Upload
others
View
4
Download
0
Embed Size (px)
Citation preview
1
GEOLOGIE IM FLUSS
Erläuterungenzur Geologischen Karte
der Nationalparks Thayatal und PodyjĂ
Reinhard ROETZEL
Mit Beiträgen vonGerhard FUCHS, Pavel HAVLĂÂťEK, Christian ĂBL & Thomas WRBKA
Wien 2005
2
ISBN 3-85316-25-5
Alle Rechte fĂźr In- und Ausland vorbehalten.Medieninhaber und Verleger: Geologische Bundesanstalt, Neulinggasse 38, A 1030 Wien.
www.geologie.ac.at.FĂźr die Redaktion verantwortlich: Dr. Reinhard Roetzel, Dr. Albert Daurer.
Verlagsort: Wien.Herstellungsort: Horn.
Satz, Gestaltung und Druckvorbereitung: Geologische Bundesanstalt.Druck: Ferdinand Berger & SĂśhne.
Geologische Zeittafelmit wichtigen geologischen Ereignissen
in der Umgebung der Nationalparks Thayatal und PodyjĂ
InhaltZusammenfassung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 04Abstrakt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 08Summary . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11Der Weg durch das Tal â Eine Einleitung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16Eine Karte entsteht . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16Die BĂśhmische Masse â Ăsterreichs ältestes Gebirge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 173. Unvorstellbare Zeiträume . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 183. Der lange Weg â Vom SĂźdpol zum Ăquator . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 183. Das Gebirge am Ăquator . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 183. Moravikum und Moldanubikum â Zwei tektonische GroĂeinheiten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 203. Eine komplexe Geschichte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 203. Hohe DrĂźcke und Temperaturen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 203. Ein bunter Wechsel von Gesteinen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 203. Alte Zeugen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 213. Die Abtragung beginnt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 223. Zwischen Nordsee und Tethys . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 223. Tropisches Klima und Verwitterung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23Die Paratethys â Ein neues Meer am Rand der BĂśhmischen Masse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 243. Eggenburg â und Hardegg â am Meer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 253. Ein Stein prägt die Landschaft . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 273. Das tiefe Meer im Osten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 283. FlussmĂźndung und Braunkohlewald . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 283. Vulkanischer Aschenregen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 293. Das Kommen und Gehen der Meere . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 303. Eine Flusslandschaft entsteht . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31Die Geburt der Thaya . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 323. Vollkommene Mäander . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 333. Blockfelder, FelstĂźrme und EishĂśhlen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 343. Eisige StaubstĂźrme Ăźber der Tundra . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 353. Eine neue Warmzeit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36Gesteinsbeschreibung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 383. Kristalline Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 383. 3. Moravikum . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 383. 3. 3. Thaya-Batholith . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 383. 3. 3. Therasburg-Gruppe (Lukov-Gruppe â unterer Teil) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 393. 3. 3. Weitersfelder Stängelgneis . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 413. 3. 3. Pernegg-Gruppe (Lukov-Gruppe â oberer Teil) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 423. 3. 3. Bittesch-Einheit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 453. 3. Moldanubikum . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 483. 3. 3. Drosendorf-Einheit (Vranov-Gruppe) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 493. 3. 3. GfĂśhl-Einheit (Šafov-Gruppe) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 493. 3. Ganggesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 503. Paläozoische Ablagerungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 513. Neogene Ablagerungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 513. 3. 3. Burgschleinitz-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 513. 3. 3. Retz-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 533. 3. 3. Zellerndorf-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 543. 3. 3. Weitersfeld-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 563. 3. 3. Langau-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 563. 3. 3. Riegersburg-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 593. 3. 3. Theras-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 593. 3. 3. Brennholz-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 603. 3. 3. Laa-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 603. 3. 3. Grund-Formation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 603. 3. 3. Pliozäne, fluviatile Kiese . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 613. 3. 3. Pleistozäne und holozäne Ablagerungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61Eine reiche Pflanzenwelt â Abbild der Geologie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69Exkursionspunkte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 713. Exkursionspunkt 11 â Vranov nad DyjĂ (Frain) â Staumauer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 713. Exkursionspunkt 12 â Hamry (Hammer) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 713. Exkursionspunkt 13 â LedovĂŠ sluje (Eisleiten) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 713. Exkursionspunkt 14 â ÂťĂzov . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 733. Exkursionspunkt 15 â NovË HrĂĄdek (Neuhäusl) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 733. Exkursionspunkt 16 â Devet mlËn °u (Neun MĂźhlen) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 743. Exkursionspunkt 17 â Masovice (GroĂmaispitz) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 743. Exkursionspunkt 18 â Sealsfield °uv kĂĄmen (Sealsfieldstein) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 743. Exkursionspunkt 19 â Reginafelsen und Maxplateau . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 743. Exkursionspunkt 10 â Hardegg â Johannesfelsen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 753. Exkursionspunkt 11 â Einsiedlerfelsen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 763. Exkursionspunkt 12 â Schwarzwald und Umlaufberg . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 77Geologische Naturdenkmale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 783. Naturdenkmal 1: Heiliger Stein â Mitterretzbach . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 793. Naturdenkmal 2: Heidenstein â Hofern (Hardegger Berg) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 793. Naturdenkmal 3: Eierstein â Retz (Parapluieberg) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 803. Naturdenkmal 4: Hangenstein â Obernalb . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80Bohrungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 80Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 863. WeiterfĂźhrende Literatur und Karten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 90Adressen und Links . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 91Bildnachweis . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 92Adressen der Autoren . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 92
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
Abb. 1.Herbst an der Thaya.
16
Eine Karte entstehtUm die Vielfalt der Gesteine zu dokumentieren und eine
allgemein verständliche und ansprechende Erdgeschichtedieser Region zu schaffen, beauftragte der NationalparkThayatal die Geologische Bundesanstalt eine grenzĂźber-schreitende, zweisprachige geologische Karte der Natio-nalparks Thayatal und PodyjĂ im MaĂstab 1 : 25.000 zuerstellen. Dies wurde in Kooperation mit dem NĂĄrodnĂ parkPodyjĂ und durch die langjährige Zusammenarbeit derGeologischen Bundesanstalt mit dem tschechischen Geo-logischen Dienst (ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzba) in Prag erstmĂśglich.
Die detailreiche, zweisprachige Geologische Karte derNationalparks Thayatal und PodyjĂ (GeologickĂĄ mapanĂĄrodnĂch park °u Thayatal a PodyjĂ) im MaĂstab 1 : 25.000umfasst den Bereich beider Nationalparks und ihrerunmittelbaren Umgebung. Zur Erstellung dieser Karte wur-den vor allem die von der Geologischen Bundsanstalt her-ausgegebenen Geologischen Karten 1 : 50.000, Blatt 8Geras (ROETZEL & FUCHS, 2001) und Blatt 9 Retz (ROETZELet al., 1999b), verwendet. Zusätzlich flossen in die Karteaber noch quartärgeologische Detailaufnahmen im Bereichdes Talbodens und der Steilhänge des Thayatales beider-seits des Flusses von P. HAVLĂÂťEK und R. ROETZEL imMaĂstab 1 : 5.000 und 1 : 10.000 (HAVLĂÂťEK, 1995, 2002,2003) ein. Ein an die Karte angeschlossener ProfilschnittermĂśglicht den Einblick in den geologischen Tiefbau derRegion.
Dieses beigelegte, reich bebilderte Textheft mit tschechi-scher und englischer Zusammenfassung gibt in allgemeinverständlicher Form Auskunft Ăźber die Gesteine und derenEntstehungsgeschichte und erläutert sehenswerte geologi-sche Exkursionspunkte und Naturdenkmale in beiden Na-tionalparks. Karte und Textheft sollen aber auch eine Ver-tiefung und WeiterfĂźhrung der geologischen Themen in derschon seit 2003 im Nationalparkhaus in Hardegg beste-henden Ausstellung âNaturGeschichten-ThayaTalesâ er-mĂśglichen. DarĂźber hinaus soll die Karte Grundlagen fĂźrverschiedenste Detailprojekte der beiden NationalparksThayatal und PodyjĂ, wie z.B. forstwissenschaftliche, vege-tations- und landschaftsĂśkologische Untersuchungen, bie-
ten. SchlieĂlich kĂśnnen diese Karte und die Erläuterungenauch in den von den Nationalparks angebotenen Schulpro-jekten Verwendung finden und auf anschauliche Weise dieEntstehung dieser Landschaft vor Augen fĂźhren.
Die Geologische Karte zeigt nicht nur anhand der grenz-Ăźberschreitenden Gesteinseinheiten, dass Geologie keineGrenzen kennt. Sie ist auch durch die gemeinsame Erar-beitung von tschechischen und Ăśsterreichischen Geologenund durch die zweisprachige AusfĂźhrung ein hoffentlichgelungenes Beispiel fĂźr innovative grenzĂźberschreitendeKooperation.
*Die Autoren und die Geologische Bundesanstalt danken
vor allem Herrn Direktor DI Robert BRUNNER vom National-park Thayatal fĂźr den Auftrag zur Erstellung dieser geolo-gischen Karte und ihm sowie Herrn Christian ĂBL fĂźr dievielfältige Hilfe und UnterstĂźtzung bei der Realisierung die-ses Projektes. Ebenso bedanken wir uns bei Herrn DirektorIng. TomĂĄs ROTHRĂCKL und Herrn Dr. Tibor ANDREJKOVIÂťvom NĂĄrodnĂ park PodyjĂ fĂźr ihre UnterstĂźtzung und Ko-operationsbereitschaft.
FĂźr die ausgezeichnete und schon lange Jahre beste-hende Zusammenarbeit mit dem Tschechischen Geologi-schen Dienst bedanken wir uns bei der Direktion und denMitarbeitern von ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzba in Praha. DerErstautor dankt hier vor allem den tschechischen Mitauto-ren der Karte, Herrn Dr. Petr BATĂK, Herrn Dr. PavelÂťTYROKY und Herrn Dr. Pavel HAVLĂÂťEK, aber auch HerrnDr. Gerhard Fuchs von der Geologischen BundesanstaltfĂźr die vielfältige Hilfe, ihre Geduld und Kooperation bei dernicht immer einfachen Erstellung dieser Karte.
FĂźr die Teilnahme an zahlreichen Exkursionen und fach-lichen Diskussionen danken wir Herrn Dr. Petr BATĂK(ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzba), Herrn Dr. Martin BRZĂK (Masa-ryk Universität Brno), Herrn Dr. Fritz FINGER (UniversitätSalzburg), Herrn Dr. Volker HĂCK (Universität Salzburg),Herrn Dr. Karel KIRCHNER (Tschechische Akademie derWissenschaften, Brno), Herrn Dr. Hans-Georg KRENMAYR(Geologische Bundesanstalt, Wien), Herrn Dr. ManfredLINNER (Geologische Bundesanstalt, Wien), Herrn Dr. Sla-
Der Nationalpark Thayatal ist der kleinste NationalparkĂsterreichs und doch zeigt er eine eindrucksvolle Land-schaft in einem wunderschĂśnen Tal. Im Schutze des Eiser-nen Vorhanges entlang der tschechischen Grenze bliebdas Thayatal viele Jahrzehnte lang weitgehend vonmenschlichen EinflĂźssen verschont. So konnte eines derschĂśnsten Täler Europas in seiner UrsprĂźnglichkeit be-wahrt bleiben (Abb. 1, 2).
Im Jahre 2000 wurde durch die Schaffung des National-parks Thayatal auch auf Ăśsterreichischer Seite die einmali-ge Natur dieses Abschnittes des Thayatales langfristigunter Schutz gestellt. Damit konnte mit dem bereits seit1991 auf tschechischer Seite bestehenden NĂĄrodnĂ parkPodyjĂ eine Einheit geschaffen werden.
Die Einmaligkeit dieses tief eingeschnittenen Tales istauf den ersten Blick durch die auĂergewĂśhnliche Artenviel-falt von Flora und Fauna bestimmt. Diese hat jedoch einenursächlichen Zusammenhang mit dem rasch wechselndengeologischen Untergrund und der bunten Gesteinsvielfalt.
Geht man von der Hochebene hinunter ins Tal, ist dieMillionen Jahre dauernde Entstehungsgeschichte aufSchritt und Tritt präsent. Dem Geologen erÜffnet das Tal
ein Fenster in die Erdgeschichte, das einen Blick zurĂźckermĂśglicht, so weit wie nirgends anderswo in Ăsterreichund Tschechien. Diese vielen hundert Millionen Jahre anWerden und Vergehen in einem ewigen Kreislauf sind es,die in dieser Natur ihren Ausdruck finden. Die auf denersten Blick unbelebt erscheinende Natur der Steine undMinerale wird belebt durch das Wissen Ăźber deren Ge-schichte und Vergangenheit. Und damit entsteht eine BrĂź-cke zur belebten Natur, von der dieses Tal so Ăźbervoll undreich ist und die wiederum aus dieser Geschichte ent-springt.
Durch die Beschäftigung mit der Natur besinnt sich derMensch selbst Natur zu sein. Damit erkennt er, dass er Teildieser Natur ist und nicht ßber ihr steht. Diese Erkenntniskann man an vielen Plätzen gewinnen; doch in einer Land-schaft, wie dem Thayatal und mit dem Wissen ßber dessenunendliche Geschichte ist es einfacher, sich dies zu ver-innerlichen.
Der Weg durch das Tal ist also nicht nur ein Weg durchdie Geschichte der Erde und des Lebens, sondern auch einWeg zu sich selbst.
Der Weg durch das Tal âEine Einleitung
vomĂr NEHYBA (Masaryk Universität Brno), Herrn Dr. OlegMANDIC (Naturhistorisches Museum Wien), Herrn Dr. PavelROSTĂNSKY (Tschechische Akademie der Wissenschaften,Brno) und Herrn Dr. Fritz F. STEININGER (Forschungsinstitutund Naturmuseum Senckenberg, Frankfurt).
FĂźr die kritische Durchsicht des Manuskripts und fachli-che Ergänzungen bedanken wir uns herzlich bei Herrn Dr.JaromĂr DEMEK (Palacky Universität Olomouc), Herrn Dr.Fritz FINGER (Universität Salzburg) und Herrn Dr. Hans-Georg KRENMAYR (Geologische Bundesanstalt, Wien).
Weiters danken wir Herrn Dr. Ivan CICHA und Frau Dr.JIRINA TYROKà (eskå geologickå sluzba, Praha) fßr diemikropaläontologischen Untersuchungen und Daten zurStratigraphie der miozänen Sedimente sowie Herrn Dr.Florian FLADERER (Universität Wien) fßr die Bestimmungdes Wollhaarnashorns von Hardegg recht herzlich.
Fotos und Grafiken stellten Herr Franz BERGER (Kop-fing), Herr Dr. Ron BLAKEY (Northern Arizona University,Flagstaff), Herr Dr. Fritz FINGER (Universität Salzburg),Frau Dr. Gertrude FRIEDL (Universität Salzburg), Herr Dr.
Mathias HARZHAUSER (Naturhistorisches Museum Wien),Herr Dr. Pavel HAVLĂÂťEK (ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzba), HerrMag. Thomas HOFMANN (Geologische Bundesanstalt,Wien), Herr Petr LAZAREK (NĂĄrodnĂ park PodyjĂ), Herr Dr.Oleg MANDIC (Naturhistorisches Museum Wien), Herr JirĂRUDOLSKY (ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzba), Herr Dr. JohannesTUZAR (Krahuletz-Museum Eggenburg), Herr Christian ĂBL(Nationalpark Thayatal) und Herr Josef WAGNER (Bohumin)zu VerfĂźgung; ihnen allen sei auf diesem Wege herzlichstgedankt.
Die englische Ăbersetzung der Zusammenfassung ver-fasste Herr Dr. Sebastian PFLEIDERER (Geologische Bun-desanstalt, Wien); die Texte in tschechischer Sprache wur-den von Herrn Dr. Miroslav REJCHRT und Herrn Dr. PavelÂťTYROKY (ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzba, Praha) Ăźbersetzt.
Bei der graphischen Gestaltung der Karte und der Erläu-terungen waren maĂgeblich Frau Monika BRĂGGEMANN-LEDOLTER, Herr Dr. Albert DAURER, Herr Jacek RUTHNERund Herr Mag. Werner STĂCKL (alle Geologische Bundes-anstalt, Wien) beteiligt.
17
Abb. 2.Am Weg zum Einsiedler erĂśffnet sich kurz ein Ausblick auf Hardegg, die kleinste Stadt Ăsterreichs.
Die BĂśhmische Masse âĂsterreichs ältestes Gebirge
Die BĂśhmischen Masse, zu der auch das Gebiet derNationalparks Thayatal und PodyjĂ gehĂśrt, hat eine äuĂerstlange und wechselvolle geologische Geschichte hintersich. Dabei kĂśnnen mehrere Phasen unterschieden wer-den, die in den Gesteinen dieses Gebietes noch zu erken-nen sind. Die wohl wichtigsten in der Entwicklung derGesteine sind zwei groĂe Gebirgsbildungsphasen, die vorca. 340 Milllionen Jahren (variszisch) bzw. vor ca. 600 Mill-
lionen Jahren (cadomisch) stattfanden und bei denengroĂe Kettengebirge mit Hochgebirgscharakter entstan-den. Jeder Gebirgsauffaltung folgte eine mehrere hundertMillionen Jahre dauernde Abtragungs- und Einebnungs-phase. Oftmals wurde das Gebiet von Meeren Ăźberflutet;von der letzten Meeresbedeckung sind noch Spuren imUmkreis der Nationalparks erkennbar. SchlieĂlich hinterlie-Ăen die âEiszeitenâ, der mehrmalige Wechsel von Kalt- und
Warmzeiten im Pleistozän, deutliche Spuren und prägtendas Landschaftsbild des einmaligen Tales der Thaya.
Die Nationalparks Thayatal und PodyjĂ liegen im Bereichdes SĂźdostrandes der BĂśhmischen Masse, deren sĂźdĂśst-lichster Teil in Ăsterreich vom MĂźhl- und Waldviertel gebil-det wird. Die BĂśhmische Masse setzt sich gegen Nordennach BĂśhmen und Mähren fort und reicht weiter nach Bay-ern, Sachsen und Schlesien. Nach SĂźden und Osten tau-chen die kristallinen Gesteine unter die jungen Ablagerun-gen der Alpin-Karpatischen Vortiefe (Molassezone) undweiter bis unter die Alpen und Karpaten ab.
Unvorstellbare ZeiträumeIn den Nationalparks Thayatal und Podyjà finden sich
unter anderem Gesteine, die ihren Ursprung in der Erd-frĂźhzeit (Proterozoikum), also vor mehr als 600 MillionenJahren vor heute haben. Hinweise dafĂźr bietet einerseitsder radiometrisch mit ca. 550â600 Millionen Jahren datier-te Thaya-Granit, der, wie in den Nationalparks zu beob-achten, nachweislich in bereits ältere Dachgesteine ein-dringt. Andererseits wurden in Gesteinen wie dem Bitte-scher Gneis winzige Kristalle des besonders stabilen Mine-rals Zirkon (Abb. 3) mit Altern zwischen 1 und 2,5 Milliar-den Jahren nachgewiesen (FRIEDL et al., 2000, 2004).Diese hohen Alter erklären sich dadurch, dass Zirkoneextrem widerstandsfähig sind und sogar mehrere, z.T. hun-derte Millionen Jahre dauernde geologische Kreisläufe derGesteine nahezu unbeschadet Ăźberstehen kĂśnnen. Inmagmatischen Gesteinen unter hohen Temperaturen ge-bildet, werden sie im geologischen Kreislauf bei der Ero-sion von Gebirgen (Verwitterung) aus dem Gesteinsver-band gelĂśst und zusammen mit anderen Mineralkompo-nenten in FlĂźssen transportiert und im Meer abgelagert(Sedimentation). Anders als die meisten anderen Mineral-phasen Ăźberleben sie nachfolgende Metamorphoseprozes-se, wo es bei der Versenkung des Ozeanbodenmaterialsan Subduktionszonen unter starker Druck- und Tempera-turzunahme bis zur Gesteinsaufschmelzung kommt.SchlieĂlich werden sie, eingebettet in neuem Gestein,durch tektonische oder magmatische Vorgänge bzw. durchErosion wieder in Richtung Erdoberfläche transportiert.
Der lange Weg âVom SĂźdpol zum Ăquator
Die ältesten Gesteine der BĂśhmischen Masse gehĂśrtenursprĂźnglich zum nĂśrdlichsten Teil des ehemaligen GroĂ-kontinents Gondwana (FRANKE, 2000; FRIEDL et al., 2000).
Sie waren dort im Bereich des Sßdpols in ein langgestrecktes Kßstengebirge eingebunden, das an derWende von Erdfrßhzeit (Proterozoikum) zu Erdaltertum(Paläozoikum), ca. 600 Millionen Jahre vor heute, währendder cadomischen Gebirgsbildung entstand (NANCE &MURPHY, 1996). Gesteinsrelikte dieses Gebirges sind inder BÜhmischen Masse weit verbreitet (fßr den Üsterreichi-schen Teil siehe dazu FRIEDL et al., 2004).
Im Verlauf des unteren Erdaltertums (Altpaläozoikum:Ordovizium, Silur), rund 495â417 Millionen Jahre vorheute, wurden viele TeilstĂźcke, so genannte Mikroplattenoder Terranes, vom Nordrand von Gondwana abgetrennt(Abb. 4). Mehrere, u.a. als Avalonia und Armorica bezeich-neten Gruppen von Terranen (Inselketten) drifteten danachgegen die nĂśrdlichen Kontinente Baltika und Laurentia(TAIT et al., 1997). Das Moravikum im Ăśstlichen Teil derBĂśhmischen Masse (siehe unten) stammt wie Avalonia ausdem sĂźdamerikanischen Raum (FINGER et al., 2000; WIN-CHESTER et al., 2002), der westliche Teil mit dem Moldanu-bikum (siehe unten) wird Armorika zugerechnet und hatteseinen Ursprung wahrscheinlich tausende Kilometer ent-fernt im afrikanischem Abschnitt des cadomischen KĂźsten-gebirges (FRIEDL et al., 2000). Im Silur fĂźhrte die Kollisionvon Baltika und Laurentia zur Kaledonischen Gebirgsbil-dung und zur Bildung des GroĂkontinents Laurussia (Old-Red-Kontinent).
Während Avalonia bereits im oberen Ordovizium mit Bal-tika kollidierte (die moravischen Einheiten als Teil der bru-novistulischen Platte eventuell sogar noch etwas frßher),dockte Armorika erst im Laufe des Devons an den Ostteilvon Laurussia (Baltika und Laurentia) an und leitete damitin Europa die variszische Gebirgsbildung ein (FRANKE,2000).
Das Gebirge am ĂquatorIm oberen Erdaltertum (Jungpaläozoikum: unteres Kar-
bon) kam es im Verlauf der variszischen Gebirgsbildungzur Kollision von Gondwana mit Laurussia, woraus schlieĂ-lich der permische Superkontinent Pangäa hervorging.
Die BĂśhmische Masse in ihrer heutigen Form und Zu-sammensetzung ist also ein Teil des variszischen Gebirgs-gĂźrtels. Dieser erstreckte sich in der Nähe des Ăquatorsvon Mexiko Ăźber Florida, die Appalachen, Marokko/Nordal-gerien, West-, Mittel- und SĂźdeuropa und Kleinasien biszum Ural. Die Ausdehnung dieses Gebirges betrug ca. 1000km in der Breite und ca. 8000 km in der Länge (Abb. 4d).
In Zentraleuropa reichte das variszische Gebirge vonden Sudeten in Polen Ăźber BĂśhmen und das Erzgebirge,den Bayerischen Wald, den Harz, den Taunus und den
18
Abb. 3.Zirkon (Länge des Kristalls ca. 150 ¾m) aus dem Bittescher Gneis mit 2,5 Milliarden Jahre altem Kern.a) Aufnahme mit gekreuzten Polarisationsfiltern.b) Aufnahme im Durchlicht.c) Das Elektronenmikroskop-Rßckstreuelektronenbild zeigt besonders schÜn den alten, korrodierten und ßberwachsenen Kern, der ein Relikt aus der ältesten
ErdfrĂźhzeit (Archaikum) ist. Die Randzone des Kristalls hat ein Alter von ca. 580 Millionen Jahren und ist in einer Granitschmelze gewachsen (plutonischesBildungsstadium des Bittescher Gneises) (FRIEDL et al., 2000).
Abb. 4.Die Verteilung der Kontinente während des Erdaltertums (Paläozoikum) und die Position der BĂśhmischen Masse (Moravikum und Moldanubikum) zu dieser Zeit.Am Beginn des Erdaltertums, ca. 500 Millionen Jahre vor heute, waren Teile der BĂśhmischen Masse in ein lang gestrecktes KĂźstengebirge am Nordrand vonGondwana eingebunden. Im oberen Ordovizium, rund 450 Millionen Jahre vor heute, drifteten TeilstĂźcke von Gondwana in Richtung der nĂśrdlichen Kontinen-te Baltika und Laurentia. Das Moravikum war dabei Teil von Avalonia, das Moldanubikum wird Armorika zugerechnet. Im unteren Devon, vor rund 400 Millio-nen Jahren, hatte die Kollision von Baltika und Laurentia zur Kaledonischen Gebirgsbildung und zur Bildung des GroĂkontinents Laurussia gefĂźhrt. Avalonia warbereits im oberen Ordovizium mit Baltika kollidiert, Armorika verschmolz mit Laurussia erst im Laufe des Devons. Im oberen Karbon, rund 300 Millionen Jahrevor heute, war Gondwana bereits mit Laurussia kollidiert, wodurch das variszische Gebirge und der Superkontinent Pangäa entstanden.a) Oberes Kambrium (500 Millionen Jahre vor heute).
ďż˝ = BĂśhmische Masse (Moravikum).b) Oberes Ordovizium (450 Millionen Jahre vor heute).
� = BÜhmische Masse (Moravikum); ⢠= BÜhmische Masse (Moldanubikum).c) Unteres Devon (400 Millionen Jahre vor heute).
� = BÜhmische Masse (Moravikum); ⢠= BÜhmische Masse (Moldanubikum).d) Oberes Karbon (300 Millionen Jahre vor heute).
ďż˝ = BĂśhmische Masse (Moravikum + Moldanubikum).Globen von Ron BLAKEY (Northern Arizona University, Flagstaff).
Schwarzwald bis zu den Vogesen, zum franzĂśsischenZentralplateau und der Bretagne. Auch groĂe Teile vonNordwestspanien, Kastilien und Portugal entstanden wäh-rend dieser Gebirgsbildungsphase.
In dieser variszischen Gebirgsbildungsphase wurdenGesteine aus vorangegangenen, z.T. weit älteren Gebirgs-
bildungsphasen mit einbezogen und durch Versenkungund eine intensive Deckentektonik hohen Drßcken undTemperaturen ausgesetzt und dabei umgewandelt (Meta-morphose). Gleichzeitig entstanden bei dieser Gebirgsbil-dung durch Aufschmelzung von älteren Gesteinen neueGesteine, wie z.B. verschiedene Granite.
19
FĂźr das dabei entstandene variszische Gebirge sindnach manchen Autoren aus theoretischen ĂberlegungenHĂśhen von 5000 m bis 7000 m zu erwarten (vgl. z.B. HĂCK,1999; ZULAUF, 1997).
Die heute bestehende BÜhmische Masse ist nur mehrder Sockel (Grundgebirge) dieses einstigen Gebirges, des-sen Abtragung bereits im Jungpaläozoikum, vor ca. 320Millionen Jahren begann und während des gesamten Erd-mittelalters (Mesozoikum) und der Erdneuzeit (Känozoi-kum) andauerte.
Moravikum und Moldanubikum âZwei tektonische GroĂeinheiten
Die sĂźdĂśstliche BĂśhmische Masse wird allgemein seitF.E. SUESS (1903, 1912) in zwei tektonische GroĂeinhei-ten, das Ăśstliche, strukturell tiefer gelegene Moravikum(nach dem Hauptverbreitungsgebiet in Mähren) und daswestliche, tektonisch hĂśhere Moldanubikum (nach demHauptverbreitungsgebiet zwischen Moldau und Donau),gegliedert. Diesen tektonischen GroĂeinheiten werden je-doch von verschiedenen Geologen in Ăsterreich und Tsche-chien unterschiedliche Gesteinseinheiten zugerechnet.
Das Moravikum bildet am sĂźdĂśstlichen Rand der BĂśhmi-schen Masse zwei kuppelfĂśrmig gewĂślbte Strukturen, diegroĂteils auf Ăśsterreichischem Staatgebiet liegende Tha-yakuppel und die Svratka-Kuppel (Schwarzawakuppel) inMähren (vgl. z.B. FRASL, 1983, 1991; JAROS & MISAR,1974; PRECLIK, 1925, 1926, 1937; F.E. SUESS, 1903, 1912;WALDMANN, 1930).
Das Moravikum kann nach FRASL (1991) als westlichsterTeil des Bruno-Vistulikums (DUDEK, 1980) (nach derHauptverbreitung zwischen Brßnn und der Weichsel) ange-sehen werden. Dieser alte, von der variszischen Gebirgs-bildung nur randlich (speziell westlich, in der moravischenZone) stärker ßberprägte, ehemalige Mikrokontinent (Teilvon Avalonia?) reicht nach Osten bis unter die Karpaten,ist allerdings ßber weite Strecken durch jßngere Ablage-rungen aus dem oberen Erdaltertum, dem Erdmittelalterund der Erdneuzeit bedeckt.
Eine komplexe GeschichteWie die Altersdatierungen von Zirkonkristallen andeuten,
wurden Teile der Gesteine des Moravikums in der ErdfrĂźh-zeit (Proterozoikum), vielleicht sogar davor, im Archaikum,in Ozeanen als Ablagerungsgesteine (Sedimente) gebildet.Am Ende des Proterozoikums, an der Wende zum Paläo-zoikum, wurden sie dann in die groĂe cadomische Ge-birgsbildungsphase einbezogen und bei dieser durch hoheDrĂźcke und Temperaturen zum Teil zu Umwandlungsge-steinen (Metamorphite) umgeformt. Während dieser Ge-birgsbildung drangen aus der Tiefe silikatische Gesteins-schmelzen in die Erdkruste, die in vielen Kilometern Tiefezu granitoiden Gesteinen erstarrten.
Rund 250 Millionen Jahre später, im oberen Erdaltertum(Karbon), wurden sowohl diese Tiefengesteine (Plutonite),als auch die metamorphen Gesteine, in eine neue Gebirgs-bildung, die variszische Gebirgsbildung, einbezogen undgemeinsam weiter mineralogisch umgewandelt und struk-turell verändert.
Im Laufe der variszischen Gebirgsbildungsphase wurdeder westliche, moldanubische Teil der BĂśhmischen Masseauf flachen Bewegungsbahnen auf das Moravikum aufge-schoben. Gleichzeitig wurden die Gesteine einer Regional-metamorphose unterworfen. Die seit F.E. SUESS (1903)bekannte ostvergente Moldanubische Ăberschiebung wirdin letzter Zeit mehrfach von verschiedenen Autoren (vgl.z.B. FRITZ & NEUBAUER, 1993) aufgrund strukturgeologi-
scher Untersuchungen in nordĂśstlicher bis nordnordĂśst-licher Richtung interpretiert. Dagegen spricht sich FUCHS(1991, 1998) aus, der aus zahlreichen Geländebeobach-tungen weiterhin nur Hinweise auf eine Ost-gerichteteĂberschiebung erkennen kann.
Bei der Gebirgsbildung kam es im Bereich des Moldanu-bikums zu Ăberschiebungen und Ăbereinander-Stapelungganzer Gesteinspakete und zur Bildung von Decken. Ob esim Zuge der Aufschiebung des Moldanubikums auf dasMoravikum innerhalb des Moravikums zur Bildung vonDeckenstapeln durch Ăberschiebungen kam, wie z.B. vonTOLLMANN (1985) angenommen wurde, oder ob nur soge-nannte Faltendecken gebildet wurden (vgl. FUCHS, 1999),wird diskutiert.
Hohe Drßcke und TemperaturenWährend die Gesteine des Moldanubikums einen durch-
gehend hohen variszischen Metamorphosegrad zeigen(hohe DrĂźcke und Temperaturen i.a. > 700°C), lassen dieMineralzusammensetzungen der Gesteine des Moravi-kums deutlich niedrigere Metamorphosebedingungenerkennen (< 600 °C; oft < 500 °C vor allem gegen Osten).Dies lässt vermuten, dass die Gesteine des Moldanubi-kums zunächst in weit tieferen Stockwerken der Erdkrusteversenkt waren und dort aufgeheizt wurden, bevor sie alsheiĂes Deckenpaket auf das Moravikum geschoben wur-den und dort eine Metamorphose induzierten.
AuĂerdem ist im Moravikum eine sehr merkwĂźrdigeMetamorphoseentwicklung festzustellen. Die Metamorpho-se nimmt von Westen nach Osten, also vom hangendenzum liegenden Anteil ab und nicht, wie man erwarten soll-te, von den heute strukturell tiefsten Teilen im Osten zuden strukturell hĂśchsten Teilen. Dies kann mit der vonWesten gegen Osten fortschreitenden Kollision von Mold-anubikum mit Moravikum und dem damit verbundenenDeckenbau erklärt werden, bei der nacheinander zuersttiefere, hĂśher temperierte Gesteinseinheiten Ăźber hĂśhergelegene, niedriger temperierte gelangten (vgl. HĂCK,1999).
Ăberdies ändert sich im Moravikum die Metamorphoseauch mehrfach entlang des Streichens, sodass man in der-selben lithologischen Einheit im SĂźden und Norden einegeringere Intensität der Metamorphose findet als im zen-tralen Teil. Die Ursache fĂźr diese eigenartige Metamorpho-seprägung ist in der vermutlich ursprĂźnglich tieferen Ver-senkung des zentralen Teiles des Moravikums und derdamit verbundenen stärkeren Aufheizung während dervariszischen Regionalmetamorphose zu suchen (FRASL etal., 1977).
Ein bunter Wechselvon Gesteinen
Die tiefste strukturelle Einheit des Moravikums ist deraus verschiedenen granitischen Gesteinen (FINGER &RIEGLER, 1999) aufgebaute plutonische Komplex (Tiefen-gesteinskomplex) des Thaya-Batholiths (Thaya-Pluton).
Ăber dem Thaya-Batholith folgen im Westen Gesteine,die bereits vor dem Eindringen der Gesteinsschmelze desThaya-Batholiths in Ozeanen als Ablagerungsgesteine,wie z.B. Tone, Sande, tonige und sandige Kalke und Kalkeabgelagert wurden. Später, wahrscheinlich zum Teil schonwährend der cadomischen Gebirgsbildung (siehe oben),erfolgte durch hohen Druck und Temperatur (Metamorpho-se) die Umwandlung in Glimmerschiefer, Quarzit, Kalksili-katgneis und Marmor.
Diese metamorphen Ablagerungsgesteine (Paragestei-ne) werden in Ăsterreich in die direkt Ăźber dem Thaya-
20
Batholith liegende Therasburg-Gruppe und die darĂźberfolgende Pernegg-Gruppe unterteilt. UrsprĂźnglich vonHĂCK & VETTERS (1975) als Quarzit-Glimmerschieferseriebzw. Marmor-Glimmerschieferserie bezeichnet, wurden sievon HĂCK et al. (1991) zur Therasburg-Formation bzw.
21
Abb. 5.Am Vranà skåla (Rabenfelsen), nÜrdlich vom Umlauf, sind die eng verfalteten Glimmerschiefer und Quarziteim Verband des Weitersfelder Stängelgneises in einmaliger Weise aufgeschlossen.
Abb. 6.Nordwestlich von Hardegg ragen turmartig mehrere Felsen aus BittescherGneis aus dem bewaldeten Tal.
Westgrenze des Moravikums mit der Obergrenze des Bit-tescher Gneises gleichgesetzt. Im nĂśrdlichen Teil derThayakuppel in Tschechien und in der Svratka-Kuppel(Schwarzawakuppel) wird dagegen die im Hangenden desBittescher Gneises folgende Vranov-Olesnice-Serie(ĂuĂere Phyllite nach F.E. SUESS) auch zum Moravikumgezählt. Die Vorstellung eines âAlten Dachesâ auch imHangenden des Bittescher Gneises (Sedimente bzw.metamorphe Gesteine, in die der Bittescher Gneis, so wieder Thaya-Granit, aus der Tiefe eindrang) wird in den letz-ten Jahren auch von einigen Ăśsterreichischen Geologen inErwägung gezogen (FINGER & STEYRER, 1995; FRASL,1991; MATURA, 1976, 2003).
Alte ZeugenNoch vor der variszischen Gebirgsbildung wurde das Mo-
ravikum im Devon, vor ca. 417â354 Millionen Jahren, vonNorden her von einem seichten Meer Ăźberflutet. Gesteineaus dem Randbereich dieses Meeres findet man u.a. amOstrand der BĂśhmischen Masse, nĂśrdlich von Brno (BrĂźnn),im so genannten Mährischen Karst (Abb. 7). An der Basiseiner mächtigen Abfolge von verschiedenen fossilfĂźhren-den, seichmarinen Kalken liegen dort im Randbereich desBrĂźnner Batholiths kontinentale, wahrscheinlich fluviatileKonglomerate und Sandsteine als Abtragungsprodukte derangrenzenden Granitoide (SUK et al., 1984; SVOBODA,1966). Ein kleines Vorkommen eines derartigen Konglome-rates findet sich auch noch auf der geologischen KartenĂśrdlich von Znojmo (Znaim) bei Ănanov. In Ăsterreich wirdeine schwach metamorphe Serie von Quarziten, Phyllitenund Marmoren am SĂźdende des Thaya-Batholiths, Ăśstlichvon SchĂśnberg, als Olbersdorfer Formation (vgl. FRASL,1983) mit dem mährischen Devon gleichgesetzt.
Im Mährischen Karst, nĂśrdlich von Brno (BrĂźnn) folgtĂźber den devonischen Kalken im unteren Karbon (ca.354â330 Millionen Jahre vor heute) ein rascher Wechselim Gesteinsbestand. Die relativ monotone Abfolge ausSchiefer, Grauwacken und Konglomeraten (Abb. 8) des sogenannten Kulm weist mit ihren flyschartigen Gesteinenauf die im Hinterland stattfindende variszische Gebirgsbil-dung hin (DVORAK, 1973, 1989, 1990; SVOBODA, 1966).
Pernegg-Formation umbenannt.Da sich diese âFormationenâ auseiner Reihe kartierbarer Einheitenzusammensetzen, wurde späterder Begriff âGruppeâ statt âForma-tionâ gewählt (vgl. FUCHS in ROET-ZEL et al., 1999b und in ROETZEL &FUCHS, 2001). In Tschechien wer-den diese beiden Einheiten zurLukov-Gruppe (unterer und obererTeil) zusammengefasst.
Im zentralen Teil des Moravi-kums liegt zwischen Therasburg-Gruppe und Pernegg-Gruppe, bzw.innerhalb der Lukov-Gruppe einGranitgneis, der WeitersfelderStängelgneis (Abb. 5), in dessenVerband auch metamorphe Abla-gerungsgesteine, wie Arkosegnei-se, Quarzite und Glimmerschiefer,vorkommen. Als hÜchste strukturel-le Einheit folgt ßber der Pernegg-Gruppe die Bittesch-Einheit mitdem Bittescher Gneis (Abb. 6) alsLeitgestein.
Im Ăśsterreichischen Anteil derThayakuppel wird allgemein die
Abb. 7.Im Mährischen Karst, am Rand des Brßnner Batholiths, sind im Steinbruch Mokrå marine Kalke aus demDevon aufgeschlossen.
ren Oberkarbon (Stephan) bis zum unteren Perm (Autunund Saxon) (ca. 306â274 Millionen Jahre vor heute)umfasst, der Wechsel von einem zuerst feuchten und war-men zu einem ariden und wĂźstenhaften Klima rekonstruiertwerden (vgl. VASICEK, 1991; VASICEK & STEININGER, 1999).So wurden im unteren Bereich der ca. 1000 m mächtigenSchichtfolge der ZĂśbing-Formation die Ăźber FlĂźsse heran-transportierten Sedimente im Nahbereich der Flussläufe, inseichten TĂźmpeln und Seen mit vegetationsreichen Ufer-zonen, abgelagert. Im oberen Teil der Schichtfolge tretenin Zusammenhang mit tektonischen Bewegungen imHinterland vermehrt grobe SchĂźttungen auf, wobei in demariden Klima die Ablagerung der Sedimente wahrscheinlichbei periodischen Starkregenfällen als Schichtflutsedimenteerfolgte.
Zwischen Nordsee und TethysWährend des gesamten Erdmittelalters (Mesozoikum:
248â65 Millionen Jahre vor heute) setzte sich die langsa-me Hebung der BĂśhmische Masse fort, gleichzeitig gingdie Abtragung weiter.
Mit Ausnahme von kurzeitiger SĂźĂwassersedimentationin der unteren Trias und der unteren Oberkreide und relativkurzen, marinen Ăberflutungen im Jura und der mittlerenOberkreide war die BĂśhmische Masse jedoch während desGroĂteils des Mesozoikums und des Paläogens, alsodurch rund 225 Millionen Jahre, Festland.
Die Abtragungsprodukte wurden durch groĂe Flusssys-teme in die angrenzenden marinen Beckenbereiche und inSenken innerhalb der BĂśhmischen Masse, wie z.B. dieSĂźdbĂśhmischen Becken, eingetragen.
In der Trias (unteres Mesozoikum), 248â206 MillionenJahre vor heute, war die BĂśhmische Masse wie bereits imJungpaläozoikum (siehe oben) weiterhin der Verwitterungund Abtragung ausgesetzt. AuĂer den in Nordost-BĂśhmen,am Nordrand der BĂśhmischen Masse nachgewiesenen flu-viatil-lakustrischen Sedimenten aus der unteren bis mittle-ren Trias sind keine Ablagerungen auf der BĂśhmischenMasse aus dieser Zeit bekannt (SUK et al., 1984).
Im Jura (mittleres Mesozoikum), 206â142 MillionenJahre vor heute, lag die BĂśhmische Masse am Rand eines
22
Abb. 8.NordĂśstlich von Brno (BrĂźnn) blieben am Rand des BrĂźnner Batholiths Kon-glomerate aus dem unteren Karbon (Kulm) erhalten, deren Komponenten diebunte Vielfalt der damals im Hinterland vorkommenden Gesteine wider-spiegeln.
Diese Gesteine des Devons und unteren Karbons wur-den noch in die variszische Gebirgsbildung einbezogenund dabei z.T. auch noch unterschiedlich metamorph be-einflusst.
Die Abtragung beginntAls Folge der variszischen Gebirgsbildung wurden weite
Teile des späteren Europas zu Festland. Mit dem Ausklin-gen der Gebirgsbildung vor ca. 330 Millionen Jahren zogsich das Meer zurßck. Gleichzeitig damit verstärkte sich dieAbtragung der BÜhmischen Masse.
Innerhalb der BÜhmischen Masse bildeten sich intra-montane Becken, wie z. B. in ZentralbÜhmen oder in denBecken von Mnichovo Hradiste und Krkonose mit limnisch-fluviatilen Sedimenten, wo besonders im oberen Karbonz.T. mächtige SteinkohleflÜze entstanden.
Andere Ablagerungen dieser Abtragungsphase aus demoberen Karbon und Perm (330â248 Millionen Jahre vorheute) blieben u.a. in SĂźdsĂźdwestâNordnordost streichen-
den, tektonischen Grabenstruktu-ren vor der späteren Erosion be-wahrt. So findet man z.B. permo-karbone Ablagerungen am Sßd-ostrand der BÜhmischen Masse inder Furche von Boskovice westlichbis nÜrdlich von Brno (Brßnn) undim Bereich von ZÜbing nordÜstlichvon Langenlois oder in SßdbÜhmenin der Furche von Blanice nordÜst-lich von eskÊ Budejovice (Bud-weis). Ebenso konnten unter denMolasseablagerungen in OberÜs-terreich und NiederÜsterreich konti-nentale Ablagerungen dieses Zeit-abschnittes erbohrt werden (MAL-ZER et al., 1993).
Es handelt sich dabei nahezuausschlieĂlich um terrestrischeund limnische Ablagerungen, wieTonsteine, Sandsteine, Arkosen(mĂźrbe, feldspatreiche Sandstei-ne), Brekzien, Konglomerate undgelegentlich KohleflĂśze. Aufgrundder Pflanzenfossilien kann z.B. inden jungpaläozoischen Ablagerun-gen der ZĂśbing-Formation, die ge-sichert den Zeitabschnitt vom obe-
Flachmeeres. Dieses drang im Laufe des Juras immer wei-ter vor und Ăźberflutete ab dem mittleren Jura (oberer Dog-ger), vor ca. 160 Millionen Jahren, vor allem den Nordostender BĂśhmischen Masse. Erosionsreste von fossilfĂźhrendenFlachwasserkalken mit basalen Sandsteinen und Konglo-meraten findet man im Mährischen Karst in der Umgebungvon Brno (BrĂźnn) und in NordbĂśhmen (SUK et al., 1984).Umgelagerte verkieselte Kalke und Hornsteine des Jurasin jĂźngeren Ablagerungen der Kreide und des Miozäns las-sen jedoch eine deutlich ausgedehntere Ăberflutung, vorallem im Randbereich der BĂśhmischen Masse, vermuten(STEININGER & ROETZEL, 1999a; SUK et al., 1984). Imobersten Jura (Tithon), vor ca. 145 Millionen Jahren, zogsich das Meer zurĂźck und die BĂśhmische Masse wurdewieder Festland.
Auch während der gesamten Unterkreide blieb die BĂśh-mische Masse zwischen Nordsee und der Tethys im SĂźdenweiter Festland. Erst mit dem Beginn der Oberkreide(Cenoman), vor ca. 99 Millionen Jahren, sind SĂźĂwasser-ablagerungen von Seen und FlĂźssen aus Nordost-BĂśhmenbekannt (SVOBODA, 1966). Tektonische Absenkungen fĂźhr-ten im Laufe des Cenomans dann zu einem Meeresspie-gelanstieg und zur Ăberflutung der nordĂśstlichen BĂśhmi-schen Masse, die bis zur mittleren Oberkreide (Santon),
vor ca. 83 Millionen Jahren, andauerte. Im BĂśhmischenKreidebecken blieben horizontal lagernde, z.T. fossilfĂźh-rende Mergel, Sandsteine und Kalke aus dieser Zeit erhal-ten (SUK et al., 1984).
In der oberen Oberkreide fĂźhrten dann regionale tektoni-sche Hebungen der BĂśhmischen Masse zum RĂźckzug desMeeres und einer Wiederherstellung der Festlandbedin-gungen. Im sĂźdlichen Teil der BĂśhmischen Masse wurdenin der Oberkreide die Becken von Trebon (Wittingau) undÂťeskĂŠ Budejovice (Budweis) durch tektonische Absenkun-gen innerhalb der kristallinen Gebiete gebildet. In den Zeit-abschnitten ConiacâSanton, ca. 89â 84 Millionen Jahre vorheute, gelangten in diesen SĂźdbĂśhmischen Becken inSĂźĂwasserseen mächtige Tone, Grobsande, Konglomera-te und Arkosen (feldspatreiche Sandsteine) zur Ablage-rung (HUBER, 2003; SUK et al., 1984).
Tropisches Klima und VerwitterungEs ist anzunehmen, dass bis zur Oberkreide das ehema-
lige variszische Gebirge weitgehend zu einer flachwelligenHßgellandschaft eingeebnet und bis zu seinem innerstenkristallinen Kern abgetragen war. Diese Abtragung undEinebung der BÜhmischen Masse setzte sich im älteren
23
Abb. 9.Beispiel fĂźr Wollsackverwitterung im Diorit im Steinbruch Widy â Gebharts bei Schrems.a) Verwitterungszone mit Wollsackverwitterung Ăźber unverwittertem Gestein.b) Unverwitterter Kern (Wollsack) in Gesteinsgrus.c) Schema zur Entstehung von WollsackblĂścken und Felsburgen (LINTON, 1955).
Phase 1 (oben): Granitvergrusung unter der Bodenoberfläche.Phase 2 (unten): Freigelegte, unverwitterte BlÜcke und Felsburgen in einer späteren Phase (vgl. Text).
Diese Art der Granitverwitterung findet man besonders inden heutigen Blocklandschaften des westlichen Wald- undMĂźhlviertels und im anschlieĂenden SĂźdbĂśhmen, sie tre-ten aber auch in dem Granitareal des Thaya-Batholiths imĂśstlichen Waldviertel und anschlieĂenden Weinviertel undin SĂźdmähren, zwischen Maissau, Retz und Znojmo(Znaim) auf. Auf diese Weise entstanden die zahlreichen,oft sagenumwobenen GranitblĂścke, Blockgruppen, Fels-burgen oder Wackelsteine in diesen Gebieten (vgl. HUBER,1999).
Im Thayatal sind derartige Verwitterungsbildungen eherselten, aber wahrscheinlich haben auch manche FelstĂźrmeim Bittescher Gneis nordwestlich von Hardegg, wie derSchwalbenfelsen oder die Turmfelsen, ihren Ursprung indieser Zeit.
24
Abb. 10.Eines der schĂśnsten Beispiele fĂźr Wollsackverwitterung im Thaya-Granit sinddie Kogelsteine bei Eggenburg.
Die Paratethys âEin neues Meer am Rand der BĂśhmischen Masse
Abschnitt der Erdneuzeit (Känozoikum), dem Paläogen(65â23 Millionen Jahre vor heute) weiter fort (vgl. DEMEK,2004).
Massive Hebungen fĂźhrten an der Wende von Mesozoi-kum zu Känozoikum, vor 65 Millionen Jahren, auch imRandbereich der BĂśhmischen Masse zu einem weit rei-chenden RĂźckzug des Meeres, der bis ins mittlere Paläo-gen (Eozän) andauerte. Erst im Obereozän, ca. 40â34Millionen Jahre vor heute, gelangte der sĂźdwestliche Randder BĂśhmischen Masse durch einen MeeresvorstoĂ wiederin KĂźstennähe. Durch die verstärkte Erosion kam es in die-ser Zeit auch im Bereich der BĂśhmischen Masse zu starkerAbtragung, sodass dort aus dem gesamten unteren undmittleren Paläogen (Paleozän, Eozän) keine SedimenteĂźberliefert sind (vgl. ROETZEL & STEININGER, 1999).
FĂźr die Bildung der heute noch sichtbaren Oberflächen-formen der BĂśhmischen Masse war die Klimaentwicklungim Eozän, vor ca. 56â34 Millionen Jahren von groĂer Be-deutung. In dieser Zeit herrschten in unserem Raum tropi-sche Klimabedingungen, sodass die BĂśhmische Masseeiner tief greifenden, tropischen Verwitterung ausgesetztwar (vgl. STEININGER & ROETZEL, 1994). Dabei wurdenmächtige Verwitterungsdecken gebildet, wobei Roterde(Laterit) und Porzellanerde (Kaolin) entstanden. Ein GroĂ-teil dieser Verwitterungsbildungen wurde jedoch im Laufedes Miozäns wieder abgetragen und anschlieĂend z.T. inder näheren Umgebung wieder abgelagert. Nur an weni-gen Stellen des MĂźhl- und Waldviertels und in SĂźdmährenwurde dieser Kaolin durch nachfolgende, grabenartigeAbsenkungen an tektonischen Bruchlinien vor der Abtra-gung bewahrt. In der Nähe des Thayatales blieb Kaolin imRaum Mallersbach und Niederfladnitz und bei ĂnanovnĂśrdlich von Znojmo (Znaim) erhalten. Der Kaolin von Mal-lersbach und Ănanov entstand vermutlich zur Zeit diesertropischen Klimaphase an Ort und Stelle durch Verwitte-rung des Bittescher Gneises, bzw. des Thaya-Granites.Die Kaolinlagerstätte Niederfladnitz, die zur Langau-For-mation gerechnet wird, wurde dagegen wahrscheinlich erstim Miozän (Ottnangium) durch Abtragung und Umlagerungder paläogenen, kaolinitischen Verwitterungsdecke gebil-det ( ROETZEL, 1993).
Neben der intensiven flächigen Vergrusung der kristalli-nen Gesteine fĂźhrte die tropische Verwitterung besondersbei den granitischen Gesteinen zur so genannten âWoll-sackverwitterungâ (Abb. 9, 10). Dabei wurde der Kornver-band in den Gesteinen unter der Bodenoberfläche durcheindringendes Boden- und Grundwasser zuerst entlangvon KlĂźften und Rissen aufgelĂśst. Allmählich rĂźckte dieseVergrusung von den meist an ein tektonisch bedingtesKluftnetz gebundene Trennflächen immer weiter gegendas Zentrum der KluftkĂśrper vor, bis zunächst nur noch einkugelrunder oder ellipsoidaler, fester Granitkern mitten imGrus zurĂźckblieb. Die spätere Ausräumung der gelocker-ten Gesteinsbereiche im Miozän, Pliozän und PleistozänfĂźhrte dann zur Freilegung der gerundeten BlĂścke, der sogenannten Wollsäcke (vgl. HUBER, 1999).
Bereits mit dem Beginn des Eozäns begann sich einneuer mariner Ablagerungssraum zwischen den Alpenbzw. Karpaten und der BĂśhmischen Masse zu bilden, derals Paratethys bezeichnet wird. In diese Molassezone (vonlat. âmolareâ = zermahlen) im Vorland der sich heraushe-benden Alpen und Karpaten gelangte vor allem der Abtra-gungsschutt von den alpinen Gebirgen im SĂźden und SĂźd-osten aber auch von der nĂśrdlich anschlieĂenden BĂśhmi-schen Masse.
Während ab dem Obereozän dieser MeeresvorstoĂ vorallem den westlichen Bereich der BĂśhmischen Masse inOberĂśsterreich und Bayern erreichte, gelangte im oberenPaläogen (Oligozän: ca. 34â23 Millionen Jahre vor heute)auch der sĂźdliche und sĂźdĂśstliche Randbereiche der BĂśh-mischen Masse wieder in unmittelbare KĂźstennähe.
Im Gebiet von Amstetten â Melk â Krems reichte dasMeer bis an den heutigen, obertags anstehenden Bereichder kristallinen Gesteine der BĂśhmischen Masse heran und
griff gegen Westen z.T. weit in Buchten nach Norden vor.Nach Osten konnten die Meeresablagerungen dieser Zeitdurch Tiefbohrungen nur bis etwa Hollabrunn nachgewie-sen werden, sodass angenommen werden muss, dassnicht nur ein GroĂteil der BĂśhmischen Masse des heutigenWaldviertels, sondern auch das Ăśstlich anschlieĂendeGebiet zu dieser Zeit Festland waren.
Im unteren Oligozän wurden in brackischen Bereichen inMeeresnähe dunkle Tone mit Kohleeinschaltungen abgela-gert, die als Pielacher Tegel bezeichnete werden. Im Zugedes Vordringens des Meeres im oberen Oligozän folgtenĂźber den Pielacher Tegeln die seichtmarinen Ablagerun-gen der Melker- und Linzer Sande und dann Ăźber diesen imoberen Oligozän bis untersten Miozän die bereits aus tiefe-ren Meeresbereichen stammenden Tone bis Silte des Ălte-ren Schliers (ROETZEL et al., 1983; ROETZEL & STEININGER,1999).
Die landfesten Gebiete waren zu dieser Zeit der Abtra-gung durch FlĂźsse ausgesetzt, wobei durch die intensiveZertalung das Relief stärker geprägt wurde. So floss z.B.von SĂźdbĂśhmen, wo sich bereits in der Oberkreide in denBecken von Trebon (Wittingau) und ÂťeskĂŠ Budejovice(Budweis) ein groĂer SĂźĂwassersee ausdehnte (sieheoben), ein breiter, weit verzweigter Fluss quer Ăźber dasWaldviertel in das Horner Becken und mĂźndete wahr-scheinlich im Raum von Krems in das oligozäne Meer. Die-ser so genannte Horner Fluss hinterlieĂ die groben Sandeund Kiese der St.Marein-Freischling-Formation, die auszahlreichen Erosionsresten aus dem Raum GmĂźnd, Kirch-berg am Wald, GroĂglobnitz, GroĂpoppen, NeupĂślla undaus dem gesamten Horner Becken bekannt sind (ROETZEL& STEININGER, 1999). In SĂźdbĂśhmen sind Ăquivalente derSt.Marein-Freischling-Formation vermutlich die fluviatilenund limnischen Sandsteine der Lipnice-Formation (vgl. SUKet al., 1984).
In der nordwestlichen BÜhmischen Masse begann im Oli-gozän, z.T. auch schon im oberen Eozän die Bildung vonvulkano-tektonischen Becken. In den Becken von Chebund Sokolov und in den NordbÜhmischen Becken wurdenbis ins Untermiozän limnisch-fluviatile Sedimente mitmächtigen Kohlezwischenlagen abgelagert, die mit basalti-schen und tuffitischen Ablagerungen von nahe gelegenenVulkanen wechsellagern (vgl. SUK et al., 1984).
Eggenburg â und Hardegg â am Meer
Auch im Neogen, im Untermiozän und unteren Mittelmio-zän, ca. 21â15 Millionen Jahre vor heute, war der sĂźdliche
und Ăśstliche Rand der BĂśhmischen Masse von mehrerenMeeresĂźberflutungen betroffen.
Im Untermiozän (Eggenburgium) vor ca. 21 MillionenJahren setzte ein weltweit erkennbarer Anstieg des Mee-resspiegels ein, bei dem das Meer (Abb. 11) von Ostenund Sßden auf die BÜhmische Masse und in Flusstäler vor-drang (STEININGER & ROETZEL, 1999b). Die Ablagerungendieser Transgressionsphase sind u.a. auch in den Natio-nalparks Thayatal und Podyjà und in deren Umgebung zufinden.
Durch dieses Vordringen des Meeres (Transgression) ineine Landschaft mit ausgeprägtem Relief entstanden lokalsehr unterschiedliche und rasch wechselnde Ablagerungs-bereiche. So gab es gleichzeitig eng nebeneinander Fluss-mĂźndungen mit BraunkohlesĂźmpfen und seichte, schlam-mige Meeresbereiche mit SĂźĂwasserzufluss, in denenAusternbänke wuchsen. Es bildeten sich aber auch stille,geschĂźtzte Strände, kleine Meeresbuchten und KĂźstenab-schnitte mit tosender Brandung.
So wie heute beeinflussten die verschiedenen Umwelt-bedingungen in diesen Ablagerungsräumen die darinlebende Tier- und Pflanzenwelt. Dabei wurden in diesenBereichen unterschiedliche Ablagerungsgesteine (Sedi-mentgesteine) gebildet. Diese sind heute in vielfältigerAusbildung und mit reicher Fossilfßhrung besonders imweiteren Raum von Horn und Eggenburg aufgeschlossen(ROETZEL, MANDIC & STEININGER, 1999; ROETZEL & STEI-NINGER, 1991; Abb. 12). In der internationalen Zeitgliede-rung fßr die Paratethys wird daher dieser Zeitabschnitt derErdgeschichte als Eggenburgium (STEININGER & SENES,1971) bezeichnet.
Aus der Art und Abfolge der Sedimente und den darinenthaltenen Fossilien kann die zeitliche und räumliche Ent-wicklung dieses MeeresvorstoĂes am SĂźdostrand der BĂśh-mischen Masse abgeleitet werden (MANDIC & STEININGER,2003; ROETZEL, MANDIC & STEININGER, 1999; STEININGER &ROETZEL, 1999b; vgl. Abb. 12).
Dieser begann im unteren Eggenburgium, im SĂźdosten,mit den seichtmarinen, fossilreichen Sanden der Fels-For-mation, die vor allem aus dem Raum Fels-Obernholzbekannt sind. Der Anstieg des Meeres setzte sich weiter imHorner Becken fort, wodurch der MĂźndungsbereich desHorner Flusses immer weiter nach Norden zurĂźckgedrängtwurde. Dadurch bildeten sich in einer TrichtermĂźndungĂźber den oligozänen, fluviatil-limnischen Ablagerungen derSt.Marein-Freischling-Formation (siehe oben) brackischeTone und Silte (Mold-Formation) und darĂźber gut sortierte,vollmarine Sande des seichten KĂźstenbereiches mit typi-schen, groĂwĂźchsigen Muscheln und Schnecken (Loibers-dorf-Formation).
25
Abb. 11.Die Paratethys zur Zeit des Eggenburgiums vor rund 20 Millionen Jahren.Nach F. RĂGL in HARZHAUSER et al. (2004a).
Zeitversetzt erreichte im oberenEggenburgium der MeeresvorstoĂden Ostrand der BĂśhmischen Mas-se im Gebiet von Eggenburg, Retzund Znojmo (Znaim). Ăhnlich wieim Horner Becken begann in die-sem Gebiet die Sedimentfolge mitschlecht sortierten, fossilreichenSilten, Tonen und Sanden (KĂźhn-ring-Subformation), deren Fossil-anteil die Ablagerung in einem land-nahen, sehr seichten, schlamm-reichen Bereich mit zeitweiligenSchwankungen des Salzgehalteserkennen lässt. Von der Landnähezeugen Reste von Landwirbeltie-ren, wie z.B. eines schweineartigenPaarhufers (Brachyodus onoideus) undvon LandschildkrĂśten. Aus denKĂźstensĂźmpfen und Flussästuarenist der Schädel eines Fisch fres-
26
Abb. 12.Die lithostratigraphischen Einheiten des Palä-ogens und Neogens (Miozän) am Sßdostrandder BÜhmischen Masse zwischen Retz undKrems (nach ROETZEL, MANDIC & STEININGER,1999, verändert).
Abb. 13.Der Krokodilschädel von Gavialosuchus eggenburgensis wurde von JohannKrahuletz im Schindergraben bei Eggenburg beim Bau der Franz-Josef-Bahngefunden.
oder Schädelreste von zwei Delphinarten (Acrodelphis krahu-letzi, Schizodelphis sulcatus incurvata) hervorzuheben.
In tieferen, geschßtzten und ruhigeren Bereichen derEggenburger Bucht gelangten dagegen auf sandigenSchlammbÜden Feinsande und Silte (Gauderndorf-Forma-tion) zur Ablagerung. In den schlammigen, nährstoffrei-chen BÜden wßhlten zahlreiche dßnnschalige Muscheln,deren doppelklappige Schalenreste massenhaft in denFeinsedimenten der Gauderndorf-Formation erhalten ge-blieben sind.
Ein Stein prägt die LandschaftNach einem eher langsamen Anstieg des Meeres im
unteren Eggenburgium und einem darauf folgenden kurz-zeitigen RĂźckzug des Meeres begann der Meeresspiegelvor rund 18,5 Millionen Jahren (Zeitstufe oberes Eggen-burgiumâOttnangium) wieder sehr rasch anzusteigen, wo-bei das Wasser noch weiter gegen Nordwesten und West-en auf die BĂśhmische Masse vordrang. In SĂźdmähren, imRaum von Znojmo (Znaim) erreichte die Transgressionwahrscheinlich erst zu dieser Zeit die BĂśhmische Masse(ÂťTYROKY, 1993). Reste dieser seichten Meeresablagerun-gen findet man auch auf den Hochflächen nĂśrdlich undsĂźdlich des Thayatales.
Bei diesem weiteren MeeresvorstoĂ entstanden imRaum von Eggenburg die fossilreichen Kalksandsteine undSande der Zogelsdorf-Formation. Diese sind vor allem inder Eggenburger Bucht und gegen Westen bis ans HornerBecken verbreitet, wo in dem nach Osten durch zahlreicheGranitkuppen geschĂźtzten Bereich eher ruhige Ablage-
27
Abb. 14.Freigelegtes Skelett einer Seekuh (Metaxytherium krahuletzi) in der Gemeinde-sandgrube von Kßhnring während einer Grabung im Jahr 1985.
senden Krokodils (Gavialosuchus eggenburgensis) Ăźberliefert(Abb. 13).
Im seichten, wellendominierten KĂźstenbereich wurden,abhängig von der Entfernung zu aufragenden Kristallinin-seln, Sande mit unterschiedlichen KorngrĂśĂen- und Sortie-rungsmerkmalen abgelagert. Auch in diesen Ablagerungender Burgschleinitz-Formation finden sich eine Vielzahl vonMuscheln und Schnecken, die am Meeresboden oder imSediment grabend lebten, und die gemeinsam mit anderenGruppen von Meeresorganismen, wie Korallen, Moostier-chen, ArmfĂźĂern, Seeigeln, Seesternen oder Seelilien voneinem warmen, subtropischen Klima zeugen. Neben denResten dieser wirbellosen Tieren blieben in den Sandender Burgschleinitz-Formation nicht selten Knochenresteoder Zähne von Meereswirbeltieren, z.B. von Fischen,MeeresschildkrĂśten oder Meeressäugetieren erhalten. Vonletzteren sind besonders nahezu vollständig erhalteneSkelette von SeekĂźhen (Metaxytherium krahuletzi; Abb. 14)
Abb. 15.Unterhalb der Retzer WindmĂźhle steht einer der zahlreichen Tabernakelbild-stĂścke (17. Jhdt.) aus Zogelsdorfer Kalksandstein.
rungsbedingungen herrschten. Dort bedeckten feinkĂśrnigeAblagerungen aus den zerkleinerten Resten der dortlebenden Organismen, wie einer Vielzahl verschiedenerMuscheln und Schnecken, Seeigeln, Moostierchen undKalkrotalgen den Meeresboden.
Auf der dem offenen Meer zugewandten Seite im Osten,entlang einer Inselkette zwischen Limberg und Retz undentlang des Manhartsberg-Abbruches von Limberg ĂźberMaissau bis Eggendorf am Walde waren starke StrĂśmun-gen und tosende Brandung vorherrschend, sodass dortGrobsand, Strandblockwerk und in der Brandung vollkom-men gerundete GranitgerĂślle vorkommen. An dieser Fels-kĂźste lebten Meerestiere, die diese Umweltbedingungenbevorzugten, wie z.B. dickschalige Austern, Napfschne-cken und Seepocken.
Der weiche und leicht zu bearbeitende ZogelsdorferStein war seit dem ausgehenden Mittelalter, besondersaber im 18. und 19.Jahrhundert ein begehrter Baustein(GASPAR, 1995, 2004). Daneben wurden viele Dinge destäglichen Gebrauchs, wie z.B. TĂźr- und Fenstergewändeder Häuser, Ganter und Dampfhauben der Weinkeller,TrĂśge und Schwersteine in den Presshäusern oder Prell-steine an den Toren und Zaunsteher aus dem ZogelsdorferKalksandstein erzeugt. Viele der Kleindenkmäler des17.â19. Jahrhunderts, wie BildstĂścke, Wegkreuze undGrabsteine sind ebenfalls aus dem âWeiĂen Stein vonEggenburgâ gefertigt (Abb. 15). Auch im Bereich der Natio-nalparks Thayatal und PodyjĂ findet man sowohl in Ăster-reich als auch in Tschechien diesen die Landschaft prä-genden Zogelsdorfer Stein in vielfältigen Verwendungen.
NordÜstlich von Pulkau werden die Kalksandsteine derZogelsdorf-Formation immer häufiger durch Sandzwi-schenlagen unterbrochen und gehen im Raum von Retz indie zeitgleichen Sande der Retz-Formation ßber (ROETZEL,MANDIC & STEININGER, 1999). Diese glimmerreichen Fein-bis Grobsande, in denen auch die berßhmten Weinkellerder Stadt Retz angelegt sind, fßhren nur mehr untergeord-net Einschaltungen von fossilreichen Kalksandsteinen. DieSande der Retz-Formation setzen sich in Sßdmährengegen Znojmo (Znaim) und weiter in Richtung MoravskyKrumlov (Mährisch Krumau) fort (vgl. TYROKY, 1993).
Das tiefe Meer im OstenIm Osten, im Gebiet des heutigen Weinviertels und Ăśst-
lich von Znojmo (Znaim) gegen Mikulov (Nikolsburg), lagim unteren Miozän, zur Zeit der Ablagerung der Zogels-dorf-Formation und Retz-Formation, das offene Meer. Indiesem tieferen Wasser sanken hauptsächlich feinkÜrnige
Sedimentpartikel auf den Meeresboden. Fßr diese Toneund Silte der Zellerndorf-Formation ist das Vorkommen vonFischschuppen und anderen Fischresten sowie kieseligenMikrofossilien typisch. Das Fehlen von kalkigen Fossilienist wahrscheinlich auf sauerstoffarme bis -frei Bedingun-gen in der Nähe des Meeresbodens zurßckzufßhren.
Damit in Zusammenhang steht auch das Vorkommen derKieselgur (Diatomit) der Limberg-Subformation als Ein-schaltung in die Tone der Zellerndorf-Formation. Diesesauffallend helle, leichte und papierdĂźnn geschichtete Sedi-ment im Gebiet von Limberg-Parisdorf (Abb. 16) bestehtzum GroĂteil aus den Skelettresten von Kieselalgen, denDiatomeen. Diese bauen aus der im Meereswasser gelĂśs-ten Kieselsäure ihre Kieselskelette. Derartige Massenvor-kommen von Diatomeen treten dort auf, wo kaltes, CO2- undnährstoffreiches Meereswasser aus der Tiefe aufsteigt undoptimale Lebensbedingungen fĂźr diese Kieselalgen schafft.
Die Erhaltung der Feinschichtung in den Diatomiten undz.T. auch in den Tonen der Zellerndorf-Formation lässtebenfalls annehmen, dass während der Ablagerung in derNähe des Meeresbodens zu wenig oder kein Sauerstoffvorhanden war, sodass keine im Boden wßhlenden Orga-nismen dort lebten und die Schichtung zerstÜrten.
Der HĂśchststand des Meeres war damit aber noch nichterreicht. 18â17,2 Millionen Jahre vor heute war der Mee-resspiegel so weit angestiegen und das Meer so weit nachWesten vorgedrungen, dass auch der Ăśstliche Rand derBĂśhmischen Masse von einem offenen Meer bedeckt war.Dadurch wurden auch dort, Ăźber den kĂźstennahen Ablage-rungen, die feinkĂśrnigen Sedimente der Zellerndorf-Forma-tion abgelagert.
Nach Westen wurden die vollmarinen Sedimente derZellerndorf-Formation von einer marin-brackischen FaziesabgelĂśst, wie sie im Raum von Weitersfeld in den Tonender Weitersfeld-Formation zu erkennen ist (ROETZEL,1993). Skelette von Kieselalgen (Diatomeen), die bracki-sches Milieu bevorzugen, lassen dort bereits einen vermin-derten Salzgehalt des Wassers erkennen (REHĂKOVĂ,1992; ROETZEL, 1993; ROETZEL & REHĂKOVĂ, 1991).
FlussmĂźndung und BraunkohlewaldNoch weiter westlich, zwischen HĂśtzelsdorf und Langau,
aber auch nĂśrdlich und nordwestlich, im Raum von Nieder-fladnitz und von Znojmo (Znaim), wurden in seichten, iso-lierten Senken und in Ăźberfluteten Flusstälern die seicht-marinen bis brackischen, von SĂźĂwasserzufluss beeinflus-sten Sedimente der Langau-Formation abgelagert.
Anhand der Sedimentfolge mit rasch wechselnden,schlecht sortierten, kiesig-tonigen Sanden und sandigenTonen mit zwischengelagerten Kohletonen und z.T. auchKohle und der verschiedenen Fossilreste ist das Vordringendes Meeres in dieses Gebiet sehr gut zu rekonstruieren.
So findet man an der Basis Reste von Schnecken undMuscheln, die alle noch im SĂźĂwasser lebten und darĂźbersolche, die bereits auf einen immer wieder wechselndenSalzgehalt des Wassers hinweisen (STEININGER, 1982).Lebensraum dieser Brackwasserfauna war wahrscheinlichein so genanntes Ăstuar, eine durch Gezeiten stark beein-flusste TrichtermĂźndung eines kleinen Flusses in das Meer(Abb. 17). Ăber diesen brackischen, von SĂźĂwasserzu-fluss beeinflussten bis schwach marinen Ăstuarablagerun-gen folgen vorwiegend in den Becken von Langau und Rie-gersburg Kohletone und KohleflĂśze, unterbrochen vontonigen und feinsandigen Schichten.
Bei kurzen Unterbrechungen bzw. einer Verlangsamungdes MeeresvorstoĂes bildeten sich durch den hohenGrundwasserstand in meeresnahen Senken Moore undSumpfwälder. Dies wurde wahrscheinlich durch ein langsa-mes, tektonisch bedingtes Absinken des Untergrundes und
28
Abb. 16.Im Bereich von Parisdorf wurde der untermiozäne Diatomit der Limberg-Sub-formation (Ottnangium) an einer StÜrungszone stark zerschert und verfaltet.
durch natĂźrliche Barrieren aus Kristallinkuppen begĂźnstigt.GroĂe Mengen von abgestorbenen Pflanzenteilen in die-sen Mooren und Sumpfwäldern wurden sofort von Wasserbedeckt und konnten dadurch nicht vermodern, sodass eszu Braunkohlebildung kommen konnte (ROETZEL, 1993,1994b). Von 1948 bis 1963 wurde diese Braunkohle derLangau-Formation in Tagbauen bei Langau und Riegers-burg abgebaut (ROETZEL, 1993, 1994, 2004a; ROETZEL &FUCHS, 1994; ZAPFE, 1953).
Genauer kann die Entwicklung der Sumpflandschaft unddie Entstehung der KohleflĂśze aus der Verteilung der darinerhalten gebliebenen Pollen der damals lebenden Pflanzenrekonstruiert werden. Zuerst bildeten sich Niedermoore mitoffenen, grĂśĂeren Wasserflächen, wo Pollen aus der ge-samten Umgebung eingeweht werden konnten. Die offe-nen Wasserflächen wurden sehr bald von Sumpfpflanzenverwuchert und dies fĂźhrte in der Folge zur Verlandung derMoore. DarĂźber bildeten sich Sumpfwälder und Sumpf-buschwälder, die schlieĂlich weitgehend austrockneten(OBRITZHAUSER-TOIFL, 1954). Mehrmals unterbrachen neu-erliche Ăberflutungen diese Entwicklung und fĂźhrten zurAblagerung von sandigen und tonigen Schichten. JedesMal folgte danach wieder die Bildung von Bruchwäldern inSĂźmpfen, die jedoch durch den VorstoĂ des Meeres vonSĂźden immer weiter nach Norden zurĂźckgedrängt wurden.
Vulkanischer AschenregenDer HĂśchststand des MeeresvorstoĂes wurde im Ott-
nangium mit den Sanden und Kiesen der Riegersburg-For-mation erreicht (ROETZEL, 1993). Diese hellglimmerreichen
Feinsande bis Silte, die randlich in gut gerundete KieseĂźbergehen, wurden von den stark verwitterten Glimmer-schiefern der benachbarten HĂźgel abgetragen. Sie liegenim Raum Langau-Riegersburg Ăźber der Langau-Formationund kĂśnnen als strandnahe Ablagerungen eines seichten,flachen Meeres interpretiert werden.
In den Ablagerungen aus der Zeitspanne des Ottnangi-ums sind in dieser Region mehrfach Aschenregen von star-ken Vulkanausbrßchen, die vermutlich in Nordungarn undder Westslowakei erfolgten, dokumentiert (NEHYBA & ROET-ZEL, 1999). Die Tone haben einen besonders hohen Anteildes Tonminerals Smectit, das bevorzugt bei der Verwitte-rung von vulkanischer Asche gebildet wird (Abb. 18a). Invergleichbaren feinkÜrnigen Ablagerungen im Becken vonNiederfladnitz und Langau und in der Umgebung von Znoj-mo (Znaim) wurden Reste von vulkanischem Glastuff undvulkanische Quarze (Abb. 18b) gefunden (TYROKY, 1982;ROETZEL et al., 1994). Auch in der Nähe von Straning isteine ca.1 m dicke Schichte von vulkanischer Asche (Tuffit),jedoch von einem etwas jßngeren vulkanischen Ereignisaus dem Mittelmiozän, erhalten geblieben (ROETZEL et al.,1999d).
Im oberen Ottnangium, vor rund 17,3 Millionen Jahrenvor heute, begann sich das Meer wiederum von der Ăśst-lichen BĂśhmischen Masse zurĂźckzuziehen. Zeugen desmarinen Hochstandes und der anschlieĂenden RĂźckzugs-phase (Regression) sind mĂśglicherweise die schlecht sor-tierten, tonigen Schotter und Sande der Theras-Formationim Gebiet von Niederfladnitz, Weitersfeld und Theras(ROETZEL, 1993; ROETZEL & REHĂKOVĂ, 1991), die dortĂźber den älteren Meeresablagerungen liegen. Da in diesen
29
Abb. 17.Rekonstruktion einer Flusslandschaft im Untermiozän mit Krokodil, Palmen, Farnen, Wasserpflanzen, Lorbeergewächsen und anderen Laubbäumen, vergleich-bar mit der Landschaft um Langau vor der Braunkohlebildung vor rund 18 Millionen Jahren (aus THENIUS, 1983; Zeichnung von W.KLEJCH).
Sedimenten bisher keine Fossilreste gefunden werdenkonnten, ist die Alterseinstufung jedoch nicht genau beleg-bar. Es besteht auch die MĂśglichkeit, dass diese Grobsedi-mente aus der Zeitstufe des Karpatiums oder Badeniumsstammen.
Ebenso zeitlich unklar ist die Bildung eines grobklasti-schen Quarz- und QuarzitschuttkĂśrpers mit rotbrauner, sil-tig-sandiger Matrix im Raum von PleiĂing. Dieser wurdeaufgrund seines lokalen Vorkommens in einem WaldgebietĂśstlich dieses Ortes als Brennholz-Formation bezeichnet(ROETZEL, MANDIC & STEININGER, 1999). In ihm sind bereitswieder Komponenten der Theras-Formation aufgearbeitetund resedimentiert. Sie sind daher entweder nahezu zeit-gleich mit der Theras-Formation und stehen mit der Re-gressionsphase im oberen Ottnangium in Zusammenhangoder sind sogar noch jĂźnger (siehe oben).
Das Kommen und Gehen der MeereIm folgenden untermiozänen Zeitabschnitt, dem Karpa-
tium (17,2â16 Millionen Jahre vor heute) kam es globalwieder zu einem Anstieg des Meeresspiegels. Die BĂśhmi-sche Masse blieb aber weitgehend Festland und war nunwieder der Abtragung unterworfen.
Die von diesem Meeresvorstoà stammenden Sedimenteder Laa-Formation sind vor allem im westlichen Weinviertelund in Sßdmähren an der Oberfläche besonders weit ver-breitet. Sie kommen aber nicht in den Nationalparks Tha-yatal und Podyjà vor. Es sind dies Tone, Silte und glimmer-reiche Feinsande, die besonders im hangenden Bereichmit Sanden und Kiesen wechsellagern. Die Sedimente imwestlichen Weinviertel wurden in einem seichten, gegenOsten tiefer werdenden Meer gebildet. Gleichzeitig wurdeSedimentmaterial von Osten, aus dem Bereich der sichheraushebenden Waschbergzone durch lawinenartige Trß-bestrÜme aus seichten in tiefere Meeresbereiche verfrach-tet. Im Randbereich herrschten z.T. brackische Bedingun-gen, wo Flßsse Sedimentmaterial vom Land in gezeitenbe-einflusste, seichte Meeresbereiche transportierten, wie z.B. in der fossilreichen Korneuburg-Formation im Korneu-burger Becken zu erkennen ist (vgl. HARZHAUSER et al.,2002; SOVIS & SCHMID, 1998). Das Karpatium war wiederdurch eine regressive Phase gekennzeichnet. Im WienerBecken schßtteten mächtige Delta-Komplexe, wie das
Aderklaaer Konglomerat, Sedimentmaterial von den sichheraushebenden alpinen Einheiten gegen Norden.
Der letzte, fĂźr die BĂśhmische Masse, aber auch globalbedeutende MeeresvorstoĂ erfolgte im unteren Mittelmio-zän, im Zeitabschnitt des Badeniums (16â12,6 MillionenJahre vor heute), und zwar im unteren Badenium vor ca. 15Millionen Jahren.
GroĂflächig sind die Ablagerungen der Grund-Formationund der Gaindorf-Formation aus dem unteren Badeniumnur im Bereich der Molassezone, im nordwestlichen Wein-viertel und anschlieĂenden SĂźdmähren obertags verbrei-tet. Erosionsrelikte von zeitgleichen Tiefwasserablagerun-gen auf dem Kristallin der BĂśhmischen Masse im Raumvon Brno (BrĂźnn) oder Brackwasserablagerungen in denSĂźdbĂśhmischen Becken (Mydlovary-Formation: vgl. SUK etal., 1984) lassen jedoch eine kurzzeitige, aber weitreichen-de Ăberflutung in mariner bis brackischer Fazies von wei-ten Teilen des Ostrandes der BĂśhmischen Masse im unte-ren Badenium vermuten. Im Bereich der NationalparksThayatal und PodyjĂ blieben keine Ablagerungen desBadeniums erhalten, Sedimente der Grund-Formation sindjedoch sĂźdlich von Znojmo (Znaim), im Raum Unterretz-bach â Šatov (Schattau) obertags anstehend.
Die Ablagerungen sind groĂteils ähnlich der Laa-Forma-tion als Tone und Silte mit Einschaltungen von Kiesen undSanden ausgebildet und in manchen Teilen, wie z.B. in derUmgebung von Grund (Abb. 19), sehr fossilreich (ROETZEL& PERVESLER, 2004). Die Fossilien sind jedoch zum GroĂ-teil umgelagert und stammen von verschiedensten Le-bensräumen im Meer und sogar von Landbereichen. Ver-einzelt, wie z.B. am Buchberg bei Mailberg, kommen Ein-schaltungen von fossilreichen Kalksandsteinen vom Typdes Leithakalkes (Mailberg-Formation) vor.
Die Sedimente wurden vermutlich in einem flachen Mee-resbereich bei tropischen bis subtropischen Bedingungenabgelagert, wobei bei StĂźrmen massive Sedimentumlage-rungen erfolgten. Ebenso wie in der Laa-Formation wurdedurch FlĂźsse herantransportiertes Sedimentmaterial vonden alpinen Einheiten im SĂźden, von der BĂśhmischenMasse und der Waschbergzone in groĂen Delta-Komple-xen in das Sedimentbecken eingebracht.
Nach einer RĂźckzugsphase des Meeres im mittlerenBadenium ist im oberen Badenium wiederum ein VorstoĂdes Meeres feststellbar. Dieser erreichte jedoch nicht mehr
30
Abb. 18.Rasterelektronikmikroskop-Aufnahmen von Smektit (a) und einem hexagonalen, bipyramedalen, vulkanischen Quarz (b) aus tuffitischen Lagen der BohrungNiederfladnitz 8/80 (Bohrung 30).Bildbreite Smektit ca.25 Âľm, Durchmesser Quarz ca.110 Âľm.
die Molassezone in NiederÜsterreich und die sßdliche undzentrale Karpatische Vortiefe in Mähren.
Im darauf folgenden hĂśheren Mittelmiozän, dem Sarma-tium (12,6â11,4 Millionen Jahre vor heute) wurde die Para-tethys fast vĂśllig von den Weltmeeren abgetrennt. DiesfĂźhrte zur Bildung eines Binnenmeeres, das vom WienerBecken bis an den Aralsee reichte (RĂGL, 1998; RĂGL &STEININGER, 1983).
Im unteren Sarmatium erfolgte mit den Sedimenten derZiersdorf-Formation ein letztes Mal ein VorstoĂ von Osten,aus dem Wiener Becken in die Molassezone, in mariner bisbrackischer Fazies. Dieser erfolgte durch einen schmalen
Korridor Ăźber Hollabrunn und Ziersdorf bis in den Raumvon Krems, vermutlich in einer im mittleren bis oberenBadenium angelegten fluviatilen Rinne (MILLES & PAPP,1957; PAPP, 1950; ROETZEL, MANDIC & STEININGER, 1999;STEININGER & ROETZEL, 1999b).
Eine Flusslandschaft entstehtMit dem Beginn des Obermiozäns (Pannonium, 11,4â6,2
Millionen Jahre vor heute) und dem weiteren ZurĂźckwei-chen des Meeres in der Paratethys dominierte in unseremRaum wieder die Abtragung der älteren Meeresablagerun-gen durch FlĂźsse. Im Weinviertel hinterlieĂ ein als âUr-
31
Abb. 19. Die in rinnenfÜrmigen Vertiefungen abgelagerten Muscheln und Schnecken in den mittelmiozänen Sanden der Grund-Formation (unteres Badenium) in der Kel-lergasse von Grund stammen von verschiedenen Lebensbereichen im Meer und auch vom Land. Sie wurden gemeinsam bei starken Stßrmen vom seichtenKßstenbereich ins offene Meer transportiert.
Abb. 20.Rekonstruktion des Flusssystems der âUrdonauâ im westlichen Weinviertel während des Obermiozäns (Pan-nonium) vor rund 11 Millionen Jahren (aus NEHYBA & ROETZEL, 2004; Graphik von M. BRĂGGEMANN-LEDOLTER).
donauâ bezeichnetes Flusssystem(Abb. 20), das aus dem Westenkommend in dieser Zeit das Gebietdurchquerte, Kiese und Sandeder Hollabrunn-Mistelbach-Forma-tion (NEHYBA & ROETZEL, 2004).
Diese findet man auf dem HÜ-henzug, der von Krems ßber Ho-henwarth, Ziersdorf, Hollabrunnund den Ernstbrunner Wald in denRaum von Mistelbach zieht. DieserHÜhenrßcken entstand durch sogenannte Reliefumkehr. Dabei wi-derstanden die groben Sedimentein den Flussrinnen, den ehemalstiefsten Bereichen des Flusssys-tems, weit mehr der späteren Ab-tragung, als die feineren und älte-ren Meeresablagerungen abseitsder Rinnen.
Im Raum von Mistelbach mĂźnde-te diese âUrdonauâ mit einem gro-Ăen Delta in den im Wiener Beckenbestehenden Pannonen See, derbereits einen reduzierten Salzge-halt aufwies und im Laufe des Pan-
noniums aussĂźĂte (HARZHAUSER et al., 2004b). Aus denfossilen Resten der Tiere und Pflanzen in den Ablagerun-gen aus dieser Zeit ist beiderseits des Flusses eine Land-
32
Abb. 21.Phasen der Eintiefung der Thaya im Bereich des Umlaufberges in den Nationalparks Thayatal und PodyjĂ (Graphik von Gertraud ĂMER).Vor rund 5 Millionen Jahren, am Ende des Miozäns, mäandrierte der Vorläufer der Thaya in einer weiten Ebene (a) auf den miozänen Meeresablagerungen. ImLaufe des Pliozäns, vor rund 3 Millionen Jahren begann sich die BĂśhmische Masse zu heben (b). Der Fluss war daher gezwungen, sich in die weichen Meeres-sedimente und später auch in die darunter liegenden festeren Gesteine der BĂśhmischen Masse einzuschneiden. Da die Hebung der BĂśhmischen Masse weiteranhielt, hatte sich die Thaya am Beginn des Pleistozäns, vor ca. 1,5 Millionen Jahren, bereits tief (c) in die harten Gesteine eingeschnitten. Der Lauf der Thayaänderte sich nur mehr geringfĂźgig. Am Ende der letzten Kaltzeit, vor ca. 10.000 Jahren, war das Thayatal bereits annähernd so tief wie heute. (d) Die Wasser-massen transportierten den angehäuften Gesteinsschutt der vorangegangenen Kaltzeiten nahezu vollständig aus dem Tal. Durch Gesteinsentlastung und Frost-sprengung bildeten sich an den Hängen FelstĂźrme und Blockfelder.
schaft ähnlich der heutigen Savannenlandschaft Afrikasrekonstruierbar (RĂGL et al., 1986).
Die Geburt der ThayaNach dem RĂźckzug des Meeres gegen Osten entstan-
den im oberen Miozän, vor rund 11â5 Millionen Jahren,neben der âUrdonauâ auch andere, kleinere, fluviatile Ent-wässerungssysteme im Grenzbereich von BĂśhmischerMasse und Alpin-Karpatischer Vortiefe. In dieser Zeit flos-sen die FlĂźsse in weiten Mäandern auf den, im Laufe desErdmittelalters und der Erdneuzeit geschaffenen Vereb-nungsflächen. Die FlĂźsse waren wahrscheinlich nur gering-fĂźgig in die älteren Meeresablagerungen des Miozäns ein-getieft (vgl. BRZĂK, 1997).
Die Bildung mancher der heutigen, engen, tief einge-schnittenen und stark mäandrierenden Täler am Rand derBÜhmischen Masse, wie z.B. des Kamptales, Kremstalesoder Thayatales, aber auch des Donautales in manchenAbschnitten (z.B. Wachau, Nibelungengau, etc.) stehtwahrscheinlich in Zusammenhang mit späteren, tektoni-schen Bewegungen. Aufgrund geologischer und geomor-phologischer Hinweise kann eine sehr junge und bedeu-tende Heraushebung von Teilen der BÜhmischen Masse,
bei gleichzeitiger Absenkung des Vorlandes, angenommenwerden. Diese vertikalen Bewegungen erfolgten vermutlichim Pliozän und zu Beginn des Pleistozäns, vor ca. 5â 1,5Millionen Jahren (vgl. ROSTĂNSKY & ROETZEL, 2005). Siehaben ihre Ursache hauptsächlich in Krustenbewegungenin Zusammenhang mit den weiterhin nordwärts vordringen-den alpinen Einheiten.
Gleichzeitig muss aber betont werden, dass es am Randder BĂśhmischen Masse auch viele Hinweise auf alte, mitneogenen Sedimenten gefĂźllte Täler gibt, die in spätererZeit wieder exhumiert wurden (vgl. ROSTĂNSKY & ROETZEL,2005).
Die eindrucksvollen, 120â230 m tiefen Talmäander undBiegungen der Thaya entstanden gleichzeitig mit dem Ein-tiefen des Flusses (Abb. 21). Diese Mäander bildeten sichursprĂźnglich auf der verebneten Hochfläche als sogenannte freie Flussmäander in den miozänen, weichenMeeresablagerungen (vgl. IVAN & KIRCHNER, 1994). Durchdie rasche Heraushebung des kristallinen Untergrundes
schnitten sich diese zuerst weiter in die Sedimentdecke,später allmählich in die kristalline Basis ein, wobei derGrundriss des Wasserlaufes erhalten blieb. Diese anteze-dente Talvertiefung fĂźhrte besonders in den Warmzeitendes Pleistozäns zu einer intensiven Tiefenerosion. In die-sen wurden die in den pleistozänen Kaltzeiten davor abge-lagerten Schotter und der Gesteinsschutt wieder fast voll-ständig erodiert (vgl. BRZĂK, 1997).
Ein Beispiel fĂźr deutliche antezedente Talvertiefung,zurĂźckzufĂźhren auf eine lokale tektonische AufwĂślbung, istder RĂźcken des HĂźgels Byci hora (Stierberg oder Stier-wiesberg) sĂźdĂśstlich von Vranov nad DyjĂ (Frain), wo dieThaya den Berg zwischen seinen hĂśchsten Punkten ineinem ca. 230 m tiefen Tal durchschneidet (BRZĂK, 1997;IVAN & KIRCHNER, 1994)
Im Bereich der Nationalparks Thayatal und Podyjà findetman nur wenige Reste älterer Schotterakkumulationen. Die
(z.B. Einsiedler, Umlauf, Ostroh). Im Bittescher Gneis oderThaya-Granit sind dagegen die Mäander oft deformiert(z.B. Kirchenwald, Šobes) (vgl. BRZĂK, 1997; IVAN & KIRCH-NER, 1994).
Das wohl schĂśnste Beispiel (Abb. 22) vollkommenerMäander findet man nĂśrdlich von Merkersdorf um denUmlauf und den Ostroh (Stallfirst). Durch die verwitte-rungsresistenten Gesteine des Weitersfelder Stängelgnei-ses und den intermediären Orthogneis am Hals desUmlaufberges beim Ăberstieg konnte dort der Fluss nichtdurchbrechen, wodurch diese einmalige Doppelschlingeerhalten blieb (vgl. Exkursionspunkt ďż˝).
An anderen Stellen an der Thaya und der Fugnitz erfolg-te jedoch durch leichter erodierbare Gesteine der Durch-bruch der MäanderbĂśgen mit der anschlieĂenden BildungabgeschnĂźrter Talmäander und isolierter Umlaufberge. Einbesonders schĂśnes Beispiel fĂźr einen solchen verlassenen
33
Abb. 22.Luftbild des Doppelmäanders der Thaya um Umlaufberg (unten) und Ostroh (Stallfirst, oben) in den Natio-nalparks Thayatal und PodyjĂ.
Abb. 23.In der Flur Lipina bei Devet mlyn °u (Neun Mßhlen) floss frßher die Thaya in einer weit ausholenden Fluss-schlinge, die später durchbrochen wurde und jetzt einen verlassenen Mäander (rechts oben) bildet.
ältesten und damit hĂśchsten Vor-kommen von fluviatilen Kiesen undSanden liegen in rund 110â135 mĂźber der heutigen Thaya in unge-fähr 360â400 m SeehĂśhe. Siebelegen einen alten Flusslauf aufder Hochfläche, im Nahbereich desheutigen Thayatales, und sind auf-grund der HĂśhe sicher ins Pliozänzu stellen.
Aus dem Unterpleistozän blie-ben nur Schotter in ca. 320 m See-hĂśhe, ungefähr 75â80 m Ăźber demFluss erhalten. Die meisten Restefluviatiler Schotter in den National-parks liegen in HĂśhen, die demMittelpleistozän zuzuordnen sind.Sie befinden sich in HĂśhen von12â50 m Ăźber dem Fluss. Im Fug-nitztal, in der Flur âSeeâ, liegen in8â10 m Ăźber dem Fluss Schotter,die in das Oberpleistozän einzustu-fen sind (vgl. auch HAVLĂÂťEK, 2002,2003).
VollkommeneMäander
Der Verlauf des Flusses in denNationalparks scheint oftmals denRichtungen der HauptstĂśrungen zufolgen, die ungefähr in RichtungWestnordwestâNordwest, Nordund Nordost verlaufen. Die Talmor-phologie ist dagegen stark von derunterschiedlichen Gesteinsbe-schaffenheit (Härte, Streichrich-tung) abhängig. Während in denFlussabschnitten der Pernegg-Gruppe und Therasburg-Gruppe(oberer und unterer Teil der Lukov-Gruppe), wo Glimmerschiefer vor-herrschen, eher sanfte und weiteTalformen Ăźberwiegen, sind in denAbschnitten, in denen der Fluss dieBittesch-Einheit und den Thaya-Granit durchquert deutlich schrof-fere Formen anzutreffen.
Die Form der Mäander ist in denZonen mit Glimmerschiefer voll-kommen, z.T. aber auch untypischmit sehr langen und engen Hälsen
Mäander (Abb. 23) findet sich in der Flur Lipina bei Devetmlyn °u (Neun MĂźhlen) im Bereich des Thaya-Granites(BRZĂK, 1997; IVAN & KIRCHNER, 1994) (vgl. Exkursions-punkt ďż˝). Ein weiterer, weit kleinerer Umlaufberg miteinem durchbrochenen Mäander entstand wahrscheinlichdurch seitliche Erosion im Bittescher Gneis, am Talbodenunterhalb von LedovĂŠ sluje (Eisleiten; BRZĂK, 1997; vgl.Exkursionspunkt ďż˝). Nach IVAN & KIRCHNER (1994) kĂśnntediese isolierte Felsaufragung aber auch beim Durchbruchder Thaya nach einem groĂen, die Thaya abdämmendenFelssturz gebildet worden sein. UnterstĂźtzt wird diese The-orie durch die massive Auflockerung des Hanges oberhalbder Stelle, wodurch sich auch die KlufthĂśhlen von LedovĂŠsluje (Eisleiten; Exkursionspunkt ďż˝) bildeten (sieheunten).
Der schĂśnste abgeschnittene Mäander im Ăśsterreichi-schen Teil des Nationalparks ist an der Fugnitz, in der FlurâSeeâ zu finden. Dort durchschnitt dieser rechte Neben-fluss der Thaya den Hals eines Mäanders im Streicheneines leichter erodierbaren Marmor- und Kalksilikatzuges.Der Umlaufberg selbst wird aus Bittescher Gneis gebildet.Der nun verlassene, jedoch z.T. noch immer vernässte, ineinem Bereich sogar mit einer offenen Wasserfläche(âSeeâ) bedeckte Mäanderboden liegt nun ca. 8 â10 mhĂśher als der heutige Fluss. Im Gegensatz zum verlasse-nen Mäander der Lipina blieb hier nahe dem Mäanderhalssogar ein Rest einer oberpleistozänen, fluviatilen Terrasseerhalten (siehe oben).
Blockfelder, FelstĂźrme und EishĂśhlenVor allem in dem Talabschnitt zwischen Vranov nad DyjĂ
(Frain) und Hardegg, wo die Thaya den Bittescher GneisdurchflieĂt, aber auch flussabwärts im intermediärenOrthogneis und im Thaya-Granit, ragen an den Hängenmanchmal bis zu 20â30 m hohe Felsen turmartige auf (vgl.IVAN & KIRCHNER, 1995, 1998). Besonders hervorzuhebensind hierbei der Schwalbenfelsen und die Turmfelsen imBittescher Gneis nordwestlich von Hardegg (Abb. 24) mitnahezu senkrechten Wänden, aber auch zahlreichen Fels-vorsprĂźngen und Felsstufen. Am FuĂ dieser FelstĂźrme bil-deten sich z.T. bemerkenswerte Schutthalden und Block-felder, die vor allem im Bereich des Thaya-Granites auĂer-gewĂśhnliche Ausdehnungen haben. Besonders zu erwäh-nen sind die beiden groĂen, teilweise unbewachsenenBlockfelder unterhalb des Kirchenwaldes und auf tschechi-scher Seite die Blockfelder VyrĂ skĂĄly und Nad papĂrnou,Ăśstlich des Šobes (Schobes; BRZĂK, 2000).
Die Bildung der Felstßrme (Abb. 24) in ihrer heutigenForm ist nicht nur auf die selektive Verwitterung im Pleisto-zän zurßckzufßhren. Einfluss auf deren Entstehung hattedurch die Tiefenerosion des Flusses auch die Entlastungder Gesteine an steilen Hängen und damit verbunden de-ren gravitative Zerlegung. Vorher spielte aber sicher be-reits die tief greifende, tropische Verwitterung im Paläogen(siehe oben) eine wichtige Rolle, bei der durch chemischeVerwitterung in den Gesteinen unter der Bodenoberfläche,entlang von Schwächezonen der Kornverband aufgelÜstwurde. Durch die nachfolgende Erosion wurde der Verwit-terungsgrus entfernt und die weniger verwitterten BlÜckeund Felstßrme freigelegt. In den Kaltzeiten des Pleistozänserfolgte dann durch die physikalische Verwitterung, vorwie-gend durch Frostsprengung, die weitere Zerlegung der auf-getßrmten BlÜcke und die Bildung von Blockfeldern.
Ebenso wie die Bildung der Felstßrme ist auch die derBlockfelder (Abb. 25) gesteinsabhängig und weitgehendauf primär schon stark geklßftete und blockig zerfallendeGesteine, wie den Thaya-Granit und den Bittescher Gneis,beschränkt. In den ßberwiegend feinkÜrnig zerfallendenGlimmerschiefern der Pernegg-Gruppe und Therasburg-
Gruppe (oberer und unterer Teil der Lukov-Gruppe) kom-men Hangakkumulationen dieser Art meist nur untergeord-net vor. Lediglich im Bereich des Weitersfelder Stängel-gneises und des intermediären Orthogneises am Umlauf-berg sind sie ebenfalls zu beobachten.
Die Bildung der Blockfelder erfolgte, wie bereits obenbeschrieben, hauptsächlich in den Kaltzeiten des Pleisto-zäns durch die physikalische Verwitterung, vorwiegenddurch Frostsprengung und Felsentlastung. In weitererFolge wurden sie dann bis ins Holozän durch gravitativeProzesse weiter gestaltet.
34
Abb. 24.FelstĂźrme wie die Turmfelsen nordwestlich von Hardegg im Bittescher Gneisentstanden durch selektive Verwitterung, Gesteinsentlastung und Frostspren-gung.
Abb. 25.Beim Kirchenwald bildete sich unterhalb einer Felswand aus Thaya-Granit eingroĂes, weitgehend unbewachsenes Blockfeld.
Viel häufiger treten sogenannte BlockstrĂśme auf, diemeistens einen deutlich hĂśheren Anteil an feinkĂśrnigererMatrix haben. Sie entstanden durch langsame, hangab-wärts gerichtete Massenbewegungen von wassergesättig-tem Lockermaterial (Solifluktion), in kälteren Phasen auchdurch das Gleiten groĂer BlĂścke auf der gefrorenen Ober-fläche (Gelifluktion). Meist ist aber ein flieĂender Ăbergangvon Blockfeldern zu BlockstrĂśmen zu beobachten. Solifluk-tion und Gelifluktion sind typische und häufige periglaziale(peri = in der Nähe, glacis = Eis) Erscheinungen in denobersten Schichten des auftauenden Bodens, die im Pleis-tozän, in den nicht vereisten Gebieten in unserer Regionaufgrund des raschen Wechsels von Gefrieren und Auftau-en auftraten. In späterer Zeit wurden die Blockfelder und
BlockstrĂśme in ihren unteren Bereichen von der Thaya z.T.wieder erodiert, was sehr deutlich im Kirchenwald durcheinen Gefälleknick im Bereich des HangfuĂes und dieAnhäufung groĂer GesteinsblĂścke in der Thaya flussab-wärts zu erkennen ist.
Daneben gibt es im Thayatal oft an den Gleithängen, anEinmĂźndungen von Bächen und Gräben oder am FuĂ vonBlockfeldern und BlockstrĂśmen häufig solifluidale (deluvia-le) Ablagerungen aus lehmigen Sanden und Silten mitBruchstĂźcken kristalliner Gesteine, die sich vorwiegenddurch HangflieĂen am Ende der letzten Kaltzeit bildeten.
Ein auĂergewĂśhnliches Naturphänomen sind die Kluft-hĂśhlen im Bereich von LedovĂŠ sluje (Eisleiten; Abb. 26, 27)sĂźdĂśstlich von Vranov nad DyjĂ (Frain) (vgl. DEMEK & KO-PECKY, 1996; IVAN & KIRCHNER, 1994; KOPECKY, 1996) (vgl.Exkursionspunkt ďż˝). Dort entstanden vermutlich im Spät-glazial (Oberpleistozän), im stark geklĂźfteten BittescherGneis, an einem gegen Nordwest gerichteten Hang Kluft-hĂśhlen, die entlang von vorgegebenen StĂśrungszonen an-geordnet sind. Durch die Zerlegung der Gesteine entlangdieser StĂśrungszonen durch Felsentlastung, aber auchBlockgleitungen und andere Massenbewegungs-Mecha-nismen bildeten sich an diesem Hang mehrere hundertMeter lange und bis zu einige Zehnermeter in die Tiefe rei-chende HĂśhlensysteme (vgl. auch ZVELEBIL et al., 1996).Diese KlĂźfte wurden zum Teil mit dem groben, von obenverstĂźrzten Blockwerk verfĂźllt, wobei sich in der Tiefe kom-plizierte und weit reichende HĂśhlensysteme bildeten. Bisheute sind die besondere geomorphologische Situationund ein geeignetes Mikroklima die Voraussetzungen fĂźrdie Bildung von Grundeis in den HĂśhlen und umgebendenBlockfeldern, das manchmal bis in den Sommer hineinnicht abschmilzt.
Eisige StaubstĂźrme Ăźber der TundraEine im Weinviertel und Ăśstlichen Waldviertel weit ver-
breitete Ablagerung ist der LĂśss. Er entstand in den Kalt-zeiten des Pleistozäns und ist ein durch den Wind ver-frachtetes und abgelagertes Sediment. Das Pleistozän, derZeitabschnitt von 1,81 Millionenâ10.000 Jahren vor heute,war durch mehrmalige Wechsel von Kalt- und Warmzeitengeprägt. In dieser so genannten âEiszeitâ wechselten tro-ckene, kalte Perioden und feuchtere, wärmere Perioden.
Während der Kaltzeiten, als groĂe Teile der Alpen voneinem mächtigen Eisschild bedeckt waren, wurden groĂeMengen von Gesteinsmaterial von den Eismassen derGletscher abgetragen und an den Gletscherfronten alsMoränen angehäuft. FlĂźsse im Vorland der Gletschertransportierten diesen Gesteinsschutt weiter, wo er haupt-sächlich als Kies und Sand in den Tälern zurĂźckblieb. DiefeinkĂśrnigen, meist im Wasser schwebend transportiertenSedimentanteile lagerten sich nach Hochwässern alsSchlamm in ruhigen, hĂśher gelegenen Bereichen desFlusssystems ab. Fielen diese Bereiche nach dem Hoch-wasser trocken, so konnten diese feinkĂśrnigen, siltigen Ab-lagerungen vom Wind ausgeblasen werden. Da, so wieheute, West- und Nordwestwinde vorherrschend waren,wurde dieser feine Staub in den angrenzenden Gebieten,vor allem im Windschatten der HĂźgel, und dort meist anden nach Osten und SĂźdosten gerichteten Hängen als LĂśĂabgelagert (Abb. 28).
Im nordwestlichen Weinviertel, angrenzenden Waldvier-tel und in SĂźdmähren erfolgte durch die grĂśĂere Entfer-nung zur Donau jedoch hauptsächlich lokale Abtragungund Anwehung von Material aus den miozänen Ablagerun-gen oder von periglazialem Verwitterungsmaterial der kris-tallinen Gesteine der BĂśhmischen Masse. Die Ausblasungvon lokalem Material und das deutlich feuchtere KlimafĂźhrte im Bereich der BĂśhmischen Masse auch zur Bildung
35
Abb. 26.SĂźdĂśstlich von Vranov nad DyjĂ (Frain) bildeten sich zwischen abgeglittenenund verstĂźrzten BlĂścken von Bittescher Gneis die KlufthĂśhlen von LedovĂŠsluje (Eisleiten).
Abb. 27.Schematischer Schnitt durch die KlufthĂśhlen von LedovĂŠ sluje (Eisleiten).
von Staublehmen, die heute die Senken und oft auch dienach Osten schauenden Hänge bedecken und gemeinsammit dem LÜss und den Verwitterungslehmen die fruchtbar-sten BÜden bilden.
Während man LĂśss in dem tief eingeschnittenen Tal derThaya relativ selten findet ist er auf den Hochflächen ober-halb des Tales und an den Abhängen gegen das Weinvier-tel weit verbreitet. Im Thayatal wurde LĂśss vorwiegend annach Osten und SĂźdosten gerichteten Hängen abgelagertund blieb in etwas grĂśĂeren Flächen in Vranov nad DyjĂ(Frain), Ăśstlich des Schwalbenfelsens, an den ĂśstlichenAbhängen von Galis und BarĂĄk und im Trauznitzky potok(Trausnitztal) nordwestlich von Konice (Deutsch-Konitz)erhalten.
Die Hauptverbreitung von LĂśss auf den Hochflächenoberhalb der Thaya sind die weiten, flachen Senken zwi-schen Merkersdorf und Weitersfeld, um Niederfladnitz undOberfladnitz, auf tschechischer Seite nĂśrdlich von HornĂBreckov (OberfrĂśschau), PodmolĂ (BaumĂśhl) und Masovi-ce (GroĂmaispitz). In diesen Gebieten treten im Unter-grund die leichter erodierbaren Gesteine der Pernegg-Gruppe und Therasburg-Gruppe (oberer und unterer Teilder Lukov-Gruppe) auf.
Die konzentrierte Akkumulation pleistozäner Ablagerun-gen im Bereich der Pernegg- und Therasburg-Gruppe hatvermutlich mehrere, einander ergänzende Ursachen. Sokommen in diesen Zonen rasch wechselnde und unter-schiedlich verwitternde Gesteine, wie z. B. Glimmerschie-fer, Quarzit, Marmor oder Kalksilikatgneise vor, wodurchdurch die Verwitterung eine ausgeprägtere Morphologieals in den monotonen Bereichen mit Bittescher Gneis oderden Graniten geschaffen wurde. Weiters sind vor allem dieGlimmerschiefer in diesen Zonen leichter erodierbar. Diesewurden sicher schon während der Meeresßberflutung imMiozän stärker abgetragen, worauf auch die dort weit ver-breiteten, untermiozänen Meeresablagerungen hinweisen.Zusätzlich wurde die LÜssablagerung noch durch die langgestreckten, Nordost bis Nordnordost verlaufendenRßcken in Streichrichtung der kristallinen Gesteine beein-flusst. Dadurch wurde die Bildung asymmetrischer Tälermit steileren Nordwesthängen und flach gegen Sßdostgerichteten Hänge gefÜrdert. Durch die oben erklärtenMechanismen sind auch hier meist die flachen, gegen Sßd-
Rekonstruktion der Talentwicklung sind vor allem dieBĂśden in den alten Ziegelgruben in Vranov nad DyjĂ (Frain)und bei Onsov, aber auch bei Masovice, im Trauznitzkypotok (Trausnitztal) und in einem Wegeinschnitt Ăśstlich desGalis von Bedeutung. Die Bodenbildungen in den LĂśssenentlang des Manhartsberg-Abbruches und im Thayatalhaben oft beträchtliche Alter. Manche stammen aus derZeit des Unter- bis Mittelpleistozäns, z.T. aber auch ausdem Oberpliozän (vgl. auch HAVLĂÂťEK, 2002, 2003;HAVLĂÂťEK et al., 1998)
Eine neue WarmzeitMit dem Beginn des Holozäns vor ca. 10.000 Jahren
begann es wieder deutlich wärmer und feuchter zu werden.Dadurch wich der Dauerfrostboden allmählich nach NordenzurĂźck und die Vegetation erlebte einen enormen Auf-schwung. Die Durchflussmenge der Thaya wurde grĂśĂer,sodass die aufgrund der geringeren WasserfĂźhrung derThaya im Pleistozän angehäuften Ablagerungen nun wiederabgetragen wurden.
Diese Dynamik und die etappenweise Eintiefung desFlusses spiegeln mehrere Erosionsstufen (Abb. 29) in derTalaue der Thaya und des Fugnitzbaches wider (vgl. auchBRZĂK, 1997; HAVLĂÂťEK, 2003).
Die hĂśheren Fluren der fluviatilen Ablagerungen sindmeist als 2â3 Stufen entwickelt. Sie bestehen aus fluviati-len, sandigen, z.T. lehmigen Schottern und Sanden. Seltenist eine 4. Stufe ausgebildet, deren Oberfläche ca. 5â7 mĂźber dem Normalniveau des Flusses liegt (vgl. auchHAVLĂÂťEK, 2002, 2003).
Im 3. Niveau mit der Oberfläche 3â4 m Ăźber dem Flussliegen z.T. noch heute genutzte Wiesen und auf der tsche-chischen Seite stehen auf diesem Niveau die in derZwischenkriegszeit gebauten Bunkeranlagen. Dies zeigt,dass auch bereits vor dem Bau der Staumauer von Vranovnad DyjĂ (Frain) nur selten Hochwässer dieses Niveauerreichten. Akkumulation und Resedimentation der fluviati-len, sandigen Schotter und Sande begannen hier vermut-lich im Spätglazial (SpätwĂźrm) und setzten sich bis insHolozän fort. FĂźr dieses Niveau sind in groĂen Mäandern(z.B. Kirchenwald, Gebhardwiese), an der hangwärtigen
36
Abb. 28.Der Gollitsch bei Retz. Auf der westlichen (rechten), mit Buschwerk bewachsenen Seite des Hßgels tritt derThaya-Granit zu Tage. Auf der Üstlichen (linken) Seite mit Weingärten ist LÜss angeweht. In der Senke imVordergrund liegen untermiozäne Meeresablagerungen.
osten und Osten gerichtetenHänge dieser Rßcken mit LÜssßberweht.
Ein weiteres, groĂes Verbrei-tungsgebiet von pleistozänen Sedi-menten, vor allem von LĂśss, ist derRaum sĂźdĂśstlich der WaitzendorferStĂśrungszone zwischen Retz undZnojmo (Znaim). In diesem Gebietwar sicher der durch die StĂśrungs-zone bedingte abrupte Geländeab-fall ein wesentlicher Grund fĂźr diesĂźdĂśstlich anschlieĂende LĂśssaku-mulation.
In den wärmeren und feuchterenPerioden des Pleistozäns konntensich durch das gemäĂigte Klimaund die Vegetation BĂśden bilden,die heute in den LĂśssen als rot-braune, dunkelbraune bis schwar-ze Lagen zu erkennen sind. In denNationalparks und deren nähererUmgebung blieben jedoch fossileBĂśden und Bodensedimente inner-halb der LĂśsse nur an wenigenStellen erhalten. FĂźr die pleistozä-ne Stratigraphie und die zeitliche
Seite der Gleithänge flache, ungefähr 1 m tiefe Tälchen(Dellen) charakteristisch, die wahrscheinlich als Abflussrin-nen bei periodischen Hochwässern dienten.
Die 2. Stufe liegt ca. 1â1,5 m tiefer als das 3. Niveau, mitder Oberfläche ungefähr 2â3 m Ăźber dem normalen Fluss-niveau. Dieses Niveau ist relativ häufig an den Gleithängender Mäander entwickelt, bildet aber manchmal nur einenschmalen Saum entlang der Thaya. Die Oberfläche der tief-
sten, rezenten Stufe liegt nur ca. 0,5 bis maximal 1 m Ăźberdem Niveau des heutigen Normalwasserspiegels und bildetmeist nur einen ganz schmalen Saum entlang des Flusses.
Die im Flussbett der Thaya und Fugnitz liegendenGesteinsblĂścke gelangten nicht nur durch die Aufarbeitungder groĂen Blockfelder und BlockstrĂśme in die Thaya(siehe oben), sondern stammen auch von unterspĂźltenUfern und Hängen.
37
Abb. 29.Blick von VranĂ skĂĄla (Rabenfelsen) gegen SĂźden auf den Umlauf und Ăberstieg. Auf der Wiese rechts sind deutlich die Erosionsstufen in den fluviatilen Abla-gerungen zu erkennen.
Abb. 30.Nach einem Unwetter am 10. Mai 2002 bildete sich in der Thaya, an der MĂźndung des Kajabaches, ein gro-Ăer Schwemmfächer, der nach wenigen Monaten wieder abgetragen war.
Besonders grĂśĂere Nebenbächeund Gräben, die bis auf die Hoch-fläche hinauf reichen, haben ihrenAusgang in flachen, manchmalnoch nicht drainagierten und damitvernässten Dellen. In diesen Berei-chen findet man deluvio-fluviatilesandige Lehme bis lehmige Sande,die einerseits durch AbspĂźlung,andererseits durch fluviatile Pro-zesse hierher gelangten.
Die Seitenbäche und GräbenmĂźnden in das Thayatal oft mitSchwemmfächern, die jedochdurch die Enge des Tales meistklein sind. Die Schwemmfächerstehen groĂteils in Zusammenhangmit der verstärkten Erosion seitBeginn der Rodung und der land-wirtschaftlichen Bewirtschaftungauf den Hochflächen oberhalb derThaya. Vor allem bei Starkregen-ereignissen werden dabei in kurzerZeit groĂe Sedimentmengen abge-spĂźlt und verlagert, wie z.B. ein
Kristalline GesteineMoravikum
Die Nationalparks Thayatal und PodyjĂ liegen in der BĂśh-mischen Masse fast ausschlieĂlich im Bereich des Moravi-kums und in dem tief eingeschnittenen Thayatal ist inbeeindruckender Weise ein Querschnitt durch die Gesteinedieser tektonischen Einheit zu sehen. Im Unterschied zumMoldanubikum streichen die Gesteinseinheiten des Mora-vikums in diesem Bereich streng parallel zur Grenze derMoldanubischen Ăberschiebung. Im Westen tauchen dieseregional gegen Nordwest unter das Moldanubikum ab,sodass man im Thayatal von Nordwesten gegen SĂźdostendie gesamte Abfolge der moravischen Einheiten vom Han-genden gegen das Liegende quert. Die nun folgendeBesprechung der lithologischen Einheiten des Moravikumsim Thayatal erfolgt vom Liegenden ins Hangende, also vonOsten nach Westen.
Thaya-BatholithDie tiefste strukturelle Einheit des Moravikums ist der
Ăźberwiegend aus granitischen Gesteinen aufgebauteThaya-Batholith (Thaya-Pluton).
Die regionale Verbreitung der Gesteine des Thaya-Batholiths an der Oberfläche zeigt eine gewundene, lin-senartige, mit ihrer Längsachse SĂźdwest-Nordost strei-chende Form. Sie reichen vom Gebiet des ManhartsbergesnordĂśstlich von SchĂśnberg in NiederĂśsterreich bis in dasGebiet westlich von Ăerotice in Tschechien. Die ĂśstlicheBegrenzung der Granitoide ist in weiten Teilen an Nordost-SĂźdwest streichende StĂśrungszonen und davon ausge-hende Nord-SĂźd streichende NebenstĂśrungen gebunden(vgl. ROETZEL, 1996). So wird der Thaya-Batholith zwi-schen Eggendorf am Walde, Maissau und Limberg nahezugeradlinig von der Diendorfer StĂśrung begrenzt. Im Bereichzwischen Waitzendorf, Retz bis Znojmo (Znaim) begrenztdie parallel dazu verlaufende Waitzendorfer StĂśrung denBatholith gegen Osten. Ăstlich anschlieĂend findet sichunter den jĂźngeren Bedeckungen des Erdmittelalters(Mesozoikum) und der Erdneuzeit (Känozoikum) vor allemwieder moldanubisches Gesteinsmaterial in Bohrungen,was durch einen bis zu 60 km weiten, gegen Nordnordos-ten gerichteten Horizontalversatz (Blattverschiebung) derOstscholle entlang des Diendorfer StĂśrungssystems erklär-bar ist (FINGER & BĂTTNER, 1996; FINGER & RIEGLER, 1999;RIEGLER, 2000; SCHERMANN, 1966).
Die petrographische Zusammensetzung der granitoidenGesteine des Thaya-Batholiths reicht von Graniten ĂźberGranodiorite bis zu Tonalite (FINGER & RIEGLER, 1999;FRASL in FINGER et al., 1989).
Bei der magmatischen Kristallisation bildeten sich dieHauptminerale Feldspat (zonierter Plagioklas, Alkalifeld-spat), Quarz und Glimmer (Biotit) und die NebenmineraleApatit und Zirkon (Abb. 31). Im Zuge der variszischenMetamorphose entstanden zusätzlich rekristallisierterQuarz, metamorphe Feldspäte wie Albit und Oligoklas,
38
Gesteinsbeschreibung
Abb. 31.DĂźnnschliff-Foto des Thaya-Granites vom Steinbruch Fautschek bei Hofernmit Plagioklas, Kalifeldspat, Quarz und Biotit.Bildbreite ca. 15 mm.
Abb. 32.Im Steinbruch Fautschek bei Hofern ist der zähe Thaya-Granit stark geklßftetund wird von pegmatitischen Gängen durchschlagen.
sekundäre Schichtsilikate wie Biotit, Chlorit und Muskovit,sowie Titanit, Epidot und im westlichen Teil Granat(SCHARBERT & BATĂK, 1980).
Die Entstehung des Thaya-Batholiths an der Wende vonProterozoikum zu Paläozoikum im Zuge der cadomischenGebirgsbildung wird mittlerweile durch eine Vielzahl geo-chronologischer Daten bestätigt, welche Alter zwischen550 und 600 Millonen Jahre ergaben (FRIEDL et al., 2004;FRITZ et al., 1996; SCHARBERT & BATĂK, 1980).
Am Ende der variszischen Gebirgsbildung drangen in diebereits erstarrten und teilweise von KlĂźften durchsetztengranitischen Gesteine nochmals chemisch anders zusam-
kurzer, lokal begrenzter Wolkenbruch Ăźber Merkersdorf am10. Mai 2002 gezeigt hat. Dabei wurden innerhalb einerStunde enorme Sedimentmengen, z.T. mit GerĂśllen bis 1m Durchmesser im Kajabach verfrachtet. An der MĂźndungentstand ein groĂer Schwemmfächer, der die Thaya kurz-fristig fast vollständig abdämmte, der aber nach wenigenMonaten wieder abgetragen war (Abb. 30).
Der bis heute schwerwiegendste menschliche Eingriff indas natĂźrliche GefĂźge des Thayatales geht vom Kraftwerk
oberhalb Vranov nad Dyjà (Frain) aus. Das als Schwell-kraftwerk betriebene Kraftwerk verursacht in der Thayazweimal täglich eine Flutwelle, wodurch der Wasserspiegelum ca. einen halben Meter kurzfristig ansteigt. Die in die-sen Phasen enorm zunehmende StrÜmungsgeschwindig-keit wirkt sich nicht nur katastrophal auf die Fischfaunaaus, sondern reduziert auch die Wassertemperatur underhÜht die Sohlerosion enorm.
mengesetzte Schmelzen, bevorzugt in diese Klßfte ein.Diese so genannten Ganggesteine, wie Pegmatit, Aplit,Lamprophyr oder Gangquarz kann man in den Granitoidenals helle (Abb. 32) oder auch dunklere Bänder erkennen.
In weiterer Folge wurden besonders am Ostrand desThaya-Batholiths die Gesteine durch die Bewegungen anStĂśrungszonen, wie z.B. an der Diendorfer StĂśrung oderWaitzendorfer StĂśrung mechanisch stark beansprucht, zer-schert und zerrieben.
Die Granitoide des Thaya-Batholiths habe groĂe Ăhn-lichkeit mit jenen des BrĂźnner Batholiths in Tschechien(LEICHMANN, 1996). Die Gesteine der beiden, heute isolier-ten TiefengesteinskĂśrper entstanden wahrscheinlichgleichzeitig nebeneinander während der cadomischenGebirgsbildung. Sie wurden aber im Oberkarbon bis Perman den oben erwähnten Nordost-SĂźdwest streichendenStĂśrungszonen auseinander gerissen, wobei der BrĂźnnerBatholith weit nach Nordosten versetzt wurde (RIEGLER,2000; SCHERMANN, 1966). Bereits während der variszi-schen Gebirgsbildung wurden die GesteinskĂśrper jedochunterschiedlich beansprucht. So blieben die vormals imOsten anschlieĂenden Granitoide des BrĂźnner Batholithsvon der variszischen Gebirgsbildung und Metamorphoseweitgehend unberĂźhrt. Die westlich gelegenen Gesteinedes Moravikums mit dem Thaya-Batholith und seiner HĂźllewurden jedoch in die Gebirgsbildung miteinbezogen undvon den Moldanubischen Decken Ăźberfahren.
In den Nationalparks Thayatal und PodyjĂ durchbricht dieThaya den Thaya-Batholith zwischen Znojmo (Znaim) undder Steinernen Wand, sĂźdlich PodmolĂ (BaumĂśhl).
Man findet dort durchwegs den so genannten Hauptgra-nit (Abb. 33), der relativ gleichfĂśrmig, meist als gleichkĂśrni-ger, mittel- bis grobkĂśrniger Biotit- bis Zweiglimmergranit(73) ausgebildet ist (FINGER & FRIEDL, 1993; FINGER & HOR-SCHINEGG, 1999; FUCHS, 1993). Aufgrund der gegen Ostenabnehmenden metamorphen Ăberprägung innerhalb desMoravikums (siehe oben) sind die Gesteine des Thaya-Batholiths im Osten am wenigsten deformiert und gegenWesten zunehmend geschiefert (FRASL, 1977, 1991; vgl.Exkursionspunkt ďż˝). Gegen Westen bekommt das Gesteindadurch eine intensiv kataklastische Struktur oder sogarMĂśrtelstruktur und kann gegen den Westrand in einenblastomylonitischen Zweiglimmergranit (74) Ăźbergehen(BATĂK et al., 1993). In diesem kam es durch die intensiveDeformation zu sekundärer Neubildung von Muskovit undQuarz. Am Ostrand des Batholiths sind zwischen Znojmo(Znaim) und Šatov (Schattau) Granitoide mit hĂśherem Pla-gioklasanteil aufgeschlossen, die als Granite bis Grano-diorite (75) bezeichnet werden. In den Granodioriten beiKonice (Deutsch-Konitz) tritt eine Kataklasezone (77) mit
stark zerriebenen und zerbrochenen Gesteinspartien auf,die dort an die Waitzendorfer StĂśrungszone gebunden ist.
Die Granitoide werden oft konkordant und diskordantvon Gangquarz (78), Aplit- (79) und Pegmatitgängen (80)(siehe unten) durchschlagen, die gegen das Hauptgesteinscharf bis unscharf begrenzt sind (FUCHS, 1993).
Im Granit treten z.T., wie bei der Steinernen Wand, stei-le Wände, meist aber FelstĂźrme und oft auch groĂe Block-felder und BlockstrĂśme auf (vgl. oben). Das Gestein ver-wittert oft in groĂen, kantengerundeten BlĂścken.
Therasburg-Gruppe (Lukov-Gruppe â unterer Teil)Die Gesteine der Therasburg-Gruppe entsprechen in
Tschechien dem unteren Teil der Lukov-Gruppe. Sie liegenim Hangenden des Thaya-Batholiths und begleiten diesenals ca. 2â2,5 km breiter Streifen. Sie sind im Thayatal zwi-schen der Steinernen Wand und dem Umlaufberg, im Kaja-bach-Tal und zwischen der Ruine Kaja und Merkersdorf(vgl. WALDMANN, 1958) besonders gut aufgeschlossen. Imtschechischen Teil des Nationalparks sind die Gesteine gutim Bereich der Ruine Novy HrĂĄdek (Neuhäusl; Exkursions-punkt ďż˝) und am westlich anschlieĂenden Umlaufberg(Ostroh = Stallfirst) gut einzusehen.
39
Abb. 33.Der Thaya-Granit ist gewĂśhnlich ein mittel- bis grobkĂśrniger Biotit- bis Zwei-glimmergranit.
Abb. 34.Im Kajabachtal, nÜrdlich vom Wolfsteich, nahe der Grenze zum Thaya-Granit,durchschlagen zahlreiche granitische Gänge die Glimmerschiefer der Theras-burg-Gruppe.
Abb. 35.Der Kajabach durchschneidet unterhalb der Ruine Kaja die Glimmerschieferder Therasburg-Gruppe, die manchmal silbrig glänzenden, grobblättrigenMuskovit (Hellglimmer) fßhren.
Die Therasburg-Gruppe bildet das so genannte âAlteDachâ des Thaya-Batholiths, das sind jene Gesteine, in diedie Gesteinschmelze des Thaya-Batholiths eindrang.
Im Ăśsterreichischen Teil des Nationalparks Thayatal ver-läuft die Grenze zwischen dem Thaya-Granit und denangrenzenden Gesteinen der Therasburg-Gruppe von derWendlwiese Ăźber die Jägerlacke zum Wolfsteich.Besonders im Thayatal, im Tal des Kajabaches und imĂlebsky potok ist am Kontakt zum Thaya-Granit das Ein-dringen der Granitschmelze in die SedimenthĂźlle nochdeutlich zu erkennen. Dort sind die Glimmerschiefer undQuarzite der Therasburg-Gruppe von Dezimeter bis meh-rere Meter mächtigen Gängen (Abb. 34) von Granit undAplit (71) durchschwärmt (BATĂK, 1992b; FUCHS, 1993;HĂCK, 1970; ZARRABI, 1972).
Die Therasburg-Gruppe wird in den Nationalparks Tha-yatal und Podyjà durch graue, phyllitische Schiefer, silbrigebis grßnliche, flatschige Glimmerschiefer (Abb. 35, 36) undetwas Chlorit fßhrende, grßnliche Schiefer charakterisiert.Diese Metapelite (ehemalige, jetzt metamorphe Tonschie-fer) wurden in der Karte als Zweiglimmerschiefer (68)zusammengefasst. Die Hauptgemengteile sind Quarz,Muskovit, Serizit und Chlorit. Biotit ist meist untergeordnetoder fehlt. Plagioklas (Albit-Oligoklas) kann in manchenBereichen in nicht unbeträchtlicher Menge auftreten,sodass feinkÜrnige Paragneise entstehen. Untergeordnet
treten Granat, Staurolith, blaugrĂźner Turmalin und Magne-tit, der Ăźber Ilmenit vorherrscht, auf (BATĂK et al., 1993).
Auffallend ist in der Therasburg-Gruppe eine ausgepräg-te magnetische Anomalie (vgl. SEIBERL & ROETZEL, 1997,1998). Diese hat ihre Ursache in einer massiven Vererzungder Gesteine mit feinkĂśrnigem Magnetit und Ilmenit (BATĂK,1995; LIBOWITZKI, 1989, 1990). Die magnetischen Mineralesind dabei vor allem in den Metapeliten (Glimmerschieferetc.) konzentriert. Nach LIBOWITZKI (1989, 1990) sind dieErzminerale in den ehemaligen Ablagerungsgesteinen pri-mär sedimentär angereichert. MĂśglich erscheint aber auchdie Magnetitbildung bei der rĂźckschreitenden, dynami-schen Metamorphose während der variszischen Gebirgs-bildung, bei der gelĂśstes Eisen zu Magnetit kristallisierte(vgl. BATĂK, 1992b).
In die Schiefer sind Zehner- bis hundert Meter mächtigeZĂźge aus hell- bis dunkelgrauen, oft gebänderten, sehrharten und scharfkantig brechenden, plattig-bankigenQuarziten (69) eingeschaltet (FUCHS, 1993). Diese Quarzi-te (Abb. 37) enthalten neben Quarz FeldspatkĂśrner undfein verteilten, feinkĂśrnigen Muskovit, selten Biotit (BATĂK etal., 1993). Selten findet man dĂźnne Einschaltungen vonAmphibolit (70), wie z. B. Ăśstlich der Ruine Nov y HrĂĄdek(Neuhäusl) und Ăśstlich Weitersfeld.
Der rasche Wechsel von oft nur wenige Zentimeter bisDezimeter mächtigen Gesteinstypen ist auf eine unruhigeSedimentation von Arkosen, Sandsteinen und Tonschie-fern zurĂźckzufĂźhren (HĂCK, 1969, 1970).
40
Abb. 36.DĂźnnschliff-Foto des Glimmerschiefers im Kajabachtal mit Quarz, Muskovit,Granat, Plagioklas, Chlorit und Ilmenit.Bildbreite ca. 15 mm.
Abb. 37.So wie hier am Umlauf bilden die Quarzite der Therasburg-Gruppe aufgrundihrer Härte und Verwitterungsbeständigkeit oft Felswände und Grate.
Abb. 38.Der intermediäre Orthogneis vom Ăberstieg ist ein Biotitgneis mit strafferLineation.
Abb. 39.DĂźnnschliff-Foto des intermediären Orthogneises vom Ăberstieg mit Plagio-klas, Quarz, Kalifeldspat und Biotit.Bildbreite ca. 15 mm.
Im hangendsten Bereich der Therasburg-Gruppe wech-seln Glimmerschiefer mit Zßgen von Biotit- und Biotit-Horn-blendegneisen, so genannten intermediären Orthogneisen(67), die als AbkÜmmlinge von granodioritischen bis dioriti-schen Gesteinen angesehen werden kÜnnen (Abb. 38, 39).Der magmatische Verband dieser Orthogneise ist nachFUCHS (1995) durch die Wechsellagerung mit den obenbeschriebenen Metasedimenten im Liegenden erwiesen.
Es sind plattig-bankige, blockig verwitternde Gneise(Abb. 40) mit gut ausgeprägter, Nordost-SĂźdwest verlau-fender Lineation, die mehrere Zehnermeter mächtige ZĂźgebilden (FUCHS, 1993, 1995, 1999). FUCHS (1993) vermutetdarin Ăquivalente der Tonalitgneise (Therasburger Gneise:HĂCK, 1983, 1991a) auf Blatt Horn. Sehr untergeordnet fin-den sich gabbroide Gesteine in diesem Verband
Die grauen, fein- bis mittelkĂśrnigen, porphyrischen Or-thogneise zeigt Ăźberwiegend linear paralleles GefĂźge undeine deutlich stängelige Struktur. In der feinkĂśrnigenGrundmasse, die hauptsächlich aus dunkelbraunem Biotitund Quarz, untergeordnet aus Muskovit und Zirkonbesteht, finden sich grĂśĂere Feldspat-Einsprenglinge aus
Abb. 41.Die engste Stelle am Hals des Umlaufberges besteht aus Gesteinen des Weitersfelder Stängelgneises (augigeGneise, Glimmerschiefer, Quarzite) und dem intermediären Orthogneis.
41
Abb. 40.Am Ăberstieg bildet der intermediäre Orthogneis eine hoch aufragende Felswand, auf der im Mai das Fel-sensteinkraut (Aurinia saxatilis) blĂźht.
perthitischem Orthoklas und Pla-gioklas (BATĂK et al., 1993). DieseOrthogneise sind vom Umlaufbergdurch den Schwarzwald nach Mer-kersdorf zu verfolgen. SĂźdlich desMerkersdorfer Feldes mit seinenjungen Bedeckungen sind sie Ăśst-lich von Waschbach und im HangĂśstlich von PleiĂing wieder aufge-schlossen (FUCHS, 1995).
Die Gesteine kann man beson-ders gut am Umlaufberg (Exkur-sionspunkt ďż˝) studieren. Dort sindam Ăberstieg, nordĂśstlich desWeges, der einem SĂźdost-Nord-west verlaufenden, steilen Bruchmit etwa 30 m SprunghĂśhe folgt, inder Hochscholle im Nordosten diedioritischen Gneise am Weg zumUmlauf wandfĂśrmig aufgeschlos-sen (FUCHS, 1999; Abb. 40). In derTiefscholle, sĂźdwestlich des Ăber-stieges findet man einige Zehner-meter mächtige, flatschige Glim-
merschiefer, die das Hangende derdioritischen Gneise bilden und dar-ßber den Weitersfelder Stängel-gneis (siehe unten). FUCHS (1999)vermutet in den häufig verquetsch-ten und geringmächtigen Glimmer-schiefern ßber den Orthogneiseneine tektonische Bewegungsbahn.
Im Schwarzwald, nordĂśstlich vonMerkersdorf, entwickelt sich imStreichen aus den dioritischenGneisen ein Metagabbro â Meta-diorit (72) (FUCHS, 1995). Ein weite-rer schmaler Zug eines gabbroidenGesteins befindet sich ca. 600 mĂśstlich davon, auf der rechten Seitedes Kajabaches (FUCHS, 1993).
Weitersfelder StängelgneisGegen Westen folgt ßber der
Therasburg-Gruppe der Weiters-felder Stängelgneis (66), aller-dings auf den zentralen Teil desMoravikums beschränkt.
Dieser beginnt ca. 800 m nordĂśstlich des Umlaufbergesin Tschechien und bildet in seiner sĂźdwestlichen Fortset-zung im Thayatal den schmalen Grat am Umlaufberg(Exkursionspunkt ďż˝; Abb. 41). Von dort setzt er in einemschmalen Zug, z.T. inselartig aus den jungen Bedeckun-gen herausragend, in sĂźdwestlicher Richtung Ăźber Mer-kersdorf, PleiĂing in Richtung Weitersfeld fort und besitztseine flächenmäĂig grĂśĂte Verbreitung zwischen Sallapul-ka und dem Leeberg, westlich Kainreith.
Der Weitersfelder Stängelgneis ist ein Granitgneis (Or-thogneis), in dessen Verband auch Paragesteine (meta-morphe Ablagerungsgesteine), wie augige Gneise (Arko-segneise), Quarzite und Glimmerschiefer vorkommen(FUCHS, 1999, 2000). Auch HĂCK (1970) erwähnt die Ăber-lagerung des Stängelgneises durch Kalkglimmerschieferund Marmore, z.T. auch Kalksilikatschiefer in einem Stein-bruch Ăśstlich von Waschbach. Von HĂCK (1969, 1970,1991b) wird die Ăhnlichkeit des Weitersfelder Granitgnei-ses mit dem Bittescher Gneis hervorgehoben.
An der Typuslokalität Kirchenbruch in Weitersfeld wirdder Granitgneis (Abb. 42) als dunkel- bis hellgrauer Augen-
gneis beschrieben, dessen parallel lineare bis stängeligeTextur namensgebend ist (BERNROIDER, 1986; HĂCK,1991b; HĂCK in HĂCK et al., 1983). Die fĂźr das Gestein so
Gruppe zwischen dem Umlaufbergund der Stadt Hardegg undbesonders gut auch im Fugnitztalaufgeschlossen.
In dieser Gruppe sind meist dun-kelgraue, feinschuppige, manch-mal quarzitisch dĂźnn gebänderte,phyllitische Granatglimmerschie-fer (61), z.T auch mit Staurolithhäufig, wie sie in Hardegg im Stra-Ăenaufschluss (Abb. 45, 46) vorder Burg (Exkursionspunkt ďż˝)anstehen (FUCHS, 1999; WALD-MANN, 1958). Selten treten in denGlimmerschiefern Graphitschiefer(65), wie z.B. im Graben nĂśrdlichvon Merkersdorf, oder ZĂźge peg-matitischer Gneise (64) (verschie-ferte Turmalinpegmatite), wie z.B.nĂśrdlich von Merkersdorf undWaschbach, auf (FUCHS, 1995).
Die Marmore (62) und Kalksili-katgneise (63) treten in Dezimeter-Lagen bis hin zu Gesteinszßgenvon hunderten Metern Mächtigkeitauf und sind im Bereich des Thaya-
42
Abb. 42.Der Weitersfelder Stängelgneis von der Typuslokalität im Kirchenbruch inWeitersfeld ist ein Granitgneis, dessen parallel lineare bis stängelige Strukturnamensgebend fßr das Gestein ist.
Abb. 43.Die Quarzite im Verband des Weitersfelder Stängelgneises nahe des Ăber-stieges sind massige, blockig auswitternde Gesteine.
Abb. 44.Am Hals des Umlaufberges liegen ßber dem intermediären Orthogneis, im Verband des Weitersfelder Stän-gelgneises, schwarzgraue, dßnnplattige Glimmerschiefer.
typischen, bis mehrere Zentimeter groĂen Kalifeldspatau-gen sind in einer feinkĂśrnigen Matrix aus Plagioklas, Kali-feldspat, Quarz, Biotit und Muskovit eingebettet. Muskovittritt in stärker durchbewegten Bereichen gegenĂźber BiotitmengenmäĂig und auch in der KorngrĂśĂe stärker hervor,wie z.B. im Tal des Prutzendorfer Baches, nordĂśstlich vonWeitersfeld (BATĂK, 1995) und Ăśstlich von Waschbach(HĂCK, 1970), wo sich muskovitisch-biotitische und musko-vitische Typen finden.
Nach FUCHS (2000) sind jedoch diese granitischen Zwei-glimmeraugengneise von der Typuslokalität weitgehendauf diesen Bereich beschränkt und verlieren sich in ihremStreichen sowohl gegen Nordosten als auch gegen SĂźd-westen. In diesen Arealen wird der Weitersfelder Stängel-gneis vorwiegend von fein- bis grobkĂśrnigen, weiĂen bisgelblichen, plattigen Arkosegneisen aufgebaut, die häufigmit Quarziten (Abb. 43) und untergeordnet Glimmerschie-fer (Abb. 44) wechseln.
Diese Paragesteine leiten vermutlich als erste sedimen-täre Aufarbeitungsprodukte der darunter liegenden Granit-gneise einen neuen Ablagerungszyklus während einerMeeresßberflutung ein und finden ihre Fortsetzung in denMetasedimenten der darßber folgenden Pernegg-Gruppe(siehe unten). Nach FUCHS (1995, 1999) handelt es sichbeim Komplex des Weitersfelder Stängelgneises im Tha-yagebiet vermutlich um tektonische, granitische Scherlingemit einer primären, sedimentären Auflage ihrer Aufarbei-tungsprodukte.
Pernegg-Gruppe (Lukov-Gruppe â oberer Teil)Die im Westen, Ăźber dem Weitersfelder Stängelgneis an-
schlieĂende Folge von metamorphen Ablagerungsgestei-nen wird als Pernegg-Gruppe zusammengefasst. In Tsche-chien entspricht diese dem oberen Teil der Lukov-Gruppe.Die Pernegg-Gruppe unterscheidet sich von der tiefer lie-genden Therasburg-Gruppe durch das weitgehende Feh-len von Quarziten und das gehäufte Auftreten von Marmo-ren (ehemalige Kalke) und Kalksilikatgneisen (ehemaligesandreiche Kalke).
Die Pernegg-Gruppe beginnt westlich von Lukov (Lug-gau), wo sie durch einen Querbruch gegen die Therasburg-Gruppe versetzt wird. Von dort streicht sie in einem ca. 2â3km breiten Streifen Ăźber Hardegg, Heufurth und Fronsburgweiter gegen SĂźdwesten. Im Thayatal ist die Pernegg-
tales besonders im hangenden Bereich der Pernegg-Grup-pe konzentriert (FUCHS, 1999). Aber auch im liegenden Be-reich, direkt Ăźber dem Weitersfelder Stängelgneis, wie z.B.im Thayatal sĂźdwestlich des Umlaufberges, oder in einemGraben nĂśrdlich von Merkersdorf und westlich von Wasch-bach kommen Kalksilikatgneise und Marmore vor, die zurPernegg-Gruppe gehĂśren. Im Thayatal beim Einsiedler(Exkursionspunkt ďż˝), im Bereich der Unteren und OberenBärenmĂźhle, wechsellagern die karbonatreichen Gesteinemit den Glimmerschiefern in zahllosen Bändern. DieseZone setzt sich gegen SĂźdwesten ins Fugnitztal und denKĂźhtalgraben fort. Im Fugnitztal findet man Kalksilikat fĂźh-rende Glimmerschiefer, Kalksilikatfelse und Marmore(FUCHS, 1995), wobei allmähliche Ăbergänge von Biotit-glimmerschiefer Ăźber Kalkglimmerschiefer und Glimmer-marmore zu reinen Marmoren beobachtet werden kĂśnnen(HĂCK, 1970; ZARRABI, 1972). Auch wechselt der Kalk-gehalt in den verschiedenen Glimmerschiefern sehr rasch,ebenso der Glimmergehalt in den Marmoren.
Ein sehr konstant durchstreichender Zug von Kalksilikat-gesteinen, der Fugnitzer Kalksilikatschiefer (63) (vgl. F.E.SUESS, 1912) bildet meist das hangendste Band der Pern-
Abb. 47.Die Fugnitzer Kalksilikatschiefer bilden am Reginafelsen steil aufragende Fels-wände.
43
Abb. 45.Entlang der StraĂe beim Johannesfelsen in Hardegg sind die nach Nordwesten einfallenden Glimmerschieferder Pernegg-Gruppe ausgezeichnet aufgeschlossen.
Abb .46.Die bleigrauen, silbrig glänzenden Glimmerschiefer der Pernegg-Gruppe fĂźh-ren, so wie hier am Johannesfelsen, oft Millimeter-groĂe Granate und einge-schlossene Quarzknauer.Bildbreite ca. 46 cm.
egg-Gruppe (Abb. 47). Es ist einfeinkÜrniges, graugrßnes bis dun-kelgrßnes und dßnn gebanktes Ge-stein, das meist durch feine, mm-dßnne, helle und graugrßne Lagengebändert ist. Die Hauptgemengtei-le dieses Gesteins sind Quarz,Hornblende, Epidot, Plagioklas, Al-kalifeldspat und Karbonat; als Ne-bengemengteile treten Biotit, Titanitund Erz auf.
Im Thayatal und sĂźdwestlich an-schlieĂend dominieren im liegen-den Abschnitt Marmore, im Han-gendteil plattige Kalksilikatgneiseund -schiefer. HĂCK (1969)beschreibt vom Fugnitztal eine De-zimeter mächtige Ăbergangszonevon den Marmoren in die Kalksilikat-schiefer und schlieĂt daraus eineprimäre Verbindung zwischen denbeiden Gesteinen. In Hardegg bau-en die sehr harten und zähenGesteine dieses Gesteinszuges denoberen Teil des Reginafelsens undden Burgfelsen auf (Exkursions-punkt ďż˝). Auf diesen beiden Felsen
geht der Marmor gegen das Hangende in plattige Kalksili-katgneise Ăźber und wird am Reginafelsen von BittescherGneis Ăźberlagert (FUCHS, 1999; WALDMANN, 1958; ZARRA-BI, 1972).
Der Zug setzt gegen SĂźdwesten ins Fugnitztal und vondort Ăźber die Hohe Sulz in den Bereich des Tiergartens
nordwestlich von Fronsburg undweiter in den Sulzwald fort. Im Fug-nitztal durchbricht der Fluss ent-lang des Marmors im FugnitzerKalksilikatschiefer eine Mäander-schlinge wodurch der abgeschnit-tene Mäander in der Flur âSeeâ ent-stand.
FUCHS (1995) konnte beobach-ten, dass in den hangendsten 10 mdes Fugnitzer Kalksilikatschiefersm-mächtige Bänke von BittescherGneis mit den Kalksilikatschiefernwechsellagern und folgert darauseinen magmatischen Charakterder Hangendgrenze des Karbonat-zuges.
Auch HĂCK (1969) beschreibt10â15 cm mächtige, helle, apliti-sche bis pegmatitische Lagen inden Kalksilikatschiefern, die in dieVariationsbreite des BittescherGneises fallen und miteinanderverfaltet sind.
Wechsel von biotitreichen und bio-titarmen Lagen, oft gemeinsam mitdunklen Substanzen, wie Graphit,aber auch unterschiedliche Gehal-te von Phlogopit, Muskovit, Albit,Diopsid oder Tremolit verursachtmanchmal eine im Dezimeter-Bereich variierende, leichte Bände-rung (BERNROIDER, 1986).
Häufig sind auch grĂśber kristalli-ne Kalzit- und Quarzadern bzw. bisDezimeter-groĂe Quarzknauer. ImMineralgehalt Ăźberwiegt Kalzit.Daneben treten Biotit, der mengen-mäĂig gegenĂźber dem HellglimmerĂźberwiegt, gerundete Quarze undmanchmal Plagioklas auf (BERN-ROIDER, 1986). Die plastische Ver-formung der Marmore fĂźhrte oftzum ZerreiĂen starrerer Lagen vonGneis oder Glimmerschiefer.
Die Kalksilikatgneise (63), die ineinige, z.T. ineinander ßbergehen-de Gesteinsvarietäten unterteilt
44
Abb. 48.Runde Verwitterungsformen sind ein typisches Merkmal der Marmore in der Pernegg-Gruppe.
Abb. 49.DĂźnnschliff-Foto eines Marmors aus dem Bereich des Nationalparkhauses inHardegg mit Kalzit, etwas Quarz, wenig Plagioklas, Muskovit und Biotit.Bildbreite ca. 15 mm.
Abb. 50.Die Kalksilikatgneise am Reginafelsen in Hardegg zeigen in manchen Lagen eine feine Faltung und lassendurch ihre selektive Auswitterung den Wechsel von silikatreichen und karbonatreichen Lagen erkennen.
Auch das geringmächtige Marmor-Glimmerschieferbandim Bittescher Gneis an der Ostflanke des Maxplateaus be-legt nach FUCHS (1995) einen eindeutigen, allerdings durch-wegs konkordanten Intrusionskontakt. Weitere schmaleGlimmerschieferbänder an der Grenze von Fugnitzer Kalk-silikatschiefer zu Bittescher Gneis finden sich sßdlich derFugnitz im Bereich der Hohen Sulz oder beim Kßhbergnordwestlich Fronsburg.
Die Glimmerschiefer (61) in der Pernegg-Gruppe beste-hen aus einem feinschuppigen Gewebe aus Hellglimmerund Biotit, die dem Gestein oft einen seidigen Glanz verlei-hen. Darin sind manchmal zahlreiche, z.T. mm-groĂe Gra-nate sowie Staurolith und stellenweise auch Chlorit zuerkennen. Zwischen den Glimmerbändern eingeschalteteQuarzlagen mit geringem Plagioklasgehalt verleihen demGestein ein bandartiges, sedimentäres GefĂźge (BERNROI-DER, 1986).
Die grauen, oft dickbankigen, meist mittelkÜrnigen undmanchmal gebänderten Marmore (62) zeigen häufig be-reits makroskopisch sichtbare, feinste Biotitschuppen, diez.T. lagenweise angeordnet sein kÜnnen (Abb. 48, 49). Der
Marmor und Kalksilikat â Ein Paradies fĂźr SchneckenCHRISTIAN ĂBL
In ihrem Verhalten und in ihrer Lebensweise sind Schnecken dadurch geprägt, dass sie hohe FlĂźssigkeitsverluste und damitein Vertrocknen zu vermeiden trachten. Mit ihrem feuchten und ausgeglichenen Klima sowie einer FĂźlle unterschiedlicher Nah-rungsquellen und den VersteckmĂśglichkeiten in Laubstreu und Totholz weisen Waldgebiete den grĂśĂten Reichtum an Schne-cken-Habitaten auf.
Erstaunlich ist die hohe Artenvielfalt in den Wäldern der Nationalparks Thayatal und PodyjĂ. Ein artenreicher Wald mitnaturnahen Bedingungen und kalkreichem Boden an anstehendem Fels weist vierzig und mehr Arten auf (KERNEY, 1983). ImNationalpark Thayatal-PodyjĂ mit seinen eingestreuten Felsen, Trockenstandorten, Blockfeldern und Wiesen sind es 102Schneckenarten, die im grenzĂźberschreitenden Schutzgebiet bisher bekannt sind (LOZEK & VASĂTKO, 1997).
Gering ist allerdings die Artenausstattung in den sauren, nährstoffarmen Eichenwäldern. Typisch sind hier nur wenige Artenwie z. B. die RÜtliche Laubschnecke (Monachoides incarnata), die Wärmeliebende Glanzschnecke (Aegopinella minor) und eini-ge Nacktschnecken, wie z. B. der Pilzschnegel (Malacolimax tenellus) und die Braune Wegschnecke (Arion subfuscus).
Verantwortlich dafßr ist die Affinität der Schnecken zu Kalk. Die meisten Schneckenarten entwickeln sich auf kalkreichen,alkalischen BÜden besser, während auf sauren BÜden nur sehr wenige Arten anzutreffen sind. Gehäuseschnecken haben einenMindestkalkbedarf, um ihr Gehäuse aufbauen zu kÜnnen. Folglich sind die Gehäuse der auf sauren Untergrund lebenden Tierezumeist sehr dßnn und zerbrechlich, dazu kleiner als bei auf anderen BÜden lebenden Schnecken. Der Kalkgehalt wirkt auf dieBeschaffenheit von Boden und Pflanzenmoder ein und erhÜht somit die Attraktivität des Standortes fßr Schnecken (KERNEY,1983). Da Nacktschnecken kein Gehäuse aufbauen, sind sie in den bodensauren Waldstandorten etwas im Vorteil.
Es gibt eine Anzahl kalkliebender Arten, welche nur auf Kalk leben oder ihn auffallend bevorzugen und nur ausnahmsweiseauf anderem Untergrund vorkommen. Daneben gibt es eine Reihe von Arten, die gesteinsindifferent sind. Bisher sind keineArten bekannt, die ausschlieĂlich auf nicht kalkhaltigem Gestein, wie z.B. Schiefer oder Granit vorkommen (KLEMM, 1973).
Im Nationalpark Thayatal kommen zahlreiche kalkliebende Arten vor, wie z. B. Wulstige Kornschnecke (Granaria frumen-tum, diese ist gebunden an offene, kalkreiche Standorte, auch Wiesen) und Oxychilus inopinatus (Gattung Glanzschnecke, sielebt unterirdisch auf trockenen und warmen Hängen). Die Blindschnecke (Cecilioides acicula) lebt ebenfalls unterirdisch zwi-schen Pflanzenmoder und in Felsspalten.
Ăber Silikatgestein sind z. B. folgende Arten zu finden: Gerippte Bänderschnecke (Cepaea vindobonensis: bevorzugt in GebĂź-schen, Verbreitungsschwerpunkt in SĂźdosteuropa), Zylinder-Windelschnecke (Truncatellina cylindrica: ebenfalls in Trockenra-sen, sehr häufig in Mauerpfeffer-Beständen) und Gemeine SchlieĂmundschnecke (Alinda biplicata bohemica: häufig in schatti-gen Wäldern, auf Felsen sind oftmals Zwergrassen zu finden). Die genannten Arten kĂśnnen aber auch auf Marmor und Kalksi-likat vorkommen.
45
werden kÜnnen (BERNROIDER, 1986, 1989), sind meist dun-kelgrßne bis grßngraue, z.T. auch grasgrßne, grau-braungebänderte, dßnnplattige, scharfkantige und splitterig bre-chende Gesteine (Abb. 50). In einem Grundgewebe ausKalifeldspat, Plagioklas und Quarz finden sind Amphibol,Klinozoisit und Pyroxen, wobei die Amphibole oft auf denSchieferungsflächen deutlich geregelt erscheinen. In man-chen Gesteinsvarietäten kann Amphibol fehlen undbesonders in den Kalksilikatgneisen innerhalb des Bitte-
scher Gneises (siehe unten) Granat (Grossular) als Haupt-mineral hinzutreten (BERNROIDER, 1986). In manchenBereichen kommen auch meist deutlich geschieferte, pri-mär aus Amphibol und Plagioklas bestehende Amphibolitevor (BERNROIDER, 1986).
Die Kalksilikatgneise werden häufig von Pyroxenaplitenund Pyroxenpegmatiten begleitet, die mit dem Eindringender Schmelze des Bittescher Gneises in Zusammenhangstehen.
Bittesch-EinheitDas charakteristischste Schichtglied der Moravischen
Zone ist zweifellos der Ăźber der Pernegg-Gruppe folgendeBittescher Gneis in der Bittesch-Einheit. Dieser hat einenormes Verbreitungsgebiet und erstreckt sich auf einerEntfernung von mehr als hundert Kilometer von der Thaya-kuppel bis zur Svratka-Kuppel (Schwarzawakuppel). In derThayakuppel findet man ihn am gesamten Westrand vonSchĂśnberg im Kamptal bis Petrovice am sĂźdwestlichenRand der Boskowitzer Furche in Tschechien.
Der Gesteinszug streicht von SĂźden, als schmales Bandden Ostrand des Horner Beckens bildend, zuerst gegenNorden und schwenkt bei Breiteneich, immer breiter wer-dend, gegen Westnordwest. Im Bereich des MessernerBogens, wo der Gesteinszug mit ca. 6 km seine grĂśĂteBreite erreicht, biegt er scharf gegen Nordosten um. DerZug des Bittescher Gneises wird dann bei Geras wiederetwas schmäler, verbreitert danach gegen das Thayataldeutlich auf ca. 5,5 km, um danach in SĂźdmähren bis anden SĂźdwestrand der Boskowitzer Furche immer mehrauszudĂźnnen.
In der Svratka-Kuppel (Schwarzawakuppel), wo auchdas Typusgebiet bei VelkĂĄ BĂte s (GroĂ-Bittesch) liegt,
reicht das Verbreitungsgebiet des Bittescher Gneises vonOslavany im SĂźden bis an den Nordrand bei Olesnice.
Im Thayatal ist der Bittescher Gneis zwischen Hardeggund Vranov nad DyjĂ (Frain) aufgeschlossen. Sehr guteAufschlĂźsse finden sich auch im Fugnitztal zwischen Har-degg und Heufurth und entlang der StraĂe von Heufurthnach Riegersburg im PleiĂinger Tal. Der Bittescher Gneisbildet das Maxplateau westlich von Hardegg (Exkursions-punkt ďż˝) und auch den Schwalbenfelsen und die Turmfel-sen (Abb. 51) beim Stierwiesberg (B ycĂ hora) im Thayatal,nordwestlich dieser Stadt, und reicht in das Fugnitztal zurFlur âSeeâ.
Der Bittescher Gneis (55) ist ein extrem deformierterGranitgneis mit typischer Augenstruktur (Abb. 52, 53).BERNROIDER (1986, 1989) beschreibt den Normaltypus alshellen, stark deformierten, fein- bis mittelkĂśrnigen Zwei-glimmer-Augengneis mit granitischer bis granodioritischerZusammensetzung.
Während in den hangenden Bereichen die Gesteine plat-tig brechen und eine ausgezeichnete Spaltung im Zentime-ter-Bereich zeigen, sind in den liegenden Abschnitten ehernicht so stark deformierte, massige Typen vorherrschend(BERNROIDER, 1986). Aus diesem Grund liegen die meisten
46
Abb. 51.Der Bittescher Gneis bildet oft, so wie hier oberhalb der Turmfelsen nordwestlich von Hardegg, mächtigeFelsburgen.
von weiĂem Quarz, dessen TrĂźm-mer in den Feldern, neben demsandigen Boden, oft auch die Ver-breitung des Bittescher Gneiseskennzeichnen (BERNROIDER, 1986).
Ebenso wie in den hangendstenAnteilen des Fugnitzer Kalksilikat-schiefers Wechsellagerungen mitMeter-mächtigen Bänken von Bitte-scher Gneis vorkommen (FUCHS,1995; siehe oben), treten in den lie-genden Abschnitten des BittescherGneises Zßge von Kalksilikatgnei-sen (58) und Marmoren (59) auf(BERNROIDER, 1986,1989).
Der mächtigste Zug streicht ausdem Bereich von Hornà Breckov(OberfrÜschau) in Richtung Thaya-tal (vgl. Exkursionspunkt �) undsetzt westlich des Maxplateausgegen das Rosental fort. Dieserfßhrt häufige Einschaltungen vonBittescher Gneis und Kalksilikat-marmoren (FUCHS, 1995). Nord-westlich des Rosentales, im Be-reich des Schindberges und Heu-
SteinbrĂźche, in denen der Bittescher Gneis fĂźr Wegeplat-ten und Mauersteine gebrochen wird, in dessen hangen-den Bereichen. Nur selten findet man gefaltete Gesteine,meist im hangendsten Abschnitt des Gesteinszuges, wiez.B. am Nordufer der Thaya, zwischen Vranov nad DyjĂ(Frain) und Hamry (Hammer; vgl. Exkursionspunkt ďż˝;Abb. 54).
In der Umgebung des Thayatales sind im hangendenBereich des Gesteinszuges grĂźnlichgraue bis blaugraue,braun anwitternde, im Meterbereich gebankte, feinkĂśrnige-re Gneise vorherrschend, die z.T. als Augengneise ausge-bildet sind. Auf den durch Hellglimmer (Serizit) seidig glän-zenden, flachwelligen Schieferungsflächen sind bis zu 2cm groĂe Kalifeldspäte und auch spärlich Biotit, der zumehrere Zentimeter langen BiotitschnĂźren ausgezogen ist,zu erkennen. Vorherrschende Gemengteile sind Feldspatund Quarz, wobei die Feldspataugen meistens Plagioklas,selten Mikroklin sind. Die Grundmasse besteht aus Mikro-klin, Plagioklas und Quarz. Muskovit bildet nicht seltenPorphyroblasten; der dunkelbraune Biotit ist hingegenmeist feinschuppig. Die Gneise im liegenden Bereich desGesteinszuges sind nicht mehr so feinkĂśrnig und zeigenhäufiger Feldspataugen. Auf den Schichtflächen tretengegenĂźber dem feinkĂśrnig rekristallisierten Serizit grĂśĂereHellglimmerblättchen deutlicher hervor. Durch die geringe-re Deformation ist auch der Biotit nicht so stark in Biotitli-nealen in die Länge gezogen (BERNROIDER, 1986).
Neben diesem Normaltypus treten im zentralen Teil desBittescher Gneises Typen mit bedeutend geringerer Defor-mation und noch gut erhaltenem, ursprĂźnglichem, graniti-schem GefĂźge auf (BERNROIDER, 1986,1989). Die alsschwach geschieferte Biotitorthogneise (56) bezeichne-ten Gesteine finden sich als SĂźdwestâNordost-streichen-de, schmale KĂśrper im Hangenden des hĂśchsten im Bitte-scher Gneis eingeschalteten Kalksilikatzuges.
Dieser Gesteinstyp tritt in Tschechien sĂźdwestlich vonHornĂ Breckov (OberfrĂśschau), von einer Nordwest strei-chenden QuerstĂśrung bis zur Thaya Ăśstlich vom Schwal-benfelsen auf. In Ăsterreich ist dieses Gestein vor allem imPleiĂinger Tal sĂźdlich Mallersbach, am Heufurther Bergund Spitzmais und in der streichenden Fortsetzung imâSchmalen Grundâ zu finden. Es sind mittelkĂśrnige, schwä-cher geschieferte Gneise mit granodioritischer bis tonaliti-scher Zusammensetzung. Auffallend ist in dem gleichkĂśrni-
gen Gestein der gegenĂźber dem Hellglimmer Ăźberwiegen-de Biotit in Form grĂśĂerer Glimmerblättchen und das Feh-len groĂer, porphyrischer Feldspataugen.
Besonders in den Hangendpartien des Bittescher Gnei-ses sind Wechsellagerungen mit Zentimeter- bis Dezi-meter-dĂźnnem Amphibolit (57) und feinkĂśrnigem Bio-titparagneis (60) verbreitet (vgl. Exkursionspunkt ďż˝; Abb.54). Besonders schĂśn ist dies u.a. im Thayatal Ăśstlich undsĂźdlich von Vranov nad DyjĂ (Frain), z.B. am Schlossfelsenund am Weg nach Hamry (Hammer) zu beobachten (vgl.BATĂK, 1992b; F.E. SUESS, 1912; Exkursionspunkt ďż˝).
Nach JENÂťEK & MATEJOVSKĂ (1986) ist der BittescherGneis in dieser Randzone reich an dunklen Gemengteilen(dunkler Biotit und stark pleochroitischer Amphibol), hatkleinere Feldspataugen, die sogar vollkommen fehlen kĂśn-nen; der Plagioklas entspricht einem Oligoklas bis Andesinoder Andesin. Die feinkĂśrnigen Amphibolitlagen bestehenaus grĂźner Hornblende und untergeordnet Plagioklas(Andesin), akzessorisch mit Titanit und Erz. Die manchmalvorkommenden Biotitamphibolite enthalten als Hauptge-mengteile grĂźnen Amphibol, basischen Oligoklas undin Zeilen angeordneten Biotit (JENÂťEK & MATEJOVSKĂ,1986).
Einschaltungen von geringmächtigem Paragneis bisGlimmerschiefer im Bittescher Gneis sind recht selten.Nahe der Basis des Bittescher Gneises, wie z.B. sßdlichvon izov (Exkursionspunkt �), findet man hingegen Ein-schaltungen von migmatisierten Biotitparagneisen, ge-meinsam mit Kalksilikatgneisen und Marmor In diesem Be-reich ist auch ein auffallend weit verfolgbarer Granat fßh-render Amphibolitzug in den Bittescher Gneis eingeschal-tet. Bei Hardegg erreichen diese Einschaltungen Zehner-bis Hundertmeter-Mächtigkeit.
Die Herkunft dieser Amphibolitlagen im hangendenAbschnitt wird diskutiert. Zum einen werden sie als subvul-kanische Lagen interpretiert, die im obersten Stockwerkdes Bittescher Gneises z.T. schichtparallel eindrangen(FRASL, 1977, 1983). Da aber der GroĂteil des BittescherGneises sicher plutonischen Ursprungs ist, kĂśnnen diedunklen Lagen auch als später eingedrungene und danachdeformierte Ganggesteine erklärt werden (vgl. HĂCK,1999).
Neben diesen dunklen Gesteinen finden sich im gesam-ten Verbreitungsgebiet häufig Lagen, Linsen und Gänge
further Berges, folgen nochmals zwei dĂźnne Kalksilikatla-mellen, die gegen SĂźdwesten in Richtung OberhĂśflein aus-dĂźnnen.
Alle diese ZĂźge fĂźhren neben den bereits in der Per-negg-Gruppe auftretenden Kalksilikatgneisen verstärktKalksilikatmarmore, wobei die Kalksilikatgneise und dieKalksilikatmarmore z.T. ineinander Ăźbergehen. Letzterebilden nach BERNROIDER (1986) die Kernbereiche der Kalk-silikatzĂźge im Rosental und werden nach auĂen hin scha-lenfĂśrmig von den anderen Kalksilikatgesteinen gegen denBittescher Gneis hin begrenzt.
Die Kalksilikatgneise (58) sind ähnlich ausgebildet wiedie im oberen Teil der Pernegg-Gruppe (vgl. oben). DieKalksilikatmarmore (59) haben als Hauptminerale Kalzit,Klinizoisit, Pyroxen und z. T. auch Granat (Grossular). Indiesen Gesteinen tritt die fßr die Marmore der Pernegg-Gruppe so typische Biotitfßhrung nur ausnahmsweise auf(BERNROIDER, 1986).
Wie bereits oben bei der Pernegg-Gruppe beschrieben,kann aus der innigen Wechselfolge von Bittescher Gneis,Kalksilikatgesteinen und Glimmerschiefern, aber auchApliten und Pegmatiten im Grenzbereich von Pernegg-Gruppe und Bittesch-Einheit auf einen primären Intrusions-kontakt zwischen den beiden Einheiten geschlossen wer-den (vgl. FUCHS, 1995).
Auch die Hangendgrenze des Kalksilikatzuges westlichdes Maxplateaus gegenĂźber der Hauptmasse des Bitte-scher Gneises wird von FUCHS (1995) als ausgesprochenunscharf beschrieben. Weiters treten westlich dieses Zu-ges im Thayatal, an der zum Forsthaus Felling fĂźhrendenForststraĂe, durch Glimmerschiefer hybrid gewordene Bit-tescher Gneise auf. NĂśrdlich von Hardegg sind Granat fĂźh-rende Amphibolite in den Granitgneis eingeschaltet.
Obwohl im Moravikum die Ăberlagerung von Metasedi-mentserien durch granitische Komplexe fĂźr einen Decken-bau spricht (vgl. TOLLMANN, 1985: PleiĂing-Decke, Bitte-scher-Gneis-Decke) lassen primäre, magmatische Kontak-te keine klare Deckenabgrenzung zu (FRASL, 1991; FUCHS,1999). FUCHS (1999) wendet sich daher gegen eine De-ckengrenze an der Basis des Bittescher Gneises und kannsich am ehesten Ăberfaltungsdecken vorstellen.
Vielfach wird auf auffallende Ăhnlichkeiten in Mineralbe-stand und Deformation von Bittescher Gneis und derHauptmasse des Thaya-Batholiths und des WeitersfelderStängelgneises hingewiesen. Auch zeigt sich eine gewisse
47
Abb. 52.Der Bittescher Gneis ist ein stark deformierter, fein- bis mittelkĂśrniger Granit-gneis mit typischer Augenstruktur.Bildbreite rund 30 cm.
Abb. 53.DĂźnnschliff-Foto des Bittescher Gneises aus dem Steinbruch Weingartner beiHarmannsdorf mit Kalifeldspat, Plagioklas, Quarz, Biotit, Muskovit und etwasChlorit.Bildbreite ca. 15 mm.
Abb. 54.Der Bittescher Gneis ist im hangenden Bereich, so wie hier sĂźdĂśstlich von Vranov nad DyjĂ (Frain), am Wegnach Hamry, intensiv gefaltet und zeigt Wechsellagerungen mit cm- bis dm-dĂźnnem Amphibolit.
chemische Verwandtschaft derGranitoide im Moravikum (BERN-ROIDER, 1989; FINGER et al., 1989).Es ist daher mÜglich, wie diesschon WALDMANN (1925) vermute-te, die drei OrthogesteinskÜrper(Thaya-Granit, Weitersfelder Stän-gelgneis, Bittescher Gneis) als ur-sprßnglich geschlossenes, jedochin sich differenziertes Granitarealzu betrachten.
Unterstßtzt wird diese Vermu-tung durch neueste Zirkon-Datie-rungen des Bittescher Gneises(FRIEDL et al., 2004), welcher dem-nach mit ca. 585 Millionen Jahrenein ähnliches magmatisches Bil-dungsalter wie der Thaya-Granitbesitzt.
Moldanubikum
Im Ăśsterreichischen Anteil der Thayakuppel wird meistnach dem tektonischen Konzept von F.E. SUESS (1903,1912) die Westgrenze des Moravikums mit der Obergrenzedes Bittescher Gneises gleichgesetzt. In Tschechien wirddagegen im nĂśrdlichen Teil der Thayakuppel und in derSvratka-Kuppel (Schwarzawakuppel) die im Hangendendes Bittescher Gneises folgende Vranov-Olesnice-Serie(ĂuĂere Phyllite nach F.E. SUESS) noch zum Moravikumgezählt.
FUCHS sieht dagegen in dieser Glimmerschieferzoneeine retrograd metamorphe Zone und stellt sie aufgrundihres ähnlichen Gesteinsbestandes zur Drosendorf-Einheitbzw. GfĂśhl-Einheit des Moldanubikums (vgl. geol. KartenĂK 9 Retz und ĂK 8 Geras: FUCHS in: ROETZEL et al.,
1999b; FUCHS & ROETZEL, 2001). Nach diesem tektoni-schen Konzept besitzt die Drosendorfer Einheit eine mittle-re Position im internen Deckenbau des Moldanubikums,unter der GfĂśhl-Einheit und Ăźber der Ostrong-Einheit, undtritt weiter westlich im Drosendorfer Fenster unter derGfĂśhler Einheit wieder hervor.
Einige andere Ăśsterreichische Geologen folgen dagegenin den letzten Jahren eher dem tektonischen Modell dertschechischen Kollegen und ziehen ebenfalls die Vorstel-lung eines âAlten Dachesâ im Hangenden des BittescherGneises in Erwägung (FINGER & STEYRER, 1995; FRASL,1991; MATURA, 1976, 2003).
Tschechische Geologen bezeichnen die GesteinseinheitĂźber dem Bittescher Gneis im Gebiet von Vranov nad DyjĂ(Frain) als Vranov-Šafov-Einheit (vgl. geol. Karte ĂK 9
48
Flechten â Ăberleben unter extremen BedingungenCHRISTIAN ĂBL
Flechten stellen eine sehr effiziente Symbiose dar. Dieser Lebensgemeinschaft von Alge und Pilz ist es gelungen zahlreicheextreme Standorte, z. B. sonnenexponierte Gesteine, zu besiedeln. Flechten sind wenig sensibel gegenĂźber Austrocknung, denndie Pilzfäden schĂźtzen die innenliegenden Algen. Krustige Flechten, die auf trockenen Felsen vorkommen, kĂśnnen sogar meh-rere Monate in ausgetrocknetem Zustand Ăźberleben. Sie wachsen allerdings nur etwas weniger als 1 mm pro Jahr, schnell-wĂźchsige Blattflechten schaffen immerhin 2â3 cm im Jahr.
Da die meisten Flechten nur aus einem wenig differenzierten Thallus bestehen, werden sie sehr stark von den abiotischenStandortsbedingungen beeinflusst. Dies gilt nicht nur fĂźr Licht, Temperatur und Feuchtigkeit, sondern auch fĂźr den Bodenche-mismus. Bei Gesteinsflechten, die direkt auf den Steinen sitzen, spielt die chemische Reaktion des Untergrunds eine besondersgroĂe Rolle (Abb. 55). Aufgrund des Auftretens verschiedener Flechtenarten sind RĂźckschlĂźsse auf das UntergrundgesteinmĂśglich. Es gibt Gesteinsflechten, die nur Ăźber Kalk vorkommen wie z. B. Caloplaca aurantia, Caloplaca cirrochroa, Diplo-tomma epipolium und Gyalecta jenensis. Oft reichen sehr geringe Mengen an Kalk fĂźr das Auftreten dieser Kalkzeiger. AndereArten sind typische Silikatzeiger: Dimelaeina oreina, Fusidea cyathoides, Lasallia pustulata, Opegrapha gyrocarpa oder Umbi-licaria hirsuta. Es gibt nur relativ wenig Flechtenarten, die sowohl auf Kalk als auch auf Silikatgestein vorkommen: Caloplacaaractina, Lecanora dispersa, Lecanora muralis, Physcia dubia.
Im Nationalpark Thayatal wurden im Rahmen einer unverĂśffentlichten Untersuchung (BERGER & PRIEMETZHOFER, 2004) Ăźber440 Flechtenarten festgestellt. Interessant sind dabei die RĂźckschlĂźsse auf den geologischen Untergrund. Im Fugnitztal wurdeein Standort Ăźber Marmor untersucht, der nahezu keine Silikatzeiger unter der Flechtenflora aufweist. Von den 85 gefundenFlechtenarten sind 39 Arten, die Ăźber Kalk vorkommen. Nur drei Arten kommen auf Silikatgestein vor, die restlichen sindBoden-, Holz-, Rinden- oder Moosbewohner.
Auf den Blockfeldern des Kirchenwaldes (Thaya-Batholith) ist die Situation genau umgekehrt. Unter den 152 gefundenenFlechtenarten befinden sich 52 Silikat-Flechten aber keine einzige, die Ăźber Kalk vorkommt.
Spannend ist die Artenzusammensetzung ßber Kalksilikat im Fugnitztal und bei Hardegg. Prinzipiell ist eine Dominanz vonKalkzeigern zu erwarten, da geringste Mengen an Kalk fßr ein Vorkommen von Kalk liebenden Flechten ausreichen. Die Auf-nahmen an einem Standort sßdwestlich von Hardegg zeigen jedoch ein ausgewogenes Verhältnis: Von den 140 Flechtenartensind es je 32 Arten, die ßber Kalk- bzw. Silikatgestein vorkommen.
Es zeigt sich also, dass in den KalksilikatzĂźgen immer wieder GesteinszĂźge eingelagert sind, die nahezu kalkfrei oder sehrkalkarm sind.
Abb. 55.Während die Flechte Caloplaca aurantia (links) häufig ßber Kalksilikat und Marmor vorkommt ist Fuscidea cyathoides (rechts) ßber silikatreichen Gestei-nen wie dem Thaya-Granit im Kirchenwald zu finden.
Retz: BATĂK in: ROETZEL et al., 1999b), wobei von JENÂťEK &DUDEK (1971) die unmittelbar Ăźber dem Bittescher Gneisfolgende Paragneis reiche Vranov-Gruppe von der west-lich bzw. nĂśrdlich anschlieĂenden Šafov-Gruppe mit Zwei-glimmerschiefer unterschieden wurde. Nach dem Konzeptvon FUCHS entspricht die Vranov-Gruppe der Drosendorf-Einheit, die Šafov-Gruppe ist Teil der GfĂśhl-Einheit, wobeibeide Einheiten dem Moldanubikum zugerechnet werden.
Die Karte und die hier ausgefĂźhrten Beschreibungen derGesteine folgen im Wesentlichen dem tektonischen Kon-zept von F.E. SUESS (1903, 1912).
Drosendorf-Einheit (Vranov-Gruppe)Wie von JENÂťEK & MATEJOVSKĂ (1986) beschrieben, tre-
ten im Gebiet um Vranov nad DyjĂ (Frain) Ăźberwiegend fein-kĂśrnige, geschieferte bis massige Biotit-Paragneise (48)auf, in die Amphibolit, Marmor, Kalksilikatgesteine, Quarzit,Gneisquarzit und graphitreiche Gesteine eingeschaltet sind(vgl. Exkursionspunkt ďż˝). KleinkĂśrnige Muskovit-Biotit-Paragneise treten hingegen in diesem Gebiet nur unterge-ordnet auf. Die geschieferten und massigen Biotit-Para-gneise wechseln im Zentimeter- bis Meter-Bereich einan-der ab. In dem braungrauen, massigen Biotit-Paragneis istfeinkĂśrniger Biotit gleichmäĂig zwischen Quarz und Plagio-klas verteilt, während im geschieferten Typus biotitreicheLaminae mit Ăźberwiegend aus Quarz und Plagioklas beste-henden Bändern wechseln. Als Nebengemengteile tretenz.T. Granat, Turmalin, Disthen und Sillimanit auf. Nord-westlich von Vranov nad DyjĂ (Frain) wechseln massigeParagneise in dĂźnnen Bändern mit einem hellgrĂźnen Ge-stein, das aus Diopsid und Skapolith besteht und zu denenmanchmal auch Quarz hinzutritt.
In enger Verbindung mit den Paragneisen stehen Zwei-glimmerschiefer (49), die z.T. Granat fĂźhrend sein kĂśnnen.Im Kartenauschnitt sind nur bei Onsov, Ăśstlich von Vranovnad DyjĂ (Frain) in einem grĂśĂeren KĂśrper Ăźberwiegendkleinschuppige Glimmerschiefer ohne makroskopischsichtbaren Granat zu finden. Die Zweiglimmerschiefer ent-halten wechselnde Mengen von Muskovit und Biotit, wobeiersterer häufig Ăźberwiegt. Weitere Gemengteile sindQuarz, etwas Plagioklas (Oligoklas), Turmalin, Granat,Apatit, Zirkon und Erz. Disthen, Staurolith und Sillimanitwerden selten beobachtet. Serizit ist meist sekundär ent-standen. Die so genannte Glimmerschieferzone entlangder Grenze zum Moravikum ist keine individuelle Metasedi-mentzone, sondern eine Zone, die durch rĂźckschreitendeMetamorphose geprägt ist. Diese fĂźhrte im Zusammen-hang mit der Moldanubischen Ăberschiebung zur Verglim-merung der Feldspäte in den Paragneisen und damit zurĂberfĂźhrung in Glimmerschiefer.
Die in der Drosendorf-Einheit in diesem Gebiet einge-schalteten weiĂ- bis gelbgrauen, feinkĂśrnigen Quarzite(50) sind meist nur Zentimeter- bis Meter-mächtig. Sie zei-gen unter dem Mikroskop deutlich längliche QuarzkĂśrner,wozu in verschiedenem MaĂe saure Plagioklase, in kleine-ren Mengen Muskovit bzw. Biotit, manchmal Erzmineraleund Zirkon hinzukommen.
Bei den Amphiboliten (51) Ăźberwiegen in der Drosen-dorf-Einheit die Granatamphibolite Ăźber jene Amphibolite,in denen Granat nur sporadisch vorkommt oder vollkom-men fehlt. Bei den schwarzgrĂźnen, fein- bis kleinkĂśrnigenund massigen Granatamphiboliten handelt es sich meistum Zentimeter- bis Meter-mächtige Einschaltungen in Bio-tit-Paragneisen. Sie bestehen vorwiegend aus grĂźnem bisbraunem Amphibol und kleinkĂśrnigem Plagioklas, weiters2â5 mm groĂen Granat-EinzelkĂśrnern, Titanit, wenigQuarz und Biotit. In unmittelbarer Nähe zum BittescherGneis tritt Amphibolit mit erhĂśhtem Biotitgehalt, unterAnwesenheit von Albit und Mikroklin auf.
Westlich von Vranov nad Dyjà (Frain) stehen in engenräumlichen Zusammenhang mit graphitreichen Gesteinen
ZĂźge von Marmor und Kalksilikatgneisen. Die Marmore(52) sind weiĂlich bis hellgrau, stellenweise durch Lagenmit fein verteiltem Graphit auch dunkel gebändert. NebenKalzit als Hauptmineral fĂźhren sie oft Tremolit, manchmalauch Diopsid, stellenweise Phlogopit und lagenweise auchhäufig Dolomit.
Die grĂźngrauen, feinkĂśrnigen und massigen Kalksilikat-gneise (53) zeigen häufig Ăbergänge zu Marmor, Quarzitoder Paragneis. Darin Ăźberwiegen grĂźner Amphibol undDiopsid; weiters sind Plagioklas, Skapolith und z.T. Quarz,Kalifeldspat, Tremolit und Kalzit vertreten (JENÂťEK &MATEJOVSKĂ, 1986).
Graphitschiefer und Graphitgneise (54) sind in der Dro-sendorf-Einheit häufig und in der Landschaft durch ihreschwärzliche Bodenfärbung auffällig. Die Graphitschieferbilden Zentimeter- bis Meter-mächtige Linsen und Bänder,die Graphitgneise bis Zehnermeter mächtige Zonen in denParagneisen. Die graphitischen Gesteine treten oft in Ver-band mit Marmor auf, wobei die Graphitschiefer sich häufigals gequetschte Lagen an den Rändern oder innerhalb grĂś-Ăerer MarmorzĂźge finden. Im Kartenausschnitt kommengrauschwarze Graphitgneise besonders westlich von Vra-nov nad DyjĂ (Frain) vor, wo mächtigere Graphiteinlagerun-gen auch abgebaut wurden. Die meist geringmächtigen,Dezimeter- bis Meter-mächtigen Lagen wechseln dort mitBiotit-Paragneisen.
GfĂśhl-Einheit (Šafov-Gruppe)Westlich bis nĂśrdlich anschlieĂend an die Drosendorf-
Einheit (Vranov-Gruppe) folgt im Bereich von Stary PetrĂn(Altpetrein) und Šafov (Schaffa) und nĂśrdlich von Onsovdie GfĂśhl-Einheit (Šafov-Gruppe) mit eher gleichfĂśrmigen,z.T. Granat fĂźhrenden Zweiglimmerschiefern und Einschal-tungen von Amphibolit, Serpentinit und Graphitquarzit(JENÂťEK & MATEJOVSKĂ, 1986).
Im Bereich der Staumauer des Stausees von Vranov nadDyjĂ (Frain) und Ăśstlich anschlieĂend findet sich ein leuko-krater, Granat fĂźhrender Muskovit-Biotitorthogneis (39)(vgl. DUDEK, 1962), der von FUCHS dem GfĂśhler Gneisgleichgesetzt wird.
In dem hellgrauen Gestein wechseln klein- bis mittelkĂśr-nige Partien einander ab. Der Wechsel von glimmerreichenund -armen und manchmal hololeukokraten Lagen fĂźhrt zueiner typischen Bänderung. Hauptgemengteile sind Mikro-klin, deutlich weniger Plagioklas und Quarz, wobei derMikroklin vorherrschender Feldspat ist. Muskovit Ăźberwiegtmanchmal Ăźber den rotbraunen Biotit. Granat ist stets vor-handen, entweder in mikroskopischer GrĂśĂe oder als biszu 1 cm groĂe Porphyroblasten. Akzessorien sind Apatitund Zirkon. Da das Gestein in der Glimmerschieferzonenahe der Moldanubischen Ăberschiebung liegt, wurde esretrograd Ăźberprägt.
Bei Lancov treten ebenfalls am Kontakt zwischen Dro-sendorf- und GfĂśhl-Einheit feinkĂśrnige und massige, leuko-krate Biotitorthogneise (40) auf, die bankig ausgebildetsind und wĂźrfelig zerfallen. Nach JENÂťEK & MATEJOVSKĂ(1986) Ăźberwiegt darin Plagioklas (Albit-Oligoklas â Oligo-klas) gegenĂźber dem Mikroklin und Quarz, wobei letztererbandfĂśrmig angereichert sein kann. Kastanienbrauner Bio-tit tritt untergeordnet in winzigen SchĂźppchen auf. Akzes-sorien sind Apatit und Erzminerale.
Biotit-Paragneis und feinkÜrniger Muskovit-Biotit-Paragneis (41) sind in der GfÜhl-Einheit recht häufig, kom-men im Bereich des Kartenausschnittes jedoch nur Üstlichvon Lancov vor. In diesen Gesteinen wechseln in rascherFolge Zentimeter- bis Meter-mächtige, schieferige undmassige Lagen; auch sind die Paragneise der GfÜhl-Ein-heit häufig migmatisch. Die Paragneise sind graue bisbraune, meist dunklere, fein-mittelkÜrnige Gesteine. La-genweise wechselt der Gehalt an Glimmer und damit die
49
Intensität der Schieferung. Hauptminerale sind Plagioklas(Oligoklas bis Andesin), Quarz, Biotit und Muskovit. Kali-feldspat tritt häufig, aber meist untergeordnet auf. Der Bio-tit bildet einzelne Schßppchen, Flatschen oder zusammen-hängende Lagen. Mit ihm tritt häufig Sillimanit (Fibrolith) inlinsigen Zßgen auf. Granat bildet meist kleinere, ein-schlussreiche KÜrner. Disthen findet sich als seltenerGemengteil. Akzessorisch treten Apatit, Zirkon, Turmalinund Erzminerale auf.
So wie in der Drosendorf-Einheit fĂźhrte auch in derGfĂśhl-Einheit die rĂźckschreitende Metamorphose im Zu-sammenhang mit der Moldanubischen Ăberschiebung zurVerglimmerung der Feldspäte in den Paragneisen unddamit zur ĂberfĂźhrung in Glimmerschiefer. Bei diesenZweiglimmerschiefern (42) wechseln kleinschuppigeGlimmerschiefer ohne makroskopisch sichtbaren Granatund grobblättrigere Glimmerschiefer mit groĂen Granat-EinzelkĂśrnern einander oft kleinräumig ab. Die Granatglim-merschiefer bestehen aus Quarz und geringen Mengenvon Oligoklas sowie aus dem reichlich vorhandenen Mus-kovit und braunem Biotit. Granat bildet Porphyroblasten bis15 mm GrĂśĂe. Selten wurde Sillimanit und Disthen beob-achtet. Weiters finden sich die Begleitminerale Turmalin,Apatit, Zirkon und Erz. Retrograde Umwandlungen vonGranat in Biotit und Chlorit sowie von Sillimanit in Muskovitsind festzustellen. Granat fĂźhrende Glimmerschiefer habendurch die groĂen GranatkĂśrner oft unebene, knorrigeSchieferungsflächen. Die kleinschuppigen Glimmerschie-fer zeigen im Mineralbestand Quarz, untergeordnet Oligo-klas, Muskovit, meist sehr feine Blättchen von Biotit undTurmalin. Vereinzelt wurden Disthen, Staurolith und Silli-manit beobachtet, letzterer in Umwandlung zu Serizit.
Die graphitischen Quarzite und grauschwarzen, dĂźnn-plattigen, scharfkantig brechenden und sehr harten Gra-phitquarzite (43), wie sie in der GfĂśhl-Einheit auftreten,enthalten neben den Hauptgemengteilen Quarz und unter-schiedlichen Mengen von feinschuppigem Graphit auchMuskovit, sehr wenig Biotit und Fe-Hydroxid (JENÂťEK &MATEJOVSKĂ, 1986).
In Gegensatz zu den Amphiboliten der Drosendorf-Ein-heit sind die Amphibolite (44) der GfĂśhl-Einheiit meist gra-natfrei. Im Verband mit den Granuliten der GfĂśhl-Einheitsind die Amphibolite jedoch häufig reich an Granat undPyroxen. Die dunkelgrĂźngrauen Amphibolite sind meistensfeinkĂśrnig und wechseln oft mit helleren Lagen aus Plagio-klas (Oligoklas bis basischer Oligoklas), Amphibol undwenig Quarz. In den homogenen Amphibolitlagen sind satt-grĂźner, deutlich pleochroitischer Amphibol und Plagioklas(meist Oligoklas) die Hauptgemengteile, während Quarzuntergeordnet auftritt. Akzessorisch sind Titanit, Titano-magnetit, Apatit, Zirkon und sekundär gebildeter Chlorit(JENÂťEK & MATEJOVSKĂ, 1986).
NordÜstlich von Vranov nad Dyjà (Frain) treten in Verbin-dung mit dem dort vorkommenden GfÜhler Gneis undUltramafititen hell-dunkel gebänderte Amphibolite auf.Diese Rehberger Amphibolite (45) sind mit jenen aus demKremstal vergleichbar, die dort ebenfalls gemeinsam mitultrabasischen Gesteinen vorkommen. Die Bänderung derRehberger Amphibolite geht auf das lagenweise unter-schiedliche Hornblende-Plagioklasverhältnis zurßck, aufden Gehalt von Diopsid oder Epidot sowie die Einschaltungvon Granit- und Aplitgneisen. Die fein- bis mittelkÜrnigenAmphibolite zeigen unter dem Mikroskop folgende Haupt-gemengteile: Amphibol (grßn, Fe-Pargasit), Plagioklas(Labrador); Nebengemengteile sind Klinopyroxen, Zirkon,Erz, Titanit; sekundäre Umwandlungen sind Chlorit undEpidot auf Kosten von Hornblende sowie Serizit von Pla-gioklas. Entsprechend der Variationsbreite der Amphibolitein den einzelnen Lagen schwanken auch die Mengenver-hältnisse der genannten Gemengteile.
Als Ausgangsgesteine fĂźr den Rehberger AmphibolitkĂśnnen Laven und Tuffe eines wechselnd basaltisch-an-desitischen und rhyolitischen Vulkanismus angenommenwerden. Die Abfolge von Ultramafititen und gebändertenAmphiboliten wird im Typusgebiet im Kamptal von FINGER& STEYRER (1995) sowie HĂCK et al. (1997) als ein Restozeanischer Kruste angesehen und als Ophiolitabfolgeinterpretiert. Es ist daher mĂśglich, dass dieser Gesteins-verband ein Hinweis auf eine ozeanische Sutur zwischenzwei getrennten Terranen ist.
NÜrdlich von Onsov treten in der GfÜhl-Einheit in Verbin-dung mit Amphiboliten Ultramafitite auf, die meist in Ser-pentinite (46) umgewandelt sind. Der Boden ßber demdunkel-, manchmal schwärzlichgrßnen, feinkÜrnigen bisdichten Serpentinit ist ocker gefärbt und es findet sich dar-auf eine typische Trockenheit liebende Vegetation.
Marmor (47) findet sich in der GfÜhl-Einheit nur sehr sel-ten im Verband mit Amphiboliten als Dezimeter bis Zehner-meter mächtige Lagen und Zßge.
Ganggesteine
Innerhalb vieler Gesteinseinheiten treten oft quer zumregionalen Streichen später eingedrungene Ganggesteineauf.
Am Stausee von Vranov ist am Nordufer der Bucht vonLancov ein ca. 10 m mächtiger Lamprophyr (81) aufge-schlossen. Die feinkĂśrnige Randpartie des Ganges ent-spricht durch ihre Zusammensetzung einem Spessartit,während sein Mittelteil aus Pyroxenkersantit besteht. Dasdunkle Gestein besteht vorwiegend aus idiomorphem,deutlich grĂźnlichbraun pleochroitischem Amphibol und ta-feligem Plagioklas (saurer Andesin). Chloritisierter BiotitschlieĂt zahlreiche kleine TitanitkĂśrner ein (JENÂťEK & MA-TEJOVSKĂ, 1986).
Weitere Lamprophyre finden sich nordwestlich vonZnojmo (Znaim) im Tal des GrĂĄnicky potok und nordwest-lich von Niederfladnitz.
Aplit (79) ist vor allem im Thaya-Batholith häufig. Die hel-len, 2â15 m breiten Gänge verlaufen entweder parallel zurSchieferung oder kĂśnnen diese auch mäĂig queren. Durchdie hĂśhere Verwitterungsresistenz treten die ĂźberwiegendNord-SĂźd streichenden, scharfkantig brechenden Aplitemeist im Bereich der BergrĂźcken auf. Man findet sie vorallem im Ăśstlichen Randbereich des Thaya-Batholiths,westlich von Retz und nĂśrdlich davon, am SpittelmaiĂ undHabermaiĂ (BATĂK, 1992a). Weitere Vorkommen sind amOberkĂźrberg und Schafberg Ăśstlich von Untermixnitz(BATĂK et al., 1993), nordwestlich von Znojmo (Znaim) undsĂźdĂśstlich von PodmolĂ (BaumĂśhl). Die mittel- und gleich-kĂśrnigen Gesteine sind Ăźberwiegend aus Feldspat (Plagio-klas, Kalifeldspat), daneben aus feinerem Quarz und Mus-kovit zusammengesetzt. In einigen Abschnitten kommtGranat hinzu (BATĂK, 1992a; BATĂK et al., 1993). Ăhnlichzusammengesetzte Aplite treten auch in der Vranov-Grup-pe, nĂśrdlich von Podmyce auf.
Pegmatit (80) ist besonders im zentralen Teil des Thaya-Batholiths, im Thayarevier nordĂśstlich von Niederfladnitzhäufig. Die scharfkantig brechenden Gesteine durchschla-gen den Granit sowohl konkordant als auch diskordant. DieDezimeter- bis mehrere Meter mächtigen Gänge sindgegen das Hauptgestein scharf bis unscharf abgegrenzt(FUCHS, 1993). Die Pegmatite bestehen meist aus grobkĂśr-nigem Feldspat, Quarz und z.T. groĂem, tafelfĂśrmigemHellglimmer (Abb. 56). Untergeordnet kĂśnnen schwarzerTurmalin (SchĂśrl) und Granat auftreten.
Gangquarz (78) wurde in mehreren Gruben an der Stra-Ăe zwischen Untermixnitz und Oberfladnitz abgebaut. DerNordostâSĂźdwest streichende Quarzgang hat eine durch-schnittliche Mächtigkeit von ca. 1 m (BATĂK et al., 1993).
50
Ebenso treten Quarzgänge in der Umgebung von Vranovnad DyjĂ (Frain) in der Vranov-Gruppe und nĂśrdlich vonHardegg im Bittescher Gneis auf. Die Gangquarze sindmeist milchigweiĂ, seltener rosafarben oder klar undmanchmal kavernĂśs.
In manchen Fällen wurden Flächen als kristallinesGestein auskartiert, konnten jedoch aufgrund der starkenVerwitterung oder der späteren marinen Ăberarbeitungnicht eindeutig einer lithologischen Einheit zugeordnet wer-den. Dies betrifft vor allem Bereiche der Therasburg-Grup-pe und des Weitersfelder Stängelgneises zwischen Mer-kersdorf und Obermixnitz. In diesen Fällen wurden dieseFlächen als stark verwittertes und vergrustes, z.T. kaol-initisiertes Kristallin (76) ausgeschieden.
Mit der gleichen Signatur wurde der Kaolin von Mallers-bach (76) bezeichnet. Dieser Kaolin ist primär gebildet undentstand an Ort und Stelle durch Verwitterung des Bitte-scher Gneises, sodass darin auch heute noch die typi-schen Strukturen des ursprßnglichen Gesteins erkennbarsind (Abb. 57). Das Vorkommen ist an einen stark bisextrem mylonitisch ausgebildeten Bereich des BittescherGneises (SCHERMANN, 1968) gebunden.
Er ist ein kleiner Rest der vermutlich während der tropi-schen Klimaphase im Eozän gebildeten kaolinitischen Ver-witterungsdecke (siehe oben). Im Bereich von Mallersbachwurde diese Verwitterungsdecke durch grabenartige Ab-senkungen an tektonischen, NordostâSĂźdwest-streichen-den Bruchlinien vor der späteren Abtragung geschĂźtzt. InGegensatz dazu wurde die Kaolinlagerstätte von Nieder-fladnitz wahrscheinlich erst im Neogen (Untermiozän)durch Abtragung und Umlagerung dieser paläogenen,kaolinitischen Verwitterungsdecke gebildet.
Der Kaolin von Mallersbach wurde in zwei eng begrenz-ten Linsen von 1948 bis ungefähr 1970 im Tagbau gewon-nen (vgl. z.B. HĂNIG & HORKEL, 1982; SCHERMANN, 1968;WIEDEN, 1968, 1978). Der Rohkaolin enthält nach WIEDEN(1964) etwa 51 % Kaolinit und Mixed-Layer, 42 % Quarzund 7 % Feldspat sowie Muskovit und Schwerminerale.Der durch Trockenaufbereitung gewonnene Feinkaolinwurde hauptsächlich als FĂźllstoff in der Gummi- und Kabel-industrie, in der Feinkeramik, als Malerton und als Träger-substanz in der chemischen Industrie verwendet.
Nicht eigens ausgeschieden wurde das im Bereich desThaya-Granites liegende Kaolinvorkommen von ĂnanovnĂśrdlich von Znojmo (Znaim) (vgl. JIRĂNEK, MĂLLER &SCHWAIGHOFER, 1990).
Paläozoische AblagerungenIm Mährischen Karst, am Rand des Brßnner Batholiths,
zeugen kontinentale, wahrscheinlich fluviatile Konglomera-
te und Sandsteine von der Abtragung der angrenzendenGranitoide. Diese frĂźhe Abtragungsphase erfolgte noch vorder variszischen Gebirgsbildung, im mittleren Erdaltertum(Devon), ca. 417â354 Millionen Jahre vor heute. Im Be-reich des Kartenausschnittes findet man derartige Sedi-mente nur nĂśrdlich von Znojmo (Znaim). Dort blieb nord-Ăśstlich von Ănanov, am Rand des Thaya-Granits, ein klei-nes Vorkommen eines devonischen Konglomerates (38)erhalten.
Neogene AblagerungenĂber den kristallinen Gesteinen der BĂśhmischen Masse
sind im Gebiet der Nationalparks Thayatal und PodyjĂ undderen näherer Umgebung Ăźberwiegend marine bis bracki-sche Ablagerungen des Neogens, und zwar des Miozänserhalten geblieben. Diese Ablagerungen finden sich einer-seits in grĂśĂerer Mächtigkeit Ăśstlich der zwischen Waitzen-dorf, Retz und Znojmo (Znaim) verlaufenden WaitzendorferStĂśrung, andererseits liegen diese Sedimente auch west-lich davon in flachen Senken auf der BĂśhmischen Masse,wie z.B. in den Becken von Weitersfeld, Niederfladnitz,Merkersdorf oder westlich von Znojmo (Znaim).
Diese Ablagerungen werden nun in ihrer zeitlichen Abfol-ge näher beschrieben.
Burgschleinitz-FormationDie Ablagerungen der Burgschleinitz-Formation (36,
37) sind gemeinsam mit den Sedimenten der Retz-Forma-
51
Abb. 56.Pegmatitgänge sind besonders im Bereich des Thaya-Granites häufig und be-stehen meist aus grobkÜrnigem Feldspat, Quarz und Hellglimmer (Muskovit).
Abb. 57.In dem durch Verwitterung des Bittescher Gneises an Ort und Stelle entstan-denen Kaolin von Mallersbach ist noch deutlich die typische Struktur desAusgangsgesteins zu erkennen.
tion die ältesten hier vorkommenden miozänen Sedimente.Sie stammen aus den untermiozänen Stufen des Ober-Eggenburgiums bis Ottnangiums.
Die Sande und Kiese der Burgschleinitz-Formation tre-ten im beschriebenen Raum vor allem Ăśstlich der Waitzen-dorfer StĂśrung, im Becken von Obermarkersdorf auf, des-sen nĂśrdlichster Teil im Bereich von Rosenau, westlichRetz, auf der Karte dargestellt ist. Weitere obertägig anste-hende, kleinräumige Vorkommen finden sich um Untermix-nitz, nĂśrdlich der Flur Fuchsgraben westlich Niederfladnitz,Ăśstlich PleiĂing, nĂśrdlich Waschbach, Ăśstlich Heufurth undim Ortsbereich von Weitersfeld (vgl. BATĂK et al., 1993,1994; ROETZEL, 1988, 1989, 1990). In den Becken vonObermarkersdorf und Weitersfeld ist anzunehmen, dassnicht nur randlich, sondern auch in den zentralen Becken-teilen unter den tonreichen Sedimenten (Zellerndorf-For-mation bzw. Weitersfeld-Formation) die Sedimente derBurgschleinitz-Formation liegen (vgl. SCHUBERT, 1999;SCHUBERT et al., 1999).
Biostratigraphisch ist die Burgschleinitz-Formation auf-grund ihrer Molluskenfauna zum GroĂteil ins Ober-Eggen-burgium zu stellen (vgl. MANDIC & STEININGER, 2003; ROET-ZEL, MANDIC & STEININGER, 1999). Durch ihre räumlicheBeziehung zu Ablagerungen der Weitersfeld-Formationund Langau-Formation in den Becken von Weitersfeld,Niederfladnitz und Merkersdorf kĂśnnen sie dort aber auchnoch in das Ottnangium hineinreichen.
Es handelt sich Ăźberwiegend um hellgraue bis gelb-graue, resche, unterschiedlich sortierte Fein- Mittel- undGrobsande (37) und gut gerundete Fein- bis Grobkiese(36) mit GerĂślleinschaltungen aus lokalem Kristallinmateri-al. Ărtlich kann an der Basis, direkt Ăźber dem Kristallin, einSchutt- und GerĂśllhorizont aus lokalem Kristallinmaterial,wie z.B. bei Untermixnitz, Waschbach und in Kellern imOrtsbereich von Weitersfeld auftreten. Durch die Lithologieund das Vorkommen von brackischen Mollusken, wie z.B.Austern, in diesen grobklastischen Sedimentanteilen kĂśn-nen diese basalen Schichten mit den Ablagerungen derKĂźhnring-Subformation im Raum von Eggenburg ver-glichen werden.
Die Sedimentfolge der Burgschleinitz-Formation hat imBecken von Obermarkersdorf eine Mächtigkeit bis mindes-tens 20 m, weiter westlich, in den kleinen Teilbecken aufdem Kristallin beträgt die Mächtigkeit dagegen meist nurwenige Meter.
Der grĂśĂte Aufschluss in der Burgschleinitz-Formationbefindet sich in der Sandgrube Diem (Abb. 58, 59), nĂśrdlichvon Obermarkersdorf (ROETZEL & HEINRICH, 1999). DasĂźber 20 m mächtige Profil lässt sehr deutlich eine Zweitei-lung erkennen, die mit der marinen Transgression im Ober-Eggenburgium in Verbindung gebracht werden kann. Derliegende Profilteil mit gut sortierten Mittelsanden undzwischengeschalteten Grobhorizonten zeigt in Sediment-aufbau und -strukturen deutliche Merkmale des seichten,von Sturmereignissen geprägten, kĂźstennahen Bereiches(Sublitoral bis Eulitoral). Der hangende Abschnitt mitschlecht sortierten, siltreichen, meist feinkiesigen Grob-und Mittelsanden und in Abschnitten deutlich hĂśherer Ver-wĂźhldichte ist dagegen bereits einem kĂźstenferneren, tie-feren Ablagerungsbereich (tieferes Sublitoral) zuzuordnen.DarĂźber erfolgte wahrscheinlich sehr rasch der Ăbergangin die Beckenfazies in Form der in der Nähe anstehendenTone und Silte der Zellerndorf-Formation.
Zwischen dem liegenden und dem hangenden Profilteil,wo tonreiche Sedimente auftreten, ist eine Sedimenta-tionsunterbrechung, eventuell sogar eine kurzzeitige Ero-sions- oder Umlagerungsphase anzunehmen. Diese Phasekann vermutlich mit der Regression unterhalb der Basisder Zogelsdorf-Formation im Raum Eggenburg korreliertwerden.
52
Abb. 58.In der Sandgrube Diem bei Obermarkersdorf sind die untermiozänen Sande der Burgschleinitz-Formationmehr als 20 m mächtig aufgeschlossen.
Abb. 59.GerÜlleinschaltungen aus lokalem Kristallinmaterial unterbrechen die teil-weise schräg geschichteten Mittel- bis Grobsande der Burgschleinitz-Forma-tion in der Sandgrube Diem bei Obermarkersdorf.
SĂźdwestlich von diesem Bereich,in der Umgebung von Rosenau,geht die sandreiche Fazies derBurgschleinitz-Formation lateral ineine GerĂśllfazies aus dem hoch-energetischen, kĂźstennahen Abla-gerungsbereich Ăźber.
Der in der Pfarrgrube von Rosen-au eindrucksvoll aufgeschlosseneGerĂśllhorizont liegt z.T. in mehrereMeter tiefen Taschen des kristalli-nen Untergrundes, dessen Oberflä-che durch die marine Erosion glattgeschliffen wurde (Abb. 60, 61). Indem 5â8 m mächtigen GerĂśllhori-zont sind die GranitgerĂślle sehr gutbis gut gerundet, z.T. auch nur kan-tengerundet. Sie haben meistDurchmesser von 5â15 cm; dane-ben kommen aber auch GerĂślle von20â50 cm, selten bis 1 m oder grĂś-Ăer vor. Die dicht gepackten, kom-ponenten- bis matrixgestĂźtzten Ge-rĂślle stecken in einer gelbbraunen
bis gelborangen, siltreichen, mittel- bis grobsandigen Mat-rix. Manchmal ist eine Einregelung nach den Längsachsen,z.T. sogar eine Imbrikation zu beobachten.
Die Sande der Burgschleinitz-Formation im Nahbereichdes Thaya-Batholiths fĂźhren besonders in der Grobfraktioneinen hohen Anteil an schlecht gerundetem, lokalem Gra-nitgrus. Trotzdem Ăźberwiegen im Spektrum durchsichtigerSchwerminerale, neben Turmalin und Zirkon, die Schwer-minerale aus metamorphen Gesteinen, wie z.B. Staurolith,Epidot-Zoisit, Granat und Disthen.
Es ist daher anzunehmen, dass die Zulieferung von Sedi-mentmaterial nicht nur aus dem Thaya-Batholith erfolgte,sondern ein beträchtlicher Teil wahrscheinlich von Gestei-
nen aus dessen hangenden Einhei-ten, teilweise auch aus dem Molda-nubikum stammt. Ăhnliche Schwer-mineralspektren mit z.T. besondershohen Anteilen an Staurolith, dane-ben Granat, Disthen, Hornblende,Turmalin, untergeordnet auch Zir-kon und Rutil fĂźhren die auf die The-rasburg- und Pernegg-Gruppe auf-lagernden Sande der Burgschlei-nitz-Formation (vgl. ROETZEL, 1989).
Die hier vorkommenden Sandeder Burgschleinitz-Formation sindrelativ fossilarm. So konnten nur inden Sanden im Ortsbereich vonWeitersfeld Mollusken (Chlamysholgeri, Pecten sp., diverse Bival-vensteinkerne, Austernbruchstß-cke) und Seekuhreste (Rippen vonMetaxytherium) (ROETZEL, 1988)und in der Sandgrube Diem, nÜrd-lich von Obermarkersdorf Lebens-spuren, Fischzähne und Seekuh-rippen (ROETZEL & HEINRICH, 1999)festgestellt werden.
53
Abb. 60.In der Pfarrgrube von Rosenau, nĂśrdlich von Obermarkersdorf, liegen in mehrere Meter tiefen Taschen desglatt polierten Thaya-Granites gut gerundete GranitgerĂślle.
Abb. 61.Die GranitgerÜlle in der Pfarrgrube Rosenau wurden in Kßstennähe in derstarken Brandung gerundet.
Retz-FormationDie Sande der Retz-Formation (34, 35) sind in diesem
Bereich ausschlieĂlich Ăśstlich der Waitzendorfer StĂśrung,vor allem in der Stadt Retz und in deren näherer Umge-bung bis sĂźdlich von Unternalb verbreitet (vgl. VETTERS,1918; WEINHANDL, 1954, 1955). Westlich bis nordwestlichvon Retz sind sie auch zwischen den in nord-sĂźdlicherRichtung längsgestreckten GranitzĂźgen (Gollitsch, Mittel-berg, WindmĂźhlberg, Parapluieberg, Muzion, etc.) eingela-gert. Im anschlieĂenden SĂźdmähren findet man äquivalen-te Sande obertags zwischen Šatov (Schattau) und Chvalo-vice (Kallendorf; vgl. ÂťTYROKY, 1993).
Die Retz-Formation entspricht biostratigraphisch derZogelsdorf-Formation, sie ist jedoch lithologisch in weitenTeilen mit der Burgschleinitz-Formation vergleichbar undfĂźhrt nur untergeordnet Einschaltungen von Kalksandstein.
Die selten auftretenden, diversen Molluskenfaunen derFein- bis Grobsande weisen auf die Ablagerung im kĂźsten-nahen Bereich (Eulitoral bis seichtes Sublitoral) hin. DieSande kĂśnnen aufgrund der Molluskenfauna (MANDIC &HARZHAUSER, 1999) und der Ostracodenfauna (ZORN,1999) in das obere Ober-Eggenburgium eingestuft werden.
Die Sande der Retz-Formation sind Ăźberwiegend gelb-braune bis gelbgraue, oft glimmerreiche, mitunter ebenflä-chig geschichtete, z.T. siltige Mittel- bis Feinsande, z.T.mit Grobsand- und Feinkieslagen und GranitgerĂśllen(35). In Kristallinnähe (Abb. 63) treten auch z.T. fein- bisgrobkiesige Mittel- bis Grobsande und GranitgerĂślle (34)bis 15 cm auf. SĂźdlich von Retz, im Bereich Unternalb âObernalb sind die Sande Ăśfter unregelmäĂig konkretionärverhärtet und z.T. auch fossilfĂźhrend. Im Bereich vonChvalovice (Kallendorf) in Tschechien sind in die Feinsan-de tuffitische, sandige Tone eingeschaltet (Abb. 62), diemit rhyolithischen Tuffiten an der Basis der Zogelsdorf-For-mation korreliert werden kĂśnnen (NEHYBA & ROETZEL,1999; vgl. ROETZEL, MANDIC & STEININGER, 1999; ROETZELin SCHUBERT et al., 1999).
Ăhnlich wie in den Sanden der Burgschleinitz-Formationist auch in der Retz-Formation im Spektrum durchsichtigerSchwerminerale der meist hohe Anteil von Granat, Stauro-lith, z.T. auch Epidot-Zoisit, neben Disthen, Zirkon, Turma-lin, untergeordnet auch Sillimanit und Rutil kennzeichnend.
Die Mächtigkeit der Retz-Formation beträgt in den Wein-kellern im Stadtbereich mindestens 17 m, nach Bohrungen
unmittelbar Üstlich von Retz um die 30 m (vgl. Bohrungen36, 37). Gegen Osten tauchen die Sande sehr rasch unterdie Zellerndorf-Formation ab. Eine Bohrung westlich vonKleinhÜflein, rund 2,5 km Üstlich von Retz, traf unter 59,3 mtonigen Silten mit seltenen Feinsandeinschaltungen derZellerndorf-Formation eine 64,7 m mächtige, rasch wech-
54
Abb. 63.Nordwestlich von Retz liegen die untermiozänen Sande der Retz-Formation oft am Rand von Granitkuppen.
selnde Folge von Fein-, Mittel- und Grobsanden mit Pecti-niden und Austern der Retz-Formation. Der Granit wurdebei einer Tiefe von ca. 124 m erbohrt (vgl. SEIBERL & ROET-ZEL, 1997; Profile bei VETTERS, 1918).
Die Sande und Kalksandsteine der Retz-Formation sindvor allem im Raum von Obernalb-Unternalb, auĂerhalb desKartenbereiches, fossilreich; sie fĂźhren aber auch in ande-ren Bereichen (z.B. westlich und nordĂśstlich vom Gollitsch)mitunter Fossilien (vgl. BERNHAUSER, 1955).
Bei der FossilfĂźhrung (Abb. 64) sind vor allem die Mol-lusken (BERNHAUSER, 1955; LUKENEDER et al., 1999; MAN-DIC & HARZHAUSER, 1999), Bryozoen (KĂHN, 1955; VAVRA,1979, 1981), Seeigel (HARZHAUSER & KROH, 1999; KROH &HARZHAUSER, 1999), Ostracoden (ZORN, 1999) und Wirbel-tierreste (BERNHAUSER, 1955) zu erwähnen. Bei den Wir-beltierresten sind ein Schädelrest eines Knochenfisches,ein KnochenbruchstĂźck eines unbestimmbaren Landsäu-getieres sowie RippenbruchstĂźcke von SeekĂźhen (Metaxy-therium krahuletzi) aus einer Sandgrube westlich von Retz,am Weg zur WindmĂźhle, hervorzuheben (BERNHAUSER,1955).
Ein fossiles Palmenholz aus den Sanden der Retz-For-mation beschreibt HOFMANN (1936a, 1936b) von der RiedeHeidbergen, sĂźdlich der HĂślzelmĂźhle, nordwestlich vonRetz. Ein weiteres fossiles Holz stammt von einem Wein-garten unterhalb der WindmĂźhle.
Zellerndorf-FormationDie vollmarinen Tone bis Silte der Zellerndorf-Forma-
tion (31, 32, 33) findet man im beschriebenen Gebiet wie-derum ausschlieĂlich Ăśstlich der Waitzendorfer StĂśrung,vor allem im Becken von Obermarkersdorf und nĂśrdlichund Ăśstlich von Retz, aber auch in den Senken zwischenden GranitzĂźgen westlich von Retz, wo sie auch direkt demKristallin auflagern kĂśnnen (Abb. 65). In SĂźdmähren sindsie im beschriebenen Bereich vor allem zwischen Znojmo(Znaim) und Šatov (Schattau) und sĂźdwestlich von Chvalo-vice (Kallendorf) verbreitet (vgl. ÂťTYROKY, 1993).
Diese im Raum Retz â Znojmo (Znaim) mit der Burg-schleinitz-Formation und der Retz-Formation lateral ver-zahnenden, bzw. durch die fortschreitende Transgressionauch im Hangenden beider Formationen abgelagertenFeinsedimente entsprechen nach der planktonischen Fo-raminiferenfauna und der Knochenfisch-Fauna der hoch-
Abb. 62.In der Kellergasse von Chvalovice (Kallendorf) sind in die untermiozänenSande der Retz-Formation tuffitische, sandige Tone eingeschaltet.
marinen Beckenfazies des Ober-Eggenburgiums bis Ottnangiums(vgl. ROETZEL, MANDIC & STEININ-GER, 1999).
Dieser so genannte âZellerndor-fer Schlierâ ist ein mittel- bis dun-kelgrauer, z.T. auch grĂźngrauer,meist feinst ebenflächig geschich-teter Ton bis Silt (Pelit) mit Fein-sandlagen und -bestegen, Pflan-zenhäcksel, Fischschuppen (31)und anderen Fischresten auf denSchichtflächen.
Die klebrigen, im trockenen Zu-stand sehr harten AblagerungenfĂźhren manchmal weiĂe Karbonat-ausfällungen und nicht selten Gips-kristalle und sind meist vollkom-men entkalkt. Die Feinsedimenteder Zellerndorf-Formation sind inihrer KorngrĂśĂenverteilung meistsehr einheitlich als Siltton (28â48% Silt, 47â72 % Ton) ausgebildet.Nur in Kristallinnähe nimmt derSandanteil oft deutlich zu. Mituntertreten auch innerhalb der Pelite
geringmächtige, sandreichere Einschaltungen auf, diewahrscheinlich auf Sturmereignisse zurßckzufßhren sind.
Vor allem im Becken von Obermarkersdorf, im Karten-ausschnitt im Bereich sßdlich von Rosenau, treten Toneund Silte der Zellerndorf-Formation mit einer dßnnenStreu von Kristallinschutt und einzelnen Kristallinbruch-stßcken (33) auf. Diese in den Weingärten und Feldern oftsehr dominant hervortretende Schuttdecke ist nach Bohr-sondierungen jedoch maximal wenige Dezimeter mächtigund stammt wahrscheinlich aus dem Holozän, eventuellauch aus dem Oberpleistozän.
NordĂśstlich bis Ăśstlich von Retz, im Bereich des RetzerGalgenberges und sĂźdlich Mitterretzbach ist der lateraleĂbergang aus der Retz-Formation als eine sehr sandreicheZone aus Silt bis Feinsand (32) ausgebildet, die auch verti-
55
Abb. 64.Fossilien aus der Retz-Formation (Eggenburgium) von Unternalb (HĂśhe beider Muscheln ca. 60 mm).a) Ostrea edulis adriatica LAM.b) Pecten hornensis DEPĂRET et ROMAN, linke Klappe.
Abb. 65.Im Steinbruch am Wartberg bei Zellerndorf liegen in Taschen unmittelbar Ăźber dem Thaya-Granit die blau-grauen Tone der Zellerndorf-Formation.
kal in Bohrungen der NĂSIWAG (evn wasser) bei KleinhĂśf-lein und Unternalb in der gesamten, dort fast 60 m mächti-gen Kernstrecke der Zellerndorf-Formation zu erkennen ist.Gleichzeitig nimmt aber in den meisten Bohrprofilen derSandanteil auch gegen das Hangende stetig ab.
Auch in den Sedimenten der Zellerndorf-Formation sind,wie in der Burgschleinitz- und Retz-Formation, im Spek-trum der durchsichtigen Schwerminerale Granat und Stau-rolith vorherrschend. Neben Disthen und Sillimanit sindaber auch Zirkon, Rutil und Turmalin in etwas hĂśheren Pro-zentsätzen vorhanden. Ăstlich von Retz, im Bereich desRetzer Galgenberges sind Zirkon und Rutil etwas häufigeranzutreffen.
Bei den Schichtsilikaten Ăźberwiegen meist deutlich dieSmektite mit 41â96 Gew.%. Weit geringer sind die Anteile
der Kaolinitgruppe und der Illite(vgl. auch WIMMER-FREY in ROET-ZEL et al., 1999a).
Die Mächtigkeit der Zellerndorf-Formation auf dem Kristallin west-lich und nĂśrdlich von Retz beträgtnur wenige Meter. Bei der ehemali-gen Ziegelei Schwach, sĂźdĂśstlichvon Retz, ist die Mächtigkeit der un-termiozänen Pelite bereits 11â15 m(vgl. Bohrung 38) und bei KleinhĂśf-lein und Unternalb wurden Mächtig-keiten von ca. 60 m erbohrt. ImBecken von Obermarkersdorf istaufgrund geoelektrischer Untersu-chungen eine maximale Mächtig-keit der Zellerndorf-Formation vonca. 80 m zu erwarten (SCHUBERT,1999). Ăhnliche Mächtigkeiten vonca. 75 m konnten durch Bohrungenbei Limberg nachgewiesen werden(SEIBERL & ROETZEL, 1997, SEIBERLet al., 1996).
Die Zellerndorf-Formation istĂźber weite Teile fossilarm bis weit-gehend fossilleer. Die Pelite fĂźhren
nur im liegenden Bereich, am Ăbergang aus der Retz-For-mation (im Raum Eggenburg aus der Zogelsdorf-Forma-tion) und im hangendsten Bereich (z.B. im Raum LimbergĂźber der Limberg-Subformation) eine reiche, kalkige Mikro-fauna. Diese nicht entkalkten Profilabschnitte sind durchdie reichen Vergesellschaftungen kleiner planktonischer(Globigerina ottnangiensis, G. praebulloides) und benthonischerForaminiferen (Stilostomella, Bulimina, Bolivina) charakterisiert.Durch die typische Zusammensetzung dieser Foraminifer-enfauna, wie z.B. der Häufigkeit von G. ottnangiensis, erfolgteine Einstufung der Zellerndorf-Formation ins obersteOber-Eggenburgium bis Ottnangium (vgl. ROETZEL et al.,1991, 1999c).
Weitersfeld-FormationDie Feinsedimente der Weitersfeld-Formation (28, 29,
30) sind vor allem in den Becken von Weitersfeld undNiederfladnitz verbreitet, wo sie Ăźber den grobklastischen,seichtmarinen Sedimenten der Burgschleinitz-Formation,z.T. aber auch direkt Ăźber dem Kristallin liegen. Diese,lithologisch der Zellerndorf-Formation sehr ähnlichen Abla-gerungen, haben obertags ihre grĂśĂte Verbreitung sĂźdlichvon Weitersfeld und Prutzendorf, Ăśstlich von Starrein undsĂźdlich von Fronsburg. In kleinen Relikten findet man sieaber auch westlich von Fronsburg, nĂśrdlich von Wasch-bach und westlich von Niederfladnitz, im Bereich der FlurFuchsgraben. In Tschechien sind vermutlich SedimenteĂśstlich von Mramotice, nordwestlich von Znojmo (Znaim)mit dieser Formation gleichzusetzen.
Die Pelite sind sehr oft in Depressionen zwischen loka-len Kristallinaufragungen eingebettet und konnten sßdlichvon Weitersfeld bis zu einer Mächtigkeit von 16,4 m erbohrtwerden, ohne die liegenden Schichten zu erreichen (ROET-ZEL, 1991; vgl. Bohrung 22).
Im basalen Teil treten häufig gelbgraue bis gelbbraune,glimmerreiche Silte bis siltige Feinsande (30) auf, indenen oft groĂe Mengen von Schwammnadeln charakte-ristisch sind (ROETZEL, 1990; ROETZEL & REHĂKOVĂ, 1991).
Der Ăźberwiegende Teil der Weitersfeld-Formationbesteht jedoch aus grĂźngrauen bis hellgrauen, kalkfreienSilttonen (28). Die fetten Pelite fĂźhren jedoch oft Kalk-schlieren und -konkretionen und besitzen mit 54â64 %sehr hohe Anteile der Kornfraktion kleiner 2Âľm. Der Anteilvon Smectit in der Fraktion kleiner 2Âľm ist mit 65â85 %ebenfalls fast immer sehr hoch, während Zweischicht-Ton-minerale (Kaolinit, Fireclay), Illit und Vermiculit meist unter-geordnet vorkommen. Dieser hohe Smectitanteil der Toneist am ehesten aus tuffitischen Einschaltungen abzuleiten(vgl. NEHYBA & ROETZEL, 1999).
Bei den durchsichtigen Schwermineralen Ăźberwiegt inden Sedimenten der Staurolith mit manchmal Ăźber 90 %.Daneben kommen in geringen Mengen Granat, Turmalin,Sillimanit, Disthen, Zirkon und Rutil vor (vgl. ROETZEL,1989).
Die Sedimente sind mit Ausnahme der in den basalenTeilen häufig auftretenden Schwammnadeln sehr fossil-arm. Nur Ăśstlich von Weitersfeld tritt als Einschaltung in diegrĂźngrauen Tone ein Diatomit (29) auf. Dieser weiĂgraueTon fĂźhrt eine reiche Vergesellschaftung von Kieselalgen-skeletten (Diatomeen) und selten Reste von Kiesel-schwämmen und anderen kieselschaligen Organismen(ROETZEL, 1989; ROETZEL & REHĂKOVĂ, 1991). Die artenar-me aber individuenreiche Diatomeenflora ist stratigra-phisch auf das obere Untermiozän (Ottnangium-Karpa-tium) beschränkt (vgl. ROETZEL, MANDIC & STEININGER,1999). Durch die Beziehung zu den Sedimenten der Burg-schleinitz-Formation und die vertikale und laterale Fazies-abfolge (vgl. ROETZEL & REHĂKOVĂ, 1991) kĂśnnen die Peli-te der Weitersfeld-Formation daher ebenfalls in das Ott-nangium gestellt werden.
In ihrer Zusammensetzung ist die Diatomeenfloratypisch fĂźr einen seichmarinen, kĂźstennahen (litoralen)Ablagerungsraum mit niedrigerem Salzgehalt (REHĂKOVĂ,1992; ROETZEL, 1993; ROETZEL & REHĂKOVĂ, 1991). DieseFazies der Weitersfeld-Formation mit reduziertem Salzge-halt leitet vermutlich von der vollmarinen Fazies derZogelsdorf- und Zellerndorf-Formation im Osten in dieseichtmarine bis brackische, von SĂźĂwasserzufluss beein-flusste Fazies der Langau-Formation (siehe unten) Ăźber.
Langau-FormationDie Langau-Formation (26, 27) hat ihre grĂśĂte Verbrei-
tung westlich des in der Karte dargestellten Bereiches, inden Becken von Langau und Riegersburg, wo sie vor allemaus zahlreichen Bohrungen und aus den AufschlĂźssen derehemaligen Braunkohletagebaue bekannt ist (Abb. 66; vgl.ROETZEL, 1993, 1994b, 2004a; ROETZEL & FUCHS, 1994;ZAPFE, 1953). Im Nahbereich der Nationalparks Thayatalund PodyjĂ treten Ablagerungen der Langau-Formation imBecken von Niederfladnitz und im nordwestlichen Stadtbe-reich von Znojmo (Znaim) auf.
An der Oberfläche handelt es sich hauptsächlich um z.T.sandige bis kiesige und kaolinreiche Silte bis Tone (27),untergeordnet treten aber auch Kiese und stark siltig-toni-ge Fein- bis Grobsande (26) auf.
Im Becken von Niederfladnitz sind die Sedimente ober-tags Ăśstlich und sĂźdlich von Niederfladnitz, im Bereich derehemaligen Kaolingruben einzusehen. Zahlreiche, im Rah-men der Kaolinprospektion durchgefĂźhrte Bohrungen inder Umgebung (AUSTROMINERAL, 1981; vgl. Bohrungen23â33) lassen in Kombination mit der geologischen Kartie-rung schmale, langgestreckte Becken zwischen kristallinenAufragungen erkennen, die mit bis zu 42,6 m Sediment(Bohrung 30) gefĂźllt sind (vgl. ROETZEL et al., 1999b).
Diese Bohrungen und die AufschlĂźsse zeigen durch-wegs, direkt auf dem Kristallin auflagernd, schlecht sortier-te, fein- bis grobkĂśrnige, manchmal kiesige oder tonigeSande und sandige Silte bis Tone in intensiver Wechsella-gerung, die im Bereich sĂźdĂśstlich von Niederfladnitz meistsehr kaolinreich sind. Dieser Kaolinreichtum der Sedimen-te ist wahrscheinlich durch die Abtragung und Umlagerungder Kaolindecke aus dem Eozän (siehe oben), wie wir sieals Relikte aus den nahe gelegenen Kaolingruben von Mal-lersbach und Ănanov kennen, zu erklären.
Die Sedimentfolge der Langau-Formation konnte imBecken von Niederfladnitz bis zu 38 m mächtig erbohrtwerden, im Langauer- und Riegersburger Becken ist siedagegen nur 13â20 m mächtig. (BRIX, 1981; ROETZEL,1993).
Während jedoch im Becken von Niederfladnitz in denBohrungen nur geringmächtige Einschaltungen von Kohle-tonen zu beobachten sind, ist in den Becken von Langauund Riegersburg Kohle in abbauwĂźrdiger Mächtigkeit ent-wickelt (ROETZEL, 1993, 1994b, 2004a; ZAPFE, 1953). ImBecken von Riegersburg und im sĂźdlichen LangauerBecken ist meist nur ein FlĂśz (HauptflĂśz) ausgebildet. DieFlĂśzmächtigkeit ist im sĂźdlichen Langauer Becken mit3â4,5 m am grĂśĂten, während im Becken von Riegersburgdas KohleflĂśz nur 2â2,5 m mächtig ist. In ähnlicher Mäch-tigkeit wie im Riegersburger Becken ist das HauptflĂśz auchim nĂśrdlichen Langauer Becken, an der tschechischenGrenze entwickelt. Dort sind jedoch darĂźber generell einca. 1 m mächtiges OberflĂśz und dazwischen teilweise nochein geringmächtigeres MittelflĂśz vorhanden. In den abge-bauten, mittleren Bereichen des Langauer Beckens warĂźber dem HauptflĂśz im nĂśrdlichen Teil ein OberflĂśz entwi-ckelt und westlich der StraĂe nach Šafov (Schaffa) schal-tete sich randlich dazwischen noch ein dĂźnnes MittelflĂśzein (ROETZEL, 1994b).
56
Im Becken von Langau ist die sandige Fazies sehr oft imLiegenden entwickelt, während die feinkÜrnigen Ablage-rungen und die Kohle im Hangenden auftreten und die To-ne und Silte unmittelbar unter oder ßber der Kohle liegen.
Im Spektrum der durchsichtigen Schwerminerale domi-nieren in den Sedimenten der Langau-Formation im RaumRiegersburg â Langau â Geras â HĂśtzelsdorf fast immerStaurolith und Disthen, dazu kommen Granat, Epidot-Zoisitund Turmalin, manchmal Sillimanit und im RiegersburgerBecken auch häufiger Zirkon. Im Becken von Niederflad-nitz tritt ein ähnliches Spektrum auf, die Verteilung derSchwerminerale ist jedoch wechselhafter. Vermutlichdurch die Nähe des Thaya-Batholiths sind das verstärkteAuftreten von Zirkon und das geringe Vorkommen von Dis-then und Epidot-Zoisit zu erklären.
Im Tonmineralbestand der Fraktion <2 ¾m dominieren inden Feinsedimenten der Langau-Formation fast immer dieTonminerale der Kaolinitgruppe gegenßber dem Smektit.Illit kommt meist nur untergeordnet vor. Eine Besonderheitsind sowohl in der Sedimentfolge des Beckens von Nieder-fladnitz als auch zwischen den FlÜzen im Becken vonLangau Lagen von smektitreichen Feinsedimenten, sogenannte Bentonite, die aus verwitterten tuffitischen Lagenhervorgegangen sind (NEHYBA & ROETZEL, 1999; ROETZELet al., 1994). Auch Glastuff in der Umgebung von Znojmo(Znaim) (TYROKY,1982) und hexagonale, bipyramidaleQuarze vulkanischen Usprungs aus einer Bohrung beiNiederfladnitz (ROETZEL et al., 1994) belegen vulkanischeEinschaltungen, die vermutlich mit der intensiven vulkani-schen Tätigkeit in den Vulkangebieten in Nordungarn undder Westslowakei zusammenhängen. Diese Vulkanoklasti-ka sind aufgrund von Zirkonstudien mit dem oberen vulka-
noklastischen Horizont in Sßdmähren und angrenzendenNiederÜsterreich aus dem Ottnangium korrelierbar (NEHY-BA & ROETZEL, 1999).
Fossilien sind aus der Langau-Formation vor allem ausdem Kohlenbergbau bekannt. Besonders in den Tonensind Reste von Schnecken und Muscheln nicht selten. Sofindet man an der Basis Schnecken wie Melanopsis, Clithon,Hydrobia und Valvata (Federkiemenschnecke), sowie Conge-rien-Muscheln, die alle noch im SĂźĂwasser lebten. DarĂźbertreten Schnecken wie Granulolabium (Nadelschnecke) undMuscheln wie Polymesoda (KĂśrbchenmuschel), Mytilus (Mies-muschel) oder Ostrea (Auster) auf, die bereits auf einenimmer wieder wechselnden Salzgehalt des Wassers hin-weisen (STEININGER, 1982).
Die zahlreichen Pflanzenreste aus der Kohle und denKohletonen geben ßber die Vegetation und damit auchßber das Klima zu dieser Zeit Auskunft. Besonders die Pol-len und Sporen, aber auch Samen und Frßchte der Pflan-zen, die ßber Millionen Jahre in den Tonen erhalten blie-ben, lassen ßber Vergleiche mit heutigen Lebensräumensehr detaillierte Aussagen zu.
Aus den KohleflĂśzen stammt neben vielen, meist unbe-stimmbaren Holzresten ein Zapfen (Abb. 67) einer heutebereits ausgestorbenen Kiefernart Pinus ooconica (KLAUS,1980). Aus der reichen Sporen- und Pollenflora (DRAXLER,1991; GABRIELOVĂ, 1973; HOCHULI, 1978; KLAUS, 1952;OBRITZHAUSER-TOIFL, 1954), aber auch mit Hilfe derMegasporen, Samen und FrĂźchte (BERGER, 1957; GRE-GOR, 1980; KLAUS, 1980; KNOBLOCH, 1978,1981; MELLER &VAN BERGEN, 2003) lässt sich eine äuĂerst artenreicheVegetation an verschiedenen Standorten rekonstruieren.In den fossilen Pollengesellschaften sind Floren der Mee-
57
Abb. 66.Im Braunkohlebergbau Langau wurde die Kohle der Langau-Formation von 1948 bis 1963 im Tagbau gewonnen (Foto um 1950).
reskĂźste, kleiner stehender Gewässer, flieĂender Gewäs-ser, vermoorter Ränder von Seen und FlĂźssen, FluĂauenund Sumpfwiesen, der Niederungen mit trockenen BĂśdenund der Berghänge enthalten (DRAXLER, 1991; vgl. ROET-ZEL, 1994b).
In kleinen SĂźĂwasserseen wuchsen Laichkraut (Potamo-geton), Wasserlinse (Azolla), Schwimmfarn (Salvinia), Seerose(Nymphaea), Lotusblume (Nelumbo) und ĂślabscheidendeAlgenkolonien (Botryococcus). In der RĂśhrichtzone gediehenSchilf (Phragmites), Igelkolben (Sparganium), Rohrkolben (Ty-pha), Riedgräser (Cyperaceen) und die Krebsschere (Stratio-tes). Vertreter der Kardengewächse (Dipsacaceen), wie z.B.der Teufelsabbiss (Succisa), verschiedene SĂźĂgräser (Poa-ceen) und Riedgräser (Cyperaceen), FroschlĂśffelgewächse(Alismataceen), Nachtkerzengewächse (Onagraceen),
Korbblßtler (Compositen) und Storchschnabelgewächse(Geraniaceen) waren in den Sumpfwiesen zu finden.
Im Sumpfwald wuchsen Tupelobaum (Nyssa), chinesi-sche Wasserfichte (Glyptostrobus) und Sumpfzypresse (Taxo-dium). BÜden mit hohem Grundwasserstand im Sumpf-buschwald waren der bevorzugte Standort von Gagel-strauch (Myrica), Erle, Wasserhickory, Birke, KÜnigsfarn(Osmunda), Stechpalme (Ilex) und Wildem Wein. An trocke-neren Standorten fand man Esche und Amberbaum (Liqui-dambar) sowie Cyrilla und Magnoliabßsche um Kiefernwald-bestände. Auf den trockensten Bereichen wuchsen Sequoia,Schirmtannen und Cathaya.
In der Umgebung der SĂźmpfe waren artenreiche, som-mergrĂźne und immergrĂźne Laubmischwälder, ähnlich wieheute in den Niederungen am Yangtse in China verbreitet(DRAXLER, 1991). Diese Wälder bestanden zum Teil ausexotischen Laub- und NadelgehĂślzen wie z.B. Edelkasta-nie, FlĂźgelnuss (Pterocarya), Engelhardia, Oreomunnea, immer-grĂźner Symplocos, Cathaya, Hickory (Carya), Ălbaumgewäch-sen und Sapotillbaum (Sapotaceen) und zum Teil ausheute in gemäĂigten Klimazonen Europas heimischenArten, wie verschiedenen Eichen- und Buchenarten, Lindeund Platane. Vereinzelt gehĂśrten auch Palmen zum Flo-renbestand. Die Berghänge in der weiteren Umgebungwaren mit Kiefergewächsen, besonders Tannen und Hem-lock-Tanne bewachsen, deren Pollen ebenfalls in dieSĂźmpfe eingeweht wurden. GänsefuĂgewächse (Cheno-podiaceen) bevorzugten besonders SalzbĂśden in KĂźsten-nähe (DRAXLER, 1991).
Aufgrund der Florenelemente kann das Klima zu dieserZeit sehr präzise mit 12°â15°C mittlerer Jahrestemperaturund mit 1200â1500 mm jährlicher Regenmenge angege-ben werden (GREGOR, 1980; HOCHULI, 1978). BesondersPflanzen wie Engelhardia, Sapotillbaum oder Palmen weisenauf ein feuchtes, warm gemäĂigtes bis subtropischesKlima hin.
Wirbeltierreste aus den Ablagerungen unter der Kohle imBraunkohletagbau Langau, wie z.B. ein fossiler Zahn undein Wirbelfragment eines Krokodiles oder fossile Rippenvon SeekĂźhen (Metaxytherium krahuletzi) und Zähne vonHaien ermĂśglichen einen Einblick in die damals lebendeTierwelt einer TrichtermĂźndung, eines so genannten Ăstu-ars (ZAPFE, 1953). Die Zahnfragmente eines kleinen Nas-horns und der Backenzahnsplitter eines Ur-Elefanten (Mas-
58
Abb. 68.Im Braunkohlebergbau Langau waren Ăźber der Kohle des HauptflĂśzes (Langau-Formation) die Feinsande derRiegersburg-Formation aufgeschlossen (Foto um 1950).
todon sp. = Gomphotherium angustidens;THENIUS, 1974) zeigen einen Aus-schnitt aus der Landfauna in derUmgebung dieser FlussmĂźndung.
Das in der Langau-Formation imBraunkohletagebau gefundeneZahnfragment von Gomphotherium(THENIUS, 1974; ZAPFE, 1953)erlaubt eine Einstufung in die Säu-getierzone MN4 (RĂGL, 1996) undsomit eine Korrelation mit dem Ott-nangium, bzw. dem hĂśheren Burdi-galium (STEININGER, 1999; STEININ-GER et al., 1989, 1996). Die Zusam-mensetzung der brackischen Mol-luskenfauna der Langau-Formationmit Granulolabium (Pirenella) moravicaund Polymesoda langauensis bestätigtein jĂźngeres Alter im Vergleich mitden Granulolabien und Polymeso-den der KĂźhnring-Subformationund Mold-Formation (STEINIGER,1979).
Nach HOCHULI (1978) ist dieLangau-Formation in die Neogen-
Abb. 67.Zapfen einer ausgestorbenen Kiefernart (Pinus ooconica) aus dem Braunkoh-lebergbau Langau, Länge ca. 83 mm.Krahuletz-Museum Eggenburg.
Pollenzone NGZ III einzustufen, wodurch die oben ange-fßhrten Ergebnisse bekräftigt werden.
Horizonte mit brackischen Mollusken, wie Crassostrea gry-phoides und Granulolabium (Pirenella) moravica in Bohrungen imBecken von Niederfladnitz (BATĂK et al., 1993) ermĂśglichendie Parallelisierung mit der Langau-Formation im RaumLangau und Znojmo (Znaim) und damit ebenfalls die strati-graphische Einstufung ins obere Eggenburgium bis Ott-nangium.
Riegersburg-FormationDie Ăźber der Langau-Formation folgende Riegersburg-
Formation (25) findet sich im hier dargestellten Kartenbe-reich nur im äuĂersten Nordwesten des tschechischenAnteiles, nordwestlich von Riegersburg und nordwestlichvon Lancov.
Das Verbreitungsgebiet der Riegersburg-Formation isthauptsächlich auf das Langauer Becken zwischen Langauund Šafov (Schaffa), das Riegersburger Becken sĂźdwest-lich von Riegersburg im Waldgebiet âWeiĂer Sandâ unddas Kottauner Becken westlich von Langau beschränkt(ROETZEL, 1992, 1993).
Die Riegersburg-Formation (ROETZEL, 1993) besteht vor-wiegend aus gelbbraunen bis braungrauen, sehr hellglim-merreichen, meist siltigen Feinsanden bis feinsandigen Sil-ten mit geringmächtigen Einschaltungen von Mittel- bisGrobsanden, selten auch dßnnen Kiesbändern. Besondersim Randbereich zu Kristallinkuppen gehen die Sande häufigin sehr gut gerundete, gelbbraune bis rotbraune Kiese ßber.
Das Spektrum der durchsichtigen Schwerminerale istsehr ähnlich dem der Langau-Formation. Meistens domi-nieren die Minerale Staurolith und Disthen, dazu kommenEpidot-Zoisit, Granat, Turmalin, Zirkon, Rutil und Titanit.Manchmal treten jedoch im Bereich nÜrdlich von Langau,im hangenden Abschnitt der Riegersburg-FormationSande mit einem meist identen Spektrum, jedoch unter-schiedlichen Mengenverhältnissen, wie z.B. sehr hohenAnteilen an Granat, Zirkon, Rutil oder Sillimanit auf.
Die Riegersburg-Formation erreicht die grĂśĂte Mächtig-keit im sĂźdlichen Langauer Becken, wo 13â19.5 m Glim-mersande erbohrt wurden. Im Riegersburger Becken sinddie Sedimente der Riegersburg-Formation maximal 5â8 mmächtig. Ăhnliche Mächtigkeiten sind im nĂśrdlichen Lang-auer Becken und Kottauner Becken anzutreffen und Ăźber-lagerten auch in dieser Mächtigkeit die Kohle im ehemali-gen Tagbau Langau (Abb. 68), wo sie den Abraum bildeten.
Bisher liegen fĂźr die Riegersburg-Formation keine bio-stratigraphischen Daten oder andere stratigraphischenAnhaltspunkte zur näheren Einstufung vor. Aus der gleich-mäĂigen und relativ mächtigen lithologischen Ausbildungder Glimmersande und der kiesig-grobsandigen Randfa-zies sowie der wenigen Fossilreste, wie verkieselte Nadel-hĂślzer, Schwammnadeln und Diatomeen, muss am ehes-ten ein sehr seichter, mariner bis brackischer Ablagerungs-raum fĂźr die Riegersburg-Formation angenommen werden.Dabei stammen die Glimmersande vermutlich von denstark verwitterten moldanubischen Glimmerschiefern derbenachbarten HĂźgel. Die kiesige Randfazies ist wahr-scheinlich als ehemaliger Kiesstrand dieses Meeres zuinterpretieren. Aufgrund der Lithologie ist die Riegersburg-Formation wahrscheinlich stärker marin beeinflusst als dieLangau-Formation. Durch die Lagerung Ăźber der Langau-Formation ist die Riegersburg-Formation sicher jĂźnger alsdiese und chronostratigraphisch vermutlich ebenfalls indas Ottnangium einzustufen (ROETZEL, 1993; vgl. ROETZEL,MANDIC & STEININGER, 1999).
Theras-FormationAblagerungen der Theras-Formation (24) findet man im
hier dargestellten Kartenbereich in grĂśĂerer Verbreitung
Abb. 69.Die Theras-Formation ist meist durch gut gerundete Kiese aus Quarz undQuarzit in rotbrauner, schlecht sortierter, siltig-sandiger Matrix charakteri-siert.
59
Ăśstlich von Starrein, Ăśstlich und sĂźdlich von Weitersfeld,Ăśstlich und nĂśrdlich von Fronsburg und Ăśstlich von Plei-Ăing. Dazu kommen noch eine Vielzahl kleinerer Vorkom-men, meist um Kristallinaufragungen nĂśrdlich von Wasch-bach, sĂźdlich von PleiĂing und nĂśrdlich von Untermixnitz,aber auch nordwestlich von Weitersfeld und Prutzendorf.In Tschechien kommen Ablagerungen mit ähnlicher Litho-logie auf der Hochfläche westlich und nĂśrdlich von Znojmo(Znaim), z.B. bei Lukov (Luggau), Ăśstlich Citonice odernĂśrdlich von Kucharovice (Kukrowitz) vor.
Während im Becken von Weitersfeld und nach SĂźdwest-en Ăźber Theras bis nach Sigmundsherberg und Rodingers-dorf eine groĂflächige Verbreitung der Kiese und Sandekartierbar ist, sind im Becken von Niederfladnitz und Mer-kersdorf lithologisch ähnliche Sedimente meist fleckenhaftan Kristallinaufragungen gebunden. In Kristallinnähe lie-gen die Sedimente der Theras-Formation meist direkt aufdem Kristallin, im Becken von Weitersfeld folgen sie jedochdiskordant Ăźber der Weitersfeld-Formation Ăźber einem teil-weise deutlich ausgebildeten Relief.
Es sind vorwiegend sehr schlecht sortierte, teilweiseschräg geschichtete Grob- bis Feinkiese und Grobsande inrotbrauner bis ockerbrauner, siltig-sandiger Matrix, aberauch gelbgraue bis gelborange, pelitreiche, kiesige Grob-bis Mittelsande (Abb. 69). Die Kiese bestehen vorwiegendaus Quarz und Quarzit, sind sehr gut gerundet und habenfast immer eine gelbbraune bis rotbraune Oberfläche. DieMächtigkeit dieser grobklastischen Sedimente im RaumWeitersfeld-Obermixnitz-Starrein beträgt meist 4â5 m,manchmal aber auch Ăźber 12 m. (ROETZEL, 1983, 1988 â1991, 1993; ROETZEL & REHĂKOVĂ, 1991)
Im Spektrum durchsichtiger Schwerminerale ist fĂźr dieTheras-Formation ein gegenĂźber den anderen Formatio-nen relativ buntes Spektrum mit Zirkon, Rutil, Turmalin,Staurolith, Disthen und Sillimanit, ein äuĂerst geringerGranatgehalt und ein sehr hoher Opakanteil kennzeich-nend (vgl. ROETZEL, 1989).
Da bisher in der Theras-Formation keine Fossiliengefunden wurden, ist auch die chronostratigraphische Ein-stufung der Schotter und Sande nicht eindeutig geklärt. Amehesten ist ein Zusammenhang mit dem marinen Hoch-stand im Ottnangium oder der darauf folgenden Rßckzugs-phase (Regression) wahrscheinlich, wie aus den an Kris-tallinaufragungen gebundenen Grobklastika im Beckenvon Niederfladnitz-Merkersdorf, ähnlich wie bei den Kiesender Riegersburg-Formation (vgl. oben), zu ersehen ist.Denkbar wäre aber auch ein Zusammenhang mit der mari-nen Transgression im Karpatium oder sogar im unteren
Badenium (Mittelmiozän), bei der vermutlich weite Teiledes Ostrandes der BÜhmischen Masse ßberflutet wurden.
Brennholz-FormationDas Vorkommen der Brennholz-Formation (23) be-
schränkt sich auf den Raum Ăśstlich von PleiĂing, wo imBereich der Flur âBrennholzâ grobklastischer Quarz- undQuarzitschutt in rotbrauner, siltig-sandiger Matrix vor-kommt (Abb. 70). Die nachgewiesen bis zu 6 Meter mäch-
Die fossilleeren Grobklastika der Brennholz-Formationsind vermutlich zeitgleich mit der Theras-Formation oderknapp danach entstanden. Sie wären damit, so wie diese,in das obere Ottnangium zu stellen, kÜnnen aber auchnoch jßnger sein (siehe oben).
Laa-FormationAblagerungen der Laa-Formation (21, 22) sind fast aus-
schlieĂlich Ăśstlich der Diendorfer â bzw. der WaitzendorferStĂśrung anzutreffen. Im hier dargestellten Kartenausschnittkommen sie nur kleinräumig direkt an der WaitzendorferStĂśrung westlich von Oberretzbach und auf tschechischerSeite nĂśrdlich von Kleinhaugsdorf â Hate (Haid) vor.
Während die marinen Sedimente der Laa-Formationgegen Osten bis in den Raum Mikulov (Nikolsburg) â Laaa.d.Thaya mehrere hundert Meter bis 1000 m Mächtigkeiterreichen (CICHA 1997; ÂťTYROKY, 1993; ROETZEL, 2003),sind sie unmittelbar am Ostrand der BĂśhmischen Massemeist nur einige Zehnermeter mächtig.
In diesem Gebiet wechsellagern oft tonige Silte undglimmerreiche Feinsande (22) mit quarzreichen, sandi-gen Kiesen (21) sowohl horizontal als auch lateral sehrrasch (Abb. 71, 72). Westlich von Oberretzbach folgen siedirekt Ăźber den siltig-feinsandigen Ablagerungen der Zel-lerndorf-Formation, von denen sie sich vor allem durch diecharakteristische marine Foraminiferenfauna mit Pappinabreviformis (PAPP et TURN.), P. primiformis (PAPP et TURN.), Uvi-gerina graciliformis PAPP et TURN., Praeglobobulimina pupoides(D´ORB.), Globigerina praebulloides BLOW, Bulimina elongataD´ORB., Baggina arenaria (KARRER), etc. (det. I. CICHA und J.ÂťTYROKĂ) unterscheiden.
Aus der Foraminiferenfauna ist in den Sedimenten derLaa-Formation innerhalb einer Zeitebene eine Vertiefungdes Meeres von Westen gegen Osten, von einem seichten,sublitoralen, kĂźstennahen Ablagerungsraum zu einemBeckenbereich abzuleiten. Im gesamten Karpatium istjedoch aus Bohrungen eine Verflachung des Meeres vomLiegenden zum Hangenden zu beobachten (vgl. ROETZEL,2003).
Grund-FormationDie Ăźber der Laa-Formation folgenden marinen Sedi-
mente der Grund-Formation (19, 20) haben ihre Hauptver-
60
Abb. 71.So wie hier in der Nähe von Jetzelsdorf, sßdÜstlich von Retz, sind die Feinsande und Silte der Laa-Formation(Karpatium) oft in den BÜschungen der Weingärten aufgeschlossen.
Abb. 70.In den Sedimenten der Brennholz-Formation Ăśstlich PleiĂing dominiert gro-ber, eckiger Quarz- und Quarzitschutt in rotbrauner, siltig-sandiger Matrix.
tigen Sedimente liegen um Kristal-linaufragungen aus Glimmerschie-fern und Quarziten der Therasburg-Gruppe.
Die Komponenten mit meist 1â5cm, vereinzelt auch 5â15 cmDurchmesser sind matrixgestĂźtzt,wirr gelagert und mit den Längs-achsen oft steil stehend und kĂśn-nen daher als lokale Massenstrom-sedimente (debris-flow-KĂśrper) in-terpretiert werden. In dem meisteckigen Kristallinschutt findet manbereits wieder gut gerundete, rese-dimentierte Komponenten der The-ras-Formation. Die rotbraune, toni-ge Matrix kĂśnnte mĂśglicherweisevon Rotlehmen im Hangenden infil-triert sein.
In der Brennholz-Formation Ăźber-wiegt in den Spektren durchsichti-ger Schwerminerale Staurolith mitbis zu 80 %. Weitere Schwermine-rale sind Disthen, Amphibol, Tur-malin, Zirkon, Rutil, Epidot undGranat.
breitung im westlichen Weinviertel, wo sie nordwestlich bisnordĂśstlich von Hollabrunn, im Bereich GroĂnondorf âGrund â Oberstinkenbrunn â Haslach groĂflächig aufge-schlossen sind (vgl. ROETZEL & PERVESLER, 2004).
Ein kleineres Vorkommen der Grund-Formation liegt indem hier dargestellten Kartenbereich im Ăśsterreichisch-tschechischen Grenzgebiet zwischen Unterretzbach â Mit-terretzbach â Hnanice (Gnadlersdorf) und reicht gegenNordosten weiter in den Raum Šatov (Schattau) â Chvalo-vice (Kallendorf). Im SĂźdwesten werden die mittelmiozä-nen Ablagerungen der Grund-Formation gegen die unter-miozänen Sedimente (Zellerndorf-Formation, Laa-Forma-tion) entlang des Landbaches wahrscheinlich durch eineNordwestâSĂźdost-streichende StĂśrung begrenzt.
In diesem Gebiet findet man ßberwiegend dßnn ge-schichtete, kalkige, z.T. feinsandige Silte und Tone mitglimmerreichen Fein- bis Mittelsandlagen (20). Unterge-ordnet treten geringmächtige Einschaltungen von polymik-ten, quarzreichen Kiesen (19) auf. Die Sedimente sindlithologisch und auch mineralogisch sehr ähnlich den Abla-gerungen der Laa-Formation.
In der Foraminiferenfauna sind nach I. CICHA & J.TYROKà (pers. Mitt.) auf tschechischer Seite im unterenTeil Uvigerina graciliformis PAPP et TURN., Pappina breviformis(PAPP et TURN.), P. primiformis (PAPP et TURN.), Bolivina hebesMACFADYEN, Globorotalia bykovae AISENSTADT und Globorotaliatranssylvanica POPESCU häufiger. Im hÜheren Teil derSchichtfolge sind vor allem Globigerinoides trilobus (RSS.), G.quadrilobatus (D´ORB.) und G. bisphericus TODD zu erwähnen.
Diese Sedimente gehen darßber allmählich in Schichtenmit Uvigerina macrocarinata PAPP et TURN., Vaginulinopsis pedum(D´ORB.) und einigen Exemplaren von Praeorbulina-Orbulinasuturalis ßber. Durch das Vorkommen von Praeorbulina-Orbuli-na suturalis sind sie eindeutig ins Mittelmiozän (unteresBadenium) einzustufen.
Die Molluskenfauna (ÂťTYROKY, 1968; TEJKAL, 1958 âSandgrube Šatov (Schattau)) ist vorwiegend durch Corbula(Varicorbula) gibba (OLIVI), Terebralia bidentata (GRATELOUP), Tur-ritella eryna (D´ORBIGNY), Clausinella aff. amidei tauratava (SAC-CO), Ostrea sp., etc. charakterisiert. Es handelt sich umArten, welche sowohl im Karpatium als auch Badeniumverbreitet sind.
61
Abb. 72.In der Laa-Formation ist häufig eine intensive Wechselfolge von tonigen Silten und glimmerreichen Feinsan-den mit Flaserschichtung zu beobachten.
Die Sedimente sind lithologischund faziell mit den Sedimenten imTypusgebiet der Grund-Formation,im Raum Hollabrunn vergleichbar(vgl. ROETZEL & PERVESLER, 2004).Es handelt sich um siltig-tonigeAblagerungen eines seichten Mee-res, die immer wieder von sandi-gen, sturmgeprägten Einschaltun-gen unterbrochen werden.
Pliozäne, fluviatile KieseEntlang der Thaya, zwischen
dem Umlaufberg und der StadtZnojmo (Znaim), treten an einigenStellen sandige, fluviatile Kiese(18) auf. Diese liegen meist inHĂśhen von rund 110â135 m Ăźberder heutigen Thaya in ungefähr360â400 m SeehĂśhe. In Ăsterreichfindet man diese Kiese nur imBereich des Schwarzwaldes nord-Ăśstlich von Merkersdorf (Exkur-sionspunkt ďż˝) und des Kirchenwal-des ostnordĂśstlich von SchlossKarlslust. Auf tschechischer Seite
liegen kleine Reste von vergleichbaren Ablagerungen(Abb. 73) nordĂśstlich der Ruine Nov y HrĂĄdek (Neuhäusl: UstudĂĄnky), sĂźdĂśstlich der ehemaligen GrubermĂźhle (Gru-ber °uv mlyn) bei Devet mlyn °u (Neun MĂźhlen) und westlichvon Sealsfield °uv kĂĄmen (Sealsfieldstein: Nad novou ces-tou; HAVLĂÂťEK, 2002).
Es handelt sich um quarz- und kristallinreiche Fein- bisGrobkiese aus Quarzit, Glimmerschiefer und quarzreichenGneisen in einer schlecht sortierten, siltig-sandigen, gelb-braunen bis rotbraunen Matrix. Die Komponenten mit meist1â5 cm, selten 10â15 cm Durchmesser sind oft gut gerun-det, teilweise aber auch eckig bis kantengerundet.
Die sandigen Kiese sind polymikt und unterscheiden sichdadurch deutlich von den meist grĂśberen und ausschlieĂ-lich aus Quarz und Quarzit zusammengesetzten Kiesender Theras-Formation. Sie wurden mitunter in kleinen Gru-ben, wie z.B. im Schwarzwald nordĂśstlich von Merkersdorf(Exkursionspunkt ďż˝) oder nordĂśstlich der Ruine Novy HrĂĄ-dek (Neuhäusl) abgebaut.
Die Kiese belegen einen alten Flusslauf auf der Hochflä-che, im Nahbereich des heutigen Thayatales, in der An-fangsphase der Eintiefung des Flusses. Sie sind aufgrundder HÜhe sicher ins Pliozän zu stellen.
Pleistozäne und holozäne AblagerungenGeologisch junge Ablagerungen aus dem Pleistozän und
Holozän (Quartär) haben im unmittelbaren Bereich derNationalparks Thayatal und PodyjĂ mit Ausnahme der Ter-rassenschotter und kleinräumiger Vorkommen von LĂśss,deluvialen Sedimenten und Blockschutt flächenmäĂig eheruntergeordnete Bedeutung. Hier sind es vor allem geomor-phologische Phänomene, die vorwiegend im Pleistozänihren Ursprung haben. AuĂerhalb der Nationalparks sind inGegensatz dazu die geologisch jungen, pleistozänen undholozänen Sedimente weit verbreitet.
Die grĂśĂte Bedeutung fĂźr das Verständnis der Talent-wicklung haben die fluviatilen Terrassenschotter (14, 15,16, 17) im unmittelbaren Talbereich der NationalparksThayatal und PodyjĂ (vgl. auch HAVLĂÂťEK, 2002, 2003). Lei-der blieben dort nur wenige Reste von Schotterakkumula-tionen erhalten, da der GroĂteil der Schotter nachträglichwieder erodiert wurde (siehe oben). Die Schotter sindmeist von Hangablagerungen oder LĂśss bedeckt und nur
an wenigen Stellen, z.B. in Wegeinschnitten, sichtbar oderliegen als Schotterstreu an der Oberfläche. Diese Terras-senschotter belegen aber die stufenweise Eintiefung desFlusses im Laufe des Pleistozäns.
Terrassenschotter mit der Basis 75 â 90 m Ăźber demFlussniveau (17) blieben im Thayatal nur oberhalb derWeingärten am Šobes (Schobes) erhalten. Sie liegen dortin ca. 320 m SeehĂśhe, 75â80 m Ăźber der Thaya und wur-den dort aufgrund dieser HĂśhenlage wahrscheinlich im
Unterpleistozän abgelagert. Im GerÜllmaterial ßberwiegendort Quarz und quarzreiche Gesteine sowie Gneise.
Die meisten Reste fluviatiler Terrassenschotter liegenmit der Basis zwischen 12 und 50 m Ăźber dem Flussni-veau (16). Sie kĂśnnen daher dem Mittelpleistozän zugeord-net werden. In HĂśhen von 50â45 m Ăźber dem Fluss liegenfluviatile Schotter an der Lokalität B ycĂ skĂĄla (Stierfelsen)und als Schotterstreu im Sattel sĂźdĂśstlich der ehemaligenGrubermĂźhle (Gruber °uv mlyn) bei Devet mlyn °u (NeunMĂźhlen). In ähnlicher HĂśhe blieben in einem WegeinschnittĂśstlich des Galis, westlich des Umlaufberges, gerundetebis kantengerundete Quarz- und KristallingerĂślle vor derErosion verschont.
Morphologisch am besten erhalten ist das Terrassenni-veau um 30â35 m Ăźber dem Fluss im Bereich der Kirchen-waldwiese und des Šobes (Schobes). In dieser HĂśhe lie-gen kantengerundete Quarz- und Kristallinschotter mit3â5 cm Durchmesser in sandiger Matrix. Unterhalb vonKrĂĄl °uv stolec (KĂśnigstisch) sind in einem Wegeinschnitt(Abb. 74) Ăźber dem Thaya-Granit ebenfalls ca. 30 m Ăźberder Thaya, rotbraune, z.T. kiesige Grob- bis Mittelsandeund kantengerundete Schotter und Blockwerk aufge-schlossen (vgl. BRZĂK, 1997; KIRCHNER, IVAN & BRZĂK,1996).
An der MĂźndung des Trauznitzky potok (Trausnitztal),nordwestlich von Konice (Deutsch-Konitz) liegen in 20â25m relativer HĂśhe ca. 2 m mächtige fluviatile Schotter. Darinfinden sich hauptsächlich graubraune, gerundete bis kan-tengerundete, intensiv verwitterte Gneise, Migmatite sowieQuarze mit 2â20 cm Durchmesser.
Das tiefste erhaltene mittelpleistozäne Niveau befindetsich 12â15 m Ăźber dem Fluss. In dieser HĂśhe liegen Schot-ter im Wald Ăśstlich der Umlaufwiese. Auch in dem Wegein-schnitt Ăśstlich des Galis, westlich des Umlaufberges, sindin dieser HĂśhe polymikte, kantengerundete Kristallinschot-ter mit Durchmesser von 5â10 cm, selten bis 20 cm in san-diger Matrix und grobe, kristallinreiche Sande aufgeschlos-sen. Weitere parallelisierbare Schottervorkommen befin-den sich beim verlassenen Mäander in der Flur Lipina beiDevet mlyn °u (Neun MĂźhlen) und auf dem flachen Glei-thang von ŠirokĂŠ pole nordwestlich von Hardegg.
AuĂerhalb des Nationalparks PodyjĂ sind unter- undmittelpleistozäne Terrassensedimente am Ausgang desThayatales aus dem Kristallin der BĂśhmischen MassegroĂflächig verbreitet. In diesem Raum liegen vor allem umNovy Šaldorf (Neuschallersdorf), Oblekovice (Oblas) undim westlichen, sĂźdlichen und Ăśstlichen Stadtgebiet vonZnojmo (Znaim) Kiese und Sande ca. 12â75(90) m Ăźberder Thaya, in 210â270 m SeehĂśhe.
Die ältesten, unterpleistozänen (?pliozänen) Schotterbilden auf der BĂśhmischen Masse zwei Niveaus in einerrelativen HĂśhe von 75â90 m Ăźber der Thaya (Dyje). DieseNiveaus setzen sich Ăśstlich von Znojmo (Znaim), in derAlpin-Karpatischen Vortiefe, auĂerhalb des Kartenberei-ches, fort (SmolĂn, Turany-Terrasse). Ihre Mächtigkeit be-trägt 2â20(40) m. In den Kiesen Ăźberwiegen Quarze, Quar-zite, Granite, u.a. An der Basis dieser Akkumulation liegenmanchmal bis zu 1 m groĂe BlĂścke von kristallinen Gestei-nen.
Die mittelpleistozänen, fluviatilen Akkumulationen bildeneinige Niveaus 12â50 m Ăźber der Thaya (Dyje) mit einerMächtigkeit von 2â5 m. In diesen Kiesen Ăźberwiegen Gnei-se, Quarze und Granite. Ăstlich von Znojmo (Znaim) sinddiese Schotter von LĂśss mit fossilen BĂśden Ăźberdeckt.
Terrassenschotter mit der Basis 8â10 m Ăźber demFlussniveau (15) findet man nur im Fugnitztal, in der FlurâSeeâ. Sie liegen dort auf einem Kristallinsockel aus Kalksi-likatgneis und sind aufgrund dieser relativen HĂśhe in dasOberpleistozän einzustufen. Die kantengerundeten undeckigen BlĂścke in mittelbrauner, siltig-sandiger Matrix ha-ben Durchmesser bis 20 cm.
62
Abb. 74.Kiesige Sande und kantengerundete Schotter und Blockwerk belegen ineinem Hohlweg unterhalb von Krål °uv stolec (KÜnigstisch) ein mittelpleistozä-nes Terrassenniveau der Thaya, rund 30 m ßber dem heutigen Fluss.
Abb. 73.NordÜstlich der Ruine Novy Hrådek (Neuhäusl) liegen rund 130 m ßber derThaya fluviatile Kiese, die auf einen alten Flusslauf am Beginn der Eintie-fungsphase hinweisen.
Terrassenschotter i.A. (14), die nicht einem bestimmtenNiveau zugeordnet werden konnten und daher nur insPleistozän i.A. gestellt wurden, befinden sich am Starrein-bach, Üstlich von Starrein.
LĂśss und LĂśsslehm, aber auch Staublehm und Verwit-terungslehm (13) bedecken vor allem groĂflächig GebietesĂźdlich und nĂśrdlich der Nationalparks und den Abhangentlang der Waitzendorfer StĂśrung. In Ăsterreich ist diesbesonders das Gebiet im Raum Merkersdorf â Waschbachâ Weitersfeld â Starrein und Niederfladnitz â Oberfladnitz âObermixnitz. In Tschechien sind groĂe Flächen nĂśrdlichbzw. Ăśstlich von PodmolĂ (BaumĂśhl), Lukov (Luggau),HornĂ Breckov (OberfrĂśschau), Vracovice gegen Mramoti-ce und Ănanov vorwiegend mit äolischen Ablagerungenbedeckt. Diese Gebiete werden im Untergrund vor allemvon unterschiedlich stark verwitternden Gesteinen der Per-negg-Gruppe und Therasburg-Gruppe (oberer und untererTeil der Lukov-Gruppe) aufgebaut, Ăźber denen in manchenBereichen noch miozäne Ablagerungen liegen kĂśnnen. InGebieten mit Gesteinen der Bittesch-Einheit oder desThaya-Batholiths treten LĂśssakkumulationen dagegenmeist nur weit kleinräumiger auf. Ein weiteres, groĂes Ver-breitungsgebiet von LĂśss ist der Raum sĂźdĂśstlich der Wait-zendorfer StĂśrungszone zwischen Retz und Znojmo(Znaim), was durch den abrupten Geländeabfall entlangder StĂśrungszone erklärbar ist.
Im Thayatal selbst sind LÜsse nur an wenigen Stellenanzutreffen. Hervorzuheben sind der Ortsbereich von Vra-nov nad Dyjà (Frain) sßdlich der Staumauer, das GebietÜstlich des Schwalbenfelsens nordwestlich von Hardegg,die Ost schauenden Hänge von Gali s und Baråk westlichdes Umlaufberges und des Kirchenwaldes sowie derTrauznitzky potok (Trausnitztal) nordwestlich von Konice(Deutsch-Konitz).
LĂśss ist ein äolisches, durch den Wind transportiertesund abgelagertes Sediment. Er ist daher durch die imPleistozän vorwiegend aus westlicher und nordwestlicherRichtung kommenden Winde Ăźberwiegend auf den nachOsten und SĂźdosten schauenden Hängen, im Windschat-ten der HĂźgel, abgelagert. Dies kann man besonders indem flachwelligen Gebiet sĂźdlich und nĂśrdlich der Natio-nalparks beobachten, das von unterschiedlich stark verwit-ternden Gesteinen der Pernegg-Gruppe und Therasburg-Gruppe aufgebaut wird (siehe oben). Hier sind besondersauf den lang gezogenen, flach nach SĂźdosten einfallendenHängen oft groĂflächig einige Meter mächtige LĂśssdeckenentwickelt. Besonders eindrucksvoll ist dieses Phänomenauch westlich von Retz, zwischen den lang gestrecktenGranitkuppen des Mittelberges, Parapluieberges, Wind-mĂźhlberges und Gollitsch zu erkennen (Abb. 28). Währendauf den West schauenden Hängen der blanke Felsen an-steht, sind auf den gegenĂźber liegenden, Ost schauendenFlanken der Kuppen LĂśssdecken Ăźber dem Kristallin bzw.den miozänen Sedimenten abgelagert. Diese LĂśssakku-mulationen im Raum Retz sind ideale Standorte fĂźr denWeinbau, da sie nicht nur hervorragende BĂśden bilden,sondern durch ihre Hanglage auch besonders gute Klima-bedingungen mit hoher Sonneneinstrahlung und geringerFrost- und Kaltluftgefährdung aufweisen.
Der LĂśss, der im Allgemeinen als gelbbrauner bis gelb-grauer, z.T. feinsandiger Silt ausgebildet ist, kann in derNähe von kristallinen Aufragungen lokale Beimengungenvon KristallinbruchstĂźcken und Kristallingrus enthalten.Seine Mächtigkeit beträgt meistens 0,5â3 m, kann abersĂźdĂśstlich der Geländestufe der Waitzendorfer StĂśrungs-zone bis zu 7 m, gegen SĂźden, im Raum Maissau sogar biszu 13 m (ROETZEL, 1994a) betragen.
Mitunter kÜnnen die LÜsse lokale Einschaltungen vonfossilen BÜden, so genannte PaläobÜden, fßhren, die inden wärmeren Perioden des Pleistozäns, den Interglazia-len oder Interstadialen, gebildet wurden. Diese fossilen
BĂśden weisen einerseits auf Ănderungen des Klimas hinund zeigen Unterbrechungen in der Sedimentation; ande-rerseits kĂśnnen mit ihrer Hilfe Bestimmungen des relativenAlters gemacht werden.
Bedeutende AufschlĂźsse mit Einschaltungen von derarti-gen fossilen BĂśden sind in der Karte mit dem Symbol fĂźrein âmehrteiliges LĂśssprofilâ gekennzeichnet.
Wie detaillierte mikroskopische (mikromorphologische)Analysen dieser PaläobĂśden durch L. SMOLĂKOVĂ (Karls-Universität Praha) gezeigt haben, haben die fossilenBĂśden sehr häufig mittel- bis unterpleistozäne Alter (vgl.HAVLĂÂťEK, 2002, 2003; HAVLĂÂťEK et al., 1998). Neben denjungen, oberpleistozänen LĂśssen treten daher auch ältereLĂśsse und dazwischen liegende, durch Erosion bedingteSchichtlĂźcken innerhalb der LĂśsspakete auf.
Die ältesten Reste von PaläobĂśden wurden zwischenLukov (Luggau) und PodmolĂ (BaumĂśhl) festgestellt. Dortliegen Ăźber den verwitterten Glimmerschiefern der unterenLukov-Gruppe (Therasburg-Gruppe) typische Rotlehme.Diese kĂśnnen nach den mikromorphologischen Untersu-chungen dem Pedokomplex PK X zugeordnet werden undstammen zumindest aus dem Cromer-Interglazial (GĂźnz/Mindel-Interglazial), kĂśnnen aber auch älter sein (HAVLĂÂťEK& SMOLĂKOVĂ, 2002). Vergleichbare rote bis violette Verwit-terungslehme konnten Ăźber den Glimmerschiefern in denFeldern im KreuzmaiĂ sĂźdĂśstlich von Hardegg, westlichder Kurzen Marter festgestellt werden (HAVLĂÂťEK, 1995).
In einer aufgelassenen LĂśssgrube im Trauznitzky potok(Trausnitztal) nordwestlich von Konice (Deutsch-Konitz)sind im oberen Teil einer 6â8 m mächtigen, pleistozänenSchichtfolge zwei fossile BĂśden vom Braunlehm-Typusaufgeschlossen (Abb. 75), die mindestens dem Pedokom-
63
Abb. 75.In einer aufgelassenen LÜssgrube im Trauznitzky potok (Trausnitztal) wirdder LÜss von zwei mittelpleistozänen, fossilen BÜden unterbrochen.
Ein Relikt aus der NacheiszeitCHRISTIAN ĂBL
Eingebettet in die trockene Weinlandschaft zwischen Retzund Haugsdorf ist auf den BÜschungen, Terrassen und Wän-den der Hohlwege eine bemerkenswerte Pflanze zu finden,deren Hauptverbreitung in asiatischen Halbwßsten liegt: dieHalbstrauch-Radmelde (Kochia prostrata).
Dabei handelt es sich um ein nacheiszeitliches Relikt, das inder neu entstandenen LĂśsslandschaft weit verbreitet war.Heute ist die Pflanze in ganz Ăsterreich nur noch an einigenoffenen Geländekanten zwischen Retz und Haugsdorf zu fin-den.
In der Literatur wird hervorgehoben, dass die Halbstrauch-Radmelde nur auf LĂśssstandorten zu finden ist. Eine gemein-same Begehung von R. ROETZEL und Ch. ĂBL (ROETZEL,2004b) ergab jedoch, dass die Pflanze auch auf den litholo-gisch sehr ähnlichen Sanden und Silten der Laa-Formation(Karpatium, Untermiozän) vorkommt.
Die Pflanze besiedelt auch einige sekundäre Standorte, wiezum Beispiel abgeschobene Weinbau-Terrassen und Keller-gassen. Mit dem Weinbau steht auch die Nutzung diesesstrauchfĂśrmigen und mehrjährigen GänsefuĂgewächses inVerbindung. Die Triebe wurden abgeschnitten, zu kleinenBesen zusammengebunden und zum Reinigen der PresskĂśrbeder Weinpressen verwendet. Darum wird die Halbstrauch-Radmelde im Volksmund auch âBeserlkrautâ genannt.
plex PK VII (Mittelpleistozän: Warmzeiten des Elster-(Min-del-)Glazials) entsprechen (HAVLĂÂťEK & SMOLĂKOVĂ, 2002).
Ăstlich Masovice wurde im Rahmen einer archäologi-schen Grabung in einer neolithischen Kreisgrabenanlageeine mehr als 3 m mächtige LĂśssfolge mit vier fossilenBĂśden in drei Pedokomplexen aufgeschlossen. Die älterenBĂśden entsprechen den Pedokomplexen PK VII bis PK IVund sind damit dem Mittelpleistozän (Warmzeiten desElster-(Mindel-)Glazials â PK VII; Holstein-Interglazial âPK VI-V, M/R-Interglazial; Treene-Interglazial, PK IV, Inter-riss) zuzuordnen (HAVLĂÂťEK & SMOLĂKOVĂ, 2003b). Die neo-lithischen Objekte und Gräben waren in diese pleistozäneSequenz eingetieft.
In Vranov nad DyjĂ (Frain) sind in alten ZiegelgrubensĂźdlich der Staumauer und an der StraĂe zum Schloss(oberhalb der Tankstelle) ebenfalls pleistozäne Schichtfol-gen mit LĂśssen und fossilen Bodenbildungen zu sehen.Vor allem der Aufschluss bei der Tankstelle dokumentiertdie komplexe, pleistozäne Entwicklung. Die basalen, riĂ-zeitlichen Terrassenschotter, rund 15â20 m Ăźber derThaya, werden von siltigen und sandigen Ăberflutungsse-dimenten sowie kolluvialen Kristallinschutt Ăźberlagern. Indiese eingeschaltet ist LĂśss mit einem interglazialen, rĂśt-lichbraunen Paläoboden. Dieser Bt-Horizont eines starkentwickelten Luvisems enthält Fragmente älterer BĂśdenund entspricht mikromorphologisch dem Pedokomplex PKIII (RiĂ-WĂźrm) (HAVLĂÂťEK & SMOLĂKOVĂ, 2003a). Im Auf-schluss sĂźdlich der Staumauer liegen Ăźber den mittelpleis-tozänen Schottern LĂśsse mit zwei interstadialen BĂśdenaus dem Oberpleistozän (Pedokomplexe PK I und PK II)(JENÂťEK et al., 1984).
Auch vom Klaper °uv potok (Klapertal) sĂźdsĂźdĂśstlich vonÂťĂzov beschrieben CĂLEK et al. (1996) eine komplexeWechselfolge von Gesteinsschutt, LĂśss und zwei rotenPaläobĂśden in Hangsedimenten, ungefähr 10 m Ăźber derThaya. Die fossilen BĂśden entsprechen entweder demPedokomplex PK II oder PK IV, sind demnach entweder
wßrm- oder risszeitlich (vgl. auch IVAN & KIRCHNER, 1994).Auch bei LedovÊ sluje (Eisleiten) wurden von diesen Auto-ren 2,2 m mächtige LÜsse und Lehme mit einem Bt-Hori-zont einer Parabraunerde (Mittelpleistozän) gefunden.
In einem Aufschluss Ăśstlich von Onsov tritt in den LĂśssenein interstadialer Boden aus dem Pedokomplex PK I oder?PKII auf (BATĂK et al., 1995).
SchlieĂlich sind auch in dem Wegeinschnitt am Osthangdes Galis, westlich des Umlaufberges, solifluidal verfrach-tete, vermutlich interglaziale, rotbraune Bodensedimentemit einem mächtigen Ca-Horizont und LĂśsskindel aufge-schlossen und sĂźdwestlich von Lukov (Luggau) gibt esdurch Solifluktion verschleppte, braune, fossile BĂśden undBodensedimente.
AuĂerhalb des Nationalparks PodyjĂ kommen in einerSandgrube sĂźdĂśstlich von Šatov (Schattau) im LĂśss zweifossile Bodenhorizonte vor. Der untere ist ein mittelpleisto-zäner, polygenetischer Prärieboden, der wahrscheinlich auseinem Braunlehm (Pedokomplex PK VII) entstand. Derobere ist ein Bodensediment (HAVLĂÂťEK & SMOLĂKOVĂ, 1998).
In Znojmo (Znaim), in der ehemaligen Holzfabrik an derStraĂe nach Dobsic, gibt es im Hangenden der mittelpleis-tozänen, fluviatilen, sandigen Schotter der Thaya LĂśssemit einer Parabraunerde (Pedokomplex PK III: RiĂ/WĂźrm âInterglazial = Stillfried A) und einem interstadialen Tscher-nosem (Pedokomplex PK II).
Eine weitere bedeutende, pleistozäne Lokalität ist derAufschluss Sedlesovice, sĂźdlich von Znojmo (Znaim). Dorttreten im Hangenden der unterpleistozänen, fluviatilen,sandigen Schotter der Thaya LĂśsse mit Kristallingrus und4â5 mittelpleistozänen fossilen BĂśden auf (SMOLĂKOVĂ &ZEMAN, 1979).
Durch das feuchtere Klima im Bereich der BÜhmischenMasse ist der LÜss stellenweise lokal verlehmt. Diesemeist entkalkten LÜsslehme mit hÜherem Tonanteil kÜn-nen jedoch aufgrund der schlechten Aufschlussverhält-nisse gegenßber dem LÜss nicht flächig abgegrenzt wer-
64
Abb. 76.Bei Jetzelsdorf wächst die Halbstrauch-Radmelde (Kochia prostrata; Bildmit-te) nicht nur auf LÜss, sondern findet sich auch auf den Feinsanden und Sil-ten der Laa-Formation.
den und wurden daher mit dem LĂśss gemeinsam ausge-schieden.
In diesem Zusammenhang muss auch auf die nicht aufder Karte ausgeschiedene, meist nur wenige Dezimetermächtige Staublehmdecke hingewiesen werden, die vorallem in den mit Wald bewachsenen Gebieten des Thaya-Batholiths groĂflächig vorkommt. Die glimmerreichen, z.T.grusigen, kalkfreien, siltigen Sande liegen entweder direktĂźber dem vergrusten Granit oder einer älteren Bodenbil-dung, wobei WEIDSCHACHER (in FRANZ et al., 1957) sehr oftan der Basis dieser Flugstaubdecke windgeschliffeneQuarze feststellen konnte. Schwermineralanalysen durchFRASL (in FRANZ et al., 1957) lassen die Auswehung desFlugstaubes aus oberflächig schon entkalktem LĂśss ver-muten. Von FRANZ et al. (1957) wird aufgrund von spät-neolithischer Keramik in diesem Flugstaub auf die Bildungim Holozän in Verbindung mit dem frĂźhen Ackerbaugeschlossen.
Durch periodische Aufwehungen von LĂśss auf FlieĂer-den entstanden im Pleistozän lokal deluvio-äolische Abla-gerungen (12). Es sind dies Wechsellagerungen von soli-fluidalen Silten und Tonen mit äolischen, siltigen bis siltig-sandigen Sedimenten. Diese Ablagerungen findet man imKartenbereich vor allem in Tschechien, nĂśrdlich derStaatsgrenze, zwischen Hnanice (Gnadlersdorf), Šatov(Schattau) und Chvalovice (Kallendorf). Ihre Mächtigkeitbeträgt zwischen 1 und 4 Meter.
Deluviale Ablagerungen (11, 10) entstanden Ăźberwie-gend durch periglaziale, gravitative und solifluidale Prozes-se. Meist bildeten sich diese so genannten FlieĂerden imPleistozän durch Hangabwärtskriechen von aufgetauten,wasserĂźbersättigten, tonig-siltig-sandig-steinigen MassenĂźber DauerfrostbĂśden. JĂźngere deluviale Ablagerungenaus dem Holozän sind auch auf flächige AbspĂźlung durchWasser zurĂźckzufĂźhren.
Am weitesten verbreitet sind deluviale Ablagerungen inMulden, flachen Dellen und in HangfuĂlagen (10). Es sinddies meist schlierig bis lagig entwickelte, sehr schlecht sor-tierte, tonig-siltig-sandige, z.T. kiesige Sedimente, die lokalQuarz- und KristallinbruchstĂźcke enthalten.
Deluviale Ablagerungen in Kristallinnähe oder in derNähe von Kiesablagerungen (11) fĂźhren vermehrt Kristal-linbruchstĂźcke (Abb. 77) oder Kiesanteile und gehen inKristallinnähe in Kristallinschutt Ăźber. Im Tal der Thaya undder Fugnitz sind in diesen Ablagerungen auch KristallinblĂś-cke bis MetergrĂśĂe zu beobachten.
Deluviale Sedimente sind an den steilen Hängen desThayatales häufig entwickelt, wie z.B. nÜrdlich des Kir-chenwaldes, bei Devet mlyn °u (Neun Mßhlen), LedovÊ sluje
(Eisleiten) oder auf dem flachen Gleithang von ŠirokĂŠ polenordwestlich von Hardegg. Auf der rechten Seite derThaya findet man grĂśĂere Flächen derartiger Sedimenteim Krotengraben Ăśstlich des Schwalbenfelsens, am Umlaufoder um die Kirchenwaldwiese. Am Nordhang von B ycihora (Stierwiesberg) und im Ălebsky potok nĂśrdlich vonKozĂ hrbet (nĂśrdlich der Steinernen Wand) trugen auchlokale Rutschungen zur Bildung bei.
Aus den deluvialen Ablagerungen beim Zollhaus in Har-degg stammen oberpleistozäne Reste eines Wollhaarnas-horns (Coelodonta antiquitatis). Bei den Resten handelt es sichum einen oberen Backenzahn, eine linke Speiche, einSchaftfragment einer rechten Speiche, ein linkes Becken-fragment und ein unteres Scheinbein (mßndl. Mitteilung F.A. FLADERER, Institut fßr Paläontologie, Universität Wien),die im Nationalparkhaus in Hardegg ausgestellt sind.
Daneben gibt es aber im Thayatal, besonders an denGleithängen, an Einmßndungen von Bächen und Gräbenoder am Fuà von Blockfeldern und BlockstrÜmen eine Viel-zahl kleinräumiger deluvialer Ablagerungen. Sie bestehenaus lehmigen Sanden und Silten mit Bruchstßcken kristalli-ner Gesteine und bildeten sich vor allem am Ende der letz-ten Kaltzeit.
Schutt (Kristallinschutt, Blockschutt) (9) tritt vor allemim Thayatal in Schutt- und Blockfeldern sowie BlockstrÜ-men unterhalb von steilen Felswänden und Felstßrmenauf. Diese bildeten sich vor allem im Pleistozän durch dieFrostverwitterung und Frostsprengung, aber auch durchFelsstßrze aufgrund von Felsentlastung und die damit ver-bundene gravitative Zerlegung. Im Holozän wurden dieSchutt- und Blockfelder weiter durch gravitative Prozesse
65
Abb. 77.Im Thayatal fßhren die lehmigen und siltig-sandigen, deluvialen Ablagerun-gen deutlich hÜhere Anteile an Kristallinbruchstßcken als auf der Hochfläche.
Abb. 78.Auf den kargen Blockfeldern im Thayatal genĂźgt manchmal nur ein wenigangewehte Erde in Ritzen und Spalten um neues Leben entstehen zu lassen.
gestaltet. Sie treten bevorzugt im Bereich des primär schonstark geklĂźfteten und blockig zerfallenden Thaya-Granitesund des Bittescher Gneises auf. Untergeordnet bildenauch die Quarzite des Weitersfelder Stängelgneises undder intermediäre Orthogneis im Bereich des Umlaufbergesderartige Schutt- und Blockfelder. Diese bestehen daherausschlieĂlich aus den darĂźber anstehenden kristallinenGesteinen. Blockfelder sind meist sehr matrixarm unddaher durch die Drainagewirkung und den durch fallendeLuftstrĂśmungen in den Blockzwischenräumen bedingtenâEiskeller-Effektâ wenig mit GehĂślz bewachsen (Abb. 78).Stärker bewachsen sind dagegen die Schuttfelder undBlockstrĂśme, die einen hĂśheren Anteil an feinkĂśrniger, leh-mig-sandiger Matrix besitzen und daher ein besseres Sub-strat fĂźr Pflanzen bilden. Oft ist ein flieĂender Ăbergangvon Blockfeldern zu BlockstrĂśmen zu beobachten.
Die grĂśĂten Blockfelder befinden sich auf Ăśsterreichi-scher Seite unterhalb des Kirchenwaldes (Abb. 79), inTschechien sind es die Blockfelder Vy rĂ skĂĄly und NadpapĂrnou, Ăśstlich des Šobes (Schobes) (vgl. BRZĂK, 2000)(vgl. Exkursionspunkt ďż˝).
Eine Sonderform von Blockfeldern sind jene im Bereichvon LedovĂŠ sluje (Eisleiten) sĂźdĂśstlich von Vranov nad DyjĂ(Frain). Dort entstanden durch Felsentlastung und Mas-senbewegungen Spalten und KlufthĂśhlen, die zum Teil mitgrobem, verstĂźrztem Blockwerk gefĂźllt sind (vgl. DEMEK &KOPECKY, 1996).
In späterer Zeit wurden die Schutt- und Blockfelder unddie BlockstrÜme in manchen Bereichen in ihren unteren
66
Leben auf BlockfeldernCHRISTIAN ĂBL
Die Blockfelder des Thayatales zeigen eine bemerkenswer-te Ausstattung an Mollusken. Hier kommen zahlreiche Artenvor, die typisch sind fĂźr trockene, felsige Standorte: Dreizäh-nige Puppenschnecke (Pupilla triplicata), Kleine Achatschne-cke (Cochlicopa lubricella), Linksgewundene Windelschnecke(Vertigo pusilla), Zylinderwindelschnecke (Truncatellina cy-lindrica), Helle Zylinderwindelschnecke (Truncatellina claus-tralis â eine sĂźdliche, stark wärmeliebende Art, deren nächsteFundstellen in den Pollauer Bergen und im Mährischen Karstliegen), Gemeine SchlieĂmundschnecke (Alinda biplicatabohemica â typisch fĂźr Felssteppen in den Tälern der BĂśhmi-schen Masse) und Zahnlose SchlieĂmundschnecke (Balea per-versa).
Das Bemerkenswerte an der Artenzusammensetzung ist dasVorkommen der Schmalen Windelschnecke (Vertigo angus-tior). Diese ist normalerweise auf dauerhaft nassen Wiesenund KalksĂźmpfen beheimatet. Der Fund aus dem Thayatalstammt jedoch von der Streubedeckung einer zum Teilbeschatteten Granitblockhalde bei By cĂ skala.
Das Auftreten dieser Art ist bezeichnend fßr die Blockfel-der. Vielen Blockfeldern fehlt der Bewuchs, an der Gesteins-oberfläche der BlÜcke treten sehr hohe Temperaturen auf.Zwischen den Gesteinen ist es jedoch schattig und kßhl. Hiersammelt sich auch die vom Wind eingewehte Laubstreu, z. B.der Linde, die ein nährstoffreiches Substrat bildet. An man-chen Stellen treten KaltluftstrÜme aus dem Fels; hier konden-siert die warme Luft und sorgt fßr ausreichend Feuchtigkeit.
Im Lauf der Zeit sind viele der Blockfelder vom Rand herzugewachsen. Sie tragen nun eine Schuttwald-Vegetation mitBergahorn, Spitzahorn, Hainbuche, Rotbuche, Linde und Ber-gulme. Hier kommt zum Beispiel die Flache Glanzschnecke(Oxychilus depressus) vor, eine typische Art der feuchtenWälder mit viel GerÜll und Felsen.
Abb. 79.Nur langsam wird das Blockfeld im Thaya-Granit beim Kirchenwald vomRand her von der Vegetation erobert.
Teilen von der Thaya wieder erodiert. Dies ist besondersdeutlich z.B. bei den beiden Blockfeldern im Kirchenwalddurch einen Gefälleknick im Bereich des HangfuĂes unddie Anhäufung groĂer GesteinsblĂścke in der Thaya fluss-abwärts zu erkennen.
Seitenbäche und Gräben mĂźnden in das Thayatal oft mitSchwemmfächern (8), die jedoch durch die Enge desTales meist klein sind. Die meisten Schwemmfächer sindsehr jung und stammen aus dem Holozän. Sie bestehenaus groben, z.T. kantigen KristallinblĂścken, Kristallinbruch-stĂźcken und Schottern in sandiger bis lehmiger Matrix. Sel-tener gibt es auch ältere Schwemmfächer, die an ihrerFront bereits wieder von der Thaya erodiert wurden undjetzt von den einmĂźndenden Bächen durchschnitten wer-den. Solche Schwemmfächer befinden sich z.B. rund 200m westlich der EinmĂźndung des Kajabachtales oder an derMĂźndung des Ochsengrabens. Ein etwas grĂśĂererSchwemmfächer, noch dazu mit einem sehr kleinen Ein-zugsgebiet, befindet sich auf dem flachen Gleithang vonŠirokĂŠ pole nordwestlich von Hardegg. Dieser liegt aber inerhĂśhter Position auf einem flachen, nach SĂźden schauen-den Hang mit deluvialen Ablagerungen, wo er von derThaya nicht erodiert werden konnte.
Auf der Hochfläche sind Schwemmfächer bei der Ein-mĂźndung kleinerer Gräben in die Haupttäler weit seltener.Zu erwähnen ist ein Schwemmfächer Ăśstlich PleiĂing, dervon SĂźden in das Seitental des PleiĂingbaches mĂźndet.Dieser etwas grĂśĂere Schwemmfächer besteht aus umge-lagerten Sanden der oberhalb anstehenden Burgschleinitz-
Abb. 80.Im Fugnitztal blieb in der Flur âSeeâ in einem verlassenen Mäander des Flusses eine offene Wasserflächeerhalten. Im Nahbereich wächst hier neben einigen Seggen auch das seltene Sumpf-Reitgras (Calamagrostiscanescens).
67
Formation, aber auch aus Quarzit-schutt der Brennholz-Formation.
Rutschmassen und Rutschun-gen (7) sind im Bereich des Thaya-tales und dessen UmgebungäuĂerst selten. Eine kleine, sehrjunge Rutschung in deluvialenSedimenten befindet sich an derNordostseite des Umlaufberges.SĂźdlich von Hofern, am Nordhangdes Hofinger Berges tritt amAnfang eines Grabens eine kleineRutschung mit Abrissnischen auf,die jedoch nicht in der Karte einge-zeichnet ist.
Wie bereits bei den deluvialenAblagerungen erwähnt, waren Rut-schungen und Gleitungen an derBildung dieser Sedimente häufigbeteiligt. Deutlich sichtbareRutschstrukturen sind jedoch nuram Nordhang von B yci hora (Stier-wiesberg) und im Ălebsky potoknĂśrdlich von KozĂ hrbet (nĂśrdlichder Steinernen Wand) in diesenSedimenten zu erkennen. Beson-ders zu erwähnen sind die auĂer-gewĂśhnlichen KlufthĂśhlen im Bereich von LedovĂŠ sluje(Eisleiten), an deren Bildung neben Felsentlastung auchBlockgleitungen und andere Massenbewegungen beteiligtwaren.
Bedingt durch die weiträumige Drainagierung feuchterWiesen in den letzten Jahrzehnten ist die Anzahl von Ver-nässungen und Anmooren (6) drastisch reduziert worden.GroĂflächig ausgebildete Vernässungen sind daher fastnur mehr auf der Hochfläche in Waldgebieten zu finden.Dabei ist zu beobachten, dass vor allem im Bereich desThaya-Granites, untergeordnet auch in dem des BittescherGneises, Vernässungen und Anmoore deutlich häufigerauftreten als in anderen Gesteinseinheiten. Zu erwähnensind z.B. der Gemeindewald sĂźdlich von Oberfladnitz, dieUmgebung von Untermixnitz, groĂe Vernässungen west-lich des Hetzhauses nĂśrdlich Niederfladnitz und am Neu-häuslweg nordwestlich von Schloss Karlslust oder die See-wiese sĂźdlich des Kirchenwaldes.
Eine Besonderheit ist die Flur âSeeâ im Fugnitztal (Abb.80), wo in einem verlassenen Mäander noch immer starkvernässte Flächen, in einem Be-reich sogar eine offene Wasserflä-che (âSeeâ) mit einem ausgedehn-ten Seggenbestand auftreten. ImNahbereich der Wasserfläche istdort ein Eschen-Birken Bruchwaldentwickelt.
Vor allem im Thayatal und auchim Fugnitztal sind im Bereich derTalaue morphologisch mehrereStufen entwickelt, die die Abtra-gung und Eintiefung der Thaya imLaufe des Holozäns widerspiegeln.Diese HĂśheren Fluren der fluviati-len Ablagerungen (3, 4, 5) der Tha-ya und deren NebenflĂźsse beste-hen hauptsächlich aus sandigemKies und z.T. lehmig-siltigem Sand.Meist sind 2â3 Stufen entwickelt,selten ist eine 4. Stufe zu erkennen(vgl. auch HAVLĂÂťEK 2002, 2003).
Die hĂśhere Flur mit der Ober-kante 5â7 m Ăźber dem Flussni-
Abb. 81.NÜrdlich der Einmßndung des Ochsengrabens in das Thayatal, Üstlich von Hardegg, ist in den fluviatilen,holozänen Ablagerungen eine morphologisch markante Erosionsstufe ausgebildet.
veau (5) ist nur bei der Oberen Bärenmßhle (Einsiedler),am Umlauf und im Fugnitztal als 4. Stufe ausgebildet.
Die 3. Stufe ist die hĂśhere Flur mit der Oberkante 3â4 mĂźber dem Flussniveau (4). In diesem Niveau liegen z.T.noch heute genutzte Wiesen und auf der tschechischenSeite stehen auf diesem Niveau die in der Zwischenkriegs-zeit gebauten Bunkeranlagen. Dies zeigt, dass auchbereits vor dem Bau der Staumauer von Vranov nad DyjĂ(Frain) nur selten Hochwässer dieses Niveau erreichten.Akkumulation und Resedimentation der fluviatilen sandi-gen Schotter und Sande begannen hier vermutlich im Spät-glazial (SpätwĂźrm) und setzten sich bis ins Holozän fort.FĂźr dieses Niveau sind in groĂen Mäandern (z.B. Kirchen-wald, Gebhardwiese), an der hangwärtigen Seite der Gleit-hänge flache, ungefähr 1 m tiefe Tälchen (Dellen) charak-teristisch, die wahrscheinlich als Abflussrinnen bei periodi-schen Hochwässern dienten (Abb. 82).
Die hĂśhere Flur mit der Oberkante 2â3 m Ăźber demFlussniveau (3) als 2. Stufe ist relativ häufig an den Gleit-hängen der Mäander entwickelt, bildet aber manchmal nur
68
Abb. 82.Die flache Delle an der hangwärtigen Seite des Gleithanges am groĂen Mäander an der Kirchenwaldwiesediente vermutlich als Abflussrinne bei periodischen Hochwässern.
Abb. 83.Auf der tiefsten morphologischen Stufe beim Einsiedler hinterlieĂ das August-Hochwasser 2002 groĂflächigAblagerungen von Sanden, Kiesen und Kristallinblockwerk.
einen schmalen Saum entlang derThaya (Abb. 81). Am breitesten istdieses Niveau im Fugnitztal, amLangen Grund Üstlich des Schwal-benfelsens, in Hardegg, bei derOberen Bärenmßhle und im Bereichvom Umlauf und Ostroh (Stallfirst).
Die tiefste, rezente Stufe liegtnur ca. 0,5â1 m, selten bis 2 mĂźber dem Niveau des heutigenNormalwasserspiegels (Abb. 83)und bildet meist nur einen ganzschmalen Saum entlang des Flus-ses. Sie wurde auf der Karte denrezenten, fluviatilen und deluvio-fluviatilen Ablagerungen (2) hinzu-gefĂźgt.
Die rezenten, fluviatilen und de-luvio-fluviatilen Ablagerungen (2)bilden in nahezu allen Tälern, Grä-ben und Dellen unterschiedlichmächtige AkkumulationskĂśrper.Die fluviatilen Sedimente bestehenje nach Lage und Einzugsgebietaus tonigen bis lehmigen Silten,Sanden oder Kiesen und fĂźhrenz.T. KristallinbruchstĂźcke und -blĂś-cke. Während im Thayatal undFugnitztal vor allem Kiese aus kris-tallinem Material und Sande vor-herrschen, sind auf der Hochflächedie Bäche Ăźberwiegend in lehmig-siltigen Sedimenten eingetieft. Be-sonders in lĂśssreichen Einzugsge-bieten schneiden manche Bächebemerkenswert tief, manchmal 3â4m, in rotbraune bis gelbbrauneLehme ein, die von der groĂflächi-gen Abtragung der LĂśssflächenherrĂźhren.
Besonders in der Nähe von flu-viatilen Ablagerungen oder inschmalen, nur periodisch aktivenRinnen entstanden durch Wechselvon deluvialen Sedimenten mit flu-viatil gebildeten Sand- und Kiesla-gen deluvio-fluviatile Ablagerun-gen. Auf der Hochfläche oberhalb der Thaya haben diezahlreichen Bäche und Gräben ihren Ausgang in flachen,manchmal vernässten Dellen. In diesen Bereichen findetman häufig sandige Lehme bis lehmige Sande, die einer-seits durch Abspßlung, andererseits durch fluviatile Akti-vitäten hierher gelangten.
Anthropogene Ablagerungen (1) sind im unmittelbarenBereich der Nationalparks sehr selten. Zu erwähnen sindlediglich die alten Muschelhalden der Perlmuttdrechsle-reien in Hardegg und Merkersdorf. AuĂerhalb der National-parks treten anthropogene Ablagerungen als AnschĂźttun-gen, Halden, Dämme und Deponien meist in kleinen Berei-chen auf.
Die grĂśĂten anthropogen veränderten Flächen befindensich im Stadtgebiet von Znojmo (Znaim). In Retz sind
anthropogene Ablagerungen im Bereich des Bahnhofsare-als und am äuĂeren Wall, der aus dem Aushub der groĂenWeinkeller aufgeschĂźttet wurde, zu finden. Weitere kleine-re AnschĂźttungen sind vor allem Dämme von Eisenbahnenund StraĂen, aber auch Dämme alter, aufgelassener Tei-che, wie z.B. im Raum Niederfladnitz oder im FugnitztalsĂźdlich von Heufurth.
GrĂśĂere Bergbauhalden sind in den aufgelassenen Kao-linbergbauen von Niederfladnitz und Mallersbach zu fin-den. Deponien von Bauschutt und kommunalem MĂźll wur-den hauptsächlich im Bereich alter, aufgelassener ZiegelĂś-fen, wie z.B. in jenen bei Prutzendorf, Waschbach, Retz,Obermarkersdorf und Šatov (Schattau) oder in aufgelasse-nen SteinbrĂźchen und Sandgruben, wie bei Weitersfeld,Obermixnitz oder Niederfladnitz angelegt.
Abb. 84.Die Besenheide (Calluna vulgaris) wächst im Thayatal vor allem auf den sauren, granitischen Gesteinen.
Die Geologie wird hier direkt â sozusagen âphysiolo-gischâ wirksam, fordert sie doch von den Pflanzenarteneine unmittelbare Anpassung an die chemischen Verhält-nisse des Untergrunds, sei es durch spezielle Mechanis-men der Nährstoffaufnahme, sei es durch das Vermeidenund Ausscheiden schädlicher Substanzen (z.B. Schwer-metalle), die aus der Gesteinsverwitterung in die BodenlĂś-sung gelangen kĂśnnen. Solche direkten Wirkungen sinddort am grĂśĂten, wo Pflanzen unmittelbar am Ausgang-stein als Substrat wachsen mĂźssen, an Standorten also,an denen es aufgrund der Steilheit, der Trockenheit oderauch der extremen Ionenzusammensetzung nicht zu einertiefer reichenden Bodenbildung gekommen ist. Im Natio-nalpark sind es vor allem die FelskĂśpfe und -klippen sowiedie Grobblockhalden auf denen die Vegetation in direktenKontakt mit dem Gesteinsuntergrund gerät und entspre-chend der jeweiligen chemischen Zusammensetzung deut-liche Unterschiede in der Artenzusammensetzung erken-nen lässt. Der bekannte Einsiedlerfelsen zeigt beispiels-weise eine reichhaltige Kalkflora, während die BlockstrĂśmeder âSteinernen Wandâ und des âKirchenwaldesâ im Ăśst-lichen Granitgebiet des Nationalparks Thayatal von säure-liebenden Pflanzenarten besiedelt werden.
Aber auch an Wuchsorten mit Verwitterungsdecken unddeutlich fortgeschrittener Bodenbildung kann sich der geo-logische Untergrund durch seine unterschiedlichen chemi-schen und physikalischen Eigenschaften noch bemerkbarmachen. Im Nationalpark Thayatal kommen beispielsweiseRanker als seicht- bis mittelgrĂźndige Bodentypen auf Gnei-sen und Graniten vor, die Rendsina-BĂśden bilden das ent-
69
Zwischen dem geologischen Aufbau und der natĂźrlichenPflanzendecke des Nationalpark-Gebietes besteht einäuĂerst enger, sachlicher Zusammenhang, der sich vorallem in der räumlichen Verteilung der Pflanzenarten undder von ihnen aufgebauten Lebensgemeinschaften wider-spiegelt. DarĂźber hinaus existiert gerade im Granit- undGneishochland Ăsterreichs auch ein unmittelbarer Bezugzur Landnutzung und der damit verknĂźpften aktuellen, vomMenschen stark beeinflussten realen Vegetation, der esebenfalls wert ist, im Rahmen einer erdwissenschaftlichenPublikation kurz beleuchtet zu werden (WRBKA, 1994).
Grundsätzlich kann man direkte und indirekte EinflĂźssedes Gesteinsuntergrundes auf die Pflanzendecke einerLandschaft unterscheiden, die allerdings von anderen Ăśko-logischen Faktoren, wie Klima, Einwanderungsgeschichte,etc. Ăźberlagert werden kĂśnnen. Direkten Einfluss Ăźben dieGesteine vor allem durch ihren unterschiedlichen Chemis-mus (pH-Wert, Ionenzusammensetzung, usw.) auf die Bo-denvegetation aus. Beispiel hiefĂźr wäre der klar erkennbareUnterschied im Ăśkologischen Verhalten zwischen jenenPflanzenarten die karbonatreiche, eher alkalische Substratebevorzugen â die so genannte âKalkfloraâ, und solchen, diean bodensauren, karbonatfreien Standorten vorkommen âdie âkalkfliehendeâ oder âsäureliebendeâ Flora. Als BeispielfĂźr die erste Gruppe wäre etwa das im Nationalpark aufsteileren Hängen und Felsklippen aus Kalksilikat vorkom-mende Blaugras (Sesleria albicans) zu nennen. Zu denbekannten Säurezeigern zählt hingegen die Besenheide(Calluna vulgaris), welche im Thayatal vorwiegend im Ăśstlich-sten Abschnitt auf Granituntergrund gedeiht (Abb. 84).
Eine reiche Pflanzenwelt â Abbild der GeologieThomas WRBKA
sprechende GegenstĂźck auf den Kalksilikaten und Marmo-ren. Selbst in den tiefer grĂźndigen Braunerden kann sichder unterschiedliche pH-Wert der Ausgangsgesteine undihrer Verwitterungsprodukte insofern auswirken, als in derArtenzusammensetzung der Waldvegetation so genannteZeigerpflanzen fĂźr bodensaure bzw. bodenbasische Ver-hältnisse in Erscheinung treten. So kann man auf den Pla-teaulagen des Nationalparkgebietes, das von BittescherGneis unterlagert wird, häufig die als Säurezeiger bekann-te WeiĂliche Hainsimse (Luzula luzuloides) im Unterwuchsder Rotbuchenwälder antreffen, während in der Umgebungvon Hardegg in Hangwäldern auf Marmor und Kalksilikatdie basenliebende WeiĂ-Segge (Carex alba) nicht selten ist.
Der indirekte Einfluss der Geologie auf die Pflanzendeckeist an zwei Phänomenen ablesbar: dem Relief oder Gelän-deform einerseits und der vorherrschenden Landnutzungandererseits. Beide scheinen auf den ersten Blick nichtunmittelbar mit der Geologie zu tun zu haben, bei nähererBetrachtung wird jedoch offenkundig, dass die unterschied-liche lithologische Wertigkeit (Härte, Verwitterungsanfällig-keit, Auflagerung von Deckschichten) der Gesteine die ge-meinsame Ursache ist. Sowohl im engeren Nationalparkge-biet, also dem von Talmäandern gebildeten tief eingeschnit-tenen Engtal, als auch in der umgebenden Hochfläche lässtsich dieser indirekte Zusammenhang aus der räumlichenVerteilung von Vegetationstypen und Landnutzung gutbeobachten: die naturnahe Waldlandschaft des Thayatalesdeckt sich weitgehend mit den felsunterlagerten Steilhän-gen, das von Lockersedimenten (miozäne und pleistozäneDeckschichten) bedeckte Plateau hingegen bot durch flach-welliges Relief und fruchtbare BÜden gßnstige Vorausset-zungen fßr die Landwirtschaft, noch im Frßhmittelalter hiervorherrschende Wälder wurde daher weitgehend gerodet
und durch Kulturland und vom Menschen abhängige Pflan-zengesellschaften (Ăcker, Wiesen, usw.) ersetzt.
Die Reliefenergie als Ausdruck der unterschiedlichenVerwitterungsfähigkeit der Muttergesteine findet ihren Ăśko-logischen Niederschlag im Wasserhaushalt der Standorte.Die im Thayatal diesbezĂźglich zu beobachtenden Unter-schiede kĂśnnen als durchaus extrem bezeichnet werden,da zu den angesprochenen lithologischen Faktoren nochdie enormen Expositionsunterschiede hinzutreten. Fels-kĂśpfe und -klippen, aber auch die zahlreichen steilen Ober-hänge in SĂźd- bis Westexposition sind hier besonders her-vorzuheben, da es auf solchen Standorten aufgrund derSeichtgrĂźndigkeit und Trockenheit im Postglazial zu keinerWaldentwicklung kommen konnte. Stattdessen finden sichdie besonders artenreichen Pflanzengesellschaften derTrockenrasen in zahlreichen Ausbildungen, welche wiede-rum in ihrer Artenzusammensetzung den pH-Wert derjeweiligen Gesteine und ihrer Verwitterungsproduktewiderspiegeln. Besonders erwähnenswerte Beispiele sol-cher Primärsteppen wären etwa die Federgras-Felssteppe(Inula oculus christi â Stipetum pulcherrimae) auf basischen unddie Erdseggen-Besenheide Gesellschaft (Carici humilis â Cal-lunetum) auf bodensauren Standorten (WRBKA et al., 2001).
Im engeren Nationalparkbereich, der wegen der Steilheitdes Geländes und der damit verknĂźpften schlechtenZugänglichkeit eine relativ geringe Beeinflussung durchland- und forstwirtschaftliche Nutzung zeigt, sind groĂflä-chig naturnahe Vegetationstypen erhalten, die einenbesonders engen Konnex zu den geoĂśkologischen Stand-ortsfaktoren aufweisen. Wie bereits erĂśrtert, fällt hier ins-besondere der Unterschied zwischen karbonatreichen und-armen Standorten auf, als dritter geologisch prädetermi-nierter Standortskomplex sind die verschiedenen Locker-sedimenten zu nennen. Die enge Bindung zwischen Vege-tation und Geologie zeigt sich dabei sowohl in den Wald-gesellschaften als auch in den Vegetationstypen der wald-freien Standorte.
Als ausgesprochen basiphile Waldtypen wären nachCHYTRY & VICHEREK (1995) zu nennen:â OrchideenâRotbuchenwald (Cephalanthero â Fagetum)â HimmelschlĂźsselreicher Pannonischer Eichen-Hainbu-
chenwald (Melampyro nemorosi â Carpinetum primuletosum veris)â Hartriegel-Eichenwald (Corno â Quercetum)â Blaugras-Linden-RotfĂśhrenwald (Sesleria varia â Tilia cordata
Gesellschaft).Wälder, die diesen Typen zugeordnet werden kÜnnen,
finden sich nahezu ausschlieĂlich im Raum Hardegg âFugnitztal â Hohe Sulz, in jenem Teil des Nationalparksalso, der geologisch von Kalksilikatgesteinen charakteri-siert wird.
Unter den betont azidophilen Waldgesellschaften sindbesonders erwähnenswert:â Hainsimsen-Rotbuchenwald (Luzulo nemorosi â Fagetum)â Tannenreicher Pannonischer Eichen-Hainbuchenwald
(Melampyro nemorosi â Carpinetum abietetosum)â Hainsimsenreicher Pannonischer Eichen-Hainbuchen-
wald (Melampyro nemorosi â Carpinetum luzuletosum)â Hainsimsen-Traubeneichenwald (Luzulo albidae â Quercetum
petraeae) â Seidenginster-Traubeneichenwald (Genisto pilosae â Quer-
cetum petraeae)â Felsenkresse-RotfĂśhrenwald (Cardaminopsio petraeae â Pine-
tum sylvestris).Wälder der letztgenannten Typen finden sich einerseits
in Plateau- und Hanglagen im Bereich der Bittesch-Einheit.Ein zweiter Verbreitungsschwerpunkt ist der Raum Umlauf-berg und Kirchenwald-Schoberberg mit Standorten, andenen Orthogneis und Granite zutage treten oder zumin-dest das Ausgangsmaterial einer unvollständigen Boden-entwicklung bilden.
70
Abb. 85.Der Diptam (Dictamnus albus) bevorzugt eher kalkigen Untergrund und istdaher im Thayatal vor allem auf MarmorzĂźgen zu finden.
71
Exkursionspunkte
Exkursionspunkt ďż˝Vranov nad DyjĂ (Frain) â Staumauer
Das Profil an der Thaya unterhalb der Staumauer vonVranov nad DyjĂ (Frain) gibt Einblick in die Gesteine derVranov-Gruppe, die in Ăsterreich der Drosendorf-Einheitzugerechnet wird.
Auf einer Länge von mehr als 250 m kann der Wechselvon Biotitparagneis mit Granatglimmerschiefer, Amphibolitund Marmor studiert werden. Der nĂśrdliche Teil des Profilswird von mächtigem Granatamphibolit gebildet (vgl. BATĂK,1992b). Im Bereich eines Marmorzuges wurde eine Blei-vererzung in einem kleinen Bergbau beschĂźrft.
Die oberhalb liegende, 296 m lange Staumauer von Vra-nov nad DyjĂ (Frain) wurde 1930â1934 gebaut. In demdahinter liegenden Staubecken werden mehr als 132 Milli-onen m3 Wasser fĂźr die Stromerzeugung gestaut. Das alsSchwellkraftwerk betriebene Kraftwerk verursacht in derThaya zweimal täglich eine Flutwelle, wodurch der Was-serspiegel um ca. einen halben Meter kurzfristig ansteigt.Die in diesen Phasen enorm zunehmende StrĂśmungsge-schwindigkeit wirkt sich nicht nur katastrophal auf dieFischfauna aus, sondern reduziert auch die Wassertempe-ratur und erhĂśht die Sohlerosion enorm.
Das auf einem 76 m hohen Felsen oberhalb von Vranovnad DyjĂ (Frain) thronende Schloss (Abb. 86) wurde nacheinem Brand von J. B. FISCHER VON ERLACH 1688â1695 zueinem monumentalen barocken Herrensitz umgebaut. Diearchitektonischen Schwerpunkte dieses herrlichen Schlos-ses sind der Ahnensaal mit einem wertvollen Fresko vonJ.M. ROTTMAYR und die aus dem 17. Jh. stammendeSchlosskapelle.
Exkursionspunkt �Hamry (Hammer)
In dieser Felswand am linken Ufer der Thaya, an derStraĂe zu den Häusern von Hamry (Hammer), ist der han-gendste Teil des Bittescher Gneises aufgeschlossen. Die-ser oberste Abschnitt des Bittescher Gneises ist in vielenBereichen immer wieder durch Einschaltungen von Amphi-bolit und Paragneis gekennzeichnet. Dieser Aufschlusszeigt einen intensiven Wechsel des Bittescher Orthognei-ses mit Lagen von Biotitamphibolit und vereinzelt auch Bio-tit- oder Muskovit-Biotit-Paragneis (Abb. 87). Die Gesteins-folge ist in diesem Aufschluss besonders intensiv gefaltet.
Abb. 86.Das barocke Schloss von Vranov nad DyjĂ (Frain) erhebt sich Ăźber der Thayaauf einem 76 m hohen Felsen aus Bittescher Gneis.
Abb. 87.Die Felswand nahe Hamry bei Vranov nad DyjĂ (Frain) erĂśffnet den Blick auf intensiv gefalteten BittescherGneis mit Einschaltungen von Amphibolit und Paragneis.
Die Falten haben GrĂśĂen zwischenmehreren Zentimetern und 20â30m und belegen deutliche eineBewegung gegen Nordwest (vgl.BATĂK, 1992b).
Exkursionspunkt ďż˝LedovĂŠ sluje (Eisleiten)Ein auĂergewĂśhnliches Natur-
phänomen sind die KlufthĂśhlen imBereich von LedovĂŠ sluje (Eislei-ten) sĂźdĂśstlich von Vranov nad DyjĂ(Frain). Diese liegen am linken Uferder Thaya, an der nordwestlichenSeite eines Kammes, der sich Ăźberdem Fluss erhebt. Dort entstandenvermutlich im Spätglazial (Ober-pleistozän), im stark geklĂźftetenBittescher Gneis KlufthĂśhlen, dieentlang von vorgegebenen StĂś-rungszonen angeordnet sind.
Durch die Zerlegung der Gestei-ne entlang dieser StĂśrungszonen,durch Felsentlastung aber auchBlockgleitungen und andere Mas-
senbewegungen bildeten sich an diesem Hang mehrerehundert Meter lange und bis zu einige Zehnermeter in dieTiefe reichende KlĂźfte. Diese KlĂźfte wurden zum Teil mit
72
Abb. 88.In den KlufthÜhlen von LedovÊ sluje (Eisleiten) wechseln enge Spalten undgeweitete Räume mit verstßrztem Blockwerk einander ab.
Fledermäuse âNachtaktive HĂśhlenbewohnerCHRISTIAN ĂBL
Im grenzĂźberschreitenden Nationalpark Thayatal-PodyjĂ wur-den bisher 19 der 25 in Ăsterreich bekannten Fledermausartenfestgestellt. Die Anzahl der Arten ist auĂerordentlich hoch, aller-dings ist hier die Lebensraumqualität auch besonders gut. DerFluss, die Ufersäume, die Wiesen und die Trockenstandorte mitden zahlreichen Insekten bilden eine ausgezeichnete Basis fĂźr dieErnährung. Die zahlreichen HĂśhlen, hohle Baumstämme, Burgenund alte Häuser mit verlassenen DachbĂśden bieten ausreichendUnterschlupf.
Eine besonders hohe Bedeutung als natĂźrliches Habitat fĂźr Fle-dermäuse bieten die tief in den Bittescher Gneis hinabreichendenFelsspalten im Bereich von LedovĂŠ sluje (Eisleiten). Die Umge-bung von LedovĂŠ sluje (Eisleiten) ist aufgrund der HĂśhlen und desnahen Flusses mit dem begleitenden Ufersaum und den WiesenauĂerordentlich attraktiv fĂźr Fledermäuse. Allein hier wurdenbereits 16 Arten, zum Teil in einer enormen Individuendichte, beiUntersuchungen zwischen 1991 und 2002 festgestellt (REITER etal., 2003).
Folgende Arten sind hier vertreten:
Kleine Hufeisennase (Rhinolophus hipposideros), Kleine Bart-fledermaus (Myotis mystacinus)*, GroĂe Bartfledermaus (Myotisbrandtii)*, Wimperfledermaus (Myotis emarginatus), Fransenfle-dermaus (Myotis nettereri), Bechsteinfledermaus (Myotis bech-steinii)*, GroĂes Mausohr (Myotis myotis)*, Wasserfledermaus(Myotis daubentonii)*, Zwergfledermaus (Pipistrellus pipistrel-lus), Kleinabendsegler (Nyctalus leislerii), Abendsegler (Nyctalusnoctula), Nordfledermaus (Eptesicus nilssonii), BreitflĂźgelfleder-maus (Eptesicus serotinus), Mopsfledermaus (Barbastella barba-stellus)*, Braunes Langohr (Plecotus auritus)* und Graues Lang-ohr (Plecotus austriacus)*.
Die mit einem Stern (*) gekennzeichneten Arten Ăźberwinternin den HĂśhlen. Voraussetzung dafĂźr ist allerdings, dass die Tem-peraturen nicht unter 0°C sinken. Die tatsächlichen âEishĂśhlenâfallen also als Winterquartier aus. FĂźr die Anlage von Wochen-stuben (Brutkolonien der Weibchen im Sommer) sind die kaltenHĂśhlen allerdings nicht geeignet. Die ungestĂśrten DachbĂśdender alten Häuser, Burgen und Ruinen bieten viel angenehmereTemperaturen. Dementsprechend nutzen vorwiegend nur einige
Abb. 89.Manche Fledermausarten, wie das GroĂe Mausohr (Myotis myotis) Ăźberwin-tern in den KlufthĂśhlen von LedovĂŠ sluje (Eisleiten); als Wochenstube fĂźr dieJungtiere, wie im Bild oben, sind die kalten HĂśhlen allerdings ungeeignet.
Männchen der Wasserfledermaus, GroĂen Bartfledermaus,Mopsfledermaus, Graues Langohr und BreitflĂźgelfledermaus imSommer die HĂśhlen als Quartier.
Eine groĂe Bedeutung haben die Felsspalten als SchlafplätzefĂźr Fledermäuse am Durchzug. Im Rahmen der Untersuchungenkonnte eine hohe Frequenz während der Migration im FrĂźhlingund Herbst festgestellt werden.
Zu erwähnen sind auch Kurzzeitbesuche in den HÜhlen. Man-che Fledermausarten legen mitten in der Nacht zwischen zweiJagdperioden eine kurze Ruhepause ein.
dem groben, von oben herabgestĂźrzten Blockwerk verfĂźllt,wobei sich in der Tiefe komplizierte und weit reichendeHĂśhlensysteme bildeten (Abb. 26, 27, 88).
Durch die besondere geomorphologische Situation unddas geeignete Mikroklima an dem Nordwest-orientiertenHang kann sich nach kalten und nassen Wintern in denHÜhlen und umgebenden Blockfeldern Grundeis halten,das bis in den Sommer hinein nicht abschmilzt. Hochstäm-mige, gerade wachsende Bäume zeugen von der inzwi-schen weitgehend erfolgten Stabilisierung des Hanges inder Gegenwart.
Oberhalb der HÜhlen bildeten sich einzigartige Gesell-schaften von Kälte und Schatten liebenden Pflanzen undTieren. Die HÜhlen von LedovÊ sluje (Eisleiten) sindLebensraum und Schlafplatz von zahlreichen Fledermaus-arten.
Der Hang und seine HĂśhlensysteme sind daher ausNaturschutz- und SicherheitsgrĂźnden fĂźr die Ăffentlich-keit nicht zugänglich.
Am Talboden, unterhalb von LedovÊ sluje (Eisleiten),entstand an dem Prallhang im Bittescher Gneis, wahr-scheinlich durch die seitliche Erosion, ein kleiner Umlauf-berg mit einem durchbrochenen Mäander.
Exkursionspunkt �Ăzov
Der Aufschluss sĂźdĂśstlich von ÂťĂzov befindet sich im lie-genden Abschnitt des Bittescher Gneises. In diesemBereich treten ebenso wie in den hangendsten Anteilendes Fugnitzer Kalksilikatschiefers Wechsellagerungen vonBittescher Gneis mit Kalksilikatgesteinen und Marmorenauf. Dieser Zug streicht aus dem Bereich von HornĂBreckov (OberfrĂśschau) in Richtung Thayatal und setztwestlich des Maxplateus gegen das Rosental fort.
In diesem Aufschluss ist ein migmatitisierter, seidig glän-zender Biotitparagneis zu sehen. Dieser enthält mehrereverformte, Zentimeter-mächtige Lagen eines feinkĂśrnigen,lamellierten Kalksilikatgneises und eine wurstartig abge-quetschte Lage (Boudinage) eines hellen, Muskovit fĂźhren-den, granitischen Augengneises. Ebenso sind in dem Auf-schluss zusammen mit Marmor bestens erhaltene Fremd-gesteinseinschlĂźsse (Xenolithe) zu sehen, die während dervariszischen Gebirgsbildung bei der herzynischen Defor-mationsphase in dem Bittescher Gneis eingeschlossenwurden (vgl. BATĂK, 1992b).
Exkursionspunkt �Nov y Hrådek (Neuhäusl)
Von der Burgruine Nov y HrĂĄdek (Neuhäusl) hat maneinen einmaligen Blick in das tief eingeschnittene Tal derThaya und den weit mäandrierenden Fluss mit demUmlaufberg und dem Ostroh (Stallfirst). Dieses Land-schaftsbild schafft den Eindruck dreier, die Burg umflie-Ăender FlĂźsse.
Die Burgruine liegt auf einem Felssporn (Abb. 90) ausfeinkÜrnigen, muskovitisch-biotitischen Glimmerschiefernund -gneisen. Diese Zweiglimmerschiefer sind besondersim Burggraben und in einigen in den Felsen geschlagenenKellern im neuen Teil der Burg zu sehen. Sie enthalten ver-einzelt Granat und Staurolith. Die spätere, rßckschreiten-de, dynamische Metamorphose fßhrte zur teilweisenRekristallisierung von Quarz und Muskovit und einer fastvÜlligen Chloritisierung des Biotits.
In den Glimmerschiefern treten sehr häufig feinkĂśrnigerMagnetit und Ilmenit auf, die die Ursache fĂźr eine weiträu-mige magnetische Anomalie in diesen Gesteinen sind.Nach LIBOWITZKI (1989, 1990) sind diese Erzminerale inden ehemaligen Sedimenten primär sedimentär angerei-chert. BATĂK (1992b) erklärt die Magnetitbildung durch dierĂźckschreitende dynamische Metamorphose während dervariszischen Gebirgsbildung, bei der gelĂśstes Eisen zuMagnetit kristallisierte.
Die Burg lieà 1358 Markgraf Jan Jindrich (Johann Hein-rich), Bruder von Kaiser KARL IV, erbauen. Sie wurde 1645von den Schweden erobert und später zu einem Jagd-schloss des Adels umgestaltet. Sie besteht aus einem älte-ren Bau mit einem ovalen Doppelring von Wehrmauernund der so genannten Vorburg, die ab dem 15.Jh. schritt-weise aus einer ursprßnglich vorgeschobenen Befestigungentstand.
Auf dem Burghof wachsen herrliche Exemplare einerstark bedrohten Wollkrautart, die Keller dienen Fledermäu-sen als Unterschlupf. Auf den Burgmauern gedeiht das sel-tene Felsen-Steinkraut. Unter der Burgruine sind Ăberres-te mittelalterlicher Weingarten-Terrassen mit geschĂźtztenPflanzenarten erhalten.
73
Abb. 90.Von der Ruine Novy Hrådek (Neuhäusl) blick man auf den, in weiten Mäandern um Ostroh und Umlauf sich windenden Fluss.
Der Verlauf des Flusses scheint oftmals den Richtungender HauptstÜrungen zu folgen, die ungefähr in RichtungNordwest, Nord und Nordost verlaufen. Die Talmorphologieist dagegen stark von der unterschiedlichen Beschaffenheitder Gesteine wie Härte oder Streichrichtung abhängig.
Bei Devet mlyn °u (Neun MĂźhlen) ist das Tal bis zu 140 min den Thaya-Granit eingetieft und umschlieĂt fast vollkom-men den flach gegen SĂźden einfallenden Šobes (Scho-bes). Bereits im Mittelalter wurde dieser Standort fĂźr denWeinbau genutzt. Der Wein war seiner Qualität wegenberĂźhmt und wurde besonders im 19. Jahrhundert an denKaiserhof und bedeutende Wiener Restaurants geliefert.Heute wachsen hier wieder auf etwa 11 ha Weinreben,deren Weine Besucher in den Sommermonaten direkt inden Weingärten verkosten kĂśnnen.
Nordwestlich vom Šobes (Schobes), bei der Flur Lipina(Exkursionspunkt � auf der Karte), bildete die Thaya infrßherer Zeit einen engen Mäanderbogen. Dieser wurdespäter abgeschnßrt und durchbrochen und bildet heuteeinen besonders eindrucksvollen, isolierten Umlaufbergmit einem verlassenen Talmäander.
Ăstlich des Šobes (Schobes) haben sich am rechtenFlussufer zwischen Devet mlyn °u (Neun MĂźhlen) und BycĂskĂĄla (Stierfelsen) mächtige Blockfelder (VyrĂ skĂĄly undNad papĂrnou) gebildet (Abb. 91)
In diesem Abschnitt des Thayatales standen einst 9MĂźhlen. Erste schriftliche Berichte Ăźber die MĂźhlen an die-sem Ort stammen aus dem Jahre 1497. Historisch sind 6MĂźhlen belegt. Weitere 3 MĂźhlen lagen flussabwärts undwurden offensichtlich bei einem Hochwasser bereits im16.Jh. zerstĂśrt. Die meisten anderen MĂźhlen, wie z.B. diegroĂe GrubermĂźhle (Gruber °uv mlyn), wurden erst nachdem 2. Weltkrieg beim Bau des Grenzzaunes ausgesiedeltund geschliffen.
Exkursionspunkt ďż˝Masovice (GroĂmaispitz)
In einem Steinbruch am Ostrand von Masovice (GroĂ-maispitz) wird ein stark geschieferter, biotitreicher Thaya-Granit abgebaut. Mit radiometrischen Altersdaten zwi-schen 550 und 600 Millionen Jahren gehĂśrt dieser Granitzu den ältesten Gesteinen der BĂśhmischen Masse. Im
74
Abb. 91.Ăstlich des Šobes (Schobes) liegen unterhalb von steilen Felswänden im Thaya-Granit die Blockfelder vonVyrĂ skĂĄly und Nad papĂrnou.
Exkursionspunkt �Devet mlyn °u
(Neun MĂźhlen)
Das stark gewundene und mäan-drierende Flusstal der Thaya ent-stand durch die Eintiefung beigleichzeitiger Hebung des Gebie-tes. Die Mäander bildeten sich ur-sprßnglich, wahrscheinlich im Plio-zän, als so genannte freie Fluss-mäander in den miozänen, wei-chen Meeresablagerungen auf derverebneten Hochfläche. In der Fol-ge schnitten sich diese durch dierasche Heraushebung des kristalli-nen Untergrundes zuerst weiter indie Sedimentdecke, später allmäh-lich in die kristalline Basis ein, wo-bei der Grundriss des Wasserlau-fes erhalten blieb. Diese anteze-dente Talvertiefung fßhrte beson-ders in den Warmzeiten des Pleis-tozäns zu einer intensiven Tiefen-erosion.
Mittelteil des Steinbruchs sind parallel zur Nordost-Sßd-west streichenden Schieferung mehrere aplitisch-pegmati-tische Gänge im Granit eingelagert.
Der Abbau erfolgt in diesem Steinbruch nur im Westteil,da der Granit im Ăśstlichen Teil vollkommen kaolinitisiert ist.
Exkursionspunkt �Sealsfield °uv kåmen (Sealsfieldstein)
Sealsfield °uv kåmen (Sealsfieldstein) liegt westlich vonKonice (Deutsch-Konitz) oberhalb des tief eingeschnitte-nen Thayatales, von wo man einen einmaligen Ausblick indie Tiefe hat (Abb. 92). Auf einer Felszunge unterhalb desAussichtspunktes befindet sich ein Wärme liebenderEichenbestand mit seltenen Pflanzen und Tierarten.
Dieser Platz war ein beliebter Aufenthaltsort des in Popi-ce geborenen Schriftstellers Carl Anton POSTL, der in dieUSA auswanderte und später unter dem englischen Pseu-donym Charles SEALSFIELD berĂźhmt wurde. Ein Titel, derbesonderes Aufsehen und das sofortige Vertriebsverbot inden Ländern Ăsterreich und Deutschland nach sich zog,war die im Jahre 1828 erschienene Auseinandersetzungmit dem metternichschen System âAustria as it isâ.
Exkursionspunkt �Reginafelsen und Maxplateau
Zum Reginafelsen und Maxplateau fĂźhrt der HardeggerRundwanderweg 3. Dieser ist vom Uhrturm beim Aufgangzur Burg Ăźber einen FuĂsteig ins Tal, Ăźber die FugnitzbrĂź-cke und anschlieĂend eine Sackgasse nach rechts zuerreichen.
Der Reginafelsen (Abb. 93) wurde schon im Jahr 1927zum Naturdenkmal erklärt und ist in die Liste der GeotopeNiederÜsterreichs aufgenommen (vgl. HOFMANN, 2003). Erragt als markantes Felsgebilde westlich der Burg Hardeggauf. Im Bereich des Reginafelsens und des Maxplateaus,westlich bis nordwestlich der Burg Hardegg, ist der Kontaktder Pernegg-Gruppe mit der Bittesch-Einheit zu sehen.
Der zur Pernegg-Gruppe gehĂśrende Reginafelsen wirdam FuĂ von Granat-Staurolith-Glimmerschiefer aufgebaut.DarĂźber liegen Marmor und plattige Fugnitzer Kalksilikat-schiefer. Letzterer bildet die Steilstufe dieses Felsens.Auch der gegenĂźber liegende Burgfelsen wird von Marmor
75
Abb. 92.Vom Sealsfield °uv kåmen (Sealsfieldstein) genoss Carl Anton POSTL, späterals Schriftsteller unter dem Pseudonym Charles SEALSFIELD berßhmt, oft dieherrliche Aussicht in die Tiefe des Tales.
Abb. 93.Die steil aufragende Felswand des Reginafelsens in Hardegg wird aus Kalksilikatgneisen (Fugnitzer Kalksilikatschiefer) der Pernegg-Gruppe gebildet.
und Kalksilikatschiefer aufgebaut. Gegen die Grenze zumBittescher Gneis häufen sich am Reginafelsen die konkor-danten Gänge von Aplit und Pegmatit. Vom obersten Teildes Reginafelsens hat man einen herrlichen Blick auf dieStadt Hardegg. Am Weg zum Maxplateau (Abb. 94) durcheinen Eichen- und Hainbuchenwald sind im darĂźber fol-genden Bittescher Gneis geringmächtige Einschaltungenvon Glimmerschiefer und Karbonatgesteinen zu erkennen.An der Ostflanke des Maxplateaus, der hĂśchsten Erhebungim unmittelbaren Stadtbereich, zieht im Bittescher Gneisein geringmächtiges Marmor-Glimmerschieferband durch.FUCHS (1995) konnte auch in dem Gebiet um Hardeggbeobachten, dass in den hangendsten 10 m des FugnitzerKalksilikatschiefers Meter-mächtige Bänke von BittescherGneis mit den Kalksilikatschiefern wechsellagern und fol-gert daraus einen magmatischen Charakter der Hangend-grenze des Karbonatzuges. Nach FUCHS (1995) ist damitein eindeutiger, allerdings konkordanter (=schichtparalle-ler) Intrusionskontakt des Bittescher Orthogneises belegt.Auch an der ForststraĂe westlich des Maxplateaus oderam kĂźrzeren aber steileren Christbaumsteig (Weg 3a),Ăźber die der RĂźckweg nach Hardegg fĂźhrt, ist der primäreVerband des Bittescher Gneises mit den eingeschaltetenNebengesteinszĂźgen zu beobachten (FUCHS, 1999).
Die Steilabfälle des Maxplateaus Richtung Osten undSßden beherbergen Wärme liebende Pflanzen, die auchTrockenheit ertragen und gar nicht typisch fßr das Wald-viertel sind. Insekten finden hier gute Lebensbedingungen.Die West- und Nordhänge tragen ein ganz anderes Pflan-zenkleid. Rotbuche, Esche, Birke, Linde und Ahorn liebendie schattigeren, feuchten Hänge.
Exkursionspunkt ďż˝Hardegg â Johannesfelsen
So wie der Reginafelsen ist auch der Johannesfelsen einGeotop und bereits seit 1927 als Naturdenkmal geschĂźtzt(vgl. HOFMANN, 2003). Der StraĂenaufschluss beim Uhr-
turm, am Aufgang zur Burg Hardegg, zeigt die fßr die Per-negg-Gruppe typischen bleigrauen bis dunkelgrauen, z.T.Granat fßhrenden, phyllitischen Glimmerschiefer (FUCHS,1999). Die dunkelgrauen, teilweise rostig anwitterndenGesteine fßhren dßnne Quarzadern und werden von stei-len, Dezimeter-mächtigen, feinkÜrnigen Apliten durch-schlagen. Die Glimmerschiefer werden von Marmor undKalksilikatschiefer ßberlagert, die den Burgfelsen bilden.
Der vor dem Johannesfelsen stehende Bildstock des Hl.JOHANNES NEPOMUK aus dem Jahr 1724 (Abb. 95) ist ausZogelsdorfer Kalksandstein gefertigt. Dahinter, am Aufgangzur Burg, ragt der ehemals zur Befestigung der Burg gehĂś-rende Stadtturm mit der Uhr auf. Der Burgberg war bereitsseit dem 10. Jh. nachweislich besiedelt. Die Burg befindetsich seit 1730 im Eigentum der Grafen, später FĂźrsten KHE-VENHĂLLER-METSCH. Sie wurde jedoch seit dem 17.Jh. nichtmehr bewohnt und verfiel. Erst im letzten Jahrzehnt des19.Jhs. begann Johann-Carl FĂźrst KHEVENHĂLLER-METSCH,der 1864â1867 an der Seite Kaiser MAXIMILIANS I. in Mexi-ko gekämpft hatte, mit der Sanierung der mächtigen Burg-anlage. Heute beherbergt die Burg das Maximilian-von-Mexiko-Museum und in der RĂźstkammer eine prächtigeWaffensammlung der Familie KHEVENHĂLLER-METSCH.
Exkursionspunkt �Einsiedlerfelsen
Der Einsiedlerfelsen Üstlich von Hardegg ist eines derschÜnsten Ausflugsziele in der Umgebung von Hardegg(Abb. 96). Die an einem Prallhang der Thaya hoch aufra-gende Felswand wurde schon 1927 zum Naturdenkmalerklärt und scheint auch in der Liste der niederÜsterreichi-schen Geotope auf (vgl. HOFMANN, 2003).
Der Einsiedlerfelsen wird aus dem Marmor aufgebaut,der im oberen Teil der Pernegg-Gruppe als geschlossenerZug vom Gebiet westlich Lukov (Luggau) Ăźber das Kreuz-maiĂ und Heufurth gegen Fronsburg zu verfolgen ist. In-nerhalb dieser Marmore treten Ăśfters feinkĂśrnige Glimmer-schiefer auf. Ăstlich des Einsiedlerfelsens, zwischen Obe-rer und Unterer BärenmĂźhle wechseln Marmore und Kalk-silikatgneise mit Glimmerschiefern in zahllosen Bändern(FUCHS, 1995).
In den Wiesen zwischen Einsiedlerfelsen und der Thayasind 4 Stufen zu erkennen, die die Dynamik und die Eintie-fung des Flusses während des Holozäns in den letzten10.000 Jahren dokumentieren. Die älteste, hĂśchste Stufe,mit ihrer Oberkante ca. 5â7 m Ăźber dem heutigen Flussni-veau, war an der Nordost-Seite des Mäanderbogens, hin-ter dem Einsiedlerfelsen, vor der Erosion geschĂźtzt. Andiese schlieĂt im Osten das 3. Niveau mit der Oberfläche3â4 m Ăźber dem Fluss an. Die ehemalige Obere Bären-mĂźhle beim Einsiedlerfelsen, deren Ruine noch zu erken-nen ist, lag am 2. Niveau, ca. 2â3 m Ăźber dem Normalwas-serspiegel der Thaya.
Westlich anschlieĂend, rund 1â2 m Ăźber dem Flussbefindet sich das jĂźngste Niveau, das hier besonders breitausgebildet ist. An dessen Oberfläche sieht man einigeDellen und Gräben, die bei starken Hochwässern durch-brechen und auch heute noch, wie z.B. beim August-Hoch-wasser 2002, Ăźberflutet und mit Schotter und Sandbedeckt werden (Abb. 83).
76
Abb. 95.Vor dem Johannesfelsen, beim Aufgang zum Hardegger Schloss, steht einaus Zogelsdorfer Kalksandstein gefertigter, barocker Bildstock des JOHANNESNEPOMUK. Als Patron in Wassergefahren erinnert er an die vielen Hochwässeran Thaya und Fugnitz.
Abb. 94.Oberhalb des Reginafelsens erhebt sich das Maxplateau, dessen steile Wändeaus dem Bittescher Gneis aufgebaut werden.
Abb. 97.Hoch oben auf einem Marmorfelsen liegt der gemauerte Unterstand der sogenannten Einsiedelei, der nur fĂźr geĂźbte Kletterer zu erreichen ist.
Exkursionspunkt �Schwarzwald und Umlaufberg
Einer der landschaftlichen HĂśhepunkte in den National-parks ist der Umlaufberg nordĂśstlich von Merkersdorf. Dortfindet man das wohl schĂśnste Beispiel vollkommener Mä-ander. Durch besonders verwitterungsresistente Gesteinekonnte der Fluss am Hals des Umlaufberges beim Ăber-stieg nicht durchbrechen. Dadurch blieb eine einmaligeDoppelschlinge erhalten.
Am Weg von Merkersdorf zum Umlaufberg quert man ander Grenze des Nationalparks den Schwarzwald. Dort lie-gen beiderseits des Wanderweges in ungefähr 400 m See-hĂśhe, rund 120â130 m Ăźber der heutigen Thaya, sandige,polymikte, quarzreiche Kiese (Abb. 98). Die Kiese sind ineinigen kleinen Gruben im Wald Ăśstlich des Weges aufge-schlossen. Sie belegen einen alten Flusslauf auf der Hoch-fläche, im Nahbereich des heutigen Thayatales, in der An-fangsphase der Eintiefung des Flusses. Sie sind aufgrundder HĂśhe sicher ins Pliozän zu stellen.
Am immer enger werdenden Hals des Umlaufberges(Abb. 99) sind die Gesteine des Weitersfelder Stängelgnei-ses aufgeschlossen. Entlang des gratartigen Sporns wech-seln Bänke von lichtem, glimmerarmem, augigen Gneis(Metaarkosegneis), Quarzit und Zwischenlagen von Glim-merschiefer.
Die hier vorkommenden Paragesteine leiten vermutlichals erste sedimentäre Aufarbeitungsprodukte der darunterliegenden Granitgneise einen neuen Ablagerungszykluswährend einer Meeresßberflutung ein und finden ihre Fort-
77
Abb. 96.Beim Einsiedler floss die Thaya in einem weiten Bogen um die Obere Bärenmßhle, die hier ehemals auf den breiten Verebnungen der holozänen Flussablage-rungen stand.
Auf der Wand des Einsiedlerfelsens befindet sich in eini-gen Metern HÜhe ein gemauerter Unterstand (Abb. 97), derals Einsiedelei bezeichnet wird. Der Eingang ist nur mittelseiner Leiter oder Strickleiter zugänglich und zu den beidenschmalen Fensterluken kann man erst nach einer kleinenKletterei gelangen. Das massive, ßber Schalung gemauer-te GewÜlbe mit Resten von Flussmuscheln im MÜrtel undRiegellÜchern an den FensterÜffnungen deuten auf einmittelalterliches Bauwerk hin. MÜglicherweise stand es imZusammenhang mit dem Stollen auf der gegenßberliegen-den Seite der Thaya, wo angeblich Silber abgebaut wurdeund der heute noch als SilberhÜhle bezeichnet wird.
setzung in den Metasedimenten der darĂźber folgendenPernegg-Gruppe (vgl. FUCHS, 1995, 1999, 2000).
Am so genannten âĂberstiegâ, einem kleinen Sattel ander engsten Stelle des Halses, hat man einen eindrucks-vollen Blick Ăźber das tief eingeschnittene Flusstal derThaya. Hier, wo den Fluss auf beiden Seiten nur ein rund100 Meter breites Felsband trennt, ist man zunächst etwas
orientierungslos, weil der Fluss mit seinen engen Schlin-gen zwei gegenĂźberliegende Umlaufberge bildet. Im SĂźd-osten, am Hals des vorspringenden und zu TschechiengehĂśrenden Ostroh (Stallfirst) ragt hinter den Bäumen dieRuine Novy HrĂĄdek (Neuhäusl) hervor (vgl. Exkursions-punkt ďż˝). Links, nordĂśstlich davon, erkennt man den langgezogenen RĂźcken des zu Ăsterreich gehĂśrenden Umlauf-berges. Dieser wird, so wie der Ostroh (Stallfirst), ausGesteinen der Therasburg-Gruppe aufgebaut. Der Umlauf-berg besteht an seiner hĂśchsten Stelle aus Biotit-Horn-blendegneis, dem so genannten intermediären Orthogneis.In dessen Liegendem schlieĂen gegen SĂźdosten Glimmer-schiefer und Quarzite an, wobei die härteren Quarzite aufdem abfallenden Hang aufragende Kuppen bilden.
Der vom âĂberstiegâ hinunter zur Thaya in RichtungKajabachtal fĂźhrende Weg folgt einem SĂźdost-Nordwestverlaufenden, steilen Bruch mit etwa 30 m SprunghĂśhe. Inder Hochscholle im Nordosten sind die dioritischen Biotit-Hornblendegneise wandfĂśrmig aufgeschlossen. Auf diesenintermediären Orthogneisen befindet sich auch der Aus-sichtpunkt mit der steil zur Thaya abfallenden Felswand. Inder Tiefscholle, sĂźdwestlich des Weges findet man flat-schige Glimmerschiefer, die das Hangende der dioritischenGneise bilden. DarĂźber folgt der Weitersfelder Stängel-gneis, in dessen Verband hier Paragesteine (metamorpheAblagerungsgesteine), wie augige Gneise (Arkosegneise),Quarzite und Glimmerschiefer vorkommen.
78
Abb. 99.Von der Luft aus sind die vollkommenen Mäander von Umlauf und Ostroh (Stallfirst) nochmals in ihrer ganzen Pracht zu ßberschauen.
Geologische NaturdenkmaleVon den, nach dem NĂ. Naturschutzgesetz unter Schutz
gestellten Naturdenkmalen wurden auf der Karte jene dar-gestellt, die fĂźr dieses Gebiet besondere erdgeschichtlicheBedeutung haben. Es handelt sich hier um so genannteâGeotopeâ (vgl. HOFMANN, 2003; HOFMANN & ZORN, 1999).
In Analogie zum Biotop handelt es sich beim Geotop umeinen Ort (griech.: ĎÎżĎÎżĎ), an dem nicht die belebte Natur(griech.: βΚοĎ) sondern Entwicklung, Aufbau und Eigen-schaften der Erde (griech.: γξ) von herausragender Be-deutung sind.
Abb. 98.Im Schwarzwald, am Weg von Merkersdorf zum Umlauf, quert man einenalten Flusslauf der Thaya, dessen Schotter am Waldboden verstreut liegen.
Neben den unten angefĂźhrten geologischen Naturdenk-malen sind auch der Reginafelsen (Exkursionspunkt ďż˝),der Johannesfelsen (Exkursionspunkt ďż˝) und der Einsied-lerfelsen (Exkursionspunkt ďż˝) im Nationalpark ThayatalNaturdenkmale und Geotope. Die Beschreibung derselbenerfolgt unter den betreffenden Exkursionspunkten.
Naturdenkmal 1Heiliger Stein â Mitterretzbach
Nahe der Ăśsterreichisch-tschechischen Staatsgrenze, inden Weingärten nordwestlich von Mitterretzbach, liegt dasNaturdenkmal âHeiliger Steinâ. Dieser so genannte âScha-lensteinâ wurde mit Bescheid der BezirkshauptmannschaftHollabrunn vom 4. 9. 1980 (Naturschutzbuch, Einlageblatt57) unter Schutz gestellt.
Der ovale, satteldachfĂśrmig aus dem Boden ragende,ca. 2 m lange und rund 1,3 m breite Stein besitzt an seinernĂśrdlichen Abdachung 8 und auf der sĂźdlichen Seite 4ovale bis runde, 15â30 cm tiefe Vertiefungen (Abb. 100).Der Stein besteht, so wie die anderen, durch Wollsackver-witterung geformten GesteinsblĂścke in der näheren Umge-bung, aus Thaya-Granit.
In unmittelbarer Nähe des âHeiligen Steinesâ stand dieWallfahrtskirche âUnsere liebe Frau am Steinâ. Sie wurdenach einer 1647 urkundlich erwähnten Heilung an diesemStein zuerst als einfache Kapelle errichtet und danach imLaufe der Jahrzehnte zu einer groĂen und weithin bekann-ten Wallfahrtskirche ausgebaut. Ende des 18. Jhs. wurdediese auf Verordnung von Josef II. abgetragen. Durch denâHeiligen Steinâ und eine kleine Kapelle Ăźber einer Quelle
geriet der Wallfahrtsort aber nie ganz in Vergessenheit undso ranken sich um den âHeiligen Steinâ viele Geschichtenund Legenden (vgl. z.B. LUKAN, 1995). In den Jahren1995â1997 wurden die Grundmauern der Wahlfahrtskirchemit Apsis, Turm und Seitenkapelle von einem Archäolo-genteam freigelegt. Seither Ăźberspannt ein ellipsenfĂśrmi-ger Besuchersteg aus Metall und Holz als Kunstobjekt dieMauerreste. Von dem Platz hat man einen herrlichen Aus-blick auf die Weingärten und das Gebiet um Hnanice(Gnadlersdorf).
Der âHeilige Steinâ und seine schalenartigen Vertiefun-gen werden in der Literatur häufig mit einem urgeschicht-lichen Kultplatz in Verbindung gebracht (vgl. z.B. PUSCHNIK& PUSCHNIK, 1993). Derartige Schalen und auch Rinnenwie die am âHeiligen Steinâ wurden und werden z.T. nochimmer in der heimatkundlichen Literatur als âOpferschalenâoder âBlutrinnenâ u.ä. bezeichnet. Damit wurden sie immermit urgeschichtlichen, rituellen Handlungen in Verbindunggebracht und ihre primäre Entstehung durch menschlicheTätigkeit erklärt. Die primäre Entstehung der Schalen indem âHeiligen Steinâ erfolgte jedoch auf jeden Fall aufnatĂźrliche Weise und ist auf die selektive, punktuelle,natĂźrliche Verwitterung zurĂźckzufĂźhren, die typisch fĂźr gra-nitische Gesteine ist. Die Verwitterung setzt dabei aufwaagrechten oder kaum geneigten Felsoberflächen in klei-nen, seichten, oft von Haarrissen oder KlĂźften prädestinier-ten GrĂźbchen an. Das darin sich sammelnde Nieder-schlagswasser wird durch Nadel- und Blattstreu starkangesäuert und wirkt auf kleinstem Raum korrodierend undbei Frost sprengend. Hinzu kommt die zerstĂśrende Kraftangesiedelter Bakterien Flechten, Pilze und Moose, vorallem aber von Algen. Im Laufe von vielen Jahrhundertenund Jahrtausenden entstehen dadurch FelsschĂźsseln mitsteilen, senkrechten oder Ăźberhängenden Wänden undwaagrechten BĂśden (vgl. HUBER, 1999).
Ob diese natĂźrlich gebildeten Schalen am âHeiligenSteinâ aber dennoch in späterer Zeit fĂźr kultische Zweckeoder andere Handlungen benutz wurden, kann aufgrundfehlender ur- und frĂźhgeschichtlicher Funde im unmittelba-rer Umkreis nicht bewiesen werden. Auch ist die spätereNachbearbeitung durch Ausreiben von Gesteinspulver fĂźrHeilzwecke hier nicht auszuschlieĂen. Sowohl die Lage alsauch die ehemalige Wallfahrtskirche und die Kapelle Ăźbereiner Quelle lassen dies hier mĂśglich erscheinen.
Naturdenkmal 2Heidenstein â Hofern (Hardegger Berg)
Das als Heidenstein oder Opferstein benannte Natur-denkmal liegt im Wald ca. 1,2 km ostnordĂśstlich von Ho-fern, am Gipfel des Hardegger Berges. Der Stein wurde am15. 4. 1981 von der Bezirkshauptmannschaft Hollabrunn(Naturschutzbuch, Einlageblatt 59) unter Schutz gestellt.
Er ist am Hardegger Berg in diesem Bereich einer vonmehreren BlÜcken des Thaya-Granites, die durch die Woll-sackverwitterung geformt wurden (vgl. unten: Eierstein). Erhat eine Länge von 4,4 m und ist 1,9 m breit und 1,7 mhoch. An der Oberseite befindet sich eine zungenfÜrmige,ca. 1 m lange und rund 30 cm tiefe Rinne. In dem Stein wit-tert ein aplitisch-pegmatitischer Gang als markante Rippeheraus.
Wie bereits beim âHeiligen Steinâ (siehe oben) ausge-fĂźhrt, sind derartige Rinnen und Schalen fast immer natĂźr-lich entstanden und wurden in den meisten Fällen nicht vonMenschen aus frĂźheren Kulturen eingetieft. Beim Heiden-stein am Hardegger Berg ist die Rinne an der Oberseitedes Steines auf jeden Fall ausschlieĂlich auf natĂźrlichemWeg durch Verwitterung entstanden (siehe oben: âHeiligerSteinâ).
79
Abb. 100.Vor einer kleinen Kapelle in den Weingärten bei Mitterretzbach liegt der âHei-lige Steinâ, ein Granitblock mit 12 schalenfĂśrmigen Vertiefungen.
Naturdenkmal 3Eierstein â Retz (Parapluieberg)
Das Naturdenkmal Eierstein befindet sich ca. 1,4 kmnordwestlich von Retz, am Wegrand zwischen dem Wind-mĂźhlberg und dem Parapluieberg, auf der Ried Weinen. Erwurde am 16. 4. 1981 mit Bescheid der Bezirkshaupt-mannschaft Hollabrunn (Naturschutzbuch, Einlageblatt Nr.60) unter Schutz gestellt.
Der 80 cm hohe und 1,4 m lange eifĂśrmige Stein zeigteine schichtweise, konvexe, schalenfĂśrmige Granitverwit-terung, die als Exfoliation (Abblätterung) bezeichnet wird.Die dabei entstehenden Formen erinnern an Schalen einerZwiebel. Diese Verwitterungsform ist typisch fĂźr graniti-sche Gesteine bei der so genannten âWollsackverwitte-rungâ. Dabei wurde zuerst der Kornverband in den Gestei-nen unter der Bodenoberfläche durch eindringendesBoden- und Grundwasser entlang von KlĂźften und RissenaufgelĂśst. Danach rĂźckte diese Vergrusung allmählich vondiesen, meist an ein tektonisch bedingtes Kluftnetz gebun-den Kluftflächen konzentrisch immer weiter gegen die Mitteder KluftkĂśrper vor, bis zunächst nur noch ein kugelrunderoder ellipsoider, fester Granitkern mitten im Grus zurĂźck-blieb (vgl. auch Abb. 9). Die spätere Ausräumung der gelo-ckerten Gesteinsbereiche im Miozän, Pliozän und Pleisto-zän fĂźhrte dann zur Freilegung der gerundeten BlĂścke, derso genannten Wollsäcke.
Die âWollsackverwitterungâ geht auf die tropischen Kli-mabedingungen im Eozän (Paläogen) vor ca. 56â34 Millio-nen Jahren zurĂźck.
Naturdenkmal 4Hangenstein â Obernalb
Der Hangenstein liegt ca. 2,5 km westlich von Retz, nahedem Feldweg zwischen Obernalb und der SandgrubeDiem. Dieses âFelsgebildeâ im Bereich der StadtgemeindeRetz, KG Obernalb, Riede Hangenstein ist eine âgroĂe lie-gende Platte, 5 m lang, HĂśhe Ăźber Grund 2,5 m, Gesamt-länge des Steingebildes ungefähr 9 mâ, das am 31. 7. 1981mit Bescheid der Bezirkshauptmannschaft Hollabrunnunter Schutz gestellt wurde (Naturschutzbuch, EinlageblattNr. 61).
Der Hangenstein ist eine der zahlreichen Aufragungendes Thaya-Granites am Ostrand der BĂśhmischen Masse(vgl. HOFMANN, 1999). Er erinnert durch den horizontalen
Block, der punktuell auf drei GranitblÜcken ruht, an einenDolmen, und wßrde somit menschlichen Einfluss nahelegen (Abb. 101). Auffallend beim Hangenstein sind jedochdie Kluftflächen. Die Kluftrichtungen an der Platte (145/60,260/45) stimmen mit denen der BlÜcke darunter (130/50,235/70) weitgehend ßberein. Daraus kann abgeleitet wer-den, dass der Hangenstein wohl auf natßrliche Weise,ohne menschliches Zutun entstand. Die Kluftrichtungenkorrelieren mit der Nordost-Sßdwest streichenden Wait-zendorfer StÜrung bzw. stehen normal darauf.
Bei den unteren BlĂścken des Hangensteins sind Phäno-mene der Wollsackverwitterung zu sehen. Bemerkenswertist die âPseudoschichtungâ des Granites, die ein flaches(30°) Schichteinfallen nach Nordnordwest bzw. Nord vor-täuscht. Dieses Phänomen wurde z.B. im SĂźdbĂśhmischenBatholith detailliert beschrieben (CHĂBERA & HUBER, 1998)und stellt eine häufige Erscheinung in plutonischen Gestei-nen dar.
Die heute weitgehend von Gesträuch verdeckte Fels-gruppe war ursprĂźnglich von Trockenrasen umwachsen,was ein dem Naturschutzbuch beigeschlossenes histori-sches Foto (Abb. 101) zeigt. Dies ist auf die damaligeBewirtschaftung der Hutweide durch Beweidung, bzw.regelmäĂiges Mähen zurĂźckzufĂźhren, die das Trockenra-senvorkommen sicherte. Im Sinne einer gesamtheitlichenNaturbetrachtung handelt es sich daher hier um ein âGeo-biotopâ, was in Anbetracht der vielen gegenseitigen Wech-selwirkungen und Abhängigkeiten von âbelebterâ (Biosphä-re) und âunbelebteâ (Geosphäre) Natur gerechtfertigterscheint (vgl. HOFMANN, 1999).
80
Abb. 101.In frĂźheren Zeiten sicherten regelmäĂige Beweidung und Mahd das Trocken-rasenvorkommen rund um den Hangenstein bei Obernalb.
BohrungenDie in der Karte dargestellten Bohrungen sind eine Aus-
wahl, deren Schichtfolge fßr das Verständnis des geologi-schen Aufbaues dieses Gebietes von Bedeutung ist. Dieneben der durchgehenden Nummerierung in Klammergesetzte Zahl drßckt die Gesamtmächtigkeit der Sediment-bedeckung ßber den kristallinen Gesteinen aus.
Bohrung 1 BMN-Koordinaten M34: Rechts 708545, Hoch 416178Archiv ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzbaLage ca. 0,7 km ostsĂźdĂśstlich Novy PetrĂn (Neupetrein)
⢠Pleistozänâ02,0 m deluviale Ablagerungen
⢠Langau-Formationâ16,4 m Silt, Ton, z.T. siltig bis kiesig
⢠DrosendorfâEinheitdarunter Biotitparagneis, feinkĂśrnig
Bohrung 2BMN-Koordinaten M34: Rechts 708338, Hoch 414139Archiv ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzbaLage ca. 2,2 km sĂźdsĂźdĂśstlich Novy PetrĂn (Neupetrein)
⢠Eluvium der RiegersburgâFormationâ11,0 m Lehm, sandig
⢠DrosendorfâEinheitdarunter Biotitparagneis, feinkĂśrnig
Bohrung 3BMN-Koordinaten M34: Rechts 719641, Hoch 414928Archiv ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzbaLage ca. 1,2 km nordnordĂśstlich Lukov (Luggau)
⢠Pleistozänâ11,0 m LĂśss, LĂśsslehm mit KristallinbruchstĂźcken, gelb
⢠Therasburg-Gruppe (Lukov-Gruppe, unterer Teil)â25,0 m Schiefer, glimmerig, feinkĂśrnig, grau, mit Granat,
häufig Magnetit fßhrend
Bohrung 4BMN-Koordinaten M34: Rechts 720031, Hoch 414093Archiv ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzbaLage ca. 1 km ostnordĂśstlich Lukov (Luggau)
⢠Pleistozänâ04,7 m LĂśss und LĂśsslehm, gelb
⢠Miozän ?â30,0 m Ton, graubraun, Sand, lehmige Kiese
⢠Therasburg-Gruppe (Lukov-Gruppe, unterer Teil)â54,0 m Schiefer, grau, glimmerig
Bohrung 5BMN-Koordinaten M34: Rechts 719712, Hoch 413409Archiv eskå geologickå sluzbaLage ca. 0,8 km sßdÜstlich Lukov (Luggau)⢠Pleistozän
â07,5 m LĂśss und LĂśsslehm, gelbbraun⢠Miozän ?
â19,0 m Ton, graubraun, Sand, an der Basis lehmige Kiese ⢠Therasburg-Gruppe (Lukov-Gruppe, unterer Teil)
â35,0 m Zweiglimmerschiefer, grau, z.T. Granat- und Stau-rolith fĂźhrend
Bohrung 6BMN-Koordinaten M34: Rechts 721600, Hoch 413131Archiv ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzbaLage ca. 0,5 km nordnordĂśstlich PodmolĂ (BaumĂśhl)
⢠Pleistozänâ05,3 m LĂśss, gelb
⢠Miozän ?â22,0 m Sand, graubraun, mit Tonlagen, an der Basis lehmige
Kiese ⢠Thaya-Granit
â26,0 m Granit bis Granodiorit
Bohrung 7BMN-Koordinaten M34: Rechts 722333, Hoch 412853Archiv ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzbaLage ca. 1,1 km Ăśstlich PodmolĂ (BaumĂśhl)
⢠Pleistozänâ02,1 m LĂśss, gelb
⢠Miozän ?â13,0 m Sand, graubraunâ21,7 m Ton, graugrĂźnâ23,0 m Kies, lehmig, graubraun
⢠Thaya-Granitâ29,0 m Zweiglimmergranit, blastomylonitisch, grau
Bohrung 8BMN-Koordinaten M34: Rechts 722087, Hoch 412495Archiv ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzbaLage ca. 0,9 km ostsĂźdĂśstlich PodmolĂ (BaumĂśhl)
⢠Pleistozänâ02,3 m LĂśsslehm, gelbbraun
⢠Miozänâ20,0 m Sand, siltig, grau, Tonlinsen, an der Basis Kiese
⢠Thaya-Granitdarunter Zweiglimmergranit, grau, kaolinitisiert
Bohrung 9BMN-Koordinaten M34: Rechts 730732, Hoch 411936Archiv ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzbaLage ca. 2 km sĂźdĂśstlich Znojmo (Znaim), an der StraĂe von StaryŠaldorf (Altschallersdorf) nach Dobsic
⢠Pleistozänâ08,0 m LĂśss, gelbâ14,0 m Terrassenschotter der Thaya
⢠Miozänâ37,0 m Ton, graugrĂźnâ40,5 m Kies, tonig, grĂźngrau
⢠Thaya-Granitâ43,0 m Granodiorit, kaolinitisiertâ50,0 m Biotitgranodiorit
Bohrung 10BMN-Koordinaten M34: Rechts 731009, Hoch 407862Archiv ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzbaLage ca. 2,7 km nordnordwestlich Chvalovice (Kallendorf)
⢠Pleistozänâ06,0 m LĂśss, gelb
⢠Grund-Formationâ118,0 m Ton, grĂźngrau, Silt, z.T. Feinsand, kalkig
Bohrung 11BMN-Koordinaten M34: Rechts 730564, Hoch 405681Archiv ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzbaLage ca. 1,1 km westnordwestlich Chvalovice (Kallendorf)
⢠Pleistozänâ006,0 m LĂśss, gelb
⢠Miozänâ147,0 m Ton und Sand, glimmerig, graugrĂźn, kalkig
⢠Kristallinâ151,0 m Gneis, kaolinitisiert
Bohrung 12BMN-Koordinaten M34: Rechts 730917, Hoch 404168Archiv ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzbaLage ca. 1,4 km sĂźdwestlich Chvalovice (Kallendorf)
⢠Pleistozänâ003,5 m LĂśss, gelb
⢠Laa-Formation ?â009,6 m Silt und Ton, grau, kalkigâ012,5 m Ton, grau
⢠Zellerndorf-Formation ?â030,0 m Ton, graugrĂźn, kalkig
Bohrung 13Bohrung Mallersbach 9/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 710444,63, Hoch 412890,25Lage ca. 1,4 km nordwestlich Mallersbach⢠â000,4 m Boden
â001,2 m Ton, siltig-sandig, braunâ002,8 m Sand, kiesig, glimmerig, braunâ015,0 m Bittescher Gneis, verwittert, gegen Liegend zuneh-
mend weniger verwittert
Bohrung 14Bohrung Mallersbach 10/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 711507,22, Hoch 411956,19Lage ca. 0,6 km nordĂśstlich Mallersbach⢠â000,7 m Boden
â005,3 m Ton, siltig-sandig, kaolinitisch, grauâ017,0 m Bittescher Gneis, verwittert, gegen Liegend zuneh-
mend weniger verwittert
Bohrung 15Bohrung Mallersbach 11/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 711781,02, Hoch 411714,53Lage ca. 0,8 km ostnordĂśstlich Mallersbach⢠â000,5 m Boden
â008,9 m Ton, siltig-sandig, kaolinitisch, braun-ocker, an Ba-sis stark sandig, gelbgrau
⢠â017,0 m Bittescher Gneis, verwittert, gegen Liegend zuneh-mend weniger verwittert
Bohrung 16Kartierungsbohrung 8-15-90 (ROETZEL, 20. 03. 1990)Archiv Geologische BundesanstaltBMN-Koordinaten M34: Rechts 709393, Hoch 402101, KG Star-rein, Parzelle 144Lage ca. 1,5 km sĂźdĂśstlich Starrein
⢠Holozän:â000,3 m Boden (Silt, tonig, gelbbraun)
⢠Theras-Formationâ001,8 m Ton, siltig, kiesig, ziegelrotâ002,8 m Grobsand, siltig-tonig, kiesig, gelbbraun-rotbraunâ007,0 m Mittelsand, feinsandig-siltig, rotbraun-gelbbraun,
Siltlagen und âlinsen⢠â012,8 m Grobsand, stark siltig, gelbbraun, Siltlagen und-linsen
81
Bohrung 17Kartierungsbohrung 8-13-90 (ROETZEL, 20. 03. 1990)Archiv Geologische BundesanstaltBMN-Koordinaten M34: Rechts 709568, Hoch 402741, KG Star-rein, Parzelle 166Lage ca. 1,5 km Ăśstlich Starrein
⢠Theras-Formationâ02,2 m Kies, sandig, gelbbraun, TongerĂślleâ04,4 m Ton, siltig, blaugrau-gelbbraun fleckig
Bohrung 18Kartierungsbohrung 8-14-89 (Roetzel, 20. 11. 1989)Archiv Geologische BundesanstaltBMN-Koordinaten M34: Rechts 710308, Hoch 402286, KGPrutzendorf, Parzelle 196Lage ca. 2,3 km ostsĂźdĂśstlich Starrein, an der StraĂe nach Ober-mixnitz
⢠Theras-Formationâ01,8 m Silt, sandig-tonig, kiesig, rotbraun-ziegelrotâ02,3 m Mittelsand, grobsandig-feinsandig, rotbraun-ziegelrotâ02,4 m Mittelkies-Grobkies, sandig, gelbbraunâ03,5 m Mittelsand-Grobsand, feinsandig, gelbbraun-rĂśtlich-
braun⢠â04,0 m Mittelsand-Grobsand, siltig-tonig, ziegelrot-rotbraun⢠â04,6 m Mittelkies-Grobkies, siltig, ziegelrot⢠â04,8 m Silt-Feinsand, mittelsandig, rotbraun-gelbbraun⢠â05,2 m Mittelkies-Grobkies, siltig, ziegelrot⢠â05,5 m Silt-Mittelsand-Grobsand-Feinkies, gelbbraun-rotbraun⢠Weitersfeld-Formation
â07,4 m Silt-Ton, grĂźngrau-blaugrau
Bohrung 19Kartierungsbohrung 8-11-89 (ROETZEL, 20. 11. 1989)Archiv Geologische BundesanstaltBMN-Koordinaten M34: Rechts 711353, Hoch 403036, KGPrutzendorf, Parzelle 150Lage ca. 0,9 km sĂźdĂśstlich Prutzendorf
⢠Holozänâ01,0 m Boden (Silt, tonig, schwarzbraun)
⢠Weitersfeld-Formationâ01,5 m Ton, siltig, grĂźngrau-gelbbraun fleckigâ06,2 m Ton, grĂźngrau, Ca-Konkretionen (weiĂe Schlieren)â09,6 m Silt, tonig-feinsandig, gelbgrau-braungrau
Bohrung 20Kartierungsbohrung 8-7-89 (ROETZEL, 20. 11. 1989)Archiv Geologische BundesanstaltBMN-Koordinaten M34: Rechts 712053, Hoch 402416, KG Ober-mixnitz, Parzelle 188Lage ca. 0,7 km nĂśrdlich Obermixnitz
⢠Pleistozänâ03,2 m LÜà (Silt, mittelbraun), Ca-Konkretionen, Basis kie-
sig-grobsandig
⢠â04,0 m Lehm (Silt, tonig), kiesig, mittelbraun-rĂśtlichbraun⢠Theras-Formation
â04,2 m Grobsand, stark siltig-tonig, rotbraun-gelborange
Bohrung 21Kartierungsbohrung 8-6-89 (ROETZEL, 20. 11. 1989)Archiv Geologische BundesanstaltBMN-Koordinaten M34: Rechts 712388, Hoch 403196, KG Weit-ersfeld, Parzelle 1259Lage ca. 1,8 km ostsĂźdĂśstlich Prutzendorf
⢠Holozänâ00,6 m Boden (Silt, tonig, kiesig, gelbbraun-mittelbraun)
⢠Theras-Formationâ01,2 m Grobsand, siltig-tonig, braungelb-ockerâ01,4 m Feinkies-Grobsand, mittelkiesig, gelbbraun-rotbraunâ02,4 m Grobsand, siltig-tonig, braungelb-ocker, Feinkiesla-
gen⢠â02,6 m Ton, grobsandig-siltig, mittelgrau⢠â03,2 m Grobsand, siltig-tonig, kiesig, rotbraun-ocker-braun-
gelb⢠â04,0 m Grobsand, siltig, gelbgrau
⢠Weitersfeld-Formationâ06,2 m Ton, oliv-grĂźngrau fleckig
Bohrung 22Kartierungsbohrung 8-4-90 (ROETZEL, 21. 03. 1990)Archiv Geologische BundesanstaltBMN-Koordinaten M34: Rechts 711533, Hoch 403751, KG Wei-tersfeld, Parzelle 1297Lage ca. 0,9 km ostnordĂśstlich Prutzendorf
⢠Holozän-Pleistozänâ00,5 m Boden (Silt, tonig, schwarzbraun)â02,0 m Silt, tonig, kiesig, grĂźngrau-gelbbraun fleckig
⢠Weitersfeld-Formationâ03,0 m Ton, siltig, grĂźngrau-gelbbraun, Ca-Konkretionen
(weiĂe Schlieren)⢠â06,2 m Ton, grĂźngrau, Ca-Konkretionen (weiĂe Schlieren)
â10,0 m Ton,siltig, grĂźngrau-blaugrauâ16,4 m Ton,stärker siltig, feinsandig, graublau
Bohrung 23Bohrung Niederfladnitz 1/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 718398,00, Hoch 405589,98Lage ca. 0,8 km sĂźdsĂźdĂśstlich Niederfladnitz, an der StraĂe nachRetz
⢠Pleistozänâ02,3 m Lehm (Silt, tonig, grobsandig (Gesteinsbruch), hell-
braun)
⢠Langau-Formationâ04,0 m Ton, stark siltig, grobsandig (Quarz), gelbbraun-ocker
fleckig⢠â09,0 m Ton, sandig, grobsandig (Quarz), gelbgrau-weiĂgrau
â18,0 m Feinsand, kaolinitisch, weiĂgrau, Mittelsand-Grob-sandlagen
⢠Thaya-Granitâ23,0 m Kristallin (Granitgneis), in situ verwittert
Bohrung 24Bohrung Niederfladnitz 2/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 718510,85, Hoch 405538,59Lage ca. 0,9 km sĂźdsĂźdĂśstlich Niederfladnitz
⢠Pleistozänâ01,8 m Lehm (Silt, tonig, grobsandig (Gesteinsbruch), hell-
braun)
⢠Langau-Formationâ05,2 m Feinsand-Silt, kaolinitisch, weiĂgrau-grau gebändertâ12,0 m Feinsand, grobsandig, kaolinitisch, weiĂgrau-gelb-
braun⢠â21,0 m Feinsand, mittelsandig, kaolinitisch, ocker-weiĂgrau
⢠Thaya-Granitâ24,0 m Kristallin (Granitgneis), wenig verwittert
Bohrung 25Bohrung Niederfladnitz 3/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 718194,71, Hoch 407217,75Lage ca. 0,7 km nordnordĂśstlich Niederfladnitz
⢠Holozän-Pleistozänâ00,8 m Ton, siltig, schwarzgrau, anmoorigâ03,0 m Ton, siltig, grobsandig-feinkiesig, plastisch, hellgrau-
grĂźn⢠â03,2 m Grobkies (Dm. 5â7 cm, Quarz), gerundet, in grob-
sandiger Matrix
⢠Langau-Formationâ06,4 m Grobsand, bis 4,0 m siltig-feinsandig, gelbgrau-
graugelb⢠â06,5 m Mittelkies (Quarz), sandig
â12,0 m Ton, siltig, weiĂgrau-hellgraugrĂźn, z.T. oliv-braunfleckig
⢠â18,0 m Feinsand, tonig-siltig, kaolinitisch, weiĂgrau (Kern-verlust von 15,2â18,0 m)
⢠â18,3 m Kies (Quarz, Kristallin), gut gerundet
⢠Thaya-Granitâ22,0 m Kristallin (Granitgneis), in situ verwittert
82
Bohrung 26Bohrung Niederfladnitz 4/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 718411,79, Hoch 407093,75Lage ca. 0,7 km nordĂśstlich Niederfladnitz
⢠Holozän-Pleistozänâ11,0 m Boden (Silt, tonig, lehmig, mittelbraun)â13,5 m Ton, siltig, dunkelbraun-schwarzbraun, anmoorig,
plastisch
⢠Langau-Formationâ11,0 m Feinsand-Grobsand, siltig, braungrau-weiĂgrau-
graugrĂźn, kaolinitisch, reichlich Quarz-Kristallinkom-ponenten, vereinzelt umgelagerte KohlestĂźcke
⢠Thaya-Granitâ14,0 m Kristallin (Granitgneis), in situ kaolinitisch verwittertâ18,0 m Kristallin (Granitgneis), geringer verwittert
Bohrung 27Bohrung Niederfladnitz 5/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 718000,30, Hoch 407192,25Lage ca. 0,8 km nĂśrdlich Niederfladnitz
⢠Pleistozänâ03,2 m Lehm (Silt, sandig-tonig, z.T. grobsandig (Gesteins-
bruch), mittelbraun)⢠Langau-Formation
â05,0 m Silt, feinsandig, plastisch, grĂźngrau, weiĂgraueSchlieren
⢠â11,0 m Feinsand, siltig, glimmerig, gelbgrau-graugelbâ12,0 m Kernverlustâ13,7 m Grobsand-Mittelsand-Feinsand, siltig-tonig, schlecht
sortiert, graugelb, ab 13,0 m mittelgrau-gelb, ab 12,9m stark tonigĂbergang ins Liegende
⢠â17,6 m Ton, sandig-siltig, z.T. kiesig-grobsandig, dunkel-grau-braungrau
⢠â31,6 m Wechsel von Grobsand-Mittelsand, kiesig und Fein-sand-Silt (Horizonte von 30â165 cm), alles siltig-tonig, schlecht sortiert, kaolinitisch, weiĂgrau-hell-grau, (Kernverlust von 28,0â31,0 m)
⢠â31,9 m Kies, kantengerundet, in siltiger Matrix, weiĂgrauâ32,0 m Holzrest, dunkelbraunâ34,0 m Kernverlustâ35,6 m Kies (hpts. Quarz, dazu Kristallin, Dm. bis 5 cm), kan-
tengerundet, siltige Matrix, weiĂgrau⢠Thaya-Granit
â37,0 m Kristallin (Granitgneis), geringer verwittert
Bohrung 28Bohrung Niederfladnitz 6/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 717264,49, Hoch 407368,25Lage ca. 1,3 km nordwestlich Niederfladnitz, an der StraĂe nachMerkersdorf
⢠Pleistozänâ05,5 m Lehm (Silt, tonig, grobsandig (Gesteinsbruch), hell-
braun)⢠Langau-Formation
â06,0 m Grobsand, siltig, gelborangeâ13,0 m Grobsand, gut sortiert, grauweiĂ-gelbgrauâ13,2 m Feinsand, gut sortiert, grauweiĂ-gelbgrauâ16,8 m Grobsand, gut sortiert, grauweiĂ-gelbgrauâ26,3 m Feinsand-Mittelsand, siltig, grĂźngrau, gegen Liegend
grĂśber, vereinzelt mit QuarzgerĂśllen⢠â31,5 m Grobsand, gut sortiert, braungrau-graugrĂźn, gegen
Hangend feiner⢠â32,2 m Kies (Quarz), gut gerundet
â35,0 m Kernverlustâ37,5 m Mittelsand-Feinsand, siltig, grauweiĂ-gelbgrau
⢠Thaya-Granitâ47,0 m Kristallin (Granitgneis), verwittert (Kernverlust von
38,0â41,0 m)
Bohrung 29Bohrung Niederfladnitz 7/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 716940,00, Hoch 406326,15Lage ca. 1,3 km westlich Niederfladnitz, sĂźdlich der Bahnlinienach PleiĂing
⢠HolozänâPleistozänâ00,5 m Boden (Silt, tonig, mittelbraun)â01,8 m Lehm (Silt, tonig, grobsandig (Gesteinsbruch), hell-
braun)
⢠Langau-Formationâ04,0 m Grobsand, sandig-siltig, graugelbâ05,0 m Feinsand, siltig, glimmerig, gelbgrauâ05,7 m Feinsand, siltig-tonig, glimmerig, hellgrau, gelb-
orange fleckig (?verwĂźhlt)
⢠â09,0 m Feinsand, grobsandig, siltig, hellgrau-weiĂgrau, z.T.ocker fleckig, kaolinitisch; undeutliche Grenze zuKristallin
⢠Thaya-Granitâ18,0 m Kristallin (Granitgneis), stark in situ kaolinitisch ver-
wittert, gegen Liegend geringer verwittert
Bohrung 30Bohrung Niederfladnitz 8/80 (AUSTROMINERAL, 1981; vgl. BATĂKet al., 1993; ROETZEL et al., 1994)BMN-Koordinaten M34: Rechts 716337,20, Hoch 406435,65Lage ca. 1,8 km westlich Niederfladnitz, sĂźdlich der Bahnlinienach PleiĂing
⢠Pleistozänâ04,60 m Lehm (Silt, tonig-sandig, z.T. kiesig (Quarz bis 2
cm), z.T. plastisch), dunkelbraun-mittelbraun, ver-einzelt Kalkkonkretionen
⢠Langau-Formationâ05,00 m Silt-Ton, sandig-kiesig (Quarzkies bis 1 cm),
schlecht sortiert, graugrĂźn-graubraun⢠â05,20 m Ton, siltig, plastisch, graugrĂźn
â06,75 m Silt, tonig-sandig, z.T. fein-mittelkiesige Lagen,plastisch, mittelbraun
⢠â09,40 m Ton, siltig, im Hangenden sandiger, plastisch, grĂźn-grau
⢠â09,55 m Ton, gegen Liegend sandiger, hart, ockergelbâ11,00 m Feinsand-Mittelsand, grobsandig, ocker-graugelb-
rotbraun-karminrot⢠â16,00 m Feinsand, siltig, glimmerig, ocker-graugelb-rot-
braun-karminrot, Ăbergang ins Liegende⢠â22,00 m Silt, feinsandig-tonig, glimmerig, fein geschichtet,
hart, hellgrau-gelbgrauĂbergang ins Liegende
⢠â22,07 m Silt, mittelbraun (Tuffit)â22,75 m Silt, feinsandig, glimmerig, fein geschichtet, hell-
grau-gelbgrau (tuffitisch ?)⢠â30,60 m Feinsand, siltig, gut sortiert, hellgelb-graugelb-
braungelb⢠â30,70 m Silt-Ton, sandig, hellgrau-gelbgrau, verwĂźhlt
(senkrechte Gänge mit hangendem Sand verfßllt,Dm. ca. 3 cm)
⢠â30,74 m Ton, weiĂgrau (Tuffit)â31,90 m Silt-Ton, sandig, hellgrau-gelbgrau, 30,74â30,9 m
weiĂgrau fleckig (aufgearbeiteter und umgelagerterTuffit)
⢠â32,10 m Ton, porĂśs, leicht, weiĂgrau (Tuffit)â32,90 m Silt-Ton, hart, speckig, mittelgrau, weiĂe Belege auf
KlĂźfte und FlächenĂbergang ins Liegende
⢠â39,00 m Silt, sandig, kaolinitisch, mittelgrau-hellgrauâ39,10 m Kies (Quarz, Dm. bis 1 cm) gut gerundetâ42,30 m Grobsand, siltig, kaolinitisch, mittelgrau-hellgrauâ42,55 m Kies (Quarz, Dm. bis 5 cm) kantengerundet
⢠Thaya-Granitâ53,00 m Kristallin (Granitgneis), in situ kaolinitisch verwittert,
gegen Liegend geringer verwittert
Bohrung 31Bohrung Niederfladnitz 14/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 718441,16, Hoch 406412,68Lage ca. 0,3 km Ăśstlich Niederfladnitz
⢠HolozänâPleistozänâ00,80 m Ton, siltig, plastisch, schwarzgrau-dunkelbraunâ03,50 m Ton, siltig, plastisch, hellbraun-graubraun
83
Langau-Formation⢠Langau-Formation
â05,20 m Grobsand, siltig, wechselnd mit Silt, tonig, ocker-braun-gelb
⢠â06,30 m Feinsand-Silt, mittelsandig, braungelb-hellbraunâ12,00 m Sand, siltig, tw. kiesig, kaolinitisch, weiĂgrau, tw.
Feinsand-Siltlagen⢠â25,00 m Feinsand, siltig, mittel-grobsandig, kaolinitisch,
weiĂgrau-weiĂbraun⢠â26,50 m Feinsand-Silt, mittel-grobsandig, kaolinitisch, weiĂ-
grau-weiĂbraun (Kernverlust von 25,0 â 26,0 m)⢠â26,90 m Feinsand, siltig, mittel-grobsandig, kaolinitisch,
weiĂgrau-weiĂbraun⢠Thaya-Granit
â38,00 m Kristallin (Granitgneis), in situ kaolinitisch verwittert,gegen das Liegende zunehmend geringer verwittert(Kernverlust von 30,0â32,0 m)
Bohrung 32Bohrung Niederfladnitz 15/80 (AUSTROMINERAL, 1981)BMN-Koordinaten M34: Rechts 718273,75, Hoch 405884,96Lage ca. 0,5 km sĂźdsĂźdĂśstlich Niederfladnitz
⢠Holozän-Pleistozänâ01,00 m Boden (Silt, tonig, mittelbraun)â06,50 m Silt-Ton, sandig, mittelbraun-braungelb, Ca-Konkre-
tionen⢠â07,50 m Ton, siltig, sandig, humos, schwarz-braunschwarz⢠Langau-Formation
â10,50 m Kernverlustâ12,00 m Feinsand, weiĂgrau-weiĂgelb-ocker, dĂźnne Lagen
von Ton-Silt, hellbraun, orangebraune Schlieren(? Spuren)
⢠â12,05 m Kies (Quarz), gut gerundetâ13,50 m Ton-Silt, grĂźngrau, reichlich Molluskenschill (Aus-
tern etc.)
Bohrung 33Bohrung Niederfladnitz 16/80 (AUSTROMINERAL, 1981; vgl.BATĂK et al., 1993)BMN-Koordinaten M34: Rechts 718245,86, Hoch 405678,11Lage ca. 0,8 km sĂźdlich Niederfladnitz, an der StraĂe nach Retz
⢠Holozän-Pleistozänâ00,50 m Boden (Silt, tonig, mittelbraun)â05,90 m Ton-Silt, hellbraun-mittelbraun, lehmig, Ca-Konkre-
tionen⢠â06,00 m Ton-Silt, schwarzbraun⢠Langau-Formation
â07,00 m Silt, tonig, grobsandig, schlecht sortiert, gelbbraun-gelbgrau
⢠â10,80 m Silt, tonig, grobsandig, (toniger als im Hangenden)hellbraun-mittelbraun-gelbbraun
⢠â12,50 m Feinsand, mittelsandig, hellbraunâ13,00 m Feinsand, siltig, ockergelbâ13,50 m Ton, fett, grĂźnbraunâ13,65 m Ton, schwarzbraun, in KlĂźften Samenreste, (Stra-
tiotes kaltennordheimensis: det. H.J. GREGOR)⢠â16,50 m Ton, grĂźngrau, z.T. sandig-siltig, reichlich Mollus-
kenschill (Crassostrea gryphoides im Hangenden, Granu-lolabium moravicum im Liegenden: det. P. ÂťTYROKY),KlĂźfte mit Samen vom Hangenden bis 14,0 m
⢠â16,55 m Ton, intensive Wechsellagerung (0.3 - 0.5 cm) vongrauem und grauweiĂem Ton (?Tuffit)
⢠â17,55 m Ton-Silt, sandig, grĂźngrau-mittelgrauâ20,50 m Silt, sandig (bis 18,5 m grobsandig), weiĂgrau, kao-
linitisch⢠â21,50 m Silt-Sand, kiesig (Quarz, gut gerundet), weiĂgrau,
kaolinitisch⢠â23,70 m Kernverlust
â26,00 m Feinsand, kaolinitisch, weiĂgrau (umgelagerte, ver-witterte Kristallinschwarte)
⢠Thaya-Granitâ29,50 m Kristallin (Granitgneis), in situ kaolinitisch verwittert
Bohrung 34Bohrung Untermixnitz 5y/1 (NĂ-Landesregierung, 1987)BMN-Koordinaten M34: Rechts 714875,00, Hoch 402382,60Lage ca. 1,2 km nordĂśstlich Untermixnitz, Flur Hungerfeld
⢠Holozän-Pleistozänâ00,30 m Boden (Silt, sandig, braun)
⢠Burgschleinitz-Formation?â03,00 m Mittelsand, siltig-tonig, gelbbraunâ03,60 m Sand, stark siltig-tonig, gelbbraunâ05,00 m Sand, siltig-tonig, hellgrau
⢠Thaya-Granitâ05,70 m Grus, tonig, ziegelrot (? vergruster Granit)â06,50 m Grus, tonig-sandig, grau (? vergruster Granit)â07,40 m Granit, stark sandig verwittert, hellgrau, steile KlĂźfte
mit rostrotem Belag⢠â22,00 m Granit, etwas geschiefert, hellgrau, KlĂźfte mit ca.
45° oder etwas steiler einfallend, eng bisgeschlossen, mit braunen Belägen, Kluftabstand imHangenden um 10 cm, darunter 20â40 cm, von10,7â11,0 m eine 2 cm breite, steil stehende Kluftmit tonigen Letten gefĂźllt
⢠â24,00 m Granit, deutlich geschiefert, hellgrau, wenige, flacheKlĂźfte, Kluftabstand 20 â 50 cm, von 22,6 â 23,0 msenkrechte Kluft mit braunem Belag
⢠â26,00 m Granit bis Granitgneis, sehr kompakt, hellgrau,Schieferung 20°â30° einfallend, Trennflächenab-stand 10â30 cm, auf Flächen braune Beläge
⢠â28,00 m Granit, hellgrau, weitständig geklĂźftet, KlĂźfte durch-wegs geschlossen, Einfallen 45° bis senkrecht, aufKlĂźften braune Beläge
⢠â30,00 m Granit, hellgrau, wie oben, weitständig geklĂźftet, aufKlĂźften braune Beläge, von 29,0â30,0 m senkrechteKluft
Bohrung 35Bohrung Hofern 5x/1 (NĂ-Landesregierung, 1987)BMN-Koordinaten M34: Rechts 719815,4, Hoch 403590,7Lage ca. 1,6 km sĂźdĂśstlich Hofern, Ăśstlich KonstantinhĂźtte
⢠Holozän-Pleistozänâ00,05 m Humusâ01,00 m Gesteinszersatz, lehmig, mittelbraun
⢠Thaya-Granitâ02,70 m Gesteinsgrus, lehmig, hellbraun-grau, ab 2,0 m mit
Gesteinsbrocken⢠â04,60 m Granit, mittelkĂśrnig, hellgrau, mĂźrbe verwittert, gru-
sig, kleinstĂźckig zerfallend⢠â05,00 m Granit, hellgrau, leicht rostig, mĂźrbe verwittert, in
grĂśĂere StĂźcke zerfallend⢠â08,00 m Granit, mĂźrbe verwittert, bei 6,0 m grusig zerfallend,
steile, engständige Klßfte, rostig, bei 7,6 m steileKluft mit hellgrßner Kluftletten
⢠â08,80 m Granit, stark verwittert, rostig, Quarzverheilungen⢠â10,00 m Granit, verwittert, etwas rostig⢠â12,50 m Granit, stark grusig zersetzt, grĂźnlich-weiĂ, braun
gefleckt, Feldspäte kaolinitisiert⢠â14,00 m Granit, etwas kompakter, braun verfärbt, KlĂźfte mit
etwa 45° einfallend, Kluftabstand 20 cm⢠â15,00 m Granit, etwas fester, grau-weiĂ gesprenkelt, ein-
zelne flache KlĂźfte mit hellgrĂźnen Belägen⢠â15,20 m Granit, stark zerbrochen, mit braunen und hellgrĂź-
nen Kluftbelägen⢠â19,00 m Granit, etwas fester, KlĂźfte mit ca. 45° einfallend,
braune, tonige Beläge⢠â21,60 m Granit, enger geklĂźftet, KluftkĂśrpergrĂśĂe 5â20 cm⢠â22,00 m Granit, stark zerbrochen, KluftkĂśrper 5 cm, braun-
grĂźnliche, tonige Beläge⢠â25,00 m Granit, mĂźrbe, grau-weiĂlich, braun gefleckt, KlĂźfte
mit ca. 45° einfallend, braune, tonige Beläge, Kluft-abstand 10â30 cm
⢠â26,30 m Granit, stark zerbrochen bis grusig zerfallend, Kluft-kĂśrper maximal 5 cm
⢠â28,90 m Granit, etwas fester, weiĂlich-rosa, steile KlĂźfte,Kluftabstand 10â30 cm
⢠â31,00 m Granit, stärker geklĂźftet, braun verfärbt, steile undflachere KlĂźfte, Kluftabstand 20 cm
⢠â38,00 m Granit, sehr stark geklĂźftet, z.T. grusig zerfallend,braun zersetzt, KlĂźfte mit braunen Belägen
⢠â42,40 m Granit, etwas fester, braun verfärbt, steile KlĂźfte mitbraunen Belägen und z.T. Zerreibsel
⢠â45,00 m Granit, deutlich fester, grau, steile KlĂźfte, von44,0â45,0 m wieder stärker rostbraun verfärbt
84
⢠â45,10 m Granit, zerbrochen, offene Kluft mit brauner KluftfĂźl-lung
⢠â48,00 m Granit, kompakt, einige steile KlĂźfte mit braunen,tonigen Belägen
⢠â50,00 m Granit, relativ kompakt, grau, stark braunfleckig,KlĂźfte mit ca. 70° einfallend, von 49,0â49,2 m starkzerbrochen, braun; von 49,7â50,0 m blaugrau, sehrhart, mit Quarz durchsetzt
⢠â54,00 m Granit, mittelkĂśrnig, frisch, weitständige KlĂźftung,KlĂźfte meist geschlossen, um KlĂźfte vergrĂźnt (chlori-tisiert)
⢠â55,15 m Granit, mittelkĂśrnig, von 54,0 â 54,2 m sehrgrobkĂśrnig (rose Feldspäte), frisch, zwischen 54,5und 54,7 m geschlossene Kluft, mehrere Zentimeterbreiter, rostiger Hof
⢠â58,00 m Granit, mittelkĂśrnig, nach unten zu engständig ge-klĂźftet, bei 55,15 m und 56,2 m rostige Kluftflächen
⢠â58,40 m Granit, mittelkĂśrnig, stark geklĂźftet, in Kluftberei-chen stark vergrĂźnt
⢠â60,40 m Granitgrus, unverwittert, vergrĂźnt, in grĂźner, tonigerGrundmasse, Steine bis 5 cm Dm., von 59,6â59,8m und bei 60,4 m rostig, ab 60,0 m Lehmgehaltgeringer
⢠â62,00 m Granit, kleinstĂźckig zerbrochen, etwas tonig (grĂźn),bereichsweise etwas braun verfärbt
Bohrung 36Bohrung Retz â Sandweg B1 (Stadtgemeinde Retz, 1994)BMN-Koordinaten M34: Rechts 722792 , Hoch 402776 , KG Retz,Parzelle 1955/1Lage ca. 0,8 km nordĂśstlich Retz, ca. 130 m westlich ĂBB-Lokalbahn Retz-Drosendorf
⢠HolozänâPleistozänâ00,30 m Boden (Sand, kiesig, siltig, dunkelbraun, locker,
Pflanzenreste)⢠â02,85 m Sand, schwach siltig und kiesig, Kies eckig, hell-
braun-graubraun⢠â04,00 m Feinsand-Mittelsand, schwach grobsandig-kiesig,
selten Steine bis 10 cm, eckig und rund, braun-grau⢠Retz-Formation
â04,35 m Feinsand-Mittelsand, gelbbraun-graubraunâ05,90 m Sand, von 4,85â5,2 m schwach kiesig-steinig (Kom-
ponenten gerundet, Dm. bis 8 cm), braun-grau⢠â06,40 m Feinsand-Mittelsand, sehr schwach siltig, braun⢠â07,25 m Sand, sehr schwach siltig, graubraun-grau⢠â08,00 m Sand, feinkiesig-mittelkiesig, sehr schwach siltig,
grau-braun⢠â24,00 m Feinsand-Mittelsand, schwach grobsandig - grob-
sandig, z.T. schwach siltig und kiesig, graubraun⢠â25,00 m Sand, schwach kiesig - kiesig, graubraun-grau⢠â25,15 m Sandstein, graubraun, fest⢠â25,60 m Mittelsand-Grobsand, kiesig - stark kiesig, kantig â
rund, graubraun⢠â26,00 m Kies, stark mittelsandig-grobsandig, schwach fein-
sandig, kantig â rund, glimmerig, graubraun⢠â28,00 m Sand, kiesig â stark kiesig, glimmerig, braun-
graubraun-grau; von 27,0 -27,15 m Kies, gerundet⢠â28,90 m Kies, stark sandig, kantig â rund, braun⢠â29,05 m Sand, sehr schwach kiesig, graublau⢠â29,70 m Kies, sandig â stark sandig, graublau, Aufarbei-
tungshorizont von Kristallin⢠â29,80 m KristallingerĂślle (Kies â Steine), gerundet⢠Thaya-Granit
â32,00 m Kristallin (Thaya-Granit), geschiefert, tw. klĂźftig,graubraun
Bohrung 37Bohrung Retz â Brunnen Sandweg (Werk II) (Stadtgemeinde Retz,1977)BMN-Koordinaten M34: Rechts 722863, Hoch 402670, KG Retz,Parzelle 1983/3Lage ca. 0,7 km nordĂśstlich Retz, ca. 9 m westlich ĂBB-LokalbahnRetz-Drosendorf
⢠HolozänâPleistozänâ06,50 m AnschĂźttung, Lehm, etc.
⢠Retz-Formationâ09,00 m Sand, lehmig (siltig), graugelb, fest gelagertâ09,5 m Lehm (Silt), sandig, graubraunâ09,8 m Sand, kiesig, gelbgrau, reschâ10,8 m Feinsand, graugelbâ11,6 m Feinsand, kiesig, graugelbâ13,2 m Feinsand, graugelbâ16,4 m Sand, graugelb, reschâ17,5 m Feinsand, kiesig, gelbgrauâ20,0 m Feinsand, gelbgrauâ20,1 m Sandstein, graugelbâ21,0 m Feinsand, graugelbâ21,3 m Sandstein, gelbgrau
⢠â21,7 m Feinsand, gelbgrauâ22,0 m Feinsandstein, gelbgrau, Molluskenâ22,6 m Feinsand, gelbgrauâ22,8 m Sandstein, grauâ24,2 m Feinsand mit KristallingerĂśllen, grauâ24,7 m Kies (KristallingerĂślle) in Sand, graugelbâ25,1 m Feinsand, graugelbâ25,4 m Kies bis 3 cm Dm., Sand, graugelbâ25,6 m Kies, verfestigt, Mollusken, graublauâ25,8 m Sand, lehmig (siltig), graublau, Molluskenâ26,0 m Sandstein, graublauâ28,7 m Sand mit dĂźnnen Kieslagen, blaugrauâ29,0 m Sand, Molluskenâ30,0 m Kies und Steine, verfestigt, graublau, Molluskenâ30,9 m Sand, Sandstein, graublau
⢠Thaya-Granitâ32,1 m Kristallin
Bohrung 38
Bohrung Retz â Ziegelei (Fa. Frings, 1967)
Archiv Geologische Bundesanstalt
BMN-Koordinaten M34: Rechts 723204, Hoch 401575
Lage ca. 1,3 km sĂźdĂśstlich Retz, MĂźlldeponie (ehemalige ZiegeleiSchwach)
⢠HolozänâPleistozänâ01,0 m Abraumâ07,0 m Lehm
⢠Zellerndorf-Formation
⢠â22,0 m Ton
⢠Retz-Formationâ29,0 m Sand
Bohrung 39
Bohrung Unterretzbach (NĂ-Landesregierung, 1953; vgl. GRILL,1959)
BMN-Koordinaten M34: Rechts 726260, Hoch 403040
Lage ca. 0,2 km Üstlich der Kirche von Unterretzbach, ÜstlichBahnlinie nach Šatov (Schattau)
⢠HolozänâPleistozänâ00,3 m Humusâ04,0 m Lehm, sandig, gelbâ08,0 m Lehm, sandig, gelb, braune Zwischenlagen
⢠Laa-Formationâ11,2 m Tegel, sandig, grau, braune Zwischenlagenâ15,4 m Sand, tegelhältig, grauâ16,8 m Schwimmsand, grauâ17,4 m Sandstein, grauâ18,2 m Sand, tegelhältig, grau, fest gelagertâ35,3 m Tegel, grau, trockenâ35,4 m Sandstein, grauâ37,5 m Tegel, grau, hartâ38,5 m Sand, lettig (siltig-tonig)â44,5 m Tegel, sandig, trockenâ45,8 m Sand, lettig (siltig-tonig)â46,1 m Sandstein, grauâ51,4 m Sand, lettig (siltig-tonig), trocken
85
AUSTROMINERAL: Kaolinprospektion im Raum Retz, N.Ă. Endbe-richt 1981 Ăźber DurchfĂźhrung von Kernbohrungen und abschlie-Ăende Projektbeurteilung. â UnverĂśff. Bericht fĂźr Bundesminist.Wiss. u. Forschung und Land NiederĂśsterr., 108 S., 19 Abb., 23Tab., 8 Beil., Wien 1981.
BATĂK, P.: Bericht 1991 Ăźber geologische Aufnahmen im Kristallin aufBlatt 9 Retz. â Jb. Geol. Bundesanst., 135/3, 674â675, Wien1992a.
BATĂK, P.: GeologickĂĄ Mapa NĂĄrodnĂho Parku PodyjĂ (GeologischeKarte des Nationalparks Thayatal) 1 : 25.000. â Praha (ÂťGĂ) 1992b.
BATĂK, P.: Bericht 1994 Ăźber geologische Aufnahmen im Moravikumauf Blatt 8 Geras. â Jb. Geol. Bundesanst., 138/3, 474â475, Wien1995.
BATĂK, P., ÂťTYROKĂ, J. & ÂťTYROKY, P.: Bericht 1992 Ăźber geologi-sche Aufnahmen auf Blatt 9 Retz. â Jb. Geol. Bundesanst., 136/3,546â548, Wien 1993.
BATĂK, P., ÂťTYROKĂ, J. & ÂťTYROKY, P.: Bericht 1993 Ăźber die Revi-sion geologischer Aufnahmen und Kartierungsbohrungen auf Blatt9 Retz. â Jb. Geol. Bundesanst., 137/3, 426â427, Wien 1994.
BATĂK, P. et al. : Vysvetlivky k zĂĄkladnĂ geologickĂŠ mape ÂťR1 : 25.000, 33-224 Kravsko (Erläuterungen zur Grundlagenkarteder ÂťR 1 : 25.000, 33-224 Kravsko). â Âťes. Geol. Ăstav, Praha1995.
BERGER, F. & PRIEMETZHOFER, F.: Flechten im Nationalpark Thaya-tal. â UnverĂśff. Liste mit Erläuterungen, 12 S., 2004.
BERGER , W.: Eine neue fossile WassernuĂ aus den untermiozänenBraunkohlenablagerungen von Langau bei Geras in NiederĂśster-reich. â Phyton, 7/1â3, 152â158, Horn 1957.
BERNHAUSER, A.: Zur Kenntnis der Retzer Sande. â Sitz.ber. Ăśsterr.Akad. Wiss., math.-naturw. Kl., Abt.I, 164/3, 163â192, 12 Abb., 1Taf., Wien 1955.
BERNROIDER, M.: Zur Geologie und Petrographie moravischerGesteine im Gebiet NW Weitersfeld, NiederĂśsterreich. â Diss.naturwiss. Fak. Univ. Salzburg, 8+240 S., 1 geol. Kt., Salzburg1986.
BERNROIDER , M.: Zur Petrogenese präkambrischer Metasedimenteund cadomischer Magmatite im Moravikum. â Jb. Geol. Bundes-anst., 132/2, 349â373, Wien 1989.
BRIX, F.: Bericht Ăźber die Kohlenexploration im Gebiet Langau-Rie-gersburg-Geras (niederĂśsterreichisches Waldviertel). â UnverĂśff.Bericht ĂMV-AG, TDG-ESB-Geologie, 17 S., Tab., Beil., Wien1981.
BRZĂK, M.: Entwicklung des Thayatales im Nationalpark PodyjĂ(Tschechische Republik) aufgrund der Morphographie und Schot-teranalyse. â Mitt. Ăsterr. Geograph. Ges., 139, 261â275, 4 Abb.,2 Tab., Wien 1997.
BRZĂK , M.: BalvanovĂŠ proudy a skalnĂ tvary v ĂşdolĂ Dyje (NP PodyjĂ)[BlockstrĂśme und Felsenformen im Thayatal (NP PodyjĂ)]. â ActaMus. Moraviae, Sci geol., LXXXV (2000), 135â150, 5 Abb., Brno2000.
CHĂBERA, S. & HUBER, K.-H.: Pseudoschichtung (pseudobedding) inGranitoiden des SĂźdbĂśhmischen Plutons. â Sbor. Jihoces. muz. v.Âťes. BudejovicĂch, PrĂr. vedy, 38, 5â17, 8 Fotos, ÂťeskĂŠ Budejovi-ce 1998.
CHYTRY, M. & VICHEREK, J.: LesnĂ vegetace NĂĄrodnĂho Parku PodyjĂ.â 168 S., Praha (Academia) 1995.
CICHA, I. : Die miozäne Foraminiferenfauna der Bohrung Laa Ther-mal SĂźd 1. â ExkursionsfĂźhrer Ăsterr. Geol. Ges., 17 (Das Landum Laa an der Thaya), 71â74, Wien 1997.
CĂLEK, V., HRADILOVĂ, J. & LOĂEK, V: SprasovĂĄ sedimentace v zĂĄpad-nĂ cĂĄsti NP PodyjĂ (LĂśss-Sedimentation im westlichen Teil desNationalparks PodyjĂ). â PrĂroda, SbornĂk pracĂ z ochrany prĂrody,3, 73â81, Praha 1996.
ÂťTYROKY, P.: K paleontologickĂŠ charakteristice a rozsĂrenĂ spodno-tortonskych sediment °u v okolà Šatova na jiznĂ Morave (Zur paläo-geographischen Charakteristik und Verbreitung der untertortoni-schen Sedimente in der Umgebung von Šatov in SĂźdmähren)M-33â117-C-a. â Zpr. o. geol. vyzk. v. roce 1966, 1, 267â268,Praha 1968.
ÂťTYROKY, P.: Das Untermiozän (Eggenburg-Ottnang) im SW-Teil derKarpatischen Vortiefe in Mähren. â Zemny plyn a nafta, 27,379â394, Hodonin 1982.
ÂťTYROKY, P.: Das Tertiär der BĂśhmischen Masse in SĂźdmähren. âJb. Geol. Bundesanst., 136/4, 707â713, Wien 1993.
DEMEK, J.: Etchplain, rock pediments and morphostructural analysisof the Bohemian Massif (Czech Republic). â In: DRBOHLAV, D.,KALVODA, J. & VOZENĂLEK, V. (eds.): Czech Geography at the dawnof the Millenium. â 69â81, Olomouc (Palacky Univ. Olomouc)2004.
DEMEK, J. & KOPECKY, J.: Slope failures in metamorphic basementrocks of the Dyje river valley, PodyjĂ National Park, Czech Repu-blic. â Moravian Geographical Rep., 4/2, 2â11, Brno 1996.
DRAXLER, I., 1991: Die untermiozäne Mikroflora aus dem RaumEggenburg â Horn â Geras. â In: ROETZEL, R. (Hrsg.): Arbeitsta-gung Geol. Bundesanstalt 1991, 16.â20. 9. 1991, Eggenburg,109â113, Wien 1991.
DUDEK, A.: Zum Problem der moldanubischen Ăberschiebung imNordteil der Thayakuppel. â Geologie, 11, 757â791, Berlin 1962.
DUDEK, A.: The crystalline basement block of the Outer Carpathiansin Morava, Bruno-Vistulicum. â Rozpr. Âťeskosl. akad. ved, radamat. prĂrod. ved, 90, 1â85, Praha 1980.
DVORĂK, J.: Synsedimentary tectonics of the Palaeozoic of the Dra-hany Uplands (Sudeticum, Moravia, Czechoslovakia). â Tectono-physics, 17/4, 359â391, Amsterdam 1973.
DVORĂK, J.: Beziehungen zwischen Tektonik und Paläogeographieim mährischen Karbon. â Geol Jb. Hessen, 117, 37â51, Wiesba-den 1989.
DVORĂK, J.: Geology of Palaeozoic sediments of the deep boreholeJablunka 1 (Beskydy Mts., NE Moravia) â comparison with thedeep borehole MĂźnsterland 1. â Sbor. geol. ved., Geologie, 45,65â90, Praha 1990.
FINGER, F. & BĂTTNER, S.: Bericht 1995 Ăźber petrographische Unter-suchungen im Kristallin der Bohrungen Goggendorf und Glauben-dorf auf Blatt 22 Hollabrunn. â Jb. Geol. Bundesanst., 139/3,375â378, Wien 1996.
FINGER , F., FRASL, G., HĂCK, V. & STEYRER, H.P.: The Granitoids ofthe Moravian Zone in Northeast Austria: Products of a CadomianActive Continental Margin? - Precambrian Res., 45 (1989),235â245, Amsterdam (Elsevier) 1989.
FINGER , F. & FRIEDL, G.: Bericht 1992 Ăźber petrographische Unter-suchungen im Moravikum auf Blatt 9 Retz. â Jb. Geol. Bundes-anst., 136/3, 637â638, Wien 1993.
FINGER , F., HANZL, P., PIN, C., VON QUADT, A. & STEYRER, H.P.: TheBrunovistulian: Avalonian Precambrian sequence at the easternend of the Central European Variscides? â In: FRANKE, W., HAAK,V., ONCKEN, O. & TANNER, D. (eds.): Orogenic processes: quantifi-cation and modelling in the Variscian Belt. â Geol. Soc. Lond.Spec. Publ., 179, 103â112, Oxford â London â Edinburgh 2000.
FINGER , F. & HORSCHINEGG, M.: A7 Obernalb â Steinbruch Gollitsch.â In: ROETZEL, R. (Hrsg.): Arbeitstagung Geol. Bundesanstalt1999, 3.â7. Mai 1999, Retz, 270â273, Wien 1999.
FINGER , F. & RIEGLER, G.: Der Thayabatholith und der kristallineUntergrund des Weinviertels. â In: ROETZEL, R. (Hrsg.): Arbeitsta-gung Geol. Bundesanstalt 1999, 3.â7. Mai 1999, Retz, 23â31,Wien 1999.
FINGER , F. & STEYRER, H.P.: A tectonic model for the eastern Varis-cides: indications from a chemical study of amphibolites in thesouth-eastern Bohemian Massif. â Geologica Carpathica, 46,137â150, Bratislava 1995.
FRANKE, W.: Variscan plate tectonics in Central Europe â currentideas and open questions. â Tectonophysics, 169, 221â228,Amsterdam 1989.
FRANKE , W.: The mid-European segment of the Variscides; tecto-nostratigraphic units, terrane boundaries and plate tectonic evolu-tion. â In: FRANKE, W., HAAK, V., ONCKEN, O. & TANNER, D. (eds.):Orogenic processes: quantification and modelling in the VariscianBelt. â Geol. Soc. Lond. Spec. Publ., 179, 35â61, Oxford â Londonâ Edinburgh 2000.
FRANZ, H., mit Beiträgen von FRASL, G. & WEIDSCHACHER, K.: ZurKenntnis der jungquartären Ablagerungen und BĂśden im Leitha-gebirge und im Raume von Retz. â Verh. Geol. Bundesanst.,1957/2, 146â196, 9 Abb., Tab., 2 Kt., Wien 1957.
FRASL , G.: EinfĂźhrung in die Geologie der Moravischen Zone. â In:HĂCK, V., FRASL, G., STEININGER, F. & VETTERS, W.: Zur Geologiedes Kristallins und Tertiärs der weiteren Umgebung von Eggen-burg. â ExkursionsfĂźhrer Ăsterr. Geol. Ges., 1, 4â18, Wien 1983.
FRASL , G.: Das Moravikum der Thaya-Kuppel als Teil der variszischdeformierten Randzone des Bruno-Vistulikums â eine EinfĂźhrung.â In: ROETZEL, R. (Hrsg.): Arbeitstagung Geol. Bundesanstalt1991, 16.â20. 9. 1991, Eggenburg, 49â62, Wien 1991.
86
Literatur
FRASL , G., FUCHS, G., MATURA, A. & THIELE, O.: EinfĂźhrung in dieGeologie des Waldviertler Grundgebirges. â In: ArbeitstagungGeol. Bundesanstalt 1977 â Waldviertel, 15.â20. Mai 1977, 5â10,Wien 1977.
FRIEDL, G., FINGER, F., McNAUGHTON, N.J. & FLETCHER, I.R.: Deduc-ing the ancestry of terranes: SHRIMP evidence for South America-derived Gondwana fragments in central Europe. â Geology, 28/11,1035â1038, Washington D.C. 2000.
FRIEDL, G., FINGER, F., PAQUETTE, J.-L., VON QUADT, A., McNAUGH-TON, N.J. & FLETCHER, I.R.: Pre-Variscan geological events in theAustrian part of the Bohemian Massif deduced from U-Pb zirconages. â Int. J. Earth Sci. (Geol. Rundschau), 93, 802â823, Stutt-gart 2004.
FRITZ, H., DALLMEYER, R.D. & NEUBAUER, F.: Thick-skinned versusthin-skinned thrusting: Rheology controlled thrust propagation inthe Variscan collision belt (the southeastern Bohemian Massif). âTectonics, 15, 1389â1413, Washington 1996.
FRITZ , H. & NEUBAUER, F.: Kinematics of crustal stacking and disper-sion in the southeastern Bohemian Massif. â Geol. Rundschau,82, 556â565, Stuttgart 1993.
FUCHS, G.: Das Bild der BĂśhmischen Masse im Umbruch. â Jb. Geol.Bundesanst., 134/4, 701â710, Wien 1991.
FUCHS , G.: Bericht 1992 Ăźber geologische Aufnahmen im Moravi-kum auf Blatt 9 Retz. â Jb. Geol. Bundesanst., 136/3, 549, Wien1993.
FUCHS , G.: Bericht 1994 Ăźber geologische Aufnahmen im Kristallinauf Blatt 9 Retz. â Jb. Geol. Bundesanst., 138/3, 477â478, Wien1995.
FUCHS , G.: Kritische Gedanken zur neueren geodynamischen For-schung in der Ăśstlichen BĂśhmischen Masse. â Jb. Geol. Bundes-anst., 141/1, 39â43, Wien 1998.
FUCHS , G.: Geologie des Moravikum im Thayatal zwischen Hardeggund Kaja. â In: ROETZEL, R. (Hrsg.): Arbeitstagung Geol. Bundes-anstalt 1999, 3.â7. Mai 1999, Retz, 354â356, Wien 1999.
FUCHS , G.: Bericht 1998 Ăźber geologische Aufnahmen im Moravi-kum auf den Blättern 8 Geras und 9 Retz. â Jb. Geol. Bundesanst.,142/3, 267, Wien 2000.
GABRIELOVĂ, N.: Die mikropaläobotanische Erkundung des Unter-miozäns in der Umgebung von Šafov bei Vranov nad DyjĂ. â Vest.Ăst r. Ăşst. geol., 48/1, 11â16, Praha 1973.
GASPAR, B.: Der âWeiĂe Stein von Eggenburgâ Der ZogelsdorferKalksandstein und seine Meister. â Das Waldviertel, 44/4,331â367, Horn 1995.
GASPAR, B.: Das Steinmetzhandwerk in Eggenburg. â Denkmalpfle-ge in NiederĂśsterreich (Waldviertel), 31, 20â25, Abb., St. PĂślten2004.
GREGOR, H. J.: Trapa zapfei BERGER aus dem Untermiozän von Lang-au bei Geras (NĂ.) - eine Hydrocharitacee. â Ann. Naturhist. Mus.Wien, 83, 105â118, Wien 1980.
GRILL, R.: Bericht zur Wasserversorgung der Gemeinde Unterretz-bach. â UnverĂśff. Bericht, Bibl.Geol.Bundesanst., Wiss.Archiv Nr.A 09830âR.3, 5 Bl., 1 Kt., 1 Anl., Wien 1959.
HARZHAUSER, M., BĂHME, M., MANDIC, O. & HOFMANN, Ch.-Ch.: TheKarpatian (Late Burdigalian) of the Korneuburg Basin. A Palaeo-ecological and Biostratigraphical Syntheses. â In: SOVIS, W. &SCHMID, B. (Hrsg.): Das Karpat des Korneuburger Beckens, Teil.2.â Beitr. Paläont., 27, 441â456, 7 Abb., 1 Tab., Wien 2002.
HARZHAUSER , M., DAXNER-HĂCK, G., KOLLMANN, H., KOVAR-EDER, J.,RĂGL, F., SCHULTZ, O. & SUMMESBERGER, H.: 100 Schritte Erdge-schichte. Die Geschichte der Erde und des Lebens im Naturhisto-rischen Museum Wien. â 96 S., Wien (Naturhistorisches Museum)2004a.
HARZHAUSER , M., DAXNER-HĂCK, G. & PILLER, W.E.: An integratedstratigraphy of the Pannonian (Late Miocene) in the Vienna Basin.â Austrian Journ. Earth Sciences, 95/96, 6â19, 7 figs., Wien2004b.
HARZHAUSER , M. & KROH, A.: PalĂśkologie der Echinidenfaunen vonUnternalb (Retz-Formation - Eggenburgium). â In: ROETZEL, R.(Hrsg.): Arbeitstagung Geol. Bundesanstalt 1999, 3.â7. Mai 1999,Retz, 221â222, Wien 1999.
HAVLĂCEK, P.: Bericht 1994 Ăźber geologische Aufnahmen im Quartärauf Blatt 9 Retz. â Jb. Geol. Bundesanst., 138/3, 478, Wien 1995.
HAVLĂCEK, P.: NP PodyjĂ: ReviznĂ kvartĂŠrne-geologicky vyzkum amapovĂĄnĂ v letech 2001 a 2002 (Nationalpark PodyjĂ: Revisionder quartärgeologischen Untersuchung und Kartierung in denJahren 2001 - 2002). â Zpr. o. geol. vyzk. v. roce 2002, 71â73,Praha 2002.
HAVLĂCEK, P.: NP-Thayatal: Erläuterungen zur quartär-geologischenRevisionserforschung und Kartierung 2001â2002. â UnverĂśff. Ber.ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzba, 5 S., Fotos, Praha 2003.
HAVLĂCEK, P., HOLĂSEK, O., SMOLĂKOVĂ, L. & ROETZEL R.: Zur Ent-wicklung der Quartärsedimente am SĂźdostrand der BĂśhmischenMasse in NiederĂśsterreich. â Jb. Geol. Bundesanst., 141/1,51â71, 15 Abb., 1 Tab., 2 Taf., Wien 1998.
HAVLĂCEK, P. & SMOLĂKOVĂ, L.: Sprasovy profil v Šatove, okres Znoj-mo. (LĂśssprofil in Šatov, Bezirk Znojmo). â Zpr. o. geol. vyzk. v.roce 1997, 67â68, Praha 1998.
HAVLĂCEK, P. & SMOLĂKOVĂ, L.: Sprase a fosilnĂ p °udy v NP PodyjĂ(Konice, Lukov) (LĂśss und fossile BĂśden im Nationalpark PodyjĂ(Konice, Lukov). â Zpr. o. geol. vyzk. v. roce 2001, 129â131,Praha 2002.
HAVLĂCEK, P. & SMOLĂKOVĂ, L.: NP PodyjĂ: KvartĂŠrnĂ sedimenty veVranove nad DyjĂ (Nationalpark PodyjĂ: Quartäre Sedimente inVranov nad DyjĂ). â Zpr. o. geol. vyzk. v. roce 2002, 74â75, Praha2003a.
HAVLĂCEK, P. & SMOLĂKOVĂ, L.: Neoliticky rondel v Ma sovicĂch: kvar-tĂŠrnĂ a paleopedologickĂŠ vyzkumy (Neolithischer Kreisgraben inMasovice: Quartärgeologische und paläopedologische Untersu-chungen). â Thayensia, 5, 3â9, Znojmo 2003b.
HOCHULI, P.: Palynologische Untersuchungen im Oligozän undUntermiozän der Zentralen und Westlichen Paratethys. â Beitr.Paläont. Ăsterr., 4, 1â132, Wien 1978.
HĂCK, V.: Bericht 1968 Ăźber geologische Aufnahmen auf den Blät-tern Geras (8) und Retz (9). â Verh. Geol. Bundesanst., 1969/3,A32âA33, Wien 1969.
HĂCK , V.: Bericht 1969 Ăźber geologische Aufnahmen auf den Blät-tern Geras (8), Retz (9) und Horn (21). â Verh. Geol. Bundesanst.,1970/5, A32âA33, Wien 1970.
HĂCK , V.: Haltepunkt 8: Weitersfeld. â In: HĂCK, V., FRASL, G., STEI-NINGER, F. & VETTERS, W.: Zur Geologie des Kristallins und Terti-ärs der weiteren Umgebung von Eggenburg. â ExkursionsfĂźhrerĂsterr. Geol. Ges., 1, 46â47, Wien 1983.
HĂCK , V.: Das Moravikum der Thaya-Kuppel in Ăsterreich â Litholo-gie und Metamorphose. â In: ROETZEL, R. (Hrsg.): ArbeitstagungGeol. Bundesanstalt 1991, 16.â20. 9. 1991, Eggenburg, 63â74,Wien 1991a.
HĂCK , V.: Haltepunkt 19. Weitersfeld â Kirchenbruch. â In: ROETZEL,R. (Hrsg.): Arbeitstagung Geol. Bundesanstalt 1991, 16.â20. 9.1991, Eggenburg, 204, Wien 1991b.
HĂCK , V.: Der geologische Bau des Grundgebirges. â In: STEININ-GER, F.F. (Hrsg.): Erdgeschichte des Waldviertels. â 2. Aufl.,Schriftenreihe Waldv. Heimatbund, 38, 37â60, Horn â Waidho-fen/Thaya 1999.
HĂCK , V., MARSCHALLINGER, M. & TOPA, D.: Granat-Biotit-Geother-mometrie in Metapeliten der Moravischen Zone in Ăsterreich. âĂsterr. Beitr. Met. Geoph., 3, 149â167, Wien 1991.
HĂCK, V., MONTAG, O. & LEICHMANN, J.: Ophiolite remnants at theeastern margin of the Bohemian Massif and their bearing on thetectonic evolution. â Mineralogy and Petrology, 60, 267â287, Wienâ New York (Springer) 1997.
HĂCK, V. & VETTERS, W.: Bericht 1974 Ăźber geologische Aufnahmenauf Blatt 21 Horn. â Verh. Geol. Bundesanst., 1975/1, A-22âA25,Wien 1975.
HOFMANN, E.: Eine verkieselte Palme im Tertiär von Retz in Ăster-reich. â Sitz.ber. Akad. Wiss. Wien, math.-naturw. Kl., Abt.I,145/1â2, 59â62, 2 Taf., Wien 1936a.
HOFMANN , E.: Verkieselte HĂślzer aus dem Tertiär von Retz in Nieder-Ăśsterreich. â Unsere Heimat, 9/2, 57â60, 1 Abb. (S.52), Wien1936b.
HOFMANN , Th.: Naturdenkmal Hangenstein. â In: ROETZEL, R.(Hrsg.): Arbeitstagung Geol. Bundesanstalt 1999, 3.â7. Mai 1999,Retz, 265â266, 1 Abb., Wien 1999.
HOFMANN , Th.: Geotope in NiederĂśsterreich â SchlĂźsselstellen derErdgeschichte. â 96 S., St.PĂślten (Amt NĂ Landesreg.) 2003.
HOFMANN , Th. & ZORN, I.: Geotope im Waldviertel. â In: STEININGER,F.F. (Hrsg.): Erdgeschichte des Waldviertels. â 2. Aufl., Schriften-reihe Waldv. Heimatbund, 38, 133â162, Horn â Waidhofen/Thaya1999.
HĂNIG, J. & HORKEL, A.: Kaolinprospektion im Raum Retz. â Archiv f.Lagerstättenforschung Geol. Bundesanst., 2, 109â115, 5 Abb., 2Tab., Wien 1982.
HUBER, K.H.: Zum Formenschatz der Granitverwitterung und âabtra-gung im nordwestlichen Waldviertel. â In: STEININGER, F.F. (Hrsg.):Erdgeschichte des Waldviertels. â 2. Aufl., Schriftenreihe Waldv.Heimatbund, 38, 113â132, Horn-Waidhofen/Thaya 1999.
87
HUBER , K. H.: Some field observations and remarks on the GmĂźndBeds of the northwestern Waldviertel region (Lower Austria). â Jb.Geol. Bundesanst., 143/4, 543â566, Wien 2003.
IVAN, A. & KIRCHNER, K.: Geomorphology of the PodyjĂ National Parkin the southeastern part of the Bohemian Massif (South Moravia).â Moravian Geograph. Rep., 1/1994, Vol. 2, 2â25, Brno 1994.
IVAN , A. & KIRCHNER, K.: Granite landforms in the PodyjĂ NationalPark, South Moravia. â Acta Montana IRSM AS CR (1995), Ser. A,No. 8 (97), 17â27, 3 figs., 2 phot., Praha 1995.
IVAN , A. & KIRCHNER, K.: Granite landforms in South Moravia (CzechRepublik). â Geogr. Fis. Dinam. Quat., 21 (1998), 23â26, 2 figs.,Torino 1998.
JAROS, J. & MISAR, Z.: Deckenbau der Svratka-Kuppel und seineBedeutung fĂźr das geodynamische Modell der BĂśhmischenMasse. â Sbor. geol. v ed., Geologie, 29, 69â82, Praha 1974.
JENÂťEK, V. et al. : Vysvetlivky ke geologickĂŠ mape ÂťSSR 1 : 25.00033â223 Vranov n.D. (Erläuterungen zur geologischen Karte derÂťSSR 1 : 33â223 Vranov n.D.). â Ăstr. Ăşst. geol., Praha 1984.
JENÂťEK, V. & DUDEK, A.: Beziehungen zwischen dem Moravikum undMoldanubikum am Westrand der Thaya-Kuppel. â Vest. Ăstr. Ăşst.geol., 46, 331â338, Praha 1971.
JENÂťEK, V. & MATEJOVSKĂ, O.: Erläuterungen zur geologischenKarte im MaĂstab 1 : 50.000 Blatt 8 Geras. â UnverĂśff. Manuskript,Bibl. Geol. Bundesanst., Wiss. Archiv Nr. A-06166âRA-8/86, 82S., Praha 1986.
JIRĂNEK, J., MĂLLER, H.W. & SCHWAIGHOFER, B.: Genetic Types ofthe Kaolin Deposits in the Bohemian Massif. â In: MINARĂKOVĂ, D.& LOBITZER, H.(eds.): Thirty Years of Geological Cooperation bet-ween Austria and Czechoslovakia. â 212â225, 26 figs., Praha1990.
KERNEY , M.P.: Die Landschnecken Nord- und Mitteleuropas. â In:KERNEY, M.P., CAMERON, R.A.D. &. JUNGBLUTH, J. H. â Bestim-mungsbuch fĂźr Biologen und Naturfreunde. â 387 S., 890 Abb.,Hamburg â Berlin (Parey) 1983.
KIRCHNER, K., IVAN, A. & BRZĂK,M.: K rozsĂrenĂ kvartĂŠrnĂch fluviĂĄlnĂchsediment °u v NP PodyjĂ (Zur Verbreitung der quartären fluvialenSedimente im Nationalpark PodyjĂ). â In: ZprĂĄvy o geologickĂŠmvyzkumu na Morave a ve Slezsku v roce 1995, 3, Brno 1996.
KLAUS, W.: Bemerkungen zur Palynologie der Hausruck-Kohlen(Vorläufige Mitteilung). â Anz. Akad. Wiss., math.-naturw. Kl.,89/9, 69â77, Wien 1952.
KLAUS, W.: Ăber eine bemerkenswerte fossile Pinus-Art aus demUnter-Miozän von NiederĂśsterreich. â Ann. Naturhist. Mus. Wien,83, 169â180, Wien 1980.
KlEMM, W.: Die Verbreitung der rezenten Land-Gehäuse-Schneckenin Ăsterreich. â Denkschriften Ăsterr. Akademie Wiss., 117, 503S., 6 Abb., 156 Karten, Wien (Springer Verlag) 1973.
KNOBLOCH, E.: Die untermiozäne Flora von Šafov in SĂźdmähren. âVest. Ăstr. Ăşst. geol., 53/3, 153â162, Praha 1978.
KNOBLOCH, E.: Megasporen, Samen und FrĂźchte aus dem Ăśsterrei-chischen Tertiär. â Vest. Ăstr. Ăşst. geol., 56/2, 87â97, Praha 1981.
KOPECKY, J.: Vyzkum a dokumentace pseudokrasovych jeskynĂâLedovĂŠ slujeâ v NĂĄrodnĂm parku PodyjĂ (Untersuchung und Doku-mentation der Pseudokarst-HĂśhlen âLedovĂŠ slujeâ im NationalparkPodyjĂ). â PrĂroda, SbornĂk pracĂ z ochrany prĂrody, 3, 7â26, Praha1996.
KROH, A. & HARZHAUSER, M.: An Echinoderm Fauna from the LowerMiocene of Austria: Paleoecology and Implications for CentralParatethys Paleobiogeography. â Ann. Naturhist. Mus. Wien,101A, 145â191, Wien 1999.
KĂHN, O.: Die Bryozoen der Retzer Sande. â Sitz.ber. Akad. Wiss.,math.-naturw. Kl., Abt.I, 164/4â5, 231â248, 2 Taf., Wien 1955.
LEICHMANN, J.: Geologie und Petrologie des BrĂźnner Massivs. âDiss. Univ. Salzburg, 108 S., Salzburg 1996.
LIBOWITZKY, E.: Mineralogische Untersuchungen einer magnetischenAnomalie im Moravikum der BĂśhmischen Masse in Ăsterreich. âDiss. Naturwiss. Fak. Univ. Wien, 126 S., Wien 1989.
LIBOWITZKY , E.: Precambrian Blacksands as Precursors of Magnetitand Ilmenite Bearing Chlorite-Micaschists, Bohemian Massif, Aus-tria. â Mineralogy and Petrology, 43, 147â160, Wien â New York(Springer) 1990.
LINTON, D.L.: The Problems of Tors. â Geogr. Jb., 121, 470â487,London 1955.
LOZEK, V. & VASĂTKO, J.: Mollusken des Nationalparks Thayatal. âLibrary of the Czech Speleological Society, 31, 68 S., Praha 1997.
LUKAN, K.: Das Weinviertelbuch. â 3. Aufl., 224 S., Wien (VerlagJugend & Volk) 1995.
LUKENEDER, A., HARZHAUSER, M., MANDIC, O. & ROETZEL, R.: Scha-len-Akkumulationen des Nautiloiden Aturia (Aturia) aturi (BASTEROT,1825) in der Retz-Formation (Untermiozän, Ober-Eggenburgium)in NiederĂśsterreich. â In: ROETZEL, R. (Hrsg.): Arbeitstagung Geol.Bundesanstalt 1999, 3.â7. Mai 1999, Retz, 229â230, Wien 1999.
MALZER, O., RĂGL, F., SEIFERT, P., WAGNER, L., WESSELY, G. & BRIX,F.: III.4. Die Molasse und deren Untergrund. â In: BRIX, F. &SCHULTZ, O. (Hrsg.): ErdĂśl und Erdgas in Ăsterreich. â 2. Aufl.,281â358, Wien (Naturhist. Museum) 1993.
MANDIC, O. & HARZHAUSER, M.: Pectiniden (Bivalvia) als Faziesindi-katoren im Eggenburgium der Retz-Formation. â In: ROETZEL, R.(Hrsg.): Arbeitstagung Geol. Bundesanstalt 1999, 3.â7. Mai 1999,Retz, 231â232, Wien 1999.
MANDIC , O. & STEININGER, F.F.: Computer-based mollusc stratigra-phy â a case study from the Eggenburgian (Lower Miocene) typeregion (NE Austria). â Palaeogeography, Palaeoclimatology,Palaeoecology, 197, 263â291, Amsterdam (Elsevier) 2003.
MATURA, A.: Hypothesen zum Bau und zur geologischen Geschichtedes kristallinen Grundgebirges von SĂźdwestmähren und demniederĂśsterreichischen Waldviertel. â Jb. Geol. Bundesanst.,119/1, 63â74, Wien 1976.
MATURA , A.: Zur tektonischen Gliederung der variszischen Metamor-phite im Waldviertel NiederĂśsterreichs. â Jb. Geol. Bundesanst.,143/2, 221â225, 3 Abb., Wien 2003.
MELLER, B. & VAN BERGEN, P.F.: The problematic systematic positionof Ceratostratiotes GREGOR (Hydrocharitaceae?) â morphological,anatomical and biochemical comparison with Stratiotes L. â PlantSyst. Evol., 236, 125â150, Wien â New York (Springer) 2003.
MILLES, R. & PAPP, A.: Ăber das Vorkommen sarmatischer Schichtenim AuĂeralpinen Wiener Becken. â Verh. Geol. Bundesanst.,1957/2, 130â136, Wien 1957.
NANCE, R.D. & MURPHY, J.B.: Basement isotopic signatures andNeoproterozoic paleogeography of Avalonian-Cadomian and rela-ted peri-Gondwana terranes of the circum-North Atlantic. â Geol.Soc. Am. Spec. Paper, 304, 333â346, Boulder (Colorado) 1996.
NEHYBA, S. & ROETZEL, R.: Lower Miocene Volcaniclastics in SouthMoravia and Lower Austria. - Jb. Geol. Bundesanst., 141/4,473â490, Wien 1999.
NEHYBA, S. & ROETZEL, R.: The Hollabrunn-Mistelbach Formation(Upper Miocene, Pannonian) in the Alpine-Carpathian Foredeepand the Vienna Basin in Lower Austria - An example of a coarse-grained fluvial system. â Jb. Geol. Bundesanst., 144/2, 191â221,21 figs., 4 tabs., Wien 2004.
OBRITZHAUSER-TOIFL, H.,: Pollenanalytische (palynologische) Unter-suchungen an der untermiozänen Braunkohle von Langau beiGeras, N.-Ă. â Sitz.ber. Akad. Wiss., math.-naturw. Kl., Abt.I, 163,325â374, Wien 1954.
PAPP, A.: Das Sarmat von Hollabrunn. â Verh. Geol. Bundesanst.,1948/4â6, 110â112, Wien 1950.
PRECLIK, K.: Zur Analyse des moravischen Faltenwurfes im Thayata-le. â Verh. Geol. Bundesanst., 1924/10â11, 180â192, Wien 1925.
PRECLIK, K.: Die moravische Phyllitzone im Thayatale. â Sbor. stĂĄtn.geol. Ăstav. ceskosl. rep., 6, 221â274, Praha 1926.
PRECLIK, K.: Das Nordende des Thayabatholithen. â Sbor. geol.Ăstav., 12, 34â61, Praha 1937.
PUSCHNIK, H. & PUSCHNIK, H.: Urgeschichtswanderweg Eggenburg âPulkau â Retz â Znaim. â 10 + 140 S., Pulkau (Fremdenverkehrs-verein Pulkau) 1993.
REHĂKOVĂ, Z.: Bericht 1991 Ăźber die Bearbeitung der Diatomeenflo-ren der Miozänsedimente auf den Blättern 8 Geras, 9 Retz und 22Hollabrunn. â Jb. Geol. Bundesanst., 135/3, 775, Wien 1992.
REITER, A., HANĂK, V., BENDA, P. & BARCIOVĂ, L.: Netopyri jihozĂĄ-padnĂ Moravy. (Bats of the south-western Moravia). â Lynx, n. s.34, 79â180, Praha 2003.
RIEGLER, G.: Chemismen und Th-U-Pb Modellalter akzessorischerMonazite aus kristallinen Bohrkernen des Weinviertels und ihreBedeutung fĂźr das Verständnis der geologischen Situation amOstrand der BĂśhmischen Masse. â Diplomarb. Univ. Salzburg, 72S., 28 Abb., Salzburg 2000.
ROETZEL, R.: Bericht 1982 Ăźber geologische Aufnahmen im Tertiärund Quartär auf Blatt 8 Geras. â Jb. Geol. Bundesanst., 126/2,297â298, Wien 1983.
ROETZEL, R.: Bericht 1987 Ăźber geologische Aufnahmen im Tertiärund Quartär auf Blatt 8 Geras. â Jb. Geol. Bundesanst., 131/3,401â402, Wien 1988.
88
ROETZEL, R.: Bericht 1988 Ăźber geologische Aufnahmen im Tertiärund Quartär auf Blatt 8 Geras. â Jb. Geol. Bundesanst., 132/3,537â538, Wien 1989.
ROETZEL, R.: Bericht 1989 Ăźber geologische Aufnahmen im Tertiärund Quartär auf Blatt 8 Geras. â Jb. Geol. Bundesanst., 133/3,417â418, Wien 1990.
ROETZEL, R.: Bericht 1990 Ăźber geologische Aufnahmen im Tertiärund Quartär auf Blatt 8 Geras. â Jb. Geol. Bundesanst., 134/3,453â454, Wien 1991.
ROETZEL, R.: Bericht 1991 Ăźber geologische Aufnahmen im Tertiärund Quartär auf Blatt 8 Geras. â Jb. Geol. Bundesanst., 135/3,673â674, Wien 1992.
ROETZEL, R.: Bericht 1992 Ăźber geologische Aufnahmen im Tertiärund Quartär auf Blatt 8 Geras und Bemerkungen zur Lithostrati-graphie des Tertiärs in diesem Raum. â Jb. Geol. Bundesanst.,136/3, 542â546, Wien 1993.
ROETZEL, R.: Bericht 1993 Ăźber geologische Aufnahmen im Tertiärund Quartär im Raum Grafenberg â Maissau auf Blatt 22 Holla-brunn. â Jb. Geol. Bundesanst., 137/3, 435â438, Wien 1994a.
ROETZEL, R.: Der Braunkohlenbergbau von Langau. â In: BRANDT-NER, A.J. (Hrsg.): Langau im Waldviertel. Heimatbuch der Gemein-de Langau. â 299â319, Langau 1994b.
ROETZEL, R.: Bericht 1994/1995 Ăźber geologische Aufnahmen imTertiär und Quartär mit Bemerkungen zur Tektonik am DiendorferStĂśrungssystem auf Blatt 22 Hollabrunn. â Jb. Geol. Bundesanst.,139/3, 286â295, Wien 1996.
ROETZEL, R.: The Karpatian Sediments in the Alpine-CarpathianForedeep in Austria. â In: BRZOBOHATY, R., CICHA, I., KOVA C, M. &RĂGL, F. (eds.): The Karpathian â A Lower Miocene Stage of theCentral Paratethys. â 97â100, 1 fig., Brno 2003.
ROETZEL, R.: Vom Kohlesumpf zum Freizeitparadies. Die Geschich-te des Braunkohlenbergbaues Langau-Riegersburg. â Das Wald-viertel, 53/4, 341â362, 14 Abb., Horn 2004a.
ROETZEL, R.: Bericht Ăźber die Kartierung von Standorten von Kochiaprostrata (Halbstrauch Radmelde) im Bereich von Jetzelsdorf âKleinhĂśflein â Retz. â UnverĂśff. Bericht, 3 S., 1 Abb., Wien 2004b.
ROETZEL, R., mit Beiträgen von HOCHULI, P. & STEININGER, F.: DieFaziesentwicklung des Oligozäns in der Molassezone zwischenKrems und Wieselburg (NiederĂśsterreich). - Jb. Geol. Bundes-anst., 126/1, 129â179, Wien 1983.
ROETZEL, R., CICHA, I., HAVLĂCEK, P., HOLĂSEK, O., SMOLĂKOVĂ, L.,KOVANDA, J., WIMMER-FREY, I. & PAPP, H.: C1 Zellerndorf â aufge-lassene Ziegelei. â In: ROETZEL, R. (Hrsg.): Arbeitstagung Geol.Bundesanstalt 1999, 3.â7. Mai 1999, Retz, 315â321, Wien 1999a.
ROETZEL, R. & FUCHS, G.: Der geologische Aufbau der Landschaftum Langau. â In: BRANDTNER, A.J. (Hrsg.): Langau im Waldviertel.Heimatbuch der Gemeinde Langau. â 284â298, Langau 1994.
ROETZEL, R. & FUCHS, G. (Bearb.): Geologische Karte der RepublikĂsterreich 1 : 50.000 â 8 Geras. â Wien (Geol. Bundesanst.) 2001.
ROETZEL, R., FUCHS, G., BATĂK, P. & ÂťTYROKY, P. (Bearb.): Geologi-sche Karte der Republik Ăsterreich 1 : 50.000 â 9 Retz. â Wien(Geol. Bundesanst.) 1999b.
ROETZEL, R. & HEINRICH, M.: A1 Obermarkersdorf â SandgrubeDiem. â In: ROETZEL, R. (Hrsg.): Arbeitstagung Geol. Bundesan-stalt 1999, 3.â7. Mai 1999, Retz, 261â263, Wien 1999.
ROETZEL, R., MANDIC, O. & STEININGER, F.F.: Lithostratigraphie undChronostratigraphie der tertiären Sedimente im westlichen Wein-viertel und angrenzenden Waldviertel. â In: ROETZEL, R. (Hrsg.):Arbeitstagung Geol. Bundesanstalt 1999, 3.â7. Mai 1999, Retz,38â54, Wien 1999.
ROETZEL, R., OTTNER, F., SCHWAIGHOFER, B. & MĂLLER, H.W.: Terti-äre Tone am Ostrand der BĂśhmischen Masse. â In: KOHLER, E.E.(Hrsg.): Berichte der Deutschen Ton- und Tonmineralgruppe e.V.â DTTG 1994, Beiträge zur Jahrestagung Regensburg, 13.â14.Okt. 1994, 111â122, Regensburg 1994.
ROETZEL, R. & PERVESLER, P.: Storm-induced event deposits in thetype area of the Grund Formation (Middle Miocene, Lower Bade-nian) in the Molasse Zone of Lower Austria. â In: PERVESLER, P.,HOHENEGGER, J., RĂGL, F., PERYT, T. & MICHALĂK, J. (eds.): MarineMiddle Miocene in the Alpine-Carpathian Foredeep. â Geol. Car-pathica, 55/2, 87â102, 12 figs., 1 tab., Bratislava 2004.
ROETZEL, R. & REHĂKOVĂ, Z.: Haltepunkt 20 Weitersfeld â Lager-haus. â In: ROETZEL, R.(Hrsg.): Geologie am Ostrand der BĂśhmi-schen Masse in NiederĂśsterreich. Schwerpunkt Blatt 21 Horn. âArbeitstagung der Geologischen Bundesanstalt, Eggenburg, 16. â20. 9. 91, 204â206, Wien 1991.
ROETZEL, R., REHĂKOVĂ, Z., CICHA, I., DECKER, K. & WIMMER-FREY, I.:B6 Parisdorf â Diatomitbergbau Wienerberger. â In: ROETZEL, R.(Hrsg.): Arbeitstagung Geol. Bundesanstalt 1999, 3.â7. Mai 1999,Retz, 306â311, Wien 1999c.
ROETZEL, R., REHĂKOVĂ, Z. & RUPP, Ch.: F/10: Limberg, Diatomit-bergbau. â In: ROETZEL, R. & NAGEL, D. (Hrsg.): Exkursionen imTertiär Ăsterreichs. â 114â117, Wien (Ăsterr. Paläont. Ges.)1991.
ROETZEL, R., SCHARBERT, S., WIMMER-FREY, I. & DECKER, K.: B3Straning â Bahneinschnitt. â In: ROETZEL, R. (Hrsg.): Arbeitsta-gung Geol. Bundesanstalt 1999, 3.â7. Mai 1999, Retz, 290â293,Wien 1999d.
ROETZEL, R. & STEININGER, F.F.: Die tertiären Ablagerungen im wei-teren Raum von Eggenburg. â In: STEININGER, F.F. & PILLER, W.(Hrsg.): Eggenburg am Meer - Eintauchen in die Erdgeschichte. âKatalogreihe des Krahuletz-Museums, 12, 27â32, Eggenburg1991.
ROETZEL, R. & STEININGER, F.F.: Ălteres Tertiär. â In: STEININGER,F.F. (Hrsg.): Erdgeschichte des Waldviertels. â 2. Aufl., Schriften-reihe Waldv. Heimatbund, 38, 75â78, Horn-Waidhofen/Thaya1999.
RĂGL, F.: Migration pathways between Africa and Eurasia - Oligoce-ne-Miocene Palaeogeography. â Europal, 10, 23â26, Strasbourg1996.
RĂGL , F.: Palaeogeographic Considerations for Mediterranean andParatethys Seaways (Oligocene to Miocene). â Ann. Naturhist.Mus. Wien, 99/A, 279â310, Wien 1998.
RĂGL , F. & STEININGER, F.F.: Vom Zerfall der Tethys zu Mediterranund Paratethys. â Ann. Naturhist. Mus. Wien, 85/A, 135â163,Wien 1983.
RĂGL , F., STEININGER, F. & VASICEK, W.: Riesen der Vorzeit â Urele-fanten und NashĂśrner im Weinviertel vor 10 Millionen Jahren. âKatalogreihe des Krahuletz-Museums, 6, 32 S., Eggenburg 1986.
ROSTĂNSKY, P. & ROETZEL, R.: Exhumed Cenozoic landforms on theSE flank of the Bohemian Massif in the Czech Republic and Aus-tria. â Z. Geomorph. N.F., 49/1, 23â45, 13 figs., Berlin â Stuttgart2005.
SCHARBERT, S. & BATĂK, P.: The Age of the Thaya (Dyje) Pluton. -Verh. Geol. Bundesanst., 1980/3, 325â331, Wien 1980.
SCHERMANN, O.: Ăber Horizontalseitenverschiebungen am Ostrandder BĂśhmischen Masse. â Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. Wien, 16(1965), 89â103, 8 Abb., Wien 1966.
SCHERMANN , O.: Geologische Beobachtungen im KaolinbergbauMallersbach (N.-Ă.). â Verh. Geol. Bundesanst., 1968/3, A76,Wien 1968.
SCHUBERT, G.: Zu den hydrogeologischen Verhältnissen im Ober-markersdorfer Becken. â In: ROETZEL, R. (Hrsg.): ArbeitstagungGeol. Bundesanstalt 1999, 3.â7. Mai 1999, Retz, 171â178, Wien1999.
SCHUBERT , G., SAFOSCHNIK, T., SUPPER, R., BERNHARD, M., FELDER,W. & ROETZEL, R.: B1 Das Becken von Obermarkersdorf. â In:ROETZEL, R. (Hrsg.): Arbeitstagung Geol. Bundesanstalt 1999,3.â7. Mai 1999, Retz, 279â286, Wien 1999.
SEIBERL, W. & ROETZEL, R.: Aerogeophysikalische Vermessung imBereich von Pulkau-Nord/NĂ. â UnverĂśff. Bericht Bund-Bundes-länder-Rohstoffprojekt Ă-LG-020/95â2, Bibl. Geol. Bundesanst.,Wiss. Archiv Nr. A 11102âR, 49 Bl., 7 Abb., Anh. A, 10 Blg., Wien1997.
SEIBERL , W. & ROETZEL, R.: Aerogeophysikalische Vermessung imBereich Geras / NĂ. â UnverĂśff. Bericht Bund/Bundesländer-Roh-stoffprojekt Ă-LG-020/96â97, Bibl. Geol. Bundesanst., Wiss.Archiv Nr. A 11308-R, 48 Bl., 7 Abb., Anh. A, Blg.-Band: 11 Abb.(Karten), Wien 1998.
SEIBERL , W., ROETZEL, R. & PIRKL, H.: Aerogeophysikalische Ver-messung im Bereich von Pulkau / NĂ. â UnverĂśff. Bericht Bund-Bundesländer-Rohstoffprojekt Ă-LG-020/94â1, Bibl. Geol. Bun-desanst., Wiss. Archiv Nr. A 11118-R, 52 Bl., 12 Beil., Wien 1996.
SMOLĂKOVĂ, L. & ZEMAN, A.: FossilbĂśden im Profil von Sedlesoviceund ihre Beziehung zu den Flussablagerungen. â Vest. Ăstr. Ăşst.geol, 54, 215â224, Praha 1979.
SOVIS, W. & SCHMID, B.: Das Karpat des Korneuburger Beckens. 1.Teil. â Beitr. Paläont., 23, 413 S., Wien 1998.
STEININGER, F.: Bericht 1977 Ăźber geologische Aufnahmen im Terti-är und Quartär auf Blatt 21, Horn (Waldviertel) mit Bemerkungenzum Artikel von W. Fuchs (1977). â Verh. Geol. Bundesanst.,1978/1, A47âA49, Wien 1979.
89
STEININGER, F.: Kohlebohrungen Langau, Bearbeitung der aus denBohrproben stammenden Molluskenfaunen. â UnverĂśff. Bericht, 4S., Wien 1982.
STEININGER, F.F.: The Continental European Miocene. Chronostrati-graphy, Geochronology and Biochronology of the Miocene âEuro-pean Land Mammal Mega-Zonesâ (ELMMZ) and the MioceneâMammal-Zones (MN-Zones)â. â In: RĂSSNER, G. & HEISSIG, K.(eds.): The Miocene Land Mammals of Europe. â 9â24, MĂźnchen(F. Pfeil) 1999.
STEININGER, F.F., BERGGREN, W.A., KENT, D.V., BERNOR, R.L., SEN,S. & AGUSTI, J.: Circum-Mediterranean Neogene (Miocene andPliocene) Marine-Continental Chronologic Correlations of Europe-an Mammal Units.â In: BERNOR, R.L., FAHLBUSCH, V. & MITTMANN,H.-W.: The Evolution of Western Eurasian Neogene Mammal Fau-nas.â 7â46, New York (Columbia Univ. Press) 1996.
STEININGER, F.F. & ROETZEL, R.: Beiträge zu einer präquartärenLandschaftsgeschichte des Ăśstlichen Waldviertels und des Kamp-tales. â In: DICK, G. (Hrsg.): Das Waldviertel als Natur- und Kultur-raum. â Festschrift aus AnlaĂ des 10âjährigen Bestandsjubiläumsdes Instituts fĂźr angewandte Ăko-Ethologie in Rosenburg, Beiträ-ge zur Waldviertel-Forschung 1994, 111â118, Rosenburg 1994.
STEININGER, F.F. & ROETZEL, R.: Mesozoikum (Erdmittelalter). â In:STEININGER, F.F. (Hrsg.): Erdgeschichte des Waldviertels. â 2.Aufl., Schriftenreihe Waldv. Heimatbund, 38, 73â74, Horn-Waid-hofen/Thaya 1999a.
STEININGER, F.F. & ROETZEL, R.: JĂźngeres Tertiär. â In: STEININGER,F.F. (Hrsg.): Erdgeschichte des Waldviertels. â 2. Aufl., Schriften-reihe Waldv. Heimatbund, 38, 79â88, Horn-Waidhofen/Thaya1999b.
STEININGER, F.F., RĂGL, F., HOCHULI, P. & MĂLLER, C.: Lignite depo-sition and marine cycles. The Austrian Tertiary lignite deposits - Acase history. â Sitzber. Ăsterr. Akad. Wiss., math.-naturwiss. Kl.,Abt. I, 197/5â10, 309â332, Wien 1989.
STEININGER, F. & SENES, J.: M1 Eggenburgien. Die EggenburgerSchichtengruppe und ihr Stratotypus. â Chronostratigraphie undNeostratotypen, 2, 827 S., Bratislava 1971.
SUESS, F.E.: Bau und Bild der BĂśhmischen Masse. â In: DIENER, C.,HOERNES, R., SUESS, F.E. & UHLIG, V.: (Hrsg.): Bau und Bild Ăster-reichs. â 1â322, Wien â Leipzig (Tempsky â Freytag) 1903.
SUESS, F.E.: Die moravischen Fenster und ihre Beziehung zumGrundgebirge des Hohen Gesenkes. â Denkschr. k. Akad. Wiss.,math.-naturwiss. Kl., 88, 541â624, Wien 1912.
SUK, M., et al.: Geological history of the territory of the Czech Socia-list Republic. â 400 S., Praha (Geol. Surv.) 1984.
SVOBODA, J. et al.: Regional Geology of Czechoslovakia. Part I. TheBohemian Massif. â 668 S., Praha (Geol. Surv.) 1966.
TAIT, J.A., BACHTADSE, V., FRANKE, W. & SOFFEL, H.C.: Geodynamicevolution of the European Variscan fold belt: Palaeomagnetic andgeological constraints. â Geol. Rundschau, 86, 585â598, Stuttgart1997.
TEJKAL, J.: SpodnomiocennĂ (?) pĂsky mezi Šatovem a Chvalovicemia jejich fauna (Untermiozäne (?) Sande zwischen Šatov und Chva-lovice und ihre Fauna). â Âťas. Mor. Muzea, 43/1958, 85â94, Brno1958.
THENIUS, E.: NiederĂśsterreich. â Geologie der ĂśsterreichischenBundesländer in kurzgefaĂten Einzeldarstellungen, 2.Aufl., 280S., Wien (Geol. Bundesanst.) 1974.
THENIUS, E.: NiederĂśsterreich im Wandel der Zeiten. â Katalog desNiederĂśsterr. Landesmus., N.F., 144, 3. Aufl., 156 S., 63 Abb., 4Tab., 9 Taf., Wien 1983.
TOLLMANN, A.: Geologie von Ăsterreich. Band II. â 710 S., Wien(Deuticke) 1985.
VASICEK, W.: Das Jungpaläozoikum von ZĂśbing. â In: ROETZEL, R.(Hrsg.): Arbeitstagung Geol. Bundesanstalt 1991, 16.â20. 9. 1991,Eggenburg, 98â101, Wien 1991.
VASICEK, W. & STEININGER, F.F.: Jungpaläozoikum von ZĂśbing. â In:STEININGER, F.F. (Hrsg.): Erdgeschichte des Waldviertels. â 2.Aufl., Schriftenreihe Waldv. Heimatbund, 38, 63â72, Horn-Waid-hofen/Thaya 1999.
VAVRA, N.: Die Bryozoenfauna des Ăśsterreichischen Tertiärs. â N. Jb.Geol. Paläont., Abh., 157/3, 366â392, 2 Abb., 4 Tab., Stuttgart1979.
VAVRA, N.: Bryozoa from the Eggenburgian (Lower Miocene, CentralParatethys) of Austria. â In: LARWOOD, G.P. & NIELSEN, C.: Recentand fossil bryozoa. â 273â280, 3 Fig., 1 Tab., Fredensborg 1981.
VETTERS, H.: Geologisches Gutachten Ăźber die Wasserversorgungder Stadt Retz. â Jb. Geol. Reichsanst., 67(1917)/3â4, 461â480,Wien 1918.
WALDMANN, L.: Vorläufiger Bericht Ăźber die Aufnahme des moravi-schen Gebietes sĂźdlich der Bahnlinie Eggenburg â Siegmunds-herberg. â Anz. Akad. Wiss., math.-naturwiss. Kl., 61/5(1924),53â56, Wien 1925.
WALDMANN, L.: Zum geologischen Bau der Thayakuppel und ihreMetamorphose. â Mitt. Geol. Ges. Wien, 21(1928), 133â152, Wien1930.
WALDMANN, L.: FĂźhrer zu geologischen Exkursionen im Waldviertel.B. Exkursion in die nĂśrdlichen und westlichen Teile des Waldvier-tels. â Verh. Geol. Bundesanst., Sonderheft E, 14â26, Wien 1958.
WEINHANDL, R.: Aufnahmen 1953 auf den Blättern Hollabrunn (22)und Hadres (23) (frĂźher Blatt Hollabrunn, 4556, 1 : 75.000). â Verh.Geol. Bundesanst., 1954/1, 83â87, Wien 1954.
WEINHANDL, R.: Aufnahmen 1954 auf den Blättern Hollabrunn (22)(frĂźher Blatt Hollabrunn, 4565 [4556], 1:75.000) und Retz (9) (frĂź-her Blatt Znaim, 4456, 1 : 75.000). â Verh. Geol. Bundesanst.,1955/1, 81â85, Wien 1955.
WIEDEN, P.: Exkursion II/4: Kaolinlagerstätte Mallersbach. â Mitt.Geol. Ges. Wien, 57(1964)/1, 169â179, 3 Abb., Wien 1964.
WIEDEN, P.: Der Kaolin von Mallersbach. â Ăsterr. KeramischeRundschau, Heft 11/12 (1968), 4 S., 6 Abb., Wien 1968.
WIEDEN, P.: Genese und Alter der Ăśsterreichischen Kaolinlagerstät-ten. â Schriftenreihe geol. Wiss., 11(1978), 335â342, 1 Abb., Ber-lin 1978.
WINCHESTER, J.A., PHARAOH, T.C. & VERNIERS, J.: Palaeozoic amal-gamation of Central Europe. An introduction and synthesis of newresults from recent geological and geophysical investigations. â In:WINCHESTER, J.A., PHARAOH, T.C. & VERNIERS, J. (eds.): Palaeo-zoic amalgamation of Central Europe. â Geol. Soc. Lond. Spec.Publ., 201, 1â18, Oxford-London-Edinburgh 2002.
WRBKA, T.: Zur Landschafts- und VegetationsĂśkologie des Waldvier-tels. â In: DICK, G. (Hrsg.): Das Waldviertel als Natur- und Kultur-raum. â Festschrift aus AnlaĂ des 10âjährigen Bestandsjubiläumsdes Instituts fĂźr angewandte Ăko-Ethologie in Rosenburg, Beiträ-ge zur Waldviertel-Forschung 1994, 41â58, Rosenburg 1994.
WRBKA , T., THURNER, B. & SCHMITZBERGER, I.: VegetationskundlicheUntersuchung der Trockenstandorte im Nationalpark Thayatal. âTyposkript. Institut fĂźr Ăkologie und Naturschutz, Wien 2001.
ZAPFE, H.: Zur Altersfrage der Braunkohle von Langau bei Geras inNiederĂśsterreich. â Berg-HĂźttenm. Mh., 98/1, 12â16, Wien 1953.
ZARRABI, A.: Zur Geologie der Moravischen Zone im Thayatal zwi-schen Schloss Karlslust und Hardegg (NiederĂśsterreich). â Diss.Phil. Fak. Univ. Wien, 168 S., 48 Abb., 14 Fig., 8 Beil., Wien 1972.
ZORN, I.: Neogene Ostracoden des ĂK50âBlattes 22 (Hollabrunn)und angrenzender Gebiete. â In: ROETZEL, R. (Hrsg.): Arbeitsta-gung Geol. Bundesanstalt 1999, 3.â7. Mai 1999, Retz, 254â255,Wien 1999.
ZULAUF, G.: Von der Anchizone bis zur Eklogitfazies: AngekippteKrustenprofile als Folge der cadomischen und variscischen Oro-genese im TeplĂĄ-Barrandium (BĂśhmische Masse). â Geotekt.Forsch., 89, 302 S., Stuttgart 1997.
ZVELEBIL, J., NOVOTNY, J., KOSTĂK, B. & ZIKA, P.: PredbeznĂŠvysledky inzenyrskogeologickĂŠho studia svahovĂŠ deformacehrebene Ledovych slujĂ (Vorläufige Ergebnisse der ingenieurge-ologischen Untersuchungen der Hangdeformation des LedovĂŠsluje RĂźckens). â PrĂroda, SbornĂk pracĂ z ochrany prĂrody, 3,41â54, Praha 1996.
WeiterfĂźhrende Literatur und KartenBATĂK, P.: GeologickĂĄ Mapa NĂĄrodnĂho Parku PodyjĂ (Geologische
Karte des Nationalparks Thayatal) 1:25.000. â Praha (ÂťGĂ) 1992.BERGMANN, Th.: Die WindmĂźhle in Retz. â 136 S., Wien â Retz (Ver-
lag Profildruck) 2002.BORNEMANN, H.: Land an der Thaya. Eine europäische Region. â 160
S., 130 Abb., Wien-MĂźnchen (Amalthea) 2001.BRAUNEIS, W. & VAN DER KALLEN, W.: Das Thayatal. Landschaft
Geschichte Kultur. â 96 S., St. PĂślten (Verlag NĂ. Pressehaus)1983.
HARZHAUSER , M., DAXNER-HĂCK, G., KOLLMANN, H., KOVAR-EDER, J.,RĂGL, F., SCHULTZ, O. & SUMMESBERGER, H.: 100 Schritte Erdge-schichte. Die Geschichte der Erde und des Lebens im Naturhisto-rischen Museum Wien. â 96 S., Wien (Naturhistorisches Museum)2004.
HOFMANN, Th., mit Beiträgen und UnterstĂźtzung von BRAUNEIS, H.,CHVOJKA, E., KRAUS, F., ROETZEL, R. & ĂBL, Ch.: NationalparkThayatal PodyjĂ. Natur verbindet. â 192 S., Retz (Verlag GĂźntherHofer) 2003.
90
KRAUS, F., BRUNNER, R., POLLAK, W., PORTELE, M., ĂBL, Ch. & WEIT-SCHACHER, H.: Nationalpark Thayatal. â 173 S., Wien (Verlag Por-tele & Partner) 2000.
KRAUSE, W. & ENZENHOFER, W. (Hrsg.): Hardegg â 700 Jahre Stadt.â 275 S., Hardegg 1990.
KREISSL, E.: NaturGeschichten â ThayaTales. Begleitheft fĂźr Kinderzum Vorlesen oder selbst Entdecken. â BroschĂźre bebildert fĂźrAusstellung Nationalparkhaus Hardegg, 15 S., Hardegg 2003.
KREISSL , E. & ROETZEL, R.: NaturGeschichten â ThayaTales. Be-gleitheft. â BroschĂźre bebildert fĂźr Ausstellung NationalparkhausHardegg, deutsch/tschechisch/englisch, 55 S., Hardegg 2003.
KRENMAYR, H.G. (Red.): Rocky Austria. Eine bunte Erdgeschichtevon Ăsterreich. â 63 S., 1 Geol. Karte, 1 Profiltafel, Wien (Geol.Bundesanst.) 1999.
PILLER, W.E., EGGER, H., ERHART, C.W., GROSS, M., HARZHAUSER,M., HUBMANN, B., VAN HUSEN, D., KRENMAYR, H.-G., KRYSTYN, L.,LEIN, R., LUKENEDER, A., MANDL, G.W., RĂGL, F., ROETZEL, R.,RUPP, C., SCHNABEL, W., SCHĂNLAUB, H.P., SUMMESBERGER, H.,
WAGREICH, M. & WESSELY, G.: Stratigraphische Tabelle von Ăster-reich 2004 (sedimentäre Schichtfolgen). â 1. Aufl., Wien (Ăsterr.Akad. Wiss.) 2004.
PRUCKNER, O.: Das Waldviertel. â 400 S., Wien (Falter Verlag) 2002.
ROETZEL, R. (Bearb.): Geologische Karte der Republik Ăsterreich1 : 50.000 â 22 Hollabrunn. â Wien (Geol. Bundesanst.) 1998.
ROETZEL, R. (Hrsg.): Arbeitstagung Geologische Bundesanstalt1999. Geologische Karten ĂK 9 Retz und ĂK 22 Hollabrunn. Geo-
genes Naturraumpotential der Bezirke Horn und Hollabrunn, 3.â7.Mai 1999, Retz. â 366 S., 1 Geol. Karte, Wien (GeologischeBundesanstalt) 1999.
ROETZEL, R. & FUCHS, G. (Bearb.): Geologische Karte der RepublikĂsterreich 1 : 50.000 â 8 Geras. â Wien (Geol. Bundesanst.) 2001.
ROETZEL, R., FUCHS, G., BATĂK, P. & ÂťTYROKY, P. (Bearb.): Geologi-sche Karte der Republik Ăsterreich 1 : 50.000 â 9 Retz. â Wien(Geol. Bundesanst.) 1999.
SCHULTZ, O., mit Beiträgen von RĂGL, F.: Tertiärfossilien Ăster-reichs. â 159 S., Korb (Goldschneck-Verlag) 1998.
STEININGER, F.F. (Hrsg.): Erdgeschichte des Waldviertels. â 2. Aufl.,Schriftenreihe Waldv. Heimatbund, 38, 8+200 S., 1 Kte., Horn âWaidhofen/Thaya 1999.
STEININGER, F.F. & PILLER, W.E. (Hrsg.): Eggenburg am Meer. Ein-tauchen in die Erdgeschichte. â Katalogreihe des Krahuletz-Museums, 12, 174 S., Eggenburg 1991.
STEININGER, H. & STEINER, E.: Meeresstrand am Alpenrand. Molas-semeer und Wiener Becken. â 102 S., Weitra (Verlag Bibliothekder Provinz) 2005.
WESSELY, G. (Hrsg.): NiederĂśsterreich. â Geologie der Ăśsterreichi-schen Bundesländer. â Wien (Geol. Bundesanst.) 2005 (in Vorbe-reitung).
WIESER, H. & SCHREINER, W.E.: Retzer Land â Faszination einerRegion. â 208 S., Retz (Verlag GĂźnther Hofer) 2001.
91
Adressen und Linksďż˝ Nationalpark Thayatal
www.np-thayatal.atďż˝ Nationalparkhaus: A-2082 Hardegg
Ăffnungszeiten: April bis Sept.:DiâSo, Feiertag 10.00 Uhrâ18.00 UhrMärz, Okt.âNov.:DoâSo, Feiertag 10.00 Uhrâ16.00 Uhr
ďż˝ Tel.: ++43 (0) 2949 7005 â 0Fax: ++43 (0) 2949 7005 â 50e-mail: [email protected]
ďż˝ NĂĄrodnĂ park PodyjĂwww.nppodyji.cz
ďż˝ Verwaltung: Na VyhlĂdce 5, CZ-669 01 ZnojmoTel.: ++420 (0) 515226722Fax: ++420 (0) 515 221 115e-mail: [email protected]
ďż˝ Besucherzentrum des Nationalparks PodyjĂÂťĂzov 176, CZ-671 02 ŠumnĂĄTel.: ++420 (0) 515 291 630e-mail: [email protected]
ďż˝ Weitere Nationalparks in Ăsterreichwww.nationalparks.or.at
ďż˝ Nationalpark Donauauenwww.donauauen.at
� Nationalpark Gesäusewww.nationalpark.co.at
ďż˝ Nationalpark Hohe Tauernwww.hohetauern.at
ďż˝ Nationalpark Kalkalpenwww.kalkalpen.at
ďż˝ Nationalpark Neusiedler Seewww.nationalpark-neusiedlersee.org
ďż˝ Regionale Information / Tourismusďż˝ Regionaler Tourismusverband Thayatal
www.thayatal.com ďż˝ Waldviertel Tourismus
www.waldviertel.or.at ďż˝ Retzer Land
www.retzer-land.at ďż˝ Gemeinde Hardegg
www.tiscover.at
ďż˝ Burg Hardegghttp://hardegg.museum.com
ďż˝ Stadt Retzwww.riskommunal.at/retz/
ďż˝ WindmĂźhle Retzwww.windmuehle.at
ďż˝ Perlmuttdrechslerei Fellingwww.perlmutt.at
ďż˝ Schloss Riegersburgwww.schloss.riegersburg.at
ďż˝ Marktgemeinde Langauwww.langau.at
ďż˝ Stift Geraswww.stiftgeras.at
ďż˝ Stadt Znojmo (Znaim)www.znojmocity.cz
ďż˝ Vranov nad DyjĂwww.vranovnaddyji.cz
ďż˝ Geologie, Museen
ďż˝ Geologische Bundesanstaltwww.geologie.ac.at
ďż˝ ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzba Prahawww.geology.cz
ďż˝ Ăsterreichische Geologische Gesellschaftwww.geol-ges.at
ďż˝ Ăsterreichische Paläontologische Gesellschaftwww.paleoweb.net/pal-ges/
ďż˝ Krahuletz-Museum Eggenburgwww.krahuletzmuseum.at
ďż˝ HĂśbarthmuseum Hornwww.members.aon.at/museum.horn/
ďż˝ Das Waldviertelwww.daswaldviertel.at
ďż˝ Amethystwelt Maissauwww.maissau.at
ďż˝ Kulturgeologiewww.oeab.at/kulturgeologie
⢠Bergbau-Betriebs-Gesellschaft LangauAbb. 66, 68
⢠Bundesamt fßr Eich- und VermessungswesenAbb. 22
⢠Franz BERGER
Abb. 55
⢠Ron BLAKEY
Abb. 4
⢠Fritz FINGER
Abb. 31, 36, 39, 49, 53
⢠Gertrude FRIEDL und Fritz FINGER
Abb. 3
⢠Pavel HAVLĂÂťEK
Abb. 74
⢠Historisches FotoAbb. 101
⢠Thomas HOFMANN
Abb. 35, 75, 98
⢠Krahuletz-Museum EggenburgAbb. 67
⢠Krahuletz-Museum Eggenburg â JARMER
Abb. 13
⢠Petr LAZAREK
Abb. 29, 54, 87
92
Bildnachweis
AnschriftenGeologische BundesanstaltNeulinggasse 38, A 1030 [email protected] 3665 Gutenbrunn 87ÂťeskĂĄ geologickĂĄ sluzbaKlĂĄrov 3/131, CZ 11821 Praha [email protected] ThayatalA 2082 [email protected]ät Wien, Departement fĂźr Naturschutzbiologie, Vegetations- und LandschaftsĂśkologieAlthanstraĂe 14, A 1090 [email protected]
AutorenReinhard ROETZEL
Gerhard FUCHS
Pavel HAVLĂCEK
Christian ĂBL
Thomas WRBKA
⢠Oleg MANDIC
Abb. 64
⢠NĂĄrodnĂ park PodyjĂAbb. 27
⢠Nationalpark ThayatalAbb. 21
⢠Nationalpark Thayata â Dieter MANHART
Abb. 1, 2, 41, 84
⢠Nationalpark Thayatal â Bohumir PROKUPEK
Abb. 89, 90, 96
⢠Nationalpark Thayata â Josef SCHĂNHOFER
Abb. 5
⢠Reinhard ROETZEL
Titelbild; Abb. 6â8, 9a, 9b, 10, 14â16, 18, 19, 23-26, 28, 32â34,37, 38, 42â48, 50, 51, 52, 56-63, 65, 69â73, 77â83, 85â86, 91,94â95, 99â100
⢠Fred RĂGL
Abb. 11
⢠Jirà RUDOLSKY
Abb. 92
⢠Christian ĂBL
Abb. 30, 40, 76, 93, 97
⢠Josef WAGNER
Abb. 88