Noch im Oberkarn kehrte mit den Opponitzer Schichten jedoch wieder die marine Fazies zurück. Diese setzen sich aus evaporitischen Ablagerungen, wie Gips und Rauhwacken, Mergeln und gut geschichteten Flachwasserkalken zusammen.
Quelle: Historische Geologie, Peter Faupl, Wien Facultas 2000, S.134
Als Ausdruck einer stärkeren tektonischen Aktivität in der höheren Unterkreide und tieferen Oberkreide kam es zur Bildung von Senkungszonen (Einmuldungen) mit erheblicher Subsidenz im Bereich der heutigen vorderen Kalkalpenzone. Es begann die Ablagerung der Losenstein – Formation, die zum Teil auf bereits verstellten ältere Schichten transgredierte.
Der Hauptteil der Losenstein-Formation ist auf wenige tiefe Muldenzonen beschränkt, die sich aber längs des gesammten Bajuvarikums Niederösterreichs erstrecken (WAGREICH 2001).
Das Gesteinsmaterial besteht aus grauen Mergelsteinen, die oft siltig sind. Weit häufiger sind jedoch Sandsteine mit Turbiditcharakter, gradierungen und diverse Sedimentmarken sowie Brekzien u.a. mit Exotica, „Rosinenmergel“ (=Mergel mit diffusen Gerölleinschlüssen) und nicht zuletzt Olistholithe, wobei entlang des gesammten Streifens der Losenstein-Formation immer wieder ganze Blöcke bis zu Verbänden von Jura- und Triasgesteinen samt „Höfen“ von Brekzien eingeglitten sind.
Stratigraphische Einstufungen (KOLLMANN, 1968) erfolgen vor allem mit den Foramiferengruppen Hedbergella, Rotalipora, Epistoma etc., womit Unteralbium bis Unter-Cenomanium nachgewiesen ist. Dem entspricht auch die Ammonitenfauna.
Karbonatisch- klastische Einschaltungen führen Orbitolinen. Die Herkunft der Exotika, die sich neben Quarzen und Quarziten bis Quarzkonglomeraten aus basischen bis sauren Ergussgesteinen, Metamorphiten, Lyditen etc. zusammensetzten, ist nach WAGREICH (2001) aus damals nördlich befindlichen Bereichen abzuleiten, die dem Kalkalpin vorgelagert waren und später überschoben wurden. In den Schwermineralspektren dominiert Zirkon, Chromspinell ist weiterhin stark präsent.
Quelle: Geologie der österreichischen Bundesländer NÖ,Godfrid Wessely, Geologische Bundesanstalt, Wien 2006
Mit den Losensteiner Schichten (Alb-Untercenoman) begann die klastikareiche synorogene Sedimentation.
Die Losensteiner Schichten umfassen graue, siltige Tonmergel, Sandsteine und Konglomerate mit Flyschcharakter. Die Konglomerate setzten sich aus kalkalpinem und „exotischem“ (kalkalpenfremden) Material zusammen.
Die kalkalpinen Gerölle belegen, dass Teile der kalkalpinen Schichtfolge bereits wieder der Abtragung anheimgefallen sind. Die Sandsteine führen viel detritischen Dolomit.
Bei den Exotika handelt es sich um Gneise, Granite, saure und basische Vulkanite, Serpentine und detritischen Chromspinell.
Dieses exotische Material wurde von dem am Nordrand des Ostalpins während der Kreide entstandenen Akkretionsteil („Rumunischer Rücken“) angeliefert.
In diesem, über der Subduktionszone gelegenen Akkretionskeil, hatten sowohl randliche Elemente des Ostalpins als auch hochgeschürfte (obduzierte) südpenninische Ophiolithkörper eine tektonische Mengung erfahren.
Während die Schichtfolge im Tiefbajuvarikum (Allgäudecke, Frenkenfelser Decke) mit den Losensteiner Schichten endete, lief die synorogene Sedimentation in anderen Elementen der Kalkalpen (Cenoman-Randschuppe, Lunzer/Lechtaldecke) weiter und es wurden auch neue Sedimentationsbereiche miteinbezogen.
Quelle:Historische Geologie, Peter Faupl, Wien Facultas 2000
In der Hauptdolomitfazies ist die oberste Trias durch die dunklen, mergel- und kalkreichen Kössener Schichten vertreten. Abschnittsweise sind diese Flachwasserablagerungen ungemein fossilreich, wie zahlreiche Bivalven (Rhaetavicula contorta, Laternula praecursor, Gervielleia inflata, Modiola minuta, Atreta intusstriata) und Brachiopoden (Rhartina gregaria) belegen.
Lumachellenbildung in den Kössener Schichten ist auf orkanartige Sturmereignisse zurückzuführen. Im Hangenden tritt ein dickbankiger Korallenkalk auf.
Quelle:Historische Geologie, Peter Faupl, Wien Facultas 2000 S.134
In weiterer Folge wurde die Karbonatproduktion durch vermehrten terrigenen Eintrag in Form von tonig-mergeligem Material stark eingschränkt. Die Ablagerungsgebiete von Hauptdolomit sowie Teile der Verbreitungsgebiete von lagunärem Dachsteinkalk wurden durch die grauen, schichtigen Kalke, Mergel und Mergelkalke der Kössen-Formation überlagert.
Im stratigraphischen Grenzbereich zum Hauptdolomit zeigen Dolomitzwischenlagen, Zusammenschwemmungen von Landwirbeltieren und Estherienpflaster (= Lagen von Muschelkrebsen) noch Wattbedingungen an.
Die Kössenformation fällt innerhalb der kalkalpinen Schichtglieder durch ihre sehr reiche Fossilführung auf. Es sind die Muscheln Rhaetavicola (=Aviculopteria) contorta, Dimyopsis (=Atreta) intusstriata, Gervilleia inflata, Modiolus, Cardita, Pecten, die Brachiopoden Rhaetina gregaria, Fissirhynchia fissicostata, Oxycolpella oxycolpos etc., die Ammonitenform Choristoceras marshi sowie Echinodermen, Fische und Meeresreptilien.
Die Mikrofazies der Kössener Kalke ist gekennzeichnet durch reichen, oft stark zerkleinerten Biodetritus aus Schalen und Echinodermen. Der Detritus ist häufig abgerollt und von einer dunklen Rinde überzogen (Rindenkörner). Auch Ooide sind verbreitet, Je nach Fazies sind verschiedene Foramiferen verbreitet, wobei Glomospiren, Glomospirellen, Milioliden, Involutinen überwiegen. Dickerbankige, hellere Kalke enhalten die signifikante Triasina hantkeni, daneben sind Aulotortus sinuosus und Angulodiscus tumidus typisch.
Aus der Kössen-Formation wurden charakteristische Ostracoden bekannt gemacht (u.a. KOLLMANN, 1963; URLICHS, 1973), spärlicher treten hingegen Conodonten auf.
Riffknospen, bestehend aus Korallen, vorwiegend Thecosmilien sind als „Lithodendronkalke“ in die Schichtfolge der dunklen Kössener Kalke und Mergel eingeschaltet. Sie nehmen sehr häufig die Hangendposition der Kössen-Formation ein.
Vor allem von Plattformrändern her erfolgt in rhythmischen Schritten ein Überwachsen von Riffschuttkalk über die Sedimente des Beckens (MANDL, 2000); diese Entwicklung wird als Oberrhätkalk bezeichnet.
Quelle: Geologie der österreichischen Bundesländer NÖ,Godfrid Wessely, Geologische Bundesanstalt, Wien 2006 S.136,137
Im Dogger breitet sich eine Rotfazies mit dem Sammelbegriff Klauskalk aus.
Gelgentlich liegt der Klauskalk nicht über Lias sondern direkt auf Trias, wobei braunrote gewölbte Eisen-Mangankrusten als „hardground“ auftreten. Die Krusten geben sich als Algenstromatolite zu erkennen. Der Klauskalk kann ebenfalls Verkarstungen und Klüfte in der Ober-Trias ausfüllen. Bei Unterlage aus Hierlatzkalk bildet dieser mit dem Klauskalk meist eine einzige Steilstufe im Gelände.
Kennzeichen des Klauskalkes sind rote und braunrote, dichte Kalke, die starke Subsolution und Kondensation aufweisen und oft massenhaft kleine Schalenquerschnitte von Bositra, einer pelagischen Bivalvenform enthalten. Diese Anhäufung ist im Dünschliff und mit der Lupe als Mikrolumachelle gut zu identifizieren und so werden die Kalke auch Filament- oder Bositrakalke genannt.
Die Mächtigkeit des Klauskalkes beträgt meist nur wenige Meter, dennoch umfasst er infolge der starken Kondensation alle Ammonitenzonen des Dogger.
Sie sind bei KRYSTYN (1970, 1972) bearbeitet (Arten der Gattungen Holcophylloceras, Procerites, Oxycerites, Lytoceras etc.)
Mikropaläontologisch ist neben den Filamenten das Auftreten planktonischer Foraminiferen („Protoglobigerinen“) oft in großer Anzahl bemerkenswert. Die Klauskalke erstrecken sich, insofern nicht noch Allgäu-Fazies vorliegt, über sämtliche bajuvarische und tirolische Decken.
Stellenweise können sie durch rötliche Feinspatkalke ersetzt werden.
Quelle: Geologie der österreichischen Bundesländer NÖ,Godfrid Wessely, Geologische Bundesanstalt, Wien 2006
Der Hauptdolomit, der bis zu 2200 m Mächtigkeit erreichen kann, wurde in einem seichten lagunären Meer abgelagert. Abschnitte mit Algenlaminaten weisen auf eine Sedimentation im Übergangsbereich mit frühdiagenetischer Dolomitbildung hin.
Quelle:Historische Geologie, Peter Faupl, Wien Facultas 2000 S.134
Es sind gebankte, manchmal im Millimeterrhythmus feingeschichtete hell – bis dunkelgraue, bitumniöse fossilarme Dolomite. Der Bitumengehalt, der periodische Sedimentwechsel, das Vorkommen feinster Zwischenlagen aus roten Tonen (Lateritverwitterung) und die fossilarmut sprechen nach H.WIESENENDER für die Entstehung in einem Lagunenbereich mit hypersalinaren Bedingungen und (?) periodischen Austrocknen.
(Regional sind in den oberen Abschnitten des Hauptdolomites besonders bitumenreiche Partien eingeschaltet, die durch die dunkelbraune bis schwarze Färbung und dem starken Bitumengeruch auffallen. Besonders bekannt sind sie aus Tirol und Salzburg als Fisch- und Ölschiefer (= Seefelder Asphaltschiefer) wegen ihrer Fischfauna und durch die Gewinnung von Schwerölen aus dem Seefelder Vorkommen („Ichthyol“). K.CZURDA führt die bituminösen Substanzen vorwiegend auf Planktonorganismen zurück und nimmt jeweils ein verbreitetes Plantonsterben durch Salinitäsänderungen an.)
Der abnorme Salzgehalt wird nach H.BOLZ auch durch Ostacoden aus dem Hauptdolomit und dem Plattenkalk bestätigt. Allerdings handelt es sich nach G.BUNZA & H.KOZUR um zeitweise brachyhaline bis hyposalinare Bedingungen. Die mittels der Karbonatmethode durch F.FABRICUS, H.FRIEDRICHSEN & V.JACKOBSHAGEN ermittelten Wassertemperaturen dieses Flachwasserbereiches in der Höhe von 25 °C werden allerdings nicht allgemein anerkannt, sondern von W. KALTENEGGER, A.PREISINGER & F.RÖGL für benthonische Mollusken mit 17,0 bis 17,9 ° C angegeben. In Zusammenhang damit steht das Problem der Dolomitbildung zur Diskussion. Mit W.SCHÖLLNBERGER kann die frühdiagenetische Entstehung des Dolomites unter Mitwirkung von Kalkalgen und damit auch die gegenüber dem geschichteten Dachsteinkalk etwas Küstennähere Position angenommen werden. Wie weit allerdings die Fossilarmut des Hauptdolomites als primär anzusehen ist, sei dahingestellt.
Interessant ist, daß Unterschiede in der Zusammensetzung der mineralischen Komponenten des säureunlöslichen Rückstands des Hauptdolomites der einzelnen tektonischen Einheiten vorhanden sind. (Hauptdolomit der Frankenfelser Decke mit 30% Illit und Quarz; Ötscher Decke nur Illit; nach E.SCHROLL und H.HAWLE und Mitarbeiter).
Von der Basis des Hauptdolomites hat H.ZAPFE bei Bad Vöslau kleine Megalodonten ( Megalodus triqueter dolomiticus FRECH) des Unternor nachgewiesen. Außer Schnecken finden sich vor allem Kalkalgen (Griphoporella curvata GÜMBEL) im Hauptdolomit, die für das norische Alter sprechen.
Quelle: Geologie der österreichischen Bundesländer in kurzgefassten Einzeldarstellungen, Niederösterreich von Erich Thenius Wien 1964, Geologische Bundesanstalt
Im Norium entspricht die horizontale Abfolge der Sedimentausbildung von Norden gegen Süden der eines vollständig entwickleten Karbonatschelfes mit folgender Anordnung:
Kontinent – kontinental beeinflusste Lagune – Lagune – riffnahe Lagune – Riff – Pelagium (= offener Meeresbereich).
Im paläographisch den Kalkalpen benachbarten Semmeringmesozoikum herrscht mit dem Keuper noch rein kontinentale Fazies vor. Dieser Einfluss ist noch im Hauptdolomit der nördlichsten, tieferen Kalkalpendecken, also im bereits lagunären Abschnitt des Schelfs festzustellen.
So enthält der Hauptdolomit, der hier schichtweise sehr heterogen in Farbe, Körnigkeit und vor allem Tongehalt ist, Einschaltungen von grünen oder dunkelgrauen Tonen mit einem gewissem Quarzsandgehalt oder sogar dünnen Quarzitlagen.
Man findet alle Anzeichen einer einer seichten Meereslagunge im Gezeitenbereich: feinrhythmische Streifen von Algenmatten („Stromatolithen“), die kleine, bei der Verwesung entstandene Entgasungshohlräume enthalten, ausgefüllt mit Karbonatzement („birds eyes“), Brekzienbildung durch Schlickgerölle, Trockenrisse sowie randliche Aufbiegungen von Algenrasen („Zeltstrukturen“) beim Trockenfallen, losgerissene und verdrehte Algenkrusten.
Die Mächtigkeit des Hauptdolomits steigt im Wesentlichen von etwa 100m im Norden auf 1000-2000 m im Süden.
Durch sein sprödes Verhalten neigt er zu Zerbrechung und Klüftung und bildet damit die Vorraussetzungen für ein poröses Speichergestein.
Quelle: Geologie der österreichischen Bundesländer NÖ,Godfrid Wessely, Geologische Bundesanstalt, Wien 2006
Die dickbankigen bis massigen grauen Dolomite sind meist fossilarm und stark rekristallisiert. Typisch sind laminierte, teilweise stromatolithische Bänke mit Hohlraumgefügen und linsen- oder spaltenartig auftretenden Dolomitbrekzien.
Die artenarme Schnecken- und Muschelfauna (u.a. Megalodonten), die Grünalgen, die Stromatolithe sowie Trockenrisse und Pseudomorphosen nach Sulfatmineralien zeigen eine Ablagerung in abgeschlossenen Lagunen und auf weiten, wiederholt trocken fallenden Wattflächen an (MÜLLER- JUNGBLUTH, 1970).
Hauptdolomit und Plattenkalk lassen sich wegen fehlender Leitfossilien nicht sicher datieren, dürften aber hauptsächlich im Norium entstanden sein. Der unterste Hauptdolomit könnte allerdings schon karnisches Alter haben.
Quelle: Geologie der österreichischen Bundesländer Vorarlberg, J.Georg Friebe, GBA, Wien 2007
Im unteren Anis gelangte die sehr einheitliche dunkle Kalkfazies der Gutensteiner Schichten zur Ablagerung. Diese dünnschichtigen, teils schwarzen Kalke weisen auf Grund ihres hohen Bitumengehaltes auf ein Bildungsmillieu mit stark eingeschränkter Wasserzirkulation und anoxischen Bodenwasserbedingungen hin.
Gegen das Hangende wird dieses Schichtglied heller; daraus stammen Funde von Balatonites balatonicus.
Quelle:Historische Geologie, Peter Faupl, Wien Facultas 2000
Der Gutensteiner Kalk ist charakterisiert durch seine dunkle, fast schwarze Farbe, von der sehr stark die weißen Kalzitadern abstechen.
Bestimme Varietäten enthalten mm-große Kügelchen von Hornstein („Kugelkalk“). Normalerweise ist er dünn geschichtet, wobei die dünne Schichtung auf Beläge oder dünne Lagen von tonigen Schiefern zwischen den Kalklagen zurückzuführen ist. Dieses dünnschichtige Gesteinsgefüge bewirkt eine Neigung zu intensiver Faltung, wobei oft typische Spitzfalten auftreten, die zumindest teilweise auf gravitative Gleitfaltung während der Sedimentation bei leichter Hangneigung hinweisen. Die Fazies ist die eines untiefen Beckens außerhalb oder zwischen den Plattformen der Steinalmfazies.
Die Mikrofauna in Dünnschilffen ist nicht sehr formenreich, es überwiegen Radiolarien, Ostracoden, gelegentlich dünne Schälchen, Spiculen oder Echinodermenreste. In bestimmten Schichten treten gehäuft Brachiopoden auf („pelsonische Brachiopodenbank“). Crinoidenstielglieder (Dadocrinus gracilis) sind in bestimmten Niveaus nicht selten anzutreffen. Ammoniten erlauben eine weitere Feingliederung der Guttensteiner Kalke.
Die Mächtigkeit der Guttensteiner Kalke reicht von 50m bis maximal 250m.
Charakteristisch ist das Auftreten von Flourit in Klüften des Guttensteiner Kalkes, allerdings gibt es dieses Mineral auch bereits in dunklen Kalken der Reichenhall-Formation.
Wenn Abweichungen von typischem, dünn gebankten Gutensteiner Kalk durch Zunahme der Bankdichte eventuell durch Hellerwerden in der Farbe erfolgen, wie dies etwas beim Annaberger Kalk der Fall ist, so ist dies auf eine Zunahme von Material aus den seichten Karbonatplattformen zurückzuführen.
Reichenhall-Formation, Steinalmkalk und Gutensteiner Kalk sind eine Schichtengruppe, die nicht nur die bajuvarischen und tirolischen Deckeneinheiten gemeinsam haben, sondern in dieser Form auch im Juvavikum vertreten sind.
Quelle: Geologie der österreichischen Bundesländer NÖ,Godfrid Wessely, Geologische Bundesanstalt, Wien 2006
In der Ausbildung des Juras der Gestener Klippenzone der östlichen Ostalpen lässt sich die allmählich nach Norden fortschreitende Überflutung des Vindelizisch-Böhmischen Landes durch das Tethysmeer nachvollziehen.
Die Schichtfogle beginnt im tiefen Lias mit den Grestener Schichten, deren Liegendanteil von fluviatilen Arkosesandsteinen gebildet wurde, die als Aufarbeitungsprodukt des kristallinen Untergrundes zu betrachten sind. Im Randbereich dieses Meeres enwickelten sich ausgedehnte Deltas, in deren sumpfigen Deltaebenen Kohleflötze entstanden (z.B. ehemalige, kleine Steinkohlekohlebergbaue bei Gresten, Hinterholzgraben bei Waihofen/Ybbs).
Im Hangenden gehen die Grestener Schichten in fossilreiche, sandige marine Grestener Kalke (Gryphaea arcuta) und Mergel über. Die Position der Grestener Schichten am Nordrand des Tethysmeeres spiegelt sich auch in ihrer Fauna wider. Es kommen sowohl außeralpine als auch alpine Faunenelemente vor.
Quelle:Historische Geologie, Peter Faupl, Wien Facultas 2000
Als Grestener Arkose des Lias (Hettnangium) wird das Hinterholzer Konglomerat im Raum Ybbsitz angeführt (TRAUTH, 1909), Bezeichnend sind die Grestener Schichten, im tieferen Abschnitt mit Kohleflöze führenden Schiefern, wie sie aus dem ehemaligen Bergbauen von Hinterholz, Gresten und Bernreith bei Rohrbach a.d. Gölsen bekannt sind (GOTTSCHLING, 1966).
In den Kohleabbauen von Gresten sind Floren von Cycadophyten, Ginkophyten, Gymnospermen, Farnen und Schachtelhalmen gefunden worden (THENIUS, 1983). Die darüber folgenden marine Ausbildung der grauen Grestener Kalke führt reichlich Fossilien mit Ammoniten (Amaltheus margaritatus, Arietiten, Echioceras) Belemniten, Brachiopoden mit Rhynchonella austraca, Waldheimia perforata, Muscheln mit Gryphaea arcuata, Cardinia, Lima, Bositra bronni. Letztere Form beherrscht die darüber folgenden Mergelschiefer. Der oberste Lias besteht wieder aus Sandkalken und Mergelschiefern
Quelle: Geologie der österreichischen Bundesländer NÖ,Godfrid Wessely, Geologische Bundesanstalt, Wien 2006
Innerhalb des Ultrahelvetikum Oberösterreichs ist eine Entwicklung in der Zeit bezüglich Wassertiefe und Landeinfluss festzustellen, vor allem auf Grund der Planktongehalte der Foramiferenfaunen und des schwankenden siltig-sandigen siliziklastischen Anteils der Pelite (vergleiche auch PREY, 1962, 1983; BRANDLMAYR, 1995): Im Albium bis frühen Cenomanium dominieren dunkle Mergel mit bioturbaten Megelkalklagen und planktonreichen Foraminiferenfaunen mit signifikanten Benthosanteilen >10% was auf sauerstoffarme Bereiche des oberen Bathyals hinweist.
Ab dem mittleren Cenomanium bis ins Santonium dominieren Foraminiferenfaunen mit Planktongehalten über 95%-98%.
Die Ausnahme sind die schwarzen Tonsteine des Cenomanium/Turonium Grenzebereichs, in dem keine Foraminiferen auftreten und Radiolarien später Dinoflagellatencysten vorherrschen. In diesem Abschnitt sind die größten Wassertiefen (oberes bis mittleres Bathyal, ca. 500-1500m Wassertiefe) und der geringste Landeinfluss festzustellen.
Das Auftreten von Schwarzschiefern des weltweiten Oceanic Anoxic Event 2 spricht für offen ozeanische Bedingungen und gute Verbindungen in andere Bereiche des Tethys.
Die folgende zunehmende Rotfärbung der Sedimente wird dabei nicht auf eine Schwellenposition im Sinne von BRANDLMAYR (1995) zurückgeführt, sondern entspricht dem weltweiten Trend von anoxischen zu oxydierenden Ozeanbedingungen während des Turonium (HU et al., 2005).
Im späten Santonium bis frühen Campanium ändern sich die Foraminiferenfaunen- Planktonforaminiferen dominieren noch immer stark, die Benthosanteile schwanken um 10%, womit wieder oberes Bathyal angezeigt wird.
Im späten Campanium zeigen Ammoniten, Echinoiden und Inoceramen sowie umgelagerte Seichtwasserfossilien wie Korallen eine weitere Abnahme der Wassertiefen und landnähere Bedinungen, eine Entwicklung, die sich im Maastrichtium in den dunklen siltig-sandigen, z.T. Glaukonit führenden Mergeln des mittleren bis äußeren Schelfs (seichter als 200m Wassertiefe) fortsetzt und die pelagische Schichtfolge des Ultrahelvetikum in Oberösterreich beendet und wieder zu „helvetischen“ Seichtwasserbedingungen des Paläogen überleitet.
Aufgrund der genauen Einzeitung von Teilprofilen mit biostratigraphischen und isotopenstratigraphischen Methoden (NEUHUBER et al., Arbeit in Vorbereitung) können genaue Sedimentationsraten für einzelne Zeitabschnitte gegeben werden. So lassen sich für das späte Cenomanium bis mittlere Turonium sehr geringe Sedimentationsraten in der Größenordnung von 2 bis 7mm/1000 Jahre rekonstruieren.
Ähnliche Sedimentationraten um 3-15mm/1000 Jahre kennzeichnen das Santonium und Campanium. Diese geringen Sedimentationsraten sind typisch für einen hochmarinen pelagischen Ablagerungsraum an einem Kontinentalhang wie ihn das Ultrahelvetikum von Oberösterreich darstellt, in dem vorwiegend karbonatisches Plankton (Nannoplankton, Planktonforaminiferen) und Tonminerale die Sedimente aufbauen.
Quelle: Stratigraphie und Fazies von Helvetikum und Ultrahelvetikum in Oberösterreich.
Michael WAGREICH und Stephanie NEUHUBER
ATA Geologische Bundesanstalt 2007
Die Allgäuschichten- auch „Liasfleckenmergel“ genannt, erreichen zusammen mit dem Doggeranteil, der etwas kieselreicher ist, über 1000m Mächtigkeit. Sie wurden in rasch sinkenden Becken abgelagert. Die fleckige Beschaffenheit ist auf eine intensive Durchwühlung von schlammfresenden Organismen (Bioturbation) zurückzuführen.
Quelle:Historische Geologie, Peter Faupl, Wien Facultas 2000
Mit Beginn des Jura sank im Zuge einsetzenden tektonsicher Aktivität der Tethysbereich einschließlich seiner Seichtareale in größere Tiefen ab. Gleichzeitg änderte sich die Anordnung der Sedimentationsräume in ihren Erstreckungen. In den Kalkalpen wechseln von Norden nach Süden in z.T. langgestrecken Streifen Trog- und Schwellen- bzw. Tiefschwellenfazies.
Die Trogfazies des Lias umfasst Fleckenmergel der Allgäuformation, sandige Kalke und Sandsteine der Kalksburg-Formation (Kirchsteinkalk). Die Farbe dieser Gesteine ist fast durchwegs grau.
Die Allgäuformation besteht aus Schlammsedimenten eines teiferen Ablagerungsbereiches mit Mergelkalken und Mergeln. Die für dieses Schichtglied typischen Flecken gehen auf Fress- und Wohnbauten bzw. Kotfüllungen diverser Organismen zurück.
Im Dünnschliff treten neben gelegentlich reichlichen Spongiennadeln, oft kleindimensioniert und z.T.limonisiert, Radiolarien und Ostracoden, selten Foramiferen auf.
Nach Ammoniten reicht die Allgäuformation gelegentlich über den Lias hinaus in den Dogger.
Quelle: Geologie der österreichischen Bundesländer NÖ,Godfrid Wessely, Geologische Bundesanstalt, Wien 2006
Die Allgäu-Formation (JACKOBSHAGEN, 1965) besteht aus einer Wechsellagerung von grauen Mergeln und tonigen Kalken, in die in wechselnden Umfang Bänke von Echinodermen-Spatkalken, Kieselkalken und Hornsteinen eingeschlossen sind. Die charakteristischen dunklen Flecken stammen von häufigen Freßbauten (hauptsächlich Chondrites sp.), die einen tieferen Ablagerungsraum in schlecht durchlüfteten Meeresbecken belegen, Dort lebten auch die relativ häufigen Ammoniten und Belemniten; die seltenen Muscheln und Crinoiden sind wohl von Schwellenzonen eingespült worden. Die Echinodermen-Spatkalke und Kieselkalke mit umkristallisierten Kieselschwammnadeln wurden als Trübeströme (Turbidite) von den Schwellenrändern umgelagert.
Quelle: Geologie der österreichischen Bundesländer Vorarlberg, J.Georg Friebe, GBA, Wien 2007
Die bunten Cephalopodenkalke des Lias werden Adneter Kalk (Adnet bei Salzburg) genannt. Diese roten ammonitenführenden Kalke fanden unter der Bezeichnung „Salzburger Marmor“ als Dekorstein weite Verbreitung.
Quelle:Historische Geologie, Peter Faupl, Wien Facultas 2000
Unter der Bezeichnung „Rotkalk“ werden alle bunten, meist geringmächtigen Kalke zusammengefasst, die als Schwellenfazies die grauen Beckensedimente der Felckenmergel unter- und überlagern oder lateral ersetzen. Im oberen Teil sind dies meist ziegelrote knollige Kalke und Mergel, im unteren Teil Knollenkalke mit dünnen Mergelfugen des Typs Adnet-Kalk sowie Echinodermenkalke des Typs Hierlatz-Kalk.
In den knolligen Adnetkalken sind oft Ammoniten in Steinkernerhaltung zu finden (MEISTER & FRIEBE, 2003), seltener auch Belemniten.
Die bunte meist rote Farbe wird durch Eisenhydroxide bestimmt. Allerdings wechselt die Farbe lateral über rötlich geflammte Bereiche zu fast weißen oder grünlich-grauen Gesteinen, deren Eisen in reduzierter Form in feinkörnigem Pyrit gebunden ist.
Lokal greifen die Rotkalke in schmalen Spaltenfüllungen mehrere Meter tief in die unterlagernden Plattformkalke des Rheatium hinunter, die in chaotischen Brekzien aufgelöst sind.
Große Mächtigkeitsschwankungen von wenigen Metern auf 30m sowie rasche laterale Fazieswechsel deuten auf große submarine Reliefunterschiede hin.
Die knolligen Rotkalke werden als kondensierte pelagische Sedimente interpretiert, die auf etwas tiefer gelegenen Schwellen oder deren Abhängen abgelagert wurden.
Die spaltenartig in die liegenden Plattformkalke des Rhaetium hinunter greifenden, matrixreichen Brekzien zeigen eine mehrphasige Öffnung von synsedimentären Dehnungbrüchen an und dokumentieren das Zerbrechen der triassischen Karbonatfplattform in frühesten Jura (EBERLI 1985, KINDLE, 1990).
Die mergeligen Rotkalke im Hangenden der Fleckenmergel können nach Ammonitenfunden in den späteren Lias gestellt werden (MEISTER & FRIEBE 2003).
Die typischen Knollenkalke (Adnet-Kalk) führen meist eine Ammonitenfauna des Sinemurium, lokal sind basale Kondensationshorizonte des Hettangium ausgebildet.
Quelle: Geologie der österreichischen Bundesländer Vorarlberg, J.Georg Friebe, GBA, Wien 2007
