Die Entwicklung der eigentlich mitteltriadischen Karbonatplattformen wurde im oberen Anis eingeleitet. Der helle Wettersteinkalk(-dolomit) sowie der Ramsaudolomit des Ladins bis ins tieferen Karns verkörpern bereits eine vollentwickelte Karbonatplattform.
Die massige (ungeschichtete) Fazies des Wettersteinkalkes repräsentiert Riffe, welche hauptsächlich von Kalkschwämmen (vorherrschend Sphinctozoa), inkrustierenden Organismen (Tubiphytes) und Korallen aufgebaut wurden.
Der gebankte Wettersteinkalk wurde hingegen in einem lagunärem Milieu, auf der geschützten Seite der Riffe, abgelagert. Dort gediehen in besonderer Weise Wirtelalgen, die eine fazielle Differenzierung der lagunären Sedimente erlauben. So lassen sich riffferne lagunäre Bereiche mit Diplopora annulata von riffnahen Abschnitten mit Teutloporella herculea unterscheiden.
Zwischen Plattform (Wettersteinkalk) und Becken (Reiflinger Kalk) vermittelt mancherorts eine kalkturbiditische Fazies (Raminger Kalk).

Quelle:Historische Geologie, Peter Faupl, Wien Facultas 2000 S.133

Im oberen Anisium (oberes Pelsonium und Illyrium) begannen sich die Karbonatplattformen der Wettersteinkalke mit ihren großen Karbonatakkumulationen zu bilden. An deren Rändern bildeten sich Schüttungskörper, die mit zunehmender Entfernung in Richtung Becken feinere Korngrößen und Auftreten von Hornsteinen zeigen.
Die Zunahme des Anteils von Meeresschlamm äußerte sich in dünkleren Farbtönen der Sedimente.
An Organismen sind vermehrt planktonische Elemente wie Radiolarien sowie Kleinschalen (Filamente) und Schwammnadeln anzutreffen.
Die Wettersteinmassive bauten sich über die Zeit des Ladiniums hinaus bis ins Cordevolim auf, wobei die massigen Karbonate Mächtigkeiten bis weit über 1000m erreichen. Die Wetterstein-Formation beinhaltet eine Reihe von Ablagerungsbereichen, die sich horizontal und vertikal in Lithologie, Fauna und Flora unterscheiden, wobei die flächenmäßig größten Teile von lagunären Seichtwasserkarbonaten eingenommen werden. An den Plattformrändern sitzen die Riffe, die sukzessive von der Basis weg als Plattformrand nach außen wandern, wobei sie über ihre eigenen Riffschuttsedimente und die pelagischen Beckenablagerungen hinauswachsen. Die Wettersteinkalke sind vielfach sekundär dolomitisiert wobei die Dolomitisierung ganze Deckeneinheiten erfasst haben kann oder auch nur partiell in wolkiger Form stattgefunden hat. Störungszonen haben dabei oft fördernd gewirkt.
Die Ursache des Dolomitanteils am Aufbau der Karbonate ist der Reichtum an Algen mit ihrem Magnesiumgehalt, wobei mikroskopisch der Gehalt an Zerkleinerungsprodukten diverser Algengroßgruppen (u.a. Solenopraceen, Codiaceen) aber auch anderer Biogene sehr hoch ist. Wirtelalgen (Dasycladaceen) spielen eine bedeutende fazielle und stratigraphische Rolle, wodurch sich die Abschnitte Ober-Anisium, Ladinium und Cordevolium unterscheiden lassen (LOBITZER et al., 1990; PIROS et al., 2001).

Quelle: Geologie der österreichischen Bundesländer NÖ,Godfrid Wessely, Geologische Bundesanstalt, Wien 2006

Das wohl wichtigste Schichtglied des Ladin ist der Wettersteinkalk. Der Wettersteinkalk ist ein heller, stellenweise zuckerkörniger, weißer oder lichtgrauer, meist geschichteter oder gebankter Kalk, der neben Fossilien neben ladinischen Kalkalgen (Diplopora annulata SCHAFHÄUTL, Physoporella pauciforata GÜMPEL, Teutloporella herculea STOPPANI), spärlich Brachiopoden (Koninckina leonhardi WISSMANN, Rhynchonella linguligera BITTNER), Schnecken (Omphaloptycha eximia HÖRNES) und Muscheln (Daonella lommeli [WISSMANN]) enthält. An Diploren reiche Vorkommen sind vom Schneeberg, Rax und Gutenstein (Edelstein) usw. bekannt. Vielfach ist der Wettersteinkalk in Dolomit (Wettersteindolomit oder „Ramsaudolomit“) umgewandelt, der als fein- bis grobkörniger Dolomit in der Regel zu scharfkantigem Grus verwittert und oft riesige Halden bildet. Wie schon oben erwähnt , ist die Trennung von Steinalmdolomit und Wettersteindolomit lithologisch nicht möglich, sondern bestenfalls nach den Lagebeziehungen. Diese mitteltriadischen Kalke und Dolomite erreichen in den Hochalpen beträchtliche Mächtigkeiten. Es sind nach E.OTT Lagunensedimente mit Dasycladaceenrasen, die von einem Saumriff umgeben waren.

Quelle: Geologie der österreichischen Bundesländer in kurzgefassten Einzeldarstellungen, Niederösterreich von Erich Thenius Wien 1974, Geologische Bundesanstalt S.116

Mit der Trias setzt die Werfen-Formation, benannt nach der gut entwickelten Ausbildung im Raum Werfen in Salzburg ein. Sie entstand im Zuge einer Ausdehung der Meeresverbreitung, einer Transgression nach dem Perm.
Die Sedimente sind rote oder violette, kalkfreie Sandsteine und Tone, die aus einem ariden Festland in ein von Gezeiten dominiertes Flachmeer angeliefert wurden, in dem sich zunehmend eine Organismenwelt entfalten konnte.
Vor allem bestimmte Bivalvenarten des „Skyth“ wie Claraia clarai oder Anodontophora fasaensis bildeten Schill-Lagen (Pflaster). Dazu kommen Gastropoden wie Costatoria costata, Turbo rectecostatus und Lebensspuren wie Wühlgänge und Kriechspuren. Diese Fauna sowie glimmerreiche Schichtflächen und Rippelmarken belegen den Seichtwassercharakter der Sandsteine, die periodisch auch trocken fielen, wie u.a. Trockenrisse oder gelegentliche fossile Eindrücke von Regentropfen anzeigen.
Gegen oben zu wechseln die Farben zu mehr bräunlichen und grauen Typen, der Kalkgehalt in den Tonen und im Bindemittel der Sandsteine nimmt zu und schließlich stellen sich graue bis bräunliche, dünne Kalklagen („Werfener Kalke“) ein, häufig mit bezeichnender Äderung durch rötliche Kazite. Die Kalke führen vermehrt Schill-Lagen von Mollusken, Crinoidenreste und eine aus den kleinen Formen von Maeandrospira pusilla und aus Glomospirellen bestehende Mikrofauna.

Quelle: Geologie der österreichischen Bundesländer NÖ,Godfrid Wessely, Geologische Bundesanstalt, Wien 2006

Die Werfner Schichten bestehen aus roten und grünen, siltigen und sandigen Tonschiefern mit charakteristischer Muskovitbestreuung auf den Schichtflächen. Sie verkörpern marine Ablagerungen wie unter anderem die manchmal massenhaft auftretende Bivalve Anodontophora fassaensis belegt. Gegen das Hangende der Werfener Schichten (Spath) stieg der Kalkgehalt an, sodass es zur Ausbildung von sandigen Werfener Kalken kam, die reichlich Crinoidenspat führen.

Quelle:Historische Geologie, Peter Faupl, Wien Facultas 2000

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

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

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