und im oberen Fassa) gehört dem Laven- 
und Tuffgebiet an ; den ganzen Süden und Westen dagegen nimmt 
eine ursprünglich unter sich und mit dem Rosengarten im Norden 
und dem Primiero-RifT im Süden zusammenhängende Dolomit- 
masse ein. 

Die beiden bekannten Eruptionsstellen von Fassa (Monzoni) 
und von Fleims befinden sich im Dolomit. Ein drittes etwas älteres 
Eruptionscentrum dürfte, wie wir sehen werden, im Lavengebiete 
des oberen Fassa bestanden haben. 



*) Alter der granitischen Gesteine von Predazzo und Monzon in SOdtirol, 
N. Jahrb. v. Leonhard und Geinitz, i863. 

*♦) Sur la Constitution gdologique du Tyrol m^ridional. Annales des mines. T. VI. 
**•) Ueber die chemische Constitution der Plutonite. Festschrift zum Frei- 
berger Jubiläum. Dresden, 1866. 

t) Die Porphyrgesteine Oesterreichs. 
tt) Ueber die Contactbildungen bei Predazzo. Zeitschr. D. Geol. Ges. 1873. — 
lieber Gesteinsumbildungen bei Predazzo und am Monzoni. A. a. O. 1877* 

ttt) Beiträge zur Petrographie. 11. Ueber die Gesteine des Monzoni. Zeitschr. 
D. üeol. Ges. 1875. 

*t) ^er geologische Bau, die Gesteine und Mineralien des Monzoni-Gebirges. 
Jahrb. Geol. R.-A. 1873. — Ueber die Eruptivgebilde von Fleims nebst einigen 
Bemerkungen Ober den Bau der alteren Vulcane. Sitz.>Ber. Akad. d. Wiss. Wien, 
1876, Decemberheft. — Beitr. z. Mineralogie des Fassa- und Fleimser Thaies. 
1. Jahrb. Geol. R.-A. 1875. 11. A. a. O. 1877. — Ueber die mineralogische Zu- 
sammensetzung der Melaphyre und Augitporphyre Südtirols. Jahrb. Geol. R.-A. 1873. 
♦♦t) l^Jc petrographische Beschaffenheit des Monzonits von Predazzo. Jahrb. 
Geol. R.-A. 1878. 



Der alivulcan lache Disirict von Fassa und Fldm«. 

I. Die Gruppe des Sasso Bianco. 

iine westöstlich verlaufende Tiefenlinie — St. Pellegrin-Biois — 
zwischen Moena und Cencenighe eine bequeme und mit 
en Kosten in fahrbaren Zustand zu versetzende Verbindung 
en dem Avisio- {Fassa-) und dem Cordevole-Thal her. 
'Jördhch von dieser Thalfurche erhebt sich eine hohe Gebirgs- 

über welche nur an wenigen Stellen begangene Pfade in die 
r Nordseite des Gebirges ausstrahlenden Seitenthäler fuhren. 
:inzige bedeutendere Einsattlung, welche die Bezeichnung 
■ in Anspruch zu nehmen berechtigt ist, ist die Forca Rossa 
en der Cima di Val Fredda und dem Monte Alto, welche eine 
verliehe und selten betretene Verbindung zwischen dem im 

des Gebirges eingeschnittenen Val Fredda und dem oberhalb 
:rai di Sottoguda mit dem Pettorina-Thal sich vereinigenden 

Franzedaz vermittelt. Die Dolomitmauer ist an dieser Stelle 
ndig durchbrochen. Mit Ausnahme des geringen Denudations- 

von Muschelkalk, welcher in der Karte als Col Beccher 
linet ist, bilden Werfener Schichten die Höhe des weiten 

Diese Einsattlung kann zweckmässig als Trennungslinie 
en dem Gebirge im Osten und im Westen benützt werden, 
n Osten der Val Fredda-Franzedaz-Linie befindliche, im Süden 
liois, im Norden von der Pettorina, im Osten vom Cordevole 
Lzte Gebirgsmassiv wollen wir als die Gruppe des Sasso 
I bezeichnen und in diesem Abschnitt besprechen. 
Vir beginnen mit der breiten, aus älteren Schichtgliedem 
Tiengesetzten Südabdachung, welche sich landschaftlich scharf 
;m aus Dolomit und Augitporphyrlaven bestehenden Gebirgs- 
; unterscheidet und durch tektonische Complicationen aus- 
(inet ist. 

i.usser der allmählichen Senkung der Gebirgsschichten gegen 
ardevole zu tritt eine weitere sprungweise sich vollziehende 
lg in der Richtung gegen Süden ein. Dieselbe beginnt bereits 
h von Val Fredda auf dem Gehänge nordöstlich von S. Pelle- 
in Folge einer hier in den Bellerophon-Schichten ansetzenden 
rfung. Oben, unter den Dolomitmauem der Cima di Val 
i streichen die Werfener Schichten, welche von der Campa- 
■Alpe herübersetzen, in grosser Höhe fort, so dass die 
agerung der Werfener Schichten durch den unteren Muschel- 
1 der Isohypse von 2300 Meter stattfindet. Südlich von der 
rfung erscheinen unterhalb der Bellerophon-Schichten abermals 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. ^47 

VVerfener Schichten, welche ihrerseits regelmässig von Bellerophon- 
Schichten, Grödener Sandstein und Quarzporphyr unterteuft werden. 
Dieser untere Zug von Werfener Schichten nimmt gegen Osten 
rasch an Breite zu. In der Gegend von Val Fredda spalten sich die 
oberen Bellerophon-Schichten in Folge einer zweiten Verwerfung 
neuerdings und bildet sich eine von Bellerophon-Schichten unter- 
teufte mittlere Scholle von Werfener Schichten, welche jedoch nur 
von kurzer Längserstreckung ist, da sich im Süden des Col Beccher 
die beiden oberen Züge der Bellerophon-Schichten wieder ver- 
einigen. Bis an den Fuss der aus diesen drei Zügen von Werfener 
Schichten gebildeten Steilwand fallen die Schichten scheinbar völlig 
concordant nordöstlich, vor der Steilwand aber neigen sich die 
Bellerophon-Schichten mit ihrer Unterlage sanft gegen Süden und 
Südosten. 

Col Beccher C. di Val Fredda 
Falcade Forca Rossa 




s. ...^mB^^^^^^ n. 



a = Quarzporphyr; b = Grödener Sandstein; e = Bellerophon-Schichten ; < 
Schichten; « = Unterer Muschelkalk; /= Oberer Muschelbalk; g = Buchen 



h = Wengener Dolomit. 



d = Werfener 
Steiner Dolomit; 



Diese dreifache Schichtenwiederholung ist in einem der gross- 
artigsten Aufschlüsse im Süden der Forca Rossa und des Col Beccher 
entblösst. Aus der Thalweitung 'des Biois-Thales unterhalb Falcade, 
insbesondere aber von dem niederen, obenauf von Bellerophon- 
Schichten gebildeten Hügelrücken bei Falcade, von welchem aus 
die auf Seite 348 mitgetheilte panoramatische Ansicht aufgenommen 
wurde, übersieht man mit Einem Blicke die ganzen Verhältnisse. 
Es ist eines der überwältigendsten geologischen Bilder, welches 
unser an instructiven Stellen so reiches Gebiet gewährt. Vom 
Fusse der Steilwand bis zu den Dolomitzacken der Cima di Val 
Fredda und des Monte Alto hinan überblickt man eine continuirliche 
Folge von dünnbankigen, vorherrschend roth gefärbten, aber durch 
drei auffallend weisse Streifen unterbrochenen Schichten, deren 
Gesammt- Mächtigkeit gegen icoo Meter betragen dürfte. Die. 
weissen Streifen sind die Gypsmassen der Bellerophon-Schichten. 



Der altvulcinitche Dittrict von Fuii und Ftdms. 



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Col Bcccher 



• Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. 



349 



Nach der Vereinigung der beiden oberen Züge der Bellerophon- 
Schichten senkt sich die untere Scholle auch in östlicher Richtung 
bedeutend und macht die Verwerfung allmählich einem anticlinalen 
Aufbruche Platz, dessen Südschenkel gegen Süden einfällt. Die 
Ortschaften Vallada und Andrich stehen auf diesem Zuge der 
Bellerophon-Schichten. Die Werfener Schichten, welche die Sohle 
des Biois-Thales bei Fomo di Canale erreichen, sind die Fort- 
setzung des untersten Zuges der Werfener Schichten von Falcade 
imd fallen hier allenthalben vom Gebirge weg gegen den Biois. 



Unterhalb 
Forno di Canale Andrich Vallada 



Monte Pezza 



Sottoguda 



S. 







a = Bellerophon-Schichten: h = Werfener Schichten; e = Unterer Muschelkalk; d = Oberer 
Muschelkalk; « = Buchensteiner Dolomit;/ = Wengener Dolomit; g = Augitporphyrlaven. 



Von Andrich ziehen sich die sehr mächtigen, vorherrschend 
aus Rauchwacken, Gypsen und dunklen dolomitischen Gesteinen 
bestehenden Bellerophon - Schichten über die Forcella di San 
Tommaso in einem sich allmählich verschmälemden Streifen zum 
Cordevole. 

Die Tiefenlinie des Biois zwischen Cencenighe und der 
Weitung von Falcade ist beiderseits von Schollen von Werfener 
Schichten begrenzt, welche gegen den Biois zu convergiren. Es 
wurde bereits im vorhergehenden Capitel (Seite 335) darauf hin- 
gewiesen, dass diese Thalspalte in der Verlängerung des häufig 
von plötzlichen Abbruchen auf dem Südschenkel begleiteten Gewölb- 
aufbruches der Bocche liegt, auf welchen wir noch bei einer späteren 
Gelegenheit zurückkommen werden. 

Auf dem dem Cordevole zugewendeten Gehänge tritt in der 
ganzen Erstreckung desselben regelmässig Ostfallen ein. Wir haben 
bereits (Seite 322) auf die merkwürdige Erscheinung der meridionalen 
Verwerfungen und Senkungen im Oberlaufe des Cordevole hin- 
gewiesen. 

Nördlich von Cencenighe findet sich, durch eine Verwerfung 
von der ostfallenden Cordevole - Zone der Werfener Schichten 



7CO Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. 

getrennt, ein Denudationsrelict von Muschelkalk und Buchensteiner 
Schichten. Der Muschelkalk ist reich an Fossilien und würde eine 
sorgfältige Ausbeutung lohnen. Auch die Werfener Schichten 
zeichnen sich hier durch gut erhaltene Fossilien aus, von denen 
namentlich die Ammonitiden (verschiedene Arten der Gattung 
Tirolites) erwähnt zu werden verdienen. 

Die Kammhöhe und die ganze Nordabdachung der Gruppe 
des Sasso Bianco bestehen aus heteropischen norischen Bildungen. 
Unmittelbar im Osten der Forca Rossa und des Val di Franzedaz 
erhebt sich im Monte Alto und im Monte Fop noch eine isopische 
Dolomitmasse, welche als eine ursprünglich mit dem benachbarten 
westlichen Dolomitriff zusammenhängende und erst durch die 
Denudation von demselben losgetrennte Riffpartie zu betrachten ist. 
Wie namentlich auf dem steilen Südabbruche des Gebirges deutlich 
zu sehen ist, nimmt der Dolomit in östlicher Richtung rasch an 
Mächtigkeit ab und über die gegen Osten gekehrte Riffböschung 
greifen Augitporphyrlaven über, welche stellenweise auch zungen- 
förmig in den Dolomit selbst eindringen (Vgl. a. die Ansicht 
Seite 348). Die Höhe des Monte Pezza besteht bereits aus wol- 
geschichteten Augitporphyrlaven. Im Osten des Monte Pezza ist 
der die Augitporphyrlaven unterlagemde Dolomit auf eine wenig 
mächtige gleichförmige Bank reducirt, welche auf unserer Karte als 
Buchensteiner Dolomit und oberer Muschelkalk gedeutet ist. Am 
Monte Forca dagegen schwillt der Dolomit wieder zu grösserer 
Mächtigkeit an, weshalb wir hier den oberen Theil desselben als 
Wengener Dolomit angenommen haben. Die verschiedenen kleinen 
Kalk-Einlagerungen in den Augitporphyrlaven am rechten Gehänge 
des Cordevole zwischen Caprile und dem AUeghe-See können als 
vom Wengener Dolomit des Monte Forca auslaufende Riffzungen 
betrachtet werden. Der Monte Forca selbst lässt sich ungezwungen 
mit den Riffmassen am linken Cordevole-Ufer an der Basis der 
Civetta-Gruppe in Verbindung bringen. 

Die Augitporphyrlaven der Sasso Bianco-Gruppe sind daher 
im Osten und Westen von Riffen eingeschlossen. Sie standen 
ursprünglich, wie bereits Seite 331 betont wurde, mit den Augit- 
porphyrlaven der Cima di Pape und des Monte Cimone della Stia 
im Zusammenhange. 

Die Gipfelmasse des Sasso Bianco wird wieder von Dolomit 
gebildet, welcher im Norden den Augitporphyrlaven aufzulagern 
scheint. Der Steilabfall befindet sich auf der Nordseite. Die Südost- 
abdachung ist ziemlich sanft geböscht und besitzt eine bereits aus 
grösserer Entfernung deutlich erkennbare Ueberguss-Schichtung. Die 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. ^ji 

Dolomitböschung reicht unter die hier theilweise angelagerten 
Laven hinein. Aus diesem Grunde werden wir für den Sasso Bianco, 
welchen wir als einen Denudationsrelict einer in das Lavengebiet 
übergreifenden Riffzunge ansehen, einen ursprünglichen Zusammen- 
hang mit den grossen Riffmassen im Westen, nicht aber, wie für 
den Monte Forca mit dem Monte Alto di Pelsa, Welcher, wie wir 
gezeigt haben, ein Ausläufer des Primiero-Riffes ist, anzunehmen 
haben. 

Die Altersbestimmung des Dolomits des Sasso Bianco als 
Wengener Dolomit lässt sich in folgender Weise rechtfertigen. Der 
Dolomit des Sasso Bianco ruht, wie es scheint, direct auf den 
Augitporphyrlaven und nimmt daher die Stelle ein, welche sonst 
in den isopischen Mergelgebieten den Wengener Schichten zukommt. 
In der Fortsetzung der Laven der Sasso Bianco-Gruppe werden 
wir auf der Ost- und Nordseite des Marmolata-Stockes mehrere Riff- 
Ausläufer kennen lernen, welche sich, abgesehen von den geringeren 
Dimensionen, genau so wie der Sasso Bianco zu den Augitporphyr- 
laven verhalten und sicher noch den Wengener Schichten ange- 
hören. Die Möglichkeit, dass der Sasso Bianco in das Niveau der 
Cassianer Schichten hinaufreiche, lässt sich zwar mit Bestimmtheit 
nicht in Abrede stellen; die ausserordentlich grosse Mächtigkeit, 
welche die Wengener Dolomite in den benachbarten Riffmassen des 
Avisio-Gebietes (Marmolata, Fucchiada, Latemar) erlangen, hat uns 
jedoch bestimmt, die ganze Masse des Sasso Bianco-Dolomits noch 
dem Wengener Niveau zuzuweisen. 

Was die tektonischen Beziehungen der Sasso Bianco-Gruppe 
zu den benachbarten Gebirgen betrifft, so ist zunächst an die 
bereits im vorhergehenden Capitel (Seite 323) berührte, bei Caprile 
unter einem rechten Winkel gebrochene Dislocationsspalte zu er- 
innern, in Folge welcher auf der Innenseite des Aufbruches des 
Monte Femazza die bei Caprile auf das linke Cordevole - Ufer 
herüberstreichenden Augitporphyrlaven der Sasso Bianco-Gruppe 
theils an Werfener Schichten, theils am Muschelkalk abbrechen. 
Diese Spalte setzt im Pettorina-Thal bis Sottoguda fort. Die wenig 
dolomitisirten Kalke, welche in der bekannten Sottoguda-Schlucht 
(Serai di Sottoguda) von der Pettorina durchnagt sind, setzen vom 
rechten auf das linke Ufer ungestört herüber. Sie gehören in ihren 
unteren Theilen, da sie bei Sottoguda von Werfener Schichten 
unterlagert werden, dem Muschelkalk an *). Von hier aus heben sich 



*) Der Quellen reichthum der Sottoguda-Schlucht ist auf die wasserdichte 
Unterlage der Werfener Schichten zurückzuführen. 



2^2 I^cr altvulcanische Distria von Fassa und Fleims. 

die unteren Dolomitstufen als Unterlage des Monte Fop allmählich 
bis zur Forca Rossa und zum Col Beccher empor. In Val di 
Franzedaz reicht in Folge dieses Nordfallens der Schichten die 
Entblössung der Werfener Schichten ziemlich weit in das Thal 
hinab. 

Die Gruppe des Sasso Bianco senkt sich daher in nördlicher 
Richtung. OestUch bis Sottoguda steht sie im unmittelbaren tektoni- 
sehen Zusammenhange mit dem benachbarten Gebirge. Von Sotto- 
guda bis zum Cordevole ist sie durch eine Verwerfungslinie 
begrenzt, welche unterhalb Rocca auf eine kurze Distanz auf das 
linke Pettorina-Ufer und bei Caprile, wo der rechtwinkelige Umbug 
derselben erfolgt, auf das linke Cordevole-Ufer hinübergreift*). 

Von Caprile setzt die Verwerfungslinie als östliche Begrenzung 
der Sasso Bianco-Gruppe in südlicher Richtung fort. Bei Callo- 
neghe findet, wie wir gesehen haben (vgl. Seite 323), eine kurze 
Unterbrechung der Verwerfung statt, worauf dieselbe wieder, dem 
Laufe des Cordevole folgend, bis in das Gebiet der Werfener 
Schichten bei Cencenighe nachgewiesen werden kann. 

Am unteren Ende des AUeghe-See's senken sich die von 
Westen herüberstreichenden tieferen Schichtengruppen rasch zur 
Verwerfungslinie herab. Diese Schichtenlage begünstigte offenbar 
den Niedergang des bekannten im Jahre 1772 erfolgten Berg- 
bruches des Monte Forca, durch welchen das Cordevole-Thal ab- 
gedämmt und der Alleghe-See, auf dessen Grunde drei Ortschaften 
begraben liegen, gebildet wurde. Die Rutschflächen dieses Bergsturzes 
sind noch deutlich an ihrem weithin spiegelnden Glänze erkennbar. 

Die auf der Karte angemerkte Verschiebung des verbindenden 
Mittelstückes zwischen Monte Forca und Monte Pezza dürfte wol 
nur als Abgleiten einer grösseren losgebrochenen Scholle, ähnlich 
dem Seite 257 geschilderten Abbruche der Tofana bei Ampezzo, 
aufzufassen sein. 

2. Der Marmolata-Stock mit dem vorgelagerten Augitporphyr- 

Gebirge. 

Da wir die im Westen von Val di Franzedaz liegende Fort- 
setzung der Sasso Bianco-Gruppe im Zusammenhange mit dem 
Monzoni-Gebirge besprechen wollen, so schliessen wir die Darstellung 



*) Die Augitporphyriaven, auf denen Rocca steht, und die fossilreichen Wen- 
gener Schichten, welche östlich davon in einem schmalen Streifen bis zur Pettorina 
reichen, gehören einer von der Höhe des Migion-Gebirges abgerutschten und über- 
kippten Scholle an. 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. 



353 



des Gebietes zwischen dem Corde vole, der Pettorina und den 
Quellen des Avisio hier an. Wir erreichen auf diese Weise auch 
den Vortheil, die Schilderung der heteropischen Grenze zwischen 
den grossen Dolomitmassen im Süden und Südwesten und dem 
vorgelagerten Laven- und Tuffgebiet nicht unterbrechen zu müssen. 

Der Marmolata-Stock ist auf seiner Südseite von einer Ver- 
werfung begrenzt, welche aus dem Contrin-Thal über den Ombretta- 
Pass in das Ombretta-Thal setzt und in der Gegend der Malga 
di Sotto Ciapello an der Mündung des Rv. Candiarei zu enden 
scheint. Diese Verwerfung spielt zwischen dem südlichen Kalk- und 
Dolomitgebirge des Sasso Vemale und dem Stocke der Marmolata 
dieselbe Rolle, wie die soeben geschilderte Verwerfung an der 
Pettorina zwischen der Sasso Bianco-Gruppe und dem Monte Migion. 

Die ältesten Schichten kommen im Südwesten des Marmolata- 
Stockes im Contrin-Thal zum Vorschein. Hat man, aus dem Avisio- 
Thale kommend, den steilen, über Wengener Dolomit führenden 
Anstieg passirt, so sieht man zunächst eine von den Wänden des 
Sotto Vemel herübersetzende, leichter als der Dolomit verwitternde 
und ziemlich steil gegen Norden einfallende Gesteinszone quer über 
das Thal streichen. An dieser Stelle ist das anstehende Gestein 
von Schutt überrollt. Man kann aber mit dem Auge an den nackten 
Wänden des Sotto Vernel, des Vemel und der Marmolata ohne 
Mühe das Fortstreichen dieser Zone verfolgen und dieselbe auf 
dem Wege zum Ombretta-Passe leicht erreichen. Es sind graue^ 
knorrige, kieselfiihrende Kalke, wie solche im Niveau der Augit- 
porphyrlaven sonst stellenweise vorkommen. Auf der Höhe des 
Ombretta-Passes fand ich in denselben gelbe Riffsteine mit Cidariten. 
Unter diesen Gesteinen folgt eine festere lichte Kalkmasse, welche 
von unterem Muschelkalk (Conglomerate) und Werfener Schichten 
unterlagert wird. Ich halte die knorrigen Kalke für den Beginn der 
Ablagerungen vom Alter der Wengener Schichten und muss daher 
consequenter Weise die unter den knorrigen Kalken lagernde Kalk- 
masse als die Vertretung der Buchensteiner Schichten und des 
oberen Muschelkalkes annehmen. Die Thalweitung des Contrin- 
Thales, welche man oberhalb des oben erwähnten steilen Anstieges 
betritt, fällt mit der Entblössung der Werfener Schichten zusammen. 
Die Werfener Schichten halten nun am rechten Thalgehänge an bis 
in den unteren Theil der zum Ombretta-Passe hinaufführenden Thal- 
spalte, sind aber an einer Stelle von einer überhängenden, von 
Melaphyr-Gängen durchsetzten Kalkscholle (welche dem oberen 
Muschelkalk und den Buchensteiner Schichten entsprechen dürfte, 
in der Karte aber blos mit der Farbe der letzteren bezeichnet ist) 

Mojsisovics, Dolomitriffe. 23 



354 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. 



verdeckt und bald darauf durch die hier beginnende Verwerfung 
des südlichen Gebirges unterbrochen. Wie nämlich die Karte zeigt, 
setzt ein Streifen von Muschelkalk und Buchensteiner Dolomit von 
Südwesten her auf die unterste Gehängstufe des Vemel herüber und 
schneidet hier scharf ab*). Der Muschelkalk der Marmolata-Masse 
setzt in höherem Niveau darüber hinweg. 

Gegen die Höhe des Ombretta-Passes zu stossen allmählich 
Muschelkalk und Buchensteiner Dolomit der Marmolata-Masse an 
dem Wengener Dolomit des südlichen Hochgebirges ab. Die 
knorrigen Kieselkalke setzen über den Pass. 

Schon lange vorher fallt noch eine höhere dem Dolomit der 
Marmolata-Masse eingelagerte weichere Gesteinszone auf, welche an 
der westlichen Schulter des Sotto Vernel auf die Nordabdachung 
des Marmolata - Stockes hinübergreift und dem aufmerksamen 
Beobachter selbst schon in grösserer Entfernung (wie z. B. vom 
Fassajoch am Plattkofel) erkenntlich ist. Auf dem Ombretta-Passe 
befindet sich dieser Gesteinszug nördlich von der in den Kiesel- 
kalken eingetieften Uebergangsstelle, unmittelbar am Fusse der 
Steilwand des Marmolata-Homes. Das herrschende Gestein ist ein 
grau- und rothgefärbter dünnplattiger Kalk mit schlecht erhaltenen 
Resten von Gasteropoden und Bivalven, Von ferne gesehen erinnert 
die röthliche Verwitterungsfarbe an Werfener Schichten, und ich 
selbst dachte an mehrfache Wiederholungen der Werfener Schichten 
am Südabfall des Marmolata-Stockes, ehe ich diese unserem Gebiete 
sonst fremden Gesteinsbildungen betreten hatte. Im Osten des 
Ombretta-Passes sieht man die, durch eine Zone festen dolomiti- 
schen Kalkes von den knorrigen Kieselkalken getrennte Schicht noch 
eine Strecke weit am Südfusse der Marmolata-Steilwand fortsetzen. 

Wenige Schritte westlich unter der Höhe des Ombretta-Passes 
beginnt im Contacte mit den Kieselkalken eine stellenweise con- 
glomeratische und breccienartige Melaphyrmasse, welche von hier 
ununterbrochen bis zu der Malga di Sotto Ciapello fortsetzt. Ich 
halte dieses Vorkommen, welches nach Doelter**) zu den augit- 
armen Melaphyren gehört, für einen Gang, darf aber nicht ver- 
schweigen, dass die Lagerungs Verhältnisse und insbesondere das 
Zusammenfallen mit den im Niveau der Laven auftretenden Kiesel- 
kalken auch die Deutung einer regelmässigen, schichtenformigen 
Einlagerung zuliessen. 



*) Rothe Knollenkalke, welche ich beim Anstiege zum Ombretta-Passe im 
Gebiete dieser SchoUe sah, seien nachfolgenden Forschern zur näheren Unter* 
suchung empfohlen. 

♦♦) Jahrb. d. Geol. R.-A. 1875, Min. Minh. pag. 3oo. 



Per altvulcanische District von Fassa und Fleims. 



355 



< Die über den rothen plattigen Kalken folgenden Gesteins- 
massen der Marmolata sind vorherrschend lichter Kalk, welcher 
ausserordentlich reich ist an sogenannten Evinospongren und stellen- 
weise auch wolerhaltene Fossilien enthält. Mein Freund und Reise- 
gefährte Dr. Ed. Reyer fand zuerst im Jahre 1875 beim Abstiege 
von der Marmolata fossilreiche Kalkblöcke am Rande des Gletschers 
oberhalb der Fedaja-Höhe. Seither beuteten meine Freunde, Prot 
V. Klipstein und Prof Zittel, dieses Vorkommen in grösserem 
Massstabe aus und überliessen mir in liberalster Weise ihre Auf- 
sammlungen zu näherer Untersuchung. Gasteropoden, aber meist 
kleine Formen, walten weitaus über die mitvorkommenden Pelecy- 
poden und Cephalopoden vor. Die Cephalopoden deuten trotz der 
relativ sehr bedeutenden Höhe ihres Fundortes (hoch über den 
rothen plattigen Kalken) auf ein verhältnissmässig tiefes Niveau. Ein 
in mehreren Resten vorliegendes Trachyceras gehört dem Formen- 
kreise des Trachyc, Carinthiacum an und dürfte, soweit die kleinen 
inneren Kerne einen Schluss gestatten, mit dieser aus den Tuffen 
von Kaltwasser bei Raibl bekannten Art selbst übereinstimmen. 
Ein innerer Kern eines zweiten Trachyceras könnte zu Trachyc, 
Archelaus oder einer verwandten Form gehören. Mehrere Arcesten 
und einige kleinere Ammonitiden sind vorläufig noch ganz unbe- 
stimmbar. Die einzige, mit Sicherheit . auf bekannte Arten zu 
beziehende Form ist Lytoceras Wengense. Es ist übrigens sehr auf- 
fallend, dass bisher sich hier keine einzige Fprm fand, welche 
mit den Arten des cephalopodenreichen weissen Kalkes des Latemar- 
Gebirges*) übereinstimmte, obwol auch die Fauna des Latemar- 
Gebirges mehr das Gepräge einer älteren Triasfauna an sich trägt. 

Die unläugbaren Anklänge an die Faunen der Buchensteiner 
Kalke und des Muschelkalkes, welche die Cephalopoden des Mar- 
molata- und des Latemar-Kalkes erkennen lassen, stimmen in vor- 
trefflicher Weise überein mit dem bathrologisch verhältnissmässig 
tiefen Niveau der Hauptmassen der Fassaner und Fleimser Dolo- 
mite (resp. Kalke), welche den unteren Augitporphyrlaven im Alter 
gleichstehen. 

Die den rothen plattigen Kalken zunächst folgende Abtheilung 
des oberen Kalkes ist im Westen, am Sotto Vernel, ziemlich gut 
geschichtet. Die höheren Massen lassen eine, deutliche, regelmässige 



*) Doch findet sich in diesen Kalken eine gleichfalls in den Tuffen von 
Kalt^v'asser vorkommende Form, so dass, wenn sich die oben erwähnte Trachyceras- 
Art des Marmolata-Kalkes wirklich als TrachyC' Carinthiacum erweist, die beiden, 
einem dritten Fundorte gemeinsamen Arten nähere Beziehungen zwischen den 
fossilfQhrenden Lagen der Marmolata und des Lateoiar (Forno) andeuten wftrden» 

a3* 



^eg Der altvulcanische Distria von Fassa und Fleims. 

Schichtung nicht erkennen, aber an der heteropischen Grenze im 
Norden und im Nordosten der Marmolata tritt die Uebergfuss- 
Schichtung allenthalben in ausgezeichneter Weise hervor. Die 
Schichtenstellung ist im Westen, wo eine Verwerfung zwischen dem 
Sotto Vemel und der Cima di Rossi durchsetzt, eine sehr steile. 
Auf dem Ombretta-Passe ist der Einfallswinkel der Schichten da- 
gegen ein viel sanfterer ; auf Fedaja und nächst Lobia herrscht, wie 
aus den Lagerungsverhältnissen der gegenseitig eingreifenden hetero- 
pischen Bildungen hervorgeht, eine ziemlich flache Lagerung. 

Die Verhältnisse an der heteropischen Grenze zwischen dem 
Marmolata-Riff und dem im Osten und Norden vorgelagerten Laven- 
gebirge sind im Wesentlichen dieselben, wie an den bereits geschil- 
derten Riffen. Da aber, was wol mit der bedeutenden Erhebung 
des Marmolata-Stockes zusammenhängen mag, hier gerade an der 
heteropischen Grenze eine tief eingefurchte Erosionsrinne verläuft, 
durch welche der bekannte Weg aus dem Fassa-Thal über den 
Fedaja-Pass nach dem Pettorina-Thal führte so ist das ursprüngliche 
Bild etwas verwischt und die rasche Auffassung des wahren Zu- 
sammenhanges erschwert 

Wenn man aus dem Pettorina-Thal an der Ostseite des 
Marmolata-Stockes durch das Thal des Candiarei aufwärts wandert, 
so hat man zur Linken die steil terrassenförmig aufsteigenden Kalk- 
wände der Marmolata, zur Rechten die dunklen Augitporphyrlaven 
des Monte Migion. Die letzteren lehnen sich im Süden an die riff- 
fbrmige kleine Kalkmasse des Monte Guda, welcher durch die 
Erosionsschlucht von Sottoguda von dem südlichen Kalk- und 
Dolomitgebirge des Monte Fop und Monte Alto getrennt ist. Die 
obere, eng begrenzte Kalkmasse des Monte Guda muss bereits der 
Bildungszeit der Augitporphyrlaven, mithin den Wengener Schichten 
angehören, da die untere von unterem Muschelkalk und \Verfener 
Schichten unterlagerte Kalkbank in ihrem Weiterstreichen gegen 
Osten den Augitporphyrlaven des Monte Migion zur Grundlage 
dient und daher die Buchensteiner Schichten und den oberen 
Muschelkalk vertritt. Der obere Theil des Monte Guda ist sonach 
ein Ausläufer des südlichen Riffes, welches ursprünglich offenbar 
mit der Marmolata zusammenhing. Ein den Augitporphyrlaven 
eingelagertes Kalkband, welches am Südgehänge des Monte Migion 
sichtbar ist, ist wol ebenfalls als eine ursprünglich von der süd- 
lichen Riffmässe abzweigende Riffzunge zu betrachten. 

Höher aufwärts im Thale des Candiarei, gegen die Lobia- Alpe 
zu, bemerkt man zwischen den terrassenförmig gegen oben zurück- 
tretenden Ueberguss-Schichten der Marmolata Höhlungen, ähnlich 



Der attvuleanitche District von Fassa und Fleiir 






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9^3 ^cr altvulcanische District von Fassa und Fleims« 

den Höhlungen am Cipiter Schlemgehänge (S. Seite 169) und bald 
darauf sieht man "die Augitporphyrlaven auf die rechte Thalwand 
herübertreten. Der Kalk der Marmolata greift deutlich unter die 
ihm anlagernden Augitporphyrlaven ein. Es bedarf nun, nach 
unseren Erfahrungen an zahlreichen, ganz analogen Stellen, keiner 
besonders regen Einbildungskraft, um zu erkennen, dass einstens 
die Augitporphyrlaven nicht nur viel höher an der nördlichen 
Böschungsfläche des Marmolata-RifTes hinaufgereicht haben, sondern 
dass auch im Osten ein ähnliches Verhältniss* der Anlagerung statt- 
gefunden haben muss, ehe die Erosion die tiefe Rinne des Candiarei 
eingeschnitten hatte. 

Diese Anschauungsweise findet eine weitere Stütze in der 
Zusammensetzung des den Augitporphyrlaven im Osten aufge- 
lagerten Denudationsrestes von Wengener Schichten. Es ist eine 
vollständige Wiederholung der auf Seite 172 geschilderten Verhält- 
nisse im Kamme der Rosszähne. Unser Lichtbild, , Blick vom 
Fedaja-Pass gegen Osten*, vergegenwärtigt die instructiven Ver- 
hältnisse. Im Südschenkel der kleinen Mulde ist über den Augit- 
porphyrlaven zunächst eine stärkere Kalkbank mit ausgesprochener 
Blockstructur bemerkbar, welche im Nordschenkel sich in grosse, 
den Wengener Schichten eingeschaltete Kalklinsen und Kalkblöcke 
auflöst. Es folgt sodann eine Lage von Wengener Schichten mit 
mächtigen, häufig, wie an den Rosszähnen, durch mehrere Schichten 
durchgreifenden Blöcken von Riffsteinen. Hierauf erscheint im 
Nordschenkel eine grössere Masse von Wengener Schichten, welche 
gegen die Muldentiefe zu rasch an Mächtigkeit abnimmt und im 
Südschenkel nahezu auskeilt. Den Schluss gegen oben bilden 
sodann wieder Wengener Schichten mit grossen eingebetteten Riff- 
steinblöcken. 

Wir betrachten dieses Vorkommen als die durch die Erosions- 
rinne des Candiarei isolirte Spitze einer vom Marmolata-Riff in die 
heteropische Region übergreifenden Riffzunge. Die Analogie mit 
den Verhältnissen an den Rosszähnen geht soweit, dass beide Vor- 
kommnisse eine identische Unterlage — Augitporphyrlaven — 
besitzen. Möglicherweise besteht daher auch eine Uebereinstimmung 
hinsichtlich der Bildungszeit. 

Auf dem, dem Cordevole zugekehrten Gehänge des Monte 
Migion und des Monte di Celegazza erscheinen als Unterlage 
der sehr mächtigen Augitporphyrlaven normale Buchensteiner 
Schichten und unter diesen dolomitischer oberer Muschelkalk. 
Nach dieser Richtung hin sandte daher das Marmolata-Riff keine 
Ausläufer. 



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360 ^^r altvulcanische District von Fassa und Fleims. 

Im Norden des Monte Padon und des zackenreichen Sasso 
di Mezzodi jedoch fehlen die normalen Buchensteiner Schichten und 
erscheint als Unterlage der Augitporphyrlaven eine so mächtige 
Kalkmasse, dass wir die obere Abtheilung derselben bereits der 
Zeit der Ablagerung der tiefsten Augitporphyrlaven zuschreiben 
müssen. Die Vermuthung, dass wir es hier mit einem gegen Norden 
vorgeschobenen Ausläufer des Marmolata-RifTes zu thun haben, 
findet ihre Bestätigung durch das auf der Westseite des Fedaja- 
Passes eintretende Uebersetzen des Marmolata-Kalkes auf die rechte 
Thalseite des Avisio. Mag man das Thal des Avisio aufwärts 
wandern oder vom Fedaja-Passe aus zum Avisio herabsteigen, in 
beiden Fällen gewinnt man leicht die Ueberzeugfung, dass die untere 
Masse des Marmolata-Kalkes sich als Unterlage der Augitporphyr- 
laven der Fedaja- Wiesen auf das rechte Gehänge ungestört herüber- 
zieht. Von den Fedaja-Wiesen aus steigt man eine hohe, das 
Thal gegen Osten abdämmende Kalkwand herab zum Avisio. Die 
unteren Theile der beiden Thalgehänge bestehen aus demselben 
Kalk, wie schon v. Klipstein richtig erkannte*). Aber während 
sich zur Linken die Kalkmassen bis zu dem hohen, von Gletschern 
bedeckten Felskamme der Marmolata aufwärts fortsetzen, erscheinen 
auf der rechten Avisio-Seite über der unteren Kalkwand die 
schwarzen Augitporphyrlaven, welche den an phantastischen Denu- 
dations-Gestalten reichen Gebirgskamm des Sasso di Mezzodi und 
des Sasso di Capello bilden. Diese untere, die Augitporphyrlaven 
unterteufende Kalkmasse correspondirt nun offenbar mit dem im 
Norden des Monte Padon hervortretenden Wengener Dolomit. 

Einem aufmerksamen Beobachter wird die Wahrnehmung kaum 
entgehen, dass die Kalkmassen auf der rechten Avisio-Seite über 
das Niveau der Augitporphyrlaven der Fedaja-Wiesen aufsteigen 
und dass die obersten Partien dieser Kalkmassen gegen Osten eine 
keilförmige Zunge in das Lavengebiet entsenden, durch welche 
die Augitporphyrlaven der Fedaja - Wiesen von den höheren 
Laven des Sasso di Mezzodi geschieden werden. Die Augitporphyr- 
laven der Fedaja-Wiesen bildeten, ehe sie durch die Denu- 
dation blosgelegt wurden, eine in das Marmolata-Riff eingreifende 
Zunge. 

Zur Zeit des Beginnes der Augitporphyr-Eruptionen erstreckte 
sich sonach das Marmolata-Riff in einem schmalen nordöstlichen 
Ausläufer nach Buchenstein und zog sich sodann während der 
Dauer der Eruptionen allmählich gegen Südwesten zurück. Die 



♦) Beitr. z. Kenntn. d, östl. Alpen, IL, 2, pag. 56. 



Der altvulcanische Dwtriet von Fassa und Fleims. jöl 






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7^2 ^ci* altvulcanische District von Fassa und Fleims. 

Augitporphyrlaven greifen allmählich über die flache Riflfböschung 
über und dringen bis zu den Steilwänden der Marmolata vor. Für 
die Richtigkeit dieser Anschauung sprechen ausser der eben 
besprochenen Kalkzunge der Prati di Fedaja noch die kleinen Riff- 
spitzen, welchen man beim Anstiege aus dem Thale des Rio Palasso 
auf das Padon-Joch innerhalb der Augitporphyrlaven begegnet*). 

Gegen Penia zu stellt sich im Avisio-Thale aller Wahrschein- 
lichkeit nach eine Verwerfung ein, welche die steil gegen Nord ein- 
fallenden Kalkmassen des Sotto Vernel von dem constant flach 
gelagerten, nur wenig gegen Norden geneigten Gebirge am rechten 
Avisio-Ufer scheidet. 

Als Gipfelmasse der letzteren erscheinen auf der Cima di Rossi 
Wengener Schichten, deren unterste Lagen, genau so wie in dem 
oben beschriebenen Vorkommen östlich von der Lobia-Alpe, mit 
grossen Blöcken von Riffsteinen (theilweise bereits dolomitisirt) in 
Verbindung stehen. Stellenweise treten die Blockmassen in Folge 
des Zurücktretens des tuffigen Bindemittels zu grösseren Dolomit- 
linsen zusammen. Fossilien (Cidariten, Korallen) sind in den gelben 
Riffsteinen nicht selten. Durch eine Zone normaler Wengener Sand- 
steine getrennt folgt sodann weiter nördlich die isolirte kleine 
Dolomitkuppe des Sasso Pitschi mit nördlich abfallender Ueberguss- 
Schichtung. Wir haben von diesen nördlichen Spitzen des Marmolata- 
Riffes bereits im VIII. Capitel, Seite 238, gesprochen. 

Fassen wir die Ergebnisse der Untersuchung der heteropischen 
Verhältnisse der Sasso Bianco - Gruppe und der Marmolata zu- 
sammen, so gelangen wir zu nachstehendem Schlüsse. Es folgte der 
Periode des Zurückweichens des Riffes während der Ablagerung 
der Augitporphyrlaven eine Periode horizontaler Ausdehnung, 
während welcher Zungen des Riffes ziemlich weit in das benach- 
barte heteropische Gebiet übergriffen (Sasso Bianco, Vorkommen 
östlich der Lobia-Alpe, Cima di Rossi mit Sasso Pitschi). 

In den Augitporphyrlaven des Zuges des Sasso di Mezzodi 
walten Trümmerlaven, welche mächtige Bänke zusammensetzen, bei 
Weitem vor. Auch die schon öfters erwähnten Tuffkalkbreccien 
finden sich. Westlich von Sasso di Capello scheinen Gänge von 
augit- und homblendefreien Melaphyren aufzutreten. 

Die tektonischen Verhältnisse des Augitporphyrgebirges sind, 
wie bereits aus der vorstehenden Darstellung hervorgeht, sehr 



■^) Vgl. auch V. Klipstein Beitr. z. Kennin. d. östl. Alpen, IL, 2, pag. 48, 
Taf. II, Fig. 8. 



Der altvukanische District von Fassa und Fleims. 3^3 

einfach. Nur in der Nachbarschaft- der begrenzenden Thalfurchen 
treten einige Unregelmässigkeiten der Lagerung ein. 

So ist westlich der Cima di Rossi das Gebirge in seiner 
ganzen Breite stafTelförmig gegen Westen abgesunken. Der Dolomit 
am rechten Avisio-Ufer bei Penia wird in Folge dessen durch 
Augitporphyrlaven abgeschnitten. Gegen Westen wird diese Scholle 
selbst wieder von einer Verwerfung begrenzt, welche aus dem Mor- 
titsch-Thal über Canazei in die Gegend von Alba verläuft. Die 
Augitporphyrlaven treffen mit Werfener Schichten zusammen. 

Eine andere nicht unbedeutendie Verwerfung beginnt in der 
Gegend des Sasso di Capello in den Augitporphyrlaven. Das 
Gebirge fallt beiderseits von der Verwerfung weg. Es werden hier- 
auf der Reihe nach der Wengener und Buchensteiner Dolomit im 
Norden des Sasso di Mezzodi, sodann der Muschelkalk und die 
Werfener Schichten durch die Augitporphyrlaven des Porto, do, 



Buchenstein bei 
Sasso di Mezzodi . Araba 




S. nTTiT \ N. 



a = Wcnguner Dolomit; b = Augitporphyrlaven. 

welche dem südlichen Gegenflügel des Sella-Gebirges angehören, 
abgeschnitten. Bei Soraruaz setzt die Verwerfung quer über den 
Cordevole, wo dieselbe am Gehänge des Cherzberges sich recht- 
winklig gegen Westen umbiegt und in dem von Araba zum 
Campolungo-Joch fuhrenden Graben endet. 

Sehr verwickelten Verhältnissen begegnen wir im Osten des 
Monte Migion. Eine grosse gegen den Cordevole zu einfallende 
Scholle von Werfener Schichten lehnt sich zunächst an die Ost- 
flanke des Monte Migion. Auf ihr steht die Ortschaft Laste. Süd- 
lich davon folgt bei Ronch eine kleine Scholle mit einer Platte von 
Muschelkalk- (vielleicht auch von Buchensteiner) Dolomit. Der 
Dolomit ist theilweise durch die Denudation in phantastische Nadeln 
aufgelöst (Sasso di Ronch). Auf der Südseite dieser Scholle setzt 
von Osten her eine Verwerfung durch, welche man als die Fort- 
setzung der Antelao-Bruchlinie betrachten kann. Der Muschelkalk 
der Scholle von Ronch schneidet an Augitporphyrlaven ab. 



^ÖA ^er altvulcanischc District von Fassa und Fleims. 

Die Wengener Mergel und Augitporphyrlaven, welche zwischen 
Ronch und Rocca den Zusammenhang des Gebirges unterbrechen, 
bilden wol nur eine von der Höhe des Monte Migion abgerutschte 
Scholle. 

3. Die Gruppe des Sasse di Dam (Buffaure-Gebirge). 

Dieses vorzüglich aus festen Augitporphyrlaven bestehende 
und durch seine Mineral-Fundstätten (Drio le Falle, Buffaure) be- 
rühmte Gebirge bildet den südwestlichen Abschluss des grossen 
Laven- und Tuffgebietes, da, mit Ausnahme weniger Lavenreste in 
der Umgebung der grossen Fleimser Eruptionsstelle, im Süden und 
Westen dem Dolomit und Kalk die Herrschaft zufällt. Sowie aber 
die beiden berühmten Eruptionsstöcke von Fassa (Monzoni) und 
Fleims die Hauptmasse der über den Buchensteiner Schichten fol- 
genden Dolomite durchbrochen haben und daher jünger sein 
müssen, als die Hauptmasse der Augitporphyrlaven der grossen 
nördlichen und östlichen Tuffregion, so lagern auch die Augit- 
porphyrlaven an der Fleimser Eruptionsstelle über den gewaltigen 
Massen des Wengener Dolomits. 

Tiefenlinien umziehen ringsum die kleine Gruppe. Nur im 
Westen (Cima di Calaz) und im Süden (Südgehänge des Buffaure) 
ragen Spitzen der benachbarten Riffe auf kurze Strecken in ihr 
Gebiet. Im Westen gegen das Rosengarten-Riff zu, sowie im Süd- 
osten ist die Region der heteropischen Grenze durch die Denu- 
dation zerstört. Im Norden und Nordosten fand der Zusammenhang 
mit dem Lavengebiete der Fassa-Grödener Tafelmasse und des 
Sasso di Capello-Zuges statt. 

Die Hauptmasse der Laven besteht hier aus massigen, bank- 
(brmig abgesonderten Augitporphyrströmen. Die conglomeratischen 
Trümmerlaven treten nur sehr untergeordnet auf, dagegen scheinen 
Tuffkalkbreccien eine continuirlich fortlaufende Schichtenabtheilung 
an der Basis des Lavensystems zu bilden. Die letzteren gehen 
stellenweise in feste graue Kalkmassen mit untergeordneten Tuff- 
schmitzen über. 

Nach den übereinstimmenden Berichten von v. Richthofe n 
und Doelter werden die Laven von zahlreichen Gängen durch- 
setzt. Das Vorkommen unzweifelhafter Gänge in den reinen 
Sedimentgesteinen rings in der Peripherie des Gebirges spricht für 
die Richtigkeit dieser Angabe. Doch unterliegt es sowol wegen der 
grossen Aehnlichkeit der Gesteine, als auch wegen der nahezu 
continuirlichen, die steilen Kuppen und Gehänge überziehenden 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. ^Q^ 

Rasendecke, grossen Schwierigkeiten, sich von dem Vorhandensein 
der Gänge im Gebiete der Laven zu überzeugen. 

Die Kalk- und Dolomitmasse der Cima di Calaz bildet den 
westlichen Ausläufer des Marmolata-Riffes. Das Nordwest- und 
Westgehänge entspricht der RiflTböschung. Auf der Südseite zeigt 
unsere Karte ein keilförmiges Eindringen der Augitporphyrlaven 
zwischen die Buchensteiner Schichten und den Wengener Dolomit. 
Das Dolomitriff griff daher mit einer Spitze über die Augitporphyr- 
laven über. 

Mehrere isolirte kleine Kalkkuppen finden sich den Augit- 
porphyrlaven frei aufgesetzt in geringer Entfernung von der Cima 
di Calaz. Eine derselben bildet den Gipfel des Sasso di Dam. Es 
sind dies wol die letzten Reste einer über die ganze Masse der 
Laven übergreifenden Riffzunge, völlig analog und wahrscheinlich 
auch gleichzeitig mit den im vorhergehenden Abschnitt geschilderten 
übrigen Riffzungen des Marmolata-Riffes (Cima di Rossi u. s. w.). 
Wahrscheinlich gehört der Dolomitstreifen am Ostabhange der 
Greppa, welcher den Augitporphyrlaven scheinbar eingelagert ist, 
demselben Niveau an, in welchem Falle eine Verwerfung zwischen 
ihm und den oberen Augitporphyrlaven durchsetzen müsste. 

Zwischen der Cima di Calaz und der Pozza-Alpe ruhen die 
Augitporphyrlaven auf den normalen Buchensteiner Schichten. 
Unterhalb der Cima di Calaz vertreten noch lichte Dolomite die 
Buchensteiner Schichten. Südlich von dem Sasso di Rocca findet 
ein plötzliches Absinken des Gebirges in Folge einer nordsüdlichen 
Verwerfung und Verschiebung gegen Süden statt. Beim Ueber- 
gange aus dem Pozza-Thal in das.Contrin-Thal ist diese Verwerfung 
sehr deutlich an den contrastirenden Farben der sich berührenden 
Gesteinsarten erkennbar. Der Jochübergang selbst liegt in den 
Werfener Schichten, welche unweit südlich von der Passhöhe sich 
anticlinal wölben. Das Einfallen des Nordschenkels ist ein sehr 
sanftes. Der Südschenkel schiesst jedoch unter dem Col Ombert 
steil in die Tiefe. Gypsfiihrende Bellerophon-Schichten erscheinen 
sowol im Contrin-, als auch im Pozza-Thal im Liegenden der Werfener 
Schichten. 

Die ganze Gegend ist von Melaphyrgängen durchsetzt. 
Grössere auffallende Gangmassen finden sich namentlich auf dem 
Gehänge gegen das Contrin-Thal und im Südschenkel der Werfener 
Schichten vor dem Col Ombert. 

Im Süden des Sasso di Dam schneiden Aügitporphyrmassen 
die tiefere Schichtenreihe plötzlich ab. Es ist schwer zu entscheiden, 



206 Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. 

ob man es mit einer mächtigen Gangmasse oder mit Laven, welche 
an einer Verwerfung abgesunken sind, zu thun hat. 

Am unteren Ende der Pozza-Alpe beginnt sodann eine grössere 
Dolomitmasse, welche den steilen Südabfall des Buffaure bildet und 
mit einer gegen Norden gewendeten Böschungsfläche unter die 
Augitporphyrlaven eingreift. Diese von grösseren und kleineren 
Melaphyrgängen durchsetzte Dolomitmasse gehört den Wengener 
Schichten an, wie die Unterlagerung derselben durch Buchensteiner 
Schichten nächst der Capella del Crocifisso zeigt. Sie verhält sich 
zu den Augitporphyrlaven unserer Gebirgsgruppe genau so, wie 
das Riffende des Rosengarten-Gebirges im Udai-Thal bei Mazzin 
zu den Aupitporphyrlaven des Donna-Gebirges (vgl. oben Seite 184), 
und repräsentirt daher ein hauptsächlich durch die Thalerosion 
des Pozza-Thales, aber auch durch eine kleine Verwerfungsspalte 
von der Dolomitgruppe des Sasso di Mezzogiorno getrenntes Riff- 
ende des grossen südlichen Riffes. 

Zwischen Pozza und Campitello bilden allenthalben Werfener 
Schichten und Muschelkalk die sichtbare Unterlage des Gebirges. 
Da die normalen Buchensteiner Schichten zu fehlen scheinen, so 
dürfte die über dem unteren Muschelkalk folgende Kalkbank, wie 
wir schon so häufig erfahren haben, ausser dem oberen Muschel- 
kalk auch noch die Buchensteiner Schichten umfassen. Da nun 
sowol auf der dem Fassa-Thal zugekehrten Seite des Rosengarten* 
Gebirges, als auch in der Gruppe des Sasso di Mezzogiorno die 
Buchensteiner Schichten in ihrer normalen Entwicklung vorhanden 
sind, so bleibt nur die Annahme übrig, dass die Dolomitfacies der 
Buchensteiner Schichten des Marmolata-Riffes sich unterhalb der 
Gruppe des Sasso di Dam bis an deren Westseite fortsetzt. 

Zahllose kleine Verwerfungen beunruhigen die am westlichen 
Fusse des Gebirges zwischen Pozza und Campitello anstehenden 
tieferen Schichtenglieder. Stellenweise erfolgen Abbruche kleiner 
Schollen. — Melaphyrgänge sind häufig zu beobachten. 

Wenn man die abweichenden Höhenverhältnisse berücksichtigt, 
unter denen die correspondirenden Schichten auf der linken und 
rechten Seite des Fassa-Thales auftreten^ so erscheint auf den 
ersten Blick die Annahme unabweislich, dass die Gruppe des 
Sasso di Dam durch eine dem Fassa-Thal entlang laufende 
Verwerfung von der Fassa - Grödener Tafelmasse getrennt wird. 
Diese Annahme gewinnt durch das Vorhandensein einer unzweifel- 
haften Verwerfung im unteren Pozza -Thal noch an Wahr- 
scheinlichkeit. Nachdem sich aber das Avisio-Thal von Pozza bis 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. '^ßy 

Cavalese*) als ein reines Erosionsthal erweist, bezweifle ich auch 
die Existenz einer Verwerfungsspalte in der oberen Strecke zwischen 
Pozza und Gries. Die abweichenden Höhenverhältnisse lassen sich, 
wie eine nähere Ueberlegung überzeugend darthut, auch 'auf eine 
vom Caressa-Passe über Vigo und dann dem Fassa-Thal aufwärts 
laufende Anticlinalwölbung mit steilerem Südschenkel zurückführen, 
und scheint mir, dass diese Erklärung, welche fiir die Gegend im 
Süden von Vigo zweifellos die richtige ist, sich auch ungezwungen 
auf das Verhältniss der Fassa-Grödener Tafelmasse zur Gruppe des 
Sasso di Dam anwenden lässt 



4. Der Monzoni-Stock mit dem Gebirge zwischen der Forca 

Rossa und dem Fassa-Thal. 

Ueber den Monzoni-Stock sind schon eine Reihe trefflicher 
Arbeiten veröffentlicht worden. Auch hat Dr. Doelter, welchem 
die specielle Aufgabe gestellt worden war, die Eruptionsstellen des 
Avisio-Gebietes zu studiren und zu kartiren, die Resultate seiner 
Untersuchungen bereits in einigen Aufsätzen mitgetheilt. Wir werden 
uns daher bei der Darstellung des Monzoni-Ganges kurz fassen, nur 
das Wesentliche und zum Verständniss des Ganzen Unerlässliche 
berühren und unsere Aufmerksamkeit vorzüglich den tektonischen 
und historischen Beziehungen des Monzoni-Stockes zu dem von 
demselben durchsetzten Gebirge zuwenden. 

Das hohe Kalkgebirge, welches von der Forca Rossa bis 
zum Monzoni-Thal reicht und in den prächtigen Felsgipfeln des 
gletscherbedeckten Vemale, des Sasso di Valfredda, der Fu- 
chiada u. s. f culminirt, ist, wie oben bereits erwähnt wurde, durch 
die Erosionsrinne des Val di Franzedaz von der Gruppe des Sasso 
Bianco und durch eine über den Ombretta-Pass laufende Ver- 
werfung von der Marmolata getrennt. Die isopische Kalkmasse wird 
nur an zwei Stellen von heteropischen Bildungen unterbrochen. Auf 
der Nordseite sieht man nämlich dem weit nach Norden vor- 
springenden Gesimse des unteren Dolomits (Mendola - Dolomit) 
nächst Col Ombert einen Denudationsrelict einer wolgeschichteten, 
gelb gefärbten Bildung auflagern, welcher seiner Lage nach wol 
den vom Südabhange der Marmolata erwähnten Kieselkalken ent- 
sprechen dürfte. Ich hatte leider keine Gelegenheit, dieses Vor- 
kommen näher zu untersuchen. Die zweite heteropische Einschaltung 



*) Bis hierher kenne ich blos das ThdI. Aber höchst wahrscheinlich macht 
das untere Avisio- (oder Cembra-) Thal von dieser Regel keine Ausnahme. 



368 I>er altvulcanische District von Fassa und Fleims.' 

gehört dem Südgehänge des Gebirges an. Hier sind die Büchen- 
steiner Schichten in ihrer normalen Ausbildung vorhanden. Man 
kann das dunkle, dünngeschichtete Band, welches die schmale 
untere Dolomitbank von der mächtigen oberen Kalkbildung trennt, 
in der prachtvoll entblössten Steilwand leicht vom Le Selle-Pass 
bis gegen den Sasso di Valfredda hin verfolgen. Auf der Nordseite 
zwischen der Marmolata und dem Monzoni-Thal, sowie entlang der 
ganzen Südseite bricht das Kalkgebirge mit steilen Denudations- 
wänden ab. In geringer Entfernung vom Nordgehänge musste einst 
die heteropische Grenze gegen die Laven-Bucht des oberen Fassa- 
Thales verlaufen. Die heteropischen Einlagerungen auf der Südseite 
des Marmolata-Stockes und auf dem Col Ombert machen es wahr- 
scheinlich, dass sich einstens eine Abzweigung der heteropischen 
Bucht zwischen den westlichen Arm des Marmolata-Riffes (Sotto 
Vemel, C. di Calaz) und das Kalkgebirge der Fuchiada einschob. 
Gegen Süden dehnte sich aber das Riff wol ununterbrochen 
über das heute bis zum Quarzporphyr herab denudirte Bocche- 
Gebirge bis zum Primiero Riff und bis zum Viezzena-Stocke aus. 

Die ungewöhnlich hohe Lage der Basis des Fuchiada Kalk- 
zuges auf der Südseite (Auflagerung des unteren Muschelkalks auf 
den Werfener Schichten nächst dem Le Selle-Pass über der 
2500 Meter Linie) ist der gewaltigen Aufwölbung des Quarzpor- 
phyrs im Bocche-Gebirge zuzuschreiben, auf deren Nordschenkel 
der Fuchiada- Zug und der Monzoni- Stock sich befinden. Sowie 
sich gegen Osten die Quarzporphyr-Kuppel senkt, rückt in gleicher 
Richtung auch die Auflagerung des unteren Muschelkalkes auf den 
Werfener Schichten in tiefere Niveauflächen. Wegen der oben 
(Seite 347) geschilderten grossen Verwerfungen am Südgehänge der 
Forca-Rossa aber kann die Senkung der Kalkgebirgs-Unterlage 
(Ueberlagerung der Werfener Schichten durch den unteren Muschel- 
kalk an der Forca Rossa bei circa 2300 Meter) nicht der Senkung 
der entblössten Porphyrfläche entsprechen. Das Einfallen ist selbst- 
verständlich allenthalben gegen Norden gerichtet. Dieses Nord- 
fallen hält im Osten bis an die Marmolata- Verwerfung an, weiter 
westlich aber herrscht auf der Nordseite unseres Kalkgebirges 
flaches Südfallen, so dass hier eine muldenförmige Lagerung 
besteht. 

Eine beträchtliche, ziemlich unvermittelte Senkung, welche 
vielleicht auch von Verwerfungen auf der Nordseite begleitet ist, 
erfährt das Kalkgebirge zwischen den Rissoni und dem Monzoni- 
Thal. In Folge derselben reicht der Dolomit bis in die Sohle des 
Monzoni-Thales herab. 



Der altvulcanitche Distria von Foua und Fldtn*. 



369 



Bis zur Forca Rossa und zur Marmolata- Verwerfung hin ist 
das ganze Gebirge von zahllosen Melaphyrgängen und Gangspalten 
durchsetzt Am meisten häufen sich die Gänge in der Strecke 
zwischen dem Monzoni und der Fuchiada, also in der unmittelbaren 
Nachbarschaft des grossen Monzoni-Stockes, gegen Osten werden 
sie allmählich seltener. In dem unteren Gebirgssockel spielen die 
schwarzen Gangmassen keine so auffallende Rolle, als in dem 
hohen nackten Kalkgebirge, in welchem der Farbencontrast zwischen 
den hellweissen Kalken und Dolomiten und den schwarzen Melaphyr- 
adem ein Bild von seltener Grossartigkeit schafft. Treffend verglich 
V. Richthofen die Gänge mit schwarzen Fäden, welche wie ein 
netzförmiges Gewebe das bleiche Kalkmassiv überziehen. 

Zwei Gang-Richtungen sind zu unterscheiden. Die weitaus 
vorherrschende Richtung ist die westöstliche. Da dieselbe nahezu 
mit dem Streichen des Gebirges zusammenfallt und da femer die 
Gät^e das Gebirge meist schräge mit siidUchem Einfallen durch- 
setzen, so entsteht sehr häufig die unter der Bezeichnung , Lager- 
gänge* bekannte Lagerungsform. Auf der Südseite des Gebirges 
sieht man eine mächtige derartige Lagermasse aus der Gegend des 
Le Sclle-Passes bis östlich von der Fuchiada fortsetzen. Die steilen 
Nordwände des Gebildes, welche aus einiger Entfernung einer in 
regelmässige Bänke getheüten Kalkbildung täuschend gleichen, sind 
von zahlreichen schmalen, das Ansehen normaler Zwischenlagen 
annehmenden Lagergängen durchzogen. Dies sind die schwarzen 
Fäden v. Richthofen's. Vom Sasso di Dam oder noch besser von 
dem niedrigen Joche zwischen dem Pozza- und dem Contrin-Thal 
kann man in der vormittägigen Beleuchtung diese nicht gewöhn- 
liche Erscheinung ausgezeichnet betrachten. 



Di« HelBphyrglni« de« Fuctil«d«-Ocblixe«. 

a = Qaanporphjr; i s CrMener Sandiieln; c = Bcireronhon-Schlchicn : d = Worfeoer 
Schichlco; t s Unterer Muiehelkilk; / = Oberer MuicheJkilk; g = Buchensteiner Schichteo; 
f' = BucbBnttemer Dolomit: * = Wengcner Dolomit and K*tk; -J = Augilporphyr ; fi = Meliphjt. 



370 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. 



Die vorstehende, etwas schematisirte Profilzeichnung geht von 
der Vorstellung aus, dass die in den tieferen Einrissen der Süd- 
hälfte des Gebirges vorkommenden Gänge mit steilerem Einfalls- 
winkel die in die Tiefe eindringenden Fortsetzungen (die , Stiele*) 
der Lagergänge des Nordabfalles repräsentiren. 

Die zweite, viel seltenere Gangrichtung ist die nordsüdliche 
mit steilem Ostfallen. Man beobachtet dieselbe hauptsächlich auf 
der Südseite des Kalkgebirges zwischen dem Monzoni und der 
Fuchiada. 

Nach Doelter's Untersuchungen gehören die Ganggesteine 
des Fuchiada-Zuges theils zu den augitarmen Melaphyren, theils zu 
den Hornblende-Melaphyren. Die grösseren Gangmassen sind nicht 
selten von Reibungs-Breccien begleitet. Stellenweise, wol in Folge 
eingetretener Zersetzung, nehmen auch die Gang-Melaphyre das 
Aussehen von Tuffen an. 

Contactverändenmgen scheinen bei den Melaphyrgängen sehr 
selten zu sein. Doelter erwähnt nur einen circa 6 Meter mächtigen 
Gang zwischen dem Le Seile-See und dem Le Seile-Passe, welcher 
von einem grünen Saume mit Contact-Mineralien (Scapolith, Pistacit, 
Granat, Eisenglanz, Eisenkies, Kupferkies, Magneteisen) begleitet ist *). 

Ausser den Gängen beobachtet man auch zahlreiche, den 
Gängen parallele Spalten, welche vollkommen regelmässigen Schichten 
gleichen. Das Lichtbild ,Der Ostrand des Kessels von Le Seile im 
Monzoni-Gebirge* zeigt den Unterschied zwischen der wahren 
Schichtung und diesen Spalten, welche wir im Gegensatze zu den 
durch Eruptivmasse ausgefüllten Gängen ^^ Gangspalten* nennen 
wollen. Die in den Felszacken rechts vom Le Selle-Pass sichtbaren, 
ziemlich steil Nord, d. i. unter den Dolomit der Cima di Costabella, 
einfallenden Buchensteiner Schichten geben uns Aufschluss über die 
Fallrichtung des Gebirges. In der Ecke links von der Cima di 
Costabella ist ein Theil einer Gangmasse sichtbar. Parallel diesem 
Gange ist der Dolomit der Cima di Costabella zerspalten. Eine 
parallele Gangspalte durchsetzt sodann die Buchensteiner Schichten 
sammt dem unter diesen folgenden Dolomit des oberen Muschel- 
kalks. Der im Hintergrunde rechts sichtbare Alochet-Rücken ist 
durch eine Verwerfung geschieden und trägt auf seiner Höhe wieder 
Buchensteiner Schichten, welche nach den Beobachtungen der Herren 
Doelter und Hoernes von einem als Apophyse des unmittelbar 



*) Der geologische Bau des Monzoni-Gebirges. Jahrb. d. Geol. R.-A. 1873, 
pag. 239. 






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Der alnnilcanische, District von Fassa und Fleicns. ^yx 

angrenzenden Monzoni-Stockes zu betrachtenden Syenitgange durch- 
brochen werden. 

Die Betrachtung unserer Karte lehrt nun, dass die haupt- 
sächlich aus Syenit bestehende Eruptivmasse des Monzoni *) 
den soeben besprochenen Kalkzug der Fuchiada sammt seiner 
Unterlage bis in den Quarzporphyr hinein abschneidet. Längs der 
steilen Schlucht, welche vom Monzoni-Thal zum Seekessel von Le 
Seile fuhrt, tritt der Syenit mit dem Wengener Dolomit des 
Fuchiada-Zuges, welcher hier sich bis zum Monzoni-Thal herab- 
senkt, in directe Berührung. Einige Syenit-Apophysen dringen in 
den Dolomit. Südlich vom Alochet-Rücken zieht sich nach der 
Aufnahme Doelter*s ein östlicher Ausläufer des Syenits in die 
Werfener Schichten hinein. Die südliche Begrenzung des Monzoni- 
Stockes bildet Quarzporphyr, und zwar, wie sich aus dem Zu- 
sammenhange der Gebirgsmassen klar ergibt, der oberste Theil des 
Quarzporphyr-Systems. Denken wir uns hier die durch die Erosion 
des Pellegrin-Thales abgetragenen Sedimentschichten bis zur Höhe 
der Monzoni-Spitzen (Riccoletta^ Mal Invemo) noch vorhanden, so 
würde die den Quarzporphyr überlagernde Schichtenfolge bis zum 
Wengener Dolomit hinauf mit dem Eruptivstock in Berührung 
treten**). Im Westen bildet die tief eingesunkene, aus Wengener 
Dolomit bestehende Scholle des Monte di Pesmeda die Begrenzung. 
Am Nordfusse, nächst der Monzoni- Alpe, stehen Werfener Schichten 
zu Tage. 

Die zahlreichen grösseren und kleineren Kalkschollen, welche 
in der Eruptivmasse des Monzoni gewissermassen schwimmen und 
nur theilweise ihre ursprüngliche Beschaffenheit eingebüsst haben, 
wurden von Doelter nicht näher unterschieden. Wir haben die 
grösseren derselben, welche in der Karte angemeilct sind, mit der 
Farbe des Wengener Dolomits bezeichnet, obwol zu vermuthen ist, 
dass sich auch Fragmente tieferer Schichten (etwa Buchensteiner 
und Werfener Schichten) bei sorgfaltiger Untersuchung werden 
nachweisen lassen***). 



*) Der Name Monzoni, welcher in der geologischen Literatur in Verknüpfung 
mit diesem Eruptivstocke bereits Bürgerrecht erlangt hat, kommt eigentlich nur 
dem nördlich gelegenen Alpenthale und einer Dolomitspitze in der Gruppe des 
Sasso di Mezzogiorno zu. 

**) Man vergleiche auch über die Entblössung des Monzoni-Stockes die 
treffenden Bemerkungen in v. Richthofen: Predazzo u. s. w., Seite 253. 

***) Vgl. Lemberg: lieber Gesteinsumbildungen bei Predazzo und am Mon- 
zoni. Zeitschr. D. Geol. Ges. 1877, Seite 460 (Zwischen Toal del mason und Toal 
dei Rizzoni), ferner Seite 462 (Palle rabiose). 

24 ♦ 



372 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. 



Was nun die Hauptmasse der Monzoni-Gesteine betrifft, so 
hat man sich daran gewöhnt, dieselben unter dem Sammekiamen 
,Monzonit* zusammenzufassen. Doelter unterscheidet zwei Haupt- 
gruppen : 

1. den Homblende-Monzonit (Syenit Diorit), 

2. den Augit-Monzonit (Augitfels, Gabbro). 

Ausser der Schwierigkeit, die vielfach in einander übergehenden 
Gesteine in der Natur zu unterscheiden, war für die Wahl einer 
besonderen Nomenclatur auch das ungewohnt jugendliche Alter der 
Monzoni-Gesteine massgebend. 

Nachdem sich jedoch die bis vor kurzer Zeit angestrebte 
Altersgliederung der Eruptivgesteine durch zahlreiche Erfahrungen 
als hinfällig erwiesen hat, liegt kein Grund mehr vor, in der 
Classification und Nomenclatur der Eruptivgesteine das geologische 
Alter als ein massgebendes Kriterium beizubehalten. Wie bei der 
Bestimmung der sedimentären Gesteine lediglich der petrographische 
Standpunkt massgebend ist, so darf uns auch nur dieser bei der 
Eintheilung und Benennung der Eruptivgesteine leiten, soll nicht eine 
ungerechtfertigte Ungleichmässigkeit in der Behandlung der beiden 
Gesteins-Kategorien platzgreifen. Dem geologischen Bedürfniss wird 
wie bei den Sedimentär-Gesteinen, durch ein chronologisches Be- 
stimmungswort hinlänglich Rechnung getragen (z. B. norischer 
Syenit, permischer Granit u. s. w.). — Die Schwierigkeit der geolo- 
gischen Aufnahme wegen des häufig wechselnden petrographischen 
Charakters kann selbstverständlich die Wahl einer besonderen 
Bezeichnung ebensowenig rechtfertigen. In solchen Fällen, welche 
nur die Unzulänglichkeit unserer Beobachtungen constatiren, werden 
wir das herrschende Gestein allein berücksichtigen oder in dem 
Farbenschema einen entsprechenden erklärenden Beisatz anbringen. 

Was wäre z. B. für die Wissenschaft gewonnen, wenn wir für 
das Gestein einiger unserer Riffe einen neuen Verlegenheitsnamen 
aus dem Grunde vorschlagen würden, weil Dolomit und Kalk 
nebeneinander vorkommen und wir (und zwar ebenfalls nur wegen 
der Schwierigkeit der Untersuchung) nicht im Stande sind, dieselben 
kartographisch zu trennen? — 

Die Hauptmasse des Monzoni-Eruptivstockes *) bildet Syenit^ 
mit welchem auf unserer Karte nach Doelter's Aufnahme der sel- 
tener auftretende Diorit zusammengefasst ist. Das Gestein schwankt 



***) Obwol in genetischer Beziehung zwischen einem Stock und einem Haupt- 
gange kein wesentlicher Unterschied besteht, ziehen wir die erstere Bezeichnung 
fCtr die Eruptionscentra vor. 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. ^y^ 

• 

stellenweise zwischen Diorit und Syenit. ^^Ob aber Diorit und Syenit 
getrennte Massen bilden, oder ob sie gleichförmig gemengt erscheinen, 
bleibt eine offene Frage, es lässt sich dies wol nicht ganz sicher 
wegen der grossen Aehnlichkeit der beiden Gesteine unterscheiden; 
jedoch erscheint es äusserst wahrscheinlich, es dürfte, wie dies die 
wenigen im Kalk aufsteigenden Gänge nachweisen, die Hauptmasse 
des Monzoni als aus verschiedenartigen kleinen Gängen zusammen- 
gesetzt erscheinen. Jedenfalls ist der Monzoni nicht aus einem Gusse 
hervorgegangen, sondern nach und nach gebildet worden* (Doelter). 
Der Syenit wird zunächst von beiläufig Nord -Süd streichenden 
Gängen von Augitfels (und Gabbro) durchsetzt, ist also im Allge- 
meinen das ältere Gestein. Doch besteht nach Doelter kein durch- 
greifender Altersunterschied zwischen beiden Gesteinstypen und 
kommen Uebergänge zwischen den Amphibol- und Pyroxen-Ge- 
steinen vor. Entschieden jünger ist sodann der Melaphyr (Hom- 
blende-Melaphyr), welcher in seltenen schmalen, ebenfalls haupt- 
sächlich Nord-Süd streichenden Gängen die älteren Gesteinsarten 
durchsetzt. Als das jüngste Gestein endlich betrachtet Doelter 
den gleichfalls nicht häufigen, in vorzüglich Ost- West streichenden 
Gängen auftretenden Orthoklasporphyr. 

Sowol an den Berührungsstellen des Eruptivstockes mit dem 
durchbrochenen Kalkgebirge, als auch an den in der Eruptivmasse 
eingeschlossenen Schollen des im Gefolge der Eruptionsthätigkeit 
zerstückelten Gebirges finden sich zahlreiche Contacterscheinungen. 
Die meisten Mineralien, welche vom Monzoni -Stocke stammen, 
rühren aus diesen Contactzonen her, nur wenige finden sich auf 
Spalten der Eruptivgesteine*). Unter den entblössten, der Beobach- 
tung zugängUchen Contactveränderungen ist die Umwandlung der 
lichten Triaskalke und Dolomite in kömigen, Brucit führenden 
Marmor (Predazzit) am weitesten verbreitet. Die Breite dieser 
Hauptcontactzone scheint beträchtlichen Schwankungen zu unter- 
liegen. Nach Lemberg dürfte die grösste Breite 70 Meter (vom 
Syenit an gerechnet) betragen. Stellenweise scheint die Einwirkung 
ausserordentlich schwach gewesen zu sein. Ungleich interessanter 
sind die Contacterscheinungen an den thonreicheren tieferen Schicht- 
complexen (unterer Muschelkalk, Werfener Schichten). Das ver- 
änderte Gestein besteht aus einem Wechsel von lebhaft gefärbten 
Carbonaten und Silicaten. Die meist dunklen Carbonatlagen werden 
zunächst von Serpentinzonen umsäumt, und diesen folgen sodann 
Zonen augitischen Gesteins (Augitzonen Lemberg's). Ganz ähnlichen 



*) lieber die Mineral-Fundstätten hat Doelter in seinen Arbeiten berichtet. 



Der alivulcanische Dittrin von Fatu und Fleinu. 



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Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. ^y^ 

Säumen grüner Gesteine begegnet man nach den sorgsamen Unter- 
suchungen Lemberg*s am Contact des Brucit führenden Marmors 
(Predazzit) mit dem Syenit. Die regelmässige Anordnung dieser 
Säume, zusammengehalten mit der oft sehr scharfen Abgrenzung 
derselben gegeneinander, widerspricht, wie Lemberg betont, der 
Ansicht, wonach die Contactgebilde durch Zusammenschmelzen von 
Syenit und Carbonaten entstanden wären. ,Nur Wasser, welches 
aus dem Monzonit und dem Carbonat Stoffe aufnahm, vermochte 
so regelmässige Mineralzonen abzusetzen; hohe Temperatur mochte 
dabei im Spiel, ja sogar unerlässlich sein, was sich zur Zeit jedoch 
mit Sicherheit nicht entscheiden lässt* *) 

Bereits v. Richthofe n lenkte die Aufmerksamkeit auf die 
merkwürdige Analogie zwischen diesen mineralreichen Contactzonen 
und den sogenannten Silicatblöcken des Monte Somma am Vesuv, 
Judd**), welcher eine Uebersicht der Monzoni-Mineralien gab, hob 
nachdrücklich hervor, dass die Mehrzahl der Vesuv-Mineralien sich 
am Monzoni wiederfindet^ und deutete an, dass die am Monzoni 
fehlenden Mineralien durch Pseudomorphosen ersetzt sein mögen. 
Während am Vesuv der Wasserdampf die losgerissenen Blöcke des 
Apenninen-Kalks mit ihren Mineral-Einschlüssen an das Tageslicht 
fördert und uns dadurch Nachricht bringt über die am Contacte 
mit dem eruptiven Magma sich vollziehenden Gesteinsumwandlungen, 
hat nach Judd's treffender Parallele am Monzoni die Denudation 
die Geburtsstätte der unter ähnlichen Verhältnissen entstandenen 
Mineralien blosgelegt ^In dem Herzen dieses alten, nun todten und 
kalten Vulcans kann der Geologe die Producte der Vorgänge 
Studiren, welche zweifellos tief unter unserer Oberfläche in den 
heute thätigen Feuerschlünden wirksam sind.* 

Zum Monzoni-Stocke im weiteren Sinne rechne ich noch die 
Augitporphyrmasse, welche den im Westen das Syenit - Massiv 
begrenzenden Dolomit des Monte di Pesmeda durchsetzt, das 
Pellegrin-Thal verquert und am Nordfusse des Sora Crep wieder 
abschneidet Man hat dieses Vorkommen wegen seiner häufig 
breccienartigen Beschaffenheit zu den Tuffen stellen wollen, und 
mag die weit vorgeschrittene Verwitterung des Gesteins zu dieser 
unrichtigen Auffassung beigetragen haben. Die Lagerungsverhält- 
nisse lassen, wie die Betrachtung der Karte lehrt, keinen Zweifel 
an der intrusiven Natur der ziemlich ausgedehnten Masse, welche im 
Monzoni-Stocke dieselbe Rolle spielt, wie die grossen Melaphyrmassen 

*) Lemberg, Zeitschr. D. Geol. Ges. 1877, Seite 468. 
♦♦) On Volcanos. Geol. Magazine, 1876, pag. 212. 



376 



Der «livulcinische Diitrici von Faiu und Fleimi. 



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ALiKhet-RückcD 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. 



377 



des Mulat und des Monte Feudale im Fleimser Eruptivstocke. 
Aller Wahrscheinlichkeit nach erstreckte sich einst dieser grosse 
Gang über die eigenthümlich convex gebogene und gegen Osten 
geneigte Fläche des Monte di Pesmeda bis über die Punta di 
Valaccia hinaus. Die obere, einem Lagergange zu vergleichende 
Partie ist nun bis auf Reste der unteren Spaltfläche des Ganges 
denudirt und nur der schräg in die Tiefe setzende Stiel ist noch 
sichtbar. 

Der noch von zahlreichen anderen, vorherrschend Nord-Süd 
streichenden Melaphyrgängen *) durchsetzte Dolomit des Monte 
di Pesmeda ist die Fortsetzung der Punta di Valaccia und des 



Pcllegri 


n-Thal 


Ricoletta 




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Quer-Durchachnitt durch den Bruptivatock dea Monaoni. 

a = Qaarzporphyr ; h = Werfener Schichten; c = Unterer Muachelkalk; d zz Oberer Muschel- 
kalk; e = Buchensieiner Schichten; / = Wengener Dolomit; a = Syenit und Dioni; j3 = Augit- 

tels und Gabbro; 7 = Melaphyr; 8 = Onhoklasporphyr. 



Sasso di Mezzogiorno. Während nun, wie aus dem Profil zu ent- 
nehmen ist, der nördliche Theil dieser Gruppe zwischen der Mon- 
zoni-Alpe und dem Pozza-Thal sich zum Quarzporphyr des Pelle- 
grin-Thales wie dessen normales, blos durch den Monzoni-Stock 
unterbrochenes Hangendes darstellt, ist im Westen der Eruptivmasse 
das Gebirge (Monte di Pesmeda) tief eingesunken. Am Ausgange 
des Pellegrin-Thales sieht man deutlich, wie der bis in die Thal- 
sohle herabreichende, von östlich einfallenden Gangspalten durch- 
setzte Dolomit des Monte di Pesmeda im Westen an den hoch an 
ihm hinanreichenden Werfener Schichten (vgl. das Profil Seite 376) 
abstösst Es ist eine Wiederholung des oben constatirten Absinkens 
des Fuchiada- Kalkzuges zwischen Le Seile und dem Monzoni- 
Thal. Obwol es im Allgemeinen ausserordentlich schwierig ist, 
die Zeit des Eintrittes tektonischer Störungen genauer zu bestim- 
men, so möchte ich doch wegen des ganz eigenthümlichen 



*) Nach Do elter findet sich am Kamme westlich vom Mal Inverno im 
Dolomit auch ein Syenitgang. 



378 ^er altvulcanische District von Fassa und Fleims. 

Charakters dieser an der Peripherie der Eruptionsstelle sich wieder- 
holenden Einsenkungen die Vermuthung wagen, dass dieselben in 
naher zeitlicher Beziehung zu den Eruptionen stehen. Solche 
plötzliche, nur auf kurze Strecken anhaltende und in der Streichungs- 
richtung des Gebirges erfolgende Absenkungen sind dem in unserem 
Gebiete herrschenden Dislocations-System vollständig fremd. Man 
erhält den Eindruck, als ob an der Peripherie der Eruptionsstelle 
Theile des durchsetzten Gebirges in entstandene Hohlräume hinab- 
getaucht worden wären. 

Im Uebrigen stellt sich die Gruppe des Sasso di Mezzogiomo 
als die östliche, durch die Erosionsrinne des Fassa-Thales isolirte 
Fortsetzung des Rosengarten - Gebirges dar. Die Buchensteiner 
Schichten sind, wie am Ostrande des Rosengartens, durch die 
normale heteropische Schichtenreihe vertreten. 

Der zwischen dem Monzoni- und dem Pozza-Thal sich er- 
hebende Col dal Lares (vgl. das Profil auf Seite 369), welcher durch 
eine Verwerfung von der Südabdachung des Buffaure getrennt ist, 
stellt mit seinen Nord fallenden Schichten die Verbindung mit dem 
Sasso di Rocca her. Er ist von Melaphyrmassen durchbrochen, 
doch ist es fraglich, ob die Darstellung unserer Karte, welche hier 
nur intrusives Eruptivgestein verzeichnet, der Wirklichkeit voll- 
kommen entspricht Ein aliquoter Theil gehört vielleicht zu den 
Augitporphyrlaven. 



5. Der Fleimser Eruptivstock mit dem umgebenden Kalkgebirge. 

Südwestlich vom Monzoni befindet sich die grosse Eruptiv- 
masse von Fleims, welche durch die Erosionsthäler des Avisio und 
des Travignolo in drei Theile zerschnitten ist. Wir verdanken diesem 
glücklichen Umstände eine genaue Einsicht in die inneren Verhält- 
nisse eines alten Vulcanschlotes, wie eine solche in gleicher Ueber- 
sichtlichkeit und Vollständigkeit kaum irgendwo wieder vorhanden ist 
Am Monzoni fehlen, wie es scheint, die höheren Partien vollständig 
und reichen die Aufschlüsse nicht so tief in das Innere der Masse, 
Der Rand des alten Schlotes ist in Fleims noch auf weite Strecken 
vollständig erhalten und grosse deckenartig ausgebreitete Melaphyr- 
massen nehmen vorhen'schend die höheren Theile des unten kessei- 
förmig sich verengenden Schlotes ein. Tiefer folgt dann der Syenit, 
aus welchem, wie aus einer oben geöffneten Kapsel, der berühmte 
Turmalingranit von Predazzo hervortritt. Der granitische Kern 
bildet den tiefsten entblössten Theil. 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. 



379 



Diese interessante Gegend verdiente eine eingehende mono- 
graphische Behandlung. Wir können hier nur die Grundlinien der 
tektonischen Verhältnisse andeuten. — Die Ausscheidung und Be- 
grenzung der eruptiven Gesteinsarten in unserer Karte ist die 
Frucht der mehrjährigen mühevollen Untersuchungen Dr. Doelter's. 

Die hier in Betracht kommenden Sedimentbildungen schliessen 
sich im Wesentlichen der Ausbildung der benachbarten Districte 
an. Die Hauptmasse der bald mehr, bald weniger dolomitischen 
weissen Kalke des Latemar- Gebirges, des Dosso Capello, des 
Viezzena gehört, wie die Denudationsreste von Augitporphyrlaven 
auf dem Monte Agnello und auf dem Viezzena beweisen, den 
Wengener Schichten oder der Zeit der Augitpophyrlaven der 
Fassa-Grödener Tafelmasse an. An die Stelle der ungeschichteten 
Dolomit- und Kalkmassen treten aber hier, insbesondere im Latemar- 
Gebirge, wolgeschichtete Ablagerungen, welche, wie aus dem Ver- 
laufe der heteropischen Grenzen im Norden und Osten hervorgeht, 
im Inneren der alten Riffe gebildet wurden. Etwas weniger ent- 
schieden, aber immerhin noch deutlich, sind die Schichtenlinien in 
dem Stocke des Dosso Capello und im Viezzena-Gebirge. Einer 
grösseren schichtungslosen Masse begegnen wir blos in der abge- 
sunkenen Scholle des Soracrep. 

Schon V. Richthofen erwähnte den grossen Fossilreichthum 
des stellenweise zahlreiche Diploporen führenden Kalkes im Latemar- 
Gebirge. In neuerer Zeit traten zu diesem Fundorte noch die Wengener 
Kalke bei Fomo, wo Doelter Blöcke mit zahlreichen wolerhaltenen 
Ammonitiden fand, und der Wengener Kalk des Dosso Capello bei 
Predazzo, wo Dr. Reyer in geringer Entfernung vom Gipfel, un- 
weit der Contactstelle mit der Eruptivmasse, eine fossilreiche Lage 
entdeckte. Die bis heute vorliegenden Ammonitiden dieser drei 
Fundstellen weisen ebenso wie die Ammonitiden des Marmolata- 
Kalkes auf ein relativ tiefes Niveau der norischen Stufe hin. Die 
häufigste Art von Fomo, Trachyceras Avisianum Mojs., ist mir auch 
aus den norischen Tuffmergeln von Kaltwasser bei Raibl bekannt. 
Die übrigen Formen, welche den Gattungen Arcestes, Pinacoceras, 
Ptyckites, Megaphyllites, Trachyceras angehören, sind anderwärts bis 
jetzt noch nicht gefunden worden. Bei Fomo und im Latemar- 
Gebirge kommen mit den Ammonitiden auch ziemlich häufig 
Gasteropoden vor. Auf dem Dosso Capello walten, wie es scheint, 
Brachiopoden und Pelecypoden vor. Unter letzteren ist eine Daonella 
bemerkenswerth, wahrscheinlich D, Lommeli, soviel sich aus dem 
einzigen mir zu Gebote stehenden Bruchstück schliessen lässt. 
Erwähnung verdient noch, dass die Fossilien von Fomo in dicken 



1 



jSo ^cr altvulcanische District von Fassa und Fleims. 

Sinterkrusten stecken, aus denen sich dieselben in der Regel leicht 
loslösen lassen. 

Die Buchensteiner Schichten sind in der Regel durch die 
normale, heteropische Ausbildung (Bänder- und Knollenkalke) ver- 
treten; nur in dem Gebirgsstocke des Dosso Capello, in welchem 
die Mächtigkeit der normalen Buchensteiner Schichten abnimmt, 
dürfte ein Theil des folgenden Dolomits noch den Buchensteiner 
Schichten beizurechnen sein. 

Um zu einer klaren Vorstellung der tektonischen Verhältnisse 
zu gelangen, müssen wir zunächst den tektonischen Zusammenhang 
der drei Kalkgebirgs-Gruppen des Viezzena, des Dosso Capello imd 
des Latemar mit den angrenzenden Regionen untersuchen. Was 
nun zunächst die Gipfelmasse des Viezzena betrifft, so überzeugt 
uns ein Blick auf die Karte von der vollkommen regelmässigen 
Auflagerung derselben auf dem Quarzporphyr-Gebirge. Ruhig, mit 
wenig gegen Westen geneigten Schichten erhebt sich über dem 
Plateau von Bellamonte die Hauptmasse des Gebirges. Nur gegen 
Osten hin, wo der westliche Gewölbschenkel des Quarzporphyr- 
Aufbruches der Bocche unter den Viezzena hinabtaucht, stellen 
sich die tieferen Schichtcomplexe etwas steiler auf. Das Viezzena- 
Gebirge entspricht sonach vollkommen dem auf dem Nordschenkel 
des Bocche-Aufbruches liegenden Fuchiada-Kalkzuge. Nur das tiefe 
Erosionsthal von S. Pellegrino und der Durchbruch der eruptiven 
Massen des Monzoni unterbrechen den Zusammenhang dieser beiden 
Gebirgstheile. Eine irgendwie nennenswerthe tektonische Störung 
liegt nicht zwischen ihnen. Dieselbe Porphyrplatte, welche bei 
Bellamonte die Unterlage des Viezzena bildet, träg^ weiter westlich 
die durch den Durchbruch des Fleimser Eruptivstockes und die 
Erosionsrinne des Avisio vom Viezzena geschiedene Gebirgsmasse 
des Dosso Capello. Die Schichten derselben neigen sanft gegen 
Osten, so dass unter der Voraussetzung eines ununterbrochenen 
Zusammenhanges des Dosso Capello und des Viezzena eine flache 
synclinale Mulde resultiren würde. Die kleine, vorzüglich aus 
Werfener Schichten bestehende Gebirgsmasse der Malgola, welche 
sich thatsächlich zwischen die beiden genannten Gebirge ein- 
schiebt, tektonisch aber von denselben geschieden ist, kann als 
eine am Rande des Eruptivschlotes eingesunkene Scholle betrachtet 
werden. 

Den beiden, tektonisch als zusammengehörig sich erweisenden 
Massen des Viezzena und des Dosso Capello steht im Norden die 
Gebirgsmasse des Latemar gegenüber, deren tektonische Grenzen 
zwischen Fomo und dem Ausgange des Pellegrin-Thales auf das 



Der altvulcinische District von Fassa und Fldm«. 






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j82 ^cr altvulcanische District von Fassa und Fleims. 

linke Ufer des Avisio herübergreifen. Die bedeutungsvolle Störungs- 
linie, welche die Südgrenze des Latemar-Gebirges bildet, wollen 
wir erst nach der Darlegung der tektonischen Beziehungen dieses 
Gebirgsstockes zu den nördlichen und westlichen Gebieten be- 
sprechen. 

Wenn man von einem nördlicher gelegenen Punkte des Quarz- 
porphyr-Plateau's aus das Rosengarten- und Latemar-Gebirge be- 
trachtet, so bemerkt man, dass die Basis der prachtvollen Dolomit- 
wände des Latemar bedeutend tiefer als die Basis der Dolomit- 
zacken des Rosengarten lieg^ Dieser Eindruck verschärft sich, je 
mehr man sich dem Caressa-Passe, welcher bekanntlich diese beiden 
Gebirgsgruppen trennt, nähert Während die Wengener Dolomite 
des Rosengarten erst in bedeutender Höhe über einem weithin 
sichtbaren Sockel der tieferen Schichtengruppen beginnen, scheinen 
die Wengener Dolomite des Latemar sich unmittelbar über dem 
Quarzporphyr zu erheben, als ob die ganze mächtige Reihe der 
zwischenliegenden Schichten versenkt wäre. Erschweren nun auch 
die mächtigen, von wiederholten Bergstürzen herrührenden Trümmer- 
massen am Nordfusse des Latemar die Beobachtung des anstehen- 
den Gebirges, so reichen die vorhandenen Aufschlüsse doch hin, 
um zu erkennen, dass die tieferen Schichten vorhanden sind, aber 
sich ziemlich rasch und steil gegen den Latemar zu in die Tiefe 
ziehen. Dieses steile Absinken, welches im kleinen Massstabe die 
Erscheinung des grossen Schichtenfalles zwischen dem Rosengarten- 
und Schlem-Gebirge wiederholt, hält aber nur bis zum Fusse der 
Steilwand an, deren deutliche Schichtenlinien sich sanft gegen Süd- 
westen in die Höhe ziehen. Weiter gegen Westen, gegen Ober- 
Eggenthal zu, wird das Einfallen der vorderen Zone der tieferen 
Schichten immer sanfter und in Folge dessen nimmt die Breite der 
hier verlaufenden synclinalen Mulde etwas zu. Im Westen sieht man 
sodann die ganze Reihe der Sockel-Schichten vom Rubelberge auf 
die Reiterjoch-Alpe hinaufziehen, wo der Grödener Sandstein und 
die Bellerophon-Schichten an der östlichen Fortsetzung der das 
Schwarzhom vom Joch Grimm scheidenden Verwerfung (vgl. Seite 135) 
abschneiden. Auf der Südseite des Reiterjoches erfolgt die Ueber- 
lagerung der Werfener Schicl>ten durch den unteren Muschelkalk 
in der 2300 Meter Curve, und ist dies die bedeutendste Höhe, 
welche im Umkreise des Latemar-Gebirges von dessen Sockelmassen 
erreicht wird. Wie nun das Latemar-Gebirge seiner Lage nach dem 
Joch Grimm mit dem Weissenstein-Aldeiner Plateau entspricht, so 
neigt sich auch das Latemar-Gebirge der in einem früheren Capitel 
erwähnten trogförmigen Synclinale zu, welche von Ober-Eggenthal 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleicns. 383 

über Deutschenofen verläuft (vgl. Seite 133). Dem Nordschenkel 
dieser Synclinale entspricht das Südfallen der tieferen Schichten am 
Nordrande des Latemar-Gebirges, und so können wir nunmehr die 
aus orographischen Elementen erschlossene Einbiegung der Quarz- 
porphyr-Tafel bis zum Caressa-Passe verfolgen. 

Die Ost-Abdachung des Latemar-Gebirges verhält sich wesent- 
lich anders. Die ganze Schichtenreihe vom Quarzporphyr bis zum 
Wengener Dolomite senkt sich rasch dem Streichen nach in die 
Tiefe und wird zwischen Soraga und Fomo vom Avisio durch- 
schnitten. Es vollzieht sich dieses plötzliche Abfallen auf der Seite 
von Val Costalunga, wie es scheint, ohne das Dazwischentreten 
einer bemerkenswerthen Störung in ganz regelmässiger Weise. Auf 
der Südwestseite jedoch erscheinen über den von Melaphyr und 
Augitporphyr durchbrochenen Wengener Dolomiten, in welchen das 
untere Valsorda verläuft, oberhalb der Malga di Valsörda Werfener 
Schichten in ruhiger Lagerung als Basis des Latemar-Gebirges im 
engeren Sinne. Hier ist sonach ein Riss vorhanden, auf dessen Südseite 
das Gebirge eingesunken ist. Die Schichten des zum Avisio hinab- 
tauchenden Latemar-Flügels setzen, Süd fallend, am linken Avisio-Ufer 
regelmässig fort. Die Wengener Dolomite, welche das untere Valbona 
begfrenzen und die Masse des Soracrep bilden, stehen in ununter- 
brochenem tektonischem Zusammenhange mit dem Ostflügel des 
Latemar-Gebirges und gehören nicht, wie es nach den orographi- 
schen Verhältnissen der Fall ist, zum Viezzena-Gebirge. 

Eine bedeutende Verwerfung, deren Verlängerung mit der 
Westgrenze des Monzoni-Stockes zusammenfällt, trennt die Masse 
des Soracrep von dem Viezzena-Gebirge. Auf der Ostseite des 
Soracrep ist der Zusammenstoss der tieferen Schichtsysteme der 
Viezzena-Masse mit dem Wengener Dolomit des Soracrep deutlich 
zu sehen, und selbst auf der Nordwestseite des Viezzena, wo sich 
die Wengener Dolomite der beiden Gebirgsmassen berühren, fallt 
es nicht schwer, das Durchsetzen der Verwerfungsspalte zu con- 
statiren, da die oberen, in der Tiefe liegenden Massen des Wengener 
Dolomits der Soracrep-Scholle ungeschichtet sind, während die 
höher ansteigenden Wengener Dolomite des Viezzena eine aus- 
gezeichnete Schichtung erkennen lassen. 

Nachdem wir gezeigt haben, dass die Gebirgsmasse desDosso 
Capello tektonisch mit der Gebirgsmasse des Viezzena innig ver- 
bunden ist, müssen wir die Verwerfung, welche die Nordwest- und 
Nordseite der Dosso Capello-Masse begleitet und dieselbe von* der 
Gebirgsmasse des Latemar trennt, als die Fortsetzung der Ver- 
werfungsspalte zwischen dem Viezzena und dem Soracrep betrachten. 



384 ^^^ altvulcanische District von Fassa und Fleims. 

Die Verhältnisse im Grossen sind in beiden Fällen die gleichen, 
aber die Rollen in Beziehung zur Verwerfung sind vertauscht In 
dem eben betrachteten Falle liegt der verworfene Theil im Norden, 
während hier das Gegentheil stattfindet Das Satteljoch (Kripp), 
dessen tiefster Punkt 2137 Meter hoch ist, liegt in Werfener 
Schichten, welche der Masse des Latemar-Gebirges angehören. 
Ueber ihnen folg^ am Südfusse des Reiterjoches der untere Muschel- 
kalk in einer Höhe (2300 Meter), welche vom höchsten Punkte der 
Gebirgsmasse des Dosso Capello, dem Monte Agnello (2319 Meter), 
kaum überschritten wird. Die Gipfelmasse des .Monte Agnello bildet 
aber ein nahezu söhlig lagerndes System wolgeschichteter Augit- 
porphyrlaven, welche die mächtige Platte des Wengener Dolomits 
des Dosso Capello-Massivs zur Unterlage hat Der Betrag der süd- 
lichen Versenkung ist daher sehr bedeutend. Man kann dafür 
4 — 500 Meter annehmen. An der Verwerfungsspalte selbst sind im 
Süden des Satteljoches zwischen den Werfener Schichten und dem 
Wengener Dolomite Buchensteiner Bänderkalke, welche steiles Süd- 
fallen zeigen, in Folge von Schleppung der Schichten eingepresst. 

Die Verbindungslinie zwischen den sichtbaren Bruchstellen am 
Satteljoche und am Viezzena verquert den Fleimser Eruptivstock 
und muss deshalb die Scholle von Werfener Schichten bei Vardabe, 
sowie die viel kleinere aus Muschelkalk und Buchensteiner Schichten 
bestehende Scholle bei Mezzavalle wol dem im Süden der Ver- 
werfungsspalte liegenden Gebirge zugezählt werden. Man sollte nun 
erwarten, dass eine so bedeutende Verwerfung sich auch im Eruptiv- 
stocke durch eine scharfe lineare Gesteinsgrenze bemerkbar machen 
sollte. Dem ist aber nicht so. Ebenso wenig lässt die Augitporphyr- 
masse des Pesmeda-Thales, welche über das Pellegrin-Thal auf die 
linke Thalseite herübergreift, eine Einwirkung der Verwerfungsspalte 
erkennen, trotzdem sie von derselben mitten durchschnitten wird. 

Die Fleimser Eruptivmasse ist nur durch die schmale zur 
Verwerfungsspalte hinneigende Kalkscholle des Soracrep, der Fort- 
setzung des Monte di Pesmeda, vom Eruptivstocke des Monzoni 
getrennt. Dies, sowie die gleichartige Zusammensetzung und die 
vollständige Uebereinstimmung des Alters der beiden Eruptivmassen 
gestatten die Annahme, dass die nahe benachbarten Eruptionsstellen 
innig zusammenhängen und auf einer und derselben Spalte liegen. 
Da nun die geschilderte Verwerfungsspalte zwischen dem Monzoni- 
Thal und dem Satteljoch das von den Eruptivmassen injicirte 
Gebirge durchschneidet, die injicirenden Gesteinsarten aber, allem 
Anscheine nach, überspringt, so möchte man schliessen, dass die- 
selbe der Zeit ihrer Entstehung nach dem Austritte der eruptiven 



Der altvulcanische Districc von Kmm und Fleims. agc 

Massen voranging. Im ganzen Umkreise des Monzoni und des 
Fleimser Eruptivstockes existirt keine andere Spalte, welcher irgend 
welche Beziehungen zu den Eruptionen zugeschrieben werden könnten. 
Wir betrachten demnach diese Spalte als die Vorläuferin der vul- 
canischen Erscheinungen und nennen sie die , Fleimser Eruptions- 
spalte'. 

Gegen Westen setzt die Fleimser Eruptionsspalte bis an die 
Grenze unserer Karte fort, Ihr Verlauf ist an dem plötzlichen Ab- 
schneiden der an ihrem Südrande dem Quarzporphyr aufgesetzten 
jüngeren Schichtreihen leicht zu erkennen. Bei Aguai, in einer 
Gegend, welche ausserhalb des Verbreitungsbezirkes der Melaphyr- 
gänge liegt, finden sich an ihr oder wenigstens in ihrer nächsten 
Nähe Melaphyrgänge. Westlich vom Riv. di Predaja, durch welchen 
die Strasse auf den Pass von San Lugano fuhrt, trennt unsere 
Spalte das Porphyr-Plateau von Altrey (Fraul, Monte Gua) vom 
nördlichen höher ansteigenden Porphyrgebirge des Monte Como u. s. w. 

In nordöstlicher Richtung über das Monzoni-Thal hinaus ist 
eine Fortsetzung der Eruptionsspalte nicht erkennbar. Doch dürfte 
die grosse Verwerfung, welche den Marmolata-Stock vom Fuchiada- 
Vemale-Massiv trennt, derselben Bildungszeit angehören, da auf 
derselben der grosse, bereits ausser der Peripherie der Gang- 
Region liegende Melaphyrgang von Ombretta emporgestiegen zu 
sein scheint 

Als einen am Satteljoch abzweigenden Seitenast der Fleimser 
Eruptionsspalte dürfen wir vielleicht auch die über die Grimm-Alpe 
und durch das Trudenthal verlaufende Verwerfung betrachten, an 
welcher auf dem Cislon und nach Prof. Gredler's Mittheilung 
zwischen Gschnon und Gfrill Melaphyrgänge in grosser Entfernur^ 
vom Fleimser Eruptivbezirk aufsteigen. Die Bifurcation (und selbst 
die fächerförmige Zersplitterung) der grossen tektonischen Störungs- 
linien ist im Bereiche unseres Kartengebietes eine regelmässig und 
häufig wiederkehrende Erscheinung, auf welche wir im letzten Theile 
dieses Buches noch zurückkommen werden. 

Die längere Achse des Fleimser Eruptivstockes ist von Süden 
nach Norden gerichtet. Dieselbe steht daher, sowie die Längen- 
achse des Monzoni-Stockes, mehr weniger senkrecht zur Eruptions- 
spalte. 

Die innerste entblösste Kemmasse des Fleimser Eruptivstockes 
ist, wie oben erwähnt wurde, der Turmalin führende Granit von 
Predazzo, welcher einen einzigen, am Fusse des Monte Mulat aus 
dem unteren Travignolo-Thale in das Avisio-Thal streic'"""'''"" ""'' 
mit seinem nördlichen Ende noch auf das rechte 

Jiloiiiioirici, DolOmilriOc. 



Der flttvulcanische District von Tana und Fleims. 






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Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. 287 

hinüberreichenden Gang bildet. Nach Doelter's Mittheilungen ent- 
hält dieses Gestein neben den Flüssigkeitseinschlüssen auch stellen- 
weise Glaseinschlüsse, so dass es fraglich sei, ob die Bezeichnung 
, Granit* nicht passender durch die Bezeichnung , Porphyr* ersetzt 
werden sollte. Wenn man die verhältnissmässig hohe Lage des 
Granits von Predazzo, in geringem verticalem Abstände vom 
obersten Rande des durchbrochenen Gebirges (circa 1000 Meter) 
berücksichtigt, so erscheint diese Beobachtung im hohen Grade 
interessant. Im Einklänge mit Reyer's Theorie dürfte man schliessen, 
dass in grösseren Tiefen echter, glasfreier Granit folgt. Ob man 
aber das Ge.stein von Predazzo Granit oder Porphyr nennt oder 
dafür vielleicht einen neuen, seine intermediäre Stellung bezeichnen- 
den Namen bildet, ändert an der wichtigen Thatsache nichts, dass 
ein vollkrystallinisches, dem Granite sehr nahestehendes Gestein die 
Kemmasse des Fleimser Eruptivstockes bildet. 

Man nimmt gewöhnlich an, dass der Predazzo- Granit jünger 
als der denselben umgebende Syenit sei, da der Granit nirgends 
von Syenitgängen durchsetzt werde. Ich möchte, ohne die Richtig- 
keit dieser Folgerung zu bestreiten, kein zu grosses Gewicht auf 
die relative Altersbestimmung der Gesteine im Innern eines alten 
Eruptivschlotes legen. Chronologisch besteht zwischen allen Eruptiv- 
gesteinen des Fleimser Eruptivstockes kein wesentlicher Unter- 
schied. Wer vermag heute zu sagen ^ ob die syenitischen und 
granitischen Schlieren, welche die tieferen entblössten Theile des 
alten Schlotes erfüllen, vor, während oder nach den Hauptergüssen 
der Melaphyre emporgedrungen sind.^ 

Der in der Karte mit dem Diorit zusammengefasste Syenit 
umgibt zum grössten Theile den Granit mantelförmig und nimmt 
in der Südhälfte des Fleimser Eruptivstockes die tieferen Lagen 
bis zum Rande des durchbrochenen Sedimentgebirges ein. Von den 
Syeniten und Dioriten des Monzoni unterscheiden sich die gleich- 
namigen Gesteine des Fleimser Stockes nach Doelter und Hansel 
durch vorherrschenden Biotitgehalt. Doelter, welcher, wie bekannt, 
nicht nur die Syenite und Diorite, sondern auch die Pyroxengesteine 
unter dem Sammelnamen Monzonit zusammenfasst, hat im Fleimser 
Eruptivstock die kartographische Trennung der Amphibol- und der 
Pyroxengesteine, welche er im Monzoni-Stocke durchgeführt hatte, 
unterlassen, da die Pyroxengesteine in Fleims nur in sehr unter- 
geordneten Massen auftreten. Das einzige bedeutendere Vorkommen 
von Augitfels, welches sonach in der Karte in die Farbe des 
Syenits einbezogen ist, findet sich nach Doelter südöstlich vom 
Satteljoche. 



25 * 



ßgg Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. 

Wie im Monzoni-Stocke, dringt auch hier der Syenit nur selten 
gangförmig in das angrenzende Sedimentgebirge ein. B. v. Cotta*) 
beobachtete indessen an der Contactfläche des Dosso Capello-Ge- 
hänges an mehreren Stellen, sowol in den tieferen Schichten, als 
auch in den oberen hellen Kalken, gangförmige Verzweigungen 
und Ausläufer des Syenits, und Lemberg beschrieb einen un- 
zweifelhaften, den lichten Kalk durchsetzenden Syenitgang aus der- 
selben Gegend. 

Die höheren Partien im Süden und den ganzen Norden 
nehmen die Melaphyre und Augitporphyre ein, welche auch in 
unzähligen Gängen sowol in den tieferen Massengesteinen, als auch 
in dem benachbarten Sedimentgebirge auftreten. 

Der Orthoklasporphyr tritt hier, wie im Monzoni, nur in unter- 
geordneten kleinen Gängen auf. In das benachbarte Sedimentgebirge 
dringt er nur selten ein. 

Die Contactflächen zwischen dem Eruptivstocke und dem 
Sedimentgebirge convergiren in der Regel gegen das Innere des 
Eruptions-Centrums. Den schönsten Aufschluss in dieser Beziehung 
bildet das Gehänge des Dosso Capello bei Predazzo (vgl. das 
Lichtbild ,Canzacoli bei Predazzo, von der Malgola*). Die durch die 
abweichende Färbung der Gesteine leicht kennbare Gesteinsgrenze 
zieht sich von unten gegen oben schräg gegen den Gipfel des 
Berges zurück. Die Schichten des Sedimentgebirges, welche sich 
nur wenig gegen die Eruptionsstelle zu neigen, schneiden an dieser 
schrägen Contactfläche scharf ab. Die Eruptivmassen nehmen daher 
gegen oben an Flächenausdehnung zu. Die älteren Geologen sahen 
in dieser Erscheinung ,die Ueberlagerung des Kalkes durch Granit*. 

Aus dieser Erweiterung des alten kesseiförmigen Schlotes 
gegen oben erklärt sich die scheinbar stromartige Ueberlagerung 
der tieferen Massen durch die Melaphyre und Augitporphyre. Die 
Melaphyrmassen des Mulat, des Feudale u. s. f sind unzweifelhafte 
Gangmassen, aber sie sind schräge aufgestiegen, so etwa wie die 
, Lagergänge* des Fuchiada-Zuges (vgl. Seite 369), und haben sich 
im Inneren des sich gegen oben erweiternden Schlotes aus- 
gebreitet. Von , Strömen* darf man hier nicht sprechen, wenn man 
nicht dieser Bezeichnung ihre tektonische Bedeutung nehmen will. 

Eine wirkliche stromfönnige, dem normalen Schichtenverbande 
conforme Lagerung dagegen zeigen die Augitporphyrmassen auf 
dem Gipfel des Monte Agnello und des Comon. Ich habe diese 



*) Alter der granitischen Gesteine von Predazzo u. s. w. N. Jahrb. v. Leon- 
hard und Geinitz, i863, Taf. I. 



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Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. ^80 

wolgeschichteten, dem Dolomitmassiv des Dosso Capello normal 
aufgesetzten Massen daher consequent als , Laven* ausgeschieden. 
Eckige Einschlüsse von Kalksteinen u. s. f. könnten vielleicht als 
Auswürflinge aufgefasst werden. Auf alle Fälle hat man es hier 
mit aus dem Bereiche der Eruptionsstelle ausgetretenen und 
schichtenfbrmig ausgebreiteten Ergüssen zu thun, wenn man will, 
mit den Denudationsrelicten des alten Kraterwalles. Nach Doelter's 
Mittheilungen kommen ganz übereinstimmende Tuffbreccien auf 
dem Kamme des Viezzena vor. 

Der grossen Anzahl von Melaphyr- und Augitporphyrgängen 
in den Umgebungen der Fleimser Eruptivstelle ist schon oben 
gedacht worden*). Hier wollen wir nur nachtragen, das die Mehr- 
zahl der Gänge im Bereiche des Fleimser Eruptivstockes ein 
meridionales, d. h. ebenso wie der Eruptivstock selbst, auf die 
Eruptionsspalte senkrechtes Streichen zeigt. Die wenigen ostwestlich 
verlaufenden Gänge könnte man als zum Gangsystem des Monzoni 
gehörig betrachten. Bei letzterem überwiegt, wie oben gezeigt 
worden ist, die ostwestliche Richtung, und können umgekehrt die 
weniger häufigen meridionalen Gänge dem Gangsystem des Fleimser 
Eruptivstockes zugerechnet werden. — Man wollte eine Conver- 
genz der Gangrichtungen im Fleimser Stock erkannt haben und 
hat darauf eine Parallele mit tertiären und recenten Vulcan6n 
gegründet. Aber abgesehen davon, dass erstere nur mit Anwendung 
einer gewaltsamen Interpretation angenommen werden könnte, hat 
man bei diesem Vergleiche ganz übersehen, dass das Vergleichs- 
object, der Vulcankegel, hier längst nicht mehr vorhanden ist, wenn 
ein solcher bei unseren submarinen Vulcanen überhaupt je in 
einiger Bedeutung bestand. 

Ucber die, namentlich am Contacte des Syenits auftretenden 
Contactveränderungen bei Predazzo ist insbesondere auf die Arbeiten 
Lemberg's zu verweisen. Die berühmteste Contactstelle befindet 
sich nächst Canzacoli auf dem Gehänge des Dosso Capello (vgl. 
unser Lichtbild). Die an der Basis des schönen Aufschlusses an- 
stehenden, wolgeschichteten Bänke gehören zweifelsohne den obersten 
Werfener Schichten und dem unteren Muschelkalk an, wie bereits 
V. Richthofen, v. Cotta, Gümbel u. A. richtig erkannt hatten. 
Diese Schichten sind theils in mit Carbonaten vermengte Silikate, 
theils in continuirliche Silikatbänke umgewandelt. Erstere sind reich 



*) Unser Lichtbild „Das Latemar-Gebirge, vom Monte Mulat bei Predazzo" 
zeigt die ausgezeichneten, fast senkrecht durch wolgeschichteten, nahezu söhligen 
Kaik aufsteigenden Gänge und Gangspalten. 



^QO Her altvulcanische District von Fassa und Fleims. 

an Magnesia und fuhren Serpentin, Olivin und Spinell. Letztere sind 
theils Serpentin, theils wasserfreie Verbindungen, reich an Kalk und 
Magnesia. Die höheren, zu Brucit führenden Marmor umgewandelten 
Massen entsprechen dem oberen Muschelkalk und dem Dolomit der 
Buchensteincr Schichten. Vielleicht*) reichen dieselben auch in das 
Niveau der Wengener Schichten hinauf. An der Grenze zwischen 
dem Syenit und den Carbonaten findet sich nach Lemberg eine 
lo Cm. bis 3 M. mächtige Contactzone, welche wesentlich von 
basischen kalkreichen Mineralien (Vesuvian, Granat, Gehlenit) ge- 
bildet wird **). 

Sehr eingreifenden Veränderungen im Contacte mit dem 
Syenit unterlagen auch die Werfener Schichten der Malgola, welche, 
wie oben bereits betont wurde, einer kleinen, gegen die Eruptions- 
stelle abgesunkenen Scholle angehören. Merkwürdig ist, dass der 
die Werfener Schichten überlagernde, zu Marmor umgewandelte 
Muschelkalk-Dolomit sich in einem schmalen Streifen im Syenit bis 
in das Travignolo-Thal abwärts zieht. — Eine bedeutend veränderte 
Scholle von Muschelkalk und Buchensteiner Bänderkalken findet 
sich bei Mezzavalle rings umschlossen von Syenit. 

Viel seltener als beim Syenit zeigen sich Contactwirkungen 
beim Melaphyr. Lemberg, welcher einige Melaphyrgänge aus dem 
Wengener Dolomit vom Gehänge des Dosso Capello beschrieb, 
erwähnt, dass die primären Contactproducte des Melaphyrs reich 
an Kalk und Magnesia und frei von Alkalien sind. Doelter gedenkt 
der Veränderungen, welche einige Melaphyrgänge in der Scholle 
von Werfener Schichten von Vardabe hervorgebracht haben. Viel- 
leicht sind die zu ,Bandjaspisen* umgewandelten Werfener Schichten 
auf dem Gipfel der Malgola dem Einflüsse der dort zahlreich auf- 
tretenden Melaphyrgänge zuzuschreiben. Lemberg weist auf die 
ungewöhnliche Zusammensetzung dieser Silikate hin. 

Die meisten Melaphyrgänge lassen keinerlei Contacteinwirkungen 
erkennen. 

Ehe wir diesen Abschnitt schliessen, müssen wir noch dem 
bereits aufgetauchten Einwände begegnen, dass es keineswegs 



•) Die auf unserer Karte nach Doelter's Aufnahmen eingezeichnete obere 
Grenzlinie des Syenits liegt bedeutend tiefer, als man nach den Angaben v. Richt- 
hofen's, v. Cotta's und Lemberg's erwarten sollte. 

**) Doelter weist in einer schriftlichen Mittheilung auf die Verschiedenheit 
der Contactmineralien am Monzoni und bei Predazzo hin, betont das Fehlen des 
Olivins und die ausserordentliche Seltenheit des Fassaits bei Predazzo und meint, 
dass hauptsAchlich die verschiedene Zusammensetzung der am Contacte auftretenden 
Eruptivgesteine (die von Predazzo enthalten mehr Kalifeldspath und Glimmer, die 
vom Monzoni mehr Augit) die Ursache dieses abweichenden Verhaltens sei. 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. 



391 



sichergestellt sei, dass die Syenite und Granite von Predazzo und 
vom Monzoni auch thatsächlich der Triaszeit angehören, dass die- 
selben vielmehr die Reste einer älteren, zufallig in die Trias- 
bildungen hinaufragenden Eruptivformation sein könnten. 

Diesem Einwände ist leicht begegnet. Wir sehen ganz ab von 
der innigen Verknüpfung der anerkannt triadischen Melaphyre mit 
den voUkrystallinischen Gesteinen der Eruptionsschlote, von dem 
gemeinsamen Auftreten und Durchsetzen, von den Apophysen 
und Gängen des Syenits in den Buchensteiner Schichten und im 
Wengener Dolomit. Nehmen wir an, die Syenite und Granite seien 
wirklich älter und untersuchen wir die beiden denkbaren Fälle, dass 
diese Gesteine von den Triasbildungen mantelförmig umlagert 
wurden, oder dass dieselben später, nach Ablagerung der Trias- 
bildungen in Folge von Dislocationen emporgestossen worden seien. 
Im ersteren Falle wäre zunächst die schräge einwärts fallende 
Contactfläche mit dem Sedimentgestein unerklärlich und müssten 
zu Conglomeraten oder Sandsteinen erhärtete Schutt- und Detritus- 
zonen die alte Felsklippe umziehen. Man müsste auch irgendwo 
die transgredirende Auflagerung der jüngeren Schichten beobachten 
können. Aber nichts von alledem trifft zu. Im zweiten Falle, wenn 
die Syenite und Diorite nur zufallig dislocirte Schollen eines alten, 
vollständig unbekannten Gebirges wären, müssten denselben die 
jüngeren Sedimentbildungen aufwärts bis zu den Wengener Dolo- 
miten des Dosso Capello auflagern. Aber es findet sich nirgends 
auch nur eine Spur einer jüngeren Decke. Wollte man selbst trotz 
der directen Verknüpfung und der Nebeneinanderlagerung mit den 
Melaphyren zugeben, dass die ganze permische und triadische 
Schichtenreihe denudirt worden sei, so müsste man doch erwarten, 
dass wenigstens einige Fetzen krystallinischer Schiefergebilde im 
Contaclp mit dem Syenite irgendwo hängen geblieben wären! — 
In der That haben die meisten neueren Forscher, v. Richthofen, 
V. Cotta*), Doelter, Judd u. A. an der Einheit und Zusammen- 
gehörigkeit der mit den Melaphyren und Augitporphyren vor- 
kommenden voUkrystallinischen Gesteine nicht gezweifelt. 

6. Ueber das Alter der Eruptivstöcke von Fleims und Fassa. 

Wir haben in der bisherigen Darstellung es absichtlich ver- 
mieden, das Verhältniss der beiden Eruptivstöcke zu dem grossen, 



*) Man vergleiche auch die treffenden Ausführungen dieses Geologen in 
seinem wiederholt citirten Artikel Ober das Alter der graniiischen Gesteine von 
Predazzo. 



392 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. 



in den vorhergehenden Capiteln geschilderten Laven- und Tuff- 
gebiete zu erörtern. Nachdem wir aber die Verhältnisse, unter denen 
die eruptiven Massen erscheinen, besprochen haben, scheint es am 
Platze, auf diese wichtige Frage näher einzugehen. 

Wir müssen zunächst constatiren, dass sich die Durchbrucbs- 
stellen des Monzoni- und des Fleimser Stockes mitten im Gebiete 
der mächtigen Wengener Dolomit- und Kalkmassen befinden. Das 
grosse nördliche Laven- und Tuffgebiet steht in keiner directen 
Verbindung mit den bekannten Eruptionsstellen von Fleims und 
Fassa, sondern ist im Gegentheil durch einen mächtigen Wall von 
Riffmassen davon getrennt. Die Denudationsrelicte alter Laven auf 
der Gipfelfläche des Comon, des Monte Agnello und des Viezzena 
geben uns Kunde, dass erst nach der Bildung der mächtigen 
Wengener Dolomite der Dosso Capello-Masse u. s. 1. der Austritt 
von Laven aus den beiden Eruptionsstellen stattfand. Ebenso deutet 
das Abschneiden der grossen Melaphyrgänge der Eruptionsschlote 
an den Wengener Dolomiten und die einheitliche conforme Durch- 
setzung der Wengener Dolomite durch die Melaphyrgänge darauf 
hin, dass die Eruptionen am Monzoni und in Fleims erst zu einer 
sehr späten Zeit, nach der Bildung der grossen Dotomitmassen von 
Fassa und Fleims eintraten. 

Nun lagert aber die Hauptmasse der Laven und Tuffe im 
Norden und Osten unmittelbar über den Buchensteiner Schichten. 
Längs der heteropischen Grenze mit dem grossen, von den beiden 
Eruptivstöcken durchbrochenem Dolomitmassive ruhen die Laven 
neben dem Dolomitriffe und an mehreren Stellen greifen zum 
Beweise der Gleichzeitigkeit der beiden Ablagerungen Laven und 
Dolomit wechsellagemd in einander ein. Diese Laven müssen 
daher älter als die Eruptivstöcke sein und müssen dieselben aus 
anderen, uns gegenwärtig noch unbekannten Eruptionssteljen aus- 
geflossen sein. Hätte eine Verbindung zwischen dem Lavengebiete 
und den Eruptivstöcken bestanden, so müsste der Dolomitwall 
durch Lavaströme durchbrochen sein, oder es müssten wenigstens 
periodische Einschaltungen von Lavaströmen zwischen dem Dolomit 
den Zusammenhang erweisen. 

Die Wengener Dolomite von Fassa und Fleims gehören trotz 
ihrer bedeutenden Mächtigkeit, wie ihre Fossilien und wie die Ver- 
hältnisse an der heteropischen Grenze beweisen, nur den unteren 
Wengener Schichten oder der Ablagerungszeit der Augitporphyr- 
laven an. Wir haben im VI. Capitel den Nachweis geführt, dass 
die Hauptmasse des Dolomits des Schiern ebenfalls mit den Augit- 
porphyrlaven gleichzeitig ist, und haben dort auch gezeigt, dass 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. 



393 



die obersten Lagen der Laven der Seisser Alpe auf das mächtige 
Dolomitmassiv übergreifen. Es liegt nun sehr nahe, die Laven des 
Comon und des Monte Agnello mit der Lavendecke des Schiern *) 
in Verbindung zu bringen und auf diese Weise anzunehmen, dass 
die obersten Laven der Seisser Alpe und der angrenzenden Ge- 
biete über die Fassaner und Fleimser Dolomitmassen hinweg aus 
den Schloten des Monzoni- und des Fleimser Vulcans ausgeflossen 
sind. Das eruptive Material, welches in den eigentlichen Wengener 
Schichten angehäuft ist, würde im Sinne dieser Anschauung dann 
ebenfalls der Hauptmasse nach aus dem Zwillingsvulcane desAvisio- 
Thaies stammen. 

Die beiden Eruptionsstellen von Fassa und Fleims 
würden daher erst am Ende der vulcanischen Thätigkeit 
entstanden sein und blos das Material zu den obersten 
Schichten des Laven- und Tuffsystems und zu den sedi- 
mentären Wengener Tuffsandsteinen geliefert haben. 

Die Frage nach der Ursprungsstelle der älteren, mit dem 
unteren Wengener Dolomit gleichzeitigen Augitporphyrlaven ist mit 
Sicherheit schwer zu beantworten. Ich möchte mich, in Berück- 
sichtigung aller hierbei in Betracht kommenden Factoren, am 
liebsten der Anschauung v. Richthofe n's anschliessen und im 
oberen Fassa, in der Gegend der heutigen Gruppe des Sasso di 
Dam, ein älteres Eruptionscentrum annehmen. Die eigenartigen 
tektonischen Störungen, welche die Umgebungen von Campitello 
und Canazei zeigen, dann das concentrische Einfallen der älteren 
Schichten am Nord- und Westrande der Gruppe des Sasso di Dam 
wären mit einer solchen Annahme sehr wol vereinbar. Der Erup- 
tionsschlot selbst würde tief unter seinen eigenen Auswurfsproducten 
und unter den Laven der beiden benachbarten jüngeren Vulcane 
begraben liegen. 

7. Die Gegend am rechten Avisio-Ufer zwischen Tesero und 

Castello. 

Es ist bereits im V. Capitel (S. 135) einer Verwerfung gedacht 
worden, welche auf der Südseite von Stalla della Cugola im Quarz- 
porphyr ansetzt und sodann über den Pass von San Lugano und 
die Hemet-Alpe nach Truden verläuft Diese Verwerfung lässt sich 
als eine Abzweigung der weiter südlich durchziehenden und in 



*) Ein westlicher Auslaufer dieser Lavadecke dürften die Augitporphyrmassen 
der Mendola sein. 



394 



Der altvulcanische District von Fassa und Fleims. 



ihrem Verlaufe ebenfalls bereits skizzirten Fleimser Eruptionsspalte 
betrachten (vgl. S. 385). 

Der schmale Streifen zwischen der Fleimser Eruptionsspalte 
und dem Avisio steht tektonisch im innigsten Verbände mit der 
Gebirgsmasse des Dosso Capello und mit dem grossen Porphyr- 
gebirge im Süden des Avisio. Doch kommen in der Gegend von 
Cavalese eine Reihe kleinerer Querbrüche vor und scheint eine un- 
bedeutende Längsverwerfung dem Laufe des Avisio zu folgen. 

Dem Porphyrsystem, dessen oberste Lagen hier anstehen, 
sind zwei grössere Denudationsrelicte der nächstjüngeren Schichten 
aufgelagert. Bei Cavalese finden sich ausserdem noch mehrere 
kleine Partien von Grödener Sandstein, welche wegen ihrer zu 
geringen Ausdehnung in der Karte nicht berücksichtigt wurden. 

Die Masse des Monte Cucal, welche bis zum oberen Muschel- 
kalk aufwärts reicht, zeigt im Norden ziemlich söhlige Lagerung, 
im Süden senkt sich dieselbe jedoch in südöstlicher Richtung ab- 
wärts unter die Masse des Dosso Capello. Dies deutet auf eine 
muldenförmige Aufbiegung des Nordrandes längs der Fleimser 
Eruptionsspalte. 

Noch deutlicher zeigt sich diese Aufstülpung des Nordrandes 
in dem theilweise von Glacialschutt bedeckten Denudationsrelicte 
von Veronza, dessen Schichten gegen Süden, von der Fleimser 
Eruptionsspalte weg, fallen*). 

Einige technische Bedeutung erlangen hier die schönen weissen 
Alabaster ähnlichen Gypse der Bellerophon-Schichten. 

Das Plateau von Fraul jenseits des Riv. di Predaja dacht inj 
Gegensatze zur Veronza-SchoUe nordöstlich ab. Auf seiner Nordseite 
stossen Grödener Sandsteine an der Fleimser Eruptionsspalte ab. 

Die Melaphyrgänge an der Eruptionsspalte bei Aguai haben 
bereits oben Erwähnung gefunden. 



*) Durch ein Versehen wurden im Profile auf Seite i32 die Schichten von 
Veronza nord- anstatt südfallend eingezeichnet. 



1 



XIII. CAPITEL. 
Der Cima d'Asta-Stock und die Lagorai-Kette. 

Die Quarzporphyr-Tafel derLagorai. - DasPhyllitgebirge mit dem Granitstocke der Cima d'Asta. 
- Quarzporphyrgänge in Valsugana. - Der Bergsturz de* Monte Calmandro. - Das Alter des 
, Cima d*Asta-Granits. 

Wenn man eine Charakteristik unserer Südalpen entwerfen 
wollte, müsste man unbedingt als eine besonders auszeichnende 
Eigenthümlichkeit derselben das wiederholte und öfters auf längere 
Strecken anhaltende Auftauchen von palaeozoischen und archäischen 
Bildungen mitten aus den mesozoischen Kalkmassen anführen. Es 
wird unsere Aufgabe sein, in einem der Schlusscapitel auf die dieser 
Erscheinung zu Grunde liegenden grossartigen Dislocationen zurück- 
zukommen. 

Die nach Umfang und verticaler Erhebung weitaus bedeutendste 
dieser Inseln alter Gebirgsformationen, welche sich wie ein Central- 
gebirge aus der jüngeren Umgebung emporhebt, ist das aus einem 
mächtigen granitischen Kern, um den sich ein Mantel krystallinischer 
Schiefer herumzieht, bestehende Cima d'Asta-Gebirge im Südwesten 
unseres Kartengebietes. Schon seit langer Zeit hat dieser abge- 
schlossene Gebirgsstock die Aufmerksamkeit der Naturkundigen auf 
sich gezogen, aber nur sehr Wenige haben sich in das Innere des- 
selben gewagt, trotzdem eine Reihe tief eingeschnittener Quer- 
thäler den Zutritt in ungewöhnlichem Masse erleichtert. Ausser den 
Verfassern der geognostischen Karte von Tirol und G. vom Rath*) 
hat bis in die neueste Zeit herauf, soviel bekannt geworden ist, 
kein Geologe den Cima d'Asta-Stock betreten. Die merkwürdige 
Ueberschiebung im Torrente Maso bei Borgo auf der Südseite 
des Cima d'Asta - Stockes beschrieb erst vor ganz kurzer Zeit 



*) Die Lagorai-Kette und das Cima d*Asta-Gebirge. Jahrb. Geol. R.-A. 1860. 

S. 131. 



^gß Der Cima d'Asta-Stock und die Lagorai Kette. 

Ed. Suess *) und betonte dabei mit Recht die passive Rolle 
des Cima d'Asta-Granits gegenüber der Emporstauung der Alpen. 

Als die Aufnahmsarbeiten der k. k. Geologischen Reichsanstalt 
bis zu dem Cima d'Asta-Gebirge vorgerückt waren, erhielt Herr 
Dr. Doelter die dankbare Aufgabe, dieses fast jungfräuliche Gebiet 
zu studieren. Es scheint jedoch ein eigener Bann über dem schönen 
Gebirge zu schweben, denn Dr. Doelter war durch Kränklichkeit 
verhindert, die Aufnahme ihrem vollen Umfange nach durchzuführen. 
So bleibt vorläufig hier noch immer eine unausgefiillte Lücke. Um 
aber doch wenigstens die grossen tektonischen Züge und das Ver- 
hältniss des Granits zu den umgebenden Formationen einigermassen 
kennen zu lernen, habe ich im Laufe des Sommers 1877 einige 
Orientirungstouren unternommen, bei welchen mich in den west- 
lichsten Theilen die Herren M. Vacek und Dr. A. Bittner in wirk- 
samster Weise unterstützten. Die Resultate dieser Begehungen 
sind der Darstellung auf unserer Karte zu Grunde gelegt. Das 
gebotene Bild kann nur den Anforderungen einer Uebersichtsauf- 
nahme genügen. 

In orographischer Beziehung bildet das Quarzporphyr-Gebirge 
der Lagorai mit dem vom Granitmassiv der Cima d'Asta durch- 
brochenen Phyllitgebirge ein Ganzes. Der wasserscheidende Rücken 
zwischen der Nord- und Südabdachung des Gebirges liegt im Quarz- 
porphyr, so dass die auf dem Porphyrkamme entspringenden Bäche 
das im Süden liegende Granit- und Schiefergebirge durchschneiden. 
Im Süden schliesst sich an den Cima d'Asta-Stock ohne eine 
prononcirte orographische Grenze unmittelbar das jüngere Kalk- 
gebirge wie ein Mittelgebirgs- Vorland an. Die aus dem Gebiete des 
Granits und des Phyllits austretenden Wasseradern setzen ihren 
Weg quer durch dasselbe fort. Wir nehmen deshalb die grosse, 
bereits mehrfach genannte Valsugana - Bruchspalte , welche das 
Granit- und Phyllitgebirge von dem im Süden vorgelagerten Kalk- 
gebirge scheidet, als die Südgrenze der Cima d'Asta -Masse an 
und behalten uns die Schilderung des Vorlandes für das nächste 
Capitel vor. 

I. Die Quarzporphyr-Tafel der Lagorai. 

Wir haben über diese ausgedehnte, das Phyllitgebirge der 
Cima d'Asta halbringformig umziehende Porphyrplatte nur wenig 



*) Ueber die Aequivalente des Rothliegenden in den SQdalpen. Sitz.-Ber. 
k. k. Akad. d. Wiss. Wien, Bd. LVII, 1868. 



Der Cima d'Asta-Stock und die Lagorai-Kette. 397 

zu berichten. Das allem Anschein nach aus verschiedenen Strömen 
bestehende Porphyrsystem fällt mit grosser Regelmässigkeit vom 
Phyllit weg nach aussen ab. Tief eingeschnittene parallele Quer- 
thäler fuhren von dem zu scharf geschnittenen Pyramiden auf- 
gelösten Kamme in die einem Längenthaie entsprechende Thal- 
furche des Travignolo und des Avisio. Die steil abbrechenden 
Schichtenköpfe sind dem auf der Innenseite des Halbringes unter 
das Porphyrsystem einschiessenden Phyllitgebirge zugekehrt. 

Es sind die obersten jüngsten Theile des Porphyrsystems, 
welche vom Süden her an die Tiefenlinie Travignolo-Avisio heran- 
treten. Die Porphyrtafel, welche im Süden des Avisio ausser dem 
schmalen Streifen von Grödener Sandstein zwischen Masi und der 
Malgola höchstens noch vereinzelte, der Beobachtung bisher ent- 
gangene Denudationsrelicte von Grödener Sandstein trägt, bildet, 
wie im vorhergehenden Capitel gezeigt worden ist, die regelmässige 
Unterlage des auf dem rechten Avisio-Ufer zwischen Castello und 
Predazzo sich erhebenden Triasgebirges. Die Malgola, südlich von 
Predazzo, haben wir als eine gegen die Fleimser Eruptionsstelle 
eingesunkene Scholle kennen gelernt. 

Die Fleimser Eruptionsspalte begrenzt die Porphyrtafel der 
Lagorai gegen Nordwesten. Aus dem auf Seite 132 mitgetheilten 
Profile, in welchem die Porphyrscholle von Castello das Nordende 
der Lagorai-Platte darstellt, wird das Verhältniss des südlichen 
Quarzporphyr-Gebirges zur Kette des Schwarzhomes und zum 
Bozener Plateau ersichtlich. 

Oestlich von Bellamonte, wo die Porphyrtafel unter das 
Viezzena-Gebirge hinabtaucht, beginnt am Südschenkel des gewölb- 
förmigen Aufbruches der Bocche (vgl. Seite 335) eine bis gegen 
Cencenighe reichende Verwerfungsspalte, welche zwischen Castelir 
und Juribello den östlichen Flügel der Lagorai-Platte gegen Norden 
begrenzt. Deutlich tritt diese Verwerfung am Dosaccio bei Pane- 
veggio hervor, da hier ein Denudationsrelict jüngerer Schichten 
(Grödener Sandstein, Bellerophon -Schichten, Werfener Schichten) 
dem der Lagorai-Platte angehörigen Porphyr des Dosaccio auf- 
gelagert ist. 

Ueber das Absinken des Porphyrgebirges gegen die Gruppe des 
Cimon della Pala und über das Auskeilen des Porphyrs unterhalb San 
Martino di Castrozza ist bereits im XL Capitel (Seite 338 und 340) 
berichtet worden. Hier wollen wir nur noch erwähnen, dass ein 
kleiner Querbruch auch zwischen dem Colbricon und dem Cava- 
lazza gegen Paneveggio zu durchzulaufen scheint, an wel^ 




D«r Cima d'Atta-Stock und die Lagoni-Kette. 



Gehiage des MoDzoni- Stocke« 

Pelkgrin-Thil 



^U 



Cima di LtUt 



Cima di Viliord« 



Der Cima d*Asta-Stock und die Lagorai-Kette. ^gg 

Cavalazza-Scholle, welche auch das Plateau von Juribello und den 
Castellazzo umfasst, abgesunken wäre. 

• Auf der Nordseite des Colfosc bei San Martino di Castrozza 
kommt im Gebiete des Quarzporphyrs in geringer Ausdehnung ein 
schmutzig gelber und grauer blätternder Kalk von ganz fremdartigem 
Aussehen vor. Es gelang mir nicht, Näheres über dessen Verhalten 
zum Porphyr zu ermitteln *). 

Die Grenze des Quarzporphyrs gegen den Phyllit ist meistens 
durch Porphyrschutt verdeckt, wie bereits G. vom Rath bedauernd 
erwähnte. Nur im Westen, im Gebiete von Valsugana, liegt eine 
ziemlich ansehnliche Masse von Tuffen und Verrucano-Conglomeraten 
an der Basis des Porphyrsystems bloss. 

Die Porphyrtuffe, welche die höhere Lage einnehmen, ent- 
halten nach den Beobachtungen Dr. Bittner's Porphyreinschlüsse 
und gehen gegen unten in rothe Sghiefer über, unter welchen so- 
dann die eigentlichen Verrucano-Conglomerate folgen. Da es fiir 
die Beurtheilung der Alters Verhältnisse des benachbarten Cima 
d'Asta-Granits von Interesse war, zu constatiren, ob nicht bereits 
GranitgeröUe in diesen unteren Conglomeraten vorhanden seien, so 
ersuchte ich Herrn Vacek im Laufe des Sommers 1878 eine erneute 
Untersuchung des Verrucano von Valsugana vorzunehmen. Herr 
Vacek berichtet mir nun, dass er weder Granit- noch Porphyr- 
gerölle entdecken konnte und dass neben den vorherrschenden 
Quarzgeröllen nur Rollstücke von Gneissen und Glimmerschiefern zu 
finden seien. 

In der Umgebung des Fleimser Eruptivstockes wird der 
Quarzporphyr, namentlich zwischen Riv. di Sadole und Colbricon, 
von Melaphyrgängen durchsetzt. 



2. Das Phyllitgebirge mit dem Granitstocke der Cima d'Asta. 

Als Unterlage der Quarzporphyrdecke der Lagorai erscheinen 
auf der Innenseite des durch dieselbe gebildeten Ringgebirges 
krystallinische Schiefergesteine, welche, wenn wir vorläufig von dem 
grossen Granitstocke absehen, im Süden bis an die Valsugana- 
Spalte reichen. Das vorherrschende Fallen dieser Schiefer ist NW. 
und N., meistens ziemlich flach, und im Allgemeinen im Osten 
etwas steiler als im Westen, wo nicht selten nahezu söhlige 

♦) Die grossen Haufwerke von Dolomitblöcken am unteren Ende von Val 
Zigolera und Ru di Ces bei San Martino dürften wol die Reste eines alten Berg- 
sturzes des gegenüberliegenden Dolomitgebirges sein. 




^OO Der Cima d*Asta-Stock und die Lagorai-Kette. 

Lagerung eintritt. Gegen die Gruppe des Cimon della Pala zu 
wendet sich das Fallen gegen Nordosten und Osten. Im grossen 
Ganzen herrscht daher ein sehr regelmässiger Bau. Im Süden durch 
eine Bruchlinie abgeschnitten, taucht das Phyllitgebirge wie ein 
normaler Aufbruch unter dem jüngeren Deckgebirge empor. West- 
lich von Borgo in Valsugana, wo die grosse Bruchlinie sich in das 
jüngere Gebirge hineinzieht, ändert sich dieses Verhältniss. Es tritt 
nämlich am Monte Broi bei Novaledo Südfallen des Phyllits ein 
und die gleichfalls gegen Süden einfallende Porphyrscholle des 
Monte Zaccon kann als südlicher Gegenflügel der im Norden den 
Phyllit überlagernden Porphyrdecke betrachtet werden. Hier wäre 
demnach eine anticlinale Aufwölbung angedeutet. 

Der NW. und N. einfallende Theil des Schiefergebirges ist 
durch die gewaltige Granitmasse der Cima d'Asta, welche sich als 
fremdartiger Keil in dieselbe eindrängt und durch einige andere, 
theils stock-, theils gangförmig auftretende Eruptivgesteine unter- 
brochen. 

Der Granit, welcher eine geschlossene Masse bildet, zeigt 
manigfache Abänderungen. Das vorwaltende Gestein besteht nach 
G. vom Rath aus einem klein- bis grobkörnigen Gemenge von 
weissem Feldspath, weissem Oligoklas, grauem Quarz und schwärz- 
lich-braunem Glimmer, welcher weder in Flasern noch in parallelen 
Ebenen, sondern durchaus unregelmässig vertheilt ist. Bisweilen 
tritt auch Hornblende auf 

Die richtige Beurtheilung der tektonischen Verhältnisse so 
ausgedehnter und mächtiger Eruptivmassen ist in der Regel mit 
grossen Schwierigkeiten verbunden, namentlich wenn, wie es hier 
der Fall ist, alte krystallinische Schiefer die umgebende Gesteinsart 
bilden. Nur die kritische Zusammenfassung einer grösseren Anzahl 
von Beobachtungselementen kann in solchen Fällen zu einem der 
Wirklichkeit mehr oder weniger entsprechenden Bilde fuhren. Ich 
will versuchen, aus den allerdings noch sehr lückenhaften mir zu 
Gebote stehenden Daten die Anschauung, welche ich über die 
Natur des Cima d'Asta-Granits gewonnen habe, zu rechtfertigen. 

Werfen wir einen Blick auf die Karte. Nächst der unregel- 
mässigen Gestalt des Granitkörpers fallt das selbstständige, von 
dem Verlauf der Schichtenköpfe des Quarzporphyrsystems ganz 
unabhängige Auftreten desselben auf In Val di Calamento, wo die 
Schichten des Quarzphyllits fast söhlig lagern, ist der Zwischenraum 
zwischen dem Quarzporphyr und dem Granit ausserordentlich 
schmal. Die älteren Karten Hessen in dieser Gegend sogar Porphyr 
und Granit zusammenstossen. Bald darauf zwischen der Gabelung 



1 



Der Cima d^Asta- Stock und die Lagorai-Kette. ^qI 

des Val di Campelle und der Cima d'Asta tritt die Granitgrenze 
bogenförmig weit gegen Süden zurück, während die Porphyrgrenze 
ihr nordöstliches Streichen selbstständig beibehält. Dabei herrscht 
in der auf solche Weise zu bedeutender Breite angewachsenen 
Schieferzone ein viel steileres Einfallen, als in Val di Calamento, 
ja im Hintergrunde von Val Grigno sind nach Dr. Bittner's Beob- 
achtungen die Schichten fast senkrecht aufgerichtet. Die Schiefer- 
zone erscheint daher nicht etwa blos in Folge schwacher Auf- 
lagerung auf den Granit breiter, sondern sie besteht hier thatsächlich 
aus einem im verticalen Sinne weitaus mächtigeren Schichten- 
complex, als in Val di Calamento. Im Norden der Cima d'Asta 
wird die Schieferzone wieder schmäler, im Osten aber, wo der 
Granit sich gabelförmig in zwei lange Zungen zerspaltet und endlich 
im Schiefer verschwindet, ist die Entfernung vom Quarzporphyr bis 
zum Granit am grössten. 

Es ist einleuchtend, dass bei einem regelmässigen stratigraphi- 
schen Verbände das Verhältniss von Granit, Schiefer und Porphyr- 
decke ganz anders sein müsste. Was den Schiefer und die Porphyr- 
decke betrifft, so herrscht, obwol eine vollkommene Concordanz 
zwischen diesen Bildungen auch nicht besteht, doch insofern eine 
bestimmte Gesetzmässigkeit, als stets unterhalb der Quarzporphyr- 
decke der Quarzphyllit folgt. Es muss daher das Verhältniss des 
Schiefers zum Granit ein unregelmässiges sein. Ist dies aber der 
Fall, so sind zwei Annahmen möglich. Entweder durchsetzt der 
Granit als intrusiver Eruptivstock den Schiefer, oder aber es haben 
nachträgliche tektonische Störungen das ursprünglich regelmässige 
Lagerungsverhältniss alterirt. 

Die einfachste und natürlichste Annahme ist die, dass wir es 
hier mit einem grossen Eruptivstock zu thun haben. Zu ihren 
Gunsten sprechen eine Reihe sonst schwer erklärbarer Thatsachen. 
Tektonische Störungen mögen immerhin vorhanden sein. Schon das 
Auftreten intrusiver Eruptivgesteine setzt die Nachbarschaft von 
Dislocationslinien voraus. Ferner fordert die am Südrande fort- 
laufende grosse Valsugana-Spalte geradezu die Annahme secundärer 
kleiner Verwerfungen. Aber selbst unter den weitgehendsten Zu- 
geständnissen von Dislocationen dürfte es sehr schwierig werden 
den Beweis zu erbringen, dass der Cima d'Asta-Granit eine ursprüng- 
lich den Quarzphyllit unterteufende und erst später herausgehobene 
Lagerdecke sei. 

Wie bereits aus der Besprechung der Porphyr- und Granit- 
grenzen hervorgeht, tritt der Granit im Verlaufe seiner Erstreckung 
mit Schiefern von sehr verschiedenem Alter in Berührung. Die 

Mojtiisovic«, DolomitriAc. 26 



Der Cima d'Asu-Stock und die Lagorai-Kene. 



^1 t 
II l 

I« i 



Mopic Cilnundro 



Der Cima d*Asta-Stock und die Lagorai-Kette. ^03 

schmale Schieferzone im Süden des Granits zwischen Val Tesino 
und Torcegno, die Schiefer im Westen des Granitstockes, so- 
wie die Schieferzone zwischen Val di sette Laghi und Montalon ' 
gehört den Quarzphylliten an. Einem viel tieferen Niveau der 
Schiefer, wahrscheinlich bereits den von Stäche sogenannten 
Gneissphylliten, entsprechen die Gesteine, welche in der Bucht 
zwischen Val Sorda und der Cima d'Asta mit dem Granit in 
Berührung treten. Im Osten bei Caoria und Canale San Bovo 
dringt der sich in zwei grosse Arme verzweigende Granit, wie 
schon Stäche*) vermuthete, aus Gneissphylliten empor. 

Die Granitmasse durchschneidet daher schräge Schieferzonen 
verschiedenen Alters. Die jüngsten mit ihr in Contact tretenden 
Schiefer sind die oberen Quarzphyllite in Val di Calamento. 

Die Schiefer behalten femer, unbekümmert um den Verlauf 
der Granitgrenze, ihr Streichen bei und schneiden am Granite, wo 
ihnen derselbe in den Weg tritt, ab. Sehr klar zeigt sich dieses 
Abstossen des Schiefers im Osten, bei Canale San Bovo. 

Die Untersuchung des tektonischen Verhaltens fuhrt sonach 
zu dem Ergebniss, dass der Cima d'Asta-Granit ein grosser Gang, 
ein sogenannter Hauptgang sei **). Dieses Resultat findet eine 
weitere Bestätigung in dem Vorkommen von Gängen anderer 
Eruptivgesteine theils im Granitstocke selbst, theils in seiner 
nächsten Nachbarschaft, im Schiefer. Schon G. v. Rath erwähnte 
das Auftreten von syenitischen Schlieren und von Dioritporphyr- 
gängen und vermuthete auch die Anwesenheit von Quarzpor- 
phyrgängen im Granitmassiv. Ich zweifle nicht, dass eine sorg- 
faltige Detailuntersuchung zahlreiche derartige kleine Gänge auf- 
weisen wird. 

Was das Vorkommen von Quarzporphyrgängen anbelangt, 
so haben die Untersuchungen der Herren Dr. A. Bittner und 
M. Vacek eine Anzahl Nord-Süd streichender Gänge im Quarz- 
phyllite zwischen Torcegno und Cinque Valli kennen gelehrt. Einen 
ostwestlich streichenden Gang desselben Gesteins traf Herr Vacek 



*) Die paläozoischen Gebiete der Ostalpen. Jahrb. Geol. R.-A. 1874, pag. Sgo. 

♦♦) Eine merkwürdige Ansicht äussert Doelter (Ueber die Eruptivgebilde von 

Fleims etc. Sitz.-Ber. k. k. Akad. d. Wiss., Wien 1876, Dec-Heft), Nach ihm wäre 

der Granit aus einer von SW. gegen NO. gerichteten Spalte gangförmig aufgetreten 

und hätte sich dann deckenförmig über die Schiefer gelagert. 

Welche Beobachtungen dieser Vorstellung zu Grunde liegen mögen, ist mir 
ganz unverständlich. Der Cima d*Asta-Granit ist entweder ein Gang oder eine 
Decke. Wäre derselbe aber eine Decke, dann könnte seine Eruptionsstelle meilen- 
weit vom heutigen Cima d*Asta-Gebirge entfernt liegen. 

26* 



■ 

1 



Der Cimi d'Asu-Stock und die Ligorai- Kette. 



§"' I 



Der jCima d*Asta-Stock und die Lagorai- Kette. ^05 

im Thalgrunde bei Fostai oberhalb Roncegno. Die nordsüdlich 
streichenden Gänge bilden in der Regel die Kammhöhen zwischen 
den kleinen, im Phyllit ausgewaschenen Querthälem. Herr Dr. Reyer 
hatte die Güte, das Gestein dieser Gänge zu untersuchen und theilte 
mir darüber folgende Diagnose mit. j^In einer felsitischen, von 
chloritischen Bestandtheilen grün gefärbten Grundmasse liegen 
spärliche abgerundete Orthoklase und grosse Quarzkömer. Einzelne 
sehr dichte, dem Thonsteinporphyr ähnliche Schlieren durchziehen 
das Gestein.* 

Westlich von Roncegno taucht in der hier vom Quarzphyllit 
gebildeten, bereits erwähnten Anticlinalwölbung stockförmig eine 
kleine Masse syenitischen Granits empor. Ihre längere Achse streicht 
ostwestlich, wie der Hauptgang der Cima d'Asta. 

Aus dem Schiefergebiete im Osten der Cima d'Asta erwähnte 
bereits G. v. Rath Dioritporphyre nördlich von Caoria. Ich selbst 
fand die gleichen Gesteine, anscheinend lagerförmig bei Gobbera, 
am Uebergange von Canal San Bovo nach Primiero. Einer späteren 
Untersuchung bleibt es vorbehalten, zu entscheiden, ob diese Diorit- 
porphyre, welche auch den Granit der Cima d'Asta durchsetzen, 
mit den dioritischen Gesteinen der Ortler-Gruppe und von Lienz 
übereinstimmen. 

Die zahlreichen, gegenwärtig ausser Betrieb stehenden Erz- 
lagerstätten der Phyllitzone von Valsugana (Pergine, Levico, Borgo, 
Roncegno, Calamento, San Antonio in Val Sorda, San Michele) 
setzen nach Trink er's Angaben in quarzitischen Gängen auf. Die 
Erze sind silberhaltiger Bleiglanz, Kiese und Blenden. 

Glacialschutt ist in den Thälem des Cima d'Asta-Stockes 
allenthalben sehr reichlich vertreten. An den Mündungen der 
Seitenthäler finden sich fast regelmässig grosse Anhäufungen des- 
selben. Ein Arm des alten Vanoi-Gletschers scheint über den Col 
delle Croci in das Tesino-Thal gedrungen zu sein. Die zahlreichen 
Quarzporphyrblöcke im Tesino-Thal lassen kaum eine andere An- 
nahme zu. 

Unter den neueren geologischen Vorgängen verdient noch der 
Bergsturz des Monte Calmandro in Canale Erwähnung, welcher 
durch die Abdämmung des Vanoi oberhalb San Bovo die Bildung des 
Lago di Rebrut (oder Lago nuovo) veranlasste. Bereits im Jahre 1793 
entstanden Gehängbrüche in den krystallinischen Schiefern des 
Calmandro. Unvorsichtiges Abholzen der abgesessenen Schollen und 
Bewässerung einer Wiese bewirkten sodann in den Jahren 1819 
bis 1823 das weitere verheerende Niedergehen des rutschenden 
Gebirges. Drei am linken Vanoi-Ufer gelegene Ortschaften fanden 



/^o6 I^cr Cima d*Asta-Stock und die Lagorai-Kette. 

bei diese Katastrophe ihren Untergang. Noch jetzt sieht man 
deutlich die Abbruche des Glimmerschiefers in dem sich oben 
kesselfbrmig erweiternden Tobel am Nordgehänge des Monte 
Calmandro. 



3. Ueber das Alter des Cima d'Asta-Granits. 

Es ist soeben gezeigt worden, dass der Cima d'Asta-Stock 
alle Eigenschaften eines Eruptivstockes besitzt. Mitten aus dem nord- 
westlich fallenden Schiefergebirge dringt der Granit stockförmig, 
die Schichten des Quarz- und des Gneissphyllits abschneidend, in 
geschlossener Masse empor und sendet im Osten wie im Westen 
gangförmige Ausläufer aus. Eine Reihe anderer Eruptivgesteine 
durchsetzt in Gängen den Granit und das benachbarte Schiefer- 
gebirge. Die locale Häufung verschiedenartiger intrusiver Eruptiv- 
gesteine ist aber ein wichtiges Kriterium eines Eruptionscentrums. 
Es fragt sich nun, welcher Zeitperiode gehört die Eruption des 
Cima d'Asta-Granits an.^ 

Der Granit, die Quarzporphyrgänge von Valsugana und der 
Syenitgranit von Roncegno durchbrechen den Quarzphyllit und 
sind daher jünger, als dieser. Direct mit dem Eruptivstock zu- 
sammenhängende Laven sind nicht vorhanden. Aber in nächster 
Nachbarschaft zum Eruptivstock, nur durch eine schmale Erosions- 
zone von demselben getrennt, beginnt das mächtige System des 
permischen Quarzporphyrs. Wir haben bereits wiederholt darauf 
hingewiesen, dass das Porphyrsystem von Südtirol aus einer Reihe 
von Lavadecken besteht und dass nirgends innerhalb der uns 
bekannten Verbreitung dieses Systems Durchbrüche eruptiver Massen 
nachweisbar sind. Was liegt nun näher, als anzunehmen, dass der 
Eruptivstock der Cima d'Asta einer der Eruptionspunkte des per- 
mischen Quarzporphyrs sei.^ Hier ein Eruptivstock ohne bekannte 
zugehörige Laven, dort ausgedehnte Lavendecken ohne bekannten 
Eruptionsherd, beide jünger als der Quarzphyllit, dazu die nachbar- 
liche Lage; dies Alles drängt, wie mir scheint, zu der Annahme, 
dass der Eruptivstock der Cima d'Asta in nächster genetischer 
Beziehung zum permischen Quarzporphyr steht. 

Ein stricter Beweis ist in solchen Fällen, wo die Denudation 
den Zusammenhang zwischen dem Eruptivstock und dem Laven- 
gebiet aufgehoben hat, nicht möglich. Denken wir uns den Monzoni- 
oder den Fleimser Eruptivstock bis zu den Werfener Schichten 
hinab rings denudirt. Wie würde dann noch der Beweis herzustellen 



Der Cima d'Asta-Stock und die Lagorai -Kette, aqj 

sein, dass die von wenigen Melaph yrgängen durchsetzten Granite 
und Syenite von Fassa und Fleims den oberen Augitporphyrlaven 
der Seisser Alpe im Alter gleichstehen ? Offenbar, wenn man nicht 
von vorneherein auf die logische Verbindung und Zusammenfassung 
der Thatsachen verzichten will^ nur im Wege des Deductionsschlusses. 

Die Analogie in beiden Fällen ist eine überraschend grosse. 
Sie geht bis zu der merkwürdigen' excentrischen Lage der Erup- 
tionspunkte. Nur ist hier bei dem permischen Vulcan Alles in viel 
grösseren Dimensionen angelegt, als bei dem ihm folgenden nori- 
schen Vulcan. 

Die für den Granitstock der Cima d'Asta ausgesprochene An- 
sicht fuhrt zu der Vermuthung, dass auch die übrigen, das permische 
Quarzporphyrgebiet peripherisch umgebenden Eruptivstöcke von 
Klausen, Brixen und Meran, sowie der Adamello-Stock *), welche 
ebenfalls sämmtlich aus dem Gebiete des Quarzphyllites auftauchen, 
der gleichen Eruptionsperiode angehören. Die auffallende Häufung 
von granitischen Stöcken rings um das Quarzporphyrgebiet fände 
bei dieser Vorstellung eine ebenso einfache, wie naturgemässe 
Erklärung. 



*) Vgl. Gurion!, Geologia della Lombardia. Vol. I. pag. 412. — Gegen 
das permische Alter dieses grossen, noch wenig studirten Eruptivstockes scheinen 
die Contactverändeningen der am Tonalit abstossenden Triasbildungen zu sprechen, 
auf welche in neuester Zeit Lepsius (Das westliche SOdtirol etc.) die Aufmerk- 
samkeit lenkte, nachdem bereits Es eher v. d. Linth im Jahre i83i (S tu der, 
Geologie der Schweiz, 1. Bd., S. 294) vom Lago d*Arno Contact-Marmore und 
Silicate beschrieben und Ragazzoni (Profilo geognostico delle Alpi Lombardl. 
Comm. deir Ateneo di Brescia per Tanno 1873) die Contacterscheinungen am Passo 
Croce Doipini erwähnt hatte. Da ich nicht in der Lage bin, auf Grund eigener 
Untersuchungen mir bereits eine bestimmte Ansicht über das Alter des Tonalits zu 
bilden, muss ich mich darauf beschränken, meine vorläufigen Bedenken gegen die 
Annahme eines triadischen Alters kurz anzudeuten. In den triadischen Ablagerungen, 
welche dem Adamello-Stocke zunächst liegen, scheinen Laven gänzlich zu fehlen. Erst 
in grösserer Entfernung, in den südlichen Strichen der lombardischen Alpen kommen 
Laven und TufFsandsteine in grösserer Ausdehnung in den Wengener Schichten 
vor, dieselben sind aber zum grössten Theile basischer Natur und dürften vom 
Südrande der Alpen herstammen. Nach den heutigen Anschauungen und Erfahrungen 
wäre es auch sehr bedenklich, basische Laven von einem ausschliesslich aus 
saueren Schlieren zusammengesetzten Eruptivstock herzuleiten. Aus diesem Grunde 
hätte auch die Annahme eines tertiären Alters für den Advmello-Stock wenig Wahr- 
scheinlichkeit für sich, da sich in den zunächst gelegenen Tertiärschichten blos 
Basalt-Laven und Tuffe finden. 

Die grosse Analogie der Contacterscheinungen zwischen dem Adamello und 
den Eruptivstöcken des Avisio-Gebietes beweist daher noch durchaus nicht die 
Gleichzeitigkeit und die Gleichartigkeit derselben. Was für den Monzoni und den 
Fleimser Vulcan aus einer grossen Reihe concludenter Erscheinungen erwiesen Ut, 



Ä 



^g Der Cima d*Asta-Stock und die Lagorai-Kette. 

Wir haben uns hier auf einen unsicheren Boden begeben, und 
unsere Ansicht wird, da dieselbe mit den noch herrschenden An- 
schauungen über das hohe Alter der im Gebiete der krystallinischen 
Schiefer vorkommenden Eruptivgesteine im Widerspruch steht, auf 
viele Zweifler stossen. 

Die scheinbar schlagendste Einwendung gegen unsere Ansicht 
dürfte wol die peripherische Läge der Eruptionspunkte sein. Wir 
könnten diesen Einwurf durch den Hinweis auf die gleiche Er- 
scheinung bei den norischen Vulcanen des Avisio-Districtes abthun, 
aber wir wollen einen Schritt weitergehen und eine Erklärung ver- 
suchen. Die permischen Bildungen lagern in unserem Gebiete, wie 
bekannt, transgredirend auf dem älteren Gebirge. Ihrem Absätze 
gieng eine Festlandsperiode voraus. Ausserhalb des Verbreitungs- 
gebietes der Quarzporphyrlaven vertreten blos Strandconglomerate 
die permische Porphyr-Periode. Der Absatz der Quarzporphyrlaven 
aber erfolgte in grösserer Entfernung vom Strande unterseeisch, wie 
die mächtigen Tuffbänke beweisen. Die Quarzporphyrlaven ergossen 
sich daher, gerade so wie es bei den norischen Augitporphyrlaven 
der Fall war, in bereits vorhandene Einsenkungen des Bodens. 



braucht für den Adamello nicht zu gelten, wenn sich die Uebereinstimmung des- 
selben mit den Avisio- Vulcanen blos auf eine einzelne Kategorie von Erscheinungen 
beschränkt. Während in dem einen Falle der Contact durch das Empordringen der 
Eruptivmasse im Inneren des Vulcanscblotes hergestellt wurde, könnten in dem 
anderen Falle Verschiebungen im Gefolge von Dislocations- Erscheinungen die 
Berührung des älteren Massengesteines mit dem jüngeren Sedimentgebirge bewirkt 
haben. Die von der Theorie heute noch beanspruchte höhere Temperatur könnte 
man, ohne deshalb bereits die Mall ersehen Hypothesen annehmen zu müssen, von 
der bei stärkerer Reibung erzeugten Wärme ableiten. Die kürzlich von Baltzer 
(N. Jahrbuch von Leonhard und Geinitz 1877 und 1878) beschriebenen 
Umwandlungen des Jurakalks zu Marmor an den berühmten Kalkkeilen der Berner 
Alpen liefern den Beweis für das Vorkommen derartiger durch mechanische 
Bewegungen erzeugter Erscheinungen. (Vgl. a. Heim, Untersuchungen über den 
Mechanismus der Gebirgsbildung. II. Bd. S. 121.] 



XIV. CAPITEL. 

Das im Süden der Valsugana-Cadore- Spalte ab- 
gesunkene Gebirgsland. 

Charakteristik des Gebirges. - Heteropische Verbältnisse. - Das Gebirge im Süden der Brenta 
bei Borf;o di Valsugana. - Val di Selia. - Die Brucblinie von Belluno. - Das Nordgehänge der 
Tafelmasse der Sette Communi. - Val Cualba. - Miocäne Bildungen. - Das Gebirgsland 
zwischen der Brenta und dem Cismone. - Die Ueberschiebung im Torrente Maso. - Val 
Tesino. - Das Gebirge swischen dem Cismone und dem Cordevole. - Das Quecksilber »Vor- 
kommen von Vallaita. - Der Kiesstock von Val Imperina bei Agordo. - Das Gebirge im Osten 
des Cordevole. - Uebersctzung der Valsufi[ana-Spalte. - Südliche Nebenspalte. - Verwerfungen 

bei Longarone. 

Der grossen Bruchlinie Valsugana-Cadore ist bereits viel- 
fach in den vorhergehenden Schilderungen gedacht worden. Im 
X., XI. und XIII. Capitel sind wir von Norden her bis an dieselbe 
vorgedrungen und haben unsere Darstellung an derselben abge- 
brochen. Wir wollen nunmehr, um eine zusammenhängende Schilde- 
rung der bedeutenden tektonischen Störungen geben zu können, 
welche durch diese Bruchspalte veranlasst wird, das auf der Südost- 
seite der Bruchlinie gelegene Gebiet, so weit dasselbe in den Bereich 
unserer Karte fällt, besprechen und scheiden aus demselben blos 
das vorzugsweise von tertiären Ablagerungen erfüllte Becken von 
Belluno und Feltre aus, welches in einem besonderen Capitel dar- 
gestellt werden wird. 

Wir betreten eine neue, von der bisher geschilderten wesentlich 
verschiedene Gebirgswelt. Zwar nehmen auch hier dieselben meso- 
zoischen Kalkformationen den Hauptantheil an dem Aufbau des 
Gebirgskörpers, aber die unser Hochgebirge so sehr charakterisirende 
Individualisirung der Gebirgstheile fehlt. In grosser Regelmässigkeit 
zieht sich der Gebirgswall im Südosten der Bruchlinie fort. Enge, 
tief eingerissene Erosionsthäler, welche die Venetianer nicht un- 
passend als Canäle bezeichnen, verqueren das Gebirge und fuhren 
die Wasser des Hochgebirges der venetianischen Ebene zu. Die 
älteren Triasbildungen liegen meist in der Tiefe und auf weite 




^lO ^^s i"^ Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

Strecken ist der Dachsteinkalk das älteste, zu Tage ausgehende 
Gestein. Zwischen Val di Martino im Westen bis zur Vereinigung 
der Boita mit der Piave im Osten bildet der Dachsteinkalk die 
dominirende Felsart. Westlich von Val di Martino nehmen die 
weitverbreiteten Kreidebildungen einen hervorragenden Einfluss auf 
die landschaftliche Physiognomie. Sie bilden meist die eintönigen, 
rasenbedeckten Hochflächen und contrastiren lebhaft von den in 
Einrissen unter ihnen in mächtigen Felsbänken zu Tage tretenden 
Jurakalken. 

Nächst den tektonischen Störungen, welchen wir unsere be- 
sondere Aufmerksamkeit zuwenden werden, zeichnet sich das Gebiet 
im Süden der Bruchlinie durch das Auftreten von tertiären Ab- 
lagerungen und durch das Vorkommen von einzelnen Basaltgängen 
aus. Nirgends überschreiten die Tertiärbildungen und die Basalte 
den Nordrand der Spalte, so dass wol irgend eine causale Ver- 
bindung zwischen der Existenz der Spalte und der Beschränkung 
der tertiären Schichten und der Basalte auf das am südlichen 
Spaltenrande abgesunkene Gebirge vorausgesetzt werden möchte. 

Da die älteren Triasbildungen nur mit Unterbrechungen, und 
zwar stets nur in der Nähe der Bruchlinie auftreten, so lässt sich 
über die heteropischen Verhältnisse derselben in dem südlichen 
Gebiete eine zusammenhängende Darstellung nicht geben. In 
Valsugana, am Nordgehänge der Tafelmasse der Sette Communi 
ist die ganze Reihenfolge der Schichten zwischen dem unteren 
Muschelkalk und den Raibler Schichten dolomitisch entwickelt. Hier 
war also Riffgebiet. Die Mächtigkeit des gesammten Dolomits ist 
aber eine auffallend geringe (150 — 200 Meter) und eine Unter- 
scheidung der einzelnen Horizonte, welche auf der Karte blos der 
consequenten Darstellung wegen schematisch durchgeführt wurde, ist 
in der Natur nicht angedeutet. Auf der Strecke zwischen Valsugana 
und Transaqua in Primiero treten nirgends norische und unter- 
karnische Bildungen zu Tage. Südöstlich von Transaqua, am West- 
ende des Sasso della Padella erscheinen am Nordrande der Bruch- 
linie Buchensteiner Knollenkalke und Augitporphyrlaven in geringer 
Ausdehnung; die Hauptmasse der Gebirgsgruppe des Sasso di Mur, 
welche nur durch den Erosionssattel von Cereda von dem grossen 
Primiero-Dolomitriff getrennt ist, zeigt wieder durchgehends dolo- 
mitische Entwicklung. Es muss daher unentschieden bleiben, ob das 
Valsugana-Riff mit dem Primiero-Riff zur obemorischen und unter- 
kamischen Zeit zusammenhieng, oder ob sich dazwischen ein riff- 
freier Strich befand. Weiter gegen Nordosten begegnen uns bis 
zur Boita nur rifffreie Ablagerungen. Erst bei Cibiana und bei 



■1 



Das im Süden der yalsugana--Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. ai i 

Valle di Sotto erscheinen kleine Dolomitmassen in den Wengener 
Sandsteinen, welche wol nur als die Ausläufer eines gegenwärtig 
verdeckten südlichen oder südöstlichen Riffs angesehen werden 
können. • 

I. Das Gebirge im Süden der Brenta bei Borge di Valsugana. 

Der Tafelmasse der Sette Communi, welche mit ihrem nord- 
östlichen Ende in den Bereich unserer Karte fällt, sind am Nord- 
rande zwei kleine orographisch ziemlich selbstständige Gebirgs- 
körper vorgelagert, so dass sich das Gebirge im Süden der Brenta 
in drei kleinere Abschnitte gliedert: i. den Kamm des Monte Ar- 
menterra zwischen der Brenta und dem Val di Sella, 2. den Monte 
Civaron zwischen der Brenta, Val Cualba und dem Maggio und 
endlich 3. die Tafelmasse des Sette Communi. 

Der Kamm des Monte Armenterra macht sich südlich von 
Barco von der Gebirgsmasse der Sette Communi los und erscheint 
zunächst als eine dem hohen südlichen Kalkgebirge vorgelagerte 
Terrasse. Es kann für den mit den tektonischen Verhältnissen des 
Districtes noch nicht Vertrauten kaum etwas Ueberraschenderes 
geben, als das Profil *) von Barco durch den hier auf den Schutt- 
kegel von Barco von Süden mündenden Graben gegen den Pizzo 
di Vezena. Am Eingange des Grabens treffen wir als tiefste ent- 
blösste Schicht, anstatt, wie wir wol erwartet haben mochten, eines 
tiefen Triasgliedes, die grauen Liaskalke mit Terebratula Rotzoana, 
Chemnitzia terebra, Megalodus pumilus und Lithiotis problentatica, 
darüber sodann. Alles ziemlich steil aufgerichtet, Süd fallend, gelbe 
Kalke**), hierauf rothe Marmorbänke mit Manganputzen (Klaus- 
Schichten), endlich die oberjurassischen Ammonitenkalke, auf welche 
in grosser Mächtigkeit die dünngeschichteten Bänke der Kreide 
folgen. Die steil aufgerichteten, vom Graben quer durchrissenen 
dünnen Kreideschichten gewähren einen prächtigen Anblick. Bei- 
läufig in der Mitte der Mächtigkeit und dann zu oberst, nächst der 
Mündung eines von Osten her streichenden Seitengrabens erscheinen 
rothgefärbte Schichten. Die letzteren sind sichere Scaglia, wahr- 
scheinlich sind aber auch die in der Mitte des Aufschlusses er- 
scheinenden rothen Bänke steil eingefaltete Scaglia-Schichten. Es 



*) Dieses Profil fällt zwar ausser den Rand unserer Karte, ist aber für das 
Verständniss der Verhältnisse in Val di Sella immerhin von Interesse. 

*"**) Ob diese gelben Kalke den Schichten mit Rhynchonella bilobata der 
Etschbucht entsprechen, muss bis zur Auffindung entscheidender Fossilien dahin- 
gestellt bleiben. 




A12 Das im Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

spricht dafür ausser der grossen Mächtigkeit des Complexes, welche 
im auilallenden Gegensatz zu der im Allgemeinen sehr geringen 
Mächtigkeit der Kreide in Valsugana steht, noch die für Biancone 
ungewöhnliche Lage der rothen Schichten*). 

Ueber der Scaglia erscheint nun in dem sich etwas erweitern- 
den Graben in geringer Ausdehnung Quarzphyllit. Nach einer 
kurzen Unterbrechung in den Aufschlüssen, in welcher man einige 
grössere Brocken von Rauchwacken (Bellerophon-Schichten?) sieht, 
folgen sodann in bedeutender Mächtigkeit und mit ziemlich flach 
Süd fallenden Bänken Werfener Schichten, zu unterst grössere 
Massen von oolithischen Kalken und feinkörnigen Oolithen, hierauf 
ein mächtiger Complex rother schiefriger Gesteine mit rothen Oolith- 
bänken, aber nur spärlichen Einlagerungen von Kälkplatten [Manotis 
Clarai) und zuoberst Gyps und Rauchwacke **). Am Fusse der 
Steilwand folgt der untere Muschelkalk, dünne, knollige Mergelkalk- 
bänke, als Unterlage einer ziemlich mächtigen Dolomitstufe, welche 
durch einen nach Osten und Westen hin weiterstreichenden Streifen 
dunklerer, weicher Gesteine von der höheren, bis nahe unter den 
Gipfel des Pizzo di Vezena reichenden, wolgeschichteten Masse des 
Dachsteinkalks geschieden ist. Weiter östlich, unterhalb der Cima 
Dodici erweisen sich diese weicheren Gesteine — - graugrüne Kalke 
mit knolligen Wülsten und glimmerigen Häutchen auf den Schicht- 
flächen, schiefrige Kalke mit Kohlenspuren, graue Steinmergel — 
als Raibler Schichten; der unter ihnen lagernde Dolomit muss da- 
her als vollkommen isopische Vertretung des oberen Muschelkalks, 
der Buchensteiner, Wengener und Cassianer Schichten betrachtet 
werden. 

Die Gipfelmasse des Pizzo di Vezena bilden nach den Beob- 
achtungen des Herrn Vacek die grauen Liaskalke, welchen weiter 
im Süden auf dem Plateau von Vezena die Schichten des oberen 
Jura und der unteren Kreide folgen. 

Begibt man sich durch den oben erwähnten Seitengraben, in 
welchem die Scaglia ansteht, gegen Osten aufwärts auf das Plateau 
von Sella, so verquert man zunächst einen grösseren Basaltgang 
und begegnet Schollen von miocänem Mergel, wahrscheinlich Resten 



*) Die untere Kreide von Valsugana bildet in lithologischer Beziehung ein 
Mittelglied zwischen der typischen Biancone- Facies des SQdens und den grauen, 
mit rothen Schichten wechsellagernden Neocom-Mergeln des Nordens unseres 
Gebietes. 

*♦) Wir begegnen hier zum ersten Male in unserem Gebiete diesem bei 
Recoaro, dann im südwestlichen Tirol und in der Lombardei sehr constanten 
oberen Gypshorizonte. 



Das im Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 413 

einer bereits denudirten Decke miocäner Schichten. Höher oben im 
Graben sieht man dann plötzlich die Kreideschichten an einer 
Scholle von Jurakalk (graue Liaskalke, gelbe Kalke, Ammoniten- 
kalke) abschneiden, auf welche im Südosten wieder regelmässig die 
gering mächtige Kreide und eocäner Nummulitenkalk folg^. Rauch- 
wacken und Werfener Schichten erscheinen sodann in nächster 
Nähe des Nummulitenkalks. Gegen Süden ist das anstehende 
Gestein bis hoch zu den Wänden der Cima Mandriola hinan 
mit Gehängschutt bedeckt und im Osten folgt auf dem Plateau von 
Sella eine mächtige, ebenfalls die weitere Verfolgung des Gebirgs- 
baues verhindernde Decke von Glacialschutt. 

Es ist klar, dass das Auftauchen des Phyllits in der Tiefe des 
Grabens, sowie das Erscheinen der Rauchwacke und der Werfener 
Schichten auf dem Plateau von Sella das Durchsetzen einer 
bedeutenden Verwerfungsspalte anzeigen, welche die Tafelmasse 
der Sette Communi von dem nördlichen in die Tiefe gesunkenen 
Gebirge trennt. Die nordöstliche Fortsetzung des letzteren bildet 
den Rücken des Monte Armenterra, die erwähnte mittlere Scholle 
im Seitengraben ist nur von geringer Ausdehnung und kann als 
eine kleine Nebenscholle der Armenterra-Masse betrachtet werden. 

Unterhalb Barco taucht unter dem grauen Liaskalk der Dach- 
steinkalk heraus, welcher zu den Gipfeln des Sasso alto und des 
Armenterra ansteigt und die ganze Schichtenfolge des Jura und der 
Kreide auf die Südseite des Gebirges, in das Val di Sella, drängt. 
Die obersten Partien des Dachsteinkalks unter dem Lias bestehen 
aus lichtem, häufig breccienartigem, bröckelndem dolomitischen * 
Gestein, welches von rothen Klüften durchzogen ist und nicht 
selten auch mergelige braungelbe Zwischenmittel zeigt. 

Charakteristisch für diese Zone sind die zahlreichen, prächtig 
spiegelnden Rutschflächen, welche das Gestein durchsetzen. Die 
tiefere Hauptmasse des Dachsteinkalks besteht aus braungrauen, an 
der Luft bleichenden sandigen Kalken und dolomitischen lichten 
Bänken. Turbo solitarius ist ein häufig in Hohldrücken erscheinendes 
Fossil. 

Südlich von Brustolai tritt der von einigen kleineren Basalt- 
gängen durchsetzte Dachsteinkalk des Armenterra in Berührung 
mit Schichten der unteren Trias, welche der Quarzporphyrtafel des 
Zaccon regelmässig auflagern. An dieser Stelle, zwischen dem Dach- 
steinkalk und dem unteren Muschelkalk, muss die Valsugana-Spalte, 
welche die Armenterra-SchoUe im Norden begrenzt, durchsetzen. 
Der Monte Zaccon kann, wie in dem vorhergehenden Capitel (S. 400) 
erwähnt worden ist, als der südliche Gewölbeflüsrel der Anticlinale 



^I^ Das im Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

des Monte Broi betrachtet werden. Als Vertreter der Bellerophon- 
Schichten der nördlichen Gegenden treten hier weiche gelbe, röth- 
liche und blaugraue Gypsmergel auf, welche nach oben mit Gastro- 
poden und Pelecypoden fuhrenden Rauchwacken wechsellagem. Die 
Schichtenfolge des Monte Zaccon wird gegen Osten durch den sich 
rasch nach Norden wendenden und bei Borgo das Brenta-Thal 
übersetzenden Armenterra-Zug abgeschnitten. Deutlich macht sich 
hier der grosse Bruch zwischen der Armenterra-Masse und dem 
Zaccon kenntlich, während im Süden des Zaccon, wo in beiden 
Massen gleiches Streichen herrscht, nur das Fehlen der triadischen 
Riffmassen und der Raibler Schichten eine Lücke der Schichten- 
folge anzeigt. Da aber diese Unterbrechung keine besonders hohe 
Sprunghöhe verräth*) und die Schichten der Zaccon-Masse ebenfalls 
ziemlich steil gegen Süden einfallen, so könnte man vermuthen, 
dass die Bruchspalte im Westen von Borgo mehr den Charakter 
einer jähen, von kleineren Sprüngen begleiteten Schichtenbeugung 
annimmt. 

Leider ist die Thalsohle des Val di Sella von ausgedehnten, 
theils glacialen **), theils postglacialen Schuttmassen derart erfüllt, 
dass man ausser den oben beschriebenen Stellen im Westen des 
Sella-Gebietes nur noch an einem Punkte den Zusammenstoss der 
Armenterra-Scholle mit der Sette Communi-Masse beobachten kann. 
An dieser, durch Katarakte bezeichneten Stelle, südsüdwestlich von 
Olle, reicht die Armenterra-Scholle auf das rechte Bachufer hinüber 
und bilden, wie im Westen des Sella-Plateau's, Nummuliten-Schichten 
das oberste Glied der Armenterra-Scholle. Man darf daher wol 
annehmen, dass sich unterhalb der Schuttmassen eine fortlaufende 
Zone von Nummuliten-Schichten im Süden der Armenterra-Kette 
fortzieht, bei Borgo die Brenta übersetzt und sich mit den Nummu- 
liten-Schichten des linken Brenta-Ufers verbindet. 

An die Nummuliten-Schichten grenzt auf der Südseite ein 
fächerförmig gestellter kleiner Keil von Grödener Sandstein, welcher 
in der Bruchlinie eingeklemmt erscheint, und auf diesen folgt sodann 
im Süden Quarzphyllit, welcher, obwol häufig durch Schutt verdeckt, 
sich bis gegen den Nordfuss der Cima Mandriola verfolgen lässt. 



*) Vgl. oben die Bemerkung Qber die geringe Mächtigkeit der triadischen 
RifTmassen in Valsugana. 

**) In den das Plateau des oberen Val di Sella bedeckenden Schunablagerungen 
begegnet man häufig Blöcken von Cima d'Asta-Granit, Quarzporphyr und Quarz- 
phyllit, ein Beweis, dass die alten Gletschermassen Ober dieses Hochplateau in der 
Richtung von Nordosten gegen Westen und Südwesten hinwegzogen. 



Das im Süden der Valiugana-Ctdore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. ^i J 



Brenia bei Sonccgno 



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^l6 Das im SOden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

Steil, fast senkrecht fallen die Schichten der Armenterra- 
Scholle*) der Bruchlinie des Val di Sella zu, auf der Kammhöhe 
aber legen sich dieselben bedeutend flacher, so dass man eine 
kniefbrmige Beugung der Schichten annehmen muss. 

Die Bruchlinie des Val di Sella werden wir weit nach Osten 
bis an die Grenze unserer Karte verfolgen. Sie begleitet die Val- 
sugana-Spalte im Süden. Da sie in der Gegend von Belluno, wo 
Hoernes zuerst ihr Vorhandensein erkannte, als Nordgrenze der 
Tertiär-Schichten eine besondere Bedeutung erlangt, so wollen wir 
ihr die Bezeichnung , Bruchlinie von Belluno* beilegen. 

Das oben mitgetheilte Profil aus dem Graben bei Barco auf 
den Pizzo di Vezena kann fiir die ganze Nordseite des Sette 
Communi-Massivs gelten. Die tieferen Schichten, häufig bis über die 
Raibler Schichten aufwärts, sind grossentheils durch Gehängschutt 
oder durch miocäne Conglomerate und Sandsteine verdeckt. Die 
Grenze zwischen dem an der Basis liegenden Quarzphyllit und den 
Werfener Schichten ist, so viel mir bekannt ist, nirgends entblösst. 
Den Grödener Sandstein kenne ich nur in der oben erwähnten ein- 
geklemmten kleinen Scholle. Im Valle Santo, südlich von Olle, wo die 
Werfener Schichten in grösserer Ausdehnung entblösst sind, kommen 
an deren Basis schwarze Kalke und graue und gelbe Dolomite mit 
Zwischenlagen glimmerflihrenden Schiefers vor, welche als Stellver- 
treter der Bellerophon-Schichten aufgefasst wurden. Zwischen den 
Werfener Schichten und dem unteren, Rhizocorallien fuhrenden 
Muschelkalk findet sich auch hier die obere Gypszone. 

Fast in allen Schuttströmen des Gebirges am rechten Brenta- 
Ufer, namentlich auch auf den Gehängen der Sette-Communi-Masse 
fallen Basaltgeschiebe auf, welche offenbar von kleinen, das Kalk- 
gebirge durchsetzenden Gängen herrühren müssen. Doch gelang es 
nicht, mehr als die zwei in unserer Karte angedeuteten Gänge 
aufzufinden, wahrscheinlich wegen der geringen Dimensionen 
der meisten Gänge. Eine grössere, bereits in der Karte des 
geognostisch-montanistischen Vereines von Tirol angedeutete Gang- 
masse findet sich ausserhalb der Grenze unserer Karte auf der 
Porta di Manazzo. 

In der Gegend von Olle spaltet sich die Bruchlinie von 
Belluno in zwei Aeste, welche die kleine Gebirgsmasse des Monte 
Civaron einschliessen. Der Hauptast setzt auf der West- und Süd- 
seite des Civaron durch, wo eine zusammenhängende Ablagerung 



*) Benecke hat in seiner Schrift über Trias und Jura in den SQdalpen 
(Geog. pal. Beitr. I, r.) ebenfalls eine Schilderung dieses Gebirges gegeben. 



Dm im Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgslsnd. ^j^ 



Cailcinuovc 



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Valpiani 
lici, Dolomilrilfe. 



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AI 8 ^AS ^"^ Soden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

von Miocän-Schichten die Grenze gegen die Sette Communi-Masse 
verdeckt. Nur an einer Stelle auf der Westseite des Civaron kommt 
in sehr geringer Ausdehnung nach der Beobachtung des Herrn 
Vacek Quarzphyllit vor. 

Der Civaron selbst ist von zwei streichenden Ven^'erfungen 
durchsetzt, welche ihn in drei kleinere Schollen theilen. Die nörd- 
lichste dieser Schollen erhebt sich südlich von Castelnuovo am 
rechten Brenta-Ufer und besteht aus Grödener Sandstein, einer den 
Bellerophon-Schichten zuzurechnenden, aus Dolomiten, Gypsmergeln, 
Letten und Rauchwacken bestehenden Schichtfolge und Werfener 
Schichten mit Monotis Clarai, Die mittlere, in Steilwänden über der 
nördlichen sich erhebende Scholle zeigt weissen, rothgeklüfteten 
dolomitischen Dachsteinkalk. Die südliche Scholle endlich wird von 
flach NO. einfallenden Jurakalken gebildet, unter denen am Aus- 
gange des Val Cualba dolomitischer Dachsteinkalk hervortritt. 

Die bereits mehrfach erwähnten Miocän-Schichten gehören, 
wie die verschiedenen zerstreuten Denudationsrelicte darthun, einem 
an der Belluneser Bruchlinie aus dem Graben bei Barco über 
Val di Sella, Val Cualba, Ospedaletto bis gegen Pieve Tesino fort- 
streichenden Zuge an. Sie liegen allenthalben vollkommen discordant 
auf dem älteren Gebirge, sind aber selbst noch sehr bedeutend auf- 
gerichtet. In Val Cualba, wo man dig» nesterweise in den Con- 
glomeraten und Sandsteinen vorkommende, aschenreiche Braunkohle 
abbaut, und bei Ospedaletto ist die Miocänbildung steil zusammen- 
gefaltet und zeigt ein sehr wechselndes Fallen. Die marinen Fossilien, 
welche in den über den Conglomeraten und Sandsteinen vorkom- 
menden sandigen Mergeln und blätternden Mergelschiefern häufig 
gefunden werden, sind durchwegs sehr schlecht erhalten, so dass 
deren Bestimmung schwierig ist. Doch glaubt Hoernes mit Sicher- 
heit in dem vorliegenden Materiale einige für die ältere Mediterran- 
stufe bezeichnende Conchylien zu erkennen, insbesondere Isocardia 
subtransversa Orb., Venus islandicoides Lamk., Turitella Archimedis 
Brong. *) 

2. Das Gebirgsland zwischen der Brenta und dem Cismone. 

Jenseits des von mächtigen, postglacialen Schuttkegeln er- 
füllten Brenta-Thales finden wir die Fortsetzungen der drei soeben 



•) Verh. Geol. R.-A. 1877, P''*»?- 'z^* Andere mitvorkommende Formen finden 
sich anderwärts auch in den Ablagerungen der jüngeren Mediterran-Stufe. Th. Fuchs 
hielt im Jahre 1868 (Verh. Geol. R.-A., pag. 5o) die Schichten von V. Cualba und 
V. Pissavacca für jüngeres Mediterran. 



Das im Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. aiq 

betrachteten Gebirgsmassen. Dem Zuge des Monte Armenterra ent- 
spricht der merkwürdige, theilweise überkippte Halbring von meso- 
zoischen und alttertiären Bildungen, welcher von Borgo bis Strigno 
reicht und bei Scurelle vom Torrente Maso durchschnitten wird. In 
die Fortsetzung des Monte Civaron fällt der Lefre-Berg zwischen 
Strigno und Ospedaletto. Die Stelle der Sette Communi-Tafelmasse 
endlich nimmt das Gebirge im Südosten von Ospedaletto ein. 

Wir betrachten zunächst den niedrigen halbkreisförmigen 
Kalkzug zwischen Borgo und Strigno, welcher orographisch noch 
ganz dem Südabfalle der Cima d'Asta-Masse angehört. 

Es ist bereits erwähnt worden, dass der Gebirgszug des Monte 
Armenterra sich im Osten scharf nördlich wendet und augen- 
scheinlich bei Borgo das Brenta-Thal übersetzt. Die Schichten 
richten sich bei dieser Drehung immer steiler auf und auf der 
Westseite der Rocchetta fallen die Schichten des Dachsteinkalks 
bereits widersinnisch gegen Westen, gegen die Valsugana-Spalte zu, 
welche zwischen Zaccon und Rocchetta durchläuft. In! Norden der 
Brenta theilt sich diese widersinnische Fallrichtung nach und nach 
auch den jüngeren Schichtcomplexen mit. Der Schlossberg von 
Borgo, welcher sich in einem langen Rücken über San Pietro 
bis zum Einschnitte des Ceggio oberhalb Telve fortsetzt, besteht 
seiner Hauptmasse nach aus oberem, dolomitischen Dachsteinkalk, 
dessen Schichten theils senkrecht aufgerichtet sind, theils sehr steil 
W. und WNW. gegen den im Westen, an der Bruchspalte, folgen- 
den Quarzphyllit einfallen. Im* scheinbaren Liegenden des Dachstein- 
kalks folgen sodann auf der Ostseite graue und lichte Kalke von 
geringer Mächtigkeit, hierauf der rothe oberjurassische Ammoniten- 
kalk und die Kreide. Die grauen Liaskalke scheinen zu fehlen, wol 
nur weil sie an einer streichenden Parallel-Verwerfung in der Tiefe 
eingeklemmt sind. An diese steil aufgerichteten und überkippten 
mesozoischen Kalke legen sich auf der Innenseite des Bogenstückes 
Borgo-Telve die mächtigen alttertiären Schichten*) mit ziemlich 
flachem Ostfallen an. Dieses entgegengesetzte Fallen deutet auf 
das Durchsetzen einer weiteren streichenden Parallelverwerfung 
(vgl. das Profil auf Seite 404). 



*) Diese Schichten bilden einen sehr fossilreichen, aus weichen thonig- 
sandigen Schichten und zwischen gelagerten mächtigen Kalkbänken (Nulliporen- 
kalken) bestehenden concordanten Complex, dessen unterer, zahlreiche Nummuliten 
fahrender Theil das Eocftn bis zu den Gomberto-Schichien herauf umfasst, während 
die höhere, Scutellen umsch liessende Abtheilung den bereits oligocänen Schio- 
Schichten zufallen dürfte. Eine eingehende Schilderung der gesammten alttertiären 
Ablagerungen von Sodtirol und Venetien bereitet Herr Dr. A. Bittner vor. 

37* 



^20 ^^^ ^^ Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

Jenseits des Torrente Ceggio wird kein Dachsteinkalk mehr 
sichtbar. Die immer flacher einfallenden Bänke des mittleren und 
oberen Jura scheinen direct den Quarzphyllit zu unterteufen. Die 
widersinnische Umkippung der Schichten theilt sich nun auch der 
der Kreide zunächst liegenden Partie der Eocän-Schichten mit, 
während gegen das Innere des Halbkreises zu stets flaches Ein- 
wärtsfallen der Tertiärbildungen die Regel ist. Die streichende Ver- 
werfung, welche in dem Abschnitte Borgo-Telve die Kreide von 
dem Alttertiären trennt, springt nun offenbar in das letztere selbst 
über. Die Verhältnisse bleiben sich dann gleich bis zu der bereits 
vonSuess*) vortrefflich geschilderten Stelle im Torrente Maso, 
wo, wie mich eine genaue Detailuntersuchung lehrte, der Quarz- 
phyllit in dem kleinen Hügel zwischen Vallunga und Torrente Maso 
thatsächlich mit flach Nord fallenden Schichten dem Jurakalke auf- 
ruht (vgl. das Profil auf Seite 417). Die Ueberschiebung längs der 
Bruchspalte ist hier vollkommen. Im Osten des Torrente Maso 
kehrt die innere, streichende Verwerfung wieder an die Grenze 
z.wischen Kreide und Eocän zurück. Die weitere Verfolgung der 
Jura- und Kreide-Schichten wird nun durch die mächtige Decke 
von Glacialschutt, welche dem Plateau nördlich von Scurelle auf- 
lagert, sehr erschwert. Bei Strigno, bis wohin die tertiären Schichten 
reichen, vermochte ich unter dem Glacialschutt keine anstehenden 
mesozoischen Kalke mehr zu entdecken. 

Werfen wir auf die eben geschilderten Verhältnisse einen 
kurzen Rückblick. Ein schmaler randlicher Gebirgsstreifen ist an 
der bogenförmig einspringenden Bruchspalte widersinnisch umgedreht 
und innerhalb dieses umgestülpten Walles fallen die Schichten flach 
concentrisch zusammen. Treffend bezeichnete Suess diese Lagerung 
durch den Vergleich mit einer halben Schüssel, auf welcher die 
inneren Bildungen ruhen. 

Bei Strigno tritt der Quarzphyllit am linken Ufer des Chiepina- 
Baches hervor, von einer Fortsetzung der soeben betrachteten 
Scholle ist keine Spur mehr zu sehen. Auf eine kurze Strecke 
scheint sogar der bei Ccistell Ivano anstehende und nach einer 
freundlichen Mittheilung des Herrn Prof. Ragazzoni in Brescia die 
Rothliegend-Pflanzen des Val Trompia führende Verrucano direct 
dem Quarzphyllit aufzulagern. Dieses plötzliche Intermittiren des 
Bruches wäre gewiss eine höchst merkwürdige Erscheinung, wenn 
man die grosse Sprunghöhe und die Intensität der Störungen in 



*) Ueber die Aequivalente des Rothliegenden in den SQdalpen. Sitz.-Ber* 
d. k. Akad. d. Wiss. Wien, 1868, Febr.-Hcft. 



Das im Süden der ValBUgana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 421 



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sr PrimiiXun 



A22 ^fls im Soden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

dem dicht benachbarten Bogenstück BorgoStrigno in das Auge 
fasst. Höher aufwärts im Torrente Chiepina macht sich die Bruch- 
spalte aber bald wieder bemerkbar. Zunächst wird der Streifen 
permischer und untertriadischer Schichten, welcher von Castelnuova 
über Castel Ivano *) herüberstreicht, abgeschnitten, worauf die Kalke 
des Lefre-Berges schräg an den Quarzphyllit herantreten. Der Lefre- 
Berg, welcher, wie bereits Suess bemerkte, als die Fortsetzung des 
Civaron aufzufassen ist, besteht aus oberem Dachsteinkalk und einer 
Decke von Jura- und Kreidebildungen. Die im Norden ziemlich steil 
aufgerichteten Schichten legen sich in der Mitte der Bergmasse 
flacher, biegen sich aber gegen das von Miocän-Schichten erfüllte 
Thal bei Ospedaletto wieder steil gegen Süden. 

Der weitere Verlauf der Valsugana-Spalte ist bis Mezzano 
in Primiero ausserordentlich scharf durch den Contact der meso- 
zoischen Kalke und des krystallinischen Schiefergebirges gekenn- 
zeichnet. Allenthalben fallen in einer schmalen Randzone die 
Schichten des Kalkgebirges, wie umgeknickt, der Spalte zu. Von 
einer Schleppung der Schichten am gesunkenen Spaltenrande ist 
nirgends etwas wahrzunehmen. 

Sehr bemerkenswerth ist die rechtwinklig einspringende und 
am Granit abschneidende Scholle zwischen dem Riv. Secco und 
Val Tolva. Selbst wieder zerspalten, steht dieselbe ausser allem 



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s 

o 



Afalga Orcnna 



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cd 
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NNW. 




SSO. 



a zz Granit; h = Dachsteinkalk; c = Lias; d = Mittlerer und oberer Jura; e = Biancone 

/ = Scaglia; g = Eocän. - -4 = Valsugana-Bruchspalte. 



tektonischen Verbände mit dem übrigen Kalkgebirge. An der Basis 
der Hauptscholle liegen im Riv. Secco die nordwestlich unter die 
Kreide einfallenden Nummuliten-Schichten. Ueber dieselben fuhrt 
der Weg aus Val Tolva auf die Alpe Marande. 



*) Hier finden sich im Horizonte der Bellerophon-Schichten wieder grosse 
Gypsmassen. 



Das im Süden der Valnigana-Cadorc- Spähe abgesunkene Gebirgsland. ^25 



Val Slernoizcna 



4.24 ^^^ ^"^ Soden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

Ein grossartiges Seitenstück zur Ueberschiebung im Torrente 
Maso bildet die liegende und unter den Quarzphyllit geschobene 
Falte im Norden von Marande und Brocone. Die jüngste, gegen- 
wärtig noch erhaltene Bildung der zusammengefalteten und einstens 
wol mit dem Gegenschenkel viel weiter nach Süden zurückreichen- 
den Masse ist die Scaglia, deren Schichten einerseits die weiten 
Alpflächen Agaro und Zanca bilden und andererseits mit ziemlich 
flachem Nordfallen unter den Biancone und den Jura des Gebirgs- 
rückens im Norden der Marande und des Brocone untertauchen. 
(Man vergleiche auch das Profil auf Seite 402.) 

Bei Imer in Primiero findet sich, eingeklemmt zwischen dem 
Nord fallenden Dachsteinkalk und dem gleichfalls Nord fallenden 
Phyllit eine in gleichem Sinne orientirte Scholle von unterem*) und 
oberem Muschelkalk. 

Die Bruchlinie von Belluno setzt bei Ospedaletto über die 
Brenta, in das mit Miocän-Schichten erfüllte Thal zwischen dem 
Lefre-Berg und der Cima Lasta, streicht sodann über die Scharte 
zwischen diesen beiden Bergen in das Gebiet von Tesino, wo 
sie zunächst zwischen den Kreideschichten von Pieve Tesino und 
dem Jura des Monte Silana sich hinzieht und hierauf, dem Südfusse 
des höheren Kalkgebirges (Monte Agaro, Monte Coppolo) folgend, 
in nahezu westöstlicher Richtung bis an den Cismone fortstreicht. 
Die Nordgrenze der ausgedehnten Biancone-Ablagerungen fallt auf 
der letzteren Strecke ihres Verlaufes stets mit ihr zusammen. Sehr 
bemerkenswerth ist die Wiederholung des einspringenden Winkels 
der Valsugana-Spalte zwischen Val Tolva und Riv. Secco durch 
den Belluneser Bruch zwischen Monte Asenaro und Monte Agaro. 

Am Nordrande des Belluneser Bruches tauchen wol auch hier 
stets ältere Bildungen empor, aber das Fallen der Schichten am 
südlichen Bruchrande ist ein sehr verschiedenes. 

Von Ospedaletto bis S. Donna fallen die Schichten am Süd- 
rande von der Bruchlinie weg gegen Süden. Nördlich von S. Donna 
stellt sich sodann hoch unter den Wänden des Monte Coppolo und 
Monte Piaz eine Nebenspalte ein, auf welcher ein Streifen ober- 
jurassischer Kalke hervortritt. Diese Kalke sind steil aufgerichtet 
und fallen unter die im Süden ihnen vorgelagerten Schichten des 
Biancone ein, während im Norden des Jurakalkstreifens eine schmale 
Zone von Biancone flach gegen die Bruchlinie einschiesst. Nächst 
der Bruchlinie bewahren bis über Castello Schenero am Cismone 



*) Den unteren Muschelkalk bilden hier rothe und graue, Pflanzenreste 
führende Sandsteine. 



Das im Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. a2C 

hinaus die Schichten des Biancone die nördliche Fallrichtung. Süd- 
lich von Roa erscheint über ihnen eine ebenfalls nördlich einfallende 
schmale Scholle von Jurakalk, was auf eine, der Bruchlinie zu- 
fallende liegende Falte mit überkipptem Nordschenkel schliessen lässt. 

Am Nordrande des Bruches stehen zwischen Ospedaletto und 
dem einspringenden Winkel nördlich von Cornale die Schichten 
entweder fast senkrecht oder sie fallen gegen Süden ein. Vom ein- 
springenden Winkel östlich bis zum Cismone herrscht dagegen 
constant Nordfallen. 

Höchst eigenthümlich sind die tektonischen Verhältnisse in 
dem breiten Gebirgsstreifen im Süden des Belluneser Bruches, welcher 
seiner Stellung nach der Tafelmasse der Sette Communi entspricht. 
Wenn man von Ospedaletto aus das Brenta-Thal abwärts gegen 
Primolano wandert, so sieht man die Schichten auf beiden Thal- 
seiten regelmässig fortziehen, und wenn auch im Osten die ent- 
sprechenden Ablagerungen stets in etwas niedrigerem Niveau 
erscheinen, als im Westen, so zweifelt man doch nicht im Geringsten, 
dass diese Felsenengen nur ein Erosionscanal sind. Von irgend 
einer nennenswerthen Störung der Lagerung auf der Ostwand der 
Schlucht ist nichts zu bemerken. 

Wenn man sodann unter diesem Eindrucke die Höhen des 
Plateau's zwischen der Brenta und dem Cismone durchstreift, so 
wird man sehr erstaunt sein, anstatt der erwarteten, vollkommen 
regelmässigen Lagerung grossartige Zusammenfaltungen und Ueber- 
schiebungen anzutreffen. 

Am Cismone und im Osten desselben herrschen wieder sehr 
einfache Verhältnisse. Die erwähnten Störungen concentriren sich 
zwischen Tesino und dem Col Costion. Die beiden Profile auf 
Seite 421 und Seite 423 dienen zur Erläuterung derselben. Gegen 
Westen, gegen den Kamm der Cima Lasta zu, erscheinen die 
Kreidebildungen in einer liegenden und von Westen her über- 
schlagenen Falte. Diese Falte geht jenseits des Grigno bei Castello 
Tesino in eine Ueberschiebung über, welche beiläufig bis in die 
Gegend von Costa, westlich von Lamen, im Cismone-Gebiet anhält, 
wo dann an ihre Stelle abermals eine sich allmählich öffnende 
Falte tritt. Der Biancone von Castello Tesino liegt über der vom 
Joche am Monte Pasetin herabziehenden Scaglia, und an einer Stelle 
längs des Weges zur Jochhöhe tritt eine beschränkte Scholle von 
Nummulitenkalk zwischen der Scaglia im Liegenden und dem 
Biancone im Hangenden auf Das Fallen ist flach gegen Norden 
gerichtet. 



426 ^^s i"^ Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

Ein weiterer Bruch, verbunden mit einer Ueberschiebung der 
älteren Bildungen, tritt auf dem Nordgehänge des Monte Picosta 
auf und erstreckt sich östlich bis zum Col Costion. Hier ist es eine 
ziemlich ausgedehnte Masse von Jurakalken, welche über die selbst 
bereits überschobene Biancone-Scholle im Süden emporgepresst ist. 
Von der Intensität dieser Störungen geben einige kleine block- 
fbrmige Schollen von Liaskalk Zeugniss, welche im Osten der 
Hauptscholle und vollkommen von dieser getrennt, mitten im 
Biancone schwimmen. 

Nordöstlich von Pezze hören diese Unregelmässigkeiten wieder 
auf. In der Fortsetzung des von Tesino herüberziehenden Scaglia. 
Streifens tritt wieder eine regelmässig faltenförmige Lagerung ein, 
aber anfangs, beiläufig bis Vigne, fallen noch beide Faltenflügel 
gleichmässig gegen Nordwesten. Erst gegen den Cismone, wo dann 
in der Mitte der Mulde alttertiäre Schichten erscheinen, fallen die 
Schichten von beiden Seiten gegen die Muldentiefe zusammen. 

Bis zur Cima Lan bei Fonzaso herrschen im Süden normale 
Lagerungsverhältnisse. Am Ausgange der Cismone-Schlucht bei 
Fonzaso taucht ein schmaler Streifen jurassischer Kalke und eine 
kleine Partie von Dachsteinkalk regelmässig unter der Kreide auf. 
Diese Kalke ziehen sich ziemlich hoch auf das Gehänge der Cima 
Lan hinan, wo sie steil westlich unter den Biancone einfallen. Im 
Süden der Cima Lan tritt eine nicht unbedeutende Störung ein. Die 
älteren Kalke, sowie der Biancone schneiden an einer im Süden 
folgenden und gegen dieselben einfallenden Zone von Scaglia ab, 
unterhalb welcher der Biancone neuerdings zum Vorschein kommt. 
Die Fortsetzung dieses Scaglia-Streifens lagert im Südwesten bei 
Arsie, ausserhalb des Gebietes unserer Karte, nach den Beobach- 
tungen des Herrn Vacek, muldenförmig auf dem Biancone, indem 
weiter westlich in der Gegend des Como di Campo und Col 
d'Agnello der Biancone-Zug der Cima Lan Südfallen annimmt. Wir 
werden daher annehmen können, dass die Mulde allmählich in eine 
liegende Falte und diese endlich, da die Ueberschiebung der älteren 
Kalke eine andere Deutung nicht zulässt, in einen schräg ansteigen- 
den Ueberschiebungsbruch übergeht. 

Ehe wir zur Schilderung des östlich vom Cismone liegenden 
Gebirgsabschnittes übergehen, mögen noch einige Bemerkungen über 
die chorologischen Verhältnisse der Formationen des soeben be- 
trachteten Gebietes folgen. 

Zwischen den grauen Kalken und weissen Oolithen des Lias 
treten bereits im Gebiete von Tesino die weissen Brachiopoden 



Das im Saden der Valsugana-Cadorc- Spalte abgesunkene Gebirgsland, 427 



A2S I^fls im Soden der Valsugana-Cadore-Spalce abgesunkene Gebirgsland. 

führenden Crinoidenkalke *) auf, welche weiter östlich in der Gegend 
von Sospirolo schon seit längerer Zeit bekannt sind. Der obere Jura 
tritt bei Fonzaso in der Facies dunkler gebändeter Kalke mit Hom- 
steinlagen auf, welchen indessen noch einzelne Bänke von rothen 
Knollenkalken eingelagert sind. Diese Gesteine erinnern sehr an die 
wolbekannte Facies der Aptychen-Schichten. 

Der Biancone ist in grosser Mächtigkeit entwickelt. Wenn 
man aus Valsugana kommt, wo die ganze Kreide auf ein schmales 
Band reducirt ist, fällt die ausserordentliche Mächtigkeit des Bian- 
cone in Tesino und im Cismone-Thal besonders auf. An der Basis 
des Complexes liegt blendend-weisser Kalk mit Feuersteinknollen 
und auf diesen folgen graue Kalke mit dunklen und schiefrigen 
Zwischenlagen. 

Eine grosse Ausdehnung besitzen in diesen Gegenden die 
Glacialablagerungen. Die Thalsohle von Tesino ist hoch hinauf von 
Glacialschutt mit Granit-, Porphyr- und Kalkblöcken erfüllt. Ebenso 
ist der schmale Phyllitstreifen an der Valsugana-Bruchlinie von 
einer dicken Lage Glacialschuttes bedeckt **). 



3. Das Gebirge zwischen dem Cismone und dem Cordevole. 

Das Thal des Cismone ist eine Erosionsrinne; wir finden daher 
jenseits des Flusses die Fortsetzung der Verhältnisse des rechten 
Ufers. Die Lagerung im Süden der Bruchlinie von Belluno wird 



Croce d*Aune 



SW. 



Vette piccole 




NO. 



a = Dachsteinkalk; b = Lias; e = Mittlerer und oberer Jura; d = Biancone; e = Scaglia; 

/ = Eocan. 



•) Ein leicht erreichbarer Fundpunkt dieser Gesteine ist Val Calderuola bei 
Le Forche am Nordwestgehänge des Monte Agaro. 

**) Von der einstigen gewaltigen Vergletscherung dieses Theiles der SOd- 
alpen zeigen auch die Moränenreste hoch oben auf dem südlichen Plateau der 
Sette Communi mit Geschieben von Granit, Porphyr u. s. f. 



Das im Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. a2q 

nun sehr einfach. Bis in die Gegend des Croce d'Aune herrscht 
noch die Muldenform. Der Nordschenkel ist ziemlich steil auf- 
gerichtet, während der Südschenkel sich flach umbiegt und eine 
beträchtliche Breite besitzt Die Mitte der Mulde nehmen Nummu- 
liten-Schichten ein. Die an der Basis des Südschenkels bei Fonzaso 
auftauchenden Jurakalke verschwinden bereits nördlich von Arten 
wieder. 

Bei Pedevena öffnet sich die bisher schmale Mulde und in der 
ganzen Breite des Kreidezuges tritt Ostfallen ein. Die weite Tertiär- 
landschaft von Belluno, welche wir im nächsten Capitel betrachten 
wollen, thut sich auf und nimmt tektonisch von nun an genau die- 
selbe Position ein, wie das Kreidegebirge im Westen, welches bei 
Pedevena regelmässig unter ihr emporsteigt. Die einzige wichtige 
Abweichung, welche nun eintritt, besteht darin, dass die bei Lasen 
und Arson in das Tertiärgebiet eintretende Bruchlinie die jüngsten 
von der Südseite ihr zufallenden Tertiärschichten abschneidet Eine 
muldenförmige Lagerung ist daher strenge genommen, nicht mehr 
vorhanden, wenn auch an einigen Stellen die Schichten .in einer 
schmalen Zone von der Bruchlinie wegfallen. 

Das zwischen den beiden Bruchlinien liegende Gebirge im 
Osten des Cismone zeigt ebenfalls viel einfachere Verhältnisse. 
Einige secundäre Brüche, welche eintreten, scheinen die geringere 
Intensität der Störungen an der Valsugana- Spalte ersetzen zu 
sollen. Der bedeutsamste derselben stellt eine diagonale Verbindung 
zwischen der Valsugana- und der Belluneser Spalte her und ver- 
läuft von der Westseite des Col S. Pietro bei Castello Schenero, 
dem Nordgehänge des Pavione-Zuges entlang, bis in die Gegend 
der Alpe Cimonega zwischen Sasso di Mur und Monte Brandol, 



s. 




N. 



a = Dachsteinkalk; b = Lias; e = Mittlerer und oberer Jura; d = Bianconc. 



A70 Das im Süden der VaUugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebtrgsland. 

wo derselbe mit der Valsugana-Spalte zusammentrifTt. Die Sprung- 
höhe ist im Westen, gegen die Belluneser Spalte zu, am be- 
deutendsten (vgl. das Profil auf Seite 427). Gegen Nordosten stellt 
sich eine Art Brücke zwischen dem gesunkenen Gebirgstheil im 
Norden und dem höheren Gebirge im Süden durch einen steil 
hinabtauchenden Flügel von Jurakalken her, welcher als gebrochener 
Nordflügel eines Gewölbe-Aufbruches des südlichen Gebirges auf- 
gefasst werden kann (vgl. das Profil auf Seite 429). 

Das abgesunkene Gebirge, welches im Monte Videme seine 
bedeutendste Höhe erreicht, ist, wie die Betrachtung der Karte 
lehrt, die Fortsetzung des Monte Tatoga und der Gebirgsmassen 
des Coppolo und des Agaro. 

Eine weitere Verwerfungsspalte, welche bereits am Nordfusse 
des Monte Remitte und des Monte Tatoga bemerkbar ist, trennt 
das Jura-Kreidegebirge des Val della Noana, d. i. das eben be- 
sprochene, an der Diagonal-Verwerfung abgesunkene Gebirge, von 
einer nördlich einfallenden Zone von Dachsteinkalk. Unmittelbar an 
der Bruchlinie sind die Juraschichten (weisser Ammonitenkalk und 
Aptychenkalk) zwischen den Prati Ineri und S. Giorgio steil auf- 
gestellt und zeigen wechselnd bald nördliches, bald südliches Ver- 
flachen. In der Gebirgsecke zwischen Val d'Asinozza und Val 
Fonda reichen die knieformig gefalteten Schichten des Biancone 
weit auf die Höhe und stossen an den steil Nord einfallenden 
Bänken des Dachsteinkalks ab. 

In dieser Gegend herrschen sehr verwickelte Verhältnisse. Die 
Valsugana-Spalte, welche bei Mezzano auf das linke Cismone-Ufer 
übertritt und von Transaqua an zwischen dem Nord fallenden 
Dachsteinkalk und den älteren Trias- und Permbildungen des Sasso 
della Padella verläuft, bildet zwischen der Gebirgsmasse des Sasso 
di Mur und jener des Sasso della Padella einen tief einspringenden 
Winkel, durch dessen Vermittlung sie an der Südwestecke des 
Monte Neva mit der vorhin besprochenen Spalte zusammentrifft. 
Es findet eine Uebersetzung der Bruchlinie statt; die bisherige 
secundäre Spalte wird nun weiter östlich zur Hauptspalte und 
streicht, das hohe Trias-Kalkgebirge des Sasso di Mur von dem 
Jura-Kreidegebirge des Campo torondo trennend, schräg über den 
Gebirgskamm in die Gegend von Vallalta. Im Süden des Sasso 
della Padella liegt an der Bruchspalte eine nördlich einfallende, den 
südlichen Dachsteinkalk regelmässig überlagernde Lias-Scholle. 

Die Valsugana-Spalte verlässt sonach zwischen Transaqua 
und Vallalta die Phyllitgrenze und läuft, hackenförmig in das süd- 
liche Kalkgebirge einspringend, durch dieses. Der Cereda-Pass ist 



Das im Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 431 



Monte Grava 



Sasso di Mur 



II Piz 



Mis-Thal, Östlich vom 
Cereda-PasB 



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A^2 ^As ii" Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

der Hauptsache nach ein Erosionssattel, das im Süden desselben 
sich erhebende, der Bruchlinie zufallende Triasgebirge des II Piz 
und des Sasso di Mur ist ein südlicher Flügel der grossen 
Primiero-Gruppe. 

Das gegen Westen zu auch streichend sich bedeutend senkende 
Triasgebirge nimmt am Sasso della Padella heteropische Einschal- 
tungen, knorrige, kieselreiche Buchensteiner Kalke, sowie Augitpor- 
phyrtuffe und Laven auf. Die Spatheisensteine, welche bei Transaqua 
in Verbindung mit Magneteisenstein und Schwerspath vorkommen 
und vor einiger Zeit noch Gegenstand der bergmännischen Ge- 
winnung waren, gehören den Bellerophon-Schichten an, welche hier 
eine ziemliche Manigfaltigkeit der Gesteinsarten zeigen. Ausser den 
dunklen, erzführenden Bellerophon-Kalken treten schiefrige Kalke, 
Rauchwacken und Gypsmergel auf. 

Wesentlich anderer Natur, als diese lagerformig in normalem 
Schichtenverbande vorkommenden Erze, sind die am Nordostende 
der Sasso di Mur-Gruppe bei Vallalta an der Valsugana-Spalte ein- 
brechenden Quecksilber-Erze. 

Vallalta liegt an der Stelle, wo die aus dem südlichen Kalk- 
gebirge an die Grenze zwischen Phyllit- und Kalkgebirge über- 
springende Bruchlinie die nordsüdliche Richtung verlässt und wieder 
das gewöhnliche nordöstliche Streichen annimmt. Zahlreiche secun- 
däre Sprünge begleiten daselbst die Hauptspalte und zerstückeln 
das im Westen derselben liegende Gebirge in eigenthümlicher Weise. 
Bereits das ausserordentlich wechselnde Fallen des Phyllits in der 
Umgebung der Quecksilber-Hütte deutet auf das Vorhandensein 
ungewöhnlicher Störungen. Aber erst die auf Grund der zahlreichen 
Untersuchungs-Stollen unterhalb der zum grössten Theile schutt- 
erfüllten Thalsohle des Val delle Monache (Pezzea-Bach) gewonnenen 
Aufschlüsse geben uns ein annäherndes Bild der hier herrschenden 
complicirten Verhältnisse. Da wegen des kleinen Massstabes auf 
der Uebersichtskarte nur eine schematisirte Darstellung möglich 
war, so theile ich eine Copie der von Herrn Ant. de Manzoni *), 
dem gegenwärtigen Besitzer des Quecksilberwerkes Vallalta, publi- 
cirten Karte mit, in welcher ich blos die Bezeichnungen der Gesteins- 
arten, der in diesem Buche befolgten Nomenclatur entsprechend 
geändert habe. 



*) Note sullo Stabilimento montanistico di Vallalta. Venezia 1871. — Die 
von G. vom Rath im Jahre 1864 (Zeitschr. der Deutschen Geolog. Gesellschaft) 
veröffentlichte Karte des Directors Luigi Forne stimmt nahezu vollständig mit der 
hier reproducirten Karte Manzoni*s oberein. 



Das im Soden der VBlsugana-Cedore-Spalic abgeaunkene Gebirgsland. ^la 



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A7A Das im Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

Eine der Hauptspalte anfangs parallele, im Süden aber mit 
derselben convergirende Nebenspalte schneidet die von Westen her, 
an der Basis der Sasso di Mur-Gruppe von Primiero herüber- 
streichenden permischen Bildungen ab, und ein keilförmiger Streifen 
des Phyllitgebirges (Talkschiefer) dringt in den Raum zwischen der 
jenseits der Hauptspalte liegenden Dachsteinkalk-Masse des Monte 
le Rosse und den durch die Nebenspalte begrenzten permischen 
Schichten. Eine andere, quer zu den eben erwähnten Spalten stehende 
Verwerfung bewirkt, wie das zweimalige Auftreten des Grodener 
Sandsteines in der Kartenskizze zeigt, eine Wiederholung der steil 
Nord, unter den Thonschiefer einfallenden permischen Schichten- 
reihe. Die südliche, bis an die Valsugana-Spalte selbst reichende 
Scholle, auf welche das Zinnober- Vorkommen beschränkt ist, bildet 
nun den sogenannten Zinnober-Erzstock. Die sämmtlichen, dieser 
von zahlreichen Rutschflächen durchzogenen Scholle angehörigen 
Schichtglieder sammt dem die Scholle im Osten einfassenden 
schwarzen Schiefer (welcher wol am passendsten mit den Gang- 
thonschiefem verglichen werden kann) sind mehr oder weniger mit 
Zinnober imprägnirt. Der grösste Erzreichthum concentrirt sich in 
der Nachbarschaft des schwarzen, graphitischen Schiefers. Gyps 
erscheint häufig in Schnüren zwischen den Kluftflächen. 

Dass der Quarzporphyr hier nicht gangförmig vorkommt, 
sondern ein regelmässig dem Schichtenverbande eingefügtes Glied 
darstellt, ergibt sich bereits aus seiner nachbarlichen Stellung zu 
den Porphyrsandsteinen und den mit diesen gegen unten in innigster 
Verbindung stehenden Verrucano-Conglomeraten *). Aber noch klarer 
zeigt sich die wahre Natur desselben, als eines östlichen Aus- 
läufers der Quarzporphyrdecke von Südtirol, durch den aus der 
Karte ersichtlichen Zusammenhang mit dem nach Primiero fort- 
streichenden Quarzporphyr-Lager. Auch auf der Nordseite des 
Phyllit-Zuges findet, wie Seite 342 erwähnt worden ist, der Quarz- 
porphyr im Mis-Gebiete sein Ende und Verrucano-Conglomerate 
treten im Osten an seine Stelle. 

Von Vallalta bis X'al Imperina bei Agordo stossen an der 
Valsugana-Spalte sehr regelmässig Dachsteinkalk und Phyllit zu- 
sammen. DerPhyllit zeigt constant ein nordwestliches Einfallen unter 
einem Winkel von beiläufig 45^. Der weiter im Süden, im Hauptzuge 
des Gebirges meist söhlig lagernde Dachsteinkalk biegt sich in einer 



*) Dieselben bestehen hier aus Quarzgeröllen und scharfkantigen Trümmern 
von Phyllit. Durch Aufnahme von Porphyrgeröllen entwickelt sich sodann der 
rothe Porphyrsandstein. 



Das im SOden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. a7C 






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28 ♦ 



^^6 ^3S im Soden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

anfangs sehr schmalen, östlich vom Durchbruche des Torrente Mis 
an Breite zunehmenden Zone gegen die Bruchlinie und fallt der- 
selben ziemlich steil mit nordwestlich geneigten Schichten zu. Es 
gewährt einen prächtigen Anblick, wenn man vom Kessel von Agorda 
die scheinbar regelmässig unter den Phyllit des Col Armarola hinab- 
tauchenden wolgeschichteten, blanken Felstafeln des Monte Pizzon 
betrachtet. Der Eindruck ist in der That ein so mächtiger, dass 
es begreiflich ist, dass die älteren Bergleute den Dachsteinkalk des 
Monte Pizzon für eine ältere, den Phyllit von Agordo regelmässig 
unterteufende Formation hielten. Wir haben die gleiche Erscheinung 
an der Valsugana - Spalte bereits auf der Strecke vom Monte 
Remitte bei Canal San Bovo bis nach Val d'Asinozza erwähnt. 
Auch könnte man eine Wiederholung derselben Verhältnisse in der 
Jurakalk -Scholle der Punta della Finestra erblicken. Das Merk- 
würdigste aber ist, dass \yir auf der Südseite des Gebirgszuges 
gegen die Bruchlinie von Bellunp den entgegengesetzten Fall 
kennen lernen werden. 

Am Ausgange des Val Imperina erscheint zwischen dem hier 
im Phyllit, ebenfalls hart an der Bruchlinie auftretenden bekannten 
Kiesstock und dem steil in die Tiefe setzenden Dachsteinkalk eine 
kleine eingeklemmte Scholle von Werfener Schichten und unterem 
Muschelkalk. Diese Schichten, welche bisher mit Grödener Sand- 
stein verwechselt wurden, sind an der Strasse von Belluno nach 
Agordo, bei den Hüttenwerken gut entblösst. 

Die Werfener Schichten mit den Einlagerungen der bekannten 
Oolith- Bänke nehmen die nördlichere Lage ein und grenzen an den 
schwarzen, graphitischen Thonschiefer. Der im Süden regelmässig 
folgende, steil an den Dachsteinkalk angepresste untere Muschelkalk 
enthält in den, den rothen Schichten zwischengelagerten glimmer- 
führenden Mergeln zahlreiche verkohlte Pflanzenreste. Die häufigste 
Art ist Voltsia Agordica Ung. sp*), welche von älteren Autoren 
mit Lycopodiolithes arboreus Schloth. verglichen wurde. Breccienartige 
Kalkbänke sind dem unteren Muschelkalk gegen oben eingelagert. 
Diese Scholle ist, wie erwähnt, von sehr kurzer Erstreckung und 
oberhalb der Hüttenwerke von Val Imperina tritt sehr bald der 
Thonschiefer auf das rechte Bachufer herüber und berührt dann 

• 

den Dachsteinkalk. Ich bin nicht im Stande zu entscheiden, ob die 
weiter westlich durch den Grubenbetrieb nachgewiesenen rothen 



*) Vgl. Schenk in Ben ecke's Geogn. pal. Beitr. IL S. 86. Nachdem die Pflanze 
von Agordo inn stratigraphischen Niveau der Volt^ia Recubariensis von Recoaro 
und nicht, wie bisher angenommen wurde, in filteren Schichten vorkommt, so steht 
der Identificirung dieser Voltzien wol kein Bedenken mehr im Wege. 



Cafagnoi 
Torr. Limana 



Monis di Vedim 



Ell 






437 



438 ^** '"1 Süllen der Valsugjna-Cadore Spalte abgesunkene Gebirgsland, 

Sandsteine die Fortsetzung der an der Hütte zu Tage stehenden 
Scholle sind, was wol sehr wahrscheinlich ist, und ob diese Sand- 
steine permisch oder untertriadisch sind. Ich theile hier eine Copie 
des von W. Fuchs *) pubiicirten interessanten Profils mit, aus 
welchem hervorgeht, dass in der Tiefe das widersinnische Einfallen 
der Schollen in rechtsinnisches Südfallen übergeht. 



Der KicMlock von Val Inperio* be< Atordo, 



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Ikalk and Werfencr Sehichlen od« 


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ndlichen und nördlichen Ri«iere. 



Diese rasche Wendung der Fallrichtung ist auch im Dachstein- 
kalk am Eingange des Canals von Agordo, in geringer Entfernung 
von den Hüttenwerken, deutlich zu beobachten. 

Was den Kiesstock von Val Imperina betrifft, so wurde bereits 
erwähnt, dass derselbe, ebenso wie die Zinnober-Imprägnation von 
Vallalta, dicht an der Valsugana - Spalte liegt. B. v. Cotta**) ver- 
gleicht die un regelmässig gestreckte Gestalt desselben mit einer 
wulstigen und platt gedrückten Wurst, deren längste Achse unter 

■) Einige Bemerkungen Cber die Lagerungs Verhältnisse der Venetianer Alpen. 
Slii.-Ber. d. k. k. Akad. d. Wiss. Wien, i85o. S. 45j, Taf. IX. 

**) Agordo. Berg- und hQttentnannische Zeitung von Bornemann und Kerl, 
iR6a, Seite 4i5. 



Das im Süden der Valsugana- Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. a7q 

etwa 14^ nach Nordosten einfällt. Die Kiesmasse (vorherrschend 
Schwefelmetalle mit wenig Quarz) steckt in einem hellen, talkigen, 
zuweilen auch quarzreichen Schiefer, welcher, wie G. vom Rath*) 
sagt, , gleichsam die Hülle um den Erzstock bildet, deren Mächtig- 
keit zwischen einem Zoll und mehreren Füssen schwankt und auch 
durch Verzweigungen mit der Erzmasse gleichsam verflösst ist*- 
Der durchschnittliche Kupfergehalt beträgt 2 — 3 Percent. Zahlreiche 
spiegelnde Rutschflächen, welche die Kiesmasse nach den verschie- 
densten Richtungen durchziehen und meist sehr deutliche parallele 
Streifungen zeigen, geben Zeugniss von der Intensität der noch nach 
der Bildung des Kiesstockes an der Bruchlinie fortdauernden Be- 
wegungen. Bereits v. Cotta betont als besonders merkwürdige 
Erscheinung, dass man oft an einem Handstück verschiedene Rich- 
tungen der Parallelstreifungen zu erkennen im Stande sei, sowie 
dass sehr häufig der Kupfererzgehalt zu beiden Seiten der Rutsch- 
flächen ein auffallend ungleicher ist. 

Die im Süden der Valsugana - Spalte liegende Hauptmasse 
des Kalkgebirges besitzt nach den Untersuchungen des Herrn 
Dr. Hoernes**), w^ie die mitgetheilten Profile zeigen, meistens 
nahezu söhlige Lagerung und besteht vorzugsweise aus dem hier 
sehr mächtigen Dachsteinkalk, welchem nur an einigen Stellen 
Denudationsreste jurassischer und cretaceischer Bildungen auflagern. 
Ich entnehme dem Aufnahmsberichte des Herrn Dr. Hoernes die 
folgenden Angaben über die stratigraphischen Verhältnisse. ,Die 
Hauptmasse der gewaltigen, 2000 — 2 500 Meter hohen Berge bildet 
der Dachsteinkalk. Die Thäler liegen nur etwa 4C0 — 500 Meter 
hoch und doch ist nirgends die Basis des Complexes entblösst, 
welcher wol nirgends unter 1000 Meter Mächtigkeit besitzen kann, 
während dieselbe stellenweise bis gegen 2000 Meter anschwellen 
mag. Das Gestein ist ein ausgezeichnet geschichteter, unreiner 
sandiger Kalk von gelb weisser, brauner und grauer Farbe. Die 
obersten Schichten sind von heller, weisser Farbe und scheinen 
ziemlich reich an kohlensaurer Magnesia zu sein. Dieselben erreichen 
namentlich westlich vom Torrente Mis eine grosse Mächtigkeit und 
zeichnen sich durch häufig vorkommende, ausserordentlich glatte 
Rutschflächen aus. Im Eingange des Canales von Agordo, etwas 
südlich von der Miniera, begegnen uns eigenthümliche Auswitterungs- 



*) Ueber die Quecksilbergrube Vallalta. Zeitschr. D. Geol. Ges. 1864. 

♦*) Herr Dr. Hoernes kariirte das ganze, auf Blatt VI unserer Karte ent- 
haltene Terrain mit Ausschluss der nordwestlichen, durch die Valsugana -Spalte 
begrenzten Ecke. 



y|i^n Das im SOden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

Erscheinungen, welche mit dem Vorhandensein unregelmässig-^ 
härterer Concretionen zusammenhängen. Dieselben verleihen dem 
Gestein häufig ein grossoolithisches Aussehen, bisweilen aber sind 
sie schichtenweise angeordnet und wittern leistenförmig aus dem 
Gestein heraus. Die liasischen Bildungen bestehen vorzugsweise aus 
grauen und röthlichen Kalken mit Spuren von Brachiopoden und 
Crinoiden. Stellenweise finden sich Einlagerungen weisser Crinoiden- 
kalke vom Typus der Sospirolo-Schichten. Bei der Alpe Campo torondo, 
dann auf dem Monte Colazzo kommen über dem Lias i Meter 
mächtige Kalke mit zahllosen grossen Exemplaren von Stephanoceras 
(St. Humphriesianum Sow,, St. Vindobonense Griesb. und Mittelformen 
zwischen beiden, sowie eine neue Art) vor. Ueber diesem, dem 
mittleren Dogger zuzurechnenden Kalk erscheinen sofort die sonst 
direct dem Lias auflagernden oberjurassischen Knollenkalke, welche 
zwar allenthalben reich an Ammoniten sind, aber nur an wenigen 
Stellen gut bestimmbare Reste enthalten. Eine solche Stelle ist der 
Campo torondo. Die Schale der Ammoniten ist hier meist wol er- 
halten. Da es mir wegen Mangel an Zeit nicht möglich war, getrennt 
nach Horizonten zu sammeln, so lasse ich ein Verzeichniss der den 
beiden Zonen des Aspidoceras acanthicum und der Oppelta litfio- 
graphica entsprechenden Fossilien nach meinen Funden und den 
älteren Suiten im Museum der k. k. Geologischen Reichsanstalt folgen: 

Lytoceras montanum Opp. 
„ cf. municipale Opp. 
„ sutilc Opp. 
Phylloceras Benacense Cat. 

„ mediterraneum Neum. 

„ polyolcum Ben. 

„ nov. sp. cf. ptychoicum Quenst. 

ptychoicum Quenst. 
Satyrus Font, 
cf. silesiacum Opp. 
Oppelta platyconcha Gem. 
Haploceras cf. Stasyczii Zeuschn. 
Perisphinctes cf Albertinus Cat. 
„ colubriniis Rein. 

„ cf. contiguus Cat. 

„ cf Geron Zitt. 

„ sp.'div. 

Simoceras Volanense Opp. 
Aspidoceras cf. Avellanum Opp. 
„ cyclotum Opp. 



n 



n 



n 



Das im Süden der Valsugaiia-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. aax 

Aspidocetas longispinum Sow. 

„ acanthicum Opp, 

„ Raphaeli Opp. 

Waagenia hybonota Opp. 
Aptychiis depressus Voltz. 

„ Meneghinii Zigno 
Metaporhinus Gümbeli Neum, 

,Bemerkenswerth ist die ausserordentliche Seltenheit der Tere- 
bratula' diphya in diesem Gebiete, da man dieselbe nur vom Monte 
Pavione am Westende des Gebirgszuges kennt. Was die über dem Jura 
concordant folgenden Neocombildungen betrifft, so besteht ein auf- 
fallender Unterschied zwischen dem Westen und Osten. Im Westen, 
auf Vette piccole*), lagert typischer weisser Biancone auf dem 
jurassischen Knollenkalk. Bei der Alpe Neva stellen sich aber 
bereits rothe Mergel vom Aussehen der Scaglia an der Basis des 
Biancone ein, und in der Gruppe des Monte Brandol und Monte 
Prabello kommen, mit Ausnahme einer etwa einen Meter starken 
Bank weissen Biancone -Kalks an der Basis, nur rothe Mergel in 
Wechsellagerung mit grauen, den gewöhnlichen Rossfelder Schichten 
entsprechenden Mergeln vor.* 

Den Südrand dieses Hochgebirges begleitet (man vergleiche 
die Profile Seite 435 und 437) zwischen Val di Martino und dem 
Canal d'Agordo eine steil der Bruchlinie von Belluno zufallende 
Scholle von Jura -Kalken und Neocom- Schichten. Das in seiner 
Hauptmasse söhlig lagernde Gebirge ist demnach im Norden wie 
im Süden von einer steil auswärts fallenden Zone begleitet und 
erscheint wie ein flacher Gewölbeaufbruch mit beiderseits abge- 
brochenen und plötzlich steil nach aussen fallenden Schenkeln. 
Während im Norden die Schichten sich der Valsugana- Spalte zu- 
neigen und den alten Phyllit zu unterteufen erscheinen, fallen hier 
im Süden die älteren Schichten dem jenseits der Bruchlinie 
folgenden Tertiärgebirge zu. Wenn man nun, was das natürlichste 
zu sein scheint, die kuppelförmige Aufwölbung als die ältere 
Lagerungsform annehmen will, so bleibt dir die Erklärung der ab- 
normen Verhältnisse an der Valsugana -Spalte nur die Annahme 
einer späteren Ueberschiebung des älteren Gebirges über das jüngere 
übrig. Zu Gunsten einer solchen Anschauung sprechen die bereits 
geschilderten, im Westen vorkommenden thatsächlichen Ueber- 
schiebungen. 



♦) Ebenso auch in Val Noana. 



^2 I^as im Süden der Valsugana-Cadorc-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

Die Liaskalke dieser steil Südost einfallenden Scholle zeichnen 
sich insbesondere durch die häufige Einschaltung von Crinoiden- 
Kalken mit zahlreichen Brachiopoden (Sospirolo-Kalke) aus (vgl. 
Seite 89). ,Am Ausgange des Mis-Thales bei S. Michele,* berichtet 
Herr Dr. Hoernes, ,und am Ende des Canals von Agordo bei 
Peron wechsellagem die Brachiopoden-Schichten mit den grauen 
Kalken und oolithischen Gesteinen. Am deutlichsten kann man 
dies an den steilen Wänden des Monte Peron beobachten. Die 
grauen Kalke mit Pelecypoden-Durchschnitten, die Crinoiden-Kalke 
mit massenhaften Brachiopoden und weisse und graue Oolithe, in 
welchen sich ebenfalls einzelne Versteinerungen, namentlich 
Chemnitzien, finden, wechsellagem in Bänken von oft nur einem 
Fuss Mächtigkeit. Dies zeigt am besten, dass die gedachten Facies- 
Entwicklungen keineswegs besondere Horizonte repräsentiren. 
Bemerkenswerth sind femer noch Muschelbänke, die ich auf der 
anderen Seite des Cordevole, dem Monte Peron gegenüber, beob- 
achten konnte. In einem weissen Gestein fanden sich zahllose 
Durchschnitte ziemlich grosser Pelecypoden, wahrscheinlich Megalo- 
donten, oder verwandte Formen. Es gelang mir nicht, auch nur 
ein Fragment aus dem Gestein auszulösen, welches mehrere, etwa 
I — 2 Meter mächtige Bänke in dem unteren Theile des Complexes 
zu bilden scheint*).* 

Eine bemerkenswerthe Erscheinung in diesem Zuge bildet 
noch die eigenthümliche Vertheilung des Biancone und der dem- 
selben aequivalenten rothen Neocom-Mergel. Im Westen bei Arson 
und im Osten bei Vedana kommen die rothen Mergel vor, während 
mitten dazwischen bei S. Gregorio die echte Biancone-Facies auf- 
tritt. Fügen wir noch hinzu, dass östlich von Vedana abermals 
die Biancone-Entwicklung erscheint, so erhalten wir das Bild eines 
eigenthümlichen regionalen heteropischen Wechsels, welcher nur 
durch die Betrachtung der südlichen und nördlichen Nachbar- 
Regionen verständlich wird. Im Norden herrscht nämlich die bis 
in das Faniser Hochgebirge bei Ampezzo sich ausdehnende Facies 
der rothen und grauen Neocom-Mergel (nördlicher Typus; Ross- 
felder Schichten); im Süden dagegen tritt allenthalben die Facies 
des Biancone (südlicher Typus) auf.. Die Südabdachung des 
nördlich von dem Belluneser Bruche ansteigenden Gebirges liegt 
daher in der Gegend der heteropischen Grenze und daraus erklärt 



*) Herr Prof. Hoernes sprach seither brieflich die Vermuihung aus, dass 
diese Bänke rhätischen Alters sein könnten, da ihn dieselben ausserordentlich an 
rhätische Pelccypodenkalke von Moistrana in der Grazer Universitäts-Sammlung 
erinnerten. 



Das im Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. aaz 

sich der besprochene regionale Wechsel der heteropischen Bildungen 
in sehr einfacher Weise. 

Was die ehemals weit verbreiteten, gegenwärtig aber bereits 
bis auf wenige Denudationsreste entfernten Glacial-Ablagerungen 
dieses Hochgebirges betrifft, so erwähnen wir blos, dass Herr 
Dr. Hoernes in den Moränen-Resten von Val Canzöi und Val 
di Martino zahlreiche Blöcke von Quarzporphyr, Phyllit und Pietra 
verde fand, was, da diese Gesteinsarten den betreffenden Thal- 
gebieten vollkommen fremd sind, auf mächtige nördliche Gletscher- 
ströme schliessen lässt, welche quer über die Jöcher unseres Kalk- 
gebirges hinwegsetzten. In dem kleinen Thälchen nördlich vom 
Monte Aurin bei Feltre liegen zahlreiche mächtige Phyllit-Blöcke. 

4. Das Gebirge im Osten des Cordevole. 

Jenseits des Cordevole bei Agordo setzt die Valsugana-Spalte 
deutlich kennbar bis auf den Moscosin-Pass. Der Dachsteinkalk 
des Corno di Valle wiederholt das steile Hinabtauchen zur Spalte, 
welches wir in dem mächtigen Gebirgsstocke des Pizzon zwischen 
Cordevole und Mis kennen gelernt haben. Das Gebirge auf dem 
nördlichen Spaltenrande steigt nun aber rasch in die Höhe und 
gleichzeitig nimmt die Sprunghöhe der Verwerfung etwas ab. Es 
treten daher, wie südlich von Vallalta, der Reihe nach jüngere 
Bildungen von Norden her an den Spaltenrand, um an demselben 
abzubrechen. Während am linken Cordevole-Ufer bei Agordo noch 
Phyllit auf dem Nordrande der Spalte ansteht, stossen auf dem 
Moscosin-Pass die Raibler Schichten des Monte Moscosin mit dem 
steil Nord fallenden Dachsteinkalk des Monte Piacedel, welcher die 
Fortsetzung des Corno di Valle bildet, zusammen. Oestlich von 
der Pramper-Alpe berühren sich auf beiden Seiten der Spalte nach 
den Beobachtungen des Herrn Dr. Hoernes Schichten des Dach- 
steinkalkes. Wenn nun auch wegen der grossen Mächtigkeit des 
Dachsteinkalkes der Verlauf des Sprunges auf der Karte nicht 
mehr zum Ausdruck gelangt, so ist die Sprunghöhe doch noch an- 
sehnlich genug, denn auf der Südseite der Spalte stehen die 
höchsten, auf der Nordseite die tiefsten Bänke des Dachsteinkalkes 
an. Ich zweifle daher nicht, dass die Spalte, wenn auch in stets 
sich vermindernder Intensität, in das Gebiet des Dachsteinkalkes 
hinein noch eine Strecke weit fortsetzt und an der abweichenden 
Schichtenstellung zu erkennen seih wird. 

Es ist nun sehr bezeichnend, dass, während die bisherige 
Hauptspalte zu erlöschen scheint, in derselben Gegend plötzlich 



444 "^^ '"" SGden der Val»ugtna-Cadore-Sp«Ite abgeaunkene Gebirg«land. 



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11 j 



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Das im Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. AAt 

bedeutende neue Spaltenlinien beginnen, welche die tektonische 
Rolle der ersterbenden alten Linie übernehmen. Die bedeutendere 
dieser neu ansetzenden Spaltenlinien entspringt nördlich vom 
Monte Piacedel in der Gegend von Dont in Val di Zoldo und läuft 
von dort, anfangs von mehreren Nebenspalten begleitet, über 
Fomesighe, Forcella Cibiana, Venas, Pieve di Cadore in das obere 
Piave-Thal. Wir haben dieselbe bereits im lo. und ii. Capitel 
geschildert und dort auch bemerkt, dass die tektonische Function 
der Valsugana-Spalte vollständig auf sie übergeht, weshalb wir 
keinen Anstand nehmen, die cadorische Spalte als die Fortsetzung 
der Valsugana-Spalte zu betrachten und die Bezeichnung , Valsu- 
gana-Spalte* auf sie auszudehnen. Eine zweite parallele Spalten- 
linie entspringt im Süden des Monte Piacedel in Val Crasa und 
verläuft, die jurassisch-cretaceischen Gipfelmassen des Monte Pramper 
und des Monte Campello abschneidend, in nahezu ostwestlicher 
Richtung in das Piave-Thal, welches von ihr bei Davestra er- 
reicht wird. 

Wir wollen zunächst die Schilderung der Valsugana-Spalte 
vervollständigen und sodann zur Betrachtung des Gebirges an der 
südlichen Nebenspalte übergehen. 

In dem einspringenden Winkel, welcher durch die Ueber- 
setzung der Valsugana-Spalte gebildet wird, senkt sich die Gebirgs- 
masse des Monte S. Sebastiano allmählich in nordöstlicher Richtung, 
so dass die Wengener Schichten bei Forno di Zoldo den Thal- 
grund einnehmen und bis an den Südrand der bei Dont entsprin- 
genden Spaltenlinien reichen. Auch die blos durch ein Erosions- 
thal von der S. Sebastiano-Masse getrennte Gebirgsmasse des 
Spigol del Palon und des Monte Mezzodi senkt sich in der gleichen 
Richtung, und in Folge dessen erreicht der Dachsteinkalk dieses 
Gebirgstheiles bei S. Giovanni und Ponte Pontesei bereits die Thal- 
rinne des Torrente Mae. Eine der Nordseite des Monte Mezzodi 
und des Colmarsango entlang laufende südliche Nebenspalte des 
Valsugana-Spaltenzuges begünstigt diesen raschen Niedergang des 
Dachsteinkalkes. Nördlich vom Mae stehen zwischen Forno di 
Zoldo und Ponte Pontesei noch söhlig lagernde Wengener Sand- 
steine an, über welchen dann regelmässig Cassianer und Raibler 
Schichten als Unterlage des Dachsteinkalkes des Monte Castelin 
folgen, welcher gegen den Hauptspaltenzug ein nördliches Einfallen 
annimmt. Die Fortsetzung derselben Nebenspalte läuft sodann 
durch das Val Bosco Nero in östlicher Richtung weiter und 
begrenzt die söhlig gelagerte Gebirgsmasse des Sasso di Bosco 
Nero auf der Nordseite. 



446 ^3s i"" Soden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

Die kleine Dachsteinkalk-Scholle des Piano di Mezzodi, welche 
dem Monte Mezzodi im Norden vorgelagert ist, betrachte ich als 
einen abgerutschten Theil des Monte Mezzodi. An ihrer Basis 
erscheint ein schmaler Streifen von Raibler Schichten. Eine andere 
abgerutschte Dachsteinkalk-Scholle liegt nördlich bei S. Giovanni. 

Der Dachsteinkalk-Zug des Monte Castellin begleitet nun 
weiter gegen Osten die Valsugana-Spalte auf der Südseite. Bei 
Perrarolo setzt derselbe nach den Beobachtungen von Hoernes 
über die Boita und über die Piave und bildet nordöstlich von 
Perrarolo das Gebirge am linken Piave-Ufer. Das Einfallen der 
Schichten ist bis südlich von Cibiana, soweit als die bereits Seite 320 
erwähnte Nebenspalte reicht, der Bruchlinie zugewendet. Mit dem 
Aufhören der Nebenspalte tritt dann Wegfallen von der Hauptspalte 
ein und zugleich tauchen die tieferen Schichtglieder bis zu den 
Wengener Schichten abwärts unter dem Dachsteinkalk hervor. Die 
Hauptspalte selbst läuft nördlich von den Wengener Schichten. Die 
Raibler Schichten dieses Zuges sind durch die Einschaltung von 
gypsführenden Lagen ausgezeichnet. Der kleinen, den Wengener 
Sandsteinen bei Cibiana und Valle di sotto eingelagerten Dolomit- 
linsen wurde bereits am Eingange dieses Capitels gedacht. 

Was die südlich vom Monte Piacedel in Val Crasa beq^innende 

et 

Nebenspalte betrifft, so sind nach den Beobachtungen des Herrn 
Dr. Hoernes, welcher das ganze Terrain im Süden von Agordo 
und Zoldo untersuchte, die Verhältnisse derselben sehr einfach. 
Nur in Val Crasa unter den Bergen Pramper und Vescova herrschen 
complicirtere Störungen. »Auf der Karte,* schreibt Herr Dr. Hoernes, 
»sind diese Störungen undarstellbar, weil man es oft mit derartig 
überbogenen und verquetschten Schichten zu thun hat, dass Lias, 
Jura und Neocom in einzelnen Partien durcheinander gerathen zu 
sein scheinen. Da die ärgsten Verbiegungen noch dazu in einer 
steilen unzugänglichen Wand liegen, war es überdies unmöglich 
genau zu fixiren, welche Schichten in derselben auftreten.* 

Der Bau des Gebirges im Süden von dieser Spalte entspricht 
östlich bis an die Kartengrenze vollständig den bereits geschilderten 
Verhältnissen im Westen des Cordevole. Im Norden bis zur Spalte 
schwaches Nordfallen, in der Mitte des Gebirges, am Monte Pelf, 
Monte Fontanon, Monte Tocchedel horizontale Lagerung, am Süd- 
rande mehr weniger steiles Südfallen, welches nur local, wie an den 
beiden Ufern des Piave-Flusses in überkippte Schichtstellung über- 
geht. Bedeutendere Störungen zeigen sicli nur im Piave-Thal bei 
Longarone, wo sich einerseits die Schichtflächen des Jura vom 
Monte Campello bis zur Piave herabziehen und wo andererseits am 



Das im Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. ^7 

linken Piave-Ufer ein treppenartiges, durch kleinere Querbrüche veran- 
lasstes wiederholtes Aufsteigen des Jura und des Neocom stattfindet. 
Hoernes betrachtet diese Störungen, welche er als , Querbruch 
von Longarone* *) bezeichnet, als die Fortsetzung der noch zu 
besprechenden Verschiebungslinie und Erdbebenspalte von Sta. Croce. 



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SO. 



Die Verwerfungen bei Longarone. 

4 = Dachsteinkalk; 6 = Lias; c = Mittlerer und oberer Jura; d = Biancone; e = AUuvionen. 



Zu einigen Bemerkungen geben noch die stratigraphischen 
Verhältnisse der in diesem Gebirge auftretenden Formationsglieder 
Anlass. Zunächst betont Herr Dr. Hoernes, dass der Dachstein- 
kalk, welcher im südlichen und westlichen Theile dieses Gebirgs- 
abschnittes noch ganz mit der westlichen Ausbildung übereinstimmt, 
^egen Norden und Osten allmählich in den dichten, röthlichen 
Dachsteinkalk der Ampezzaner Alpen übergeht. Bei Perrarolo ist 
bereits der reine Ampezzaner Typus vorhanden. 

Ein sehr bedeutender heteropischer Wechsel vollzieht sich in 
dem vom Monte Pramper nach Longarone streichenden Liaszuge. 
Es wurde bereits in der stratigraphischen Uebersicht (Seite 91) 
darauf hingewiesen, dass mit dem Meridian von Longarone die 
heteropische Grenze zwischen dem südtirolischen Gebiete der , grauen 
Kalke* und der im Osten folgenden Region mit vorherrschender 



*) Erdbeben-Studien. Jahrb. Geol. R.-A. 1878. 



Ay^R Das im Süden der Valsugana-Cadore-Spalte abgesunkene Gebirgsland. 

Cephalopoden-Facies zusammenfällt. Herr Dr. Hoernes berichtet 
darüber: ,Bei Longarone, und in dem von Zoldo herabkommenden 
Thal des Torrente Mae überwiegt die Fleckenmergel-Facies. In 
grosser Mächtigkeit treten hier graue, oft sehr dunkle kieselreiche 
Kalke mit schwarzen Hornsteinen auf, welche hie und da Cephalo- 
podenreste, allerdings in sehr schlechter Erhaltung, führen. So traf 
ich Belemniten-Fragmente in diesen Kalken bei Soffranco im Mae- 
Thal und im benachbarten Val Grisol, an dem erstgenannten Punkte 
auch Spuren von Ammoniten. Bemerkenswerth erscheinen die in 
dem grauen Kalk eingelagerten rothen Mergel, die sich namentlich 
in der Umgebung von Longarone an mehreren Punkten finden. In 
der Sammlung der geologischen Reichsanstalt liegt bereits seit 
längerer Zeit ein Exemplar von Phylloceras heterophyllum Sow. aus 
rothem Mergel von Longarone. Ich traf diese rothen Einlagerungen 
am Wege von Longarone in das Mae-Thal, unmittelbar vor dem 
Dorfe Igne, dann in einem Wasserrisse, westlich dieses Dorfes, mit 
zahlreichen, aber schlecht erhaltenen Ammoniten, grossen Lytoceras- 
und HarpoceraS'YoTvaen, die letzteren dem Harp. bifrons oder Harp. 
boreale vergleichbar. Besseres Material dürften die hellen Kalke 
liefern, welche ostwärts von der Piave, z. B. in der Nähe des 
Dorfes Casso sich finden. Dort kommen in dem grossen Haufen 
von Felstrümmern, der sich nördlich von Casso gegen die höheren, 
grösstentheils bereits ausserhalb der Karte liegenden Zinnen hinan- 
zieht, dichte hellgraue kieselreiche Kalke mit zahlreichen Durch- 
schnitten von Ammoniten vor.* 

Ueber das Verhältniss dieser Cephalopoden führenden Gesteine 
zu den , grauen Kalken* liegen mir leider keine Nachrichten vor. 
Jedenfalls kommen bei Longarone, noclj östlich von der Piave, die 
, grauen Kalke* vor, denn Dr. Hoernes erwähnt von S. Antonio 
(am Wege von Cadissago nach Casso) mächtige graubraune Oolithe, 
über welchen die hellweissen und gelblichen kömigen Kalke folgen, 
welche weiter westlich durch die Einlagerungen der Brachiopoden- 
Bänke von Sospirolo ausgezeichnet sind. 

Die Neocom-Schichten des Monte Pramper, Monte Megna und 
Monte Campello bestehen aus den rothen, Scaglia ähnlichen Mergeln, 
über welchen ein dichter heller Kalk lagert, welcher dieselben 
local, wie am Monte Pramper, sogar ganz vertritt und mehr 
Aehnlichkeit mit Dachsteinkalk als mit Biancone zeigt. 



XV. CAPITEL. 
Die Umgebungen von Belluno. 

Zar allgemeinen Orientirung. - Der Scheiderücken zwischen der Mulde von Belluno und der 
oberitanenischen Ebene. - Das Thal von Belluno. - Die Tertiär-Ablagerungen der Umgebung 
von Serravalle. - Die jüngeren Schuttabiagerungen. - Die Moränen von Colle Umberto, 

Santa Croce und Vedana. 

Die grosse, von Tertiärbildungen erfüllte Thalweitung des Piave* 
Flusses zwischen Feltre und Belluno oder, wie man von orographi- 
schen Gesichtspunkten aus auch sagen kann, die Mulde von Belluno 
schliesst sich tektonisch an die im vorigen Capitel besprochene 
Kreide-Landschaft zwischen Feltre und Tesino. Während die Bruch- 
linie von Belluno im Osten von Val di Martino zwischen dem 
•steil Süd abfallenden Schenkel des nördlichen Kalkhochgebirges und 
<len jüngsten Tertiärschichten der Mulde von Belluno bis über den Ost- 
rand unserer Karte hinaus fortläuft, neigt sich zwischen Val di Martino 
und dem Monte Aurin bei Feltre das Kreidegebirge östlich in die 
Tiefe und unterteuft regelmässig die nun im Osten folgende breite 
Zone von Tertiärschichten. Am Monte Aurin, welcher wahrscheinlich 
•durch eine Verwerfung von dem Kreide-Massiv des Monte d'Avena 
getrennt ist, wendet sich das Fallen der Kreideschichten steil süd- 
östlich und ein Streifen von Scaglia begleitet die Südseite dieses 
Berges. Jenseits des Torrente Stizzone steigt das Kreidegebirge 
wieder mit entgegengesetztem Fallen empor und bildet anfangs 
östlich streichend, vom Col Vicentin an aber sich nördlich wendend, 
die südliche und östliche Begrenzung der Thalweitung von Belluno. 
Die tektonische Anordnung der Tertiärlandschaft entspricht daher 
der Gestalt einer langgestreckten halben Mulde. Im Westen, Süden 
und Osten sind die Muldenränder vorhanden, auf der Nordseite 
aber ist die Mulde durch den Belluneser Bruch an den jüngsten 

Mojsisovics. Dolomitriffe. t ^q 



^CQ Die Umgebungen von Belluno. 

marinen Becken-Ausfiillungen abgeschnitten. Bei oberflächlicher 
Betrachtung der Karte scheint es, als ob bei Ponte nell' Alpi die 
Mulde sich auch gegen Norden schliessen würde. Es ist aber hier 
erstlich noch ein ansehnlicher, durch jüngere Schuttbildungen aus- 
gefüllter Zwischenraum vorhanden, durch welchen die Tertiär- 
schichten immerhin noch durchstreichen können, sodann streicht im 
Norden der Südflügel des Hochgebirges in derselben steil auf- 
gerichteten Lage fort, und endlich lehrt die Karte, dass östlich von 
Soccher die Tertiärschichten wieder in ganz derselben Weise an 
den Südflügel des Hochgebirges herantreten, wie im Westen von 
Ponte neir Alpi. Hoernes hat aber weiters noch gezeigt, dass die 
Thalspalte von Sta. Croce einer horizontalen Verschiebung des Col 
Vicentin-Zuges gegen Norden entspricht. Der Zusammenhang dieser 
Spalte mit den modernen Erdbeben-Erscheinungen, denen diese 
Gegend so häufig ausgesetzt ist, macht es sogar wahrscheinlich, 
dass die nördliche Verschiebung des Col Vicentin-Zuges noch heute 
fortdauert *). 

Der nur zum Theile noch in den Bereich unserer Karte 
fallende Südrand des südlichen Kreide-Gebirgszuges bildet die Grenze 
gegen die venetianische Tiefebene. Weiter im Südwesten, ausser- 
halb unserer Kartengrenzen treten ausgedehnte Massen älterer For- 
mationen unter den fortsetzenden Kreidebildungen dieses Gebirges 
zu Tage und schliessen sich diesselben direct an die Südhälfte der 
Sette Communi-Tafelmasse. 

Ich überlasse nun für die Detailschilderungen Herrn Dr. Hoernes 
das Wort, welcher die ganze, in diesem Capitel zu schildernde 
Region untersucht und kartirt hat. 



*) Es kann nicht im Plane dieses Buches liegen, auf die Schilderung der 
neueren Erdbeben-Erscheinungen im Districte von Belluno einzugehen, nachdem 
Ober diesen Gegenstand bereits eine sehr reiche Literatur vorliegt und überdies 
neuestens von Hoernes der Zusammenhang dieser Erdbeben mit dem geologischen 
Bau der Sodalpen ausführlich besprochen worden ist. Ich füge jedoch hier ein 
Verzeichniss der wichtigsten Specialarbeiten über das Erdbeben vom 29. Juni 1873 
bei und verweise Diejenigen, welche ein besonderes Interesse für den Gegenstand 
haben, auf die Arbeiten von Bittner und Hoernes. 

Literatur über das Erdbeben von Belluno: Pirona e Taramellt, Sul 
Terremoto del Bellunese del 29. Giugno 1873. — G. v. Rath, Das Erdbeben von 
Belluno. N. Jahrb. v. Leonhard und Geinitz, 1873, Seite 70, — A. Bittner,. 
Beitr. zur Kenntn. des Erdbebens von Belluno. Sitz.-Ber. d. k. k. Akad. d. Wiss- 
Wien, 1874, Seite 541. — R. Falb, Gedanken und Studien über den Vulcanismus, 
mit besonderer Beziehung auf das Erdbeben von Belluno. — H. Hoefer, Das Erd- 
beben von Belluno. Sitz.-Ber. d. k. k. Akad. d. Wiss. Wien, 1876. — R. Hoernes 
Erdbeben-Studien. Jahrb. d. Geol. R.-A. 1878. 



Die Umgebungen von Belluno. ^cj 

I. Der Scheiderücken zwischen der Mulde von Belluno und der 

oberitalienischen Ebene. 

Dieser Scheiderücken fällt nur zum geringen Theile in den 
Bereich des Kartenblattes, und nur insofeme, als er auf demselben 
dargestellt erscheint, war er Gegenstand der geologischen Unter- 
suchung. Das Streichen dieses vorwaltend aus Ablagerungen der 
Kreideperiode gebildeten Höhenzuges geht von Südwest nach 
Nordost. Wir haben es mit einer Anticlinale von sehr flacher 
Wölbung zu thun. Die Schichten fallen gegen die Mulde von 
Belluno sehr flach nach Nordwest, gegen die Ebene etwas steiler 
nach Südost. Diese letzte Anticlinallinie, welche den Fuss der Süd- 
alpen gegen die oberitalienische Ebene bildet, wird in der Gegend 
von Sta. Croce von einer Querspalte durchbrochen, welche parallel 
ist der Spalte von Perrarolo - Capo di Ponte. Auf dieser Quer- 
spalte hat eine Verschiebung der angrenzenden Gebirgstheile in der 
Weise stattgefunden, dass die östliche Fortsetzung des anticlinalen 
Höhenzuges, welche das Plateau des Bosco del Cansiglio bildet, 
um mehr als zehn Kilometer weiter südlich liegt als der westliche 
Theil, der in den Höhen des Monte Faverghera und Monte Pascolet 
steil gegen den Lago di Sta. Croce abfällt. Die weiter unten folgende 
schematische Skizze erläutert diese Verhältnisse, in Folge deren 
ebenso wie die anticlinalen Höhenzüge, auch die synclinalen Mulden 
gegeneinander verschoben erscheinen, und die Abtrennung des 
kleineren Beckens von Alpago von der grösseren Mulde von Belluno 
wird durch sie erklärt. Mit der Querbruchlinie des Lago di 
Sta. Croce hängt die Bildung eines Querthaies zusammen, welches 
zwar heute nicht von der Piave durchströmt wird, obwol es nahezu 
in der geraden Verlängerung ihres Oberlaufes von Perrarolo bis 
Capo di Ponte (Ponte nell' Alpi) liegt, wol aber zur Diluvialzeit 
einem mächtigen Arme des Piave-Gletschers den Durchgang zur 
oberitalienischen Ebene gestattete. Diese Verschiebungsspalte war 
auch die Hauptstosslinie des Erdbebens vom 29. Juni 1873; an 
dieser Linie lagen die am härtesten von der Erschütterung betroffenen 
Ortschaften, während die parallele Querbruchlinie von Perrarolo- 
Capo di Ponte und ihre Verlängerung bis in die Umgebung von 
Belluno eine zweite Stosslinie darstellte. 

Im Scheiderücken zwischen der Mulde von Belluno und der 
oberitalienischen Tiefebene begegnen wir keiner grossen Manigfaltig- 
keit von Formationen. Die Hauptrolle spielt die in mehreren 
Facies auftretende Kreideformation, unter welcher im nordwestlichen 
Theile des Höhenzuges nur untergeordnet an einer einzigen Stelle, 



20* ! 



I 



AC2 I^ic Umgebungen von Belluno. 

in dem tiefen Thaleinriss zwischen S. Leopolde und Tovena, die 
tieferen Schichten, Jura und Lias, auftauchen, während im südwest- 
lichen Theile, in der Umgebung des Engpasses von Quero, die 
letzteren eine grössere Rolle spielen und im Monte Ceren und 
Tomatico*) sehr mächtig entwickelt sind. Doch fällt dieser 
Gebirgstheil ausserhalb des untersuchten Terrain-Umfanges der Karte. 

1. Lias. In der Schlucht, welche sich bei S. Ubaldo (S. Leo- 
poldo der neuen Specialkarte) nach Süden gegen Tovena öffnet, 
finden sich mächtige Schichten von jenem eigenthümlichen Gestein 
von dolomitischem Ansehen, dessen Vorkommen ich auch in den 
liasischen Gesteinen am linken Piave-Ufer bei Longarone beobachten 
konnte. Ob unter diesem Gesteine auch jene Oolithe folgen, die 
ich am Wege von Codissago nach Casso beobachtete, habe ich 
nicht untersucht; die Wände der Schlucht bestehen von S. Ubaldo 
bis nahe der Ortschaft Tovena, also weit unter dem südlichen 
Rande unseres Kartenblattes, ausschliesslich aus dem eigenthüm- 
lichen lockeren Gestein von dolomitischem Ansehen. Es sei 
übrigens bemerkt, dass ich dasselbe auch in der Thalschlucht der 
Piave, Südost von Feltre, wenig (etwa 2 Kilometer) von S. Vittore 
entfernt, antraf, woselbst auch oolithische Gesteine von braungrauer 
Farbe auftreten. 

2. Mittlerer (?) und oberer Jura. Kieselige Knollenkalke 
von grauer, stellenweise rother Farbe traf ich, ohne Fossilien, mit 
Ausnahme undeutlichre Ammonitenspuren, zu beobachten, in der 
Umgebung von S. Ubaldo unter dem Monte Cimone und Monte 
Grassura, sowie bei S. Vittore, Südost von Feltre, beide Male selbst- 
verständlich in sehr geringer Ausdehnung. 

3. Kreide. In den Ablagerungen dieser Periode lassen 
sich in unserem Gebiete hauptsächlich drei Facies unterscheiden, 
nämlich Biancone, Scaglia und Hippuritenkalk. Der Hippu- 
ritenkalk tritt nur am Lago di Croce in grosser Mächtigkeit auf 

*j Der Monte Tomatico war im November und December i85i Gegenstand 
grosser Furcht der Einwohner von Feltre durch ein eigenthOmliches Schall- 
phänomen. Es bestand dasselbe in einem wiederholten Geräusch, das am ehesten 
noch mit dem Schalle verglichen werden konnte, welchen ein in ein grosses 
Wasserbassin fallender Felsen her\'orbringt. Nach manchen Schlägen konnte man 
ein Erzittern des Bodens beobachten. Der Hauptsitz der Erscheinung war Villago, 
nur manchmal wurden die Detonationen und das Schwanken des Bodens auch in 
Feltre selbst bemerkt. Obwol keine Veränderung der Erdoberfläche stattfand, darf 
man wol bei diesem Phänomen, ebenso wie bei der verwandten Erscheinung, die 
sich in dtn Jahren 1822 — 24 auf der Insel Meleda zeigte, auf unterirdische Ein- 
stürze schliessen, keinesfalls stehen diese Detonationsphänomene in irgend welchem 
Zusammenhange mit eigentlichen Erdbeben. Hoernes. 



Die Umgebungen von Belluno. ^rj 

und bildet die steil zum See abfallenden Wände des Monte Pascolet. 
Weitere Verbreitung erlangt er im Bosco del Cansiglio. Biancone 
und Scaglia sind keineswegs als zwei zeitlich verschiedene Glieder 
von strenger Begrenzung aufzufassen, doch entsprechen die Ver- 
hältnisse im Gebirgszuge südlich von der Mulde von Belluno mehr 
der gewöhnlichen Aimahme über die Stellung der Scaglia. Es 
treten wenigstens rothe Mergel von der Facies der Scaglia nicht in 
den tiefsten Schichten der Kreide auf, sondern sie sind auf die 
oberen Abtheilungen beschränkt. Allenthalben bildet hier die 
Scaglia die Grenze gegen die Tertiär-Ablagerungen, soweit die auf- 
gelagerten weit ausgebreiteten und mächtigen Glacialbildungen dies 
erkennen lassen. Die Grenze zwischen der mehr oder minder 
mächtigen Scaglia und dem Biancone aber ist eine willkürliche, 
da die Farbe des Gesteines und die Homsteinführung nicht ent- 
scheiden können^ Versteinerungen aber ungemein selten sind. In 
der kartographischen Darstellung habe ich mich lediglich nach dem 
am leichtesten benutzbaren Merkmale, der Farbe, orientirt. Der 
Biancone erreicht oft eine sehr bedeutende Mächtigkeit, er besteht 
aus hellweissen, oder grauen, kieselreichen Kalken mit zahlreichen 
Hornsteinausscheidungen von grauer oder schwarzer Farbe, in 
welchen verhältnissmässig selten Versteinerungen auftreten. In der 
Umgebung von Feltre finden sich sehr mächtige reinweisse Kalke 
mit seltenen Hornsteinausscheidungen, von ausgezeichnet muschligem 
Bruche. Aehnliche Gesteine treffen wir auch weiter östlich in der 
Nähe des Piave - Durchbruches , vergesellschaftet mit grauen, 
mergeligen Kalken, die gänzlich den Charakter der Fleckenmergel- 
Facies tragen. Hier, bei Stabie am linken Ufer des Flusses, traf 
ich in typischem Biancone auch die charakteristischen Versteine- 
nmgen desselben, Neocom-Ammoniten und undeutliche Seeigel. 
Schlecht erhaltenen Aptychen begegnet man in diesem Niveau auch 
in der näheren Umgebung von Feltre, bei S. Vittore und am nörd- 
lichen Gehänge des Monte Tomatico, bei Tomo, nicht selten.. Eine 
minder wichtige Erscheinung ist das häufige Auftreten von Pyrit 
und Kupferkies in zahlreichen, aber sehr kleinen, meist nur zoll- 
grossen Linsen in den obersten Schichten des Biancone. Unmittelbar 
unter den rothen Mergeln, die wir, dem alten Gebrauche folgend, 
als Scaglia bezeichnen, findet sich in der Umgebung von Feltre 
. ein wenig mächtiger Complex von grauem, ziemlich dunklem Kalk 
mit zahllosen schwarzen Hornsteinen, der von kleinen Pyrit- und 
Kupferkies-Linsen durchschwärmt ist. Dieses Vorkommen hat sogar, 
bei Ronchena, Südwest von Lentiai^ zu bergmännischen Versuchs- 
bauten Anlass gegeben, die indessen gleich nach Beginn wieder 



ACA Die Umgebungen von Belluno. 

eingestellt wurden, sobald man die Natur des Vorkommens erkannt 
hatte. Die gleichen Schichten lassen sich am Monte Telva bei 
Feltre, am Nordgehänge des Tomatico bei Tomo und am Süd- 
gehänge des Monte Aurin verfolgen. 

Weiter nach Osten walten dünngeschichtete, homsteinreiche 
Bänke von weissem Kalk vor. Die Höhen vom Col del Moi bis zur 
Cima sopra Lago werden vorzugsweise von ihnen gebildet — das 
Gestein ist ein kieselreicher, in der Regel sehr fester, muschlig 
brechender Kalk, hie und da auch weniger consistent und mergelig. 
Noch weiter nach Osten verändert der Kalk seine Farbe, der 
Kieselgehalt tritt zurück, undeutliche Versteinerungen, Durchschnitte 
von hochgethürmten Gasteropoden (Nerineen?) und Pelecypoden 
treten auf, und es finden sich Uebergänge zum Hippuritenkalk 
von Sta. Croce. 

An einigen Stellen, wie bei S. Isidoro, südlich von Belluno, findet 
sich in den höchsten Lagen des Biancone ein dicker, blassröthlicher 
Kalk, der in seinem petrographischen Habitus ganz mit dem Dach- 
steinkalk der Umgebung von Ampezzo übereinstimmt 

Die Scaglia wird vorwaltend aus weichen, versteinerungslosen, 
rothen Mergeln gebildet, die den obersten Theil der Kreide- 
formation zusammensetzen. Die mächtigen weichen Mergel geben 
in unserem Terrain vielfach Anlass zum Entstehen enger und hoher 
Klammen, die in der Umgebung voq. Villa di Villa und S. Antonio 
di Tortal bis loo Meter Höhe bei kaum i Meter Breite erreichen. 
Auch der, durch eine elegante eiserne Strassenbrücke überspannte 
Durchbruch der Piave bei Ponte nell' Alpi zeigt eine enge Felsgasse 
in den Mergeln der Scaglia. — Selten treten in den Mergeln festere 
Bänke von Plattenkalk auf, die oft hellere Farbe haben und ganz 
den plattigen Kalken des Biancone gleichen. Doch sind die Horn- 
steine der Scaglia immer von grellrother Farbe. In dem niedrigen 
Höhenzuge, der sich vom Monte Pascolet in nahezu nördlicher 
Richtung gegen Ponte nell' Alpi vorschiebt und die Becken von 
Belluno und Alpago trennt, ist die Scaglia zumeist von sehr festem 
Gestein gebildet, welches ebenso wie der inselartig bei Cugnan auf- 
tauchende Biancone in grossen Steinbrüchen gebrochen wird und 
Platten von bedeutenden Dimensionen liefert. 

Der Hippuritenkalk des Lago di Croce enthält neben den 
Hippuriten Fragmente von Korallen und Gasteropoden. Das 
Gestein ist von hellweisser Farbe und erreicht im Monte Pascolet 
bedeutende Mächtigkeit. Eine strenge Abgrenzung vom Biancone 
ist nicht möglich, da dunkle Kalksteine an manchen Punkten einen 
allmählichen Uebergang vermitteln. Diese Kalke unterscheiden sich 



Die Umgebungen von Belluno. ^jj 

petrographisch gar nicht von Dachsteinkalk, wie er uns in der 
Umgebung von Ampezzo entgegentritt, doch enthalten sie ziemlich 
häufig Fragmente von Hippuriten. Nerineen etc. *). Eine weitere 
Facies der Kreide, einen fast lediglich aus Resten von Korallee 
■und Spongien bestehenden Kalk, der auch andere schlecht erhaltene 
Fossilien umschliesst, beobachtete ich am Westgehänge des Bosco 
de! Cansiglio bei Serravalle. 



Scbio-Scliicblcn 



Sctaemkliiirtc □■ritctluac der borüonulen VcrKhlebuag von Santa Croce, 

Ich wende mich nun zur Schilderung des Querthaies von 
Sta. Croce, wol der eigenthiimlichsten Erscheinung, die wir in diesem 
Gebiete der Alpen wahrnehmen. Auf dem Wege von Ponte nell' 
Alpi nach Serravalle passirt man zunächst den tief in die Scaglia- 
Mergel eingerissenen Durchbruch der Piave und umfährt dann auf 
nahezu horizontaler Strasse den niedrigen, \'om Monte Pascolet 
nach Norden sich erstreckenden, vorzugsweise aus Scaglia bestehen- 
gen Höhenzug. Zwischen Ponte nell' Alpi und Canevoi bemerkt 
man auf dem jenseitigen Ufer der Piave eine ziemlich hohe Terrasse, 
aus horizontal gelagerten praeglaciaien Conglomeratbänken bestehend, 

•) Vgl. Seite ,oi. 



4S6 



Die Umgebungen von Belluno. 



auf welcher die Ortschaften Ponte nell' Alpi und Polpet liegen. Die 
diluvialen Conglomeratbänke treten an einigen Punkten bei Canevoi 
auch am diesseitigen Ufer auf. Bemerkenswerth ist dieses^ weil der 
Ort Cadola und dessen grosse Kirche fast gar nicht vom Erd- 
beben 1873 gelitten haben, während das unmittelbar benachbarte 
Soccher fast gänzlich zerstört wurde. Der erste dieser Orte aber 
liegt auf den festen Mergeln der Scaglia, der zweite auf den 
diluvialen Ablagerungen und zugleich auf der grossen Stosslinie, 
von welcher wir sofort zu sprechen haben werden. Von Canevoi 
bis nahe an das Nordende des Lago di Croce läuft die Strasse an 
den sanft ansteigenden Höhen der Scaglia, während sich zur Linken 
eine circa einen Kilometer breite, sumpfige Ebene ausbreitet, die 
vom Fiume Rai durchströmt wird. Jenseits dieses ausgedehnten, 
sumpfigen Terrains, das als Fortsetzung des Lago di Croce an- 



Monte Pascolet 



Santa Croce 



NW. 




SO. 



a =: Hippuritenkatk ; b = Scaglia; e= Eocan-Flysch; d = Glacialschutt: e=: Gehängschutt. 



gesehen werden kann, erheben sich die tertiären Hügel des Beckens 
von Alpago. Auf der rechten Seite der Strasse setzt, nahe dem 
nördlichen Ende des Sees von Sta. Croce, ein wenig mächtiger Zug 
von Biancone herab, der den Hippuritenkalk des Monte Pascolet 
von der Scaglia trennt. Das westliche Ufer des Lago di Croce wird 
grösstentheils durch diesen weissen Hippuritenkalk gebildet, während 
am östlichen die tertiären Ablagerungen des Alpago -Beckens auf- 
treten. Die letzteren reichen jedoch an einer Stelle, in der unmittel- 
baren Umgebung von Sta. Croce auch über den See herüber und 
treten unmittelbar unter den Hippuritenkalkwänden des Monte 
Pascolet auf Gehängschutt von ziemlich grosser Ausdehnung ver- 
deckt die Bruchlinie selbst, auf der eocäner Flysch und Hippuriten- 
kalk nahe bei dem Orte Sta. Croce zusammenstossen müssen. Dies 



Die Umgebungen von Belluno. ^cy 

zeigt, dass die Querbruchlinie hier hart am östlichen Steilabfall des 
Monte Pascolet und Monte Faverghera verläuft. Am Südende des 
Sees, dort, wo die Strasse von Sta. Croce gegen Cima Fadalto 
zu steigen beginnt, sind an der Strasse selbst die Mergel der 
Scaglia aufgeschlossen, offenbar das Liegende des eocänen Flysches 
bildend^ der nordwestlich von Sta. Croce ansteht Grosse diluviale 
Schuttmassen erschweren hier die Beobachtung, die trotzdem 
den Zusammenhang dieser beiden isolirten Vorkommen von Flysch 
und Scaglia mit der Masse des Bocco del Cansiglio voraus- 
setzen lässt. 

Die heutigen hydrographischen Verhältnisse des Querthaies 
von Sta. Croce •sind äusserst eigenthümliche. Offenbar war das Thal 
einst von Nord bis Süd, von Capo di Ponte bis Serravalle offen, 
wenn auch der Durchbruch nur von einem Gletscherarme und nicht 
von fliessendem Wasser benützt gewesen sein mochte. Die Moränen- 
bildungen des sich zurückziehenden Gletschers aber sperrten das 
Thal an mehreren Stellen und veranlassten die Bildung grösserer 
und kleinerer Seen, von welchen der grösste, der Lago di Croce, 
heute durch den Fiume Rai mit der Piave zusammenhängt, während 
der Lago Morte zwar keinen oberirdischen Abfluss hat, jedoch die 
ihm vorgelagerte Endmoräne in einem unterirdischen Abzugscanal 
durchbricht, der bei Bottejani so mächtig zu Tage tritt, dass er 
sofort eine grosse Mühle treibt und bei Serravalle schon zu einem 
bedeutenden Flusse angewachsen ist. Die Richtung des Querthales 
und der Strasse entspricht von Cima Fadalto bis Serravalle nicht 
mehr der Richtung des Verschiebungsbruches, das Thal weicht gegen 
Südwest ab, entspricht in seiner Richtung nahezu dem Streichen 
der ziemlich steil aufgerichteten Biancone-Schichten und ist lediglich 
Auswaschungsthal. Die Bruchlinie hingegen liegt weiter östlich, wie 
man an dem verschiedenen Streichen und Fallen der Kreideschichten 
östlich vom Lago Morte deutlich sehen kann. Während dort die 
Schichten in der Hauptmasse des Bosco del Cansiglio schwach 
gegen Nordwest geneigt sind, fallen sie im Monte Agnellezza, der 
einen südwestlichen Vorsprung des Bosco del Cansiglio gegen 
Serravalle bildet, ziemlich steil nach Südost. Die Bruchlinie liegt 
jedoch hier schon ausserhalb unseres Kartenblattes — sie findet 
ihre Fortsetzung in dem Steilabfall des Bosco del Cansiglio gegen 
die Umgebung von Ceneda. Wie eine Bastion springt diese grosse, 
plateauförmige Masse aus der Front der südlichsten Alpenkette her- 
vor, die Stelle bezeichnend, an welcher dieselbe von einem Quer- 
bruche zerrissen wurde, auf welchem eine bedeutende Verschiebung 
der angrenzenden Gebirgstheile stattfand. 



^eg Die Umgebungen von Belluno. 

2. Das Thal von Belluno. 

Die Mulde von Belluno bildet ein weites Thal, dessen syn- 
clinale Achse von West-Südwest nach Ost -Nordost gerichtet ist. Ihre 
grösste Breite erreicht sie im östlichen Theile, während der west- 
liche sich bedeutend verschmälert. Im Osten wird sie vom Becken 
von Alpago abgetrennt durch jenen niedrigen, grösstentheils aus 
Scagliä bestehenden Rücken, welchen der südliche Gebirgszug, der 
die Mulde von der Ebene trennt, bis Capo di Ponte vorsendet. 
Während die flachen Gehänge des südlichen Scheiderückens sehr 
regelmässig von eocänen Ablagerungen bedeckt