STRATIGRAPHISCHE UND STRUKTURELLE ANALYSE IM ...3~. Eine syn- bis postgosauische N-S-Einengung führte zur Faltung, Hebung und Erosion („mesoalpine" Phase). 4. Die Tertiärbeckenbildung

Geol. Paläont. Mitt. Innsbruck, ISSN 0378-6870, Band 22, S. 159-197, 1997

STRATIGRAPHISCHE UND STRUKTURELLE ANALYSEIM RAUM EIBERG (NÖRDLICHE KALKALPEN, UNTERINNTAL, TIROL)

UNTER BESONDERER BERÜCKSICHTIGUNG DER ENTWICKLUNG IN DEROBERKREIDE UND IM TERTIÄR

Alfred Gruber

Mit 17 Abbildungen, 10 Profilen und 1 geologischen Karte M 1:10 000

Zusammenfassung:Im Raum Eiberg (Unterinntal, Tirol) wurde eine vielfältige kalkalpine Schichtfolge erfaßt, die zeitlich vom Permoskyth bisin das Oligozän reicht und mit der Gosau von Eiberg und dem Unterinntaler Tertiär Besonderheiten aufweist. Die diskor-dant auf gefaltetem, triassischem und jurassischem Untergrund abgelagerte Gosaugruppe ist charakterisiert durch einenWechsel grob- und feinklastischer, gemischt karbonatisch-siliziklastischer Sedimentation, die im wesentlichen von einerphasenhaften Tektonik gesteuert wird. Die flachmarine, klastisch dominierte Untere Gosau Untergruppe (Coniac? -Obersanton) wurde in kleinräumigen Trögen abgelagert. Durch tektonische Subsidenz wurde der Ablagerungsraum ab demCampan in pelagische Tiefen abgesenkt, gekennzeichnet durch turbiditische Zementmergel und Nierentaler Schichten derOberen Gosau Untergruppe (Untercampan - Untermaastricht). In diese schalten sich mehrmals grobklastische Schüttungenein.Im Unteroligozän kam es durch sinistrale Scherung an NE-streichenden überlappenden Störungen zur Öffnung eines Pull-apart-Beckens. Die Sedimente des Unterinntaler Tertiärs im Eiberger Becken sind analog zu denen des Häringer Raumesgekennzeichnet durch eine tektonisch angelegte Beckengeometrie, die unterschiedliche, eng benachbarte Fazies aufweisen.Basal kommen Konglomerate eines fan deltas vor, im Becken Bitumenmergel und Zementmergel, randlich und aufHochzonen zeitgleich mit diesen Strandkonglomerate, Nummuliten- und Lithothamnienkalke .Das Eiberger Becken weist eine mehrphasige tektonische Überprägung auf. Durch eine detaillierte Strukturanalyse nachdem Prinzip der Paläostreßstratigraphie und unter Berücksichtigung von Überschneidungskriterien wurden acht Defor-mationsereignisse ausgeschieden. Die Deformation wurde generell von zwei lokalen Faktoren beeinflußt: vom rheologi-schen Verhalten des inhomogenen Schichtstapels (Abscherungshorizonte in feinklastischen Sedimenten) und von alt-angelegten Strukturen. Die Deformationsphasen sind im einzelnen:1. Eine vorgosauische NW-SE-Kompression verursachte in Eiberg einen NE-SW-streichenden Klein- und Großfaltenbau,

begleitet von dextralen NW-SE-streichenden tear faults („eoalpine" Phase).2. Die Gosaubeckenbildung erfolgte an NE-SW-streichenden, teilweise synsedimentären Abschiebungen in Form klein-

räumiger Halbgräben und Hochzonen, in denen die Untere Gosau Untergruppe abgelagert wurde. GrobklastischeSchüttungen, speziell von Scarpbreccien von E-W-streichenden Rücken unterstreichen ein Fortdauern des phasenhaftenExtensionsregimes auch in der Oberen Gosau Untergruppe.

3~. Eine syn- bis postgosauische N-S-Einengung führte zur Faltung, Hebung und Erosion („mesoalpine" Phase).4. Die Tertiärbeckenbildung begann im Unteroligozän durch sinistrale Scherung an der Inntallinie Dies äußerte sich durch

Öffnen von Dehnungsspalten im Untergrund und progressiver Weiterentwicklung dieser zu konjugierten NW-SE- undNE-SW-streichenden Schrägabschiebungen. Die heutige Verteilung der Fazies läßt noch das ursprüngliche, von NE-SW-orientierten Gräben und Hochzonen gegliederte Becken zur Zeit der Zementmergelsedimentation erkennen.

5. Eine erste Phase der Beckenschließung äußerte sich in einer, noch im Oligozän einsetzenden N-S-Kompression mit S-vergenten Überschiebungen und N-vergenten Rücküberschiebungen und dazugehörigen dextralen NW-SE-tear faults.

6. Eine weitere N-S-gerichtete Kompression führte zur sinistralen NE-SW-Zerscherung des gesamten Gebietes und örtlichzur Ausbildung von positiven Blumenstrukturen.

7. Eine E-W-Kompressionskomponente wirkte sich in Bewegungsumkehr an den Blattverschiebungen, flexurellen Ver-biegungen und W-vergenten Überschiebungen aus.

8. Das jüngste nachweisbare Ereignis stellte eine N-S-Kompression mit Dehnung in SW-NE-Richtung und sinistralerZerscherung an N-S-Störungen dar.

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Abstract:In the area of Eiberg (Unterinntal, Tirol) a complex succession of calcalpine beds was mapped, which have a stratigraphierange from the Permoskythian to the Oligocene.The Gosau of Eiberg was deposited unconformably on folded triassic and Jurassic rocks. It is characterized by alternationof coarse- and fineclastic, mixed carbonatic-siliciclastical sedimentation, that is mainly controlled by intermittant tectonics.The shallow marine, clastic dominated Lower Gosau Subgroup was deposited in small scale basins. Tectonically inducedsubsidence brought the sedimentary basin to pelagical dephts of the Upper Gosau Subgroup, that is characterized by theturbiditic Zementmergel and Nierental Beds, periodically interrupted by debris flows. The sediments of the UnterinntalTertiary in the Eiberg area show a number of different facies with limited extent. Distribution of sedimentary facies is con-trolled by tectonics. At the base deltaic conglomerates occur. In the inner part of the basin bituminous marls and theZementmergel were deposited. On the margin of the basin and on structural highs one can find beach conglomerates, lime-stones with Nummulites and Lithothamnia, deposited contemporaneous to the marls.Detailed structural analysis in the Eiberg area, following the principle of paleostress stratigraphy, led to the distinction ofeight deformational events. The deformation was controlled by two local geological factors: the rheological properties ofthe inhomogenous sedimentary sequences (décollement horizonts in fineclastic sediments) and preformed structures. Wecan distinguish the following deformational events:1. Pregosauian NW-SE-directed compression, that led to NE-SW-trending small- and large scale folds and NW-SE-tren-

ding tear faults 'eoalpine event').2. The Gosau basin subsided along NE-SW-trending synsedimentary normal faults. Therefore the Lower Gosau Subgroup

was deposited in small scale half grabens. Debris flows from a fault scarp along a E-W-trending ridge in the basin indi-cate a continuation of the extensional regime into the Upper Gosau Subgroup.

3. Syn- to postgosauian compression caused folding, uplifting and erosion in the Èiberg area ('mesoalpine event').4. The Tertiary basin formed as a pull apart basin along an overstep of the sinistrai Inntal Line. In the basin, tension gas-

hes filled with bituminous marls and later conjugated sinistrai oblique normal and dextral oblique normal faults wereactive. The depositional area was articulated by NE-SW trending grabens and horsts, that still can be mapped on baseof the distribution of sedimentary facies.

5. The first step of the basin inversion is a N-S compressional event beginning in the Oligocene with S-vergent thrusts andN-vergent back thrusts and dextral NW-SE trending tear faults.

6. The second step is characterized by a N-S directed compression, that causes NE-SW sinistrai shearing of the wholearea and locally forms positive flower structures along the master faults.

7. An E-W compression implies an inversion of the movement sense on the strike slip faults, flexural folds and W-vergentthrusts.

8. The youngest deformation event outlines a NW-SE compression with an extension in SW-NE direction and with sini-strai shearing on N-S trending faults.

Einleitung

Das Unterinntal nimmt seit jeher eine Schlüs-selstellung im Bau der Nördlichen Kalkalpen ein.Es weist das einzige Vorkommen von obereozä-nen und oligozänen Sedimenten innerhalb der ge-samten Kalkalpen auf (ORTNER & SACHSENHOFER,

1996). Mit der Entstehung dieses Beckens undseinen Sedimenten befaßten sich schon früh nam-hafte Geologen wie SCHLOSSER (1904, 1909),LEUCHS (1907), AMPFERER (1921), HEISSEL (1951,1955), LÜHR (1962), HAGN (1967,1981), LINDEN-

BERG (1965), SCHNABEL & DRAXLER (1976), diedie grundlegenden Erkenntnisse zur Stratigraphiedes Unterinntaler Tertiärs lieferten. Neuere Datenzur Sedimentologie stammen von MOUSSAVIAN

(1984), STINGL & KROIS (1991, 1992), KROIS &

STINGL (1991), KROIS (1992). Mit der tertiärenBeckengeschichte und mit einer strukturellenNeubearbeitung des Tertiärbeckens befassen sichvor allem ORTNER (1993, 1996) und ORTNER &SACHSENHOFER (1996). Sie postulieren für die An-lage des Tertiärbeckens einen pull-apart-Mecha-nismus entlang dem sinistralen Inntalstörungssy-stem.

In diesem Rahmen entstand auch die vorliegen-de Arbeit, die Ergebnisse einer Diplomarbeit vor-stellt. Diese hatte zur Aufgabe, einen kleinen Aus-schnitt des Tertiärs bei Eiberg/Schwoich exempla-risch nach modernen strukturgeologischen Me-thoden zu untersuchen. Da der Raum Eiberg einefast lückenlose Sedimentabfolge vom Permo-skyth bis in das Oligozän aufweist und neben demTertiär auch die geodynamisch interessante Eiber-

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Kaisergebirge1 Rattenberg

2 Wörgl

3 Kufstein

4 Oberaudorf

5 Kössen

| | Quartär

Oberangerberger Schichten

Unterangerberger Schichten

í ; ; ; j Häringer Schichten

Oberaudorfer Schichten

Cosau

Prägosauische Abfolgen

Abschiebung

Auf- Überschiebung

Seitenverschiebung

Abb. 1: Vereinfachte geologische Skizze des Unterinntaler Tertiärbeckens und Lage des Untersuchungsgebietes, verändert nach HEISSEL(1951) und ORTNER & SACHSENHOFER (1996).

ger Gosau beinhaltet, eignete er sich besonders gutzur Aufklärung der oberkretazischen und tertiärenBeckenbildung und Inversion. Das Gebiet wurdedaher im Maßstab 1:10000 geologisch neu kartiertund das strukturelle Inventar möglichst vollstän-dig erfaßt, um Aussagen über Deformationsme-chanismen und -muster bei der Öffnung undSchließung von kleinräumigen sedimentärenBecken zu treffen. Damit zusammenhängend er-gaben sich auch Fragen über die Bedeutung vonererbten Strukturen in Gebieten mit polyphaserTektonik. Die tektonischen Vorgänge im EibergerBecken lassen sich letztlich nicht ohne nähere Be-trachtung der Tektonik in der Kaisergebirgsschol-le lösen.

Geologischer und tektonischer Rahmen

Das untersuchte Gebiet liegt am Südrand desvon Rattenberg im SW bis Reith im Winkel im NE

reichenden Unterinntaler Tertiärbeckens, in wel-ches in seinem Mittelabschnitt die Kaisergebirgs-scholle hineinragt (Abb. 1). Diese stellt eine all-seits tektonisch begrenzte Einheit dar, über derenEntstehung schon früh ein Streit zwischenDeckenvertretern („Kaisergebirgsdecke" nachAMPFERER, 1921,1925a, 1933) und Vertretern derAutochthonie bzw. Parautochthonie (aus dem Un-tergrund „ausgepreßte Scholle" nach LEUCHS,

1907, 1912; SPENGLER, 1956) entbrannte. DasKaisergebirge ist intern zu einer mächtigen, gesat-telten Mulde verformt (FUCHS, 1944), mit Schen-keln aus Wettersteinkalk und dem Kern ausHauptdolomit. Der Mulden-Südflügel (WilderKaiser) überschiebt nach S den Niederkaiser, aufdem auch noch Gosau aufliegt, der Nordflügel(Zahmer Kaiser) grenzt nach ORTNER (1996) ent-lang einer sinistralen, NE-SW-streichenden Sei-tenverschiebung an die tertiären OberangerbergerSchichten. Die Achsen der Großmulde tauchenvon ihrem Kulminationspunkt am Stripsenjochim W in das Inntal, im E in das Kohlental ab

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JURA

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SKYTH

Schattwalder Schichten

Eiberg Mb

Hochalm Mb

Plattenkalk (-300m)Dachsteirkalk

Hauptdolomit(1000-1200m)

Opponitzer Schichten

3.Tonichi«ferttorizont

2.Karbonathorizonl

2,Ton«chl«l«rtiortzont1 .Kirbonalhorlzont

1. TonschieJerhorizont

Lagunenkalk (500m)

Partn.

Pm-150m)

Wetterstein

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Reifling Frro RIU-(-100m) /vorr i f lkalk

(-200m)

Steinalmdolomit II (15m)

Annabergkalk (IQmf * -

Steinalmdolomit 1(15m)

Reichenhall Fm (>ioomi

Alpine Buntsandstein Fm

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Bianconekalk

Öarmsiein^— kalke

Ammergau Fm(>100m)

Bunte Aptychenschichten

Ruhpolding Fm(-50m)

Kieselkalke. Breccien

Obere Allgäu Fm

Fleckenkalke. Fleckenmergel

Rote Knollenkalke (15m)Mutiere Allgau Fm

Untere Allgäu Fm

FleckenkalkeSchatlwalder Schichten (-2m)

LU

H

LU

Q

LU

URA

35

56

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65

97

45

HäringerSchichten

Zementmergel

üHöhere Gosau

(250-300m)

TIEFERE GOSAU(120m)

Bianconekalk

Abb. 2: Vereinfachtes stratigraphisches Übersichtsprofil der Schichtfolge im Raum Eiberg und tektonische Hauptabscherhorizonte.

(FUCHS, 1944), wo eine junge N-S-streichendeAbschiebung die Faltenstruktur abschneidet(ASCHAUER, 1984). Gleichzeitig mit diesem beid-seitigen Abtauchen öffnen sich die Muldenschen-kel durch das Umbiegen des Schichtstreichens innördliche bzw. südliche Richtung. Dadurch kom-men hier noch jüngere Gesteine vor: im E jurassi-

sche, im W tertiäre (Tertiär von Dux). Etwasaußerhalb der Mulde umschließen die W-Ausläu-fer des Wilden Kaisers an drei Seiten das Gosau-und Tertiärbecken von Eiberg, das sich nach SWin das Inntal öffnet und intern noch mehrfach un-tergliedert ist. Der strukturelle Bau des EibergerBeckens ist in erster Linie durch einen S-vergen-

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ten Schuppenbau mit Rampenüberschiebungenund Blumenstrukturen gekennzeichnet und weistweiters eine starke sinistrale NE-SW-Zerscherungdurch Teilschienen des Inntalstörungssystemsauf.

Methodik

Diese Arbeit basiert auf genauen Geländeauf-nahmen im Maßstab 1:10000 auf der vergrößertenÖsterreichischen Karte OK 90, Blatt Kufstein. ZurAuflösung der Tektonik dienten die Methoden derMakro- und Mikrotektonik im Sprödbereich nachRAMSAY & HUBER (1983, 1987), HANCOCK

(1985), HANCOCK & BURKA (1987), PETIT (1987)und MESCHEDE (1994). Für die Bestimmung desBewegungssinnes auf Störungsflächen konntenfolgende Indikatoren berücksichtigt werden: Ver-satz von Markern, Faserkristallisate, Stylolithe,Riedel-, Antiriedel- und P- flächen, Parabelrisse,Schleppfalten, SC-Gefüge, Duplex- und Phacoid-körper, Fiederspalten. Altersbeziehungen zwi-schen Störungs- und Harnischflächen sind oftnicht eindeutig bestimmbar. Aussagekräftig sindKriterien wie gegenseitiger Versatz von Störungs-flächen, Aufwachsen jüngerer Faserkristallisateauf ältere, Umbiegen von Fasern in Wachstums-richtung, Orientierung der Flächen zum Streßfeld,in dem sie bewegt wurden. Aufgrund der fastdurchgehenden Schichtfolge im Arbeitsgebiet er-wies sich die Methode der Paläostreßstratigraphie(KLEINSPEHN et al., 1989) als fruchtbar. Sie beruhtauf dem Prinzip, daß sich bestimmte tektonischeEreignisse nur in Sedimenten abbilden, die vondem jeweiligen Ereignis erfaßt werden und sich injüngeren Sedimenten nicht mehr finden. Typi-sches Beispiel hierfür sind synsedimentäre Ab-schiebungen. In Eiberg sind diesbezüglich vorallem die jurassischen, gosauischen und tertiärenSedimente von Bedeutung. Nicht meßbare Struk-turen konnten teilweise aus Luftbildern und Pro-filkonstruktionen ermittelt werden. Die gemesse-nen tektonischen Daten wurden statistisch imSchmidt'schen Netz ausgewertet. Für die graphi-sche Darstellung der Daten und für die Paläospan-

nungsanalyse wurde das Computerprogramm„Tektonik QB" von ORTNER (1996a) verwendet.Die inhomogenen Datensätze wurden mit Hilfeihrer PBT-Achsen in homogene Subsets aufge-teilt. Für diese wurden der bestpassende Scher-winkel Theta und die Hauptspannungsachsen alsSchwerpunkte (WALLBRECHER, 1986) der PBT-Achsen eines Datensatzes errechnet.

Stratigraphie

Die Schichtfolge im Eiberger Becken reichtzeitlich vom Skyth bis in das Oligozän (Abb. 2).Die Abfolge beginnt im SE mit dem mehrere100 m mächtigen limnofluviatilen bis randmari-nen Alpinen Buntsandstein, der hier noch weitge-hend in stratigraphischem Verband mit der weitersüdlich anschließenden Grauwackenzone steht(MOSTLER, 1972; STTNGL, 1987). Im Hangendenschließen die marinen, aus mono- und polymiktenRauhwacken, dünnbankigen Dolomiten und Do-lomitbreccien bestehenden Reichenhaller Schich-ten an. Sie bilden einen maximal 80 m mächtigenStreifen zwischen dem Achleitnerberg im E undder Lengfelden Alm im W.

Darüber bauen sich mächtige triadische Platt-form- und Beckensedimente auf. Die Alpine Mu-schelkalkgruppe ist gekennzeichnet durch einenWechsel von Becken- und Plattformfazies. ImProfil an der Eiberg-Bundesstraße sind die Guten-steiner Schichten (Becken), der Steinalmkalk(Plattform) und der Annabergkalk mit wechseln-den Übergängen in einer Gesamtmächtigkeit vonca. 60 m aufgeschlossen.

Die oben angesprochene Faziesdifferenzierungsetzt sich auch im Oberanis und Ladin fort. DenMuschelkalk überlagern meist filamentreicheHornsteinknollenkalke mit Pietra Verde sowieschwarze, eben gebankte Filamentkalke (Bank-kalke). Die Abgrenzung zu den Partnachschichtengestaltete sich schwierig, da letztere kaum in mer-gelig-toniger Fazies, weil tektonisch reduziert, alsvielmehr in kalkiger Entwicklung vorliegen. DiePartnachschichten kommen auf der Wöhralm, amS-Abfall des Kleinen Pölven und am Achleitner-

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berg vor. Sie bestehen aus wenige m-mächtigen,schwarzbraunen, kalkreichen Tonschiefern inmehrmaliger Wechsellagerung mit dünnbanki-gen, etwas sandigen Kalkmikriten (Detailprofil inRIEDER, 1980). Wesentlich mächtiger sind dm-m-gebankte, schwarzgraue Kalke mit diffus ver-streuten, faustgroßen schwarzen Hornsteinen ver-treten. Die Übergänge zum Wettersteinkalk sindfließend.

ICennzeichnend für den Wettersteinkalk imKaisergebirge sind Riffgesteine, die im unterenAbschnitt der Formation dominieren und Lagu-nensedimente, die den mittleren und ausschließ-lich den oberen Wettersteinkalk aufbauen (To-SCHEK, 1969). Da heute die Riffkalke die Lagu-nenkalke außen saumartig umgeben, interpretier-te ASCHAUER (1984) daraus das Modell eines ehe-mals hufeisenförmigen Wettersteinriffatolls, dasim Zentrum eine ausgedehnte Lagune umschloßund außen von Partnachbecken gesäumt wurde,in die das Riff progradierte. AMPFERER (1933)und OTT (1984) geben für den Ostkaiser an derMaukspitze eine Mächtigkeit von rund 1500 man, die nach Westen zum Zettenkaiserkopf aufca. 500-600 m zurückgeht. Dort besteht der Wet-tersteinkalk an der Basis aus massigen Riffkal-ken, darüber aus gleichmäßig gebankten, beige-grauen, fossilreichen Lagunenkalken (TOSCHEK,

1969).

Ein zweites geringmächtiges Wettersteinkalk-vorkommen zieht südlich des Hintersteinerseesnach SSW bis in die Gegend von Bad Häring undbildet die Erhebungen des Greidernkogels, Ach-leitnerberges und Pölvenmassivs. Der Wetter-steinkalk geht hier allmählich aus den Partnach-schichten hervor und besteht fast nur aus ruditi-schem Riffschutt. Von echtem, massigen Riffkernkann nur in Ansätzen gesprochen werden („patchreefs" nach RIEDER, 1980, und OEXLE, 1978).Paläogeographisch hängt dieser Wettersteinkalkmit jenem vom Niederkaiser im Liegenden derKaisergebirgsscholle zusammen und repräsentiertden Verzahnungsbereich zwischen WettersteinriffundPartnachbecken(OTT, 1984).

Die Nordalpinen Raibler Schichten lassen sicham Wandfuß des Scheffauers und Zettenkaisers inmehrere Tonschiefer- und Karbonatgesteinsserien

mit einer Gesamtmächtigkeit von 200 m unter-gliedern. Die Schieferhorizonte setzen sich ausschwarz-braunen glimmerreichen Tonschiefern,feinkörnigen Sandsteinen, schwarzen, bituminö-sen Mudstones, onkolithischen, brachiopoden-und muschelschillreichen mergeligen Kalken zu-sammen. Die Mächtigkeiten der einzelnen Hori-zonte betragen 10, 20 und 40 m. Dazwischen lie-gen drei Karbonatgesteinsserien, wobei die dritteungewöhnlich mächtig entwickelt ist (ca. 100 m).Auf der Walleralm fehlen die Schieferhorizontemöglicherweise tektonisch. Die karbonatischeAbfolge beginnt hier zunächst mit schmutzig-grauen, wellig-gebankten und bioturbaten, subti-dalen Mudstones. Diese wechsellagern mit grau-en Dolomiten, die ihrerseits dunkle laminierteZwischenlagen führen. Nach oben findet einÜbergang in dickbankigere, schwarze, stark bitu-minöse dolomitische Kalke statt. Dolosparite imWechsel mit Mikritlaminiten sind häufig. Am Topder Raibler Schichten, bei den Hütten der Wal-leralm, kommen bituminöse Feinlaminite mitSlumpingstrukturen, Tonschiefern, intraformatio-nelle Breccien und Rauhwacken vor. Diese etwasungewöhnliche Raibler Karbonatentwicklung imKaisergebirge verglich AMPFERER (1933) mit denOpponitzer Schichten in den östlichen Kalkalpen.

Die Raibler Schichten der Liegendscholle feh-len westlich des Hintersteiner Sees - im Gegen-satz zur Auffassung von SCHULZ (1996) - durchtektonische Reduktion.

Hauptfelsbildner rund um das Eiberger Beckenist der Hauptdolomit. Die Mächtigkeit beträgt amKufsteiner Stadtberg ca. 1000-1200 m. Die Ein-teilung in Unteren, Mittleren und Oberen Haupt-dolomit nach MÜLLER-JUNGBLUTH (1970) ist auf-grund tektonischer Komplikationen (Schuppen-bau, Kataklase) nicht eindeutig durchführbar. Mit-tels kalkiger, bituminöser Dolomitlaminite vomTyp der anoxischen Seefelder Schichten (BRAND-

NER & POLESCHINSKI, 1986) ließen sich am Ei-bergkopf und am Stadtberg Mittlerer und ObererHauptdolomit trennen. Bei den von AMPFERER

(1933) als Ramsaudolomit beschriebenen Dolo-mitstreifen bei Höheneiberg und im Rehaugrabenhandelt es sich um Unteren bzw. Oberen Hauptdo-lomit.


Die von LEUCHS ( 1921,1925) erstmals aus derUmgebung von Kufstein beschriebenen hell-braunen Kalkeinschaltungen im Hauptdolomitmit der Bezeichnung Thierbergkalk und wegenihrer Mikrofauna von TOLLMANN (1969) derobernorischen Dachsteinkalkfazies zugeordnet,finden sich auch im Arbeitsgebiet in mehrerenVorkommen wieder (STIER, 1986; RIEDER,

1980). Diese Dachsteinkalke reihen sich perl-schnurartig vom Stadtberg bis unterhalb des Zet-tenkaisers aneinander, mit Übergängen zumHauptdolomit. Nach RIEDER (1980) und eigenenBeobachtungen können basal dünnbankige, bio-genreiche Lumachellenkalke (Ostrakoden, Fora-miniferen) und hangend dickbankige bis massi-ge, beigebraune Kalke unterschieden werden.Die von RIEDER (1980) untersuchte Foraminife-renfauna weist für das Nor und das Rhät leitendeFormen auf.

Im Hangenden zeigt der Hauptdolomit einenbreiten Übergangsbereich zum Plattenkalk, deram Stadtberg, Ernsberg und im KalksteinbruchEiberg verbreitet vorkommt.

Die bisherige Gliederung der Kössener Schich-ten von FABRICIUS (1966) wurde von GOLEBIOWS-

KI (1990,1991) im Raum Salzburg-Kufstein einermodernen litho- und biostratigraphischen Neube-arbeitung unterzogen. Das beim Zementwerk Ei-berg aufgeschlossene Kössener Profil ist eines derTypprofile der Neueinteilung der Kössen Forma-tion in das Hochalm Member und Eiberg Member.Während das Hochalm Member überwiegend ausSeichtwasserkarbonaten, Biodetrituskalken (Tem-pestiten) und Lithodendronkalken besteht, kenn-zeichnen das Eiberg Member großteils Beckense-dimente, Biomikrite, Mergel und Tonschiefer,die bei ruhigen Sedimentationsverhältnissen in50-100 m Wassertiefe abgelagert wurden (GOLE-

BIOWSKI, 1991).Die regressive Phase des obersten Eiberg Mem-

bers, charakterisiert durch das Progradieren desOberhätkalkes in das Becken (Oxycolpos-Kalk,GOLEBIOWSKI, 1991), erreicht in den terrigen-kla-stischen, rotbraunen Siltiten und Tonschiefern derSchattwalder Schichten einen Höhepunkt. DieseGesteine sind im Zementwerkprofil etwa 1,5 mmächtig aufgeschlossen und trennen die Kössen-

Formation von der liassischen Beckenfazies derUnteren Allgäu Formation.

Die oberrhäthische Beckendominanz fand imLias ihre Fortsetzung. Zur Ablagerung kamenmächtige Lias-Hornstein-Fleckenkalke undFleckenmergel (Untere Allgäu Formation), Man-ganschiefer und siltig-sandige Kalkmergel (Mitt-lere Allgäu Formation), rote und grüne, crinoiden-reiche Knollenkalke und knollige Mergel,Fleckenkalke und -mergel und auch monomikteFleckenkalkbreccien (Obere Allgäu Formation).

Mit dünnbankigen, kieseligen Fleckenkalkenähnlich den Chiemgauer Schichten (TOLLMANN,

1976a) geht die Allgäu Formation in die Ruhpol-ding Formation über. In Eiberg kommen vor allemzyklisch geschichtete, rote, dünnbankige, kieseli-ge und teilweise arenitische Kalke (TaugibodenSchichten) mit Chertknauern und zwischenge-schaltete rote Mergel, nur untergeordnet die typi-schen Radiolarienchertbänke vor. Die kalkreicheEntwicklung weist damit für das Eiberger Beckenim Kimmeridge und Tithon paläogeographischeine Schwellenposition aus (vgl. DIERSCHE,

1980).Fließende Übergänge bestehen zwischen Ruh-

polding und Ammergau Formation. Diese setztsich aus plattigen, grauen, roten und grünlichenmergeligen Kalken und dünnen weichen Mergelnzusammen. Vereinzelt schalten sich allodapischeKalke ein. Auf die „bunten Ammergauer Schich-ten" (TOLLMANN, 1976a) folgen gut gebankte,plattig bis wellig geschichtete, porzellanweiße,gelbliche und rosafarbene, mikritische Kalke vomTyp südalpiner Bianconekalk. In Verbindung mitdiesen kommen weiße, biogenreiche ruditischeDetrituskalke vor, deren Bioklasten, u. a. Koral-len, Tubiphyten, Algen und Bryozoen eindeutigvom malmischen Riff des Plassenkalkes stam-men. Diese Fazies könnte der des Barmstein- undTressensteinkalkes entsprechen, die beide Aufar-beitungsprodukte von Piassenkalk darstellen(STEIGER, 1981).

Die Gosau von Eiberg läßt sich in Anlehnung anWAGREICH (1986, 1988, 1995) und FAUPL et al.(1987) in eine flachmarine und klastisch domi-nierte Untere Gosau Untergruppe und eine peli-

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Mergelkalke

SandigeTurbidite und Feinbreccien

Grobdebrite

•_7->-;V>7.:-'l. Kalkmergel mit turbiditischenJ-J-i-i-^-_-T Feinsandlagen

S. - - ; - - - - 1

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Mergelkalke mit Turbiditen

Grobbreccien und -konglomerate

Rote pelitische Mergel(Nierentaler Schichten)

>T̂ T>7¿>.¿v:I:A Grün graue Mergelkalke mitsandigen Turbiditen

HÖHERE GOSAU

TIEFERE GOSAU

Grün graue siltige Mergel

Sandige Mergel

Schichtungslose blaugrane gralnstonesmit Kohleschmitzen and Pyrit

KonglomeratscbnürePolymikte, gut gerundete Grob- FeinkonglomerateGrobbreccien, teilweise In Erosionstaschen(Scarpbreccien)

Gefalteter prSgosauischer'Transgressionsuntergrund

Abb. 3: Schematisches Säulenprofil der Gosauschichtfolge vonEiberg, gezeichnet nach Profilaufnahmen von IBRAHIM (1976)und eigenen Beobachtungen. Die Grenze Tiefere-Höhere Gosauwird mit dem Einsetzen von turbiditischen Mergeln und dem Er-stauftreten planktonischer Foraminiferen festgesetzt.

tisch-turbiditisch, offenmarin dominierte ObereGosau Untergruppe untergliedern (Abb. 3). DieUntere Gosau Untergruppe transgredierte miteiner ausgeprägten Winkeldiskordanz über bereitsgefalteten triassischen und jurassischen Unter-grund. Die vorgosauische Erosion griff bis zumHauptdolomit hinab. Charakteristisch für dieseGosau ist der Wechsel zwischen grob- und fein-klastischer Sedimentation, die im wesentlichenvon einem sehr lebhaften Relief abhing und von

einer phasenhaften Tektonik gesteuert wurde.Folglich schwanken die Mächtigkeiten lokalstark. Nach IBRAHIM (1976) wurden die ältestenSedimente im NW, die jüngsten im SE abgelagert(Abb.7a, vgl. Kap. Tektonik). Die Sedimentationbegann im Untersanton, vielleicht schon im Ober-coniac mit unreifen Scarpbreccien durch Aufar-beitung des Liegenden (Hauptdolomit-Biancone-kalke). Diese schichtungslosen Breccien (Grob-debrite) mit roter pelitischer Matrix wurden ansynsedimentären Abschiebungsbrüchen geschüt-tet (Abb.6). Die mehrere Zehnermeter mächtigebasale Breccienserie weist bereits von Beginn anmarinen Einfluß auf, wie aus den mikropaläonto-logischen Untersuchungen von IBRAHIM (1976)hervorgeht. Durch fortlaufende tektonische Sub-sidenz gehen die Basalbreccien rasch in gut sor-tierte, an der Küste vorgerundete Konglomeratelokaler Zusammensetzung über, die wiederumeinen graduellen Übergang in massige, quarz- undkohleführende Kalkarenite und sandig-siltigeMergel zeigen. Kennzeichnend für die Kalkareni-te ist ihr schichtungsloses Gefüge, das mit hohenSedimentationsraten in Verbindung gebrachtwird. In der Literatur (HERM et al., 1979; WAG-

REICH, 1988) werden die Kalkarenite als Sedi-mente eines Prodeltabereiches gedeutet. AmBeckenrand (N-Abhang des Eibergkopfes) wuch-sen durch ein Ausgreifen der Transgression auchpatchreef-ähnliche Gebilde aus Rotalgen, Echino-dermen, Inoceramen, Rudisten und Bryozoen, diesich auch als Gerolle in den Klastika der TieferenGosau nachweisen lassen.

Ein Nachlassen der klastischen Schüttungenund die Ablagerung von mächtigen Kalkmergeln,mit dem Vorherrschen von jetzt planktonischengegenüber benthonischen Foraminiferen, deutetruhigere Sedimentationsverhältnisse in einem be-reits mehrere 100 m tiefen Becken an (IBRAHIM,

1976).Mit einer neuerlichen Subsidenzphase (WAG-

REICH, 1991; Abb. 4), jedoch ohne Auftauch- undErosionsphase, wie sie in den Gosauvorkommender östlichen Kalkalpen beschrieben wurde (WAG-REICH, 1995), setzte im Untercampan die Sedi-mentation monotoner, grau-grüner, pelagischerMergel und Mergelkalke ein, dokumentiert in der


(m) o

2000

T;C SAMT, CAMPAN ¡MAASTR.

Abb. 4: Subsidenzkurve der Eiberger Gosau, ergänzt nach WAG-REICH (1991). Man beachte das abrupte Einsetzen und flacheAuslaufen der Subsidenzrate.

Mikrofauna durch das Erstauftreten einkieligerGlobotruncanen (IBRAHIM, 1976). Eng aufeinan-derfolgende, arenitische bis siltitische Schüttun-gen von Turbiditätsstömen sind charakteristischdafür. Die turbiditischen Mergelkalke gehenfließend in ziegelrote, pelitische Mergel vom Typder Nierentaler Schichten über. IBRAHIM (1976)bestimmte fast nur eine planktonische Foramini-ferenfauna mit obercampanem Alter.

Ausgelöst durch stärkere tektonische Unruhenwurden in die roten Mergel erosiv bis 20 m mächti-ge Grob- und Feinbreccien geschüttet, welcheGerolle von lokalen Trias- und Juragesteinen undaufgearbeiteten Nierentaler Schichten führen.Über diesen folgen rotzementierte graue Kalka-renite mit Kristallindetritus, sandige Mergel undüber 100 m graue Kalkmergel mit vereinzelten tur-biditischen Schüttungen und Breccienhorizonten.

Erwähnenswert ist eine im obersten Abschnittder Gosauschichtfolge auftretende und von IBRA-

HIM (1976) in das Untermaastricht eingestufte, sehrgrobe, mehrere Zehnermeter mächtige, tief in denUntergrund schürfende Breccie, die an der EibergBundesstraße nordwestlich der Steinernen Stiegegut aufgeschlossen ist (siehe Abb. 3). Diese poly-mikte unsortierte, matrixarme und teilweise kohä-sionslose Breccie („unsortiertes Haufwerk" nachAMPFERER, 1933) setzt sich aus bis zu 2 m großenBlöcken lokal anstehender Trias- Jura- und Gosau-

Abb. 5: Tertiäre Schichtfolge im Raum Eiberg, verändert nachKROIS et al. (1991) und ORTNER & SACHSENHOFER (1996).

gesteine zusammen, die teilweise noch im Schicht-verband erhalten sind. Die Mächtigkeiten dieserBreccie nehmen von der Weißach nach E und nachW stark ab. Textur, Zusammensetzung und Ver-breitungsgebiet weisen diese Sedimente als voneiner Hochzone im N (Eiberg) in einen E- W-orien-tierten Trog geschüttete Scarpbreccien aus.

Den Abschluß der Gosauschichtfolge bildenkonkordant auf den Grobdebriten liegende graueMergelkalke, turbiditische Feinbreccien und Kalk-sandsteine, die viel Kristallindetritus (Gneise, Phyl-lite) führen und von IBRAHIM (1976) in das Unter-maastricht datiert wurden. Laut STIER (1986) exi-stiert westlich des Gehöftes Köllenberg auch nochein Vorkommen von paleozäner (Thanet) Gosau.

Das Sedimentatiönsgeschehen im Tertiär desEiberger Beckens verlief ähnlich dem der Gosauund kann ebenso in Abhängigkeit von der Tekto-nik gesehen werden. Nachdem der Gosauzyklusim Mitteleozän durch kompressive Tektonik be-endet wurde (FAUPL et al., 1987), setzte Hebungund Erosion ein, die im Raum Eiberg - Häring bisin die Trias hinabgriff. Sinistrale Scherung anüberlappenden Störungen im Inntal führte im Un-teroligozän zur Pull-apart-Beckenbildung undzur Ingression des Meeres aus NE (ORTNER,

1996; ORTNER & SACHSENHOFER, 1996). Dastranstensiv dominierte tektonische Regime (ORT-NER, 1996) und die Ererbung der in der Oberkrei-de angelegten Strukturen ließen ein durch klein-räumige Horste und Gräben gegliedertes Becken


mit hoher Reliefenergie entstehen, welches dasFaziesmuster der tertiären Ablagerungen weitge-hend bestimmte. Zuerst wurden an den Becken-und Grabenrändern grobklastische Fächer aus lo-kalem Material geschüttet, die zur Beckenmittehin und nach oben mit Bitumenmergeln verzah-nen (Abb. 5). Weiter westlich bei Bad Häringführten KROIS & STINGL (1991) eine detaillierteFaziesstudie der basalen Häringer Schichtendurch. Die Bitumenmergel sind das Ergebnisrasch aufeinanderfolgender, turbiditischer Schüt-tungen von Litho- und Bioklasten und viel orga-nischem Material von einem nahen Festland inein flaches, in der Wasserzirkulation einge-schränktes Becken. Meist tritt an der Basis derMergel auch ein Kohlenflöz auf, das in BadHäring ' jahrhundertelang abgebaut wurde(SCHULZ & FUCHS, 1991), im Wühlergraben hin-gegen kaum 15 cm Dicke erreicht. Auf den Hoch-zonen und Untiefen innerhalb des Beckens(Wildschwenter Rücken, S-Rand des PeppenauerGrabens) wurden gleichzeitig Sedimente einerLitoralfazies abgelagert (Abb. 5). Diese Faziesbeginnt meist mit dünnen monomikten Trans-gressionsbreccien und geht rasch in Strandkon-glomerate, Biogenschuttbreccien und kleineLithothamnien-Nummuliten-patch reefs über.Manchmal liegen diese direkt ohne Transgressi-onsbildungen auf dem präoligozänen Unter-grund, z.B. am Rücken nordöstlich von Ostern-dorf (KROIS, 1992; ORTNER, 1996). Durch Abnah-me des Bitumengehaltes gehen aus den Bitumen-mergeln allmählich die unteren Zementmergelhervor (KROIS & STINGL, 1991), die noch starkklastisch beeinflußt sind und immer wieder Ein-schaltungen von Feinbreccien, feinverteilte Koh-leschmitzen und Pyritkonkretionen aufweisen.Diese Breccien sind Ausdruck von instabilenBeckenrändern. Mit dem sukzessiven Tieferwer-den des Ablagerungsraumes und dem dadurch be-dingten relativen Meeresspiegelanstieg wuchsendie patch reefs auf den Hochzonen weiter und dieRandfazies kletterte an den Beckenrändern konti-nuierlich höher (ORTNER, 1996). Am S-Rand desWühler- und Peppenauergrabens bildete sich da-durch eine onlap - Geometrie aus (Abb.5). Eine2 m dicke Lithothamnienbreccienbank im Pep-

penauer Graben und dm-dicke monomikte Dolo-mitbreccien im Wühlergraben markieren diestärkste, tektonisch induzierte Subsidenzphaseund das Abtiefen des seichteren unteren Zement-mergel- in das wesentlich tiefere obere Zement-mergelbecken (LINDENBERG, 1966). Gekenn-zeichnet ist dieser Sprung in der Fauna durch dasVorherrschen von jetzt planktonischen gegenüberbenthonischen Formen in den unteren Zement-mergeln (LÜHR, 1962). Die oberen Zementmer-gel bestehen aus monotonen, weichen, graugrü-nen, cm- bis dm-gebankten, feinlaminierten bisbioturbaten Mergeln mit einzelnen arenitischenZwischenlagen. Im Peppenauer und Wühler Gra-ben sind die Zementmergel in einer Mächtigkeitvon mehreren 10er Metern aufgeschlossen. Nachoben werden die Zementmergel zusehends vonsiliziklastischem Detritus beeinflußt (oberer Pep-penauer Graben) und gehen in eine Wechsellage-rung feinklastischer, sandig-siltig-mergeliger,turbiditischer Sedimente, die UnterangerbergerSchichten, über. KROIS & STINGL (1991) deutensie als prodeltaische Ablagerungen eines von SWprogradierenden Turbiditfächers. Die chatti-schen, limnofluviatilen Oberangerberger Schich-ten sind in Eiberg nicht mehr aufgeschlossen.

Tektonik

Das Eiberger Becken ist durch komplexe viel-phasige Tektonik geprägt. Im Zuge der strukurel-len Analyse im Gelände und am Computer stelltesich heraus, daß altangelegte Strukturenwährend verschiedener tektonischer Vorgängereaktiviert wurden. Die lithologische Variabilitätund das spezifische Theologische Verhalten derGesteine im Eiberger Becken steuerten die De-formation, die hier großteils nach dem Prinzipder einfachen Scherung verlief. Scherbewegun-gen liefen meist in stratigraphisch vorgegebenenHorizonten geringerer Scherfestigkeit wie Ton-schiefern, Mergeln und Evaporiten beispielswei-se der Reichenhaller Schichten, Partnachschich-ten, Raibler Schichten, Kössener Schichten, All-gäuschichten, Gosau und tertiären Zementmer-


gel ab (Abb. 2). Demgegenüber reagierten diemächtigen mirtei- und obertriassischen Karbo-nate bei tektonischer Beanspruchung sprödeunter Ausbildung von Kataklasiten. Der Haupt-dolomit ist deshalb über weite Bereiche katakla-stisch verformt (siehe geol. Karte).

Chronologie der Deformationen

Jurassische Strukturen

Eine frühe jurassische Deformation läßt sich inEiberg nicht direkt messen, kann jedoch indirektaus den Sedimenten abgeleitet werden. Breccien-horizonte in den oberen Allgäuschichten und inden Ammergauer Schichten, sowie mögliche ein-geglittene Plassenkalkschollen sind Hinweise fürtektonische Bewegungen in einem Becken, dasschon in der Obertrias (Eiberg Mb der Kössen Fm)angelegt worden war und sich in den Jura durch-pauste. Möglicherweise wurde der heute zwi-schen Achleitnerberg und Pölven fehlende Wet-tersteinkalk bereits im Jura an NE-SW-streichen-den Abschiebungen in den Raibler Schichten re-duziert (Profil 8).

Vorgosauische NW-SE-Kompression

Zeugen einer NW-SE-Kompression sind bei-spielsweise in den oberjurassischen Beckense-dimenten am Haberg abgebildet. DünnbankigeBianconekalke zeigen eine intensive Kleinfal-tung im Meterbereich mit einem generellen Ach-senstreichen in SW-NE-Richtung. Mit einer Ero-sionsdiskordanz, die diese Falten kappt, wurdendarüber Gosaubreccien abgelagert (Profil 6). DieGosau selbst ist weitspannig verfaltet mit Achsen,die WS W-ENE orientiert sind.

Auf der geologischen Karte erkennt man aucheinige E-W- bis NE-SW-streichende Faltenzügemit Amplituden von mehreren 100 m, die zusam-men mit dextralen cross faults (z.B. „Kaiserge-birgssüdrandstörung") in ihrer Grundanlage aufdiese Phase zurückgehen dürften.

Gosau-Beckenbildung und intragosauischeStrukturen

Die Gosau wurde diskordant auf gefaltetemund erodiertem Untergrund abgelagert. Im S undSE, am Wildschwenter Rücken, Eibergkopf undauf der Hölzentalalm legte die Erosion auch nochHauptdolomit frei. An synsedimentären Abschie-bungen kann die Beckenbildung direkt, an der Fa-zies der Sedimente indirekt abgelesen werden.Einen guten Eindruck vom Aufreißen des Beckensvermittelt der Aufschluß beim Straßendurchbruchunweit des Zementwerkes (Abb. 6a/b). An ENE-WSW-streichenden, SE-fallenden Abschiebun-gen wurden grobe, unreife Breccien, Konglome-rate und Kalkarenite geschüttet. Die Abschiebun-gen waren noch während der Sedimentation derdarüberfolgenden sandigen Mergel aktiv, vondenen sie plombiert wurden (Abb. 6a). BeiRückrotation der Gosau in die Horizontale stehendie Abschiebungen fast senkrecht, die Allgäu-schichten fallen mäßig steil nach NW ein. Eindeu-tige Extensionshinweise in den Zementmergelnbzw. in der Oberen Gosau Untergruppe wurdenaufgrund starker tektonischer Beanspruchungnicht gefunden oder nicht erkannt. Ausdruckdafür, daß die Tektonik auch während der gesam-ten oberen Gosausedimentation phasenweiseaktiv war (vgl. WAGREICH, 1991), sind die in Ab-ständen wiederkehrenden grobklastischen Schüt-tungen. Starke lokale Extensionstektonik kenn-zeichneten vor allem das Obercampan und Unter-maastricht (IBRAHIM, 1976). Dadurch wurden angenerell NE-streichenden Störungen Horste undGräben mit hoher Reliefenergie herausgebildet.Die chaotischen Grobdebrite an der Eiberg-Bun-desstraße sind als Scarpbreccien anzusprechen.Vom horstartig herausgehobenen Eiberg, viel-leicht auch von einer im S gelegenen Hochzone(auftauchende Kippschollenkante) brachen dieRänder nieder. Das Kliff ist aus der Verbreitungder Scarpbreccien zumindest vom neuen Zement-steinbruch bis zur Hölzentalalm rekonstruierbar.Östlich davon schließt am Fuß von Zettenkaiserund Scheffauer eine breite Zone chaotischer Me-gabreccien aus verschiedenen triassischen Dolo-miten und Kalken und Gosausedimenten an, die


^¿-;i) Zementmergel

•¿•/-¿I Kalkarenite

Basalbreccien

JTL-TT-I Fleckenkalke

a) Eiberg Bundesstraße

Abb. 6:a) N-S-Profilschnitt durch die Gosauabfolge an der Eiberg Bundesstraße gegenüber dem Zementwerk Eiberg. Synsedimentäre. NE-SW-streichende Abschiebungen bezeugen die fortschreitende Extension im Gosaubecken und waren bis zur Sedimentation von Zementmer-geln aktiv, von denen sie plombiert wurden.b) Fotoausschnitt aus dem Profil. FK (Fleckenkalke), GB (Gosaubasisbreccien und -konglomerate), GS (Gosau Kalkarenite).


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NW 1112

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I S Zementmergel023 Kalkarenite

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Abb. 7a, b: Beckenmodell für die Untere Gosau Untergruppe, erstellt nach Profilkorrelationen von IBRAHIM (1976) (Abb. 6a) und eige-nen strukturellen Beobachtungen im Gelände. Laut dem Modell in Abb. 6b erfolgte die Sedimentation der Unteren Gosau Untergruppein Halbgräben, die durch schollenartiges, synsedimentäres Einkippen an großen NE-SW-streichenden Störungen (z.B. Klemmstörungund Peppenauer Störung) entstanden. Die Hangendscholle war zusätzlich noch in kleinere Horste und Gräben untergliedert. Währendauf den Hochzonen (Eibergkopf) Abtragung herrschte, kletterte die Sedimentation im Becken sukzessive höher und ergriff schließlichauch die Hochzonen. Man beachte die synsedimentären Abschiebungen, welche bis zur Sedimentation der Zementmergel aktiv waren.


sich bis zur Steineralm hinzieht und vielleicht mitdem obigen Kliff zusammenhängt. Zur Diskussi-on gestellt wird aber auch die Möglichkeit, daß dieGrobdebrite bereits zu einer Oben-grob-Abfolgegehören, die durch eine noch syngosauisch einset-zende Einengung in Form von N-vergentenRücküberschiebungen (Beckeninversion) zustan-de kam (BRANDNER, mündl. Mitt.). Die ehemaligeGosaubedeckung der Hochzonen (Reste am Wild-schwenter Rücken und ENE' des Eibergkopfes)wurde eventuell noch syngosauisch erodiert, derAblagerungsschutt wanderte in die umliegendenSenken.

Rekonstruktion eines Beckenmodellsfür die Gosau von Eiberg (Abb. 8)

Ein solches Modell läßt sich, wenn über-haupt, nur für die Untere Gosau Untergruppe,kaum aber für die weit ausgreifende tiefermari-ne Sedimentation der Oberen Gosau Untergrup-pe entwerfen. Laut IBRAHIM (1976) wurden dieältesten Sedimente im NW, die jüngsten im SEabgelagert. Reiht man die von ihm aufgenom-menen Profile an einem Querschnitt von NWnach SE auf, erkennt man ein stufenartiges Jün-gerwerden der Sedimente in diese Richtung(Abb. 7a). Die Sedimentation erreichte den SEerst im Obersanton, währenddem im NW schonmehrere lOer-Meter Breccien, Konglomerate,Grainstones und Mergel • abgelagert wordensind. Hier war die tektonische Subsidenz desAblagerungsraumes offensichtlich am größtenund verlagerte sich mit der Zeit nach SE. Paläo-geographisch betrachtet ließe sich darauf viel-leicht ein Kippschollenmodell anwenden(Abb. 7b). Das Eiberger Becken stellte demnacheinen Halbgraben dar. Die Hauptabschiebung(roll over) wäre entlang oder nördlich der heuti-gen sinistralen, NE-SW-streichenden Klemm-störung zu suchen. Die Kippscholle war internnoch kleinräumig hörst- und grabenartig unter-gliedert, wie sich aus der Faziesvielfalt der Se-dimente der Unteren Gosau Untergruppeschließen läßt. Der E-Rand der Scholle könntemit dem heutigen Eibergkopf zusammenfallen

und war möglicherweise subaerisch exponiert.Ein nächster Halbgraben könnte im heutigenPeppenauer-Wühler Graben gelegen haben.Dort kommen, eingeklemmt zwischen Haupt-dolomit und Tertiär, noch Reste einer basalengrobklastischen Gosau vor.

Da das Tertiär mit einer ausgeprägten Winkel-diskordanz auf der Gosau liegt, muß diese post-gosauisch erheblich verfaltet, verstellt und ero-diert worden sein. Die Einengungsstrukturendieses Ereignisses (mesoalpine Phase) lassensich in den Gosausedimenten jedoch nicht vondenen der nacholigozänen Deformation unter-scheiden.

Tertiärbeckenbildung

Die Tertiärbeckenbildung wird nach dem der-zeitigen Forschungsstand (KROIS et al., 1991;ORTNER, 1994, 1996; ORTNER & SACHSENHOFER,

1996; BRANDNER & ORTNER, 1994; GRUBER &

ORTNER, 1996) mit sinistraler Scherung entlangdem Unterinntal (Inntallinie) in Verbindung ge-bracht. Die Inntallinie ist nach ORTNER (1996) einSammelbegriff für NE-SW-streichende Störun-gen entlang des Inntales, die bei Innsbruck nach Smit der Brennerabschiebung gekoppelt ist undwestlich von Innsbruck bis Telfs WNW-ESEstreicht und dextralen Bewegungssinn aufweist(EISBACHER et al., 1990). Westlich von Telfs bisLandeck soll die Inntallinie mit der Aufschiebungdes Ötztalkristallins auf die Kalkalpen gleichge-setzt werden. Vermutlich bildet die sinistrale En-gadinerlinie (SCHMID & FROITZHEIM, 1993) dieFortsetzung der Inntallinie nach SW. Östlich vonKufstein folgt die Inntallinie nicht dem Verlaufdes Inns, sondern setzt sich nördlich des Miesber-ges nach E fort (SPENGLER, 1956; Abb. 1) undmündet vermutlich in die Saalach-SalzachtalStörung ein (ORTNER, 1996). Ein zweiter Ast ver-läuft südlich des Inntals durch das Häringer Tertiärund die Eiberger Gosau und begrenzt das Kaiser-gebirge nach S (Abb. 1). Zwischen diesenStörungsästen wurde das Pull-apart-Becken desUnterinntaler Tertiärs gebildet. Die tertiärenStrukturen sind mikrostrukturell besser erfaßbar


Abb. 8a, b: Zwei Beispiele von seicht liegenden tertiären Dehnungsspalten im Untergrund des Tertiärbeckens in der Klemmschlucht.Ein Teil der Spalten wurde lösungserweitert, mit Lokalschutt und Bitumenmergeln verfüllt. Im anschließenden Versenkungsstadiumwuchsen in den verbliebenen Hohlräumen Kalzitrasen auf (Abb. 8a, Pfeil). Andere Spalten wurden später als Bewegungsflächen, in die-sem Fall als dextrale Schlägaufschiebung genutzt (Abb. 8b). BR= Breccien, R = Riedelflächen, R' = Antiriedelflächen.

und deswegen besser bekannt als die älteren De-formationen.

Nach ORTNER (1996) wurde das UnterinntalerTertiärbecken durch sinistrale transtensive Sche-rung im Unteroligozän als Pull-apart-Beckengeöffnet. Die beginnende Extension markieren imUntergrund des Tertiärs, vor allem in der Gosauund auch in der Trias des Ernsberges (Klemm-schlucht), Kufsteiner Waldes und Stadtberges,scharenweise seicht liegende etwa N-S-streichen-de Dehnungsklüfte und -spalten. Die kleinerenKlüfte (reine Extensionsklüfte und hybride Scher-klüfte) wurden rasch mit synkinematisch gewach-senem Faserkalzitzement verheilt, an dem man dasStreßfeld ablesen kann. Die größeren Spalten wur-den lösungserweitert, verkarstet und mit unrei-

fem, grobem Schutt lokaler Zusammensetzung,mit Bitumenmergeln und feinkörnigem, sandig-siltig-tonigem Sediment verfüllt (Abb. 8a). Stetsweisen diese Sedimente auch Pyritvererzungenund Kristallrasen von cm-großen, klaren, idiomor-phen Kalzitkristallen auf, die zu einem späterenZeitpunkt (Versenkungsstadium) wuchsen (ORT-NER, 1993, 1996; ORTNER & SACHSENHOFER,

1996). Die meisten Spalten wurden progressiv zuSchrägabschiebungen weiterentwickelt und auchspäter noch bei der Schließung des Beckens mehr-fach bewegt. Dies kann öfters an überprägten Spal-ten im Plattenkalk in der Klemmschlucht beobach-tet werden (Abb. 8b). In Scarpbreccien, die entlangder NE-SW-streichenden Klemmstörung auftre-ten, sind ebenfalls Spaltenfüllungen vorhanden.

Geol. Paläont. Min. Innsbruck, Band 22, 1997 173

Sie werden auch als frühe Zeugen der beginnendenBeckenöffnung betrachtet.

Weiteres Indiz für die fortschreitende Deh-nung des Tertiärbeckens sind NNW-streichendeZerrspalten im Hauptdolomit bei Achrain undim Hauptdolomitstreifen östlich von Himberg,die mit monomikten Hauptdolomit- und Num-mulithen-Lithothamnienbreccien gefüllt wur-den.

Einige Abschiebungen und Schrägabschie-bungen mit NNW-SSE- und NE-SW-Streichenwurden der fortschreitenden Distension desBeckens zugeordnet. Diese Abschiebungen er-folgten zu einem Großteil an altangelegtenStrukturen - prägosauisch NNW-SSE und go-sauisch NE-SW -, da die Schaffung neuer Be-wegungsflächen energetisch schwerer war alsdie Reaktivierung bereits vorhandener, auchwenn letztere einen ungünstigen Scherwinkelzur Hauptstreßrichtung aufweisen. Die Streuungder Daten könnte auch mit lokalen Blockrotatio-nen oder Schollenkippungen zusammenhängen,die innerhalb von Pull-apart-Becken durchausvorkommen können (MANN et al., 1983). Bei-spiele für radiale Dehnung hat jüngst auchDECKER (1996) aus dem Wiener Becken be-schrieben. Die Paläostreßanalyse ergab eine ver-tikale, oft auch eine subvertikale bis -horizontalePosition der größten HauptspannungsrichtungSigma 1 mit vertikalem bis subvertikalemSigma 2 (Abb. 9).

Östlich des Winterkopfes kleben an einergroßen NNW-SSE-streichenden, W-fallendenAbschiebung fossilfreie, tertiäre (?) Grobbrecci-en bis -konglomerate, entlang des Kalkgrabensauch dolomitische Scarpbreccien, die späterdurch Bewegungsumkehr an der Abschiebungmit top nach ENE überschoben wurden. DieStörungsflächenanalyse weist am gesamtenStadtberg Dehnung in E-W-, ESE-WNW-, aberauch SW-NE-Richtung auf (Abb. 9). Letzterekönnte auch mit dem jüngsten nachweisbaren Er-eignis in Eiberg, einer NW-SE-Einengung zu-sammenhängen.

Im Peppenauer und Wühler Graben sind früheZeugen der Beckenbildung fast vollständig durchdie postsedimentäre Deformation verwischt wor-

den. Ganz selten findet man in der angrenzendenTrias des Peppenauer Grabens N-S-streichendeZerrklüfte. Die ausgewerteten Bewegungsharni-sche im Tertiär erbrachten ein Vorherrschen vonkonjugierten Schrägabschiebungen an NW- bisNE-streichenden Störungsflächen, bei Fehlen vonreinen Extensionsstrukturen (Abb. 9, Diagr. 8, 9,11). Da die meisten dieser Abschiebungen auchnoch die Unterangerberger Schichten durchschla-gen, dürften sie zu einem jüngeren Ereignisgehören! Als sichere Hinweise für die Beckenöff-nung können jedoch NE-SW-streichende Schräg-abschiebungen in der Trias des Achleitnerbergesgedeutet werden, die im Zuge der Schließung desBeckens invertiert und von S-vergenten Über-schiebungen überprägt wurden (Abb. 9, Diagr. 14bzw. Abb. 12, Diagr. 6).

Letztlich spiegeln die häufigen Aufarbeitungs-und Umlagerungshorizonte in Form von Brecci-en- und Konglomeratschüttungen in das Bitumen-und Zementmergelbecken das distensive Regimeim Unterinntaler Tertiärbecken wider. Am stärk-sten äußerte sich die phasenweise tektonisehe Ak-tivität im abrupten Absenken der unteren Zement-mergel in die pelagischen Tiefen der oberen Ze-mentmergel („Lithothamnienkalkbreccie", LIN-DENBERG, 1966).

Die Schüttung von Lithothamnienkalken in dasZementmergelbecken beweist das Nebeneinandervon Becken und Horsten und läßt deshalb auch dieBeckengeometrie rekonstruieren (Abb. 5) !

Der strukturelle Befund und die Faziesvertei-lung implizieren für das Tertiär im Peppenauerund Wühler Graben eine strukturell ähnlichePaläogeographie wie in der Unteren Gosau Un-tergruppe: tiefe, schmale und lokal begrenzte,NE-SW-orientierte Gräben oder Halbgräben(Peppenauer-Wühler Graben) und flankierendeHorste (Wildschwenter Rücken, Taxenbühel,Hinterstein), die intern segmentiert waren unddurch sinistrale Scherung mit Schrägabschie-bungen herausgeformt wurden. Nach SW mün-dete der Peppenauer Trog in die Häringer Bucht(ORTNER & SACHSENHOFER, 1996), die Fortset-zung nach E über den Wühler Graben hinaus läßtsich nicht mit Sedimenten dokumentieren, dennwenig östlich der Schießwiesalm ist das Tertiär


Abb. 9: Tektonische Karte des Eiberger Beckens mit Darstellung der Paläostreßdaten und der dazugehörigen HauptspannungsachsenSigma 1, 2, 3, gültig für die Tertiärbeckenbildung. Die Extension erfolgte durch Schrägabschiebungen an konjugierten, N-S- bis NW-SE- und NE-SW-streichenden, vermutlich altangelegten Störungen mit vertikaler bis subvertikaler Position von Sigma'1. Das Streuender Extensionsrichtungen wird auch mit Rotationen innerhalb des Unterinntaler Pull-apart-Beckens erklärt.

Geol; Paläont. Mitt. Innsbruck, Band 22, 1997 175

völlig vom Hauptdolomit zugeschoben (vgl.geol. Karte u. Profil 3).

Beckenschließung:Postsedimentäre N-S-Kompression

Nach Ablagerung der Oberangerberger Schich-ten und dem Rückzug des Meeres aus dem Unte-rinntal (HAGN et al. 1981) geriet das Teriärbeckenin den Einfluß einer N-S-Kompression, die mitder Kollision zwischen Adria und Europa zusam-menhing (FLÜGEL, 1987) und zur Schließung desBeckens führte. Die Lineamente des Inntalscher-systems wurden als Hauptbewegungsschienen re-aktiviert. An ihnen formierten sich durchBeckeninversion pop up - Strukturen mit vorwie-gend S-, aber auch N-vergenten Überschiebungen(Abb. 10). Die Kaisergebirgsmulde wurde ausdem Untergrund hochgepreßt (LEUCHS, 1912;WANKER, 1990).

S-vergente Überschiebungen:

Im Arbeitsgebiet dominieren S-vergente Über-schiebungen. Die S-vergente Hauptüberschie-bung des Kaisergebirges nahm ihren Ausgangzwischen Kochel- und KufSteiner Wald - schonHEISSEL (1957) sprach hier von der „Wurzelzonedes Kaisergebirges" - und wurde schräg helicoidalentlang der großen „Kaisergebirgssüdrand-störung" nach SSE transferiert, wo sie nördlichdes Hintersteinersees in eine frontale Überschie-bung überging. Dadurch wurden alle älterenStrukturen schräg abgeschnitten und das EibergerBecken spitz zugeschnitten (siehe geol. Karte,Abb. 10, Profile 1-6). Die voroligozänen Falten-züge enden an dieser Störung. Sie wurden weiterzusammengepreßt, nach SE aufgebogen undüberschoben. Daherkommen an der Störung auchältere Schichtglieder wie die Kössener Schichtenan die Oberfläche (Profile 3,4). Am Ernsberg öst-lich der Klemmschlucht belegen dm-große Du-plexe und frontales stirnförmiges Einrollen desPlattenkalkes die S-SSE-vergente Überschiebungauf die inkompetenten Allgäuschichten und Gos-

ausedimente im Eiberger Becken (Profil 6). Die„Kaisergebirgssüdrandstörung" (Abb. 10) ist einealte Störung, die vor- und nachgosauisch als tearfault, im Oligozän vielleicht als Abschiebung zurTertiärbeckenbildung fungierte und nun wiederals dextrale tear fault reaktiviert wurde. Parallel zudieser Störung zerscheren mehrere dextrale Blatt-verschiebungen den Hauptdolomit, die RaiblerSchichten und den Wettersteinkalk nördlich undnordöstlich der Walleralm.

Am oberen Rehaubach entwickelte sich einkleinräumiger Schuppenbau mit Überschiebun-gen und Rücküberschiebungen des Hauptdolomi-tes auf die Gosau-, Kössener und Allgäu-Schich-ten. Eingeklemmt zwischen Eibergkopf und Wal-leralm wurde südlich des Rehaubaches am Forst-weg zur Walleralm ein schmaler Hauptdolomit-streifen bivergent herausgepreßt (Profil 2). Im Sunterlagert ihn Gosau, im N Jura. Die Platznahmedieses Pop ups bewirkte ein tiefes Ausbeulen dersüdlich anschließenden Gosau und des Hauptdo-lomites im Meridian der Hölzentalalm. SinistraleNW-SE-Störungen glichen die Versätze lateralaus (siehe geol. Karte).

Auf der Walleralm wurden der Wetterstein-kalk, die Raibler Schichten und der Hauptdolomitzu einem weiten ENE-WSW-streichenden Ge-wölbe verfaltet, mit S-vergenter Überschiebungvon Wettersteinkalk auf Hauptdolomit und Dach-steinkalk bei Abscherung der Raibler Schichten(südöstliche Walleralm, Profil 1). Das abrupteEnde von Wettersteinkalk und Raibler Schichtenauf der Walleralm hängt mit dem umlaufendenStreichen des obigen, nach WSW abtauchendenGewölbes zusammen.

Im Peppenauer und Wühler Graben überscho-ben die Hauptdolomithorste des WildschwenterRückens und Hintersteines durch Inversion dertertiären Abschiebungen den teriären Beckenin-halt. Daraus resultierte an der Überschiebungs-front (Weißach) eine starke S-vergente Verfaltungund Zerscherung des Hauptdolomites und der Ze-mentmergel (Abb. 11, Abb. 10, Diagr. A). In derHangendscholle bildeten sich mehrere Zweigü-berschiebungen aus. Die Faltenachsen im Tertiärwurden später durch sinistrale Seitenverschiebun-gen steilgestellt (Abb. 10, Diagr. B).


Abb. 10: Tektonische Karte des Eiberger Beckens mit Darstellung der Paläostreßdaten und Hauptspannungsachsen für die N-S-Kom-pression, der ersten Phase der Schließung des Tertiärbeckens. Es dominieren S- bis SSE- vergente Überschiebungen bis Schrägüber-schiebungen, untergeordnet N-vergente Rücküberschiebungen (Eibergkopf) und kleine pop-up-Strukturen (Hölzentalalm) mit dazu-gehörigen dextralen NW-SE-streichenden tear faults.


Abb. 11: Dünn gebankter, eng gefalteter Hauptdolomit (Seefelder Schichten ?) mit E-W-streichenden Achsen und kleinen Zweigüber-schiebungen an der Überschiebungsfront des Wildschwenter Rückens auf das Tertiär des Peppenauer - Wühler Grabens in der oberenWeißachschlucht.

Am Hinterstein zeigt der Hauptdolomit imHangenden der Überschiebung eine teilweiseüberkippte Stirnfalte (Profile 5,6). Dies beweisenauch Reste ungestört auflagernder, invers liegen-der Nummulithenbreccien. An der Überschie-bungsbasis wurde der Hauptdolomit stark kata-klasiert und verschiefert. Duplexstrukturen, Rie-del- und Antiriedelflächen sind Indikatoren für dietop nach SSE-Bewegung.

Auf der Schießwiesalm kollidierte der Haupt-dolomit des Hintersteines mit jenem vom Tertiär-südrand, daher ist dieser Bereich besonders starktektonisch zertrümmert.

Wechselnd steileres und flacheres Schichtfal-len, Geländeverflachungen und sich wiederholen-de Seefelder Schichten beidseits der Weißach,sowie kleine Zweigüberschiebungen und Du-plexe an der Eiberg Bundesstraße und auf der Stei-nernen Stiege werden mit Rampenüberschiebun-gen im Hauptdolomit der Hangendscholle in Ver-bindung gebracht (Profile 5,6).

In der Trias zwischen Kleinem Pölven undGreidernkogel entstanden mehrere S-bis SE-ver-

gente Überschiebungen und untergeordnetRücküberschiebungen, die auch den AlpinenBuntsandstein miterfaßten (S-vergente Verschup-pung bei Achleiten) und hauptsächlich in den Rei-chenhaller und Partnachschichten verliefen. Einebivergente Überschiebung (Wettersteinkalk aufPartnachkalk und Hauptdolomit) kommt nord-westlich der Lengfeldenalm vor (Profil 9). Eine S-gerichtete Überschiebungsstaffel von der Arteiner einseitigen „Palmenstruktur" bildete sichöstlich der Weißach (Achleitnerberg) aus (Profi-le 5,6). Diese wurzelte in einer NE-SW-streichen-den ehemaligen Abschiebungsschiene und wurdemittels dextraler NW-SE-streichender cross faultsfrontal in Überschiebungen transferiert (E-W-streichende Faltenachsen in Partnachmergeln).Durch die Hochpressung des Hauptdolomites undder anderen triassischen Schichtglieder wurdendie vorangehenden Abschiebungsbeträge jedochnicht ausgeglichen, wie man aus der geologischenKarte und den Profilen erkennen kann.

Der Greidernkogel ist im S auf GutensteinerSchichten (Faltenvergenz) überschoben (Profil 2).

178 Geol. Paläont. Min. Innsbruck, Band 22. 1997

Abb. 12: N-vergente Rücküberschiebung des Hauptdolomites (HD) vom Eibergkopf auf die Gosau-Zementmergel (GZM) an der Ei-berg-Bundesstraße. Die nordfallenden (ss) Zementmergel wurden stark verschiefert (s), der Hauptdolomit kataklasiert (K). Nachfolgendwurden die Rücküberschiebungen von sinistralen Schrägaufschiebungen überprägt.

Gegenüber dem Achleitnerberg rückt dieser aneiner dextralen cross fault um mehrere 100 m nachSE vor, was auch an der Form des HintersteinerSees erkennbar ist.

N-vergente Rücküberschiebungen:

Neben den S-vergenten Rücküberschiebungenbildeten sich im Zusammenhang mit dieser Defor-mationsphase auch mehrere N-vergente Rück-überschiebungen der S-vergenten Überschiebun-gen aus. Von Bedeutung ist vor allem die Rück-überschiebung des Wildschwenter Rückens unddes Eibergkopfes auf die nördlich vorgelagerteGosau (Profile 4,5,6). Über die Möglichkeit einesalttertiären Schubes wurde schon berichtet. DieRücküberschiebung wurde hier begünstigt durchden rampentektonisch steilgestellten Hauptdolo-mit, der eine weitere S-vergente Bewegungblockierte, und durch die Inkompetenz der nörd-lich vorgelagerten Gosauschichten. Darüberhin-aus befand sich die S-vergente Hauptüberschie-bungsfront des Kaisergebirges weiter im E. Defacto endet diese auch nordöstlich des Eiberg-kopfes, markiert durch eine N-S-streichende crossfault.

Gegenüber dem Wildschwenter Rücken springtder Eibergkopf entlang der Weißach ca. einen hal-ben Kilometer nach N vor, intern zerlegt von

NNW-SSE-streichenden Blattverschiebungen.Die Gosau im Liegenden der Überschiebungwurde isoklinal gefaltet, ausgewalzt, geschiefertund mit Lias-Fleckenmergeln, an der Eiberg-Bun-desstraße mit Hauptdolomit verschuppt (Abb. 12).Die ehemalige Gosaubedeckung des Eibergkopf-es wurde fast vollständig unter dem Hauptdolomitbegraben. Einzelne Schürflinge begleiten nochdie Überschiebungsbahn. Unversehrte Reste derGosauauflagerung finden sich wieder am Wand-fuß nordöstlich von Punkt 1089 m. Unter der Auf-last der vorrückenden Hauptdolomitmasse wurdedie Hochzone Eiberg - Rehaubach niederge-drückt. In dieser Depression konnten die am Ei-berg fehlenden Fleckenmergel vor der Erosion be-wahrt werden.

NNE-SSW-Transpression

Während in den östlichen Ostalpen die Tertiär-becken (Ennstal, Murtal) durch die „Lateral extru-sion" der Ostalpen (RATSCHBACHER et al., 1991)sich erst öffneten, folgte im Unterinntal auf die N-S-Kompression eine weitere, N-S- bis NNE-SSW-Kompression mit transpressivem Charakter(Abb. 13). Die meisten Auf- und Überschiebungenentwickelten sich progressiv zu sinistralen Schrä-gauf- und -Überschiebungen weiter, verbunden mitstarker Kataklase. Dadurch wurde das gesamte


Abb. 13: Tektonische Karte des Eiberger Beckens mit Darstellung der Paläostreßdaten für die zweite, transpressive Phase derBeckenschließung. Die Strukturen der N-S-Kompression wurden in NE-SW- bis ENE-WSW-streichende sinistrale Blattverschiebungenund Schrägaufschiebungen, die bivergenten Überschiebungen in positive Blumenstrukturen umgewandelt.


Untersuchungsgebiet in NE-SW-Richtung zer-schert und gelängt (Abb. 13). Die bedeutendstendieser Lineamente sind die Klemmstörung, Taxen-bühelstörung, Hintersteiner Störung und dieStörungen im Wühler und Peppenauer Graben(siehe Profile). Am Hinterstein und im Wühler Gra-ben zerscherte ein Netz von sinistralen, zueinanderparallelen Seitenverschiebungen mit Schrägauf-schiebung den Hauptdolomit von Höheneiberg unddas Tertiär des Wühler Grabens (Abb. 14). Die Ver-satzbeträge erreichen dort mehrere 100 m. Die bi-vergenten Überschiebungen im Rehaubach, auf derLengfeldenalm und am Achleitnerberg wurden inpositive Blumenstrukturen umgewandelt (Profile2, 3, 5, 6). An der nordseitigen Überschiebungs-front des Eibergkopfes weisen Duplexe, SC-Gefü-ge und sigmoidale Scherkörper in den Gosau Ze-mentmergeln auf diese tektonische Phase hin. Im Sdrang das Pöl venmassiv an einer großen bogenför-migen Störung nach NE vor und verursachte imHauptdolomit bei Punkt 930 m eine kleine Rückü-berschiebung nach NNE (Profil 10).

E-W-Kompression

Aus den eigenen Datensätzen läßt sich oft eineE-W- bis ENE-WSW-Kompressionskomponenteherausfiltern (Abb. 15). In der Trias des westli-chen Kaisergebirges hinterließ diese Phase wich-tige Strukturen: steile Schrägaufschiebungen ent-lang des Sonnberges, Rücküberschiebungen desWinterkopfes auf das Tertiär im Kalkgraben unddes Ernsberges auf den Stadtberg, kuppel- undmuldenförmige Verbiegungen der Trias des Kuf-steiner Waldes, Stadtberges, Duregges (FUCHS,

1944) und der Eiberger Gosau mit generell gegenNW abtauchenden Achsen. Zu diesen passen kon-jugierte, NW-SE-streichende sinistrale und dex-trale NE-SW-streichende Blattverschiebungen,die vorher gegensinnigen Bewegungssinn auf-wiesen (Abb. 15). Man findet diese Störungenvorzugsweise am Eibergkopf, auf der Walleralm,im Gaisbachgraben und am Stadtberg.

Das Kaisergebirge wölbte sich im Zuge dieserPhase im Meridian Pyramidenspitze-Treffauer er-heblich auf. Die Muldenachse taucht somit nach E

Abb. 14: Sinistrale Schrägaufschiebung des Hauptdolomitesvom Achleitner Rücken (HD) auf die tertiären Zementmergel(ZM) im Wühler Graben. Der Hauptdolomit zerbrach durchdiese Bewegungen; die ursprünglich flach liegenden E-W- Fal-tenachsen der Zementmergel steilten dadurch auf. R = Riedel-fläche.

und nach W ab („gesattelte Mulde" nach FUCHS,

1944).

NW-SE-Einengung

Diese ist die jüngste nachweisbare Phase im Ei-berger Becken (Abb. 16). NE-SW-streichendeStrukturen wurden trotz ungünstigen Scherwin-kels neuerlich sinistrai bewegt. Neu entstanden N-S-streichende, sinistrale Blattverschiebungen, dieam Wildschwenter Rücken, im Peppenauer Gra-ben und auf der Walleralm häufig vorkommen undalle bisherigen Strukturen abschneiden. Damitsind auch NW-SE-streichende Schrägabschie-bungen am Eiberg (Abb. 17), westlich des Ze-

Geol. Paläont. Min. Innsbruck, Band 22, 1997 181

Abb. 15: Tektonische Karte des Eiberger Beckens mit Darstellung der Paläostreßdaten und Strukturen für die spätmiozäne (?) E-W-Kompression. An den Blattverschiebungen fand eine Bewegungsumkehr statt, am Stadtberg, auf der Walleralm und auch in der Gosauwerden flexurartige Verbiegungen und W-SW-vergente Überschiebungen dieser Phase zugeordnet. •


Abb. 16: Tektonische Karte des Eiberger Beckens mit Darstellung der Paläostreßdaten für die jüngste, NW-SE-Einengung. NE-SW-streichende Blattverschiebungen wurden trotz ungünstigen Scherwinkels weiterbewegt, neu formierten sich sinistrale N-S-Störungenund NW-SE-streichende Schrägabschiebungen, die alle vorhergehenden Strukturen versetzten. Es wird vermutet, daß auch mehrerenicht eindeutige, vorerst der Tertiärbeckenbildung zugeordnete Extensionsstrukturen, dieser Phase angehören.


Abb. 17: Junge, NNW-SSE-streichende Schrägabschiebungen in den basalen Kössener Schichten des Kalkbruches am Eiberg. DieseAbschiebungen und sinistrale N-S-Störungen versetzten S-vergente tertiäre Aufschiebungen und sinistrale NE-streichende Blattver-schiebungen.

mentwerkes und am Eibergkopf verbunden. Hin-weise für tektonische Aktivität im Quartär (ORT-NER, 1996) wurden im Arbeitsgebiet nicht er-bracht. Wenig nördlich, am Eingang in das Kaiser-tal fand AMPFERER (1933) jedoch in einem nichtmehr existenten Steinbruch junge Seitenverschie-bungen, in denen quartäre Schotter zerschertwaren.

Diskussion

Der Motor für die mehrphasige Deformationim Eiberger Becken waren die Konvergenzbewe-gungen zwischen Europäischer und AdriatischerPlatte (DERCOURT et al., 1986; BERGERAT, 1987),die ab der Unterkreide die Subduktion des Penni-nischen Ozeans unter die ostalpine Kruste verur-sachten (FFLÜGEL, 1987). Die Nördlichen Kalkal-pen als Teil der ostalpinen Oberplatte wurden inder Folge von mehreren Kompressions- und Ex-tensionsphasen erfaßt, denen sie heute ihre hetero-

axiale Struktur (BRANDNER & ORTNER, 1994; EIS-

BACHER & BRANDNER, 1996) verdanken. Rotatio-nen von Adria-Krustensegmenten, krustale Ver-dickung, Hebung und gravitative Prozesse sinddie Ursachen der polyphasen Bewegungen.

Die erste, in Eiberg strukturell nachweisbare,prägosauische Phase geht auf die schräge Konver-genz zwischen Ostalpin und Penninikum zurück,die in den Nördlichen Kalkalpen zu den Haupt-deckenschüben mit WNW- bis NW-gerichtetenÜberschiebungen, SW-NE-streichenden Falten-zügen und WNW-ESE- bis NW-SE-orientierten,dextralen Blattverschiebungen (tear faults) führteund vor allem aus den westlichen Nördlichen Kal-kalpen beschrieben wurde (RATSCHBACHERR etal., 1989; LINZER et al., 1990; EISBACHER et al.,

1990; LINZER et al., 1995; EISBACHER & BRAND-

NER, 1996).Über den geodynamischen Rahmen für den

nach einer erosiven Phase in der Unterkreide imHinterland der Subduktionszone abgelagerten Go-sauzyklus gibt es unterschiedliche Vorstellungen:LEISS ( 1988,1990) spricht von kalkalpinen Trögen


mit synorogener Sedimentation in Abhängigkeitdes Deckentektonismus, RATSCHBACHER et al.(1989), BEHRMANN (1990) und FROITZHEIM et al.(1994) betrachten die Gosaubeckenbildung im Zu-sammenhang mit großräumiger, kollapsartiger Ex-tension durch gravitatives Auseinanderfließen derdurch Deckenstapelung verdickten, sich hebendenostalpinen Kruste. Differenzierter zu diesemThema äußert sich WAGREICH (1993, 1995). Die-ser Autor entwirft zwei konkrete Modelle für dieUntere und die Obere Gosau Untergruppe: Dielokal begrenzten Becken der Unteren Gosau Un-tergruppe waren störungsgebundene Pull-apart-B ecken mit lokal starken Subsidenzraten an trans-pressiven strike slip faults, die durch schräge Kon-vergenz des Ostalpins zum subduzierenden Penni-nischen Ozean entstanden. Dieses Modell er-scheint auch auf die Untere Gosau Untergruppevon Eiberg anwendbar zu sein, allerdings gibt eskeine Indizien für einen Pull-apart-Mechanismusbzw. für eine so frühe Scherung an der Inntallinie.Eine intragosauische Hebungs- und Erosionsphasekonnte in Eiberg nicht nachgewiesen werden. WA-GREICH (1993, 1995) führt diese Phase auf denDurchgang eines strukturellen Hochs im Pennini-schen Ozean unter die Oberplatte zurück. Durchtektonische Erosion der Oberplatte beim Durch-gang des Hochs kollapierte diese und sank rasch inpelagische Tiefen ab. In der Folge wurde die ObereGosau Untergruppe abgelagert. Damit und mitdem Verschwinden des ophiolithischen Akkreti-onskeiles im N änderte sich die Sedimentation unddie Exotika- und Schwermineralführung.

BRANDNER & ORTNER (1994) sind der Ansicht,daß das Absinken von kalter subduzierter ozeani-scher Kruste bei relativ geringer Subsidenz-rate(„slab pull" im Sinne von ROYDEN, 1993) inder Oberplatte Extension mit gleichzeitigem tek-tonischem Absenken der Gosau- und Flysch-becken bewirkte.

Syn- bis postgosauisch wurde der Raum Ei-berg durch N-S-Kompression verfaltet und ero-diert. Diese Deformation hing mit der N-S-ge-richteten Kontinent-Kontinent-Kollision von Eu-ropa und Adria nach vollständiger Subduktiondes Penninikums im Obereozän zusammen, auchals Höhepunkt der „mesoalpinen" Phase bezeich-

net (RATSCHBACHER, 1986; RING et al., 1988;

DEWEY et al., 1989).Die überregionale Ursache der sinistralen

Scherung an der Inntallinie, durch die das Unte-rinntaler Tertiärbecken im Obereozän oder im Un-teroligozän geöffnet wurde (KROIS et al., 1991),konnte noch nicht befriedigend geklärt werden.Nach ORTNER (1996) fiel die Beckenbildung(Hauptspannungsrichtung NE-SW) in eine Phase,in der im gesamten Grenzbereich Europa-Adriasinistrale Scherzonen aktiv waren, die durchschräge Konvergenz des Ostalpins auf das Eu-ropäische Vorland - bei E-W-Orientierung derSubduktionszone - hervorgerufen wurden. NEU-BAUER (1994) vermutet einen sinistralen WrenchKorridor^ in dem das Tauernfenster aufstieg.

Noch ehe die Extrusionstektonik und damit dieÖffnung der anderen ostalpinen Tertiärbecken ein-setzte (RATSCHBACHER et al., 1991 ), begann im Un-terinntal infolge anhaltender N-S-Konvergenzzwischen Europa und Adria noch im Oberoligozän(ORTNER, 1996) die Schließung des Tertiär-beckens. Die erste Phase äußerte sich in starker N-S-Kompression mit S-vergenten Überschiebun-gen und N-vergenten Rücküberschiebungen an in-vertierten Beckenstrukturen (pop up des Kaiserge-birges). In einer zweiten Phase drehte das N-S-Re-gime auf ein transpressives NNE-SSW Regimemit Herausformung eines dominanten NE-SW-streichenden sinistralen Schersystems und Weiter-entwicklung der Überschiebungen in positive Blu-menstrukturen. Die zweite Phase kann ursächlichmit dem Aufstieg und Unroofing des Tauernfen-sters (BEHRMANN, 1990; GENSER & NEUBAUER,

1989) und der nachfolgenden Lateralextrusionzentralalpiner Krustenteile in den pannonischenRaum aufgrund des Zurückweichens der Karpa-thensubduktionsfront nach E in Zusammenhanggebracht werden (ROYDEN, 1993; DECKER et al,1994; DECKER & PERESSON, 1996; PERESSON &

DECKER, 1996a). Ein Teil der Bewegungen wurdebei der Lateralextrusion durch sinistrale NE-SW-Störungen auch in die Nördlichen Kalkalpen trans-feriert (DECKER, et al., 1994). Nun fällt auf, daß ander Inntallinie und auch am Salzach-Ennstal-Blatt-verschiebungssystem, also im Wirkungsbereich dersüdalpinen Indentation, transpressive Bewegungen


vorherrschten (DECKER, et al., 1994), während esgleichzeitig in den östlichen Kalkalpen und in zen-tralen Teilen des Extrusionskeiles zur Extension mitflachen krustalen Abschiebungen nach E und Pull-apart-Beckenbildung kam („strain partitioning",DECKER et al., 1994; DECKER & PERESSON, 1996;

NEMES et al, 1995). In den Sedimenten dieserBecken konnte die Deformation mit Früh- bis Mit-telmiozän datiert werden.

DECKER & PERESSON (1996) erklären sich dastranspressive Regime durch Überlagerung der N-S-Kompression (Indentation) mit der E-gerichte-ten Fluchtschollenbewegung.

Die auch in Eiberg auftretenden Struktureneiner jungen E-W-Kompression (Bewegungsum-kehr an den Blattverschiebungen) wurden aus denmittleren Nördlichen Kalkalpen schon früh vonAMPFERER (1921), HAHN (1913) und FUCHS

( 1944) erwähnt. In den östlichen Nördlichen Kalk-alpen und im pannonisch-karpathischen Raumhaben jüngst DECKER et al.( 1993, 1994) undPERESSON & DECKER (1996 b) diese Deformationausführlicher beschrieben und in Sedimenten desEisenstädter Beckens mit Pannon (Obermiozän)datiert. Diese Autoren interpretieren die E-W-Kompression als eine Folge der Beendigung derKarpathensubduktion und damit der Lateralextru-sion, die ihre Ursache in der Kollision der Ostkar-pathen mit der kontinentalen Europäischen Krusteentlang der Thornqvist Linie hat. Der dadurch ent-stehende kompressive Streß wurde bis in die pan-nonische und ostalpine Oberplatte transferiert.'Das Ende der E-W-Bewegungen wurde mit demDrehen der Hauptstreßrichtung von E-W auf N-Sim Pliozän (ca. 6 Mio. a) festgelegt, dokumentiertdurch den Beginn der S-vergenten Aufschiebungder Südkarpathen auf die Moesische Plattform(DECKER & PERESSON, 1996).

BRANDNER (mündl. Mitt.) sieht in den flexurel-len E-W-Verbiegungen des Kaisergebirges bereitseine frühe, möglicherweise eoalpine Anlage imSinne von FUCHS (1944). Dagegen spricht, daß diemit den sinistralen NW-SE- und dextralen NE-SW-Störungen genetisch in Verbindung gebrach-ten N-S-Faltenachsen im Raum Eiberg eindeutigdie posttertiären N-S-Kompressions- und trans-pressiven Strukturen überprägen.

Die Strukturen der jüngsten, (?) quartären De-formationsphase, einer NW-SE-Kompression mitDehnung in SW-NE-Richtung, passen gut in dasrezente europäische Streßfeld (BERGERAT, 1987).Dieses liegt, je nach Streichen des Alpenbogens,im E in N-S-Richtung, im mittleren Alpenraum inNW-SE- und in den französisch-italienischen We-stalpen in E-W-Richtung. ORTNER (1996) führtauch noch eine quartäre Dehnungphase in NW-SE-Richtung an, und betont, daß das Vorherrschenvon Extensionsstrukturen, entgegen dem generellzu erwartenden N-S-Kompressionstrend, auf oro-genen Kollaps zurückgehen könnte.

Dank

Diese Arbeit stellt eine Kurzfassung einer vomVerfasser 1995 beendeten Diplomarbeit dar undwurde durch Mittel des Österreichischen For-schungsfonds finanziell unterstützt (FWF-ProjektP-09762).

Für die Geländebetreuung, für wertvolle Dis-kussionen und die Hilfe bei technischen Proble-men sei vor allem Rainer Brandner und Hugo Ort-ner, weiters Werner Resch, Christoph Spötl, Die-ter Lutz, Hubert Kirschner, Ulrich Burger (alleInst f. Geologie, Univ. Innsbruck) u.v.a. gedankt.Die kritische Durchsicht und Korrektur des Textesübernahmen Hugo Ortner, Lorenz Keim und Rai-ner Brandner; für ein besseres Englisch sorgtenPeter Schießling und Hugo Ortner.

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Anschrift des Verfassers:Mag. Alfred Gruber, Institut für Geologie und Paläontolo-gie, Universität Innsbruck, Innrain 52, A-6020 Innsbruck,Austria.


Profilschnitte durch das Eiberger Becken. Die Lage der Profilschnitte ist in Abb. 9 dargestellt.

i i 1 i 1 g

aas jauia}sjaiuiH

192

193

Klemmschlucht

Ernsberg

Haberg (Profilknick)

Galsbach

frÓI

Stadtberg

KWlenberg

Galsbachmehaubach (Prontknlck)

Assmann (Profllkntek)

Elbergkopf

Hinterstein

Elbergkopl

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Hinterstein.

ScnteBwteMlm

Achlettner Rucken

Wühler Graben

Achlettner Röcken

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HULL

195

WöhrerKopfl

961

Schwoicher Bach

Osterndorf

mVordermotzing

Taxenbûhei

Taxenbübel

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Wlldschwenter Rücken

Peppenauer Graben

Pkt. 930 m

i f 8 § 1 S 8 I

Wildschwenler Rücken

Peppenauer Graben

Wöhrkopf

Legende zu den Profilen

u

0)

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O

u

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Quartär (undifferenziert)

Unterangerberger Schichten

Randliche Bildungen (Nummulithen-Lithothamnienkalke)

Zementmergelserie

Bitumenmergel, Kohle

Basisserie

Grobdebrite

Nierentaler Schichten

Zementmergelserie

Mischfazies

Basisserie

Ammergau Fm, Piassenkalk/ Barmsteinkalk

Ruhpolding Fm

Allgäu Fm

Kössen Fm

Plattenkalk Fm

Dachsteinkalk (Thierbergkalk)

Hauptdolomit Fm

Raibl Fm

Wettersteinkalk Fm

Partnach Fm

Reifling Fm

Alpine Muschelkalkgruppe

Reichenhall Fm

Alpine Buntsandstein Fm

Störungen, undifferenziertfKy Sinistrale/dextrale Blattverschiebung

yr Auf- Überschiebung (jung/alt)

Abschiebung (jung/alt)

Kataklasit

197

, band 22, S. 159-197 1997

Geologische Kartedes

Eiberger BeckensMaßstab 1: 10000

aufgenommen von Alfred Gruber1992-1995

ergänzt 1996

HsUScháñ

Mûfsïkï

win

Stratigraphie:

Hangschutt, Blôckschutt, Felssturz

Auensedimente (Sand, Lehm, Kies) -tal-

Inntalterrassen (Postglazial) -tal-

Glaziale bis spätglaziale Schotter und Sande (EisrandsedimentcVorstoß-Rückzugsschotter)

Fernmoräne, Lokalmoräne (Wurm, Spätglazial) -fm/lm-

Unterangerberger Schichten -ua-

Zementmergelserie -tzm-

Bitumenmergel und Kohle -bit-

Randliche Bildungen (Nummulithen-Lithothamnienbreccie, Strandkongl.) -nuin-

Basisserie (Konglomerate und Breccien) -tbs-

Grobdebrite (Maastricht) -gr-

Nierentaler Schichten -ni-

21ementmergelserie -gzm-

Mischfazies (Kalkarenite, sandige Mergel, Flachwasserkalke) -mf-

Basisserie (Breccien, Konglomerate) -gbs-

Plassenkalk/Barmsteinkalk -ba-

Ammergau Formation -am-

Ruhpolding Formation -ra-

Allgäu Formation (inkl. Schattwalder Schichten) -al/sc-

Kössen Formation -ks-

Plattenkalk Formation -pk-

Dachsteinkalk (Thierbergkalk) -dk-

Hauptdolomit Formation (Seefelder Schichten) -hd-

Raibl Formation -rb-

Wetterstein Formation -wk-

Partnach Formation (Kalke/Mergel) -pak/pat-

Reifling Formation -rk-

Alpine Muschelkalkgruppe (Gutenstein -, Steinalm 1/11 -, Annaberg - Formation) -mk-

Reichenhall Formation -rh-

Buntsandstein Formation ~abs-

er^Hòoha

inters tétti

Tektonik:

Störungen (sicher/vermutet)

Blauverschiebungen mit Bewegungssinn

Aufschiebung - Überschiebung

Abschiebung

Kataklasit

Schichtlagenmg:

söhlig

saiger

aufrecht mit Fallrichtung und -neigungsbetrag

invcrs mit Fallrichtung und -neigungsbetrag

Geomorphologie und Hydrologie:

Drumlin

Schuttfächer

Zugrisse, Sackung

Hangkriechen

Quelle

Quellfassung (Reservoir)

stehendes Gewässer (Tümpel, See)

Feuchtgebiel, Moor

Planie, Aufschüttung

Documents

STRATIGRAPHISCHE UND STRUKTURELLE ANALYSE IM ...3~. Eine syn- bis postgosauische N-S-Einengung führte zur Faltung, Hebung und Erosion („mesoalpine" Phase). 4. Die Tertiärbeckenbildung