CARINTHIA II

landesmuseum.at

CARINTHIA II

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CARINTHIA II

Naturwissenschaftliche Beiträge zur

Heimatkunde Kärntens

Mitteilungen des Naturwissenschaftlichen

Vereines für Kärnten

162. Jahrgang der Gesamtreihe

82. Jahrgang der Carinthia II — 1972

Geleitet von

HANS SAMPL

Klagenfurt 1972

Druck: Carinthia, Klagenfurt


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Sonderhefte der Carinthia II:

Aus der Reihe der Sonderhefte der Carinthia II empfehlen wir die folgenden,

seit 1945 erschienenen:

Heft

8. Die Seen der Schobergruppe in den Hohen Tauern. 1946. Von Fritz Turnowsky.

9. Zur Vegetationsgeschichte des Glantales und der Wimitzer Berge. 1946. Von

Franz Pehr.

10. Die Schmetterlinge Kärntens und Osttirols. 1948. Faunistik und Ökologie der

Macros. Von Fritz Thurner.

11. Festschrift zum ICOjährigen Bestehen des Vereines, mit dem II. Teil, Pasterzenstudien.

1948. Von Viktor Paschinger.

12. Die Polyederkrankheit und andere Ursachen des Massensterbens des Grauen

Lärchenwicklers im Jahre 1948. 1949. Von Else Jahn.

13. Vom Blütenstaub der Wegwarten (Die Pollengestaltung der Cichorieae). 1951.

Von Felix Pausinger.

14. Wetter und Klima im Gebiete des Großglockners. 1952. Von Hans Tollner.

15. Kärntner Seen naturkundlich betrachtet. 1953. Von Ingo Findenegg.

16. Der Bau der Karawanken und des Klagenfurter Beckens. 1953. Von Franz

Kahler.

17. Die nutzbaren Gesteine Kärntens. Von Alois Kieslinger.

18. Urwelt Kärntens I. 1955. Von Franz Kahler (vergriffen).

19. Heuschrecken und Grillen Kärntens. 1955. Von Emil Hölzel.

20. Festschrift zum 70. Geburtstag von Prof. Dr. Angel. (Mineralogische, petrographische,

geologische und lagerstättenkundliche Beitrage aus dem Ostalpenraum.)

Gemeinschaftlich herausgegeben vom Naturwissenschaftlichen Verein

für Kärnten und vom Naturwissenschaftlichen Verein für Steiermark. 1956.

21. Die Minerale Kärntens. I. Teil. 1957. Von Heinz Meixner.

22. Die Pb-Zn-Vererzung der Raibler Schichten im Bergbau Bleiberg-Kreuth

(Grube Max). 1960. Von Oskar Schulz.

23. Der Schulgarten. 1963. Von Franz Müller.

24. Vorträge bei der Meteorologentagung in Villach 1964. 1965.

25. Algen aus dem Perm der Karnischen Alpen. 1966. Von Erik Flügel.

26. Die Vegetation des Wollaniggebietes bei Villach. 1965. Von Helmut Hecke.

27. Symposium über Paläontologie und Stratigraphie der Karnischen Alpen, Graz,

März 1969. Von Franz Kahler.

28. Festschrift für Hofrat Kahler. 1970.

29. Die pleistozäne Pflanzenwelt Kärntens. 1970. Von Adolf Fritz.

30. Südlidje Einstrahlungen in die Pflanzenwelt Kärntens. 1970. Von Helmut

Hartl.

31. Festschrift für Unh.-Prof. Dr. I. Findenegg. 1971.


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Naturwissenschaftliche Beiträge zur

Heimatkunde Kärntens

Mitteilungen des Naturwissenschaftlichen

Vereines für Kärnten

162. Jahrgang der Gesamtreihe

82. Jahrgang der Carinthia II — 1972

Geleitet von

HANS SAMPL

Klagenfurt 1972

Druck: Carinthia, Klagenfurt


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HONORARPROFESSOR

DR. INGO FINDENEGG

wurde vom Bundespräsidenten

das österreichische Ehrenkreuz für Wissenschaft

und Kunst 1. Klasse verliehen

Weiters wurde

Honorarprofessor Dr. Ingo Findenegg

vom Bürgermeister

der Landeshauptstadt Klagenfurt

durch die Überreichung der Goldenen Medaille

dieser Stadt geehrt

DR. HANS SAMPL

Kustos am Landesmuseum,

erhielt den Förderungspreis für Wissenschaft

des Landes Kärnten

PROFESSOR MAJOR A. D. EMIL HÖLZEL

wurde durch die Eintragung in das Ehrenbuch

und durch die Verleihung

des Ehrenzeichens von der Universität Innsbruck

ausgezeichnet

PROFESSOR DR. ADOLF FRITZ

erhielt den Körnerpreis

und wurde Dozent für Paläobotanik

an der Universität Graz

PROFESSOR DR. HELMUTHARTL

wurde Dozent für Systematische Botanik

und Geobotanik

an der Universität Salzburg

Der Vereinsvorstand spricht allen genannten Herren

die herzlichsten Glückwünsche aus oinid dankt ihnen für die so

erfolgreiche Tätigkeit im Dienste der Wissenschaft


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INHALTSVERZEICHNIS

Seite

KANAKI, F.: Die Minerale Bleibergs (Kärnten) 7

HANSELMAYER, J.: Zur Pétrographie rezenter Draukiese aus

dem Bereich der Draubrücke bei Schloß Hollenburg, südlich

von Klagenfurt 85

PASCHINGER, H.: Die Pasterze in den Jahren 1967 bis 1971 . . 123

UCIK, H.: Montanistische Notizen aus Kärnten 129

TESSENSOHN, F.: Einige neue Beobachtungen im Karbon von

Nötsch, Kärnten 143

STEINHÄUSSER, H.: Über Kärntens Schneeverhältnisse . . . . 149

ZAWORKA, G.: Dehydrogenase- und Saccharaseaktivität einiger

Böden und Pflanzengesellschaften der Villacher Alpe . . . 157

SPERDIN, F.: Verzeichnis von in Kärnten vorkommenden

Hygrophoreen 179

ENGEL, H. und M.: Lactarius tithymalinus FR., der Runzelmilchling

in Kärnten 193

GILLI, A.: Die Hybride Rubus bifrons Vest x R. hirtus W. K.

in Kärnten 197

MELZER, H.: Floristische Neuigkeiten aus Kärnten 201

LEUTE, G. H.: Der Kugelginster, Cytisanthus radiatus (L.)

LANG, eine floristische Kostbarkeit am Weißensee . . . . 221

MATTANOVICH, H.: Ein neues Vorkommen von Daphne

laureola L. in den Karawanken 225

AUER, H.: Weißdorn als Arzneipflanze 227

LÖFFLER, H.; BERGER, F.; GLATZ, A.; JUNGWIRTH, M.; KUSEL-

FETZMANN, E.; LEW, H.; HERZIG, A.; POWELL, S.; HADL, G.;

HUMPESCH, U.; SCHIEMER, F.; HACKER, R.; MEISRIEMLER,

P.: Arbeitsbericht der limnologischen Exkursion Klopeiner

See 1971 235

KRITSCHER, E.: Ein Beitrag zur Araneenfauna Kärntens . . . 275

SIEDER, L.: Zusammenfassung der Familie Psychidae,

Sackträger, in Kärnten, einschließlich der angrenzenden Länder

(Lepidoptera, Psychidae) 285

WRUSS, W.: ZU den Einf lügen des Seidenschwanzes (Bombycilla

garrulus) in Kärnten 301

WRUSS, W.: Vogelkundliche Beobachtungen aus Kärnten

1971/72 309

WRUSS, W.: Die Lasurmeise (Parus cyanus) erstmals in Kärnten

nachgewiesen 313


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Seite

GROSS, W.: Die Vogelwelt um den Passeringer Stausee . . . 315

ZAPF, J.: Tetrao urogallus parvirostris kamtschaticus. Eine Beschreibung

des Kärntner Miniaturauerhahnes 319

MEIXNER, H.: Eines großen Bergmannes, Ferdinand Seelands,

Wirken für Kärnten 321

UCIK, H. F.: Heinz Taurer-Gallenstein (1889—1972) . . . 327

Buchbesprechungen

REMANE, A.; STORCH, V.; WELSCH, U.: Kurzes Lehrbuch der

Zoologie (Hartl) 329

KIRNBAUER, F.: Historischer Bergbau Österreichs (I und II)

(Ucik) 330

KRUTZSCH, W.: Atlas der mittel- und jungtertiären dispersen

Sporen- und Pollen- sowie der Mikroplanktonformen des

nördlichen Mitteleuropas (Fritz) 330

BULMAN, O. M. B.: Graptolithina with sections on Enteropneusta

and Pterobranchia (Flügel) 331

STENZEL, H. B.: Oysters (Flügel) 332

Geologica et Palaeontologica (Kahler) 332

ZANDER, R.; ENCKE, F.; BUCHHEIM, G.; SEYBOLD, S.: Handwörterbuch

der Pflanzennamen (Hartl) 333

FIEDLER, H.; HUNGER, W.: Geologische Grundlagen der Bodenkunde

und Standortslehre (Hartl) 333

Berichte

Bericht des Naturwissenschaftlichen Vereins für Kärnten über

das Jahr 1971 335

Fachgruppe für Pilzkunde — Jahresbericht 1971 337

Bericht der Fachgruppe für Botanik über das Jahr 1971 . . . 338

Bericht der Fachgruppe für Ornithologie 339

Bericht der Fachgruppe für Meteorologie und Hydrographie

für 1971 339

Tätigkeitsbericht der Fachgruppe für Karst- und Höhlenforschung

1971 340

Jahresbericht 1971 der Fachgruppe für Mineralogie und

Geologie 341

Bericht der Fachgruppe der „Freunde des Botanischen Gartens"

über das Jahr 1971 342

Tätigkeitsbericht der Fachgruppe für Entomologie über das

Jahr 1971 342


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Carinthia II 162./82. Jahrgang S. 7 — 84 Klagenfurt 1972

Die Minerale Bleibergs (Kärnten)

(Mit 2 Abbildungen, 2 Diagrammen, 6 Tabellen im Text

und 9 Tafelbildern ab Seite 64)

Von Fotini KANAKI, Veria, dzt. Athen

EINLEITUNG

Im Anschluß an mehrere Arbeiten über die Genese der Bleiberger

Lagerstätte schien es zweckmäßig, auch eine Neubearbeitung der einzelnen

Minerale in kristallographischer, mineralogischer und gefügemäßiger

Hinsicht durchzuführen und diese nach neuen Gesichtspunkten

zeitlich zu reihen. Naturgemäß fiel der Hauptanteil meiner

Arbeit auf die in Klüften und anderen Hohlräumen frei gewachsenen

Minerale, vor allem auf die der Oxydationszone, weniger auf die

der heute als synsedimentär bezeichneten Schichterzkörper.

Es wird hier der Auszug aus einer im Institut für Mineralogie

und Pétrographie der Universität Innsbruck (Vorstand Univ.-Prof.

Dr. Josef LADURNER) unter der Leitung von Univ.-Prof. Dr. Oskar

SCHULZ durchgeführten Dissertation vorgelegt.

Der Bleiberger Bergwerks-Union danke ich für die materielle

Beihilfe, insbesondere aber den Herren Werksdirektor Dipl.-Ing. F.

JEDLICKA und Berginspektor Dipl.-Ing. H. RAINER für die laufende

Bereitstellung neuen Arbeitsmaterials. Herrn Univ.-Prof. Doktor

H. MEIXNER, Knappenberg, gilt mein Dank für die Einführung am

Reflexionsgoniometer, den Herren Univ.-Prof. Dr. E. SCHROLL,

Wien, und Univ.-Doz. Dr. SCHNELL, Innsbruck, für Serien von Röntgenaufnahmen.

Neben den in allen Grubenrevieren in den Sommern 1965 und

1966 selbst aufgesammelten Mineralproben standen Stücke aus den

Sammlungen der Bleiberger Bergwerks-Union zur Verfügung. Dazu

kamen vereinzelte Minerale aus Privatsammlungen einiger Herren

in Bleiberg sowie die Durchsicht des umfangreichen Materials (Samm-


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lung HERRMANN) im Museum der Stadt Villach, die mir durch

dessen Leiter Dr. NEUMANN ermöglicht wurde.

Für die Bearbeitung der Mineralien wurde zunächst in der

Durchsicht mit dem Stereomikroskop eine Auswahl getroffen. Die

Untersuchungen erfolgten mittels Dünnschliffen, auch unter Verwendung

des Universaldrehtisches, z. T. kombiniert mit der Waldmannkugel,

ferner aus der Mineraldiagnose im polierten Anschliff,

mit der Einbettungsmethode und Röntgendiffraktion. Weiters wurden

Kristallmessungen mit dem zweikreisigen Reflexionsgoniometer

und mit dem Mikroskop-Photometer durchgeführt.

Für die Bezeichnung der Flächen der verschiedenen Kristalle

wurde die neue Indizierung (r. A. V. = röntgenographisches Achsenverhältnis)

nach DANA (1958) und RAMDOHR & STRUNZ (1967) verwendet.

MINERALE DER PRIMÄREN

MINERALISATION

B 1 e i g 1 a n z, PbS, kubisch

Wie bekannt, ist der Bleiglanz neben dem Zinksulfid das Haupterz

der Lagerstätte. BRUNLECHNER (1899, S. 69) gibt u. a. folgende

Beschreibung: „Die Kristalle erreichen zuweilen eine ansehnliche

Größe, sind jedoch höchst selten ebenflächig; ihre Oberfläche ist

durch Subindividuen rauh oder drusig, seltener uneben wegen mangelhafter

Raumerfüllung. Die Kristalle treten einzeln, meist aber in

Drusen oder Gruppen auf."

Er erwähnt auch, daß von großem Interesse das sogenannte

Stängelerz ist. „Das sind zu Stängel gestreckte Individuen von

Bleiglanz, eingewachsen in körnigem Calcit. Die sich nahezu parallel

oder spitzwinkelig lagernden Individuen zeigen einen rechteckigen

oder quadratischen Querschnitt. . ." (S. 70). SCHROLL (1953) gibt

für dieses Erz als Fundort die Grube Max an. Di COLBERTALDO (1963)

kommt auf Grund von Untersuchungen im Bergbau Raibl zu einer

interessanten Hypothese über den Typ Stängelerz. Ér vermutet, daß

der Platz für diesen Bleiglanz auf Hohlräume beschränkt ist, die

durch Beseitigung ehemaliger Korallenkörper durch saure Lösungen

entstanden sind. Diese leeren Räume seien dann von Bleiglanz besetzt

worden.

Der Bleiglanz kommt relativ selten in einzelnen, kleinen idiomorphen

Kristallenen vor, was auch SCHULZ (1968) erwähnt. Nach

ihm haben diese Kristallenen einen Durchmesser von 0,2 mm aufwärts.

Er unterscheidet vom Gefüge ausgehend Bleiglanze nach vier

Typen; hiezu werden hier noch eigene Ergebnisse angeführt.

Typ 1 : Kleine idiomorphe, polyedrische Kristallenen von

0,2 bis 1 mm Durchmesser. Sie sind selten, weil der Bleiglanz sehr


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schnell zur Aggregation durch Sammelkristallisation neigt. Hierher

sollen auch die mikroskopisch kleinen Bleiglanzoktaederchen gehören,

die baumförmig aneinandergereiht sind und die SCHROLL (1953,

Tafel IV, Abb. 21) abbildet und gestrickten Bleiglanz nennt. Oft

sind sie von Schalenblende umschlossen und nur teilweise bilden

sie ein geschlossenes Gefüge durch Sammelkristallisation. Es handelt

sich meist um kleine, nach verschiedenen Richtungen gestreckte ästchenförmige

Aggregate (Abb. 1). Solche Bleiglanzgefüge sind auch

aus anderen Lagerstätten bekannt (z. B. Raibl, Salafossa, Auronzo)

und von Di COLBERTALDO (1955) beschrieben worden.

Die Abb. 21 von SCHROLL zeigt solche Oktaederchen, die skelettartig,

jedoch mit mehr oder weniger deutlich ausgebildeten Würfelflächen

gewachsen sind. Es kommen auch orientierte Verwachsungen

von Zinkblende- und Bleiglanzkristallen vor. Sie sind von SCHROLL

für Bleiberg bereits beschrieben.

Die Frage, warum diese baumförmigen Gebilde anstelle ausgewachsener

Kristalle entstanden sind, beantworten COLBERTALDO,

SCHNEIDERHÖHN, RAMDOHR wie folgt: Die Ausscheidung von Bleiglanz

erfolgt in einem sehr dichten und gelatinösen Medium, in dem

die S- und Pb-Ionen bzw. Bleiglanz-Moleküle gleichförmig verteilt

sind. Im Augenblick der Ausfällung ist infolge des dichten Mediums

die Wanderung der getrennten Moleküle sehr behindert, weshalb

sich bloß geringfügige lokale Anreicherungen ergeben (COLBERTALDO,

1955). Meiner Meinung nach ist diese Erklärung gut mit der synsedimentären

Entstehung dieser Bleiglanze vereinbar, denn das dichte

Medium, das die Wanderung der getrennten Moleküle behindert hat,

soll das bereits sedimentierte, im Stadium der Diagenese befindliche

Sediment gewesen sein. SCHULZ (1966 a, S. 5): „Die Primärausscheidungen

dürften in einem dispersen Schlamm-Milieu bzw. als Koagele

erfolgt sein."

T y p 2 : Sammelkristallisierte Bleiglanze parallel s oder auch

diskordant zu s sowie in Nestern angeordnet.

T y p 3 : Ist der bekannte kolloidale Typ. Es wurden Beispiele

gefunden für selektive Umwandlung des Bleiglanzes in Cerussit,

wobei der Cerussit die kolloidale Form nachbildet (Tafel I, Fig. 5).

Typ 4 : Es sind dies durch Sammelkristallisation entstandene

grobkörnig-derb entwickelte Bleiglanzaggregate.

Als sedimentäre Bleiglanze i. w. S. sind auch die manchmal bis

3 cm großen Bleiglanzoktaeder zu erwähnen, die während der Diagenese

wandständig in Hohlräumen verschiedener Art gewachsen

sind. Sie zeigen die Flächen (111) und auch (100). Die Bleiglanzflächen

sind sehr oft mit millimeterkleinen Zinkblendentetraedern,

auch Markasitkriställchen und manchmal mit kleinen Calcitkristallen

(Kanonenspäte) besetzt. Die Kanten sind manchmal gerundet, was


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sich mit starker Vergrößerung betrachtet durch Mitbeteiligung wahrscheinlich

der Flächen (011) und (122) herausstellt. Durch diese

Flächen (011) und (122) werden die jeweiligen Oktaederkanten abgestumpft.

Bleiglanzkristalle sind meistens auf Barythalbkugeln bzw. auf

Wettersteinkalk oder auch auf derbem Bleiglanz aufgewachsen. Würfelige

Kristalle sind sehr selten. Sie treten nur einzeln auf und wurden

mit einer Größe von etwa 2,5 mm beobachtet.

Manchmal trifft man auch Kristalle, die nach der Fläche (111)

verzwillingt und tafelig nach dieser Fläche entwickelt sind. Diese

Kristalle sind höchstens bis 7 mm groß, die Flächen sind matt. Als

Flächen sind vorhanden: o (111), c (001), o (111), a (100) (vgl. Abb.

374 c bei RAMDOHR & STRUNZ, 1967).

Auf frischen, glänzenden Bruchflächen des derben Erzes kommt

eine Gleitzwillingsstreifung zum Ausdruck.

Größere zerscherte Bleiglanzaggregate ergeben ausgezeichnet glänzende

Harnischflächen: „Bleiglanzspiegel" mit über Quadratmeter-

Größe. Vor allem im Nahbereich derartiger Zerscherungen ist der

Bleiglanz zu der bekannten Art des „Bleischweifes" deformiert. In

tektonisch durchbewegten polymineralischen Erzgefügen kommt eine

selektive Deformation schön zur Geltung. Der Bleiglanz z. B. reagiert

als sehr weiches und translatierbares Mineral durch Auswalzung

und durch ein Einschmieren in Löcher und Klüfte, d. h. also durch

mechanischen Transport in Abschnitte geringsten Widerstandes.

Charakteristisch ist die Ag-Armut des Bleiglanzes. Der Ag-

Gehalt liegt nach SCHROLL (1953) unter 0,0001 °/o, der Sb-Gehalt

unter 0,01 °/o. Der Bleiglanz erwies sich bei lichtoptischer Untersuchung

mit 1630facher Vergrößerung als einschlußfrei. Verdrängungen

des Bleiglanzes durch Zinkblende, wie sie Di COLBERTALDO

(1955) aus Raibl, Salafossa und Auronzo beschreibt, habe ich nicht

gefunden, wohl aber Verdrängungen von Zinkblende durch Bleiglanz.

Auf Pseudomorphosen und auf Minerale, die auf Kosten des Bleiglanzes

in der Oxydationszone entstehen, wird im Abschnitt „Oxydationsminerale"

eingegangen.

Zinkblende und W u r t z i t, ZnS, kubisch bzw. hexagonal

Die Zinkblende kommt im allgemeinen in Form kleiner tetraedrischer

Kristallenen bis höchstens 2 mm Größe vor. SCHROLL (1953)

aber erwähnt, daß in seltenen Fällen bis fast 1 cm große Zinkblendekristalle

beobachtet wurden. Die Zinkblende liegt auch derb

und in typisch kolloformen Gefügen (= Schalenblende) vor. Das

Zinksulfid erscheint in den verschiedensten Farben, wie hellgelbgrau,

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gelb, orangefarben, rot, braun bis braunschwarz. Auf Bleiglanz

aufgewachsen sind oft kleine, millimetergroße Tetraeder, die braunrot,

braun und manchmal dunkelbraun oder fast schwarz gefärbt

sind. SCHROLL (1953) unterscheidet analog zu Di COLBERTALDO

(1955) bei der Zinkblende vier Typen auf Grund der Farbe und

des Gefüges. Demnach sind Zinkblende I die „weißen" und

bräunlichen idiomorphen Kristalle, II die derben braunen bis orangebraunen

Zinkblenden, III die Schalenblenden und IV die derben

oder kristallinen Zinkblenden, die im Vergleich zu I dunklere Farben

haben (orange, rötlich, manchmal bis schwärzlich).

SCHULZ (1959) unterteilt die Zinkblenden ausgehend vom Gefüge

(makroskopisch und mikroskopisch) und auch genetisch gesehen

in fünf Typen (A, B, C, D, E).

Derselbe Autor unterteilt 1968 die synsedimentäre Zinkblende

nach Gefüge-Typen, eine minerogenetische Abfolge bewußt ausschaltend:

Gefügetyp 1 sind die idiomorphen kleinen Zinkblenden, die in

verschiedenen Stadien der Genese und in sehr unterschiedlicher Anordnung

im Gestein auftreten. Es handelt sich um kleine Tetraeder

von 0,003 mm bis 0,3 mm Größe. SCHROLL (1953) und SCHULZ

(1968) geben außer den Tetraederflächen (111) auch die Fläche (100)

an. Zu den synsedimentären Zinkblenden i. w. S. kann man wohl

auch die makroskopisch sichtbaren Zinkblendentetraeder rechnen,

die intern in Hohlräumen jeder Art (Klüfte, Kracken) z. T. auf

Bleiglanzoktaedern gewachsen sind.

Gefügetyp 2: „Neben idiomorphen scheinen auch hypidiomorphe

und xenomorphe Kristallenen auf, vor allem dann, wenn diese zu

kleineren isometrischen Klümpchen oder größeren Aggregaten zusammengeballt

auftreten" (S. 249).

Gefügetyp 3 ist die Schalenblende (Tafel II, Fig. 1), die synsedimentär

i. w. S. entstanden ist. Nach genetischem Auftreten kann

man weiter unterteilen in schichtparallele extern gebildete Schalenblenden

(3 a) sowie paradiagenetisch interne (3 b, C-Zinkblende) in

Kracken und Klüften (Tafel I, Fig. 1), ferner noch postdiagenetischnachtektonische

Blenden (3 c, E-Zinkblende).

In Gefügetyp 4 sind alle derben, grobkristallinen Zinkblenden

verschiedenen genetischen Auftretens zusammengefaßt.

SCHROLL (1953) hat an allen Zinkblendenproben Fe (bis 3 %

bei dunklen Schalenblenden) sowie Cd, Ge gefunden. Einige Zinkblendetypen

erweisen sich nach SCHROLLS geochemischen Untersuchungen

und nach Werksangaben der BBU als besonders Ge-reich.

Es ist teils orangegelb gefärbtes Zinksulfid, für welches SCHULZ

wenigstens teilweise Wurtzit angibt, teils sind es die Schalenblenden.

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ScHROLL gibt einen Durchschnittsgehalt der Blenden an Ge mit

0,02 °/o, maximal 0,3 % an; andere oft auftretende Spurenelemente

sind Mn, Ni, Cu, Ag, Ga, Th und As.

Über eine orientierte Verwachsung von Bleiglanz mit Zinkblende

wurde bei Bleiglanz berichtet.

Wurtzit tritt nur selten in der Lagerstätte auf. SCHULZ

(1968) unterscheidet die Gefügetypen 1, 2 und 3. Nach meinen Beobachtungen

tritt der Wurtzit in den Schalenblenden mehr am äußeren

freien Rand auf und wird von Calcitkristallen bzw. Kristallrasen

überwachsen. Es scheint, als ob ursprünglich reicher vertretener Wurtzit

schon weitgehend in Zinkblende umgewandelt worden ist und

nur am Rand kleine Reste übriggeblieben sind.

SCHULZ (1968, S. 250) beschreibt eine interessante Erscheinungsform

des Wurtzites: „Besonders auffällig sind selektive Verdrängungen

von Muschelschalen, wobei die Pseudomorphosen auch schon

makroskopisch erkennbar sind." Zuletzt möchte ich die für Wurtzit

charakteristische Eisblumenstruktur erwähnen. SCHROLL (1953) gibt

als Fundort die Grube Max, Jakobi-Lauf, an.

Pyrit und M a r k a s i t

Als erster traf HEGEMANN (1949) eine Einteilung in verschiedene

Typen. 1. Die älteren Pyrite sind Einzelkörner mit starker Kataklase.

Sie sind durch Karbonat zum Teil verdrängt worden. 2. Diese

jüngeren, kleinen, würfeligen Pyrite sind durch Umlagerung aus der

älteren Generation entstanden. SCHULZ (1968) trifft eine Einteilung

in vier Gefügetypen.

Nach eigenen Beobachtungen ist hiezu noch folgendes zu bemerken.

Nach der Tracht kann man die Pyrite folgendermaßen

unterteilen: a) Würfelige Kristalle mit einer Kantenlänge bis etwa

4 mm. b) Kristalle mit einer Kombination der Flächen a (100) und

o (111), wobei die Fläche a (111) größer entwickelt ist als die Würfelfläche,

„Kubooktaeder", mit einer Kantenlänge von höchstens 1,5 mm.

c) Durch Zurücktreten der Fläche a (100) entstehen die „Oktaeder"

mit der Fläche o (111) dominierend.

Die unter a, b, c genannten Kristalle treten nebeneinander auf

und sind wohl zum Typ 4 (SCHULZ) ZU zählen. In dieser Gesellschaft

sind auch Markasite zu finden, die später beschrieben werden.

Vermutlich sind alle diese Pyrite zusammen mit den Markasiten

durch Umkristallisation aus dem älteren Eisenbisulfid entstanden. Auf

lokale Lösungsumlagerung sind offenbar intergranular in spätigem

Calcit und in Haarrissen im Nebengestein vorhandene Pyrite zurückzuführen,

die mit derben hypidiomorph- bis idiomorphkörnigen

Pyritaggregaten (Typ 4) in unmittelbarer Verbindung stehen.

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Nach der von SCHULZ getroffenen Einteilung sind: Typ 1: Körner

mit würfeligem Habitus (Durchmesser 0,001—0,025 mm).

Typ 2: Aggregate, die zusammen mit Markasit ein geschlossenes

Gefüge bilden und u. a. oft metasomatisch als Verdränger von

Schalenresten auftreten. Unter Typ 3 ist Gelpyrit einzuordnen.

Beim Melnikovitpyrit möchte ich zwei verschiedene Formen

unterscheiden, in deren Kern kleinste Pyritkörner vom Typ der

vererzten Bakterien aufscheinen. Derartige Gebilde findet man im

Kalkschlamm eingebettet. Die andere Gefügeart des Melnikovitpyrits

steht in feinrhythmischer, schichtiger Wechsellagerung mit anderen

Mineralien. Dabei tritt oft der Gelpyrit als geschlossene

Schwarte über Markasitkristallen (Typ 3) auf. Typ 4: Diese Pyrite

sind derb und grobkristallin. Die Körner erreichen eine Größe von

über 10 mm.

Von den zwei Eisenbisulfiden überwiegt allgemein bei weitem

der Markasit, bei dem man ebenfalls mehrere Gefügetypen finden

kann. BRUNLECHNER (1899) berichtet von kleinen Kristallen, die eine

faserige Struktur aufweisen oder auch in Lamellen mit schaliger

Struktur auftreten.

Die Markasite weisen derbe Struktur auf oder sind in idiomorphen

Kristallen ausgebildet, entsprechend den Pyrittypen. Diese

Kristalle zeigen verschiedene Trachten und kommen auch im Nebengestein

in kleinen Spalten vor mit der dominierenden Tafelfläche

c (001) parallel zu den Wänden der Spalten. Durch Herauslösen von

Kristallen und Aggregaten mittels Monochloressigsäure aus dem

Begleitgestein konnte ich eine Reihe von Formen erkennen.

a) „Speerkies" [Vierlinge nach der Fläche e ( 101 >(Tafel VI, Fig. 1)]

ist mehrfach zu beobachten. Diese Zwillinge zeigen häufig Kantenlängen

bis 7 mm und weisen oft bunte Anlauffarben auf. b) Millimetergroße

Kristalle mit den Flächen 1 (011) und (102) [Abb. 209 in

PHILLIBSBORN, bei PHILLIBSBORN 1 (011) = n (101) und (102) =

q (210)]. c) Tafelige Kristalle nach der Fläche: c (001), wie bei

RAMDOHR & STRUNZ 1967, Abb. 385, auf S. 445 abgebildet. Die

Kristalle zeigen die Flächen: c (001), r (014), 1 (011) und m (110).

Die Flächen c und r sind parallel der a-Achse gestreift, die Fläche 1 ist

glatt, d) Flach-pseudooktaedrische Tracht mit den Flächen v (130)

und e (101). Sie sind bis 2 mm groß und entsprechen, Abb. 214 von

BETECHTIN (1957), mit v (130) = (013) und e (101) = (110). Zu

erwähnen sind auch die einige Millimeter großen Kristalle, die in syndiagenetischen

Spalten (Gängen) und Kracken zusammen mit anderen

primären Kristallen entstanden sind. Es gibt wandständig auf Bleiglanzoktaedern

aufgewachsene Markasittafeln und -büschel. Manchmal

überlagern sie häubchenförmigen Baryt und bilden dabei selber

auch kleine Büschel mit Tafellänge von etwa 0,15 mm. Das heißt

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also, daß sie im Verhältnis zu den häubchenförmigen Barytkrusten

viel dünner sind. Außerdem wurden parallelblättrige Verwachsungen

von Markasittafeln beobachtet, die bis 2 mm große Tafeln mit

hahnenkammartigen Konturen aufweisen, wie sie bei RAMDOHR &

STRUNZ (1967, S. 445, Abb. 385 e) abgebildet sind. Man kann diese

zum Markasit Typ 3 stellen.

Markasite und Pyrite zeigen, wie in polierten Anschliffen sichtbar

wird, manchmal starke Kataklase. Oft sind sie vom Rand ausgehend

zu Eisenhydroxyd umgewandelt. Näheres über diese Verdrängungen

wird im Abschnitt „Eisenhydroxyd" beschrieben. Verdrängungen

von Pyrit und Markasit durch Zinkblende und Bleiglanz,

wie sie Di COLBERTALDO (1955) aus Raibl, Salafossa und

Auronzo beschreibt, sind hier zum Teil beobachtet worden, so z. B.

eine teilweise Verdrängung, kataklastischer Pyritkörner durch braune

Zinkblende.

Eisenbisulfid kann man in den Carditaschiefern auch ohne Zusammenhang

mit der Blei-Zink-Vererzung in großen Mengen finden,

wie schon SCHROLL (1953, S. 7) beschreibt:

„In Carditaschiefer kann man auf verkieste Fossilien und

manchmal bis brotlaibgroße Kiesknollen stoßen." Aus meinen Beobachtungen

geht hervor, daß die Kiesknollen konzentrische Schalen

bilden, die manchmal von jüngeren Fugen überquert sind. In diesen

Fugen sitzen größere Kristalle von Markasit — seltener Pyritkristalle

—, die durch Umlagerung aus den konzentrischen Schalen

gebildet worden sind. Am äußeren Rand der Knollen sind idiomorphe

Markasitkristalle aufgewachsen.

Über Spurenelemente berichtet SCHROLL (1953), daß Ni nur in

Kiesen ides Carditaschiefers und der Oolithibank festzustellen ist,

„während die Markasite der Vererzung an diesen Spurenelementen

verarmt sind". Pyrit und Markasit enthalten noch Th und As. Im

Pyrit der Oolithbank überwiegen die Spuren an As, während die

Kiesknollen in Tonschiefer bevorzugt durch Th-Gehalte gekennzeichnet

sind. In allen Kiesen sind nach SCHROLL Pb und Zn nachgewiesen.

C a 1 c i t, Ca CO3, und Dolomit, Ca Mg [CO3J2, trigonal

Erste Beschreibungen von Bleiberger Calciten gehen zurück auf

BouRNON 1808, HEIDINGER 1825, ZIPPE 1852, HESSENBERG 1862,

1872 und ZEPHAROVICH 1878, zitiert bei GOLDSCHMIDT (1916). Die

bis 1879 erschienenen Angaben über Kristallflächen faßt erstmals

IRBY zusammen. Dann ist die Arbeit von BRUNLECHNER (1899) zu

erwähnen. Aus dem GoLDSCHMiDT-Atlas entnehme ich eine Reihe

von Bleiberger Calcittypen, die ich in Tab. 1 zusammenfasse.

SCHULZ (1968) beschreibt Calcite und Dolomite der primären

und sedimentären Mineralparagenese und teilt sie wie alle übrigen

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Erze und Minerale auf Grund der Gefüge in vier verschiedene Typen:

Typ la: pelitische Körner; Typ 1 b: die kleinen idiomorphen

Rhomboederchen; Typ 2: spatisierte Bereiche, die ein geschlossenes

Gefüge bilden; Typ 3: hier sind Fasergefüge mit Wachstumsregelung

erwähnt und Typ 4: grobspätige Karbonate.

In der Tab. 2 sind die Calcitkristalle auf Grund der Einteilung

durch HÖDL (1941) und SCHROLL (1953) zusammengefaßt, dazu

kommen noch eigene Beobachtungen. Eine erste exakte Zusammenstellung

von Calcittypen von Bleiberg bringt HÖDL (1941) unter

Verwendung des von KALB gegebenen Schemas über Calcittrachten

im allgemeinen mit Typ Rüdersdorf, Freiberg, Wülfrath. Eine abermalige

Zusammenfassung und erstmalige Trennung in Erzcalcite

und Hutcalcite ist bei SCHROLL gegeben.

Zuerst ist die Rede von Calcitkristallen, die synsedimentär im

weiteren Sinne auftreten, d. h. syngenetische und paradiagenetische

Bildungen, dazu noch postdiagenetisch-kristallisierte Calcite. Es handelt

sich dabei um jene Calcittypen, die SCHROLL (1953) als „Erzcalcite"

bezeichnet hat, die jedoch nach heutiger Auffassung nicht unbedingt

auf die Mineralparagenese der Vererzung beschränkt sind,

sondern auch in erzfreien Gebieten der Karbonatgesteine zahlreich

auftreten.

Skalenoedrische Kristalle: Diese Kristalle erreichen

manchmal eine Größe von einigen Zentimetern, aus der Grube

Max, 2. Lauf, z. B. habe ich ein Calcitskalenoeder mit 13 cm Höhe

und 7,5 cm Dicke untersucht. Die meist trüben Kristalle sind hellgrau

bis weiß, die Flächen sind rauh und manchmal durch winzige

Skalenoeder besetzt (Tafel II, Fig. 2). Wie auch HÖDL schreibt, sind

klare, transparente Skalenoeder nur unter 1 cm groß. Oft zeigt sich ein

durch Einschlüsse bedingtes priodisches Weiterwachsen des Kristalls.

Der Kern ist ein Skalenoeder, das durch Eisenbisulfid, Flußspat oder

Tonminerale getrübt ist. Der darüber gewachsene jüngere Kristall

ist klar und einschlußfrei. Derartige Beobachtungen haben schon

BRUNLECHNER und SCHROLL gemacht. Die Skalenoeder sind meistens

zweiseitig ausgebildet und sind gewöhnlich 1 bis 4 cm hoch. Oft

sind auch Zwillinge nach der Fläche c (0001) zu sehen. Bei diesen

Zwillingen tritt außer der Skalenoederfläche K: (2131) noch die

Rhomboederflache m' (4041) auf. Die Skalenoeder treten in Lösungshohlräumen

oft, aber nicht grundsätzlich, mit anderen Mineralien

zusammen auf, liegen parallel zur Schichtungsfläche oder sie sind

wandständig in kleinen Muschelschalen gewachsen. Neben diesen

Schalen befinden sich andere Muschelschalen, die durch blauen

Anhydrit erfüllt sind (Tafel I, Fig. 3).

Nach der älteren Literatur gelten die Skalenoederkristalle als

die ältesten Bildungen. Zahlreiche Beobachtungen aber zeigen, daß

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auch manche Kanonenspäte synsedimentär i. w. S. entstanden

sind und nicht nur, wie man früher angenommen hat, als letzte

Bildung der primären Erzgeneration auftreten. Der Unterschied zum

Skalenoeder besteht darin, daß die Bildung der Kanonenspäte in

einem größeren Zeitabschnitt erfolgte als die der Skalenoeder, von

mindestens frühdiagenetisch bis zum Ende des primären Vererzungsvorganges.

So findet man beispielsweise Kanonenspatrasen, die in

den liegenden plastischen Schlamm eingesunken erscheinen, was offenbar

nur in einem frühen Stadium der Diagenese entstanden sein kann

(Tafel I, Fig. 4).

Kanonenspäte sind auch in kleinen Kracken auf Bleiglanzoktaedern

aufgewachsen, die syndiagenetisch i. w. S. entstanden sind.

Jünger als die bisher genannten Kanonenspäte sind solche,

die zahlreich syn- und posttektonisch in allen Grubenbereichen auftreten.

Sie verkitten z. B. als Bindemittel die Fragmente tektonischer

Breccien. Komponenten dieser Breccien sind Schalenblendebruchstücke

oder auch Wettersteinkalkbrocken.

Die Kanonenspäte (Abb. 1) haben eine Größe von Millimetern

bis zu — soweit mir bekannt — 7,5 cm. Fast alle älteren synsedimentären

Kanonenspäte sind infolge von Bleiglanzeinschlüssen

Abb. 1 : Calcitkanonenspat. Blick // c auf die dachförmigen Begrenzungsflächen der

1 cm dicken Kristalle.

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schwarz gefärbt. Die Einschlüsse sind z. T. inhomogen verteilt, und

zwar meist parallel der Fläche Ô' (0112) angeordnet und lassen

dadurch auch oft ein Weiterwachsen der Kristalle erkennen. Dabei

ist der Mantel der betreffenden Kristalle wasserklar im Gegensatz

zum Kristallkern. Bei einer Probe aus der Grube Stefanie, 11. Lauf

(die Kanonenspäte stammen aus der primären Vererzung), ist als

Kern ein Skalenoeder zu sehen, auf dessen Flächen Eisenbisulfid,

zum Teil auch Bleiglanz, aufsitzt. Dieser Kristall ist dann von einem

wasserklaren Kanonenspat umwachsen worden. Manchmal sind bei

Kanonenspatrasen die Kristalle in der Nähe der Anwachsfläche

kleiner und trüb, beim Weiterwachsen werden sie größer und wasserklar.

Nicht selten sind Kanonenspäte orientiert miteinander verwachsen

und bilden so größere Kristallstöcke. Der jeweils oberste jüngste

Kristall eines Stockes zeigt die drei Rhomboederflachen Ô' (0112). In

der Grube Stefanie, 11. Lauf, Johanni-Südgang, kommen solche

Kanonenspatstöcke vor, deren Flächen zerfressen erscheinen. Meiner

Meinung nach sind die Flächen der Kristalle durch die sauren Oxydationswässer

angeätzt worden. Möglicherweise handelt es sich auch

um Skelettbildungen.

Bemerkenswert ist, daß an einer Probe aus dem Museum Villach

Kanonenspäte vorhanden sind, die statt der Flächen m (1010) vermutlich

die Flächen (0.14.14.1) besitzen, wie schon ZIPPE 1852 beschrieben

hat. BRUNLECHNER (1899) erwähnt auch noch die Fläche

16 R (nach damaliger Bezeichnung), gleich (16.0.16.1) nach der neuen

r. A. V. Darstellung. Diese Fläche zusammen mit der Fläche Ô' (0112)

tritt über der Skalenoederform R 3 (2131) auf.

Nach HÖDL ist in Bleiberg ein Übergangstyp vom Skalenoeder

zum Kanonenspat häufig. Diese Kristalle besitzen als Hauptflächen:

ô - (0112) auch vielfach unter e bekannt, m (1010), K (2131), wie in

der Tab. 2 angeführt ist. Untergeordnet treten noch folgende Flächen

auf: die Rhomboederfläche m" (4041), p' (1011), die Skalenoederflachen

g (4261) und X (2243). Seltener ist noch die Fläche ft (0778)

entwickelt. Diese Kristalle kommen in der Grube Antoni häufig vor

und sind meistens auf Schalenblende aufgewachsen.

BRUNLECHNER (1899) und HÖDL (1941) beschreiben Calcitkristalle,

die einen skalenoedrischen Kern besitzen, der durch einen

klaren Kristall dieses Typs umwachsen ist. Bei dem Mantelkristall

tritt die Fläche K (2131) zurück. Calcitkalenoeder sind auf Abb. 2

dargestellt.

Jüngere Calcite, die schon in die Oxydationszone gehören, sind

die Rü d e r s d o r f - Calcite. SCHROLL (1953) nennt diese Hutcalcite,

weil sie nichts mehr mit der Vererzung zu tun haben

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Abb. 2: Calcitskalenoeder aus der Grube Rudolf. Bis 1,5 cm große Kristalle sind

rasenförmig auf Zinkblende-Bleiglanz-Aggregat gewachsen. Chemische

Internanlagerung in Hohlraum.

und nur in der Oxydationszone vorkommen. Sie sind aus der Grube

Franz Josef bekannt, wo sie in unregelmäßigen Hohlräumen zusammen

mit Schlamm auftreten, oder in jüngeren erweiterten Klüften als

junge Calcitrasen zu finden sind, die zum Teil oder vollständig von

stationär eingelagertem Pelit erfüllt sind. Seltener treten sie in der

Grube Stefanie auf (2. Lauf bei der Pulverkammer sowie am

11. Lauf). Man kann sie, wie die Tab. 2 zeigt, in zwei Typen einteilen:

Typ 4 (nach HÖDL V) stellt den einfacheren Typ dar, während

beim Typ 5 (nach HÖDL V a) mehrere Flächen ausgebildet sind. Die

Flächen r) (0441) der Kristalle sind meistens gerundet. HÖDL (1941,

S. 58) beschreibt: „Sie besitzen eine rundliche gedrungene Form, da

sämtliche Flächen meist nahezu gleich groß gewachsen sind." Die

Kristalle sind einige Zentimeter groß, ein von mir gefundener Kristall

hat eine Größe von 11 cm und ist 5,5 cm dick. Die Kristalle

des Typs Rüdersdorf treten immer in der Oxydationszone auf Wettersteinkalk

auf. Es ist schwer, sie mit den anderen Mineralien der

Oxydationszone zu vergleichen, da sie fast immer allein auf Wettersteinkalk

vorkommen. Nur bei einer Probe sind Wulfenitkristalle

regellos auf diesen Calcitkristallen aufgewachsen. Man kann aber

nicht sagen, daß immer die Wulfenite nach diesen Calciten entstanden

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Tab. Nr.1

C A L C I T

GDT.Atlas der|

Kristallform.

1913

GDT.

1897

S

3DT.

836

DANA 1957

DANA

r.A.V.

Taf.26

4

TT22

ß

TO12(O1T2)

0 (bzw.e)

Fig.524

BOURNON 180e

P

14

36

1 121

5362

4151

P*

e"

K:

1 Oïl

5032(0332)

2131

p'(bzw.r)

e"

K:(bzw.v)

Tafel 47

c

1120

IOTO

m

Fig.892

HAIDINGER

1825

V

G

. P

f

4151

ÏÏ22

1121

2241

K:

P'

2131

01T2

IOTI

2021(0221)

K:

s-

p"

Tafel 66

S

TT22

01T2

Fig. 1231

u

10Ï0

a(q)

1120

a

•ZIPPE 1852

k

Ï4.H.23.1

13-1-14.1

U:

Ü.0.14.1

5491

W

Taf.75

-1/2 K

ÏÏ22

% •

OIT2

Fig.1363

R

TÏ21

p"

IOTI

p"

HESSENBERG

1862

4R

4481

4041

m'

Taf.75

Fig.1364

HESSENBERG

1862

-1/2 R

R

ÏÏ22

1 121

4/3 2021 P2

3.2.10.1

-16R r7.r7.34. 1

s*.

p"

01Ï2

IOTI

2245

2451

77.0.17.1

% •

P'

a

1120

b, m

1O7O

n

6/5 R

3.IO.23.IO

A:

11.1.Î2.10

Tafel 80

Fig. 1427

HESSENBERG

1872

R

R 19/15

1121

7.5.T2.5

P'

B:

0-

10T1

17.2.1^.15

5041

P'

T

Tafel 84

r

1121

P"

10T1

p'

Fig.1489

ZEPHAROVICH

X

3.IO.23.IO

4481

A:

0-

11.1.il.10

4041

1378

• Eaüptfläohen

X • Un tergo ordne ta.häufIge Flächen

• Seltene Flächen

A Sehr kleine .untergeordnete Flächet

2* 19


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sind, da diese Paragenese nur einmal beobachtet wurde. Auf den

Kristallflächen ist oft eine schwarze Schichte von vermutlichem

Mn-Oxyd ausgeschieden.

Tab.Nr.2

C A 1 C Ì I

1.Einfache skalenoedrische

Tracht.

Wülfrath

DANA 1957 G

K:(213.1) a

P'(1OT1) *-•

%' (01Ï2) *

GDT. 1897 r

1386 G 2

K:(4151)

p*(1121 )

%' (TT22)

2. Ubergangstypen von

Skalenoedern zu Kanonenspäten.

(Wülfrath zu

Kanonenspat)

3.Kanonenspat

F r e i b e r g

%' (O1T2) •

m (ieTO) D

K:(2131) D

9* (0778)-*

m*(404i)*

p'doTi )*

g:(426i)*

jj (2243) *

%' (01T2) 0

m (IOTO) 0

%' (TT22)

b,m(TT20)

K: (4151 )

m'(448i)

P-(1121)

g: (5.5.10.1)

9i (2021)

%' (TÏ22)

m (1120)

4.Oxydationszone Calcite

"Hutcalcite"

Rüdersdorf


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Eine weitere Tracht der Calcitkristalle ist das einfache Rhomboeder,

das nur aus der Fläche p' (1011), (= r nach anderen häufigen

Angaben) besteht. Alle Proben mit derartigen Kristallen stammen aus

der Grube Stefanie und sie kommen häufig mit Hemimorphitkristallen

zusammen vor. Viele sind durch eingebautes Eisenhydroxyd gelb

gefärbt, doch haftet dieses meist nur oberflächlich auf den Kristallen.

Manchmal trennt das Eisenhydroxyd zwei Generationen von Calcitrhomboedern.

Die älteren liegen innerhalb von Eisenhydroxydhalbkugeln,

sind trüb und gelblich gefärbt, die jüngeren sind auf dem

Eisenhydroxyd aufgewachsen und nicht mehr gelb gefärbt.

Zum Schluß der Calcitbeschreibung möchte ich die Sinterbildungen

des Calcites erwähnen, die in den Gruben Antoni und Franz

Josef vorkommen. Manche dieser Bildungen sind jung, da sie zusammen

mit Ausblühungen von Schwefel und Eisenhydroxyd in Stalaktitenform

vorkommen.

Die verschiedenen Reaktionen des Calcites mit den Nachbarmineralien

sind: Verdrängungen des Calcites durch Flußspat, manchmal

nur zum Teil, manchmal bis zur Bildung von Pseudomorphosen

(Tafel I, Fig. 2) nach Calcit.

Auch zwischen Calcit und Dolomit sind Verdrängungen zu

beobachten. Dolomitrhomboeder sind durch Calcit oft stark zersetzt.

Manchmal liegen auch Pseudomorphosen und auch umgekehrte

Verdrängungen vor.

B a r y t Ba SO 4 , rhombisch

Der Baryt aus Bleiberg-Kreuth ist in tafeligen Kristallen nach

der Fläche c (001) ausgebildet. Er tritt in der primären Mineralparagenese

in verschiedener Art der Anlagerung auf. Einmal sind es

die sedimentierten Einzeltafeln, dann Aggregate (SCHULZ 1968),

ferner schichtparallele und kluftparallele weiße Kristallrasenbildungen

mit Büschelwachstum.

Seltener sind einzelne durchsichtige oder graugefärbte Kristalle,

die regellos aufgewachsen sind und eine Größe von maximal etwa

1 cm erreichen. Sie kommen zum größten Teil in der Grube Antoni

vor und sollen nach SCHROLL (1953) eine zweite Generation des

Barytes darstellen, denn sie umwachsen nach seinen Angaben „weißen

Schwerspat der ersten Generation". Diese Kristalle sind flächenreich

und zeigen nach Reflexionsgoniometermessung außer der Fläche

c (001) noch die Flächen m (210), die beide groß entwickelt sind. Es

sind dünntafelige Kristalle nach der Fläche c (001). Die Fläche

d (101) tritt ebenfalls auch als trachtbeherrschende Fläche auf, sie

ist aber etwas kleiner als m (210), sie kann auch fehlen. Als untergeordnete

Flächen treten fallweise noch dazu b (010), 1 (102), a (100)

und z (211) auf.

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Selten ist makroskopisch ein Weiterwachsen von derartigen

Barytkristallen festzustellen, wobei die jüngeren Kristalle um 45°

gegenüber den älteren verdreht sind. Die älteren Kristalle sind durch

Eisenhydroxyd gelb gefärbt, die jüngeren sind wasserklar.

Weniger auffallend und daher dem Mineraliensammler kaum

bekannt sind die sedimentierten Baryttafeln und synsedimentären

Barytaggregate im Wettersteinkalk (SCHULZ 1966, 1968): Typ 1 sind

kleine, etwa zwischen 0,2 x 0,03 mm und 1,3 x 0,1 mm große tafelige

Einzelkriställchen mit Pigmentierung durch Kalk- und Dolomitpelit.

Dieser Baryt ist makroskopisch kaum oder nur undeutlich zu sehen,

da er intensiv vom Begleitgestein umwachsen ist. Der Baryttyp 1

zeigt Regelung nach der Korngestalt, und zwar liegt (001) statistisch

parallel zu s (SCHULZ, 1966). Typ 2 sind die während der Diagenese

sammelkristallisierten oder durch Lösungsumlagerung gebildeten Baryte.

Sie bilden lokal ein geschlossenes Gefüge. Durch die Verwachsung

der dünntafeligen Kristalle entstehen radialfächerige und

parallelblättrige Aggregate. Sie liegen wie Typ 1 im Kalkschlamm

eingebettet. Typ 3: Dazu gehören die größeren Barytaggregate sowohl

parallel zur Schichtung als auch in Spalten und in Hohlräumen.

Alle parallelblättrigen, äußerlich halbkugelig erscheinenden

Barytaggregate, die als Barythäubchen bezeichnet werden (Typ 2

und 3), entstehen durch die parallelflächigen Verwachsungen mit

c (001). Wie die Messung dieser Häubchen zeigt, sind die Barytkristalle

mit der c-Achse parallel zur Anwachsfläche aufgewachsen.

Eine Vielzahl von Messungen ergab, daß die a-Achse (n z bei

Baryt) senkrecht zur Anwachsfläche steht. Von einer Reihe von

Diagrammen werden zwei typische Beispiele in Diagr. I und II aus-

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gewählt. Weiters ergeben die Diagramme, daß die Kristalle, welche

Häubchen bilden, eine Rotation um die a-Achse zeigen. Aus der

„Sonnseite" der Bleiberger Lagerstätte stammen einige Zentimeter

große, tafelige Barytkristalle, die regellos miteinander verwachsen sind.

TORNQUIST (1927) beschreibt auch nadelige Barytkristalle, gestreckt

nach [100] als „jüngere Bildung". Nach meinen Beobachtungen

ist sicher eine jüngere Barytkristallisation in der Oxydationszone

(siehe dort) erfolgt.

Die mikroskopische Untersuchung ergab verschiedene Verdrängungen

von Baryt, einschließlich Pseudomorphosen. Eine häufige Verdrängung

(auch SCHULZ 1966 b) ist die durch Calcit. SCHULZ beschreibt

sie in feinschichtig auftretenden Baryten im Wettersteinkalk.

Ich habe derartige Verdrängungen wie folgt beobachtet: In einer

schichtparallelen Abfolge aus dem Wettersteinkalk liegen mehr oder

weniger regellos angeordnete Baryttäfelchen, die z. T. durch Calcit,

oft bis zur Bildung von Pseudomorphosen verdrängt sind. Ein darüber

lagernder Barytrasen mit größeren, bis 0,5 cm großen Kristallen,

die in einem „freien", s-parallelen Hohlraum gewachsen zu sein

scheinen, zeigen zwar ebenfalls Verdrängungen, die aber nicht so

intensiv verlaufen wie bei den kleineren in Schlammilieu eingebetteten

Baryttäfelchen. Eine andere Verdrängung des Barytes, nämlich

durch Fluorit, beschreibt SCHULZ (1966 b), wobei in flußspatreichen

Abschnitten auch Pseudomorphosen vorliegen.

Auch eine Verdrängung des Barytes durch Hemimorphit ist,

wenn auch selten, gegeben. Der Hemimorphit, in Rosetten angeordnet,

dringt von den Korngrenzen aus in den Baryt ein.

Zu erwähnen ist noch eine seltene Verdrängung von Baryt durch

Zinkspat (Tafel I, Fig. 6). Zinkspat dringt zusammen mit Calcit vom

Rand aus in den Baryt ein.

Quarz, SiO 2 , trigonal

Kleine idiomorphe Quarzkriställchen mikronkörniger Größe

(SCHULZ 1960, 1968) sind charakteristisch für die synsedimentäre

Paragenese.

Quarz ist im Wettersteinkalk teils in feinrhythmischer Abfolge

nach Ausfällung im Wasser mechanisch angelagert worden, teils

auch im Schlamm gewachsen. Er tritt aber auch abseits von Erzkörpern

in manchen stratigraphischen Horizonten mehr oder weniger

konstant auf. In seltenen Fällen ist der Quarz syndiagenetisch in

kleinen Kracken und anderen Hohlräumen entstanden: z. B. Grube

Antoni, Franz-Josef-Lauf und Allerheiligengebiet, über 2. Lauf:

Quarzkriställchen mit einer Länge von 2 mm bis 1 cm (MEIXNER

1957 b, SCHROLL 1953).

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Man kann die Bleiberger Quarzkristalk in zwei Typen in bezug

auf die Tracht unterteilen (SCHROLL 1953). Typ 1: Prismatische

Kristalle mit den Flächen m (1010), r (1011) und z (Olli). Typ 2:

Kristalle, die entstehen, wenn die Fläche m (1010) zurücktritt oder

überhaupt nicht vorhanden ist. Der Kristall hat dann eine dihexaedrische

bipyramidale Tracht (Tafel VII, Fig. 1). Die Quarzkri'stalle sind

auf Calcitskalenoedern oder Dolomitrhomboedern oder auf einer

dünnen Zinkblendenlage aufgewachsen.

Auch gefügemäßig gibt es zwei Typen (SCHULZ, 1968): Typ 1:

„Vorwiegend lang- und kurzsäulige, manchmal zonar pigmentierte

Kristallenen mit Durchmessern von 0,03 x 0,01 mm bis etwa

0,3 x 0,2 mm sind vielfach in Feinschichten, zum Teil auch raumrhythmisch

angereichert, wobei einerseits eine Sortierung nach Korngrößen,

andererseits eine Einregelung von deutlich stengeligen Formen

nach der Korngestalt in die Schichtflächen im Dünnschliff

auffällt: Regel Quarz-c-Achsen // s (SCHULZ 1968, S. 258)." Typ 2:

Hierher gehören Kristalle mit Sammelkristallisation. In den Feinrhythmiten

kommt Quarz in der Paragenese mit idiomorphen Zinkblenden,

Flußspat sowie auch mit Pyrit und Markasit in pelitischer

Größe vor. Alle diese Kristallenen liegen in einer Grundmasse von

Wettersteinkalk. Als Interngefüge tritt im Quarz Karbonatpelit auf,

sehr oft inhomogen verteilt in Form von zonaren Einlagerungen.

Auch Flußspateinschlüsse kommen vor. Idiomorpher Quarz ist auch

als Einschluß in Hemimorphit zu finden, doch liegen zum Teil wellig

korrodierte Konturen vor. Derartige Verdrängungen werden im Abschnitt

Hemimorphit näher beschrieben.

Flußspat, Cap2, kubisch

Grundlegende Ergebnisse über synsedimentären Flußspat hat

H. J. SCHNEIDER (1954) an Nordtiroler Vorkommen aufgezeigt. Die

Bleiberger Fluorite sind von SCHULZ (1968) in vier verschiedene Gefügetypen

eingeteilt worden. Wichtige Neuergebnisse meinerseits

liegen nicht vor.

Allgemein gilt, daß syngenetische und paradiagenetische Flußspate

durch Pigmentierung gekennzeichnet sind, während alle umkristallisierten

und durch chemische Anlagerung in Hohlräumen aller

Art kristallisierten im allgemeinen frei von Pigment sind. Nach den

bisherigen Einteilungen werden kleine, einzelne pigmentierte Kristalle,

die in den Erzfeinschichten (Bodenerz) auftreten, als Typ 1

bezeichnet. Dazu gehören ferner syndiagnetisch in Kleinhöhlen auskristallisierte

Fluoritkriställchen. Sammelkristallisierte Aggregate und

feinkörnige Kluftfüllungen sowie durch Meroblastese weitgergewachsene

Formen sind unter Typ 2 zusammengefaßt.

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Schichtparallele, meist stark pigmentierte, zum Teil schalige, zum

Teil achatartig gebänderte Flußspataggregate werden als Typ 3 bezeichnet.

Derartige Fluoritkrusten werden aus einem „feinteiligen

schleimigen Niederschlag" SCHULZ (1968, S. 256) entstanden erklärt.

Es liegen auch farblose und hellgraue Flußspate in Würfelform

vor, wobei die Kristalle gewöhnlich einen Zentimeter Größe nicht

überschreiten (Tafel IV, Fig. 1). Derartige Stücke sind in Kracken und

Spalten zum Teil auf Bleiglanzkristallen mit Zinkblendekriställchen

zusammengewachsen, wobei die Zinkblende auch örtlich als jüngere

Ausscheidung nach dem Flußspat auf diesem gewachsen ist. Auf Zinkblende

gewachsene dünne Fluoritkristalle leuchten rötlich, wobei aber

diese Färbung nur durch Innenreflexe von der Zinkblende herrührt.

Die Fluorite selbst sind farblos. Derartige Flußspatgefüge und derbe

Kristallrasen könnte man dem Typ 4 zuordnen.

Im Verband mit den anderen primären Mineralien herrschen

typische Verdrängungsbilder vor. Der Fluorit verdrängt sehr oft den

Calcit. Andererseits werden Fluoritkristalle vom Rand her durch

Calcit korrodiert.

In der Oxydationszone tritt der Flußspat nur als primäres Mineral

auf, oft in Form kleiner Bruchstücke. Diese sowie auch Fluoritkristalle

finden sich stellenweise in einer Cerussitgrundmasse. An den

idiomorphen Fluoriten ist manchmal eine Verdrängung durch Cerussit

auffallend.

Anhydrit, CaSO 4 , rhombisch

Der Anhydrit tritt in Bleiberg-Kreuth in bläulichen, aber auch

in grauen, dienten und grobspätigen körnigen Massen auf. In seltenen

Fällen sind die Kristalle parallelstrahlig angeordnet. Meistens kommt

der Anhydrit in den Gruben Antoni und Rudolf, hier aber seltener,

vor. In Antoni tritt er in glatt konturierten Hohlräumen von der

Größe einiger Zentimeter bis zu einigen Kubikmetern auf. Füllungen

mit Anhydrit und Calcit verlaufen manchmal auch parallel zur

Schichtung. Es wurde beobachtet, daß Anhydritkörper zum Teil

durch einen Eisenbisulfidsaum gegen den Wettersteinkalk begrenzt

sind.

Interessant ist, daß der Anhydrit auch leere Muschelschalen zur

Gänze oder teilweise füllt. In unmittelbarer Nachbarschaft sind

andere Muscheln vorhanden, die wandständig mit Calcitskalenoedern

erfüllt sind. Es gibt auch Schalen, die mit mergeligem Karbonatpelit

sowie mit chemisch ausgeschiedenem Anhydrit gefüllt sind (Tafel I,

Fig. 3). Der Anhydrit erfüllt in diesem Fall das Restlumen, in anderen

Fällen aber zur Gänze die Hohlräume. Vermutlich übernimmt der

Anhydrit auf diese Weise die Rolle des gewöhnlich auftretenden Calcits

als Hohlraumfüllung, in diesem Fall in einer Fossilschale.

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Es gibt auch zahlreiche Beispiele für syn- und posttektonische

Anhydritkristallisation. Fragmente tektonischer Breccien (Wettersteinkalk

mit Zinkblende samt Schalenblende und Bleiglanz) werden

von Anhydrit zusammengehalten (Tafel I, Fig. 7).

Das Auftreten des Anhydrites in Muschelschalen neben Calcitskalenoedern

und in schichtparallelen Hohlräumen läßt die Ansicht

aufkommen, daß ein Teil des Anhydrites schon syndiagenetisch entstanden

ist. Ein anderer Teil aber ist, wie erwähnt, syn- und posttektonisch.

Anhydrit ist bis jetzt in fein rhythmischer Wechsellagerung mit

anderen Mineralen der primären Paragenese noch nicht beobachtet

worden. Proben, die man für roten Anhydrit hielt, sind in Wirklichkeit

rot gefärbte feinkörnige Calcite.

A r a g o n i t, CaCO 3 , rhombisch

Es ist nicht ganz sicher, ob dieses Mineral in der Bleiberger Lagerstätte

vorhanden ist. BRUNLECHNER erwähnt den Aragonit, aber die

Beschreibung trifft für Kristalle zu, die später als Strontianit bestimmt

wurden. In der Sammlung Popp befindet sich ein Stück mit

unbekanntem Fundort. Wahrscheinlich stammt es aber aus Bleiberg.

Diese Probe enthält spitzpyramidale Aragonitkristalle. Andere Proben

liegen nicht vor.

VERMUTLICH DURCH MOBILISATION

ENTSTANDENE MINERALE

(ausschließlich der Oxydationszone)

C ö 1 e s t i n, SrSO 4 , rhombisch

Cölestin ist eines der selteneren Minerale der Lagerstätte. Erstmals

hat ihn MEIXNER (1950 a) in der Lagerstätte gefunden und beschrieben.

Auf Grund seiner Beschreibung der Kristalltracht und aus

eigenen Messungen mit der Waldmann-Kugel sowie auch mit dem

Reflexionsgoniometer sind die einzelnen Typen zusammengefaßt und

in Tab. 3 dargestellt.

Die Kristalle kommen in der Grube Antoni (Guido, 5. Lauf,

mittlerer Wettersteinkalk, und 9. Lauf, Pflockschachtverhau) und in

der Grube Rudolf (Blattgang bei zerrissenem Dreierlager) vor.

MEIXNER gibt von der Grube Antoni noch einen Fundort an, und

zwar: Dreierlager-Rücklässeabbau zwischen 3. und 4. Lauf. Meistens

sind es zart blau gefärbte Kristalle, sehr selten sind sie farblos und

wasserklar.

MEIXNER unterteilt die Cölestine in zwei Trachttypen (siehe

Tab. 3): Typ 1 : prismatische, nach der a-Achse gestreckte

Kristalle, die als trachtbeherrschende Flächen d (101) und o (011)

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Tab.' Nr.3

COLESTI N

Tracht

DANA 1957

GDT. 1897

Typ I.

Nach der a-Achse gestreckte

Kristalle

o(011 ) a

c(OOi) x

d( 1 01) D

ra(210) x

z(211) x

O(011)

c(001)

d(iO2)

"(In)

Typ Ia.

Nach'der a-Achse gestreckte

dickprismatische Kristalle

a(100) D

. m(210) x

O(011) "D

a(i00)

ni \ 11 0 )

0 \ 011 )

Typ II.

Tafelige nach der Fläche

C(001) und gestreckt nach

der a-Achse.

C(001 ) a

0(011) a-x

d(i01)x

m(210) x

Z(211) a-x

c(001)

O(011)

d(iO2)

m(i10)

Z(111)

besitzen, untergeordnet kommen noch die Flächen m (210), z (211)

und c (001) vor. Die zuletzt genannte Fläche fehlt sehr oft

bei diesem Typ. Wenn viele prismatische Kristalle zusammen auftreten,

sind sie z. T. gleichorientiert und mit der Fläche o (011) verwachsen.

Typ 2: tafelige Kristalle nach der Fläche c (001). Es

sind noch o (011), m (210) und d (101) sowie z (211) vorhanden.

Die tafeligen Kristalle können einzeln auftreten. Sie sind farblos oder

auch leicht bläulich, manchmal wabenartig verwachsen.

Als Besonderheit möchte ich auch noch einen von mir beobachteten

Typ in die Tabelle einordnen. Es handelt sich um einen einfacheren

Typ als die beiden anderen. Typ 1 a: Dickprismatische

Kristalle, nach der a-Achse kurz gestreckt, mit weniger Flächen als

Typ 1. Hauptflächen sind a (100) und o (011). Untergeordnet tritt

noch m (210) dazu. Die Kristalle sind 0,5 mm dick und hoch sowie

3 mm breit (nach der a-Achse gestreckt).

Einen Ubergangstyp von 1 zu 2, der auf Fluoritwürfeln aufgewachsen

ist, erwähnt MEIXNER (1950 a).

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Cölestin ist in Bleiberg-Kreuth auch in spätigen Aggregaten vorhanden,

die leicht bläulich gefärbt sind. Dieser Cölestin ist auf

derbem Bleiglanz aufgewachsen.

In den Dünnschliffen sind Verdrängungen von Cölestin durch

Calcit zu beobachten. Diese Beobachtungen, sowie auch der Fall, daß

der Cölestin grundsätzlich im Bereich der grünen Mergel (insbesondere

in den mergeligen Anteilen der Zwischenschichten der oberen

Wettersteinkalke) auftritt, führen zu der Vermutung, daß der Cölestin

während der Diagenese aus zirkulierenden Wässern entstanden

ist.

KOSTELKA (1956 b, S. 156) schreibt: „Es ist daher naheliegend,

in dem Mergelton das Sr zu vermuten, das durch die Tektonik und

zirkulierenden Wässer mobilisiert wurde und mit Kalkspat zusammen,

in den kleinen Hohlräumen auskristallisierte."

Strontianit, SrCO 3 , rhombisch

Der in der Lagerstätte selten auftretende Strontianit ist erstmals

von BRUNLECHNER (1899) beobachtet worden und als dünne

Nadeln von „Aragonit", die büschelförmige Gruppen bilden, beschrieben

worden. Solche büschelförmige Strontianitaggregate zeigt Tafel II,

Fig. 3.

SCHROLL (1960) hat diese Kristalle auch chemisch untersucht und

Calcium neben Strontium (CaO = 5,42 %) gefunden. Seine sowie

auch die von mir gemachten Rö-Aufnahmen . geben keinen Calcitreflex,

ein Zeichen, daß das Calcium in das Gitter des Strontianits

eingebaut ist. Die Bestimmungen des noo mit der Immersionsmethode

zeigen aber, daß der Brechungsindex gleich ist wie für reinen Strontianit.

SCHROLL nimmt an, daß der Bleiberger Strontianit ein E m m o -

n i t (= Calciostrontianit) ist, und zwar mit der chemischen Formel:

(Sr 8 5, Cai5,) CO3. Die Strontianitkristalle sind meistens bis 2 mm

groß, in seltenen Fällen erreichen sie auch 10 mm (SCHROLL, 1960).

Die Nadeln sind schwer zu messen, sie zeigen Prismenflächen und

Pyramidenflächen. Die Pyramidenflächen sind senkrecht zur c-Achse

gestreift. Wenn die Kristalle einzeln auftreten und keine Büscheln

bilden, sind sie nicht selten gebogen. Strontianite sind bis jetzt nur aus

der Grube Rudolf sowie aus der Grube Stefanie (11. Lauf) schon

aus der primären Vererzung bekannt. Bei der Probe aus der Grube

Stefanie sind die Strontianite auf Kanonenspäte aufgewachsen, die

selbst auf Bleiglanzoktaedern sitzen. Wegen des seltenen Auftretens

der Strontianite ist es schwer, sie genetisch einzuordnen. Vermutlich

sind sie zur syndiagnetischen Kristallisation zu zählen. SCHROLL

nimmt an, daß Strontianit zur Paragenese des blauen Anhydrits

gehört, d. h. eine fast letzte Bildung der primären Vererzung ist.

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ß - P a 1 y g o r s k i t, (Mg, Al) 2 [OH/Si 4 O 10 ]. 2 H 2 O + 2 H 2 0,

monoklin

MEIXNER hat den Bleiberger Palygorskit als ß-Palygorskit bestimmt

(zitiert bei SCHROLL 1953). Es handelt sich nach MEIXNER

(1957 b) um weiße, faserige Aggregate, die in den jüngsten Klüften

und Haarrissen der dolomitischen Carditaschichten auftreten. Die

Aggregate sind auch im Wettersteindolomit zu finden. Außer diesen

syntektonisch bis posttektonisch entstandenen Typen liegen auch

Beispiele vor, in denen Palygorskit als Interglanularfilz in hypidiomorph-

bis idiomorphkörnigen Dolomitaggregaten sowie als Bindemasse

von Zinkblende- und Bleiglanzbruchstücken auftritt. Auch in

diesen Fällen kann es sich nur um syn- bis posttektonische Bildungen

von Palygorskit handeln (Gruben Rudolf Schacht und Stefanie).

In der privaten Sammlung von Herrn FORELLI existiert ein

15 cm langes Palygorskitaggregat.

J o r d i s i t (röntgenamorphes MoS?) und Molybdänglanz,

M0S9, hexagonal

Dieses Mineral tritt in Bleiberg-Kreuth in unbedeutender

Menge auf und ist deshalb erst 1948 von H. HOLLER (1949) entdeckt

worden, und zwar im Rudolf Schacht am 5. Lauf Osten

(Maschinkluftgang).

Meine aufgesammelten Proben stammen aus dem Thomasstollen,

Grube Max. Das Mineral tritt hier in einer NW/SE-verlaufenden

jungen Scherkluft auf. Weiters ist Molybdänglanz noch bekannt von

der Jakobistollen-Fiederkluft (= Grube Max) und dem Schneidergraben-Schürfstollen

Olga (SCHROLL 1953, KOSTELKA 1956 a). Bei

SCHROLL ist noch ein Fundort Antonischacht, Cräliusvererzung,

zitiert, wo Bleischweif und Jordisit vorkommen. Nach KOSTELKA

kommt auch in der Josefischolle südlich des alten Antonierevieres in

der Nähe des Pflockschachtlagers am 10. Lauf Molybdänsulfid vor.

Diese erwähnten Fundorte liegen größtenteils im Carditadolomit

(Raibler Schichten), seltener im Wettersteinkalk bzw. in unteren

norischen Sedimenten. Auffallend ist, daß selbst das im Wettersteinkalk

auftretende Molybdänsulfid mittelbar oder unmittelbar an tektonisch

eingeschleppten Cardita-Schieferton gebunden zu sein scheint.

Das führte KOSTELKA (1956 a) zur Annahme, daß das Mo primär

sedimentär in karnischen (und norischen?) Sedimenten auftrat und

schließt sich somit der Auffassung von SCHROLL (1949 a, 1953) an.

Dieser 1949 a, S. 7: „Das kolloidale Molybdänsulfid ist deshalb entweder

als eine tiefthermale Bildung, die ihren Stoffbestand ebensogut

dem Nebengestein entnommen haben könnte, oder noch eher als eine

Art Zementationserscheinung aufzufassen."

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Nach den Rö-Aufnahmen von MEIXNER (1950 b) und SCHROLL

(1953) ist ein amorphes Molybdänsulfid vorhanden, welches als

J o r d i s i t bezeichnet wird. MEIXNER (1950 b) hat bei Auflichtuntersuchungen

eine schwache Anisotropie des Minerals erkannt.

SCHROLL (1953) und später MEIXNER (1956) erwähnen, daß Übergänge

von Jordisit zum Molybdänglanz möglich sind. SCHROLL stellt

fest, daß Molybdänglanz infolge schwerer Löslichkeit zum Unterschied

von Jordisit nicht leicht in Ilsemannit umgewandelt wird. Das

mag zur Auffassung geführt haben, daß neben dem Jordisit auch

Molybdänglanz vorliege.

In meinen polierten Anschliffen liegt ein extrem feinkörniges

Mineralaggregat vor, das nur mit sehr starker Vergrößerung zu

identifizieren ist. Bireflexion und Anisotropie bei + Niçois sind

trotz einer Korngröße von nur 1 bis 2 \i oft zu erkennen, an manchen

Stellen sehr eindeutig. Bemerkenswert ist aber, daß nur manche Stellen

diese Eigenschaft zeigen, gegenüber anderen, die isotrop bleiben.

Das festigt die Annahme von MEIXNER und SCHROLL, daß das Molybdänsulfid

erst amorph ausgeschieden wurde und dann erst teilweise

kristallin geworden ist und nunmehr als Molybdänglanz vorliegt.

Spektrochemische Untersuchungen (SCHROLL 1953) haben gezeigt,

daß der Molybdänglanz einen As-Gehalt von 0,3 bis 1 °/o besitzt

und dazu noch spurenweise Cr, Ti und Sr enthält.

Das Auftreten des Molybdänglanzes in jungen Klüften, die nach

der Beobachtung HOLLER'S ältere Klüfte mit Zinkblende verwerfen,

führt zur Ansicht, daß der Molybdänglanz eine jüngere Bildung sei.

Nach meinen Aufschlußbefunden tritt das Molybdänsulfid in Scherklüften

syntektonisch auf, d. h. die Scherklüfte alpidischen Alters

führen dieses Molybdänerz, welches in Einzelfällen nachkristallin

an diesen Fugen durchbewegt wurde.

Faßt man die bisherigen Kenntnisse über das Molybdänsulfid

zusammen, so scheint die Genese wie folgt zu sein: synsedimentäres

Auftreten von Mo in den karnischen Tonsedimenten. Mobilisation

des Mo und syntektonische Bildung von kolloidalem Molybdänsulfid

(Jordisit) hauptsächlich in Scherklüften, teilweise Kristallisation zu

Molybdänglanz. Die Verwitterungsprodukte Ilsemannit, Molybdänocker

und der Wulfenit werden unter Oxydationsmineralen besprochen.

In meinem Probenmaterial liegen Anzeichen von Verdrängungen

von Melnikovitpyrit durch Molybdänsulfid vor.

Gips, CaSO 4 . 2 H 2 O, monoklin

Der Gips tritt in der Lagerstätte teils in feinkörnigen, teils in

derben Aggregaten, teils in Form feinster Nadeln und größerer Kristalle

auf. Ein Teil des Gipses entstand durch Umwandlung aus

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Anhydrit, wie aus der teilweisen Ummantelung größerer und kleinerer

Anhydritkörner ersichtlich ist. Man findet auch junge Gipskristallbildungen

in Hohlräumen innerhalb geschlossener Muschelschalen in

Verbindung mit Anhydrit. In der Grube Antoni (Franz-Josef-Lauf,

Sechserverhaugebiet) findet man im Wettersteinkalk bis 3 A m 3 große,

regellos verteilte Gipsnester mit unregelmäßigem Umriß. Stellenweise

treten zwischen Gips und Wettersteinkalk noch Calcitskalenoeder

in der Größe von einigen Zentimetern auf, die zum Teil

wandständig aufgewachsen, zum Teil aber innerhalb des Gipses zu

finden sind. Die Untersuchung mit dem Mikroskop zeigt, daß Gips

stellenweise den Calcit verdrängt. Das grobe, spätige Gipsgefüge ist

vermutlich wenigstens teilweise durch Verdrängung des Calcits entstanden,

denn an diesen Körnern ist die Richtung der rhomboedrischen

Spaltbarkeit des ehemaligen Calcites noch andeutungsweise

vorhanden. Eine analoge Umwandlung des Calcits zu Gips beschreibt

auch MEIXNER (1957 a) aus der Eisenspatlagerstätte des Hüttenberger

Erzberges. Nach SCHNEIDERHÖHN (zitiert bei MEIXNER

1957 a) ist eine Umwandlung von Kalk in Gips möglich, und zwar

sollen die Kalke im tieferen Grundwasser durch saure Sulfatwässer

in Gips umgewandelt werden.

Gipskristalle erreichen in Bleiberg i. a. eine Größe von einigen

Millimetern. Nur in seltenen Fällen können sie bis einige Zentimeter,

nach MEIXNER (1957 b) 4 bis 6 cm, groß werden. Im Museum Villach

liegt sogar ein 12 cm großer Kristall. Die Kristalle sind meist tafelig

nach b (010). Bei den kleineren gibt es zwei Trachttypen: dünntafelige

und dicktafelige Kristalle.

Die dünntafeligen sind bei manchen Proben regellos aufgewachsen

und zeigen die Flächen b (010), n (011) und M (120); die dicktafeligen

bilden zum Teil kleine Büschel, sind gestreckt nach der

Fläche n (011) und weisen sonst die gleichen Flächen wie die dünntafeligen

Kristalle auf. Manchmal sind die Gipskristalle auf Eisenhydroxyd

aufgewachsen und erscheinen durch diese Unterlage rot

gefärbt. Sehr oft sind auch Schwalbenschwanz-Zwillinge zu sehen.

Auf den Schiefertonen treten sehr häufig zarte, leicht zerbrechliche,

nadelige Kristalle auf, sowohl in feinen Rissen im Gestein

als auch auf den künstlich geschaffenen Wänden, wie Ulmen und

Firste. In diesem Fall handelt es sich sicher um rezente Bildungen.

MINERALE DER OXYDATIONSZONE

Bekannt für ihre reichlichen Oxydationsminerale sind die Gruben

Stefanie und Franz Josef. Von hier stammen die schönen Wulfenite,

Cerussite und andere Minerale.

Die Wasserführung ist hier intensiver als in den anderen Revieren

und nimmt nach Osten, im Revier Franz Josef und weiter in

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Richtung Villacher Becken zu. Die Oxydationszone reicht bei

Stefanie zum Teil tief unter das Niveau von Villach. Die primäre,

rhythmische Anlagerung der Erze geht hier zum Teil verloren. Die

Oxydationsminerale sind zusammen mit primären Mineralien in

unregelmäßigen Hohlräumen vergesellschaftet, und zwar zum

größten Teil mit Bleiglanz, Bleischweif und etwas Zinkblende. Diese

Hohlräume entstanden durch Auslaugung der Erze und des Nebengesteins,

wobei häufig auch s-parallele Hohlräume ausgewaschen

sind. Manchmal sind sie auch ganz mit Schlamm gefüllt.

Die Mineralien der primären Paragenese in den s-diskordanten

Gängen sind allgemein oxydiert. In diesen Gängen sind auch mechanische

Einschwemmungen von gelblichrotem Schlamm zu sehen.

Der Bleiglanz oxydiert meistens zu Cerussit, Plumbo-Calcit und

spurenweise auch zu Anglesit. Im Gegensatz zur Zinkblende ist der

Bleiglanz anscheinend nie zur Gänze oxydiert. Es ist nämlich in

den Cerussit-Aggregaten immer ein Bleiglanzkern vorhanden. Zahlreich

sind die Fälle beginnender Umwandlung von Bleiglanz, in

denen der Cerussit kleinen Rissen im Bleiglanz folgt.

Intensiver scheint die Zinkblende umgewandelt zu sein, denn

man findet in den oxydierten Aggregaten selten kleine Reste. Aus

Zinkblende entstehen Hemimorphit, Zinkspat mit seinem charakteristischen,

nierenförmigen Gefüge, Hydrozynkit, der in Hohlräumen

schichtige Überzüge bildet und Greenockit.

Aus Pyrit und Markasit entstehen die beiden Eisenhydroxyde

Goethit und Lepidokrokit. In der Oxydationszone sind sie sehr

häufig und bilden zusammen mit löcherigem Karbonat braune,

braunrötliche und erdige Krusten und Klumpen. Oft besteht diese

erdige Eisenhydroxydmasse aus einem Gemenge von Hydrozinkit,

kleinen Resten von Bleiglanz, die auch oxydiert sind, Hemimorphit,

Cerussit und Zinkspat. Wo kleine Lösungshohlräume vorhanden sind,

sind diese mit einer Hydrozinkithaut oder -kruste ausgekleidet, und

häufig noch mit anderen Oxydationsmineralen erfüllt; oft folgen

auch noch Hemimorphite, Baryte, Cerussite und noch einmal junge

Hemimorphite.

Das kalkig-dolomitische Nebengestein sieht in der Oxydationszone

meist löcherig, feinkörnig, auch pulverig aus. Das gilt in seltenen

Fällen auch für Barytaggregate. Seine kleinen Hohlräume sind

dann mit Hemimorphiten erfüllt. Manchmal ist dieser Baryt mit

Flußspat, kleinen Flecken von Bleiglanz und gelben Resten von

Zinkblende, die zum Teil zu Greenokit umgewandelt ist, vermischt.

In den anderen Gruben, Rudolf, Antoni und Max, kommen gleiche

Oxydationsminerale wie in der Grube Stefanie vor; sie sind aber

seltener und vor allem nicht auf so weite Flächen wie in der Grube

Stefanie und Franz Josef verteilt.

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Cerussit (Weißbleierz), PbCO 3 , rhombisch

Dieses Bleikarbonat ist eines der häufigsten und interessantesten

Minerale der Oxydationszone in Bleiberg-Kreuth. Sein Hochglanz

fällt schon im beleuchteten Grubenaufschluß auf.

Der Bleiberger Cerussit tritt in gut ausgebildeten Kristallen

auf, die tafelig nach b (010) (Tafel III, Fig. 4), aber auch prismatisch

nach der a-Achse gestreckt entwickelt sind. Nur in seltenen Fällen sind

auch pyramidale Kristalle durch Kombination der Flächen p (111)

und i (021) ausgebildet (RAMDOHR 1967, Abb. 460 a, S. 556). Die

allgemein charakteristische pseudohexagonale Verzwilligung nach

m (110) trifft man auch bei den Bleiberger Cerussiten immer an.

Die Cerussitkristalle sind fast immer aufgewachsen auf einem

dünnen, glasglänzenden Cerussitüberzug. Dieser Überzug umhüllt

einen Bleiglanzkern und schützt ihn von weiterer Verwitterung. Der

Bleiglanz schimmert durch die Cerussitaggregate schwarz durch, wodurch

diese mit freiem Auge infolge der scheinbaren Schwarzfärbung

oft nicht mehr vom Bleiglanz zu unterscheiden sind. Es gibt

auch Stellen im Inneren des Bleiglanzes, wo dieser nierenförmig in

Cerussit umgewandelt wird (Tafel I, Fig. 5, und Tafel IV, Fig. 5).

Die Cerussitkristalle sind meistens farblos, wasserklar, durchsichtig.

Nicht selten wirken Cerussitkristalle durch Bleiglanzeinschlüsse

verschiedener Größe makroskopisch fast undurchsichtig

schwarz und sehen matt aus.

Die Größe der Kristalle schwankt von Zehntelmillimeter-Ausmaßen

bis zu (nach eigenen Beobachtungen) fast zwei Zentimeter

(Tafel III, Fig. 1, 2, 3). Am häufigsten sind etwa 2 bis 6 mm große Kristalle.

KONTRUS (1948/49) erwähnt bis 2 cm große Cerussitkristalle

vom 6. Lauf, Grube Stefanie, im Hangenden der „Wulfenitkluft".

Die verschiedene Tracht der Bleiberger Cerussite zeigt Tab. 4.

Die Kristalle besitzen so gut ausgebildete Flächen, daß die mit dem

zweikreisigen Goniometer und mit der Waldmann-Kugel gemessenen

Winkelwerte von den theoretischen meistens nur bis zu einem Grad

abweichen. Bei allen gemessenen prismatischen Kristallen sind die

Flächen b (010), a (100), m (110), r (130), x (012), i (021), k (011) und

p (111) vorhanden (Tafel IV, Fig. 2). Bei manchen Kristallen tritt

zusätzlich noch die Fläche n (051) auf, die für Bleiberger Cerussite

noch nicht bekannt war. Die Fläche u, (324) ist selten. Bei den dicktafeligen

Kristallen treten (die in der Tab. 4 erwähnten Flächen in zahlreichen

Kombinationen auf.

Von der ganzen Serie ist die Fläche Ô (173) interessant. Sie ist

ebenfalls für die Bleiberger Cerussite neu. Diese tafeligen Kristalle

sind jene, die pseudo-hexagonale Zwillinge nach (110) bilden. MEIX-

NER (1963) beschreibt einen Zwilling aus Bleiberg nach der r (130)-

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Tab.Nr. 4

C E 8 11 S S I I

Tracht

1.Dickprismatische nach

der a-Achse gestreckte

Kristalle

Bana 1957

b(010) Q

a(iOO) a

m(i10) a-*

r(i30) 0-x

x(3O2) x

^(102) Q

x(012) x

i(021 ) D-x

k(01i) D

p(111 ) P

S(121 ) A

w(211 ) *••

o(i12) A

/«-(324) *-•

Gdt.1397,1886

Dana 1951

Das selbe

Achsenverhältnis

wie bei

DANA 1957

2.Dicktafelige nach b(010)

a(i00) A

b(0i0) G

m(i10) x

r(i30)x

^(102) D

x(012) Jf

k(011) x

i(021) *

z(041) x

w(211 ) A-«

p( 111 ) D

O(112) A

S(121) A

6"(173) *-

3.Pyramidale

Kristalle

PU ii ; D

i(02i) n

b(0i0) x-

x(012) A-.

4.Prismatische,nach der

a-Achse,gestreckte

Kristalle

b(010) *•-.

i(021) x

x(012) x

P(111) O

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Fläche. Diese Verzwilligung ist aber sehr selten. Die Messungen der

Kristallflächen erwiesen sich als lohnend. Obwohl schon andere

Autoren eine Reihe von Cerussitflächen angeben, ergab sich beim

Messen eine Reihe neuer Daten:

Die älteren Angaben stammen (zitiert bei GOLDSCHMIDT 1916)

von MOHS-HAIDINGER (1839): Cerussitdrillinge mit den Flächen

m (110), b (010), i (021), x (012) und p (111). Von ZEPHAROVICH

(1878): Zwillinge mit den Flächen b (010), r (130), m (110), p (111),

x (012). Neueste Angaben von MEIXNER (1967 a): Er beschreibt eine

prismatische und eine tafelige Tracht von Cerussitkristallen und gibt

neue Flächen für Bleiberger Cerussite an: a (100), y (102), k (011),

o (112), g (113).

Meine Messungen haben noch folgende neue Flächen ergeben:

ir (302), s (121), w (211), \x (324), Ô (173), 1 (201), e (101).

Die Fläche a (100) ist bei den Bleiberger Cerussiten klein bis

mittelgroß ausgebildet. In seltenen Fällen kann sie die Größe der

Fläche b (010) erreichen, wie Kristalle aus der Grube Stefanie,

11. Lauf, Konradigang, zeigen. Sie sind bis 7 mm groß, prismatisch

nach der a-Achse entwickelt, mit der c-Achse mehr oder weniger

normal zur Anwachsfläche aufgewachsen und sie weisen als trachtbeherrschende

Flächen a (100), b (010), p (111) auf.

War der Cerussitnachweis nicht durch morphologische Kennzeichen

möglich, so wurde der Brechungsindex n y durch die Einbettungsmethode

(Na-Licht und Schwefel-Selen-Schmelze) ermittelt bzw.

das Mineral durch RÖ-Aufnahmen bestimmt. Im Durchlicht und im

Auflicht sieht man — ausgenommen bei aufgewachsenen Kristallen

— fast immer das Eingreifen von Cerussit in Bleiglanz. Die Oxydation

des Bleiglanzes (siehe Tafel IV, Fig. -4, 5) und seine Umwandlung

in Weißbleierz erfolgt meistens entweder belteropor nach der

Würfelfläche (100) des Bleiglanzes, also nach der Spaltbarkeit, oder

auch belteropor nach den durch Translation verbogenen Spaltrissen.

Außer diesen zwei Fällen greift das Bleikarbonat von den Korngrenzen

ausgehend teils wolkig, teils mit Blumenkohlstrukturen in den

Bleiglanz ein. Diese Art der Verdrängung erfolgt durch einen sehr

feinkörnigen Cerussit (Tafel IV, Fig. 5).

Die Verdrängung erfolgte nach meinen Beobachtungen anscheinend

nie vollständig. Es sind nämlich in den Cerussitkristallen und

-aggregaten vielfach irgendwelche Bleiglanzrelikte enthalten, manchmal

sind es sogar so viele, daß eine Mischung beider Minerale (PbS

und PbCO 3 ) vorliegt, was als „Schwarzbleierz" bezeichnet wird.

Pseudomorphosen von Cerussit nach Bleiglanz sind mikroskopisch

so wie auch makroskopisch oft zu beobachten (Tafel III, Fig. 6).

Bei diesen makroskopisch sichtbaren Pseudomorphosen handelt es sich

bei den Bleiglanzoktaedern in Wirklichkeit um ein Gemisch von

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Bleiglanz, derber Cerussitmasse und kleinen Cerussitkristallen. Das

Bleikarbonat greift also in die Bleiglanzkristalle ein, wobei die Form

der Bleiglanzkristalle erhalten bleibt. Der Cerussit kommt immer mit

anderen Oxydationsmineralen vergesellschaftet vor. Die früheren

Beobachtungen über die Paragenese des Cerussites stammen von

BRUNLECHNER (1899): „In den meisten Fällen findet man das Weißbleierz

parasitisch auf angeätztem oder zerfressenem Bleiglanz in

Überzügen und Drusen (S. 94), C. Kr. sitzen zuweilen auf Kieselzinkerz,

auf Hydrozinkit, Galmei, selten auf Baryt" (S. 73). Von mir

ist nur bei einer Probe (Museum Villach) Cerussit auf Baryt beobachtet

worden.

MEIXNER (1967 a, S. 97): „Der Bleiglanz ist auf der Kluft von

einem weißen, bis 2 mm dicken, schaligen Hydrozinkit-Belag bedeckt.

Darauf sitzen mit oft senkrecht dazu herausstehender Tafelfläche

(1 bis 2 mm) hellgelbe, dünne quadratische Wulfenitkristalle und

kleine Cerussitkristalle. Cerussit I (tafelige Kristalle, die zu Drillingen

aggregiert sind). Über der Hauptmasse des Hydrozinkites und

stellenweise auch über Wulfenit und Cerussit I kommt dann eine

Kruste kleiner Hemimorphite und erst auf diesen befinden sich

recht vereinzelt die vorhin beschriebenen Kristalle von Cerussit."

Die von mir untersuchten Proben lassen auf folgende Sukzession

schließen: Meistens sind Wulfenitkristalle auf Cerussiten aufgewachsen.

Zwischen diesen beiden Mineralien liegt oft eine Limonit-Haut.

In manchen Fällen sind Cerussitkristalle mit Hemimorphitkristallen

zusammengewachsen; über diesen beiden Kristallen folgen dann

manchmal Wulfenite. Die Flächen des Wulfenites sind mit kleinen,

wasserklaren Hemimorphitkristallen als jüngere Bildung der ganzen

Paragenese besiedelt. Das soll aber nicht heißen, daß der Hemimorphit

unter den Oxydationsmineralen die absolut jüngste Bildung

darstellt.

Bei anderen Proben herrscht folgende Paragenese: eine derbe,

glasglänzende Cerussit-Kruste sitzt auf derbem Bleiglanz. Nach der

Bildung dieses Weißbleierzes erfolgte eine Bildung von meist wasserklaren,

stark glänzenden Cerussitkristallen. Diese Kristalle zeigen

alle bis jetzt beschriebenen Trachten in verschiedenen Kombinationen

und in verschiedenen Größen. Die Cerussitkristalle sind auch stellenweise

von einer Eisenhydroxyd-Haut, die ebenfalls chemisch angelagert

ist, bedeckt. Zuletzt folgt eine Hemimorphitkristall-Kruste,

die stellenweise mit gelben Wulfenitkristallen bewachsen ist. Diese

Kruste kann aber auch frei von Wulfenitkristallen sein. Meist sind

die zuerst ausgeschiedenen Cerussite mit Bleiglanzresten verunreinigt

und wirken deshalb schwarz und matt. Mit fortschreitendem wandständigem

Wachstum werden die Kristalle frei von Bleiglanzeinschlüssen

und wasserklar. An fast allen Handstücken wachsen die

Cerussitkristalle nicht unmittelbar auf Bleiglanz auf, sondern es ist

36


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auf dem Bleiglanz zunächst ein derber, glasglänzender PbCO 3 -

Überzug gebildet worden und dann erst erfolgte das Wachstum von

Cerussitkristallen. Der ganze Prozeß kann so erklärt werden: durch

die Oxydation des Bleiglanzes ist am Bleiglanz zunächst eine Bleikarbonathaut

bzw. -kruste entstanden. Später sind auf dieser Haut

die Cerussitkristalle aus gesättigten Oxydationswässern ausgeschieden

worden. BETECHTIN (1957, S. 178) erklärt diese Erscheinung so:

„Bei der Oxydation, die-im Prozeß der Verwitterung der Lagerstätten

erfolgt, bedeckt sich Bleiglanz mit einer Kruste von Anglesit

(PbSO 4 ), die von der Oberfläche her in Weißbleierz (PbCO 3 ) übergeht.

Diese schwerlöslichen Verbindungen bilden gleichsam einen

Überzug um die zentralen, von der Zerstörung noch nicht berührten

Teile des Bleiglanzes und verhindern den Zutritt oxydierter Agenzien."

Relikte Anglesitüberzüge eines eventuellen Zwischenstadiums

der Umwandlung konnten in meinen Proben allerdings nirgends

beobachtet werden.

Zum Schluß möchte ich noch eine besondere Tracht des Cerussites

erwähnen, die in der Tab. 4 nicht beschrieben ist, da diese nur

an einem Kristall des Bleiberger Arbeitsmaterials beobachtet werden

konnte. Der Kristall ist tafelig nach b (010), aber linsenförmig ausgebildet

(Tafel IV, Fig. 6). Die Flächen b (010), m (110), p (111) und

i (021) sind alle mehr oder weniger gleich groß und somit trachtbeherrschend.

Dieser besondere Kristall kommt mit anderen pseudohexagonalen

Drillingen und tafeligen Cerussitkristallen vor. Untergeordnet

tritt noch die Fläche k (011) und nur Spurenhaft die Fläche

c (001) auf.

Plumbo-Calcit

Nach Literaturangaben (BRUNLECHNER, 1899, und SCHROLL,

1953) sind für Plumbo-Calcit die blumenartige Struktur und die

seidenartig schimmernden sattelförmigen Rhomboeder charakteristisch.

Derartige Kristalle sind oft in der Lagerstätte zu sehen. SCHROLL

erwähnt solche aus der Grube Stefanie, 6. Lauf. Bekannt sind sie

außerdem noch aus dem 11. Lauf, Johanni-Nord, wo sie auf Bleiglanz

ausgebildet sind. Es ist aber bemerkenswert, daß solche seidenglänzende

Krusten sich bei der Rö-Diffraktionsaufnahme nicht als

Plumbo-Calcit erweisen, sondern ein normales Diagramm für Calcit

geben. Der Plumbo-Calcit soll aber im Rö-Diagramm zwei getrennte

Phasen angeben, eine für Calcit und eine zweite für Cerussit.

Auch die Immersionsmethode gibt in den meisten Fällen einen

neo-Wert gleich dem des Calcites, nur in seltenen Fällen treten

nco-Werte von 1,668 auf. Das entspricht dem Wert des Plumbo-

Calcites nach WINCHELL (1962). SIEGL (1938) betont, daß es Plumbo-

Calcite gibt, bei welchen kein Cerussit-Röntgendiagramm zu erwar-

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ten ist. Das kommt dann vor, wenn die Cerussitpartien innerhalb

von Calcit klein sind, also nur sehr geringe Cerussitanteile im Calciumkarbonat

vorliegen. Nach diesen Überlegungen möchte ich annehmen,

daß die seidenglänzenden Krusten, die aus engverwachsenen

Rhomboedern bestehen, zum Teil wirklich Plumbo-Calcit sind. Dies

ist kontrolliert durch die Immersionsmethode. Die in Bleiberg vorkommenden

„Plumbo-Calcite" weisen also verschiedene Cerussitmengen,

auf. Es sind sowohl solche vorhanden, bei denen der Calcit

unbedeutende Cerussitanteile enthält (und deshalb im Rö-Diagramm

die Linien für Cerussit nicht aufscheinen) als auch solche, bei denen

der Cerussit ein eindeutiges Diagramm abgibt.

Es wurde auch versucht, nach der von SIEGL (1938) beschriebenen

Färbemethode, nämlich mit Kaliumbichromatlösung (Cerussit-

Anteile färben sich gelb) die Bleiberger Plumbo-Calcite zu bestimmen.

Zusammenfassend können mit Hilfe der Färbemethode, der

Einbettungsmethode und der Röntgenkontrolle folgende drei Plumbo-

Calcit-Typen unterschieden werden:

1. Wenig bleihaltige Plumbo-Calcite: Es sind

die seidenglänzenden, engverwachsenen Rhomboeder, die eine dachziegelförmige

Oberfläche aufweisen (Tafel III, Fig. 5). Bei den

gefärbten Dünnschliffen ist der Cerussit nur am Rand der Calcitrhomboeder

verteilt, wie Tafel IV, Fig. 7, zeigt. Die Rö-Diffraktionsdiagramme

liefern nur ein Calcitdiagramm. Die Immersionsmethode

zeigte, daß die Plumbo-Calcit-Körner in der Minderheit gegenüber

den Calcitkörnern sind.

2. Plumbo-Calcit-Krusten, Sinterüberzüge

(Tafel IV, Fig. 9, und Tafel V, Fig. 1, 2) und auch stalaktitische

Bildungen: Im Rö-Diagramm ist Cerussit und Calcit

verzeichnet. In Dünnschliffen wechselt bleihaltiger Calcit mit reinem

Calcit zonar ab. Bei sehr vielen Körnern ist nur der Kern bleireich,

doch gibt es auch Kristalle, die zum größten Teil bleireich sind. Dies

wurde durch Anfärbung der Dünnschliffe festgestellt.

3. Der dritte Typ, weißeRhomboeder (Tafel V, Fig. 3):

Die Kristalle sind schön ausgebildet und erreichen eine Kantenlänge

von 8 mm. Diese Plumbo-Calcite sind auf Hemimorphitkristalle oder

zum Teil auf Kanonenspäten aufgewachsen. Bleiglanzoktaeder sind

als primäres Erz vorhanden. Diese Kristalle bestehen zur Gänze aus

Plumbo-Calcit.

Bei den zwei ersten Typen kann im selben Stück der Bleigehalt

bei den einzelnen Kristallen verschieden verteilt sein. So gibt es

z. B. Kristalle, bei denen der Rand nach der Färbung intensiver gelb

erscheint als bei anderen oder Kristalle, bei welchen der Kern bleifrei

ist, im Gegensatz zu solchen mit einem cerussitreichen Kern.

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Eine andere bemerkenswerte und interessante Beobachtung, die

man nur in gefärbten Dünnschliffen machen kann, ist folgende: Nicht

nur rhomboedrische Kristalle können einen bleireichen Rand besitzen,

sondern auch andere jüngere „Hutcalcite" (SCHROLL 1953) z. B. des

Typs Rüdersdorf enthalten submikroskopisch im Gitter Cerussit,

manchmal auch zonal wechselnd (Tafel VIII, Fig. 1).

SIEGL (1938) gibt für Bleiberger Plumbo-Calcite eine mittlere

Dichte von 2,92 und einen Cerussitgehalt von 14,13 °/o an. Nach SIEGL

stellt der Plumbo-Calcit einen anomalen Mischkristall dar, und zwar

durch Einschluß von orientierten Cerussitpartikelchen im Calcit.

Ihre Orientierung im Calcit ist nicht leicht zu bestimmen, er nimmt

aber zwei Möglichkeiten an: 1. (0001) des Calcites mit (001) des

Cerussites, 2. (1011) des Calcites mit (032) des Cerussites.

A n g 1 e s i t, PbSO 4 , rhombisch

Das Bleisulfat Anglesit (Tafel IV, Fig. 8) tritt im Gegensatz zum

Bleikarbonat Cerussit in der Oxydationszone der Lagerstätte selten

auf. Es ist nur zumeist in mikroskopischen Mengen festgestellt worden.

In Dünnschliffen und polierten Anschliffen ist vorwiegend Cerussit

zu sehen und nur in seltenen Fällen enthält dieser kleine Körner und

Reste von Anglesit. Auch am Rand von Cerussit ist Anglesit zu finden

in Form weniger kleiner Körner.

Die kleine Menge des Bleisulfates macht zwei Entstehungsmöglichkeiten

wahrscheinlich: erstens kann der Bleiglanz direkt zu

Bleikarbonat oxydiert worden sein oder zweitens, er könnte zu

Bleisulfat umgewandelt worden sein, das dann in Cerussit übergegangen

ist. Makroskopisch sichtbarer Anglesit ist nur in einem

Fall bekannt geworden: es ist ein Stück (Nr. 2015) aus dem Villacher

Museum mit Anglesitkriställchen. Bei vielen anderen Stücken des

Museums hatte man oft Cerussit für Anglesit gehalten. Die Anglesitkristalle

sind blaugrau gefärbt, haben nadelige Gestalt und zeigen

die Flächen: c (001), d (101), o (011). Die Indizierung der Flächen

ist nach dem neuen röntgenologischen Achsenverhältnis gegeben. Eine

Kontrolle der Lichtbrechung wurde mit Hilfe der Einbettungsmethode

durchgeführt.

Nach BRUNLECHNER (1899) soll der Anglesit in Bleiberg „in

glänzenden Kr., einzeln oder in kleinen Gruppen auf Bleiglanz" auftreten.

Er schreibt noch weiter, „manche Kr. von A. schließen Bleiglanz

ein, wodurch sie bleigrau gefärbt erscheinen; gewöhnlich finden

sich A. Kr. in kleinen Drusen des Bleiglanzes ohne sonstige Begleiter"

(S. 72/73). Bei GOLDSCHMIDT (1916) ist auf der Tafel 39 und

Figur 69 ein Kristall aus Bleiberg abgebildet. Der Kristall ist flächenreich

bipyramidal gebildet und zeigt nach LANG (1859) die Flächen:

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alte Achsenverhältnisse

neue röntgenographische Achsenverhältnisse

m (110) m (210)

e (001) e (001)

a (010) a (100)

b (100) b (101)

n (120) n (110)

d (1021 d (101)

1 (104) 1 (102)

o (Oli)

o (Oli)


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W u 1 f e n i t = Gelbbleierz, PbMoO 4 , tetragonal

Über das Gelbbleierz liegt sehr viel Literatur vor, da das Mineral

weit bekannt ist und in Bleiberg (und übrigens auch in Mieß =

Mezica, Jugoslawien) in schönen Kristallen auftritt. So hat Fr. X.

WULFEN schon um 1785 eine Monographie über dieses Mineral verfaßt.

Ihm zur Ehre wurde das Mineral Wulfenit benannt. Man muß

staunen, wie präzis dieser große Naturforscher über den Wulfenit

gearbeitet hat. Man sieht schon bei flüchtiger Betrachtung der wertvollen

Bilder, die mit der Hand gemalt sind, die Formen und Farben

des Bleiberger Wulfenites. So weiß man seit 1785, daß die

Bleiberger Wulfenite meist tafelig kristallisieren, seltener auch prismatisch

und spitzpyramidal, und daß ein Trachtwechsel immer

vorherrscht in Analogie zur Entwicklung der verschiedenen Flächen.

Die Farbe kann sich von zartem Zitronengelb bis Orangenbraun ändern.

Zwischen diesen Extremen liegen alle Farbnuancen, zart orange,

honiggelb, orangegelb, grünlichgelb bis orangerot usw. Über eine

andere, seltene Farbe werde ich später berichten.

In der Tab. Nr. 5 sind die charakteristischen Typen des Wulfenites

zusammengefaßt. Man kann aber nicht sagen, daß die Wulfenite

auf diese Formen beschränkt sind. Es wird hier die Indizierung nach

dem röntgenographischen Achsenverhältnis und nicht die alte Flächenindizierung

verwendet. Beim röntgenographischen Achsenverhältnis

sind die Flächen bei Wulfenitkristallen gegenüber der früheren

Aufstellung um 45° gedreht.

Der Wulfenit kristallisiert hauptsächlich in Tafeln, parallel zur

Fläche c (001). Nicht selten, wie man früher angenommen hat, sind

auch pyramidale Kristalle vertreten. Die Form der Wulfenite wechselt

jedesmal mit der Größe der verschiedenen Flächen und mit ihrer

Ausbildungsweise. So gibt es alle Übergänge von dünntafeligen bis

zu den dicktafeligen und schließlich bis zu den pyramidalen Kristallen.

In ein und demselben Handstück können verschiedene Trachten

ausgebildet sein.

Der Typ 2 der Tabelle entspricht dem Typ I a von SCHROLL

(1953), der Typ 3 dem Typ I b von SCHROLL oder dem „Kristall 10"

bei BACH (1926).

An den Kristallen von Typ 3 kann man drei Untertypen unterscheiden:

3 a: als einfachster Typ, bei dem die Fläche c (001) groß und

die Fläche u (114) etwas kleiner entwickelt ist. 3 b: Diese Kristalle

zeigen wiederum die Flächen c (001) und u (114) als trachtbeherrschende

Flächen; untergeordnet sind die Flächen s (013), n (011) und

e (112) ausgebildet. 3 c: Bei dieser Tracht ist die Endfläche c (001)

sehr groß entwickelt, dazu treten als Hauptflächen noch die Pyramidenfläche

u (114) und die Prismenfläche s (013) auf. Allgemein

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Tab.Nr.5

WULFE «IT

Tracht

I.Dünn- bis dicktafelig


Dana 1957

c(001 ) •

(010) •

n(O11 ) *

s(013) *

Gdt.,Dana 1892

c(001 )

m ( 11 0 )

"0 t 1 1 1 )

D ( 1 1 3 J

2.Tafelige Kristalle

C(001) n

n(O11 ) x

(010) A-.

C(001)

P(111)

m(i10)

3.Dünn- bis dicktafelige

Kristalle

Untertypen

C(001 ) •

u(114) ü

s(013) x-a

n(011) x

e(i12) x

4>(3-4.75)xz(i15)

x—

^(113) *••

c(001 )

o(012)

b(i13)

P(111 )

e(011 )


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Tracht

Dana 1957

Gdt..Dana 1892

4.Tafelige Kristalle

c(001 ) •

e(i12)Q

n(011 )x

s(013)*

Yd.1.32)x..

c(001 )

e (011 )

PÜ11)

b(113)

y(0.1 .16)

5.Tafelige Kristalle

C(001) D

S(013)D

n(01i)x

e(i12) x

U(114)x

^(1.1.24)»

c(001 )

b(i13)

p(i 11)

e(011 )

o(012)

ïd.0.12)

6.Sehr dünntafelige Kristalle

C(001) D

^(1.1.24)D

t(ii6)x-.

e(i12) x

n(011) x

c(001 )

#(0.1.12)

x(013)

e(011 )

P(11D

7.Dicktafelige Kristalle

C(001 ) D

S(013) D-x

n(0i1 ) x

k(i30) •

(010)*

f(i50) .

C(001)

b(i13)

P(111)

q(210)

m(110)

p(230)

8.Steilpyramidale Kristal

le

C(001)X

n(0i 1 ) O

(010) x

c(.001 )

p(i 11 )

m(i10)

9.Flachpyramidale Kristalle

U(114)Ü

s(015)ö

e(i12J x

n(01i) *

(010) A-.

(110) A-.

o(012)

b(i13)

e(011)

P(111)

m(i10)

b(010)

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gilt für diese drei Untertypen, daß trotz verschiedener hinzukommender

oder fehlender Flächen die tafelige Grundform immer erhalten

bleibt. Die Fläche qp (3.4.75), die untergeordnet bei manchen Kristallen

des Typus 3 festzustellen war, kann man nicht gut messen, da sie

der c-Achse sehr nahe liegt und kein klares, von der Fläche c (001)

getrenntes Signal gibt; deshalb ist es nicht klar, wie auch BACH (1926)

feststellt, ob sie als Fläche auftritt oder nur eine Vizinalfläche der

Basis ist.

Von Tracht 4 ist die Fläche ap (1.1.32) interessant. Sie tritt als

eine sehr schmale Fläche auf, gibt deutliche Signale und wurde mit

einer Genauigkeit von 5' gemessen. Bei diesen Kristallen dominiert

statt der bei Typ 3 trachtbeherrschenden Fläche u (114) die Pyramidenfläche

e (112) zusammen mit der Fläche c (001). Der Unterschied

zwischen den Trachttypen 3, 4 und 5 liegt darin, daß die hieher

gehörigen Kristalle schneller nach der Pyramidenfläche und langsamer

nach der Prismenfläche gewachsen sind.

Deshalb ist bei den Kristallen des Typus 5 die Fläche s (013) mit

der Fläche c (001) trachtbeherrschend und die Fläche u (114) nur

sehr klein ausgebildet oder fehlt überhaupt.

Von allen Typen, die in der Tabelle verzeichnet sind, ist besonders

der Typ 6 zu beachten. An diesen Kristallen treten die Flächen

c (001) und x (1.1.24) als Hauptflächen auf (Tafel VI, Fig. 2). Untergeordnete

Flächen sind: t (116), e (112) und n (011). Die Fläche x

(1.1.24) ist mit einer Genauigkeit von 7' gemessen worden. Es handelt

sich dabei um eine flache Pyramide rund um die c-Fläche. Die Signale

dieser beiden Flächen sind klar voneinander unterscheidbar ohne

Lichtzüge von der Fläche c (001) zur Fläche x (1.1.24). Die Fläche

X (1.1.24) ist also in Bleiberger Wulfeniten als „Fläche" vorhanden,

sogar auch als Hauptfläche und nicht immer als Vizinalfläche, wie

bis jetzt vermutet wurde (SCHROLL, 1949 b, BACH, 1926). Bei meinen

Proben sind diese Kristalle bis zu 2 cm groß, sehr dünntafelig mit

zartgelber Farbe und durchsichtig.

Charakteristisch für Wulfite ist der Trachtwechsel, und zwar

sowohl bei tafeligen als auch bei pyramidalen Kristallen. Wenn

beim Typ 8 die Flächen (110) und n (011) groß werden, entstehen

tonnenförmige Kristalle, was auch SCHROLL (1953) beschreibt. Wird

die Fläche c (001) zur Gänze aufgelöst, so entstehen spitzpyramidale

Kristalle und in Abhängigkeit von (010) obeliskenförmige

(KONTRUS 1948/49).

Bemerkenswert ist, daß die Fläche c (001) sehr oft durch Vizinalflächen

ersetzt ist, so z. B. durch vier sehr flache Pyramidenflächen

mit Q'- / 2°; ihre Indizierung ist wegen ungenauer Messung

schwierig. Die Ursache dieser Ungenauigkeit ist darin zu suchen,

daß diese Flächen nur Lichtzüge und keine klaren Signale angeben.

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Diese Vizinalflächen sind nicht Pyramiden der hauptpyramidalen

Zone, sondern etwas verdreht. BACH (1926, Tafel XXVII, Fg. 6)

beschrieb dies bei einem Kristall aus Bleiberg: „An Stelle der Basis

tritt eine flache Pyramide mit gleichmäßig stufenartigem Abfall nach

allen Seiten. Sie ist durch eine kleine Basisfläche abgestumpft und

um 8° gegen die Kante [cp] gedreht, so daß in den Ecken kleine

dreieckige Fläche mit starkem Glanz entstehen."

Der Wulfenit ist manchmal in bezug auf Flächen, Farbe und

Glanz hemimorph ausgebildet. So sind manche Kristalle in der

oberen Hälfte dicker als in der unteren, oder im unteren Teil treten

andere Flächen auf als im oberen. Nicht selten ist der Fall, daß

Flächen mit gleichen Indizes in verschiedener Größe in ein und demselben

Kristall enthalten sind. Es kommen auch Kristalle vor, bei

denen die eine Endfläche und die dazugehörigen Flächen stark

glänzend ausgebildet sind, die analogen negativen Flächen dagegen

trüb und matt sind. Es kann auch sein, daß die Kristalle auf einer

Seite intensiv orange gefärbt sind, auf der anderen Seite orangegelb.

Über das Alter der Wulfenite ist man sich nicht sicher. Nach

SCHROLL (1949 b) und auch nach meiner Meinung ist die Bildung

des Gelbbleierzes zu allen Zeiten der Oxydation der primären Erze

erfolgt. SCHROLL (1949 a) bezieht das Molybdän durch Mobilisation

aus den Sedimentgesteinen während der Zeit der Oxydation. Seine

Untersuchungen über Spurenelemente haben gezeigt, daß alle untersuchten

Sedimentgesteine der Lagerstätte einen Mo-Gehalt aufweisen.

Es ist anzunehmen, daß es relativ alte Wulfenite gibt, aber auch

jüngere und sogar rezente. Junge Wulfenitkristalle erwähnt DITTLER

(1914, zitiert bei SCHROLL, 1949 b) von der Halde des Christof fistollens

und des Franz-Josef-Stollens. Von der Grube Stefanie,

11. Lauf, Konradigang, kennt man Proben, bei welchen auf orangerotem

Kluftletten Wulfenitkristalle aufsitzen. Interessant erscheint

in diesem Zusammenhang auch die Kristallisation von Wulfenitkristallen

auf Grubenhölzern Nassereith-Dirstentritt, Tirol (SCHROLL

1949 b).

BACH beschreibt eine Verwachsung von pyramidalen Kristallen

mit der Fläche c (001). Aber diese Verwachsung der pyramidalen

Kristalle ist nicht die einzige, die bekannt wurde. Ich beobachtete

einen Cerussitkristall, dem ein federartiger Wulfenit aufgewachsen

ist. Unter dem Mikroskop sieht man, daß dieser Kristall aus drei

bipyramidalen Kristallen besteht, die mit den Flächen a (010)

verwachsen sind und dazu noch die Flächen (011) aufweisen. Die

Kristalle haben keine Endfläche, die Spitze besteht aus vier kleineren

Pyramiden. Sie sind 3 mm groß, orange gefärbt und stammen vom

3. Lauf, Grube Franz Josef.

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Derartige Kristalle, bei denen die Endflächen in sehr viele kleine

Pyramiden aufgelöst sind, sind besonders aus dem Bergbau Mieß

(Mezica) bekannt (BACH 1926).

Die pyramidalen Kristalle sind durch Einlagerung von Bleiglanz

orange oder grau-schwarz gefärbt oder sind mit einem schwarzen

Überzug bedeckt. Seltener sind sie auch weiß bis farblos.

BRUNLECHNER (1899) gibt für solche farblose Kristalle einen Calciumoxyd-Gehalt

von 1,07—1,24% an. Seine analytischen Untersuchungen

ergaben neben Ca noch Cu, Fe und AI.

Nach SCHROLL enthalten die farblosen Kristalle zum Unterschied

von den gefärbten Wulfeniten kein Cr und kein V. Pyramiden,

wie sie BACH unter „Kristall 15" beschreibt, habe ich nur

mit dem Mikroskop feststellen können. SCHROLL (1949 b) erwähnt

solche Kristalle aus Nassereith-Dirstentritt. Sie bestehen aus den

Flächen c (001) und n (011), wobei die Flächen c (001) ungleich,

nämlich an einem Ende kleiner als auf dem anderen Ende entwickelt

sind. Durch parallele Verwachsungen solcher Kristalle, die von unten

nach oben zu kleiner werden, entstehen größere Pyramiden (BACH,

Taf. XXVIII, Fig. 2).

Eine derartige von mir beobachtete Pyramide ist aus sieben einzelnen

Kristallen aufgebaut. Sehr oft sind die unteren Kristalle gelb,

an der Spitze des Aggregates werden sie farblos. Häufig besitzen sie

auch keine Endfläche, so daß der Kristall spießig erscheint. Viele

pyramidale Kristalle sind regellos miteinander verwachsen und bilden

auf diese Weise kleine Kristallstöcke.

Neu über die Bleiberger Wulfenite (in der Literatur nicht bekannt)

ist, daß auch t a f e 1 i g e Kristalle weiß gefärbt oder auch

farblos wasserklar auftreten. Eine derartige Probe habe ich

freundlicherweise von Herrn Berginspektor Dipl.-Ing. H. RAINER

erhalten. Die Rö-Diffraktionsdiagramme zeigen, daß ein Wulfenit

vermischt mit Cerussit vorliegt. Die Kristalle sind tafelig, diamantglänzend

und sitzen auf Kanonenspäten, die mit einer Eisenhydroxyd-

Haut überzogen sind. In ein und derselben Probe zeigen diese Wulfenitkristalle

vier Generationen.

Die 1. Generation dieser weißen Kristalle ist tafelig und mit der

Fläche c (001) auf Kanonenspäten bzw. auf FeOOH-Halbkugeln

gewachsen. Sie selbst sind teilweise auch auf der Fläche c (001) mit

einer Eisenhydroxyd-Haut überzogen. Die 2. Generation besteht aus

ebenso weißen Wulfeniten, welche die ersteren Kristalle gleich orientiert

umwachsen.

Auf der c-Fläche der Kristalle der 1. Generation sitzt eine

weiße Wulfenitpyramide, die 3. Generation, mit der c-Achse gleichorientiert

wie die c-Achsen der beiden anderen Kristallgenerationen.

Bei dem pyramidalen Kristall ist die Endfläche (001) klein entwickelt.

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Der vierte Kristall ist schließlich auf der Fläche der Pyramide

aufgewachsen mit der gleichen Orientierung wie alle übrigen Kristalle.

Die Flächen (001) sind durch Vizinalflachen ersetzt und die

Kristalle sehen skelettartig aus. Andere Kristalle sind mit den

c-Flächen miteinander verwachsen und bilden so einen größeren und

dickeren Kristall, was auch bei den farbigen Kristallen zu beobachten

ist.

KONTRUS (1948/49) beschreibt in ein und demselben Handstück

auch vier Wulfenitgenerationen: I. tonnenförmige Kristalle mit den

Flächen m (110), p (111) und kleinere c (001); (Indizes nach dem

alten Achsen Verhältnis). II. Generation: tafelige Kristalle; III. Kristalle

mit pyramidaler bis Obeliskenform; IV. Kristalle mit m (110),

b (010), und c (001).

Orientiertes Wachstum von Wulfeniten ist schon seit WULFEN

bekannt und später auch von KONTRUS beschrieben worden: Die

jüngeren tafeligen Kristalle wachsen um die älteren, ebenfalls tafeligen

Kristalle, um 45° gedreht weiter. Die älteren Kristalle bestehen

aus den Flächen (001) und (114). Die später entstandenen Kristalle

zeigen jetzt nur die Flächen n (011), selten die Fläche a (010), die

außerdem sehr schmal ausgebildet ist. Durch die Änderung der

Flächen entsteht die Drehung des Kristalls um 45°, denn wie bekannt

ist, besitzt die Fläche (114) einen cp-Wert von 45°. Andererseits

kann das Wachstum auch gleichorientiert erfolgen, wie es bei vielen

Proben feststellbar war.

Das Gelbbleierz ist in bezug auf die Farbverteilung

häufig z o n a r gebaut. Es gibt Kristalle, die im Inneren heller

gefärbt sind als am Rand, aber auch solche, die im Inneren gelb

gefärbt sind und am Rand farblos und glasglänzend sind. Dies ist

auch in der WuLFEN-Monographie in Fig. 6 und 20 zu sehen.

BRUNLECHNER (S. 73) schreibt über die Paragenese des Bleimolybdats,

daß es „auf zersetztem Bleiglanz, in Hohlräumen, . . . auch

direkt auf mit zinkockerigem Anflug überzogenem Kalkstein, auf

Calcit, auf Dolomit, Galmei oder Kieselzinkerz sitzt. Über Wulfenitkristallen

sitzen zuweilen zarte Kristalle von Kieselzinkerz." HEGE-

MANN (1949) gibt an, daß Wulfenit auch auf Kalk, Bleiglanz, Cerussit,

Eisenhydroxyd oder Molybdänocker vorkomme.

Meistens sind die Wulfenite auf ausgebleichtem Wettersteinkalk

regellos gewachsen. Solche Kristalle sind sehr bekannt aus der Grube

Stefanie, wo sie große, unregelmäßige Hohlräume, z. B. ausgewaschene

Spalten, und Kracken rasenartig erfüllen. Die Paragenese

des Wulfenites als Oxydationsmineral ist zur Genüge bekannt.

Einzelne Kristalle sind neben Cerussitkristallen auf Bleiglanz

gewachsen oder Wulfenitkristalle sind zum Teil auf Cerussitkristallen

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aufgewachsen. Der Wulfenit scheint manchmal gleichzeitig mit dem

Weißbleierz entstanden zu sein. In manchen Fällen wurde Cerussit

früher gebildet. Cerussitkristalle, gewachsen auf Wulfenitflächen,

kommen in keiner Probe vor. Oft ist Wulfenit mit Hemimorphit

verwachsen und sitzt regellos auf Hemimorphitkristallen. Zarte

Hemimorphkristalle besetzen die Wulfenitflächen manchmal nach

vorgehender Ausfüllung von Eisenhydroxyd. Diese Hemimorphite

sowie auch die zarten Kristallenen, die auf dem Hydrozinkitüberzug

sitzen, stellen offenbar die jüngsten Hemimorphitbildungen dar, und

überhaupt gehören sie den jüngeren Oxydationsmineralen an.

Nicht selten ist das Gelbbleierz auf den jüngeren Calcitkristallen,

nämlich auf den Hutcalciten vom Typ Rüdersdorf aufgewachsen

(Gruben Stefanie und Franz Josef). Zwischen den Wulfeniten

und den Calcitkristallen, zum Teil auch zwischen Wulfenit

und Wettersteinkalk, ist eine Eisenhydroxyd-Haut ausgeschieden.

Auf Grund polierter Anschliffe handelt es sich dabei um Goethit.

Es kommen auch vereinzelt Wulfenitkristalle auf einer kreideweichen

frischen Hydrozinkitschicht vor. Diese Kristalle sind haardünn, sehr

zart gelb gefärbt und durchsichtig. Sie stellen junge Bildungen des

Wulfenites dar.

Gewöhnlich in Gesellschaft mit den anderen Oxydationsmineralien

kommen tafelige Wulfenite vor. Es ist die hier häufigste Form. Die

pyramidalen Kristalle dagegen sind in manchen Fällen mit der

Basisfläche orientiert auf tafeligen Wulfeniten aufgewachsen

[c mehr oder weniger senkrecht Anwachsfläche (001)]. Solche Fälle

sind auch aus dem Franz-Josef-Stollen bekannt, wo die älteren

dünn- oder dicktafeligen Kristalle orange gefärbt sind, die pyramidalen

jüngeren dagegen grau bis schwarz erscheinen und bis 2 mm

groß sind. Andernfalls sitzen derartige pyramidale Kristalle mehr

oder weniger gleichorientiert auf Wettersteinkalk oder auf Calcit

auf. Sie werden in vielen Fällen von tafeligen gelb bis orange

gefärbten Kristallen umwachsen und zwar derart, daß von allen

Pyramiden nur die Spitze zum Vorschein kommt. Es liegen also hier

zwei Generationen mit zwei verschiedenen Kristalltrachten vor.

Eine interessante andere Verwachsung zweier Generationen ist

folgende: Auf Wettersteinkalk sind steile Pyramiden regellos aufgewachsen,

die von flachen bipyramidalen Wulfenitkristallen des

Typs 9 umwachsen sind. Diese flachen Pyramiden der zweiten

Generation sind stark glänzend, mit schön ausgebildeten Flächen.

Die erste Generation besteht aus farblosen, nur an der Spitze gelb

gefärbten Kristallen, die von Prismenflächen und Pyramidenflächen,

vermutlich e (112), begrenzt sind. Sie sind nicht meßbar, weil sie

sehr klein und nicht immer schön auskristallisiert sind. Bei flüchtiger

Betrachtung scheint es, daß die steilen Pyramiden der ersten Gene-

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ration auf den Flächen u (114) der flacheren Pyramiden aufsitzen.

In Wirklichkeit aber sind sie auf Calcitrhomboedern regellos aufgewachsen

und später von den orangegelben, flachen, pyramidalen

Kristallen gleichorientiert umhüllt worden. Deswegen liegen auch

diese Kristalle der zweiten Generation regellos vor. Die Spitzen der

steileren Pyramiden der ersten Generation ragen immer aus den

Flächen u (114) der flachen pyramidalen Kristalle heraus (Tafel VI,

Fig. 3.

Zwei Proben von der Grube Franz Josef, 5. Lauf, zeigen die

Kristallisation von idiomorphen, braunen Descloiziten (0,26 mm

groß) zwischen den Flächen c (001) zweier Wulfenittafein. Das sieht

so aus, als ob sich die Descloizitkriställchen im Inneren des Wulfenites

befänden.

Eine Probe zeigt außer tafeligen und pyramidalen Kristallen

noch kleine prismatische bis zu 1 mm Größe. Sie sind durch Bleiglanzeinschlüsse

grauschwarz gefärbt. Die einzelnen dunklen Kristalle

ändern ihre Farbe mit der Entfernung von der Anwachsfläche

nach gelb. Die grauschwarzen Kristallbereiche weisen ebenflächige,

die gelblichen mehr krummflächige Konturen auf. Wulfenitflächen

können, wie ich bereits erwähnte, mit Hemimorphit und anderen

jüngeren Wulfenitkristallen bewachsen sein. Darüber hinaus können

sie auch noch von einer Limonit- und Mn-Oxydhaut überzogen

sein.

Das Gelbbleierz kommt seltener in derben Aggregaten vor, als

Füllung schmaler Klüfte zusammen mit braunen durchsichtigen

Descloizitkristallen oder als dünner Überzug.

Schließlich ist eine interessante Bemerkung von SCHROLL (1949 b,

S. 5) zu erwähnen: „Tafelige Trachttypen dürften sich eher aus

reineren und verdünnten Lösungen bilden; pyramidale Formen aus

konzentrierten, unreinen und stärker sulfathaltigen Lösungen, die

bei einer intensiveren Oxydation der Erze auftreten."

SCHROLL und KONTRUS erwähnen übereinstimmend — ich kam

auf Grund der Untersuchungen zu demselben Ergebnis —, daß die

rötlicheren Kristalle, die unmittelbar auf dem Wettersteinkalk liegen,

die ältere Generation sind.

Als Besonderheit kann das Auftreten von Wulfenitkristallen in

einer besonders großen Teufe, nämlich im 8. Lauf, Presselinse der

Grube Rudolf, gelten. Es handelt sich um orangegelb gefärbte tafelige

Kristalle (Typ 1) mit 5 mm Kantenlänge. Sie sind in einer

Krackenzone wandständig auf einer Eisenhydroxydkruste gewachsen.

Ein pyramidaler Wulfenit ist in Tafel VI, Fig 5, typisch tafelige

Formen sind in Tafel VII, Fig. 3, gezeigt.

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Ilsemannit, Mo 3 O 8 ( + aq + H 2 SO 4 ), Hydrogel.

Der Ilsemannit ist ein Oxydationsprodukt des Jordisits. Er

tritt in tintenblauen, erdigen Massen auf. Oft wird die Oberfläche

des fallweise benachbarten Bleiglanzes hellblau. Von der Grube Rudolf

ist nur eine Fundstelle bekannt, und zwar aus dem 5. Lauf,

Maschinkluftgang. MEIXNER (1957 b) beschreibt den Bleiberger

Ilsemannit und weist wie BRUNLECHNER (1899) darauf hin, daß

dieses Mineral erstmals 1871 von HÖFER beschrieben wurde.

„M olybdänocker" wird von KOSTELKA (1956 a) aus dem

Rudolfschacht-Friedrich beschrieben, als Begleitmineral des Molybdänsulfides.

V a n a d i n i t, Pb 5 [C1/(VO 4 ) 3 ], hexagonal,

D e s c 1 o i z i t, Pb (Zn) [OH/VO 4 ], rhombisch

Diese zwei Vanadate kommen hauptsächlich als kleine Kristalle

oder als dünne Überkrustungen aus der Altstefanie-Halde, von der

Legatenwand, der Bleiberger Sonnseite, also obertags vor.

Der Vanadinit bildet prismatische, braun gefärbte Kristalle mit

schlechten, gerundeten Flächen, die mit der Waldmann-Kugel nicht

meßbar sind. Die Vanadinite stammen aus der Altstefanie-Halde in

„Kadutschen" und sind meistens regellos auf löcherigem Wettersteinkalk

aufgewachsen.

SCHROLL (1953) und HOLLER (1935) erwähnen auch einen

Vanadinit-Fundort aus der Grube Stefanie, Einbaulauf, der aber nicht

mehr befahrbar ist.

Descloizit ist auch in der Grube Franz Josef, 2. Lauf, km 2,9,

Westerzzug (im Wettersteinkalk), gefunden worden. Es ist eine

braune Kruste vorhanden, die aus einigen Zehntelmillimeter großen

Kristallen besteht. Darauf sind noch Wulfenitkristalle gewachsen. Von

der Grube Stefanie, 11. Lauf, sind kleine braune, fast durchsichtige,

zerstreute Kristalle bekannt, die zum Teil in Wulfenit eingeschlossen

sind.

Der Descloizit kommt nur in sehr kleinen Kristallen mit den

Flächen (111) vor. Die Farbe ist schwarzbraun. Nach HOLLER (1935)

gibt es drei Fundorte: auf Schutthalden unter der Rauchfangwand,

am Sonnblicksteig über der Legatenwand und auf der Bleiberger

Sonnseite.

Im Durchlicht zeigt der Descloizit ein starkes Relief sowie

starken Pleochroismus (braun, lichtbraun bis gelb). Es liegen hier

nur kleine Kristalle von 0,01 x 0,007 bis 0,021 x 0,01 mm vor. Das

Mineral zeigt im polierten Anschliff deutlichen Reflexionspleochroismus

(Tafel VIII, Fig. 2) und kräftige Anisotropie, die aber bei genau

gekreuzten Polarisatoren durch die braunen Innenreflexe überdeckt

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wird. Das Mineral hat nach meinen Messungen am Mikrophotometer

ein Reflexionsvermögen von R = 16,7% (grün), R = 15,8 °/o (rot)

und R = 14,2 °/o (orange).

Wie beim Wulfenit erwähnt wurde, ist die Verwachsung mikroskopisch

kleiner Descloizitkristalle mit tafeligen Wulfenitkristallen

interessant, denn außer dieser seltenen Vergesellschaftung des Descloizites

mit Wulfenit sind die Vanadinite und Descloizite immer allein

auf Wettersteinkalk ausgebildet. In der Paragenese mit anderen

charakteristischen Oxydationsmineralen scheinen sie nicht vorzukommen.

Die Mikroparagenese der Vanadinmineralien soll nach SCHROLL

(1953) ähnlich der des Wulfenites sein. Vanadinit und Descloizit enthalten

immer Cr und Mo.

Hemimorphit (Kieselzinkerz, Calamin)

Zn 4 [(OH) 2 /Si 2 O 7 ] • H 2 0, rhombisch

Dieses Oxydationsprodukt der Zinkblende ist schon von BRUN-

LECHNER (1899) als „tafelförmige oder prismatische Kristalle" bildendes

Mineral erkannt worden. SCHROLL (1953) erwähnt, daß Hemimorphit

häufiger auftritt als der Zinkspat. Diese Beobachtung kann

ich bestätigen. Seine Untersuchungen über Spurenelemente brachten

einen Ge-Gehalt bis 0,1 °/o und einen Cd-Gehalt bis 0,03 °/o.

Der Hemimorphit aus Bleiberg-Kreuth tritt in kleinen, schönen,

glasglänzenden, zum Teil regellos aufgewachsenen Kristallen auf.

Sehr oft bilden die Kristalle kleine Rosetten. Messungen mit dem

Universaldrehtisch ergaben, daß die Kristalle mehr oder weniger mit

der b-Achse normal zur Anwachsfläche liegen. Diejenigen, welche die

Rosetten bilden, zeigen eine Drehung kontinuierlich um die b-Achse

(n y ). Bei manchen Rosetten ist gleichzeitig mit dieser Schwenkung

auch noch eine zweite Drehung feststellbar. Verfolgt man die einzelnen

Individuen der Rosetten von außen nach innen, so stellt sich die

b-Achse allmählich parallel und die c-Achse senkrecht zur Anwachsfläche.

Das Kieselzinkerz bildet aber nicht nur schöne Kristalle, sondern

kommt auch als krustenförmige Sinterbildung sowie als Tropfstein

(Stalaktiten) vor. Derartige Aggregate sind oft von sehr vielen kleinen

Hemimorphitkristallen bewachsen. Die Farbe des Kieselzinkerzes ist

infolge von Eisenhydroxydeinschlüssen braun, schmutziggrau bis

schwarz infolge von Bleiglanz- und Tonmineraleneinschlüssen, sehr

oft ist es aber auch farblos und wasserklar.

Die Hemimorphitkristalle sind dünntafelig, mittel- bis dicktafelig

nach a (100) (siehe Tab. 6). Die Hemimorphie der Kristalle

ist nicht nur an der c-Achse vorhanden, sondern man sieht sie oft

auch an anderen Flächen. So ist bei manchen Kristallen die Fläche

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Tab.Nr. 6

H E M I M 0 fì ? H TI

Tracht

1.Tafelig nach a\jOO)und

gestreckt nach der

c-Achse

Ramdohr 1967

a(iOO) D

e(iei ) *

m(i10) D

Gdt.1897

Dana 1892

b(010)

e(01i)

m(i10)

2.sehr dünntafelig nach

a(100)

a(iOO) •

m(i10) D

e(iO1 ) x

i(30i) *

t(03i) x-B

s (011 ) x

(012) selten«

b(010)

m(i10)

e(0ii)

i(03i)

t.(301)

S(101)

(102)

3.Dicktafelig nach a(iÜO)

a(iOO) D

m(i10) •

e(iOi) x

t(031) x

s (011) x

b(010)

m(i1.0)

e(OH)

t(30D

S(101)

t (031) größer entwickelt als die symmetrisch gelegene, oder sie ist

auf einer Seite groß entwickelt, während sie auf der anderen Seite

fehlt. Ähnliches kann man auch an der Fläche s (Oli) beobachten. Die

Hemimorphitkristalle von Bleiberg sind gut ausgebildet und geben

meistens sehr gute Signale- Die Messung gelang sehr genau, die Ergebnisse

am Reflexionsgoniometer konnten mit denen der Waldmann-

Kugel verglichen werden.

Wir bekommen die Flächen (nach RAMDOHR & STRUNZ 1967,

neue r. A. V.): a (100), Hauptfläche; m (110), Hauptfläche, aber

etwas kleiner als die a-Fläche; e (101), Hauptfläche; i (301), sehr

schmal und nicht immer entwickelt; t (031), klein, selten tritt sie

als Hauptfläche hervor; s (011) klein, ausnahmsweise aber auch groß.

Bei manchen Kristallen sind die Flächen t (031) oder s (011) so

groß ausgebildet, daß der Kristall bei flüchtiger Betrachtung spießig

erscheint.

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Die Flächen a (100), t (031), s (Oil) sieht man gut in Tafel VIII,

Fig. 4. Mehrfach ist ein orientiertes Weiterwachsen von Hemimorphitkristallen

zu bemerken (Tafel VIII, Fig. 4 und 7). Der jeweils ältere

Kristall ist durch Eisenhydroxyd gelb gefärbt, der später entstandene

ist wasserklar, durchsichtig. In den jüngeren Kristallen sind manchmal

regellos verteilte Quarzeinschlüsse zu finden (Tafel VIII, Fig. 7).

Wahrscheinlich sind die idiomorphen Quarzkristalle primär im Hemimorphit

eingeschlossen. Meiner Meinung nach sind diese Quarzkörner,

von denen manche schon korrodiert sind, aus dem Wettersteinkalk,

wo sie zur primären Paragenese gehören, mechanisch umgelagert

worden. Für diese Ansicht spricht die gleiche Korngestalt und

Größe der Quarzkriställchen.

In den neugebildeten Kristallen sind in einem kleinen Abstand

von den Innenkristallen auch kleine Tonpartikel angelagert, und zwar

parallel den Flächen t (031), s (011) und e (101) (Tafel VIII, Fig. 4).

Die Toneinschlüsse kann man folgendermaßen erklären: Zunächst

kommt es zur Bildung eines kleinen, wohlausgebildeten Kriställchens.

Dann erfolgt eine Unterbrechung im Wachstum. In dieser

Ruhepause wurde auf den Flächen der Kristallenen Eisenhydroxyd

chemisch und Tonpigment mechanisch angelagert. Dieser Vorgang

des Wachstums mit Stagnationen und Verunreinigungen wiederholte

sich mehrfach, wobei gewisse Unterschiede in der mechanischen Anlagerung,

abhängig von der Lage der Kristallfläche, zur Geltung

kamen. Nunmehr neuerliches Einsetzen von Kristallbildung, wobei

der pigmentierte Innenkristall von einem meist wasserklaren, viel

größeren umhüllt wurde.

Die Größe der Hemimorphitkristalle schwankt zwischen kleinsten,

nur mit Lupenvergrößerung sichtbaren Kristallen, bis zu 1 cm

großen Individuen. So große Kristalle stammen aus der Grube

Stefanie, 11. Lauf. Sie sind auf einem Kalkstück rasenartig gewachsen.

Bemerkenswert ist, daß bei diesen Kristallen sowohl die untere Hälfte

als auch die obere völlig ausgebildet ist, so daß statt der Flächen

v (211) und v (2ÎÏ) im unteren Teil die Flächen e (101) und t (031)

wie im oberen Teil ausgebildet sind. Wir haben also in dieser Richtung

keine Hemimorphie, wie man bei Hemimorphit normalerweise

erwarten würde.

Die untersuchten Proben lassen auf folgende Paragenese des

Hemimorphites schließen: Bei sehr vielen Handstücken sitzen die

Kristalle regellos auf angewittertem Wettersteinkalk. In anderen

Fällen sind nach der Hemimorphitkristallisation honiggelb gefärbte

Wulfenitkristalle entstanden und als jüngste Bildung noch Eisenhydroxyd.

Sehr oft füllen Hemimorphite wandständig kleine

Lösungshohlräume aus, z. B. in porösem Eisenhydroxyd, das aus

Eisenbisulfid oder auch aus Zinkblende gebildet worden ist.

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Interessant ist noch diese Abfolge: Bleiglanz, auf welchem

derber Cerussit sitzt, dann Cerussitkristalle und Eisenhydroxydüberzug.

Auf dem Eisenhydroxyd und auf den Flächen des Cerussites

sind zarte, wasserklare Hemimorphitkristalle ohne Einschlüsse aufgewachsen.

Oft haben wir die gleiche Abfolge, jedoch sind statt

Cerussitkristallen Wulfenite vorhanden.

Eine andere Paragenese ist folgende: Auf Bleiglanz, der teilweise

zu derbem Cerussit umgewandelt ist, sitzen Cerussitkristalle, darüber

folgt ein schaliger, kreideweicher Hydrozinkitbelag: In den innerhalb

des Hydrozinkites infolge der wandständigen Anlagerung frei gebliebenen

Hohlräumen sitzen junge Baryttafeln, die zur Oxydationszone

gehören. Die Flächen des Barytes sind durch zarte, wasserklare

durchsichtige Hemimorphitkristalle besetzt. Diese Hemimorphite sind

nur mit der Lupe feststellbar, sie müßten die jüngsten der ganzen

Hemimorphitbildung sein (Proben aus Stefanie, 11. Lauf, Konradigang).

Die Flächen sind dieselben wie bei den älteren Kristallen.

Auf Cerussitkristallen sitzt auch sehr oft eine Hemimorphitkruste

mit vielen engverwachsenen Kristallen (Grube Rudolf, 4. Lauf,

Nasser Vierergang). Gelegentlich ist die Verdrängung von Zinkblende

durch Hemimorphit sowohl makroskopisch als auch mikroskopisch

zu beobachten. Ein Beispiel für übernommene Struktur bei

der Umwandlung der Schalenblende in Hemimorphit zeigt Tafel VIII,

Fig. 5. Mikroskopisch sind Hemimorphitkristalle mit kolloidalem

Gefüge zu sehen, bedingt durch Pigment (= Ton-Einlagerungen,

Karbonat). Ein Zeichen, daß dieser Hemimorphit aus Schalenblende

entstanden ist und ein Teil der früheren Struktur erhalten blieb.

Bei mehreren Proben liegt, wie erwähnt wurde, der Hemimorphit

ohne Zinkblendespuren auf fremdem Untergrund (z. B. auf Wettersteinkalk,

auf Cerussit oder Hydrozinkit). Auch die Tatsache, daß im

7. Lauf des Antoni-Revieres oxydierte Schalenblende auftritt, Bleiglanz

aber keine Oxydationserscheinungen zeigt, führt zur Vermutung,

daß die Zinkblende schneller umgewandelt wird und beweglicher

ist als der Bleiglanz. Dies hat auch TAUPITZ (1954) beschrieben.

Unter dem Mikroskop ist der Hemimorphit im Durchlicht wegen

seiner charakteristischen Doppelbrechung und seiner idiomorphen

Tracht leicht zu erkennen. Im Anschliff dagegen ist er nicht leicht

von anderen, ähnlichen, schwach reflektierenden Mineralien zu unterscheiden.

Bei der Untersuchung mit der Immersionsmethode stellte

sich heraus, daß die Calamine aus Bleiberg reine Calamine sind und

nicht als Mischkristalle vorliegen.

Sehr oft sieht man Verdrängungen des Quarzes durch Hemimorphit,

sogar auch Pseudomorphosen.

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Smithsonit (Zinkspat) ZnCOß, trigonal

Das Zinkkarbonat tritt in der Lagerstätte nicht so häufig wie der

Hemimorphit auf. Es ist als traubig-nierige Kruste (Tafel VI, Fig. 6)

mit rauher Oberfläche oder in Form kleiner Stalaktiten von wenigen

Millimetern Länge ausgebildet. Es kommt auch schalig-schichtiges

Gefüge durch rhythmisch-chemische Anlagerung vor.

Die Farbe des Bleiberger Smithsonits ist weiß und braun bis

braunrot. Die Immersionsmethode ergab allgemein einen neo-Wert

zwischen 1,800 und 1,810, nur in einem Fall zwischen 1,810 und 1,840.

Diese Werte stimmen nicht mit dem nca (1,849) von reinem Smithsonit

überein. Es ist also bemerkenswert, daß der Bleiberger Smithsonit

kein reines Zinkkarbonat ist, sondern ein Mineral mit Ca-Gehalt.

Das geht auch aus einer Elementaranalyse hervor. Eisen ist nur in

Spuren vorhanden. Die Rö-Difraktionsdiagramme stimmen hingegen

mit den Werten für Smithsonit überein.

Oft wird der Smithsonit im Handstück übersehen, da er meist

nur in kleinen, mikroskopisch feststellbaren Mengen vorkommt.

Außerdem besteht oft eine Vermischung mit Eisenhydroxyd, wobei

eine makroskopische Unterscheidung beider nicht leicht fällt.

Die kleinen niedrigen Gebilde des Zinkspats sitzen oft auf

Hydrozinkit oder in kleinen Hohlräumen des Bleiglanzes, die durch

Oxydation desselben entstanden sind. In einer Probe ist der Smithsonit

neben Cerussit ausgebildet und schaltet sich zwischen zwei

Cerussitgenerationen ein (Grube Stefanie, 11. Lauf, Konradi-Gang)-

Er überwächst dort durch Bleiglanzeinschlüsse schwarz gefärbte

Cerussite. Auf diesem Zinkspat sind stellenweise die Kristalle der

zweiten Cerussitgeneration aufgewachsen. Diese sind wasserklar und

bilden meist pseudohexagonale Drillinge mit gut ausgebildeten Flächen.

Manchmal bilden die Smithsonite neben Hydrozinkit die Unterlage

für Tafeln sekundärer Baryte der Oxydationszone.

Die kugelig-nierigen oder traubenförmigen Gebilde des Zinkspates

(Tafel VII, Fig. 2) sind nicht nur aus der Grube Stefanie bekannt.

Sie kommen auch in der Grube Max, und zwar im 6. Lauf,

äußerster Westen, vor. Dort sind sie unmittelbar auf Bleiglanz aufgewachsen

oder sie sind auf einer dazwischenliegenden, feinen Hydrozinkithaut

ausgeschieden. Auch die Grube Franz Josef liefert solch

traubigen Smithsonit, der kleine Spalten in Wettersteinkalk oder in

Zinkblende füllt.

Im Dünnschliff sieht man das charakteristische, feinkörnige,

geschlossene Gefüge und die kleinen, gerundeten Körner. Manchmal

sind die Körner durch kleine Tonaggregate und auch durch kleine

Bleiglanzeinschlüsse verunreinigt oder es ist zonar Eisenhydroxyd

im Smithsonit eingebaut. Derartige Smithsonitkristalle haben rhomboedrische

Gestalt mit gerundeten Kanten und sehen so aus, als ob

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sie Pseudomorphosen nach zonar gebauten Fe-reichen und Fe-armen

Zinkblendeaggregaten wären (Tafel VIII, Fig. 3).

Im Durchlicht sowie im Auflicht ist auch eine Verdrängung des

Dolomits nach der Spaltbarkeit durch Zinkspat festzustellen

(Tafel VIII, Fig. 6).

Die Berührungsflächen zwischen Zinkkarbonat und Zinksilikat

sind meistens fixkonturiert. Nur selten sind Verdrängungen zwischen

Hemimorphit und Zinkspat beobachtet worden. So erscheint manchmal

divergentblättrig-idiomorphes Kieselzinkerz durch Smithsonit

angegriffen. Tafel VIII, Fig. 8, zeigt die Verdrängung der Zinkblende

durch Smithsonit.

Im Auf licht erscheint der Smithsonit etwas dunkler als der Cerussit,

und charakteristisch für ihn sind die gelblichen bis weißen Innenreflexe.

Er zeigt starke Bireflexion, die Anisotropieeffekte sind durch

Innenreflexe weitgehend verschleiert.

BRUNLECHNER (1899, S. 74) beschreibt eine Pseudomorphose von

„schaligem derben Galmei, nach Schalenblende; die äußersten Rinden

mit G. bedeckt; ockerige Pertien trennen die einzelnen Lagen

voneinander." Nach eigenen Befunden ist das Gefüge dieses Galmais

löcherig. In diesen Hohlräumen sind wandständig reine und gut ausgebildete

Hemimorphite sowie auch kugelige und nierenförmige

Smithsonitaggregate aufgewachsen. Zum Teil sind die Flächen dieser

intern gewachsenen Kristalle mit Eisenhydroxyd besetzt.

Hydrozinkit (Zinkblüte) Zns [(Oi-L)s/COs]2, monoklin,

und L o s e y i t.

Der Hydrozinkit, ein basisches, leicht lösliches Karbonat ist eines

der häufigsten Oxydationsprodukte der Zinkblende. Er bildet kreideweiche,

weiße, schalige Anflüge oder Halbkugeln, sehr gern auch

Tropfsteine. Manchmal ist seine Oberfläche durch ausgeschiedenes

Eisenhydroxyd rötlichbraun oder durch Bleiglanzaggregate grauschwarz

gefärbt. Im Durchlicht erscheint der Hydrozinkit sphärolitisch

oder zeigt ein schaliges Gefüge, bestehend aus feinen Fasern

mit n z in der Längsrichtung. Manchmal sind, wie schon erwähnt, die

verschiedenen Schalen durch Eisenhydroxydkonturen getrennt. Solche

Konturen trennen oft auch viele übereinanderliegende Hydrozinkitschichten.

Verdrängungen von Zinkblende durch Hydrozinkit sind selten,

da wahrscheinlich die Zinkblende zur Gänze oxydiert wurde oder

der Hydrozinkit als wasserlöslich und wanderfähig weggeführt

wurde: Nur von der Grube Antoni sind Beispiele solcher Verdrängungen

vorhanden, wie ich sie analog auch bei Hemimorphit erwähnt

habe. Makroskopisch sichtbar bildet der Hydrozinkit bei beginnender

Verwitterung feine weiße Schichten auf Schalenblendehalbkugeln.

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Hydrozinkit kommt immer mit den anderen typischen Oxydationsmineralen

vor. Am häufigsten bildet er millimeterdünne Überzüge

auf zersetztem Bleiglanz. Auf diesen kreideweichen und weißen

Hydrozinkit folgen die Hemimorphitkristalle und schöne Cerussitdrillinge,

sekundäre Baryte sowie auch durchsichtige Wulfenitkristalle,

die alle schon besprochen wurden. Selten bildet er nicht nur eine

einheitlich schalige Schicht, sondern auch schneeweiße Kugeln oder

kleine, zarte Tropfsteine, millimetergroße Stalaktiten und Stalagmiten).

Die Hydrozinkithalbkugeln sind zusammen mit Cerussitkristallen

gewachsen und zeigen Trockenrisse. Die Oberfläche ist bei manchen

Proben seidigglänzend, bedingt durch feine Nadeln, die nur mit einer

starken Lupe feststellbar sind. Solche Hydrozinkite stammen aus

der Grube Stefanie, 11. Lauf, Konradi-Gang und Josefi-Gang.

Cerussite und Hydrozinkithalbkugeln sind außer auf Bleiglanz

noch auf Eisenhydroxyd ausgebildet (dieses Eisenhydroxyd ist aus

den Eisenbisulf iden entstanden; man sieht manchmal Pseudomorphosen

nach Pyrit).

Immer sind auf diesen Hydrozinkithalbkugeln und Tropfsteinen

wasserklare und junge Hemimorphitkristalle aufgewachsen. Es gibt

aber auch Fälle, in denen der Hydrozinkit älter als der Hemimorphit

ist. In Dünnschliffen sieht man, daß Hemimorphit durch Hydrozinkit

verdrängt wird.

Auf Grubenholz (Grube Max) treten noch rezent gebildete weiße

Überzüge auf, die von BRUNLECHNER (1899) und SCHROLL (1953)

als Hydrozinkit beschrieben wurden. Diese weißen Gebilde sehen

tatsächlich aus wie Hydrozinkit, jedoch ergab die Untersuchung der

Brechungsindizes, daß ein anderes Mineral mit einem n y -Wert unter

dem des Hydrozinkits vorliegen muß. Zum Vergleich: n y Hydrozinkit

= 1,736 (WINCHELL), das hier vorliegende Mineral hat n y = 1,648.

Dies entspricht dem Wert für Loseyit = R 7 (OH) 5/(CO 3 ) 2 . R = Mn,

Zn, Mg. Die Röntgenkontrolle ergab ebenfalls Loseyit. Neben Loseyit

tritt auch noch Hydrozinkit auf.

Limonit (Goethit und Lepidokrokit) FeOOH,

rhombisch

Häufiger tritt Goethit auf, während der Lepidokrokit nur selten

vertreten ist. Es sind die Oxydationsprodukte des Eisenbisulfides

und der Fe-reichen Zinkblenden.

Das Eisenhydroxyd ist mannigfaltig ausgebildet. Aus der Grube

Stefanie kommt es u. a. als ockerige, braunrote, erdige Masse vor. Es

tritt zwischen primären Erzen, auf Bleiglanzaggregaten auf und ist

manchmal reichlich in kleinen Spalten des Bleiglanzes vorhanden.

Teilweise sieht es so aus, als ob dieses Eisenhydroxyd in den Bleiglanz,

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diesen verdrängend, eingreife. Sehr oft tritt es als Unterlage des

Wulfenites auf zerklüftetem und pulverigem Wettersteinkalk auf.

Manchmal ist es vermischt mit verschiedenen Mn-Oxyden, es überkrustet

die Flächen des Wulfenites, der Hemimorphite, Dolomitrhomboeder

und anderer Oxydationsminerale. Oft sind Hemimorphite

und Calcite durch Eisenhydroxydeinschlüsse braun gefärbt.

Von der Grube Max (Thomas-Stollen) liegen zahlreiche Proben

vor, bei denen Eisenhydroxyd in Form feiner Blättchen, dunkelbraun

mit verschiedenen Anlauffarben, ausgeschieden ist. In derselben Grube

ist Eisenhydroxyd mit Greenokit und Schwefel auf jungen Harnischflächen

als Belag, zum Teil verschmiert, zu sehen.

Eisenhydroxyd ist auch als rezente Bildung in der Grube Antoni

anzutreffen. Es bildet dort kleine, weiche oder noch poröse, wasserhaltige

Stalaktiten, die im Inneren eine kleine Menge Schwefel, dazu

noch Pyrolusit und Groutit (nach Rö-Befund) enthalten.

Diese Proben mit rezentem Eisenhydroxyd, Schwefel und Mn-

Oxyden stammen aus dem 6. Lauf der Grube Antoni, und zwar

aus dem Westabschnitt der Wolfgangkluft. Dort ist auch Haufwerk

mit Eisenhydroxyd zu einer Breccie verkittet. Die Bergleute vermuten,

daß dieses Haufwerk im Jahre 1934 deponiert wurde.

Es muß noch erwähnt werden, daß Eisenhydroxyd, wie auch

BRUNLECHNER (1899) schreibt, charakteristische kolloidale Gefüge

bildet, die makroskopisch und mikroskopisch wahrnehmbar sind.

Polierte Anschliffe zeigen, daß der größere Teil des Eisenhydroxyds

Nadeleisenerz ist und daß nur ganz wenig und oft nur in

Spuren Rubinglimmer vorhanden ist. Bei einer Probe aus Antoni

(6. Lauf, im Liegenden des „Dreierlagers") ist typischer Rubinglimmer

reichlich vorhanden, strahligblättrig ausgebildet, stark anisotrop mit

lebhaft roten Innenreflexen (Tafel IX, Fig. 1).

Im Handstück ist dieser Lepidokrokit nicht vom Nadeleisenerz

zu unterscheiden. Manchmal vermutet man vielleicht von der Farbe

her, daß wahrscheinlich Rubinglimmer dabei ist.

In den von mir untersuchten polierten Anschliffen tritt Nadeleisenerz

als Verdränger des Markasits, des Pyrites und der Zinkblende

(Tafel IX, Fig. 2) auf. Charakteristisch sind Pseudomorphosen des

Goethits nach Pyrit.

Auch reagiert Eisenhydroxyd mit Calcit. Im Calcit dringt es

parallel der rhomboedrischen Spaltbarkeit ein, und verbreitet sich

dann weiter nach allen Richtungen (Tafel IX, Fig. 3). Im Nadeleisenerz

ist oft eine andere sehr feinkörnige, zum Teil kolloidale Masse eingeschlossen,

die im Auflicht stärker reflektiert als der Goethit. Wegen

der Feinkörnigkeit ist es schwer, eine Anisotropie festzustellen, aber

das höhere Reflexionsvermögen im Vergleich zum Nadeleisenerz

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spricht für Rubinglimmer. Es scheint bei diesen Massen der Lepidokrokit

früher entstanden zu sein als der Goethit und er wurde dann

zum größten Teil in Goethit umgewandelt.

Baryt, Ba SO 4 , rhombisch

Wie schon im Abschnitt „primärer Baryt" erwähnt, tritt Baryt

als Oxydationsmineral auf in Form tafeliger, weiß gefärbter Kristalle.

Derartige Kristalle stammen aus der Grube Stefanie (11. Lauf,

Konradi-Gang) und sind auf einer weißen Hydrozinkitschicht neben

Hemimorphitkristallen wandständig in kleinen Klüften aufgewachsen.

Die Kristalle sind zum Teil sehr feintafelig, besonders jene, die

in Gesellschaft mit Zinkspat vorkommen (Dicke der Tafeln 0,02 bis

0,025 mm).

Kristalle, die auf Hydrozinkit sitzen, sind dagegen bis 0,5 mm

dick und erreichen manchmal eine Kantenlänge von 4 mm. Alle diese

sekundären Baryte sind einfach ausgebildet mit Flächen c (001)

und m (210). Die Bildung der Baryte erfolgte nach der des Hydrozinkites

und zum Teil auch nach der des Zinkspates. Nach Baryt

entstand eine zweite Hemimorphitgeneration, bestehend aus winzigen,

wasserklaren, diamantglänzenden, idiomorphen Kristallenen, die auf

Barytflächen wuchsen.

SCHROLL (1953) erwähnt aus der Grube Franz Josef tafelige

Barytkristalle als „hydrische Bildungen". Er nimmt an, daß sie jünger

sind als die Calcitkristalle des Typus 5, Rüdersdorf (Tab. 2). Diese

Kristalle besitzen eine große Fläche o (011), dazu noch die Flächen

m (110), N (230), -n (320), X (130), l (210), n (120) und b (010)

(Indizierung nach altem Achsenverhältnis).

SELTENE OXYDATIONSMINERALE

(?) „L e a d h i 11 i t": Trotz reichen Probenmaterials aus der

Grube und aus dem Museum Villach ist es mir nicht gelungen, dieses

Mineral festzustellen. Die bis jetzt als Leadhillit vermuteten Minerale

erwiesen sich nach röntgenographischer Untersuchung als Cerussit.

Leadhillit aus Bleiberg beschrieb KONTRUS (1948/49) in einer Paragenese

mit Cerussit. Er beschreibt diese Minerale als „sporadisch

auftretende blättrige, subparallel verwachsene Aggregate mit einem

Durchmesser von 6 bis 8 mm. Im ultravioletten Licht sollen nach

KONTRUS diese Kristalle intensiv grüngelb fluoreszieren.

Greenockit (CdS, hexagonal), Schwefel (S): Schon

BRUNLECHNER beschreibt den Grennockit als „zitronengelben Anflug

auf Schiefer". Weiters heißt es (S. 95): „Greenockit spaltet sich bei der

Umlagerung cadmiumhältiger Blenden zuweilen ab und erscheint

dann in Gesellschaft meist jüngerer und jüngster Gebilde".

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Greenockit kommt in Bleiberg als grünlich-gelber Anflug in kleinen

Mengen auf Bleiglanz und Nebengesteinen vor, oder auch in der

Nähe hellgelber Zinkblende, die als cadmiumreich gilt. In der Grube

Antoni gibt es Greenockit als junge Bildung mit Schwefel und Eisenhydroxyd.

Manchmal sind es weiche Greenockit-Aggregate und der

Schwefel bildet kleine Halbkugeln, die in der Grube wasserhaltig,

weich und intensiv gelb gefärbt sind.

Der Schwefel ist im allgemeinen wohl eine sehr junge und zum

Teil rezente Bildung.

Melanterit (Eisenvitriol), Fe SO4 . 7H2O, R o z e n i t

Fe SO4 . 4H 2 O, B i a n c h i t (Zn, Fe) SO 4 . 6H 2 O: In kleinen Klüften

des Schiefertons treten haarförmige, lichtgrüne Gebilde auf, die

sich nach dem Brechungsindex als Melanterit erwiesen. Im

Sonnenlicht verliert dieses Mineral mit der Zeit seine zarte grüne

Farbe und einen Teil seines Wassers; es wird in R o z e n i t umgewandelt,

ohne aber sein Gefüge zu verlieren. Eine Rö-Aufnahme

zeigt neben Melanterit und Rozenit auch B i a n c h i t.

Mn-Hydroyde: Mn-Oxyde treten immer in kleinen

Mengen mit Eisenhydroxyd auf. In einem Fall liegt eine Verwachsung

mit Wulfenit vor. Die Probe hat mir freundlicherweise Herr Universitätsprofessor

Dr. H. MEIXNER zur Bestimmung übergeben. Sie

stammt aus der Grube Franz Josef, 5. Lauf, km 3- Andere Proben

von dieser Fundstelle sind nicht bekannt.

Nach einer Rö-Aufnahme handelt es sich um Todorokit.

Das Gefüge ist traubig und nierig, die Farbe schwarz (Tafel IX,

Fig. 4). Eine noch genauere Untersuchung von Prof. MEIXNER ergab

den Zn-Todorokit namens Woodruffit (Mn, Zn) 8

(O, OH) 16 + 2H 2 O, monoklin.

In polierten Anschliffen ist das kolloidale Gefüge deutlich zu

sehen. Das Mineral hat nach meinen Messungen am Mikrophotometer

von REICHERT ein Reflexionsvermögen von R = 27 °/o

(470 nm), R = 21 % (550 nm), R = 20,1 °/o (580 nm), R = 18 °/o

(650 nm). In den sehr feinkörnigen Aggregaten sind Reflexionspleochroismus

und Anisotropieeffekte wahrnehmbar. Innenreflexe

scheinen zu fehlen. Die Mikrohärte VHN (in kp/mm 2 ) streut in den

kompakteren Arealen von 500 bis 525.

Andere nur auf Grund von Rö-Aufnahmen nachgewiesene Mn-

Oxyde sind die schon mehrmals erwähnten G r o u t i t Mn HO2,

Pyrolusit ß-Mn O2, die mit Eisenhydroxyd vorkommen und

mit ihm zusammen nierige, schwarze Überzüge bilden. In einer

Probe von der Grube Stefanie, 11. Lauf, welche makroskopisch dunkelbraune

bis schwarze, dünne, matte Krusten auf Hemimorphitkristallen

zeigt, wurde röntgenographisch Psilomelan Mn O 2

nachgewiesen. Dieser schwarze erdige Anflug scheint öfters aufzu-

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treten. H. MEIXNER beschreibt auch ein Zn-Mn-Oxyd mit dem Namen

Tunnerit aus Bleiberg (Zn Mn 3 O 7 . 3H 2 O): „Dünne rötlichbraune

bis stahlgraue Schalen neben Hemimorphit-xx über Hydrozinkit sind

dem qualitativen Chemismus nach erst als ,Zinkmanganerz' beschrieben

und dann von CORNU Tunnerit genannt worden" (1957 b,

S. 54). Eine erstmalige Notiz über dieses Mineral scheint bei BRUN-

LECHNER (1899) auf. Nach freundlicher Mitteilung von Herrn

Prof. Dr. MEIXNER dürften aber diese Aggregate mit dem Woodruffit

identisch sein.

Unter den Manganoxyden muß man noch „W a d" erwähnen.

Das Mineral tritt rezent in Form dunkelbrauner bis schwarzer Dendriten

auf.

ZUSAMMENFASSUNG

Über die extern-sedimentären, meist schichtig angelagerten Minerale Bleiglänz,

Zinkblende, Wurzit, Pyrit, Markasit, Baryt, Fluorit,

Quarz, Karbonate liegen seit den letzten Jahren bereits Neubearbeitungen

vor (SCHROLL, SCHULZ).

Zu den syndiagenetischen, intern auskristallisierten Mineralen, die man am

besten als „synsedimentär im weiteren Sinne" bezeichnet, können einige Neubefunde

gegeben werden. Der Mineralbestand der Klüfte, Kracken u. a. Hohlräume

im Gestein entspricht nach bisherigen Kenntnissen weitgehend dem der

extern sedirrientierten Paragenese, unterscheidet sich aber im Gefüge. Die in Bleiberg

vorkommenden schönen Mineralstufen stammen zum Großteil aus diesen

Bereichen. Nach meiner Ansicht sind auch noch Anhydrit, Strontianit

und C ö 1 e s t i n zur synsedimentären Paragenese i. w. S. einzureihen.

An Neuergebnissen zu den bisher genannten Mineralien liegen vor: an Pyritund

Markasitkristallen sind verschiedene Trachten beobachtet worden, so bei

Pyrit würfelige Kristalle, Kubooktaeder mit a (100) und o (111) und Oktaeder

sowie bei Markasit Vierlinge nach e (101), Kristalle mit 1 (011) und (102),

tafelige nach der Fläche c (001) und flache pseudooktaedrische Kristalle.

C a 1 c i t : Die verschiedenen Beobachtungen haben gezeigt, daß die Kanonenspäte

nicht nur eine spätere Bildung sind, sondern daß es auch solche Kristalle

gibt, die nach den vorhandenen Beispielen synsedimentär i. w. S. gebildet worden

sind. Von Kanonenspäten gibt es außer der gewöhnlichen Form mit m (1010), wenn

auch nur selten solche, die statt dieser Fläche die Fläche ( l v (0.14.14.1) besitzen.

Baryt bildet tafelige Kristalle, die außer den schon bekannten Flächen

noch zusätzlich d (101), 1 (102), z (211) zeigen. Bei Barythäubchen steht die

a-Achse senkrecht zur Anwachsfläche und die Kristallbüschel zeigen außerdem eine

Rotation der Einzelkristalle um die a-Achse.

Quarz ist auch in kleinen Kracken vorhanden zusammen mit Calcit- und

Dolomitkristallen, ebenfalls eine allerdings seltene syndiagenetische Bildung.

An den schönen Kristallen des C ö 1 e s t i n konnte u. a. noch ein dickprismatischer

Typ unter den bisher bekannten Typen gefunden werden.

Molybdänglanz : Für das relativ selten auftretende Molybdänsulfid

kann nach optischen Untersuchungen die bisher vertretene Ansicht bestätigt werden,

wonach sowohl amorpher J o r d i s i t als auch feinkristalliner Molybdänglanz

vorliegt.

Unter den synsedimentären Mineralen sind verschiedene Verdrängungen zu

beobachten. Bleiglanz verdrängt Zinkblende, Calcit und Dolomit verdrängen sich

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gegenseitig. Die beobachtete selektive Umwandlung des Bleiglanzes in Cerussit

bestätigt auf Grund der Beobachtung eines abgebildeten Kolloidgefüges die Annahme,

daß es hier Bleiglanz gibt, der ursprünglich wenigstens zum Teil kolloidal

ausgeschieden wurde. Baryt wird, abgesehen von bisher bekannten Verdrängungen,

auch durch Hemimorphit und Zinkspat verdrängt. Ferner ist eine Verdrängung des

Cölestins durch Calcit zu beobachten.

Die jüngsten in der Oxydationszone gebildeten Minerale sind: Cerussit,

Plumbo-Calcit, Anglesit, Barytoanglesit, Wulfen it, Vanadinit,

Descloizit, Hemimorphit, Smithsonit, Hydrozinkit,

Loseyit, Goethit, Lepidokrokit, Baryt, Greenockit, Schwefel,

Melanterit, Rozenit, Bianchi t, Woodruff] t, Groutit,

Pyrolusit, Psilomelan, Tunnerit, ferner Ilsemann it und

Molybdänocker.

Hierzu liegen folgende Neuergebnisse vor:

Cerussit: Neben den bisher bekannten vier Trachttypen kommt noch ein

fünfter mit linsenförmigen Kristallen vor. Die Tracht entsteht durch die Flächen

b (010), m (110), p (111), i (021), die mehr oder weniger gleich groß sind. Neu für

Bleiberger Cerussite sind auch die nadeligen, prismatischen, nach der a-Achse gestreckten

Kristalle sowie auch die Flächen n (051), jx (324), o (173), :t (302),

s (121), w (211), 1 (201) und e (101).

Plumbo-Calcit : Unterscheidung von drei Typen mit Hilfe von

Röntgenaufnahmen, einer Färbemethode für Dünnschliffe mit Kaliumbichromatlösung

sowie mit Immersionsmethode: 1. Gering bleihaltige Plumbo-Calcite,

2. Etwas mehr als Typ 1 bleihaltige Plumbo-Calcite (Zonarbau infolge von bleihaltigem

Calcit und reinem Calcit) und 3. weiße Rhomboeder, die am stärksten

cerussithälcig sind. Auch manche Calcite des Typs „Rüdersdorf" (= Hutcalcite)

sind cerussithältig und sind zum Typ 1 einzuordnen.

Anglesit: Tritt in der Lagerstätte zurück, wofür zwei Möglichkeiten

anzunehmen sind: 1. Oxydation des Bleiglanzes nur zu Bleikarbonat oder 2. Umwandlung

des Anglesites fast zur Gänze in Cerussit.

W u 1 f e n i t : Die Formen des Wulfenites wechseln von tafeligen Kristallen

bis zu pyramidalen mit allen Zwischenstadien. Die pyramidalen Kristalle sind oft

anstelle der Basisfläche c (001) in vier kleinere Pyramiden aufgelöst. Neue Flächen

für Bleiberger Wulfenite sind: ip (1.1.32) und x (1-1.24). Die Fläche x bildet

zusammen mit der Fläche c (001) und einigen anderen untergeordneten Flächen

einen neuen Typ für Bleiberg, nämlich den Typ 6. Die Fläche c (001) ist oft durch

Vizinalflächen ersetzt, und zwar durch vier sehr flache Pyramidenflächen mit

p^20. Es konnte auch eine Hemimorphie des Wulfenites in bezug auf Flächen,

Farbe und Glanz beobachtet sowie weiße oder wasserklare tafelige Wulfenite beschrieben

werden, die manchmal in vier Generationen zu finden sind. Eine Röntgenaufnahme

dieser Kristalle hat Wulfenit und dazu noch Cerussit ergeben.

Descloizit: Obwohl der Descloizit nur als eine feine, sehr dünne Kruste

vorkommt, ist es gelungen, ihn im Auflicht zu beobachten und die bisher seltenen

optischen Daten zu überprüfen. Im polierten Anschliff zeigt der Descloizit starken

Reflexionspleochroismus sowie kräftige Anisotropieeffekte trotz starker brauner

Innenreflexe schon in Luft.

Hemimorphit: Nach statistischer Auswertung der Lage von Hemimorphit-Rosetten

liegen die Kristalle mit der b-Achse normal zur Anwachsfläche,

wobei eine Rotation um die b-Achse feststellbar ist. Die Hemimorphite von Bleiberg

sind immer in tafeliger Form (fein- bis dicktafelig) beobachtet worden,

manche davon sind spießig durch die dominierenden Flächen t (031) oder s (011)

entwickelt. Nur bei den Flächen t (031) und s (011) ist Hemimorphie vorhanden.

Bei manchen Kristallen ist auch ein periodisches Weiterwachsen zu beobachten.

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2 i n k s p a t : Die Struktur des Zinkspates ist traubig-nierig, stalaktitisch

oder schalig-schichtig. Er ist auch in kleinen Kristallen vorhanden, die zonar mit

Eisenhydroxyd gebaut sind. Diese Kristalle sind offenbar aus zonaren Fe-reichen

und Fe-armen Zinkblendeaggregaten entstanden. Die Brechungsindizes stimmen

nicht mit denen für reinen Zinkspat überein. Nach einer Elementaranalyse dürfte

die Ursache in einem Ca-Gehalt des Zinkspates liegen.

Goethit-Lepidokrokit : Nadeleisenerz (Goethit) tritt gegenüber

Rubinglimmer in der Lagerstätte häufiger auf. Der Rubinglimmer (Lepidokrokit)

bildet ausgezeichnete Beispiele für sphärolitische Gefüge.

Von den verschiedenen beobachteten Pseudomorphosen und Verdrängungen,

abgesehen von der Oxydation der primären Minerale, sind zu

erwähnen: Die Pseudomorphose des Hemimorphites nach Quarz, die Verdrängungen

des Dolomits und des Hemimorphits durch Zinkspat, die Verdrängungen

von Markasit, Pyrit, Zinkblende und Kalkspat durch Eisenhydroxyde und die des

Hemimorphites durch Hydrozinkit.

Schließlich sind noch die für Bleiberg neu gefundenen Minerale

zu nennen:

1. BARYTOANGLESIT: Kristallisiert in fettglänzenden Tafeln, die

eine submikroskopische Mischung von Anglesit und Baryt darstellen, mit ny =

1,840—1,482.

2. LOSEYlt: RT [(OH)S / COS]2. R = Mn, Zn, Mg. Er ist durch

Immersionsmethode und Röntgenaufnahmen festgestellt worden.

3. R O Z E N I T und 4. BIANCHIT: Rozenit, FeSO 4 . 4H2O, ist durch

die Immersionsmethode und durch Röntgenaufnahme festgestellt worden. Das

Mineral ist ein Verwitterungsprodukt des lichtgrünen Melanterites. Bianchit

(Zn, Fe) SO4 . 6 H2O ist nur röntgenographisch bestimmt worden.

5. WOODRUFFIT (etwa Zink-Todorokit): Er ist ebenfalls röntgenographisch

bestimmt worden. Es werden auch auflichtmikroskopische Angaben über

dieses Mineral gegeben.

6. G R O U T I T (MnHG-2) und 7. PYROLUSIT: Treten ganz selten

auf und waren nur durch Röntgenaufnahme nachweisbar.

8. PSILOMELAN: Wurde in einer Probe röntgenographisch nachgewiesen,

doch scheint das Mineral als dunkelbrauner bis schwarzer erdiger Anflug

öfters aufzutreten.

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Tafel I:

Fig. 1 : Baumförmige Skelette von Bleiglanzoktaederchen in Schalenblende. Dünnschliff,

1 Nicol. Natürliche Größe des Bildausschnittes 1,45 x 0,98 mm. (Sammlung

Popp.)

Fig. 2: Verdrängung des Calcdtes (hellgrau) durch Flußspat (grau). Verdrängungsreste

von Calcit markieren die 1011-Flächen. Polierter Anschliff, Niçois parallel.

Natürliche Größe des Bildausschnittes 0,28 x 0,32 mm.

Fig. 3: Geopetale Füllung einer Muschelschale mit Mergelpelit (unterer Teil des

Hohlraumes dunkelgrau), den Resthohlraum füllt blauer Anhydrit (weiß). Großanschliff.

Grube Rudolf, 9. Lauf, Nordscholle.

Fig. 4: Kanonenspatrasen (redits) sinkt in noch plastischen Kalkschlamm ein, wodurch

sich die Kristallbildung als paradiagenetisch erweist.

Fig. 5: Selektive Verwitterung des Bleiglanzes (schwarz) zu Cerussit (weiß und

hellgrau). Dabei wird die Gelform des Bleiglanzes übernommen. Dünnschliff,

Niçois gekreuzt. Natürliche Größe des Bildausschnittes 0,43x0,18 mm.

Fig. 6: Verdrängung des Barytes (schwarz, Niçois gekreuzt, Dunkelstellung) durch

Hemimorphit (idiomorphe Kristalle, in Rosetten angeordnet). Der Hemimorphit

dringt randlich in Baryt ein (Bildmitte) und bewahrt seine fächerartige Verwachsung.

Dünnschliff. Natürliche Größe des Bildausschnittes 1,45x0,98 mm.

Fig. 7: Tektonische Breccie aus ZnS-vererzten Wettersteinkalk-Komponenten (dunkelhellgrau)

und Anhydrit (weiß) als Bindemittel. Grube Antoni (Marke = 1 cm).

Fig. 8: Dicktafeliger Cerussitkristall nach b (010). Obergangstyp vom tafeligen zum

prismatischen Typ. Blick auf die Fläche b (010). Der Kristall ist 2,5 mm (im Bild

abgeschnitten) lang, 1,5 mm breit und 1 mm dick (im Bild nicht sichtbar).

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TAFEL I


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Tafel II:

Fig. 1 : Schalenblende in Halbkugelform von oben betrachtet. Grube Antoni. Größe

des Stückes 6,5 x 5 cm.

Fig. 2: Calcitskalenoeder aus der Grube Antoni, bis 2 cm groß, sind wandständig

in unregelmäßigen Hohlräumen gewachsen.

Fig. 3: Strontianitnadeln, die auf Barytbüscheln aufgewachsen sind. Die meisten

Nadeln bilden halbkugelige Aggregate (Büschel). Nur wenige Kristalle treten einzeln

(unten Mitte) auf. Fast natürliche Größe. (Sammlung Popp.)

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TAFEL II

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Tafel III:

Fig. 1 : Ungefähr 1 cm große Cerussitkristalle mit pyramidaler Form sowie auch mit

pseudohexagonalen Drillingen. Grube Franz Josef. Stück 524 im Museum Villach.

Fig. 2: Bis 1 cm großer Cerussitkristall, tafelig nach b (010), durch Bleiglanzeinschlüsse

dunkel gefärbt. Daneben noch andere kleinere Kristalle. Probe 1842,

Museum Villach.

Fig. 3: Großer Cerussitkristall prismatisch nach der Achse. Der Kristall (rechts

•oben) ist 1,4 cm groß.

Fig. 4: Tafelige Cerussitkristalle in wabenartigen Verwachsungen (im Bild rechts).

Mitte: Gleichorientierte Verwachsung von Cerussittafeln; die Kristalle sind gestreckt

nach einer Richtung. Grube Stefanie, 6. Lauf. Handstück 2047, Museum

Villach. .

Fig. 5: Plumbo-Calcit, Typ 1: Die Rhomboeder sind dachziegelförmig miteinander

verwachsen.

Fig. 6: Bleiglanzoktaeder, die teilweise in Cerussit umgewandelt sind, ohne ihre

•oktaedrische Form zu verlieren (weiße Pfeile). Auf den Bleiglanzoktaedern sind

außerdem Cerussitkristalle aufgewachsen, die ihrerseits zum Teil auf einem Hydrozinkitbelag

sitzen.

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TAFEL III

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Tafel IV:

Fig. 1: Flußspatwürfel (1 cm Kantenlänge) mit kleinen Kanonenspäten bewachsen.

Fig. 2: Waldmann-Kugel. Der Cerussitkristall ist prismatisch nach der a-Achse:

1,5 mm lang, lmm dick.

Fig. 3: Dieser Cerussitkristall ist tafelig nach b (010) gewachsen und ist 2 mm lang

(größtenteils im Bild sichtbar), 1,5 mm breit und 0,5 mm dick. Charakteristisch sind

allgemein bei Cerussit die Streifen parallel der a(100)-Fläche.

Fig. 4: Verdrängung des Bleiglanzes (weiß) durch Cerussit (grau) belteropor nach

der Spaltbarkeit. Polierter Anschliff, Niçois parallel. Natürliche Größe des Bildausschnittes

0,132 x 0,080 mm.

Fig. 5: Cerussit (schwarzgrau bis grauschwarz, starker Reflexionspleochroismus)

dringt kolloidförmig in Bleiglanz (weiß) ein. Polierter Anschliff, Niçois parallel.

Natürliche Größe des Bildausschnittes 0,121 x 0,088 mm.

Fig. 6: Linsenförmiger Cerussitkristall von lxl mm Fläche und 0,5 mm Dicke. Der

Kristall ist getrübt durch Bleiglanzeinschlüsse. Rudolfschacht, 6. Lauf, Verbindungsschlag

von Ost zum Hauptsüdschlag. Mikroskopische Aufnahme, Kristall in Waldmann-Kugel.

Fig. 7: Plumbo-Calcit 1. Die Calcitrhomboeder sind nur am Rand cerussithältig

(dunkle Ränder, gefärbt mit Kaliumbichromatlösung). Dünnschliff, Niçois 1, natürliche

Größe des Ausschnittes 2,26 x 1,51 mm.

Fig. 8: Anglesitkristall (in Waldmann-Kugel), 2 mm lang, gestreckt nach b und nur

0,3 mm dick.

Fig. 9: Zonarbau durch wechselnde Folge von cerus9ithältigem Calcit und reinem

Calcit (Typ 2) in Rhomboederform. Dünnschliff (durch Kaliumbichromatlösung

gefärbt), Niçois 1. Natürliche Größe des Ausschnittes 2,26x1,51 mm.

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Tafel V:

Fig. 1: Plumbo-Calcit, Sinterüberzug. Länge des Handstückes 11 cm. (Privatsammlung

des Herrn Popp.)

Fig. 2: Plumbo-Calcit, Kruste des Typs 2. Natürliche Länge des Handstückes

13 cm. Grube Stefanie, 11. Lauf, Johanni, Kluft-Süd.

FLg. 3: Weißgefärbte Plumbo-Calcit-Rhomboeder des Typs 3. Die grauschwarzen

Punkte sind Kanonenspäte (obere Hälfte des Bildes). (Privatsammlung Popp,)

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TAFEL V

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Tafel VI:

Fig. 1 : Ein 7 mm großer Markasitzwilling, „Speerkies". (Sammlung Popp.)

Fig. 2: "Wulfenitkristall (2 cm groß) mit c (001) und x (1.1.24), gleichorientiert

aufgewachsen mit anderem, ähnlichem Kristall.

Fig. 3: Wulfenitkristalle des Typs 9. Pfeil zeigt einen Wulfenitkristall der ersten

Generation, der aus der Fläche u (114) des Kristalls der zweiten Generation zum

Vorschein kommt. Probe Berginspektor Dipl.-Ing. Rainer. Natürliche Größe der

Kristalle 2 mm.

Fig. 5: Pyramidaler Wulfenitkristall, 7 mm groß, an der Spitze aufgelöst in vier

kleine Pyramiden.

Fig. 6: Smithsonitkruste mit traubigem Gefüge, braunrot gefärbt, ist auf Zinkblende

und Flußspat aufgewachsen. (Privatsarnmlung Forelli.)

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TAFEL VI

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Tafel VII:

Fig. 1: Syndiagenetisch entstandener Quarzkristall, 1 cm groß, aus liegendem

Wettersteinkalk der Grube Antonii. Im Bild auf der linken Kluftwand (Pfeil)

Cölestinkristalle (nicht sehr deutlich im Bild). (Aus der Privatsammlung des Herrn

Forelli.)

Fig. 2: Schalig-schichtige Struktur von weiß und grauweiß gebändertem Smithsoniit,

aufgewachsen auf eisenhaltigem, porösem Wetterstainkalk (untere Bildhälfte).

Polierter Anschliff, im schräg auffallenden Licht. Bildbreite 3 cm.

Fig. 3: Wulfenit-Rasen, bestehend aus tafeligen Kristallen.

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TAFEL VII

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Tafel VIII:

Fig. 1 : Calcit (Rüdersdorf) nur in kleinen Anwadiszonen cerussithältig (siehe Pfeil),

Dünnschliff, 1 Nicol. Natürliche Größe des Bildausschnittes 1,97x1,13 mm.

Fig. 2: Descloizitkristalle (weißgrau bis schwarz) mit starkem Reflexionspleochroismus.

Bild unten (dunkelgrau bis schwarz): Calcit. Polierter Anschliff,

Niçois parallel. Natürliche Größe des Bildausschnittes 1,0 x 0,66 mm.

Fig. 3: Zonarer Bau des Zinkspates (hell) infolge rhythmischer Eisenhydroxydeinschlüsse

(schwarz) sichtbar. Grube Stefanie. Dünnschliff, Niçois parallel. Natürliche

Größe des Bildausschnittes 0,38 x 0,22 mm.

Fig. 4: Ein dünntafeliger, 2 mm hoher und 1,2 mm breiter Hemimorphitkristall

(im Bild abgeschnitten). Auf der linken Seite tritt die Fläche t (031) allein als

Hauptfläche auf (= 1,5 mm groß). Auf der anderen Seite ist die t-Fläche kleiner

entwickelt, hier tritt nämlich die Fläche s (011) noch dazu. Ein ungleiches Aufwachsen

eines Kristalls auf einem anderen bei gleichbleibender Achsenlage ist zu

erkennen. Der ältere Kristall ist durch Eisenhydroxyd gelb gefärbt.

Fig. 5: Hemimorphitkristalle (weiß bis grauschwarz) mit erhaltener Struktur der

Schalenblende umsäumen als Kruste ein Calcitaggregat (schwarz). Dünnschliff,

Niçois gekreuzt. Natürliche Größe des Bildausschnittes 0,46 x 0,28 mm.

Fig. 6: Smithsonit (hellgrau bis weißgrau infolge Reflexionspleochroismus) verdrängt

Dolomit (grau) belteropor nach Spaltrissen. Polierter Anschliff, Niçois

parallel. Natürliche Größe des Ausschnittes 0,29 x 0,26 mm.

Fig. 7: Zwei gleichorientierte, zusammengewachsene Hemimorphitkristalle. Im

jüngeren Kristall sind kleine idiomorphe Quarze als Einschlüsse gut zu erkennen

(besonders rechts unten, Pfeil). Manche Kristalle sind korrodiert (Bildmitte, siehe

Pfeil). Der jüngere Hemimorphitkristall ist 2,5 mm hoch und 2,2 mm breit (im

Bild abgeschnitten).

Fig. 8: Umwandlung der Zinkblende (grau) in Smithsonit (dunkelgrau bis schwarzgrau).

Polierter Anschliff, Niçois parallel. Natürliche Größe des Ausschnittes

0,16 x 0,10 mm.

78


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TAFEL VIII


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Tafel IX:

Fig. 1 : Rubinglimmer und zum Teil Nadeleisenerz (im linken Bildteil hell), mit

erkennbaren Anisotropieeffekten und sphärolitischem Gefüge (im Bild nur angedeutet).

Polierter Anschliff, Niçois schräg. Natürliche Größe des Bildausschnittes

0,28 x 0,32 mm.

Fig. 2: Zinkblendekristalle (weißgrau) mit einem Goethitsaum (hellgrau), der zum

Teil sicher kolloidal gebildet ist. Der Goethit verdrängt vom Rand aus die Zinkblendekristalle.

Polierter Anschliff, Niçois parallel. Natürliche Größe des Ausschnittes

0,12 x 0,07 mm.

Fig. 3: Calcit wird durch Eisenhydroxyd (schwarz) parallel der Spaltbarkeit verdrängt.

Dünnschliff, Niçois gekreuzt. Natürliche Größe des Bildausschnittes

1,96 x 1,09 mm.

Fig. 4: Woodruff it mit kolloidalem Halbschalengefüge. Polierter Anschliff, Niçois

parallel. Natürliche Größe des Bildausschnittes 1,0 x 0,66 mm.

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TAFEL IX


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Carinthia II 162./82. Jahrgang S. 85 — 122 Klagenfurt 1972

Zur Pétrographie rezenter Draukiese

aus dem Bereich der Draubrücke bei Schloß Hollenburg,

südlich von Klagenfurt

(Mit 23 Abbildungen)

Von Josef HANSELMAYER, Graz

Herrn Univ.-Prof. Dr. Franz ANGEL mit den herzlichsten

Glückwünschen zu seinem 85. Geburtstag gewidmet

Der Verfasser hat nun eine Reihe von Untersuchungen begonnen,

welche Einblick in die Pétrographie der Kiese der Drau und ihrer

Nebenflüsse geben sollen. Hiermit werden die ersten Ergebnisse vorgelegt.

Solche Untersuchungen sind u. a. auch deshalb wichtig, da mit

Ausnahme der Studie von F. ANGEL (1954: Drautaler Schotter von

Mautbrücken und Weißenstein) keine systematischen Arbeiten vorliegen,

obwohl die Drau in Österreich eine Länge von 261 km hat.

Auf die Bedeutung solcher Studien in den Kiesen hat schon F. ANGEL

1954 hingewiesen.

Es soll überhaupt einmal festgestellt werden, welche Gesteine

die Draukiese bei Schloß Hollenburg aus der Gegenwart

und aus der jüngeren Vergangenheit enthalten. Weiters wäre

die Feststellung von Interesse, welche im Einzugsbereich derzeit vorkommenden

Gesteine in diesem Drauabschnitt nicht zu finden sind.

Außerdem ist nichts darüber bekannt, ob Gerolle vorkommen, deren

Anstehendes drauaufwärts fehlt. Darüber hinaus wäre die Kenntnis

davon bedeutsam, ob die jüngsten Draukiese durch Umlagerung aus

älteren, z. B. aus tertiären Kiesen, charakteristische Gesteine bzw.

Gerolle aufgenommen haben.

85


Abb. 1 : E i n z u g s g e b i e t der Draujchotter, flußaufwärts vom Schloß Hollenburg, SSW von Klagenfurt. Beachte hiezu

auch die Abb. 1 bei F. ANGEL 1954.

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__ Landesgrenze

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Mit diesen petrographisdien Unterlagen wäre auch die Möglichkeit

einer Diskussion zur Behauptung von WINKLER-HERMADEN gegeben,

der die Ansicht vertreten hat, daß von Kärnten her, von

einer Urdrau, schon im Sarmat Gerolle in ein hypothetisches

„sarmato-carinthisches Delta" (1957, Abb. 6: Nachgewiesene

bzw. mutmaßliche einstige Verbreitung des carinthischen Deltas)

bis in die Oststeiermark geliefert worden sind.

Die Pétrographie der oststeirischen Sanmatschotter, welche immerhin eine

Fläche von 956 km 2 bedecken (Flächenberechnung bzw. Ausmessung auf Grund

der geologischen Karten von KOLLMANN, K., 1956) wurde schon eingehend dargelegt,

siehe HANSELMAYER, J., 1967 a, b und 1969 a, b.

Die Proben wurden in den Jahren 1969 und 1970 auf den Kiesbänken

bei der Draubrücke nahe dem Schloß Hollenburg, 13 km

SSW von Klagenfurt, gesammelt. Um diese Zeit erfolgte

keine Zufuhr aus dem Kärntner Oberland mehr,

da der Teilstau des Kraftwerkes Feistritz, der Mitte Juli 1967 begann,

der weiteren Kieszufuhr aus dem Oberlauf der Drau ein Ende

setzte. Die Hochwässer der Jahre 1965 und 1966 waren hingegen

noch voll wirksam gewesen.

P e t r o g r a p h i s e h e r Überblick über den

Geröllbestand

Die gesammelten Gerolle lassen sich in wenige Abteilungen

bringen:

1. Granitoide mit Graniten, Granosyeniten bis Tonaliten, Apliten, Pegmatiten

und Gneisen, Porphyrite.

2. Quarzporphyre.

3. Amphibolite, Epidosite, Antigoritite.

4. Eklogitische Gesteine.

5. Diabase und diabasische Tuffe.

6. Kristalline Schiefer, wie z. B. Quarzite, Glimmerquarzite, Glimmerschiefer,

eventuell Grauwackenschiefer.

7. Grödener bis "Werfener Sandsteine und Grundkonglomerat.

8. Sandsteine von anderem Typus und grobe Konglomerate mit wechselndem

Sandanteil.

9. Lydite, Kieselschiefer, Hornsteinkalke.

10. Kalksteine verschiedenen Alters und verschiedener Ausbildung und Farbe,

z. T. fossilreich, Mergel.

11. Dolomite.

Bei mehreren Begehungen des Drauufers bei Schloß Hollenburg

auf einer Strecke von 70 bis 80 m Länge bekommt man folgenden

Gesamteindruck:

Auffallend erscheint die geringe Menge von Quarzgeröl-

1 en, die erdrückende Häufigkeit der Kalksteine (aber Marmore

bisher nur ein Muster) und die Variation granitischer

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bzw. granitoider Gesteine. Mit wenigen Ausnahmen fehlen

Tauern-Granitoide. Die beobachteten bezüglichen Gesteine scheinen

solche aus dem sogenannten Altkristallin, z. B. vom Seengebirge

zu sein, vielleicht auch Muster des „Villacher Granites". Weiters

fällt auf, der überraschend hohe Anteil von Antigorititen, der

zwar etwas geringere, aber immerhin noch beachtliche Anteil an

Amphiboliten und das zwar seltene, aber sehr bemerkenswerte

Auftreten der eklogitoiden Amphibolite aus

dem Krastal (an der Mündung in das Gegendtal). Pegmatite

konnten nur erstaunlich wenige gefunden werden, obwohl doch

Gummern und Treffen relativ nahe sind und Pegmatitvorkommen

im Räume Markogel, Gummern bis Spittal bekannt sind. Die

Porphyrite sind auch weniger zahlreich vertreten als erwartet,

wobei Tonalit-Porphyrite mit cm-großen Granaten auffielen.

Quarzporphyre sind durchaus nicht selten und stechen häufig

durch rotbraune Färbung und durch ihr typisches Oberflächenaussehen

ins Auge. Der Werfener Sandstein-Anteil ist

gering, häufiger sind graue, dunkelgraue bis grünlichgraue Sandsteine.

Daß in diesem untersuchten Drauabschnitt bei der Hollenburger

Brücke typische Vertreter der Mautbrückner und der Weißensteiner

Schotter (siehe F. ANGEL 1954), z. B. die porphyritischen Ganggesteine

aus der Kreuzeckgruppe und aus dem Goldeck, sehr selten

sind, kann man auf die Aufwölbung und jene Schwellenbildung im

Drautal zurückführen, welche flußaufwärts von Villach bis

Weißenstein und Feistritz den Transport rezenter Schotter stark

behindert bzw. verhindert hat. Es wurde eigens nach Porphyriten

gesucht, so daß im folgenden die wichtigsten Vertreter eingehend

beschrieben werden können. In Betracht zu ziehen ist besonders

auch die bisher nicht untersuchte Zufuhr aus dem Gailtal und von

den Karawanken (z. B. Rosenbach, Großer Dürrenbach, Kleiner

Dürrenbach und die Feistritz).

Die vorgelegte Studie wird nach einer Zusammenstellung der

größten gefundenen Gerolle zahlreiche mikroskopische Untersuchungsergebnisse

mit Gesteinsdünnschliffbildern und auch einige Handstückphotos

bringen. Zum Schluß soll versucht werden, die Herkunft

dieser aufgesammelten Gerolle festzulegen.

Aufsammlung der größten Gerolle

Die größten Gerolle wurden aufgesammelt, gewogen, petrographisch

bestimmt und in der folgenden Tabelle zusammengefaßt.

In den Kalksteinen und Dolomiten dieses großen Formates

wurden keine Fossilien beobachtet, so daß außer dem lithologischen

Charakter über petrographische Eigenschaften nichts ausgeführt

wurde.

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Gewicht Größter 0

in kg: in cm:

Quarzfels, weiß, Körnung = 0,5 bis 1,0 mm, mit

sehr dünner Limonitinfiltration an der Gerölloberfläche

14,85 38,5

Quarzporphyr, licht fleischrot mit grauen

Flecken, Feldspateinsprenglinge rosarot

(17,6 Vol.-%). Oberfläche blatternarbig (an- und

ausgewitterte Feldspäte). Keine Quarzeinsprenglinge

sichtbar 12,26 36,2

Chloritschiefer, dunkelgrün, mit Quarzrippen,

muskowithältig, selten Pyrit. Geschiebe 11,15 57,6

Quarzporphyr, grautönig-pfirsichblührot, mit

relativ vielen Feldspateinsprenglingen (15,2 Vol.-%),

Quarzeinsprenglinge weit zurücktretend (3,4 Vol.-%).

Oberfläche blatternarbig 10,72 33,4

Kalkstein, grauschwarz, dicht, mit gröber kristallinen

Calcitadern

9,44 29,5

Glimmerfreier Quarz-Feldspat-P e g m a t i t . . . . 9,32 35,2

Kalkstein, hellgrau, feinstkörnig, undeutlich breschiert,

mit weißer Rinde. Auf den Fugen der

Brocken Eisenhydroxidbeläge

9,12 37,4

Dolomit, grau, brekziös

8,82 33,6

Q u a r z i t, rötlichgrau, mm-körnig

8,46 34,3

Kalkstein, dicht, grauweiß

7,85 25,8

Augengneis, Augen bis 15 mm, kataklastisch . . 7,52 31,2

Kalkstein, grau, breschiert, feinkörnig, mit weißem

6,73 31,4

Aderwerk

6,72 22,8

Schörlpegmatit, schiefrig

6,65 23,9

Grobmylonit nach einem Biotitgneis

Kalkstein, dunkelgrau, dicht mit hellgrauer Rinde 6,15 31,4

und weißer Netzaderung

Hornsteinkalk, Hornstein schwarz, Kalkstein 5,67 21,4

schwarz, dicht

Augengneis, „Augen" = KNa-Feldspat (Karlsbader

Zwillinge, linsige Konturen, 0 bis 1,8 cm),

Biotit = 11 VoL-%. Geschiebe 5,42 27,4

Petrographische

Beschreibung

In der vorliegenden Arbeit werden nur die Gesteine der Abteilung

1 eingehend petrographisch beschrieben, also die Granitoide

mit Graniten, Granosyeniten bis Tonaliten, Apliten, Pegmatiten und

Gneisen sowie die Porphyrite. Sie verdienen besonderes Interesse.

Granitoide Gesteine und

Verwandte

Pegmatite wurden nur sehr spärlich gefunden, z. B. ein

mittelkörniger, granatführender Muskowit-Pegmatit (Salzkofel?), ein

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glimmerfreier Gneispegmatit (Goldeck) und ein schiefriger Schörlpegmatit

(Goldeck).

Granitische Gesteine (Tkr = Tauernkristallin,

Akr = Altkristallin): Heller, mittelkörniger Granit (Akr). —

Sehr heller, massiger, feinkörniger Biotitgranit (Akr). — Mittelkörniger,

lagiger Biotitgranit (Tkr). — Mittelkörniger Granit,

muskowit- und biotitreich, aber relativ quarzarm (Akr). — Mitteibis

grobkörniger Granit, muskowit- und chloritreich (Akr). —

Aplitischer Gneisgranit, Körnung = 2—3 mm (Tkr). —

Mittelkörniger Gneisgranit mit zahlreichen Biotitflasern (Akr). —

Heller Gneisgranit (Tkr). — Gneisgranit, kleinflaserig, ziemlich

muskowit- und biotitreich (Akr). — Granitgneis, geblichweiß,

dünnlagig (Akr). — Heller Gneis, feinkörnig (Akr). — Heller

Gneis, mittelkörnig (Tkr). — Heller granitoider Lagengneis (Akr).

— Hellgrauer Muskowitgneis, quarzreich, feinkörnig (Akr). —

Heller, granitoider Augengneis (Akr). — Kleinaugiger Augengneis

(Tkr). — Augengneis mit dicht gedrängten Mikroklinaugen

mit Größen bis zu 30 mm (Tkr). — Lagiger Augengneis (Akr).

Die Heimat dieser granitischen Gesteine, mit Ausnahme von

Pegmatiten und Gneispegmatiten der Goldeckgruppe, ist nördlich

der Drau zu suchen. Sie stammen entweder aus dem A11 -

kristallin (z. B. Deferegger Alpen, Kreuzeck, Seengebirge)

oder aus dem Tauernkristallin (Hohe Tauern).

Die Unterscheidung, ob Gesteine aus dem Altkristallin oder aus

den Hohen Tauern vorliegen, ist mit freiem Auge und/oder mit

Lupe nur in seltenen Fällen möglich. Die bezügliche Zugehörigkeit

obiger granitischer Gesteine wurde an Hand von Splitterpräparaten

unter dem Mikroskop festgestellt. Um Hinweise auf die

Herkunft von bestimmten Gebirgsgruppen zu bekommen, sind

natürlich eingehendere Untersuchungen notwendig. Daher wurden

Gesteinsdünnschliffe von einer größeren Anzahl von

Gerollen hergestellt und unter dem Mikroskop studiert. Die Ergebnisse

werden im folgenden gebracht.

1. Zweiglimmergneisgranit (aus Altkristallin)

Geschiebe: 154x106x45 mm, weiß, mit häufigen kleinen

dunklen Sprenkeln (Biotit) und eingestreutem Muskowit. Angedeutet

schief rig. Unter dem Mikroskop:

Pflasterquarz : Körner auch einzeln, meist aber in Gruppen, mandie

gelängt. Korndurchmesser 0,16—0,48 mm, vereinzelt bis 0,8—1,2 mm. Flauer

M i k r o k 1 i n in Größen bis 1 mm, selten bis 1,9 mm. Wenige Einschlüsse (Quarz,

Muskowit, Oligoalbit). Karlsbader Zwillinge. Myrmekit. Einige Körner mit leichtem

Zonenbau. Mikroklin auch als Pflasterkörner, in Größen wie die mittleren

und kleineren Quarzkörner. Oligoalbi t, 10—12 % An, leicht kaolinisiert,

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Mineralbestand

in Vol.- 0 /o

Quarz

KNa-Feldspat

Plagioklas

Muskowit

(nicht Fülle)

Biotit

Chlorit

Epidot

Rest

Zweiglimmer- Biotitgneisgranit

gneissyenit

31,4

37,5

16,3

(10—12 °/o An,

ungefüllt)

5,2

8,8



0,8

8,5

49,2

30,5

(10—12 % An,

ungefüllt)

(20 % An,

gefüllt)

0,3

10,4

0,6


0,5

Granosyenitgneis

14,7

38,0

24,8

(10—12 °/o An,

ungefüllt)

(20 % An,

gefüllt)

1,1

5,7

4,1

11,2

0,4

Heller

Tonalit

18,4

5,1

61,2

(20—25 % An,

gefüllt)

0,2

8,3

2,6

3,9

0,3

100,0 100,0 100,0 100,0

Auf Grund einer größeren Anzahl von Kornausmessungen mittels Mikrometer

wurden obige Ziffern (Vol.-°/o-Angaben) aus den Dünnschliffen gewonnen.

Diese quantitativen Mineralbestandsangaben bilden die Grundlage (im Verein

mit dem Dünnschliffbild) für die Benennung der bearbeiteten Gesteine, z. B.

Zweiglimmergneisgranit usf.

ohne Fülle, Lamellierung schmal, nach dem Albitgesetz. Korndurchmesser bis

0,24 x 0,48 mm. B i o t i t : X = strohgelb, YZ = schwarzbraun. Bis 0,64 x 0,16 mm.

Muskowit: Bis 0,56 x 0,26 mm, einige größere Blätter sind reich an staubarcigen

Einschlüssen, zum Teil in Nadelform. Füllungsmuskowit fehlt. Titanitk

ö r n e r blaßviolett bis farblos, oft in Kleinkorngruppen. Titanomagnetit,

Apatit, Magnetit.

Im Quarz-Feldspatpflaster (unter den Feldspäten überwiegt

KNa-Feldspat, siehe Mineralbestandsauszählung) liegen voneinander

isoliert größere Mikrokline. Die Blattspalter sind parallel b ausgerichtet

und um B rotiert; ausnahmsweise treten auch Biotite mit (001) in

ac auf. Die Oligoalbite fallen sofort auf, da sie mehr oder minder

kaolinisiert sind. Sie bilden häufig Einschlüsse in Mikroklin und sind

also älter. Der klare Albitmyrmekit verdrängt den KNa-Feldspat

knospenförmig von außen her, zeigt auch keine tektonische Beanspruchung.

Dieser Albit ist daher eine jüngere Bildung. Titanit auch

Einschluß in Biotit. Titanit und Magnetit liegen in kleinen Erzputzen

im Quarz-Feldspatgewebe. Apatit spärlich, an oder nahe Biotit.

Das Bemerkenswerte dieses Gneisgranites sind der Reichtum

an KNa-Feldspat und das Zurücktreten der Plagioklase. Außerdem

ist der Oligoalbit schon kaolinisiert, während der Mikroklin

chemisch untangiert ist. An der Gruppierung der Biotitschnitte läßt

sich B-tektonische Orientierung ablesen.

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Gneisgranit aus dem Altkristallin südlich der

Hohen Tauern. Eine sehr nahe Herkunft ist unwahrscheinlich, weil

das Geschiebe sehr gut gerundet bzw. eingeformt ist.

2. Mikroklingneis, biotit-, chlorit- und muskowitführend

(aus Altkristallin)

Dickes Geschiebe: 92 x 75 x 42 mm, sehr hellgrau,

dünnlagig. Die Schieferungsflächen, in 1—2 mm Abstand, sind dicht

mit Glimmer besetzt, auf manchen Flächen überwiegt Muskowit,

auf anderen Biotit.

Schliff normal auf s:

Quarzkörner : Pflastrig-buchtig, um 0,1—0,2 mm. Als Gefügebesonderheit

Granulatquarze mit Längen bis 1,4 mm. Siehe Abb. 2. Al bit mit 8—10 °/o

An, klar, scharf lameliiert nach dem Albitgesetz, Korn bis 0,3 mm. Es gibt aber

auch Albite bis 1,2 mm, mit Quarzeinschlüssen und mit wenigen Hellglimmeriblättchen

(bis 0,18 x 0,02 mm), nicht von Art der Fülle. M i k r o k 1 i n bis 0,3 mm. Locker

verteilt auch Großkörner bis 3,1 mm, örtlich am Rande einsprossender postmikrokliner

Myrmekit; Einschlüsse: Quarz, Albit mit Muskowiteinschlüssen,

selten Chlorit. Dünne Biotit- (X = hellbräunlich, YZ = sepiabraun) und

Prochlorit blätter (beide bis 0,64 mm) markieren im Verein mit etwas

derberem Muskowit das schon am Gerolle sichtbare s. Wenige Mischa

1 m a n d i n e, blaßrosa, bis 0,6 mm. 2. B. {110} mit unvollkommenen, etwas

skelettisch gebauten Rinden. Wenige E p i d o t kleinkornhaufen, vereinzelt

Magnetit.

Das Gestein ist heterokörnig. Sowohl die kleinen Feldspate

und Quarze als auch die blätterigen Mineralien zeigen starke Kornzerkleinerung.

Die Granate (Körnchen manchmal in s gereiht) und

die Epidotkörner (in s gelängte Kleinkornhaufen) sind zerdrückt.

In dieser eben geschilderten kleinkörnigen Grundgewebsmasse findet

man nur selten auch größere scharf lamellierte Albite, einige

davon mit mechanischen Spannungserscheinungen, sowie größere

Abb. 2: MIKROKLINGNEIS aus den Drauschottern bei Schloß Hollenburg.

— Ausbildung von Lagen mit Granulitquarzen (L = 1,4 bzw.

1,15 mm). S-Tektonit. — Nie. +

Abb. 3: BIOTITGNEISSYENIT aus den Drauschottern bei Schloß Hollenburg.

— Pseudomorphose (0 = 2,9 mm) nach Prirnärbiotit,

bestehend aus 42 Biotitblättern, mit Zirkon + pleochroitischem Hof und

mit wenigen Apatit- und Quarzeinschlüssen. Keine Hornblendereste! —

Ohne Pol. — Siehe Seite 97.

Abb. 4: GRANATFÜHRENDER GANGTONALIT (Drauschotter bei Schloß

Hollenburg). — Pseudomorpher Biotiteinsprengling

(0 = 1,6 x 1,4 mm) mit intaktem Lamellenpaket von Biotit (hell) in

der Mitte, umgeben von Chlorit (dunkel). Vergi. Abb. 11. Zonar

gebaute Einschlüsse von relativ kristallographisch gut begrenzten

Andesinen (von innen nach außen: 48—36% An), Zonarbau durch

stark umgesetzte Plagioklasschalen betont. — Am zweiten Biotitkorn

(rechts unten) sieht man die steil auf die Spaltung durchziehende Schar

von Drucksuturen. — Ohne Pol.

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M i k r o k 1 i n e (auch in Trümmer zerlegte Großkorngruppen),

welche vormals „Augen" gewesen sein könnten, da von ihrem Körper

sichtlich Randteile abgedrückt worden sind und diese Randdeformationen

auch Myrmekitknospen vom Hauptkorn abgetrennt haben.

Insgesamt ist der Zustand des Gesteines somit kataklastisch, d. h.

postkristallin deformiert und wie man an den Lagen der Granulitquarze

und auch an den Kleinkornlagen beobachten kann, durchbewegt.

Die Chloritisierung der ehemaligen Biotite stammt wahrscheinlich

aus dieser Zeit der Gesteinsentwicklung.

Kein Tauerngestein. Herkunft vom Markogel oder aus

der Umgebung von Wernberg höchstwahrscheinlich auszuschließen.

Nächste Altkristallinvorkommen liegen drauaufwärts, z. B. Millstätter

Alpe, Seengebirge, Kreuzeck.

3. Augengneis (aus Altkristallin)

Geschiebe: 68x56x28 mm, grau, porphyroblastisch, mit

kleinkörnigem Grundgewebe und „Augen" bis zu 20 mm 0.

Hauptbruch mit höckeriger Oberfläche, von glänzenden Glimmerhäuten

überzogen. Län'gsbruch : Typische augenförmige

Schnitte der Porphyroblasten sind mit ihrer Längsachse in s eingeordnet.

Sie werden von langgestreckten, nicht durchgehenden, bis

1 mm dicken weißen und dünneren grauen Lagen umschmiegt.

Querbruch: Graue und weiße, auskeilende Lagen wechseln miteinander

ab, zwischen ihnen die Augenquerschnitte.

Mineralbestand: Quarz körner buchtig aneinandergefügt, 0,03—

0,1 mm und 0,2—0,5 mm. Flauer Mikroklin, Faserperthit, auch Mikrokline

mit Gitterungsflecken. Wenig Quarzeinschlüsse, am Kornrand Myrmekitknospen.

0 1 i g o a 1 b i t, 10—12% An, klar, mit feiner polysynthetischer Verzwilligung

nach dem Albitgesetz, bis 0,4 mm. Blattspalter in s eingeregelt oder pendelnd

um s. Biotit überwiegt: X = blaßstrohgelb, YZ = dunkelsepiabraun, bis

1,2 x 0,3 mm. Muskowit und Prochlorit (Polarisationsfarbe anomal blauviolett)

in denselben Größen. In den farbigen Blattspaltern entlang der Spaltung

1 1 m e n i t; auch T i t a n 11 einschlüsse. T i t a n i t kleinkornhäufchen. Kl in o-

z o i s i t häufchen, in s gestreckt, bis 0,6 mm mit wenig E p i d o t. Selten A p a -

t i t, auch wenig Granat.

Die Mikroklinaugen (sie enthalten selten als Einschlüsse Quarz,

Muskowit und Chlorit) werden von Quarzkornlagen mit zurücktretend

Feldspatbeteiligung (Mikroklin und wenig Oligoalbit) in

Quarzgröße und von Blattspalterlagen eingehüllt. Dieses Grundgewebe

hat deutliche Kristallisationsschieferun g. In

diesen Lagen überwiegt Biotit, an mehreren Stellen ist auch Muskowit

kräftig beteiligt. Der Biotit geht des öfteren in Prochlorit über oder

ist mit Prochlorit parallel verwachsen.

Ein sandig-toniges Sediment wurde zweitstufig umgeprägt

(Biotit, Muskowit, Quarz, basischer Plagioklas). Dann fand

eine Alkalizufuhr statt und es bildeten sich die Mikroklinaugen (Neo-

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som). Zweite Durchbewegung, Deformation der Augen und der

Biotit-Prochlorit- Verwachsungen.

Kein Tauerngestein. Es handelt sich um einen Augengneis

aus einem südwärts angeschlossenen Altkristallin.

4. Heller Granitgneis, granatführend, aus dem Bereich der

Antholzer Gneise

Gerolle: 126 x 114 x 93 mm. Im hellgrauweißen Gewebe,

aus dem sich weiße Körner (Feldspäte, 0 bis 5 mm) abheben, sieht

man in b liegende graue dünne Flasern mit 4—7 mm Länge, außerdem

1—3 mm große Muskowite und einige Granaten (bis 2 mm).

Die Gerölloberfläche ist mit seichten Grübchen (bis mehrere mm)

übersät, welche durch Auswitterung von Blattspalteransammlungen

entstanden sind. An den entsprechenden Geröllseiten wird das

s-Gefüge deutlich. Unter dem Mikroskop:

Quarz heterokörnig, verzahnt, bis 1,3 mm. Flauer Mikroklin-

Mikroperthit, bis 1,2 mm. Oli goal bit mit Zonenstruktur, Lamellierung

nach dem Albit- und Periklingesetz, klar, bis 2,8 mm. Muskowittafeln

bis 2,8x0,6 mm. Auf Spaltflächen des Muskowitkörpers findet man

dünne 11 im e n i t täfeichen (um 0,015 x 0,001 mm). Apatit als Einschluß.

B i o t i t : X = gelblich, YZ = dunkelbraun mit rötlichem Stich, bis 1,2 x 0,2 mm,

weit hinter Muskowit zurücktretend, nie selbständig, sondern immer nur an Randstellen

des Muskowites in Form kleiner Anwachs- oder Einwachsschuppen vertreten.

A Im an din, rosa { 110 }, mit sekundärem Prochlorit auf Rissen, darin

auch Goethit. Z. B. eingewickelt in Muskowit.

Zahnquarzgewebe ohne Spannung mit locker verteilten Mikroklinen

(überwiegend) und Oligoalbiten, vereinzelt Granat.

Posttektonisch rekristallisiert. — Altkristallin aus dem Bereich

der Antholzer Gneise.

5. Granitischer Muskowitgneis mit Schörl, aus dem

Bereich der Antholzer Gneise.

Gerolle: 142 x 123 x 112 mm, hellgrauweiß, mit

Blattspalterflasern in s (= Schieferung). Diese Flasern sind an der

Gerölloberfläche an- oder bis wenige mm tief ausgewittert. Unter

dem Mikroskop:

Quarz heterokörnig, von 0,08 bis über 1 mm, buchtig bis leicht verzahnt,

undulös. Orthoklas, bis 2,8 mm, mit Muskowiteinschlüssen. O 1 i g o k 1 a s mit

20 °/o An, Korn bis 2—4 mm, schmale Lamellen nach dem Albitgesetz. Größere

Körner mit spärlich Muskowit- (bis 0,3 mm), Quarz- und Biotiteinschlüssen.

Muskowittafeln bis 1,6x0,8 mm, häufig um 0,3—0,5 mm. Auch Kleinkornanhäufungen

in nicht durchlaufenden Zeilen. In den Tafeln locker verteilt

winzige Einschlußstäbchen. Ilmenit. B i o t i t : X = heüstrohgelb, YZ = sepiabraun.

Kleine Täfelchen bis 0,2 x 0,1 mm. S c h ö r 1 : X = hellgelbgrau, Z = blaugrau.

Kataklastischer Körnerhaufen von 2,5 mm. Apatit.

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Kataklastische Großkörner und ebensolche Kleinkörner. Muskowit

bildet großblätterige, isolierte Schuppenflasern in s. Das Gestein

ist ein Tektonit aus dem Altkristallin.

6. Gelblichhellgrauer Muskowitgneis

aus dem Bereich der Antholzer Gneise

Gerolle: 146x131x108 mm. An der Gerölloberfläche wieder

Grübchen und Furchen infolge Auswitterung der Muskowitflasern.

Am Längs- und am Querbruch treten die dünnen, grausilbrig

glänzenden Flasern deutlich hervor. Unter dem Mikroskop:

Quarz: bis 1,2 mm, zum Teil Zahnquarz, zum Teil Pflasterquarz.

Mikroklin scharf gegittert, xenomorph, bis 3,7 mm. Oli go al bit mit 10—

12 °/o An, Lamellierung nach dem Albitgesetz sowohl breit als auch schmal, selten

absätzig. Einschlüsse: Tropfenquarz. Auch Plagioklaskörner mit kleinen Muskowitund

Biotitschuppen im Kern. Muskowit: Große Blätter bis 1,6x3,2 mm.

Locker verteilt winzige Einschlußstäbchen, Ilmenit, in Größen wie vorher. B i o -

t i t : X = hellgraugelb, YZ = dunkelsepiabraun, bis 0,16 x 0,64 mm. Almand

i n vereinzelt, leicht rosa, zerdrückte Kornhaufen bis 1,3 mm, in den Fugen

und randlich sekundärer Prochlorit. Apatit.

Textur schiefrig, Struktur kristalloblastisch. Aus dem Altkristallin

des Antholzer Gneisgebietes.

7. Heller groblagig-grobflaseriger Muskowitgneis

Gerolle: 152 x 148 x 94 mm. An der Gerölloberfläche sieht

man bis einige mm tiefe Grübchen und Furchen, welche durch Auswitterung

der Muskowitflasern entstanden sind. Diese Flasern schimmern

grau-silbrig und verlaufen unregelmäßig, d. h. sie laufen auseinander

oder schließen sich zusammen bzw. umschließen die weißen

bis gelblichweißen Feldspatkornflasern. Gestein groblagig, grob geschiefert.

Unter dem Mikroskop:

Z a h n q u a r z, bis 2,1 mm, undulös. Mikroklin, bis 3,2 mm, Fleckenfamellen,

xenoblastisch. Muskowit, grobschuppig, bis 0,8 x 2,1 mm, Apatit als

jertbit. Oli goal bit mit 15% An, klar oder mit lockerer Serizitfülle, Albit-

Einschluß. Auch Kleinschuppenzüge (0;08—0,32 mm). Auffallend ist es, daß die

sonst sehr wohlgestalteten Muskowite im durchfallenden Licht nicht farblos sind,

sondern leicht grau bis bräunlich erscheinen. B i o t i t auch selbständig, isolierte

Blätter von kleinem Format, um 0,17x0,32 mm.

Textur groblagig-schiefrig, Struktur kristalloblastisch.

Aus dem Antholzer Gneisgebiet. Altkristallin.

Diese vier Gesteinsmuster sind in allen Belangen derart

ähnlich, daß man sie nur als Variation eines und desselben

Typus betrachten kann, wie ein solcher in der Antholzer

Gneisgruppe häufig ist. Bemerkenswert ist das Auftreten großer

(bis über 3 mm) Muskowite mit ganz feinen stäbchenförmigen

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oder dünntafeligen undurchsichtigen Einschlüssen (wahrscheinlich

Ilmenit), welche so häufig auftreten, daß sie wahrscheinlich Ursache

der makroskopisch auffallend grauen Farbtönung der Muskowittafeln

sind.

Im Dünnschliff zeigen diese Muskowite einen leichten Farbwechsel

von farblos-durchsichtig nach sehr hellbräunlich, in keinem

Falle aber nach grünlich bzw. grün. Es ist nun möglich, daß auch

diese Muskowite, ähnlich wie die Phengite, chemisch vom Ideal-

Muskowit etwas abweichen. Es sind wiederholt grobgenommen

farblose Muskowite analysiert worden, in denen auch andere Oxide,

als sie im Ideal-Muskowit sein sollten, analytisch nachweisbar waren

(CIPRIANI — SASSI — SCOLARI 1971, Chr. EXNER 1965 und A. PREI-

SINGER 1965).

Solche Muskowitgneise kommen im Altkristallin zwischen Villach

und Spittal vor, aber auch in der Kreuzeckgruppe, in der Schobergruppe

und im Antholzer Gebirge. Wegen der Geröllgröße, der Form

und der sehr guten Abgeschliffenheit ist ein längerer Transportweg

anzunehmen (frühestens auf dem Kreuzeck).

8. Biotitgneissyenit, aus den Hohen Tauern

Gerolle: 105 x 78 x 69 mm, mittelkörnig, dunkle Flecken,

bis mehrere mm groß, im weißen Quarz-Feldspatgewebe. Äußerlich

betrachtet massig. Unter dem Mikroskop im Querschliff:

Quarz : pflastrig bis buchtig verzahnt, ungleichkörnig, meist 0,05—0,16 mm,

aber auch bis 0,3—0,5 mm, selten bis 0,64 mm. Flauer Mikroklin, Aderperthit

(Aderpartien fleckenweise verteilt), Faserperthit, Karlsbader Zwillinge, bis

3,2 mm. Einsprossende Myrmekitknospen. Einschlüsse: Quarz, ungefüllter Oligoalbit,

Biotit, Kalzit, Titanit. O 1 i g o k 1 a s mit 20 °/o An, lamelliert nach dem

Albitgesetz, zurücktretend nach dem Periklingesetz, mit Serizitfülle, bis

3,0 mm, Einschlüsse: Biotit- und Muskowitfetzchen, die nicht zur Fülle gehören.

Oligoalbi t, 10—12 % An, zwiillingslamelliert, ungefüllt, bis 0,3 nun.

Biotit: X = hellgelb, YZ = braun, mit Zirkon und Orthit mit pleochroitischen

Höfen, kein Epidot, bis 0,64x0,12 mm. Prochlorit: X = hellgelb,

YZ = grasgrün, Polarisationsfarbe schwach anomal rotviolett, bis 0,6 x 0,14 mm.

M u s k o w i t, etwas kleiner als der Biotit. Kalzit, bis 0,4 mm. Granat, farblos.

Titanit, Kleinkörner um 0,08 mm in Schwärmen, auch Wecken formen,

Länge bis 0,3_mm. Magnetit, bis 0,18 mm, in kleinen Gruppen.

Apatit.

Die dunklen Flecken, welche man äußerlich am Gerolle sieht,

sind Pseudomorphosen nach primären Biotiten. Sie

bestehen aus weitaus überwiegend Biotit (bis 20—40 Blätter mit

Blattdurchmessern bis 0,48 x 0,16 mm) (siehe Abb. 3), wenig Muskowit,

Kalzit, etwas Titanit, Apatit, selten Orthit. Hie und da Biotit

mit Chlorit verwachsen. Keine Hornblendereste.

Das Gewebe zwischen den KNa-Feldspäten, den gefüllten

Oligoklasen und den Pseudomorphosen nach Primärbiotit besteht

aus ungleichkörnigem Quarz, ungefüllten Oligoalbiten (wenig),

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zwickelfüllend Kalzit, einigen Körnchen Granat und Fetzchen von

Biotit und Chlorit.

Dieses Gestein enthält Bewegungszonen, die man daran

erkennt, daß darin die Biotitpseudomorphosen auseinandergeflößt

sind, was zu einer leichten Schieferung geführt hat.

Herkunft: Bei ANGEL — STABER 1952 werden solche Gesteine

vom Romate-Spitz, Wildkarspitz u. a. beschrieben.

9. Granosyenitgneis, relativ epidotreich. — Aus den

Hohen Tauern

Gerolle: 165 x 138 x 98 mm, mittelkörnig, schiefrig, mit

locker verteilten dunklen Flecken (Kornschlieren, L bis 8—10 mm) im

weißen Quarz-Feldspatgewebe.

Der Mineralbestand unterscheidet sich von dem des vorher

beschriebenen Biotitgneissyenites nur durch ein Hinzutreten von

relativ viel Epidot (siehe Mineralbestandsauszählung). Der flaue

Mikroklin enthält auch Trümmer eines vormikroklinen ungefüllten

Oligoalbites, am Rande des KNa-Feldspates Myrmekit. Hingegen

sind die Oligoklase reich gefüllt (Serizit und Klinozoisit).

Die Mikrokline und die gefüllten Oligoklase erreichen auch

Größen bis um 3 mm. Im Zwischengewebe von vornehmlich Quarz

(von 0,08 bis 0,5 mm) sieht man wenig ungefüllten Oligoalbit (bis

0,4 mm), zwickelfüllenden körnigen Kalzit, weiters Chlorit- und

Biotitfetzchen sowie Epidot. Bereichsweise gibt es Schlieren

von Kleinmuskowit (bis 0,1 mm), abzuleiten von tektonisch

zerlegten Großmuskowiten.

Lokal treten einige mehrere mm große Quarzgewebefelder

auf (Körner buchtig bis verzahnt, 0,1—0,6 mm), wodurch

der erhöhte Quarzgehalt dieses Syenites seine Erklärung findet

(siehe Mineralbestandsauszählung).

Die Pseudomorphosen nach Hornblende bestehen

entweder aus vorwiegend Biotit oder aus vorwiegend Prochlorit,

weiters aus wenig Muskowit, Kalzit und viel Epidot, Titanithäufchen

und relativ großen (bis 0,4 mm) Resten von metamiktem

Orthit. Wieder keine Hornblendereste. Alle Pseudomorphosen

nach Hornblende sind mehr oder minder ausgewalzt oder

zur Gänze in den übrigen Kornteig eingemengt.

Häufig treten Verwachsungen von Biotit und Prochlorit auf,

auch Prochloritblätter ohne Biotitreste. Retrograde Kristallisation,

Endzustand Chlorit, Epidot, Karbonat und Albit.

Vom intensiven Stoffverkehr nach der Hauptkristallisation

zeugt eine mit Epidot gefüllte Reißkluft, Breite bis

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0,6 mm (geringe Beimengungen von Biotit, Chlorit, Quarz und

Feldspat), welche das Gestein durchzieht.

Postkristallin durchbewegtes Gestein. Als Herkunftsgebiet

kommt wieder der Bereich vom Romatespitz, Mallnitzriegel-Ostwand

u. a. in Frage.

10. Heller Tonali t, aus dem Tauernkristallin

Gerolle: 92x78x51 mm, mit massiger Textur. Dunkle

Sprenkel (bis 3—5 mm) im weißen Gesteinsgewebe, Am Längsbruch

deutlich sichtbare hellgrauweiße Feldspäte mit Spaltung, 0 bis

5—7 mm. Unter dem Mikroskop:

Quarzkörner buchtig bis leicht verzahnt, letztere mit wogender Auslöschung.

Korndurchmesser häufig um 0,08 mm, einige bis 0,5 mm. Orthoklas,

bis wenige mm, Umrisse unregelmäßig, mit einigen Perthitschnüren, Karlsbader

Zwillinge. Randlich Myrmekit. Einschlüsse: Quarz und gefüllter Plagioklas.

Oligoklas, 20—25 °/o An, mit reichlich „echter" (F. ANGEL 1930) Fülle aus

Serizit und Klinozoisit. Mit Albit- und seltener mit Periklinlamellen, meist

1—3 mm. Mikrolithenfreie Rinden bei einigen Körnern. Sehr wenig Muskow

i t, 0,16 mm. Biotit: X = hellbräunlich, YZ = braun. Bis 1 mm. Titaniteinschlüsse.

Prochlorit: X = sehr hell gelblichgrün, YZ = grün, bis 0,8 mm.

Eisenarmer Epidot, bis 0,16 mm, Orthitepidot stark metamikt, Klinozoisit,

Titanic als Kleinstkornhaufen, 11 m e n i t.

Zwischen den zahlreichen gefüllten Oiigoklasen (z. T. mit gut

erhaltenen Kristallformen, dick prismatisch, z. T. unvollkommen

begrenzt), wenigen Orthoklasen (siehe Kornauszählung) und einigen

Quarzkornfeldern (bis 2 mm) befinden sich die Biotite. Dazwischen

noch Kleinquarzkorngewebe mit Epidot und Serizit, vereinzelt

Magnetithaufen. Die Anordnung der Plagioklasfülle deutet auf ehemaligen

Zonarbau. Die derzeitigen Oligoklase kann man auf Grund

der Fülle auf Andesin mit 45—50 °/o An zurückrechnen (siehe

F. ANGEL 1930).

Die am Gerolle sichtbaren dunklen Sprenkel enthalten

immer Biotit, Epidot, ± Orthit und Klinozoisit, etwas Muskowit

und Titanit. Der Biotit zeigt Umsetzung zu Prochlorit, ± Prochlorit

ohne Biotitreste. Diese Sprenkel sind unregelmäßig begrenzt,

manche flaserig. Auf Grund des Kornsortenbestandes kommt man

zur Erwägung, daß diese komplexen Kornhaufen bzw. Flasern

epizonal umgesetzte Hornblenden sein könnten. Für

die Annahme einer Ca-Zufuhr gibt es keine Notwendigkeit.

Es gibt zwei altersverschiedene Mineralparagenesen. Primärphase:

Paratektonische magma tische Hauptkristallisation,

gekennzeichnet durch basische Plagioklase mit Zonarbau, Hornblende,

Biotit, KNa-Feldspat und Quarz. Diese klingt aus mit einer

Umkristallisation in einer Fazies der I. Stresszonenstufe,

und zwar der Epidot-Amphibolitfazies (Prasinit-Unterfazies IV/1)

nach F. ANGEL 1940, bes. S. 272—274.

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Solche hellen Tonalittypen haben ANGEL & STABER

1952 von der Villacher Hütte — Preimlkees, vom Wastlkar u. a. O.

beschrieben.

11. Mesokrater Tonalit (Rieserferner)

Gerolle: 108 x 95 x 55 mm, massig. Zahlreiche dunkelgrüne

Flecken bis 4 mm (Hornblende und vor allem deren Pseudomorphosen)

im weißen Gewebe, in dem sich porzellanweiße Plagioklaskörner

(1—3 mm, selten 4 mm) und stark zurücktretend glashelle

Quarzgruppen unterscheiden lassen. Relativ kräftig gefärbtes Gestein

(Hornblende + Prochlorit + Pistazit = 30,4 Vol.-%). Unter

dem Mikroskop:

Quarz: Einzelkörner bis 1,7 mm (undulös, zwickelfüllend) und Kornaggregate

(Quarze buchtig bis zahnig) bis 2mm. Einschluß: Plagioklas. Orthoklas,

unregelmäßig begrenzte Körner, bis 0,8 mm. Plagioklas: a) Labradorit

mit 58—60 % An, klar, mit Albit- und Periklinlamellen, Zonarbau,

Andesinhülle mit 35—37% An. b) Albitoligoklas mit 15—18% An, mit

trübem Kern (Hellglimmer und Klinozoisit, fast staubfein). Dazu gehören insbesondere

kleinere Körner. Risse in den Plagioklasen mit Quarz oder mit Chlorit

verheilt. Biotit: X = hellgelb, YZ = braun, im Schliff nur eine Schuppe,

0,28 mm. Hornblende: X = hellgraugelb, Y = schmutzigdunkelgrün,

Z = dunkelbraungrün, e A Z = 17°, Kornform unregelmäßig und deformiert.

Einschluß: Titanit. Prochlorit: X = hellstrohgelb, YZ = grasgrün, Pol.

Farbe anomal blau, Blätterknäuel, Einschlüsse: Zirkone mit starken pleochroitischen

Höfen. Pistazit gelb, bis 0,8 x 0,24 mm, viele O r t h i t e mit sehr blaßfarbiger

Epidotrinde (0 z. B. Orthit = 0,25 mm, mit Rinde = 0,48 mm).

Kalzit körnig, bis 0,16 mm, Apatit, Ilmenit, Titanit, Goethit.

Die am Gerolle sichtbaren Mafitflecken bestehen entweder aus

Hornblende (Gruppen aus wenigen Körnern) mit Ansätzen von

Chloritisierung oder (weitaus überwiegend) aus Prochloritblatthaufen

mit relativ großem Pistazit ( ± Orthit) am und im

Chlorit. Einige dieser Blatthaufen mit kleinen Hornblenderesten.

Beteiligt auch Titanit, Ilmenit, Zirkon.

Am Gewebe zwischen den Hornblenden und deren Pseudomorphosen

ist wesentlich idiomorpher Plagioklas beteiligt, untermengt

mit wenig Quarzeinzelkörnern bzw. Quarzkorngruppen und

.sehr wenig Orthoklas (siehe obige Mineralbestandsauszählung),

zurücktretend Kalzit und Apatit.

1. Primäre Kristallisation: Nach Erz und Apatit

Entwicklung der Hornblende, etwas Biotit, auch Plagioklas in den

Zwischenräumen (langsame Entwicklung im Magma, daher relativ

große Kristalle und normaler Zonenbau), weiters Orthoklas und

Quarz.

2. Hydrothermale Autometasomatose: Sekundäre

Umbildung von Hornblende und Biotit bzw. Neubildung von

Chlorit, Pistazit, Titanit, Kalzit.

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Vergleicht man diesen mesokraten Tonalit mit den anderen beschriebenen

tonalitischen Gesteinen sowohl vom Rieserferner-Typus

als auch mit solchen aus dem Tauernkristallin (Heller Tonalit), so

ergibt sich, daß er nach Kornbau, Struktur und Gesteinsfazies eindeutig

dem Rieserferner-Typus anzuschließen ist (h y p i -

diomorpher Plutoni t).

Als Transportweg dieses Tonalités kommt das heutige

Draubett in Frage. Dieser Weg wäre sehr weit, denn solche Gesteine

findet man erst in der Rieserferner-Gruppe selbst als Anstehendes.

Aus der Deferegger-Gruppe, aus dem Kreuzeck und dem

Goldeck sind nur Gangtonalite bekannt. Von einer Herkunft aus

Intrusivmassen der südlichen Schobergruppe kann man absehen,

denn diese lichten Gesteine (F. ANGEL 1928) sind mit unserem

mafitreichen Muster nicht zu vergleichen. Es besteht aber die Möglichkeit,

daß Moränen mit Rieserferner-Material bereits weit nach

Osten verfrachtet worden sind und diese Moränenschotter dann

von der Drau umgelagert und weiter transportiert wurden.

Mineralbestand

in Vol.-°/o

Quarz

Orthoklas

Plagioklas

Muskowit

Biotit

Hornblende

Prochlorit

Pistazit

Rest

Heller Tonalit

(Hohe Tauern)

18,4

5,1

61,2 (gefüllt)

0,2

8,3


2,6

3,9

0,3

100,0 100,0

Mesokrater Tonalit

(Rieserferner-Plutonit)

8,5

2,4

58,3 (ungefüllt)


0,02

3,4

22,5

4,5

0,4

12. Granatführender Tonalitporphyr, aus dem

Gefolge der Rieserferner-Tonalite

Gerolle: 84 x 78 x 67 mm, massig-porphyrisch, mit zahlreichen

dunklen Hornblenden (kurzsäulig, meist 2—4 mm), dunkelbraunen

Biotiten (auch wenige mm) und rotbraunen Granaten

(Deltoidikositetraeder, bis 12 mm) im sehr hellen Gewebe, aus dem

sich weiße Körner (Feldspäte) und glasig-durchsichtige (Quarz bzw.

Quarzaggregate), beide von wenigen mm, abheben. An der Gerölloberfläche

sieht man wenige sechsseitige Grübchen, die auf ausgewitterte

Biotite zurückzuführen sind. Unter dem Mikroskop:

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Mit der Abb. 5 beginnen die Bilder über die verschiedene Ausbildung

der Plagioklaseinsprenglinge als besonderes Gewebemerk

m a 1. Siehe auch Abb. 14, 15, 16, 17, 18, 21, 22.

Abb. 5: GRANATFÜHRENDER TONALITPORPHYR aus den Drauschottern

bei Schloß Hollenburg. — Plagioklaseinsprengling,

(0 = 1,6 mm). Zwillingsstock (nur die Hälfte im Bild festgehalten)

mit wenigen mikrolithischen Umsetzungsprodukten (Serizit und fleckig

verteilter Klinozoisit), reich zoniert mit schwachen Rekurrenzen.

Kern mit Labradorit (58—60 % An) bis Andesin (32—35 °/o An) in der

Hülle, klare Rinde = Oligoklas mit 25 °/o An. — Nie. +

Abb. 6: GRANATFÜHRENDER TONALITPORPHYR. Rechts im Bild großer

Granat. Andere dunkle Körner sind Hornblenden und Biotite. Im hellen

Gewebe deutlich die weißen Plagioklaskörner. — Siehe Seite 101.

Abb. 7: DUNKELGRÜNLICHGRAUER SPESSARTIT mit weißen Plagioklaseinsprenglingen.

— Siehe Seite 114.

Abb. 8: HELLGRAUER TONALITPORPHYRIT mit zahlreichen relativ

großen, weißen Plagioklaseinsprenglingen. Kleine dunkle Körner =

Hornblende und etwas Granat. — Siehe Seite 110.

Abb. 9: HELLGRAUBRÄUNLICHER TONALITPORPHYRIT mit Pseudomorphosen

nach Hornblende und Biotit, mit einigen Granaten, mit

zahlreichen kleinen weißen Plagioklaseinsprenglingen und zwei etwas

größeren Porphyrquarzen. — Siehe Seite 112.

102


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(mit bei-

Die Abbildungen 6, 7, 8 und 9 sind Handstückabbildungen

gegebenem mm-Maßstab).

mm

Quarz: Keine Dihexaeder, sondern aus Einsprenghngen durch Zerspringen

hervorgegangene Kornaggregate, bis 3,5 mm, mit flachen Korrosionsbuchten

am Rande. Sprünge mit Kalkspat erfüllt. Kleinkornquarze um

0,05—0,08 mm. Orthoklase sehr locker verteilt, xenounorph, bis 2 mm.

103


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Plagioklase : Von 0,1 mm (in der Grundmasse) in allen Übergängen bis zu

2,4 mm. Form gedrungen prismatisch, idiomorph. Einschlüsse: Quarz, Hornblende.

Manche werden randlich von Quarz (meist Kleinkornquarz) korrodiert.

Die Plagioklase zeigen ausgeprägten Zonarbau. Kern mit

60—65 °/o An (Labradorit) über zoniertem Andesin, manchmal mit

Rekurrenzen, bis zur Rinde = Oligoklas mit 20—25 °/o An. Der

Kern ist immer sehr basisch. Derart gebaute Plagioklase sind für die

Tonalité vom Typus Rieserferner bezeichnend (BECKE

1892).

Viele Plagioklaskörner sind klar, bei manchen sind Anzeichen

einer Mikrolithenbildung (Klinozoisit und Serizit, oft

staubartig fein), wieder andere Körner haben Mikrolithen-Ansammlungen

im Kern. Diese und Plagioklase mit Mikrolithen-„Kränzen"

im Innern bilden ehemaligen Zonarbau ab. Nur wenige Körner

zeigen durchgängige, meist lockere Mikrolithenbesetzung. Diese Körner

haben eine klare Oligoklasrinde.

BECKE hat 1892 angegeben, daß im Kern der Plagioklase eine

Art von Schwammgerüst zu finden sei, das im übrigen ebenfalls

solche sekundären Bildungen enthält. Im vorliegenden Falle wurde

in den trüben Kernen ein Schwammgerüst nicht beobachtet. Allerdings

kann man manchmal im Kerninneren eine Fleckung beobachten,

die wahrscheinlich zum Schwammgerüst BECKES in Beziehung gebracht

werden darf.

Die Verzwilligung ist meist groblamellar und zugleich

absätzig, sowohl nach dem Albitgesetz als auch nach dem Periklingesetz.

örtlich ist aber die Lamellierung aus nicht ersichtlichen Gründen

fein und absätzig, ebenfalls nach diesen Gesetzen. Auch Karlsbader

Zwillinge.

Das ist ein Kornbau, wie man ihn in anderen Gesteinen, z. B.

kristallinen Schiefern und vielen Plutoniten, nicht wieder findet,

also ein durchgehendes Merkmal für die Ganggesteine und Plutonite

dieser Gesteinsgruppe (Rieserferner-Tonalite).

Braune Hornblende: X = hellbräunlich, Y = braun, Z = dunkelbraun,

c A Z = 14°. Manche hypidiomorph, meist aber idiomorph, gedrungensäulig,

z. B. nach (100) und (001) oder sechsseitige Umrisse nach (010) und (110).

Auch Zwillinge nach (100). Einschlüsse: Quarz, Plagioklas, Granat, Apatit. Am

Kornrand häufig Chloritisierung (X = fast farblos, Y = hellgelblichgrün, Z =

grün, Polarisationsfarbe violettgrau: Pennin).

B i o t i t : X = hellgelbbräunlich, YZ = tiefrotbraun. Hexagonale Täfelchen,

mehr oder minder deformiert. Chloritisierung (Klinochlor) greift am Rande ein,

erfaßt aber auch einige Biotite großteils bis ganz. Mit Z i r k o n mit pleochroitischem

Hof. Magnetit. An manchen Biotiten setzen Flachen steil auf die

Tafel durch, die auf Druck zurückzuführen sind. Sie fallen im Tafelquerschnitt

stark auf, weil sie eine andere Färbung haben. Sie bedeuten eine mechanische

Auflockerung des Kristallkorns, das somit Umsetzungen leichter zugänglich wird.

104


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G r a n a t : DeltoLdikositetraeder. Einschlüsse: Quarz, Plagioklas. K a l z i t füllt

dünne Risse im Plagioklas und in Quarz. A p a t i t , M a g n e t i t , selten T i t a n i t

und E p i d o t.

Struktur holokristallinkörnig, porphyrisch, was am Gerölle

deutlich hervortritt. Dunkle Kornsorten (Biotit, Hornblende,

Granat) mit mehreren mm, locker im hellen Gesteinsgewebe verteilt.

Unter dem Mikroskop wird aber augenscheinlich, daß die Korndurchmesser

im hellen Gewebe von 4 mm bis herunter auf 0,1 mm

(mit allen Größenübergängen) reichen. Die zwischen den hellen und

dunklen, größeren und mittelgroßen Körnern verbleibenden Räume

werden von Kleinkornquarz nebst wenigen gleichkleinen Plagioklasen

und Biotit- und Chloritschuppen erfüllt (Grundmasse).

Herkunft: Nicht aus Tauernkristallin. BECKE hat schon

1892 Gesteine aus der Rieserferner-Gruppe beschrieben,

z. B. Normaltonalit (Reinwaldkern) und Tonalitporphyrit (Geltthalferner).

Das Ganggefolge trifft man in der Defereggengruppe, in der

südlichen Schobergruppe, im Kreuzeck und im Goldeck.

Nach gütigen Mitteilungen von Prof. ANGEL sind Gesteine,

wie das hier beschriebene, im Kreuzeck vertreten.

Vol.-°/o

Mineral- Quarz 4,4

bestands- Orthoklas 8,0

auszählung: Plagioklas 44,5

Hornblende 11,1

Biotit 9,4

Chlorit ohne Bio- und Hbl.-Reste 3,8

Granat 8,1

Rest 0,5

Grundmasse * 10,2

* Kleinkornquarz weitaus überwiegend

100,0

13. Heller Tonalitporphyrit, aus dem Rieserferner-

Ganggefolge

Gerolle: 127x104x68 mm, porphyrisch. Zahlreiche dunkelrotbraune

(Biotit) und braunschwarze (Hornblende) Einsprengunge

(bis 5 mm) nebst Granat (bis 7 mm) in einem sehr hellen

Gewebe, aus dem sich weiße Feldspatkörner (ebenfalls wenige mm)

abheben. Große Ähnlichkeit mit dem granatführenden Tonalitporphyr,

auch Grübchen an der Gerölloberfläche, die auf ausgewitterte

Biotite zurückzuführen sind.

Es liegt eine Tonalitporphyritform mit folgenden besonderen

Eigenschaften vor:

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Einsprenglinge: Braune Hornblende, idiomorph. Man findet

alle Übergänge von intakten Hornblendekörnern mit randlicher sekundärer Chloritbildung

über Pseudomorphosen mit größeren, dann mit kleineren Hornblenderesten

bis zu Pseudomorphosen ohne Hornblendereste bestehend aus Chlorit +

Klinozoisit + wenig Epidot + Ilmenit + Titanit + Zirkon mit pleochroitischem

Hof, oft noch mit Kristallform.

Bio tit : X = hellrötlichgelb, YZ = rotbraun, wie solche KARL 1959 vom

Rieserferner-Tonalit (hinterstes Antholzertal) beschreibt. Mit Apatiteinschlüssen.

Im Dünnschliffbereich findet man wieder alle Übergänge von intakten Biotitblättern

mit beginnender randlicher Pseudomorphosierung (bemerkenswerter

Weise auch hier Chlorit, Klinozoisit und Titanit) zu Biotitpseudomorphosen mit

vielen, schließlich mit wenigen erhaltenen Biotitlamellen bis zu Pseudomorphosen

ohne Biotitreste, oft auch wieder mit guter Formerhaltung. Siehe Abb. 10, 11, 12.

Dieser Biotit ist jünger als die Hornblende, und da er zumindest

örtlich von viel Klinozoisit begleitet ist, der auf seinen Spaltflächen

einbricht, kann man vermuten, daß diese Kombination Biotit +

Klinozoisit sekundär nach Hornblende gebildet worden ist. Im Dünnschliff

gibt es auch tatsächlich Stellen, wo der Biotit auf Kosten der

Hornblende wächst. Biotit ohne Klinozoisit scheint primär

neben der Hornblende gebildet worden zu sein (Biotit-I), derjenige

Biotit m i t Klinozoisit sekundär als Reaktion zwischen Hornblende

und Alkalien (Biotit-II). Das ganze Schliffbild zeigt das

Ergebnis eines einzigen Kristallisationsganges.

Mit der Bildreihe soll bewiesen werden, daß auch aus

Biotit Pseudomorphosen entstehen, die aus Chlorit, Klinozoisit

und Ilmenit-Titanit bestehen. Es handelt sich um Pseudomorphosierung

eines Biotit-neu (II), der sekundär nach Hornblende entstanden

ist.

P 1 a g i o k 1 a s idiomorph, meist dicht mit Mikrolithen (Klinozoisit und

Hellglimmer) besetzt, Ränder klar (Oligoklas mit 25 °/o An). Ehemaliger Zonarbau

durch Anordnung der Mikrolithen erkennbar. Mit Hilfe dieser Fülle kann man

auf Andesin mit 45 °Jo An rückrechnen. Lamellierung nach dem Albitgesetz nur

Abb. 10: Biotit (0 = 1,3 mm) mit Chloritisierung nach der Spaltung und am

Rande unter Begleitung von etwas Klinozoisit und Titanit, manchmal

mit Ilimenit. Der Biotitanteil (dunkel) ist noch immer herrschend.

Abb. 11 : Dicke Biotittafel (0 = 1,4 mm). Der Chloritanteil dieser Pseudomorphose

macht mehr als die Hälfte des Korns aus. Der Biotit fasert

in der Richtung senkrecht zur Achse in den Chlorit hinein aus. Einige

Körner von Klinozoisit, weiters Ilmenit von Titanit umwachsen. Links

fast intakter Biotit, unten br. Hornblende.

Abb. 12: Chloritpseudomorphose nach Biotit (0 = 1,5 mm), mit

relativ viel Klinozoisit, Ilmenit und Titanit. Vom Biotit nur mehr

verschwindend kleine Reste erhalten, die im Bilde nicht mehr zu

erkennen sind. — Im übrigen siehe Text. — Alle Aufnahmen mit

Blendeverengung. Ohne Pol.

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in kleinen (unter 0,3 mm) klaren Oligoklasen. Q u a r z zwickelfüllend, bis 1 mm,

mit Plagioklas in einer Art g r a n o p h y r i s c h e r Verwachsung.

Zwischen den Einsprengungen noch G r a n a t (selten), Gruppen von K 1 i n o -

z o i s i t säulchen bis 0,8 mm, wenige E p i d o t körnchen (bis 0,16 mm),

I 1 m e n i t (bis 0,3 mm), T i t a n i t, vereinzelt Apatit.

Die Abb. 10, 11 und 12 zeigen Phasen der C h l o r i t i s i e r u n g von

B i o t i t e n (Heller Tonalitporphyrit).

LM -~ v'xL.

t'**'•>.*

12

107


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14. Hellgrünlichgrauer Tonalitporphyrit,

aus dem Rieserferner-Ganggefolge

Gerolle: 132x125x84 mm, porphyrisch. In der feinkörnigen

grünlichhellgrauen Grundmasse befinden sich zahlreiche weiße

Plagioklaseinsprenglinge von 1—2 mm (ein einziger mit

2,4 x 5,0 mm), weiters braune Mafiteinsprenglinge bzw. deren Pseudomorphosen

(bis 3 mm) und vereinzelt Granate mit Größen um 1 mm.

Unter dem Mikroskop:

Plagioklaseinsprenglinge idiomorph und zonar, nur wenige

größere Körner unzonar. Fast alle haben eine klare Rinde (Oligoklas mit

23—25 % An), die oft kleinbuchtig verläuft. Der Kern ist einschlußreich; das

sind Relikte bzw. Umsetzungsprodukte eines älteren basischeren Plagioklases in

Form des sogenannten Kerngerüstes im Sinne BECKES 1892, weshalb in diesen

Körnern der An-Gehalt, auch infolge des Fehlens der Zwillingslamellen, nicht

meßbar ist. Nur bei wenigen Körnern ist eine breite Lamellierung nach dem

Albitgesetz vorhanden: 38 °/o An, selten auch eine absätzige, mit spitz zulaufenden

Lamellen. Die kleineren Plagioklase (25 °/o An) sind auch zonar, ohne Lamellen,

weitaus überwiegend klar.

13

Ä^x^"#.

Abb. 13: HELLER TONALITPORPHYRIT aus den Drauschottern bei Schloß

Hollenburg. — Pseudomorphose nach Hornblende mit

Hornblenderesten (H), 0 = 1,5 mm. Sie besteht hauptsächlich

aus Chlorit, weiters aus Klinozoisk, Ilmenit und Titanu. Einige Quarzeinschlüsse.

Links im Bild und oben Mitte befindet sich Granat. —

Mit Blendeverengung. Ohne Pol. Vgl. mit Abb. 23.

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Intakte Mafiteinsprenglinge sind nicht vorhanden, sondern Pseudomorphosen

nach Hornblende, an der Form deutlich erkennbar, bestehend

aus Chlorit, Epidot und Titanit. Es gibt aber auch noch Pseudomorphosen

nach Biotit, im Innern meist noch mehr oder wenige

lamellare Biotitreste, umgeben von Chlorit, etwas Epidot, Titanit und im Pseudomorphosierungsprozeß

ausgeschiedene Stäbchen oder Fasern von Goethit.

Granat zonar mit Kerneinschlüssen von Biotit und Ilmernit und mit einer

einschlußfreien Fortwachsungsrinde. Rundlinge oder Deltoidikositetraeder, auch in

Form von Granatstöcken, bis 1,6 mm.

Grundmasse: Quarz und vorwiegend klare, nicht zonare Oligoklase

mit 15—20% An (Grundmassegeneration), weiters zahlreiche kleinste (um 0,1 mm)

Teilchen der Pseudomorphosen nach Mafiten, das sind im Gewebe tektonisch

transportierte Teilchen. Man kann auch sagen, daß manche Pseudomorphosen

mechanisch „zerfließen", wodurch im Gewebe oft nur einzelne Fetzen des Pseudomorphosenkörpers

auftreten. Und dadurch wird die wahrnehmbare Grünfärbung

der Grundmasse verständlich. Körnung der Grundmasse 0,02—0,08 mm.

Magnetit, Titanit, selten Z i r k o n.

Auch dieses Gestein zeigt die Mannigfaltigkeit

Tonalitporphyritf ormen :

a) Keine Quarzeinsprenglinge, keine KNa-Feldspateinsprenglinge.

b) Sämtliche Mafite (Hornblende und Biotit) sind pseudomorphosiert.

der

Mineralbestand

in Vol.-%:

Quarz-Einsprengl.

KNa-Feldsp.-Einspr.

Plagioklas-Einspr.

Hornblende-Einspr.

bzw. deren Pseud.

Biotit-Einspr.

bzw. deren Pseud.

Granat

Rest

Grundmasse

Hellgrauer

Tonalitporphyrit



27,1

10,4


1,2

0,3

61,0*

Hellgraubräunl.

Tonalitporphyrit

3,0


22,4

6,5

2,9

1,3

0,6

63,3

c) Der Granat ist nicht rosa, sondern gelblich — schwach

zimtbraun. Er unterscheidet sich durch seine Farbe (und auch

durch seine Form: Deltoidikositetraeder) von dem in den Schiefern

so verbreiteten Almandin, was hauptsächlich mit einem

höheren Andradit- und Grossulargehalt zusammenhängt. Unser

Granat zeigt auch im Innern eine einschlußreiche 'Wachstumsphase.

Dunkelgrünlichgrauer

Spessartit



12,6

15,9


1,4

70,1**

100,0 100,0 100,0

* Einschließlich kleiner KNa-Feldspatkörner (1,6 Vol.-°/o)

** Darin 18,5 Vol.-% Hornblende, teilweise oder vollständig chloritisiert,

in Größen wie die Plagioklase, in bereichsweise wechselnden Mengen enthalten.

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Rieserferner-Gang-

e) Grandmasse feinkörnig, 59,6 Vol.-%.

Dieser Tonalitporphyrit könnte aus dem

gefolge der Kreuzeckgruppe stammen.

15. Hellgrauer Tonalitporphyrit, mit zahlreichen

weißen Plagioklaseinsprenglingen bis 7 mm

Gerolle: 104x98x45 mm, porphyrisch. Zahlreiche weiße

Plagioklaseinsprenglinge, von 2 bis 7 mm (vorwiegend 4- bis

6seitige Kristallschnitte, überwiegend gedrungen-prismatisch) und

einige rotbraune Granate bis 2,4 mm heben sich von der hellgrauen

Grundmasse ab, von der sich die hier schwach farbigen Hornblenden

kaum unterscheiden. Am Gerolle nur ein Porphyrquarz (7 mm)

mit zarter Rosatönung. Unter dem Mikroskop:

Keine Porphyrquarze.

Plagioklaseinsprenglinge: Lamellierung nach dem Albit- und

zurücktretend nach dem Periklingesetz, meist breit und absätzig. Auch Karlsbader

und selten Manebacher Zwillinge. Normale Zonenstruktur, oft optisch wenig

kontrastreich, in manchen Körnern Rekurrenzen. Andesin im Kern bis saurer

Oligoklas in der Hülle, mit Schwankungen in den Zonen. Mehrere Plagioklaseinsprenglinge

sind vollständig verglimmert mit untergeordnet Klinozoisit, bei

vielen von ihnen tritt wolkige Kaolinisierung hinzu. Andere Einsprengunge haben

klare Kernpartien, welche ziemlich scharf gegen die Verglimmerungshülle ab-

Abb. 14: HELLGRAUER TONALITPORPHYRIT. — Im Bild Teil eines vollständig

umgesetzten (Serizit, etwas Klinozoisit. Quarz) Plagioklaseinsprenglings

(obere Kristallkante = 0,72 mm). Rechts davon ein Hornblendestengel.

In der Grundmasse zahlreiche Oligoklase mit häufig

fast quadratischen Schnitten, besonders deutlich links unten. —

Nie. +

Abb. 15: HELLGRAUER TONALITPORPHYRIT (wie oben, aus den Drauschottern

bei Schloß Hollenburg). — Komplexzwilling (Oligoklas mit

28—30 °/o An) im Plagioklasstock. Kernpartie und Rinde mit derselben

Umsetzung wie oben. Die Grenze zwischen unzersetztem Plagioklas und

der Zersetzungshülle hat eine sehr feine, scharf gezähnelte Kontur. Der

Umriß der umgesetzten Plagioklasrinde wurde markiert. Korn-e =

2,4 x 1,5 mm. — Nie. +

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schließen. Wieder andere haben einen verglimmerten Kern, klare Schalen und

außen eine verglimmerte Rinde. Diese Umsetzung und ihren Anteil am Korn

sieht man auch am Gerolle mit freiem Auge oder mit der Lupe.

Hornblendeeinsprenglinge: X = hellgraugelb, Y = sehr hell

lichtbraun, Z = hellbraun. Auslöschungsschiefe wegen Zersetzungsgrad der Hornblenden

nicht bestimmbar. Form dicksäulig mit (110) und (010), aber auch schilfige

Formen, stark ausgebleicht, mit bräunlichen bis gelbgrünbraunen Farbtönen. Man

beobachtet Umwandlung in einem Gemenge von Chlorit, Kalzit (geprüft),

Titanit und kleinstkörnigen Individuen von blätteriger oder faseriger Form,

Erzpartikelchen.

Granat: Deltoidikositetraeder, Apatit, Magnetit.

In der Grundmasse gleichmäßig verteilt klare Oligoklase, 25—30 ü /o An,

mit fast quadratischen Schnitten (Korn-0 bis 0,05—0,1 mm), wenige KNa-Feldspatkörner

in Größen wie die Oligoklase, wenig oxydisches Erz, feinste Chloritblättchen,

kleinste Hornblendekörner und unauflösbares Feinkorn unter 0,016 mm.

Ein porphyrisches Ganggestein im Gefolge der

Rieserferner-Tonalite.

Abb. 16: HELLER GRANATFÜHRENDER TONALITPORPHYR aus den

Drauschottern bei Schloß Hollenburg. — Plagioklaskorn (0 =

0,8 x 1,3 mm) mit derart gruppierten Umsetzungsprodukten (Klinozoisit,

etwas unauflösbare Trübe und wenig Hellglimmermikrolithen), daß vormaliger

Zonarbau deutlich wird. Die blastisch gewachsene klare Rinde

(Albitoligoklas mit 15 °/o An), buchtig, greift in das umgebende Quarz-

Feldspatgewebe ein. — Nie. +

Abb. 17 (rechts): HELLGRÜNLICHGRAUER TONALITPORPHYRIT aus den

Drauschottern bei Schloß Hollenburg. — P 1 a g i o k 1 a s (0 = 0,9 mm)

idiomorph und zonar. Die Zonen nur in der klaren Oligoklarsrinde

(25 °/o An) deutlich. Im Kern (50 °/o An-Labrador) Umsetzungsprodukte

eines älteren basischeren Plagioklases in Form des sogenannten Kerngerüstes

im Sinne BECKES 1892. Auch Spaltung sichtbar. In dieser Abbildung

ist die Wachstumsanisotropie der verschiedenen Plagioklasflächen

gegenüber der Grundmasse erkennbar. — Nie. +

111


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16. Hellgraubräunlicher Tonalitporphyrit

Gerolle brotlaibförmig, 148 x 102 x 59 mm. Aus dem hellgraubräunlichen

Gesteinsgewebe heben sich die vereinzelten, fast

weißen Porphyrquarze bzw. Porphyrquarzgruppen (bis 6 mm)

und wenige hellrote, klare Granate (bis 1,5 mm, Deltoidikositetraeder,

wie solche für das porphyrisch-porphyritische Ganggefolge der

Rieserferner charakteristisch sind) ab. Erst mit der Lupe erkennt man

die hellen Feldspateinsprenglinge (bis 2 mm) und die hellfarbigen

Pseudomorphosen nach Hornblende und Biotit, wodurch die porphyrische

Struktur kenntlich wird. Unter dem Mikroskop:

Porphyrquarze, einzeln (bis 0,8 mm) oder in Gruppen, mit Korrosionsbuchten

und Korrosionsschläuchen, wie bei ANGEL 1927, Tafel 1, Fig. 3, 4, 5, 6,

abgebildet.

Plagioklaseinsprenglinge häufig mit guter Kristallumgrenzung.

Zwillingsbildung nach dem Albit- und zurücktretend nach dem Periklingesetz,

auch Karlsbader Zwillinge. Die Körner sind entweder klar, oder sie besitzen

dünnere oder dickere Schalen mit Hellglimmer und fleckig verteilten Klinozoisithaufen.

Die Mehrzahl ist zur Gänze umgesetzt. Manche Plagioklaseinsprenglinge

haben einen albitischen Anwachsrand. An der Verteilung von Hellglimmer und

Klinozoisit ist ehemaliger Zonarbau kenntlich, die fleckige Mikrolithenverteilung

im Kernbereich deutet auch hier auf das von BECKE 1892 beschriebene Schwammgerüst

hin. In den Zonen ruckweise Abnahme der Basizität von innen nach außen,

z. B. Labradorit mit 58—60 % An über Andesin zu Oligoklas mit 28—30 °/o An.

Pseudomorphosen nach Biotit: Umsetzung in einen anomal

schwach doppelbrechenden Pennin und in feinstkörnige Massen eines Tonminerals,

manchmal auch Karbonat. Zirkon. Spaltung noch erhalten und durch Leukoxen

betont. Wenige noch erhaltene Biotitreste stark ausgebleicht. Kristallform dickplattig,

oft gerundete Kanten, bis 0,6 x 1,3 mm.

Abb. 18: DUNKELGRÜNLICHGRAUER SPESSARTIT, aus den Drauschottern

bei Schloß Hollenburg. — Plagioklaseinsprenglinge mit

guter Formerhaltung, aber so hohem Umsetzungsgrad, daß der ursprüngliche

Plagioklascharakter nicht mehr bestimmbar ist. Hellglimmerkonzentrationen

am rechten Korn (gr. 0 = 1,28 mm) randlich besonders

hoch, am linken Korn (gr. 0 = 1,6 mm) durchgängig. Die Grundmasse

ist in der Formung wesentlich verschieden von der

des vorher abgebildeten hellgrauen Tonalitporphyrites, Abb.: 14, 15. —

Nie. +

Abb. 19: DUNKELGRÜNLICHGRAUER SPESSARTIT. — Hornblendeeinsprenglinge

in verschiedenen Schnittlagen mit fleckenweise

verschieden intensiver Umsetzung zu Kalzit und Chlorit. Oberes Korn

mit gr. 0 = 1,1 mm. — Nie. +

Abb. 20: HELLER TONALITPORPHYRIT, aus den Drauschottern bei Schloß

Hollenburg. — Chloritpseudomorphose (0 = 1,8 mm), ohne

Reste des primären Mafites, wahrscheinlich nach Hornblende, mit Ilmenit,

umrandet von Titanit, und mit einigen Epidotkörnchen. Die Pseudomorphose

entsendet Ausläufer längs Korngrenzen in das umgebende

Quarz-Feldspat-Gewebe. — Mit Blendeverengung. Ohne Pol.

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Pseudomorphosen nach Hornblende prismatisch, bis

0,6x1,5 mm, aber auch Stengel mit 0,48x0,05 mm bzw. schilfig. Umsetzung in

Pennin, Kalzit, Epidot, Leukoxen.

K a 1 z i t k ö r n e r bis 0,48 mm, Magnetit, wenig Apatit.

Grund m asse sehr feinkörnig, von 0,03—0,01 mm und darunter.

Xenomorpher Quarz und überwiegend Plagioklas. Unter.mengung mit Serizit.

Herkunft

ebenfalls aus dem Ganggefolge der Rieserferner.

17. D un kelgrünlichgrauer Spessartit

Gerolle: 73 x 68 x 42 mm, porphyrisch. Man sieht in der

dunklen Grundmasse, unregelmäßig verteilt, zahlreiche hellgrauweiße

Plagioklaseinsprenglinge mit 0 um 0,5 mm, einige auch bis

2,0 mm. Andere Kornsorten sind mit freiem Auge nicht sichtbar.

Unter dem Mikroskop:

Keine Porphyrquarze. Alle Feldspateinsprenglinge sind

voll umgesetzt. Die Fülle besteht aus Hellglimmer (besonders am Kornrand und

entlang der Spaltung) und aus Klinozoisit (strauchförmige Gruppen oder fleckig

verteilt). Das Verhältnis dieser beiden Füllmineralien zueinander weist auf einen

früheren basischen Andesin bis sauren Labradorit hin, womit auch die Schnittformen

dieser Einsprengunge übereinstimmen. Keine Zwillingslamellen sichtbar.

Auf Zonarbau könnte die häufige randliche Hellglimmerkonzentration hindeuten.

KNa-Feldspateinsprenglinge sind nicht vorhanden. Vgl. Abb. 18. .

Hornblende bzw. deren Pseudomorphosen : Hornblende meist

umgesetzt, nur wenige intakte Körner. Form gedrungen stengelig, Durchmesser

z. B. 1,5x0,6 mm. X = sehr blaßgraugelb, Y = lichtnelkenbraun, Z = nelkenbraun,

e A Z = 17°. Umsetzung zu Kalzit, Chlorit, teils gänzlich oder noch mit

Hornblenderesten, Ilmenit, Titanit.

Abb. 21: TONALITPORPHYRIT, aus den Drauschottern bei Schloß Hollenburg.

— Plagioklaseinsprengling (1,1 x 2,1 mm) dicht

gefüllt mit Hellglimmer und Kiinozoisit, mit klarer angewachsener Oligoklashülle,

ohne Lamellen. An-Gehalt im Kern nicht bestimmbar. Grundmasse

grobkörnig. — Nie. +

Abb. 22: TONALITPORPHYRIT, aus den Drauschottern bei Schloß Hollenburg.

— Idiomorpher Plagioklaseinsprengling

(1,0 x 1,4 mm) mit sehr wenig Hellglimmermikrolithen (keine Fülle),

Zonarbau an der Kornperipherie deutlich. Laimellierung nach dem Albitund

Periklingesetz, Spaltrisse ungleich weit, besiedelt mit Hellglimmerblättchen.

Kern-Andesin mit 35 °/o An, Hülle = Oligoalbit mit 12 % An.

Dieses Plagioklaskorn ist hauptsächlich von Quarz (im Bild weiß) umgeben.

— Nie. +

Abb. 23: TONALITPORPHYRIT, aus den Drauschottern bei Schloß Hollenburg.

— PseudomorphosenachHornblende (0 = 1,6 mm),

bestehend aus reichlich Klinozoisit (im Bild grau), Titanit, Ilmenit (nur

drei Körner) umwachsen von Titanit (beide schwarz), wenigen Körnchen

Epidot und aus Chlorit (sehr hellgrau im Bild). Einige sehr kleine

Hornblendereste in der Pseudomorphose sind nicht mehr ausnehmbar.

Am unteren Bildrand rechts und links Klinozoisitkörner in

Plagioklas. — Mit Blendeverengung. Ohne Pol. Vgl. mit Abb. 13.

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22

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Kalzitkörner in der Grundmasse mit 0 bis 0,48 mm, Apatit,

Magnetit, Pyrit.

Grundmasse : Plagioklasstengel bis 0,1 x 0,02 mm, Chlorit + Hornblende

(insgesamt 18,5 Vol.-°/o) in bereichsweise wechselnden Mengen, Quarz mit

0 um 0,04 mm. Lassen mit Serizit besetzt. Teils wirr gelagerter Filz, um Einsprengunge

auch wie geflößt. Vgl. Abb. 18 und 19.

Struktur holokristallin-porphyrisch. Ganggestein aus dem lamprophyrischen

Flügel der Rieserferner. Varietät: Hornblende-Spessartit. Gewisse

Ähnlichkeiten zum „Lurnfeldit" von Drauhofen, ANGEL & KRAJICEK, 1939.

18. Tonalitporphyrite (andere Gerolle)

Es wurden noch einige andere Tonalitporphyritgerölle,

ebenfalls zum Ganggefolge der Rieserferner gehörend, an Hand von

Dünnschliffen untersucht, die aber grundlegend nichts wesentlich

Neues zeigten. Auch bei diesen Mustern trat die Mannigfaltigkeit

der Gesteinstypen zutage. Es konnten unterschieden

werden:

a) Tonalitporphyrite mit Hornblende- und Biotiteinsprenglingen.

Kein anderer Mafit.

b) Tonalitporphyrite nur mit Hornblendeeinsprenglingen und deren

Pseudomorphosen.

c) Tonalitporphyrite nur mit Biotiteinsprenglingen und deren

Pseudomorphosen.

d) Tonalitporphyrite, in denen nur mehr Pseudomorphosen nach

Biotit und/oder Hornblende vorhanden waren.

Es zeigte sich auch bei diesen Tonalitporphyriten, daß die

Pseudomorphosierung der Hornblende ein Prozeß ist, der mit dem

Kristallisationsablauf und mit der Pseudomorphosierung der Biotite

zusammenhängt. In den Dünnschliffen der Tonalité und Verwandten

ist zu beobachten, daß in Gesteinen, welche Biotit und Hornblende

nebeneinander führen, örtlich die Hornblende durch Biotit verdrängt

wird, wobei als Nebenprodukte besonders Klinozoisit und Titanit

gebildet wurden. Meist ist aber der Prozeß so durchgängig, daß von

der pseudomorphosierten Hornblende kein Rest mehr bleibt, sondern

nur die Sekundärprodukte, die jetzt in den Pseudomorphosen zu

sehen sind.

Außer diesem Weg von Hornblende über Biotit (II = neu)

zu Chloritpseudomorphosen mit Klinozoisit usf. findet man an vielen

Hornblendekörnern eine direkte Pseudomorphosierung durch

Chlorit, Klinozoisit, Titanit und Ilmenit, oft begleitet von einigen

Epidotkörnern. Eine der Pseudomorphosen ohne Hornblendereste

(Dünnschliff, der keinen Biotit enthielt, bestand aus 68 [!] Vol.-°/o

Klinozoisit, aus 27 °/o Chlorit und 5 °/o Epidot, Ilmenit und Titanit).

Auf die große Ähnlichkeit bzw. Gleichheit der Pseudomorphosen

nach Hornblende und nach Biotit, wobei oft nur Mengenverschieden-

116


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heit im Kornsortenbestand zu verzeichnen ist, sei nochmals hingewiesen.

Die auffallend starke Chloritisierung von Hornblende und

Biotit hat ihre Entsprechung in der relativ groben Klinozoisitfüllung

der Plagioklaskerne.

Auch in diesen Proben waren ausgeprägte Porphyrquarze mit

„Korrosionsbuchten" und „Korrosionsschläuchen" nur teilweise vorhanden.

SCHLUSS

Es liegen schon zahlreiche Nachrichten über die Vorkommen

granitoider Gesteine in Kärnten vor, aber

nur zum Teil mit eingehenden petrographischen Beschreibungen. So

berichteten z. B.:

F. ANGEL 1930 über Granodiorite, Orthogneise und Pegmatite

aus der Kreuzeckgruppe, mit E. KRAJICEK 1939 über Pegmatite

aus der Goldeckgruppe, mit R. STABER 1952 über Aplite, Granite,

Augengneise aus dem Hochalm—Ankogel-Gebiet, mit H. MEIXNER

1953 über die Pegmatite von Spittal, mit E. CLAR und MEIXNER

1953 über den Granit vom Markogel bei Villach, 1954 über Antholzer

Gneisgranite und Pegmatite (Gerolle), die ihre Vertretungen

in der südlichen Schobergruppe, im Kreuzeck, Goldeck, Millstätter

Seengebirge bis gegen Villach haben, weiters über Tauerngranite

(Gerolle) von Mautbrücken und Weißenstein, mit R. STABER 1954

über Pegmatite und Pegmatoide aus dem Hochalm—Ankogel-Gebiet,

und 1961 über Augengneise im Maltatal.

Chr. EXNER berichtete 1953 über Gneise und Augengneise bei

Mallnitz, über Para- und Orthogneise vom Mölltal, 1959 über

Augengneise und Granitgneise nördlich Mörtschach, 1961 über den

Granodiorit von Wöllatratten, 1965 über Mikroklinaugengneise aus

der Sadniggruppe, K. O. FELSNER 1936 über den Granit von Nötsch

und aplitischen Granit von Matschiedl, H. HERITSCH 1949 über

Augengneise, Aplitgneise aus dem Gailtal, 1956 über einen Augengneis

vom Eingang zur Gailschlucht, mit P. PAULITSCH 1958 über

Staurolithgneise und Augengneise vom Gailtal, O. HOMANN 1962

über den „Villacher" Granit und turmalinreiche Augengneise und

Pegmatite südlich von Feldkirchen, KIESLINGER 1956 über den Mischgranit

von Seebach bei Villach, über Pegmatite aus einigen Vorkommen,

vom Augengneis von Dellach und über Zentralgneis,

W. PETRASCHEK 1927 über Turmalinpegmatite, Augengneise, grobflaserige

Muskowitgneise u. a. aus der Umgebung von Villach bis

Spittal.

117


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Tonalité und Verwandte aus der Rieserferner-

Gebirgsgruppe (mit zugehörigem Ganggefolge) haben beschrieben:

Tonalité und Tonalitporphyrite aus der Hochschobergruppe (F. AN-

GEL 1929), einen hellen Tonalitporphyr, einen etwas dunkleren

Tonalitporphyr, einen Malchit und einen Spessartit aus der Kreuzeckgruppe

(F. ANGEL 1930) und den „Lurnfeldit" aus dem Goldeck

(F. ANGEL & E. KRAJICEK 1929). F. ANGEL 1954 erwähnte oder beschrieb

(mit Herkunftsangaben) eine Reihe von Gliedern des Gangschwarmes

der Porphyrite und Verwandten, gefunden in den Drauschottern

bei Mautbrücken und Weißenstein.

Von Chr. EXNER 1961 stammen Nachrichten über einen granatführenden

Plagioklas-Hornblende-Porphyrit, über Kersantit, Malchit,

Quarzporphyrit, Porphyrit und Hornblende-Plagioklas-Porphyrit

aus Gängen der Kreuzeckgruppe, von O. M. FRIEDRICH 1963 über

^inen Granitporphyr (Tonalitporphyrit) aus derselben Gebirgsgruppe,

von H. HERITSCH 1964, 1965 über den Tonalitporphyrit von Reifnitz

(mit eingehenden petrographischen Beschreibungen), auf welches

Gestein schon F. KAHLER 1931 aufmerksam gemacht hatte, von

F. ,KARL 1959, 1964, 1966 über Tonalité bzw. Tonalitgranite aus den

Hohen Tauern und aus einigen peradriatischen Intrusivmassen, von

B. SCHWAIGHOFER 1965 über Porphyrite u. a. m.

F. ANGEL & R. STABER 1952 berichteten auch über Tonalité

und Syenite aus der Hochalm—Ankogel-Gruppe.

Auffallend ist in den untersuchten Draukiesen der Mangel

an Gesteinsformen aus der unmittelbaren Umgebung der Hollenburger

Brücke.

Dringend erwünscht und notwendig wäre eine breitesystematische

petrographische Bearbeitung des so weit

verbreiteten (Deferegger Alpen, über Schober, Kreuzeck, Goldeck

bis in die Gegend von Villach) Ganggefolges der Rieserferner-Tonalite,

um das Anstehende der in den Drauschottern

bei Schloß Hollenburg gefundenen bezüglichen Gerolle noch präziser

festlegen zu können. Das Ganggefolge besitzt eine große Variationsbreite,

so daß bei weiteren Durchsuchungen der Drauschotter sicher

noch andere Tonalit- bzw. Porphyrittypen zu finden sein werden.

Bedeutsam ist es, daß Tonalité und Tonalitporphyrite im

Kohlentertiär derKarawanken (um Rosenbach) fehlen.

F. ANGEL 1935 trennte in diesem Geröllmaterial zwei Völkergesellschaften:

Eine Diabas-(aus der Region Goldeck—Paternion)Quarzporphyrgesellschaft

(aus der Unterlage des Hochstaff) und zwei

Serpentinvölker (aus dem obersten Mölltal und aus dem Gebiet um

Heiligenblut) und ein Amphibolitvolk (aus der Hauptscholle der

Hochschobergruppe), ferner pegmatitische, granitische, gneisgranitische

.118


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Gesteine, Migmatite u. a. aus dem Kristallin nördlich der Drau zwischen

Spittal und Villach. Von besonderem Interesse ist das Fehlen

aller Gesteine aus dem Hochalm—Ankogel-Körper, Zentralgranite,

Prasinite, auch Eklogite sind nicht vorhanden. Daraus kann man

gewisse Parallelen, aber auch charakteristische Unterschiede in der

Zusammensetzung einerseits des Geröllmaterials aus dem Kohlentertiär

der Karawanken und andererseits der rezenten Grobsedimente

der Drau bei Schloß Hollenburg erkennen.

Herzlichst gedankt sei Herrn Prof. Dr. F. ANGEL, denn auch

seine gütigen Mitteilungen halfen mit, die in dieser Studie bearbeiteten

granitoiden Gesteine, Tonalité, Porphyrite und Syenite herkunftsmäßig

zuzuordnen.

Herzlichen Dank möchte ich auch Herrn Prof. Dr.-Ing. O. M.

FRIEDRICH und Herrn Dozent Dr. J. G. HADITSCH sagen (die

Gesteinsdünnschliffe wurden im Institut für Mineralogie und Gesteinskunde

der Montanistischen Hochschule Leoben photographiert).

ZUSAMMENFASSUNG

Bisher lag erst eine einzige systematische petrographische Untersuchung

der Drauschotter von Kärnten und Osttirol vor (F. ANGEL

1954: Mautbrücken—Weißenstein). Daher wurde begonnen, an einer

zweiten Stelle, bei Schloß Hollenburg, die Grobsedimente zu studieren.

Wie erwartet, zeigten die Drauschotter eine große petrographische

Mannigfaltigkeit.

Die auffälligsten Gesteinstypen werden vorgeführt (in diesem

Bericht vorerst Granite, Gneise, Syenite, Tonalité und Tonalitporphyrite)

und darauf verwiesen, daß sich Herkömmlinge aus den

Hohen Tauern, aus den Rieserfernern (sowohl Plutonit als auch

Ganggefolge) und aus dem Altkristallin im Handstück und im Dünnschliff

gut identifizieren lassen.

Die petrographische Mannigfaltigkeit ist noch gar nicht ausgeschöpft

und ladet zu weiteren Sortierungsarbeiten auf dieser Flußstrecke

ein.

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Anschrift des Verfassers: Dr. Josef HANSELMAYER, Professor, 8010-Graz, Rechbauerstraße

54.

121


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Carinthia II 162./82. Jahrgang S. 123 —128 Klagenfurt 1972

Die Pasterze in den Jahren 1967 bis 1971

Von Herbert PASCHINGER, Graz

Über die im Auftrag des ÖAV jährlich durchgeführten Nachmessungen

an der Pasterze wurde der letzte Fünf-Jahres-Bericht für

die Zeit 1962—1966 in dieser Zeitschrift, 77. bzw. 157. Jg., 1967,

S. 82—88, veröffentlicht.

In den vergangenen fünf Jahren wurden die Nachmessungen

wie bisher Ende August — Anfang September durchgeführt. Die

Leitung hatten von 1967—1970 Prof. Dr. AIGELSREITER, Mürzzuschlag,

und Prof. Dr. E. NEUER, Eisenerz, im Jahre 1971 HA. Doktor

H. WAKONIGG, Graz. Während all dieser Jahre waren als Mithelfer

in uneigennützigster Weise die Herren Dr. H. BAUER, Klagenfurt,

und Prof. K. AIGELSPERGER, Klagenfurt, tätig. Der Verfasser

war zweimal an den Nachmessungen beteiligt. Kurzdarstellungen der

Ergebnisse wurden jedes Jahr durch Prof. Dr. H. KINZL, Innsbruck,

in den Mitteilungen des ÖAV veröffentlicht.

A. SCHNEE UND FIRN

Die geschlossene Schneegrenze lag zur Zeit der Nachmessungen

zwischen 2700 und 2900 m, im Spätherbst 1971 bei 3000 m. Recht

häufig fiel in den vergangenen Sommern Schnee; er bedeckte zeitweise

den Gletscher bis 2100 m herab, wodurch die Nachmessungen

der höheren Linien behindert oder unmöglich waren. Im Rückblick

war die Schneelage in den Jahren 1967—1969 recht ähnlich, in den

beiden folgenden Jahren gab es besonders starke Sommerschneefälle,

aber auch einen recht sonnigen Herbst. Im ganzen also keine ungewöhnlichen

Erscheinungen.

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B. MARKENNACHMESSUNGEN

Das Gletscherende war während der vergangenen fünf Jahre

ununterbrochen im Rückgang begriffen, zum Teil mit recht hohen

Beträgen.

Der moränenfreie Teil der Gletscherzunge ist schon beträchtlich

unter die jüngst ausgeaperte Felsrippe abgesunken, aber im ganzen

schmilzt dieser Teil der Gletscherzunge relativ langsam zurück, da

er an den steilen Felsen allmählich einsinkt. Der moränenbedeckte

Teil schmolz in den vorhergegangenen fünf Jahren hingegen stärker

zurück. 200 bis 300 m seines Endes sind völlig in Zerfall begriffen

(große Einbrüche, Aufspaltung, Absinken von Schollen). Die Rückgänge

sind entsprechend hoch. Es handelt sich um Toteis, das in situ

abschmilzt. Der übrige Teil der vorragenden moränenbedeckten

Zunge hält sich besser, ist geschlossen und hebt sich, von der Franz-

Josefs-Höhe gesehen, deutlich als noch bewegter Gletscherteil vom

zerfallenden Gletscherende ab. Natürlich ist auch dieser Teil im

Einsinken begriffen, und halbkreisförmige Schollenabspaltungen gegen

den tiefer liegenden Sandersee zeigen die fortlaufende Zerstörung.

In absehbarer Zeit können sich demnach die beiden Zungenteile längenmäßig

etwas angeglichen haben.

Zwei Schmelzwasserbäche entströmen dem Gletscher, ein kleinerer

fast in der Höhe des Sandersees im Bereich zwischen moränenfreiem

und moränenbedecktem Eis, der andere viel größere an der

orographisch linken Seite am Berghang aus einem 5 m hohen Gletschertor,

40 m über dem Sandersee. Es ist höchst eigenartig, daß

der wasserreiche Schmelzwasserbach in dieser Höhe entspringt, der

kleinere viel tiefer herunten.

Beide Bäche bauen nach wie vor große Deltas in den Schmelzwassersee

hinein, der bei niedrigem Wasserstand stark von Schutt

und Sand aufgefüllt erscheint. Er ist bei normalem Wasserstand

bereits zu einem Drittel verlandet und nur bei starker Gletscherschmelze

noch weitgehend überflutet.

Der Gletscher selbst war in diesen Jahren wegen Spaltenbildung

schwer begehbar. Besonders im Bereich der Seelandlinie gab es

zahlreiche langgestreckte, tiefe Längsspalten. Durch die starke Ablation

waren sie besonders im Sommer 1971 sehr breit und durch

die Einstrahlung ganz asymmetrisch abgeschmolzen.

Am 24. Juli 1971 wurde von Dott. G. PARPAGIOLA-BELLUNO

auf dem Pasterzengletscher eine Schmelzwasserfontäne von einigen

Metern Höhe beobachtet, wie sie alle paar Jahre bei starker Schmelzwasserlieferung

aus höheren Gletscherteilen auftritt.

Zur Kennzeichnung des Zungenrückganges der Pasterze seien

im folgenden die fünfjährigen Mittel für die einzelnen im Vorland

des Gletschers befindlichen Marken angegeben:

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Marke AI AN N XIIE Z XIIF HE HF Mittel

Rückgang 1966—1971 54,9 40,4 46,2 126,1 76,3 44,9 110,5 42,3 67,7

Mittel für ein Jahr 11,0 8,0 9,2 25,2 15,1 9,0 22,1 8,5 13,5

Die Zahlenwerte AI—N gelten für den moränenfreien Gletscher,

die übrigen Werte für den moränenbedeckten Gletscher. Es

zeigt sich deutlich, wieviel stärker in diesen Jahren der moränenbedeckte

Gletscherteil zurückging, während noch bis vor fünf Jahren

der moränenfreie Teil rascher abschmolz und den Sandersee freigab.

Im Mittel aller Marken hat sich der Rückgang in den letzten

fünf Jahren nicht wesentlich geändert.

Das Pfandelschartenkees endet nach wie vor in einem großen

Gletschersee. Das Wasserfallwinkelkees ging in diesen fünf Jahren

um 13,8 m zurück. Es ist in den letzten Jahrzehnten stark zurückgeschmolzen

und steigt jetzt steil an. Das vor ein paar Jahren entstandene

Felsfenster ist jetzt ein Felsrücken links außerhalb des Gletschers.

Das Freiwandkees stieß um wenige Meter vor.

Von Bedeutung ist für die Pasterze nicht so sehr der Rückgang

des Zungenendes, als vielmehr das Einsinken der Gletscheroberfläche,

die durch tachymetrische Profilmessung jährlich kontrolliert

wird.

C. DIEERGEBNISSEDER

PROFILMESSUNGEN

An der Anlage der drei großen Querprofile hat sich in den

vergangenen fünf Jahren nichts geändert, außer daß die Seelandlinie

seit 1967 wie die beiden anderen Profile von einem günstigen

Standpunkt aus auch von der orographisch linken zur rechten Gletscherseite

(von der Sonn- zur Schattenseite) gemessen wird.

Viktor-PASCHiNGER-Linie (ca. 2150 m):

Stein 1 2 3 4 5 6 Mittel

- 26 ' 1 - 17 ' 0 - 13 ' 2 ~ 9 ' 7 ~ 4 ' 8 +1 > 5 - 12 >°

Jahresmittel — 5,2 — 3,4 — 2,7 —1,9 —1,0 +0,3 — 2,4

Die Linie sank im sonnseitigen Teil sehr stark ein, wohingegen

sich die Zunge im Bereich der Steine 4—6 von 1966 bis 1967 etwas

hob, im Bereiche Stein 6 auch noch 1969—1971. So ist das Mittel

der fünf Jahre mit —2,4 m relativ gering. Der Gletscher kannn im

Bereich dieser Linie nicht mehr dick sein, das zeigt eine Scherlinie

nahe dem Gletscherende, die Grundmoräne herausquetscht. Auch

die wenig gewölbte Zunge über dem großen, aus dem Gletschertor

kommenden Schmelzwasserbach läßt eine Dicke von nur 30—40 m

vermuten.

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Seelandlinie (ca. 2300 m):

Stein 12 11 10

Höhenänderung

Jahresmittel —1,9 —1,6 —1,4 —1,3 —1,9 — 2,9 —1,0

Stein 5 4 3 2 1 Mittel

Höhenänderung _ g _ 1Q g _ U 3 _ l g 7 _ 1Q9 _ l Q l

17OD 17/1

Jahresmittel —1,7 — 2,1 — 2,5 — 3,7 — 2,2, — 2,0

Das Einsinken war gegenüber früheren Jahren wenig verändert.

Auffallend war die Dickenzunahme des Gletschers im Jahre 1966/67

besonders im rechten Zungenteil, so daß sich für die ganze Linie für

dieses genannte Jahr ein Anstieg von 1,2 m ergab. Umso stärker

war das Einsinken 1969—1971 mit —5,8 m.

Burgstallinie (ca. 2450 m):

Stein 1 2 3 4 5 6

Höhenänderung q8 197 7 . q n 19, , ,

1966-1971 ~ 9 ' 8 ~ 12 ' 7 ~ 7 ' 5 ~ 9 '° ~ 12 ' 3 ~ 6 ' 6

Jahresmittel —2,0 — 2,5 —1,5 —1,8 — 2,5 —1,3

Stein 7 8 9 10 Mittel

Höhenänderung

1966—1971

1 _

—1>/

, 7

~ 6 / 1, t

"~ 13)1 q 1

~ V>1 ß ß

~ 8 ' 8

Jahresmittel —0,3 —1,3 — 2,6 —1,8 —1,8

Das Mittel des Einsinkens fällt nicht aus dem Rahmen früherer

Jahrfünf te. Bemerkenswert ist, daß 1966/67 das Einsinken mit 2,6 m

recht bedeutend war, ebenso 1967/68 mit 2,3 und 1968/69 mit 2,4 m,

während sich 1969—1971 einige Punkte hoben, andere recht stark

absanken, so daß sich ein Gesamtmittel von —1,8 m ergab.

In den Jahren 1964/65 und 1965/66 (Bericht Carinthia II,

1967) hatte die Gletscherzunge eine bedeutende Aufwölbung erlebt,

die sich 1966/67 noch im geringen Einsinken der Viktor-Paschinger-

Linie von 0,4 m und in der Aufwölbung der Seelandlinie um

1,2 m äußerte, während die Burgstallinie in diesem Jahre bereits

um 2,6 m einsank. Wie schon mehrmals in den letzten Jahrzehnten

war eine Anschwellung in 2—3 Jahren rasch durch den Gletscher

gezogen. Sie hatte 1964/65 begonnen und war 1967/68 schon völlig

126


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ausgelaufen. In diesem Jahre sanken alle Linien wieder um

2—3 m ein.

Die Linie am Hohen Burgstall (etwa 2800 m, drei Steine) blieb

mit einer Erhöhung von 0,4 m praktisch gleich. Eine Erhöhung von

2,6 m war 1967/68 eingetreten, doch folgten dann wieder Rückgänge.

Das Firnprofil ober der Oberwalderhütte in rund 3000 m

Höhe sank 1966/67 um 6,8 m ein, 1967/68 um 5,2 m, 1968/69 um

4,0 m. In den beiden letzten Jahren wurde es nicht nachgemessen.

Es ist zu erwarten, daß dieses Einsinken im Nährgebiet des Gletschers

auch ein weiteres Einsinken im Zehrgebiet mit sich bringt, wie

es die drei Querprofile schon deutlich zeigen.

D. DIE BEWEGUNG DER PASTERZENZUNGE

Die Feststellung der Bewegungsgeschwindigkeit mit Hilfe der

im Vorjahr aufgelegten numerierten Steine hatte diesmal einige

Schwierigkeiten. Die Burgstallinie war in zwei Jahren großteils

schneebedeckt, so daß nur wenige Steine vom Vorjahr gefunden werden

konnten. Die starke Spaltenbildung hat vielleicht auch manchen

Stein verschluckt. Überdies scheinen sich gelegentlich Leute einen

Spaß daraus zu machen, die markierten Steine umzudrehen oder in

Spalten zu werfen. So konnten in der Burgstallinie bei der Nachmessung

1970 nur zwei Steine von 1969 wiedergefunden werden,

die Bewegung dieses Jahres ist unbekannt.

Jahresweg in m

V.-PASCHINGER-Linie

Seelandlinie

Burgstallinie

1966/67

9,9

27,9

40,5

1967/68

7,8

27,2

1968/69

8,6

34,2

53,3

1969/70

8,2

30,2

1970/71

9,1

35,7

53,0

Demnach hat in diesem Jahrfünft die Bewegungsgeschwindigkeit

auffallend zugenommen, vor allem in der Seelandlinie, wo sie 1970/71

doppelt so groß war wie 1963/64. Während der Anschwellungspenöde

1964—1966 konnte die Bewegung der BurgstalHnie leider

niemals, in der Seelandlinie nur 1965/66 (bei Verlust einiger Steine)

erhalten werden. Der Gletscher war in diesen beiden Sommern weitgehend

schneebedeckt, daher auch das Anschwellen, das außerdem

durch die Aufhöhung in der Firnlinie 1964—1966 von 8—11 m

gegeben ist. Die Verstärkung der Bewegung tritt vielleicht erst jetzt

verspätet auf, ohne daß zugleich ein Anschwellen des Gletschers erfolgt.

Von den Schwankungen der Bewegung blieb die unterste Linie

so gut wie völlig unbeeinflußt. Die Impulse laufen bereits im Gletscher

aus.

Infolge der Schneelage war eine Geschwindigkeitsbeobachtung im

Bereiche der Linie am Hohen Burgstall in diesem Jahrfünft nicht

möglich.

127


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E. ZUSAMMENFASSUNG

Aus dem mittleren Einsinken der drei großen Querprofile und

der Fläche der Pasterze unterhalb 2600 m (Gebiet unterhalb des

Hufeisenbruches) läßt sich überschlagsmäßig der Massenverlust des

Gletschers berechnen. Diese Zahl ist natürlich keine Jahresbilanz,

da ja das zuströmende Eis nicht erfaßt wird. Die Zahl kann nur

zeigen, welche Masse an Eis verlorenging, also eine Ergänzung zur

Nachmessung des Einsinkens und der Geschwindigkeit.

Die Gletscherzunge verlor 1966/67 3,4, 1967/68 11,4, 1968/69

15,6, 1969/71 24,4 Mill, m 3 Eis, zusammen 57 Mill, m 3 , das sind

46 Mill, m 3 Wasser, das den Kapruner Werken zugute kam.

Nach der geringen Mächtigkeitszunahme und dem kleinen Vorstoß

des moränenbedeckten Zungenteiles vor und zu Beginn des

Jahrfünfts ist in den hier behandelten Jahren wieder eine Zunahme

des Abschmelzens, aber auch der Geschwindigkeit, zu verzeichnen.

All dies spielt sich aber in Gebieten ober 2300 m ab. Die Gletscher

sind im Pasterzengebiet auch in diesem Jahrfünft im Rückgang begriffen,

der weiter anhalten dürfte.

LITERATUR

KINZL, H.: Die Gletscher der österreichischen Alpen. Mitt. ÖAV 1968, H. 3—4;

1969 H. 3—4; 1970 H. 3—4; 1971 H. 5—6; 1972 H. 3—4). (Jährliche Zusammenfassung

der Nachmessungen an Gletschern der österreichischen Alpen.)

PASCHINGER, H. (1971): Die Pasterze in den Jahren 1958—1962. — Zeitschr. f.

Gletscherkunde und Glazialgeologie, 7:193—206.

— (1969): Die Pasterze in den Jahren 1924—1968. Neue Forschungen im Umkreis

der Glocknergruppe. — Wiss. AV-Hefte, 2Ì.-201—217, München.

PATZELT, G. : Zur Geschichte der Pasterzenschwankungen. — Wie oben, 171—179.

TOLLNER, H.: Klima, Witterung und Wetter in der Glocknergruppe. — Wie oben,

83—94.

— Das Verhalten von Gletschern in der Großglocknergruppe in den letzten Jahrzehnten.

— Wie oben, 181—197.

Anschrift des Verfassers: Univ.-Prof. Dr. Herbert Paschinger, Geographisches Institut

der Universität A-8010 Graz.

128


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Carinthia II 162./82. Jahrgang S. 129 — 142 Klagenfurt 1972

Montanistische Notizen aus Kärnten

(Mit 5 Abbildungen)

Von Friedrich Hans.UciK, Klagenfurt

I. EIN BISHER UNBEKANNTER

SCHÜRFSTOLLEN BEI PÖRTSCHACHAM

WÖRTHER SEE

Beim Bau der Autobahn Klagenfurt—Villach wurde nördlich

Pörtschach am Wörther See durch Abräumen von Gehängeschutt

das Mundloch eines kleinen handgeschrämten Stollens, der allem

Anschein nach bisher unbekannt war, freigelegt. Von der örtlichen

Bauleitung, die eine Höhle entdeckt zu haben glaubte, verständigt,

konnte ich den Stollen Anfang Februar 1970 untersuchen und alle

wesentlichen Daten festhalten. Da der Stollen im Zuge weiterer

Baumaßnahmen hinter Stützmauern wieder unzugänglich wurde,

außerdem sowohl der Stollen selbst als auch Schurfversuche aus diesem

Gebiet mit einer unbedeutenden Ausnahme 1 bislang unbekannt waren

(nach H. WIESSNER: Geschichte des Kärntner Bergbaues I.—III. Teil),

soll dieser Stollen im folgenden kurz beschrieben werden.

Lage (Kartenunterlage: ö. K. 1:25.000, Bl. 202/1, Feldkirchen

in K.): Knapp NE der NE-Ecke des Friedhofes von Pörtschach

am Wörther See (Südabhang des Bannwaldes, Kote 693) in etwa

480 m Höhe, am Nordrand der Autobahn (Bereich der Hangstützbauten).

1

Nur R. CANAVAL (vgl. Geol. Lit.) berichtet von zwei kleinen Schürfstollen

nächst der „Pörtschacher Alm" (ca. 3/4 km WNW des hier zu beschreibenden

Stollens), „mit welchem man einer graphitischen Schieferlage mit Beschlägen

von Eisenkies folgte".

o 129


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Beschreibung : Der Stollen besitzt (nach einer einfachen

Vermessung) eine Länge von rund 16 m und verläuft geradlinig in

NE-SW-licher Richtung. Die Höhe schwankt im vorderen Teil des

Stollens (m 0—6) zwischen 1,30 und 1,60 m und im rückwärtigen

Teil des Stollens (m 6—16) zwischen 1,10 und 1,45 m; die Breite

beträgt im vorderen Teil 0,8—1,5 m, der rückwärtige Teil ist meist

nur zwischen 50 und 90 cm breit (nur bei der Stollenbrust eine

nischenförmige Erweiterung auf 1,2 m). Von wesentlicher Bedeutung

ist das Vorhandensein von Schrämspuren von Schlägel- und

Eisenarbeit, die sich vor allem an der Firste ab etwa m 10 bergwärts

laufend fanden; hingegen sind keinerlei Spuren von Bohrlöchern

zu sehen. Eine Halde war zum Zeitpunkt meines Besuches nicht mehr

vorhanden (Abb. 1).

Abb. 1 : Mundloch des Schrämstollens bei Pörtsdiach am Wörther See, der im

weiteren Verlauf des Autobahnbaues wieder unzugänglich wurde. Länge

des Hammerstiels: 32 cm. Foto: F. H. UCIK, 8. II. 1970

130


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Gesteine und Minerale: Während der vordere Teil

des Stollens in bunten, mehr oder weniger gebänderten Marmoren

verläuft (auf den geologischen Karten erst etwas weiter östlich eingezeichnet),

durchörtert der rückwärtige Stollenabschnitt (etwa ab

m 11—12) meist stark geschieferte und zerscherte, etwas kalkhaltige,

hellgraugrüne Grünschiefer, besonders stark geschieferte und

mylonitische Zonen sowie dünnlagige, kalkig-phyllitische Einschaltungen

treten mehrfach auf. Die Schichten fallen in etwa südlicher

bis SSW-licher Richtung ein. Der vordere Teil des Stollens folgt

einer ziemlich steilen, kluftartigen Störung (310/56), die offenbar

die Ursache für starken Wasserzutritt und die vorhandene ansehnliche

Versinterung (Stalaktiten bis 10 cm Länge) ist. Da das Mundloch

nur teilweise freigelegt worden war, stand bei meinem Besuch

der vordere Teil des Stollens (bis etwa m 6) bis über 0,5 m tief

unter Wasser. Erze fand ich persönlich nur in Spuren in den Grünschiefern

(m 12), wo kleinste Pyritkörnchen sowohl einzeln, und

unregelmäßig verteilt im Gestein wie auch etwas „angereichert"

als Ausfüllungen einzelner kleiner Risse auftreten; Dr. U. HERZOG

vom Straßenbauamt Klagenfurt konnte mir jedoch ergänzend mitteilen,

daß in der Nähe des Stollens im Marmor etwas Bleiglanz

zu finden war.

Zweck und Alter des Schürf Versuches : Bei Überlegungen

bezüglich des Zieles dieses Schurfes gibt es meiner Meinung nach

zwei Möglichkeiten: einerseits könnte man versucht haben, in Verfolgung

der im vorderen Stollenteil aufgeschlossenen Störung auf

Erze (Bleiglanz!) zu stoßen (ich konnte hier freilich keine entdecken);

andererseits könnte man beabsichtigt haben, den auch obertägig aufgeschlossenen

Grünschiefer bezüglich einer Erzführung näher zu

untersuchen. Das bergmännische Resultat war in jedem Fall negativ.

Über das Alter des Schurfes lassen sich nur sehr vage Angaben

machen, da schriftliche Unterlagen fehlen. Die eindeutigen Spuren

von Schlägel- und Eisenarbeit bei völligem Fehlen von Bohrlöchern

läßt unter Vergleich mit den relativ nahe gelegenen Bergbauen in

Plescherken bei Keutschach südlich des Wörther Sees sowie im Tierpark

Rosegg (siehe unten) eine vorsichtige Angabe über das Mindestalter

des Schürfstollens zu. In Plescherken wurde nach Unterlagen

der Berghauptmannschaft zuletzt in der ersten Hälfte bis höchstens

Mitte des 19. Jahrhunderts gearbeitet, wobei in allen aufgefundenen

Stollen Bohrlochreste zu sehen sind, in älteren handgeschrämten

Stollen wurde nachgeschossen. Im Schurfbau Rosegg, der aus der

zweiten Hälfte des 18. Jahrhunderts stammt, wurde bereits geschossen.

Es ist also meiner Meinung nach mit großer Sicherheit anzunehmen,

daß der Schürfstollen bei Pörtschach spätestens aus dem 18.,

möglicherweise aber auch aus einem früheren Jahrhundert stammt.

o. 131


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Geologische

Literatur:

CANAVAL, R.,- & SABIDUSSI, H. (1894): Ausflug des Naturhistorischen Vereines

(nach Moosburg und Pörtschach). — Carinthia II, 84:149—152.

HOMANN, O. (1962): Die geologisch-petrographischen Verhältnisse im Räume

Ossiacher See—Wörthersee (südlich Feldkirchen zwischen Klagenfurt und

Villach. — 2 Tafeln. Jb. Geol. B. A., 105;243—272. Wien.

KAHLER, F. (1962): Geologische Karte der Umgebung von Klagenfurt, 1:50.000. —

Neu aufgenommen und bearbeitet, herausgegeben von der Geol. Bundesanstalt

Wien.

II. VERERZUNGEN UND BERGBAUE IN DER

UMGEBUNG VON ROSEGG BEI VILLACH

1. Einleitung

Zu den zahlreichen kleinen, einst aber kurzzeitig auch beschürften

und abgebauten Vererzungen in Kärnten gehören u. a. zwei

Vorkommen bei Rosegg bzw. St. Martin westlich Rosegg. Während

über die Lagerstätte bei St. Martin immerhin E. WORSCH und

F. KAHLER bereits kurz berichteten, sind über den Schurfbae im

Tierpark Rosegg bzw. das diesem zugrunde liegende kleine Erzvorkommen

bisher nur kurze Notizen erschienen (BRUNLECHNER,

MEIXNER und WIESSNER), WOZU die abgeschiedene Lage im Liechten-

:stein'schen Tierpark ihren Teil beigetragen haben mag. Leider sind

beide Vorkommen weder in der Lagerstättenkarte von O. M. FRIED-

RICH (1953) noch in jener der Geologischen Bundesanstalt (1964)

vermerkt.

Da es mir durch das freundliche Entgegenkommen S. D. Prinz

Alfred LIECHTENSTEIN f möglich war, das Vorkommen im Tierpark

eingehend zu untersuchen, möchte ich im folgenden unter Voranstellung

dieses Bergbaues über die Vererzungen im Räume von

Rosegg berichten.

Herrn Dozenten Dr. J. G. HADITSCH, Leoben, habe ich auf

•das herzlichste für die erzmikroskopische Untersuchung mehrerer

Proben sowie die Anfertigung mehrerer Fotos zu danken.

.2. Geologischer Rahmen (hauptsächlich nach SORDIAN

1961)

Zum größten Teil unter eiszeitlichen Ablagerungen verborgen,

bilden S und SW von Rosegg vorwiegend phyllit- bis glimmerrschieferähnliche

Diaphtorite des Altkristallins, in die kleinere und

größere Schollen karbonatischer Gesteine (meist Bändermarmore und

-kalke fraglichen, wahrscheinlich aber doch paläozoischen Alters)

•eingelagert sind, den Untergrund.

132


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Gegen W zu (etwa ab der Linie St. Martin) treten die „Phyllite"

völlig zurück und diverse Kalke, Dolomite, Mergel etc., die i. a.

der Trias zugerechnet werden, bauen die zahlreichen, aus dem Glazial

emporragenden Hügel und Berge auf. Die verschiedenen Vererzungen

dieses Gebietes sind ausnahmslos an Karbonatgesteine gebunden.

3. Bergbaue und Erzvorkommen (Abb. 2)

a) Tierpark Rosegg

In den Bändermarmoren unsicheren Alters, die den markanten

Hügel des Liechtenstein'schen Tierparkes aufbauen, tritt nördlich

und hangabwärts des ehemaligen Forsthauses, am Fuße des Hügels,

in Zusammenhang mit einer saigeren Zerrüttungszone (Störung) eine

Vererzung auf, die im wesentlichen aus Fahlerz besteht. Der eigentliche

Erzkörper läßt sich petrographisch als eine Breccie charakterisieren,

in der die eckigen bis kantengerundeten, im Durchschnitt

etwa 1 cm großen Dolomit(!)grobkomponenten (z. T. etwas

kalkig) durch die Erzminerale, unter welchen Fahlerz weitaus vorherrscht,

verkittet werden. Ein völlig identes Erscheinungsbild fand

ich auch bei St. Martin (siehe unten), was deshalb sehr bemerkenswert

ist, weil dort die Vererzung im triadischen Dolomit auftritt.

Neben dem z. T. deutlich silberreichen Fahlerz treten noch —

mikroskopisch nachweisbar — Kupferindig, Kupferkies und Pyrit

auf. Als nicht allzu häufige Gangart ist weißer bis gelblicher Kalkspat,

teilweise mit glasglänzenden Spaltflächen, zu nennen. Besonders

auffällig sind im Aufschluß die reichlich vorhandenen sekundären

Cu-Mineralien Azurit und Malachit, die am Rande des Erzvorkommens

häufig die einzigen Erzminerale sind, während die primären

dort bereits fehlen.

Das Erzvorkommen selbst ist eine ± senkrecht stehende Linse,

deren maximale Mächtigkeit etwa 1 m (oder etwas mehr) beträgt

(bei m 1—2 auf der Abb. 3), im Streichen aber sehr schnell völlig

auskeilt — im tonnlägigen Gesenke ist die Störungszone nur mehr

angedeutet, während Erze völlig fehlen; in der Grundstrecke ist

die Vererzung an der Stollenbrust nur mehr in Spuren vorhanden,

überdies wird die vererzte Zone von einer am linken Ulm heranstreichenden

Schieferungsfläche (075/61) im spitzen Winkel abgeschnitten;

gegen das Hangende bzw. NW streicht die Erzlinse in der

Luft aus.

Aufgeschlossen und abgebaut wurde das Erzvorkommen, wie

Abb. 3 und 4 zeigen, durch drei übereinander gelegene Strecken.

Bemerkenswert ist das völlige Fehlen einer Halde in der Nähe des

Stollens; hingegen ist vor dem Stollen eine pingenähnliche Vertiefung

zu sehen (Schürfpinge?).

133


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VERERZUNGEN UND BERGBAU IN DER

UMGEBUNG VON ROSEGG BEI VILLACH

0 100 200 300


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5m

H 1 1 1 1 h

70 m

15 m

anstehender

Fels (Marmor)

Gesteinsschutt

Abfälle,

Gerumpel

Geländeoberfläche

Abb. 3: Fahlerzbergbau Ma. Rosen im Tierpark Rosegg; Grundriß (oben) und

Kreuzriß (unten).

135


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Historisch sind wir über diesen Kleinbergbau weitgehend informiert.

Laut Bericht des Landmarkscheiders Joh. Bapt. HAAHSE vom

24. August 1764 (an das Oberstbergmeisteramt?) wurde 1763 durch

den Herrschaftspfleger Simon Josef YSOPP in einem Mauersteinbruch

ein silberhaltiges Kupfererzvorkommen erschürft. (Eindeutig

unrichtig ist die Angabe, daß der Schürf sich an einem an der

Morgenseite des Schloßberges ansteigenden Hügel befindet; hier liegt

Abb. 4: Fahlerzbergbau Ma. Rosen: Blick aus dem bis Tag verhauenen Teil auf

die obere Strecke (1) und die Grundstrecke (2).

Foto: F. H. UCIK, 11. X. 1970

136


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Abb. 5: Schliff einer Probe aus dem Bergbau Ma. Rosen. In den Rissen und

Sprüngen der zwar vielfach zerbrochenen (zerdrückten), aber nicht weiter

deformierten Fahlerzkörnchen (weiß) treten die verschiedenen Cu-Oxydationsminerale

auf. Rechts oben ein Pyritkörnchen (punktierter Kreis).

25,2 x, 1 Po. ' Foto: J. G. HADITSCH, 1971

ein Fehler, vielleicht auch ein Abschreibfehler in der mir vorliegenden

Urkundenabschrift vor.) Nachdem der etwa N—S-streichende, saiger

einfallende Gang (vergleiche oben) mittels eines etwa 10 m langen

Stollens und eines kurzen Gesenkes näher untersucht worden war,

bat der Rosenberg'sche Inspektor Andre DEWETZ namens seines

Herrn, Franz ORSINI Graf von ROSENBERG, beim Berggericht Friesach

um Belehnung. Bei dem daraufhin vorgenommenen Lokalaugenschein

nahm HAAHSE mehrere Proben von der Halde sowie mehrere Ortproben

in der Grube, die folgende, nach R. CANAVAL 2 umgerechnete

Halte ergaben:

Halde, bessere Stufen 10.585 gr Ag/t = rund 1,06% Ag

99,6 kg Cu/t = rund 10 % Cu

Halde, Mittelerze

3.424 gr Ag/t = rund 0,34 % Ag

39,85 kg Cu/t = rund 4 °/o Cu

Ortprobe

6.848 gr Ag/t = rund 0,68 %> Ag

79 kg Cu/t = rund 8 % Cu

„ausgehaltener derber Stuf" 13.696 gr Ag/t = rund 1,37% Ag

119,55 kg Cu/t = rund 12 % Cu

CANAVAL, R. (1897): Das Glaserz der Kärntischen Edelmedallbergbaue des

16. Jahrhunderts. — Carinthia II, 1.

137


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Diese fast unglaublich hohen Metallgehalte der Erze werden

glaubwürdiger, wenn man sie mit den bei Wießner (siehe unten)

wiedergegebenen Produktionszahlen vergleicht.

Neben einigen Hinweisen betriebstechnischer und mineralogischer

Art (u. a. auf die reichlich vorhandenen Malachit- und Azuritanflüge)

schlägt HAAHSE wegen der geringen horizontalen Ausdehnung

des Hügels, in dem der Gang ansteht, die Belehnung in

Form eines Schachtrechtes vor, wobei er freilich betriebstechnische

Schwierigkeiten durch zusitzende Wässer in der Teufe befürchtet.

Bei einem Besuch des Schurfbaues am 14. März 1765 stellte HAAHSE

unter anderem fest, daß die weiteren Schürfarbeiten nicht ordnungsgemäß

geführt wurden und die sieben angestellten Knappen wegen

zusitzender Wässer im Gesenk, zu dessen Hebung noch keine

Wasserzüge eingerichtet worden waren, feiern mußten (von diesen

Wasserschwierigkeiten im Gesenke konnte ich bei meiner Untersuchung

des Bergbaues nichts bemerken). HAAHSE schlägt — anhand

eines leider nicht vorliegenden Planes — einen Betriebsplan für die

Fortführung des Schurfes sowie wegen der bisherigen schlechten

Betriebsführung die Gründung einer Gewerkschaft vor. Mit Datum

vom 30. April 1765 eröffnete schließlich die Hofkammer dem

Oberstbergmeisteramte, daß sich bereits eine Gewerkschaft gebildet

habe, an der der Ärar mit 32 Kuxen beteiligt sei; u. a. erhielt das

Oberstbergmeisteramt den Auftrag, neben einer Übertragung aller

bergbaulichen Rechte an diese Gewerkschaft dafür zu sorgen, daß

die benachbarte Erlerische Kupferhütte kauf- oder bestandweise dem

Ärar überlassen werde. (Abschriften aus dem Hofkammerarchiv

F. 271/8. Jänner 1765; F. 278/30. April 1765; Mss. Nr. 94 und

Nr. 411 1/2; aus dem Nachlaß von A. Baron MAY DE MADIIS

am Landesmuseum Kärnten). H. WIESSNER, 1950 berichtet auf

auf S. 212 kurz über einen Silberbergbau der Familie ORSINI-ROSEN-

BERG zu Rosegg, „Maria Rosen", in den Jahren 1772/73. Diese

Angabe bezieht sich jedenfalls auf den hier dargestellten Bergbau.

Rosegg gelangte nämlich 1686 durch Kauf an Georg Niclas URSINI

Graf von ROSENBERG und blieb im Besitz dieser Familie bis 1828,

in welchem Jahre es aus finanziellen Gründen an den später als

Geldfälscher entlarvten Peter Ritter von BOHR veräußert wurde.

WIESSNER gibt weiter als Produktion für 1772/73 an: „Erhaut

110 Centner 92 Pfund Erz, daraus gebrannt 1 Blick Silber zu

44 M 6 L", woraus 44 M 1 L Feinsilber gewonnen wurden. Außerdem

wurde Silberglätt 14 Centen und Kupfer 515 Pfund gewonnen.

Rechnet man diese Zahl um (nach CANAVAL, 1897), so ergibt

sich, daß etwa 6190,25 kg Erz rund 12.389,22 gr Feinsilber erbrachten.

Daraus errechnet sich ein ausbringbarer Silbergehalt von etwa

1986 gr/t. Nach derselben Umrechnung erhält man 46,43 kg Cu/t

138


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Erz. Das Vorkommen war also zwar bezüglich seiner Größe nur

von äußerst geringer Bedeutung, bezüglich des Metallgehaltes der

Erze jedoch zufriedenstellend, wobei bei der Ausbringung — im

Vergleich mit den weiter oben gebrachten Zahlen — bedeutende Verluste

auftraten. Der Bergbau ist vermutlich schon wenige Jahre später

wieder eingegangen.

Bergbauhistorisch bemerkenswert ist die Tatsache, daß dieser

Bergbau bereits mittels Schießarbeit vorgetrieben wurde (es sind

im Stollen nur Bohrlöcher zu sehen, aber keine Spuren von Schlägeloder

Eisenarbeit), da beispielsweise in den Hohen Tauern noch bis

in die Mitte des 18. Jahrhunderts Schlegel- und Eisenarbeit üblich

war 3 .

Trotz eingehencer Suche konnte in den Marmoren des Rosegger

Burghügels an keiner weiteren Stelle Erz entdeckt werden.

b) Triebwasserkanal Rosegg

In einer nur wenige Meterzehner großen Linse von Bändermarmoren

fraglichen Alters, die am rechten unteren Ausgang des

Triebwasserkanals des Kraftwerkes Rosegg-St. Martin in den phyllitähnlichen

Diaphtoriten steckt und einst Grundlage für einen Kleinstst.einbruch

war, wurde im Rahmen des Kanalbaues eine spurenhafte

Vererzung aufgeschlossen. Im Zusammenhang mit einer kleinen

Störung tritt nicht nur etwas grobspätig ausgebildetes Karbonat

(Dolomit-Magnesit?) auf, sondern auch — meist in kleinen Nestern —

feinkörniger Pyrit. Teilweise sind die Pyritkörnchen auch parallel

zu Schieferungsflächen angeordnet, die durch phyllitische Lagen

innerhalb des Marmors markiert werden. Der gesamte durch die

Pyritführung gekennzeichnete Bereich ist nur wenige dm groß.

c) St. Martin W Rosegg

Als zweites kleines Erzvorkommen in diesem Gebiet ist jenes

bei St. Martin zu erwähnen (siehe Abb. 2). Da dieses Vorkommen

schon von E. WORSCH und F. KAHLER näher beschrieben wurde,

möchte ich hier unter Anlehnung an diese beiden Arbeiten

nur die wesentlichsten Daten wiederholen. In dem südlichen der

beiden in der Karte eingetragenen Steinbrüche bei St. Martin, die

in den aus mitteltriadischen Dolomiten bestehenden Hügeln SE

St. Martin angelegt wurden, treten zahlreiche, nach verschiedenen

Richtungen streichende Quarz-Baryt-Gängchen auf, die z. T. in

relativ geringen Mengen Erze führen. In zwei Erzanschliffen konnte

O. M. FRIEDRICH Kupferkies sowie dessen Oxydations- und Zementationsminerale

Kupferglanz, Kupferindig, Malachit und Kupfer-

3

CANAVAL, R. (1908): Sprengarbeit in den alpinen Erzbergbauen. — Zeitschrift

f. prakt. Geologie, XW.-285.

139


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lasur, Limonit, Bleiglanz, dunkles Fahlerz, Pyrit sowie in geringen

Mengen Magnetit und Eisenglimmer nachweisen. Nach KAHLER 1931

ist das Fahlerz s i 1 b e r f r e i ! (S. 31).

Eine Vererzung aus Bleiglanz, Fahlerz, Azurit und Malachit

sowie Baryt als Gangart fand ich im Steinbruch aber auch in einer

N—S-streichenden, mit 70 bis 80° gegen E einfallenden bis saigeren

Zerrüttungszone von nur 1 bis 2 dm Mächtigkeit; einige Proben

zeigen ein den Rosegger Verhältnissen weitestgehend gleichendes

Erscheinungsbild: eckige bis kantengerundete Dolomitbruchstücke

wurden durch die Erze breccienartig verkittet.

Trotz einzelner reicher Erzproben ist die Vererzung insgesamt

als arm und unbauwürdig zu bezeichnen, das Fehlen von sicheren

Spuren bergbaulicher Tätigkeit daher sehr verständlich. Nur in Verfolgung

der oben erwähnten steil stehenden, vererzten Zerrüttungszone

befindet sich eine N—S-streichende, röschenähnliche Geländevertiefung

(2—4 m breit, bis 2 m tief), die einen Tagverhau oder

zumindest eine Schurfrösche darstellen könnte, zumal sich auch hier

etwas Erz findet; eine nähere Untersuchung wurde hier ebenso wie

im Steinbruch durch reichlich abgelagertes Gerumpel und Glasscherben

unmöglich gemacht.

d) Wudmat

Etwa 450 m SE Wudmat, W der Kote 525, fand ich anläßlich

von geologischen Begehungen im Waldgelände mehrere pingenund

röschenähnliche Bodenvertiefungen. Da die Drauenge von

Wudmat von Bänderkalken, gebänderten Kalkmergeln sowie

Muschelkalk-Dolomit der Trias (nach SORDIAN 1961 tiefes Anis —

fragliches Ladin), der fragliche Bereich im besonderen von Bänderkalken

aufgebaut wird, ist es denkbar, daß hier auf Bleierze geschürft

wurde — die bekannte Blei-Zink-Lagerstätte Rudnik östlich des

Faaker Sees (eigentlich ein Berg SSE des Rudnik), die in analogen

Gesteinen liegt, ist in der Luftlinie ja nur 2 km in südwestlicher

Richtung entfernt. Obwohl ich selbst im fraglichen Gebiet trotz längerer

Suche keine Erze finden konnte, möchte ich diese Geländeformen

nach der Gesamtsituation (Alter der Bäume in den Vertiefungen,

Lage derselben u. a. m.) doch für Schurfpingen ansehen.

4. Zusammenfassung

Im Tierpark Rosegg sowie in einem Steinbruch bei St. Martin

treten in Karbonatgesteinen Vererzungen auf, die trotz mancher

Unterschiede sehr wesentliche gemeinsame Züge aufweisen; in Rosegg:

vorwiegend Fahlerz, in geringen Mengen Kupferindig, Kupferkies

und Pyrit sowie reichlich die Sekundärminerale Azurit und Malchit,

schließlich Kalkspat als Gangart; in St. Martin: Fahlerz, Bleiglanz,

140


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Kupferkies, Kupferglanz, Kupferindig, Malachit und Azurit, Pyrit,

in geringen Mengen Magnetit, Eisenglimmer und Limonit sowie

Quarz und Baryt als Gangart.

Die Vererzung tritt in Rosegg ausschließlich, in St. Martin teilweile

als ± steilstehende, etwa N—S-streichende Störungszone auf,

in der zahlreiche kleine Dolomitbruchstückchen durch die Erze breccienartig

verkittet wurden. Diese Erzkörper sind meiner Ansicht nach

junger Entstehung, da sie keine nachträgliche Einregelung in den

Gebirgsbau zeigen und nur von einigen jüngsten Klüften noch beeinflußt

wurden. Darüber hinaus machen die Erze von Rosegg nach

einer mündlichen Mitteilung von Doz. HADITSCH einen relativ

wenig beanspruchten Eindruck. Auch die zahlreichen, nach verschiedenen

Richtungen streichenden, z. T. aber ebenfalls steilstehenden

Quarz-(Baryt-)Gängchen im Steinbruch St. Martin, die in geringen

Mengen Erze führen, sprechen nicht für ein hohes Alter der Vererzung.

Zusammenfassend möchte ich die beiden Vererzungen —

trotz ihrer mineralogischen Unterschiede wie auch des unterschiedlichen

Muttergesteins (paläozoische? Bändermarmore in Rosegg,

Triasdolomit in St. Martin) — parallelisieren; hingegen sind —

soweit sich dies aus der Literatur beurteilen läßt 4 — die Fahlerz-

Bleiglanz-Zinkblende-Lagerstätten in der Umgebung von Finkenstein

ein davon deutlich unterschiedener Lagerstättentyp — sie treten

lagerförmig an der Grenze von paläozoischen Kalken zu Werfener

Schichten bzw. in triadischen Kalken auf.

Die Vererzung im Tierpark Rosegg wurde in der zweiten Hälfte

des 18. Jahrhunderts von einem kurzlebigen Ag-Cu-Kleinstbergbau

größtenteils abgebaut. Im deutlichen Gegensatz zu den Vorkommen

im Tierpark und bei St. Martin steht die an sich völlig bedeutungslose,

einförmige Pyritvererzung im Triebwasserkanal: sie besitzt, wie

die Einregelung nach der Schieferung (oder Schichtung?) zeigt, ein

deutlich höheres Alter.

CANAVAL, R. (1926, 1927): Bemerkungen über die Erzvorkommen in der Umgebung

von Finkenstein bei Villach. — Montanist. Rundschau, 18:179—184 bzw.

79:413—415.

141


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LITERATUR

BRUNLECHNER, A. (1884): Die Minerale des Herzogtums Kärnten. — Verlag

Ferd. Kleinmayr, Klagenfurt.

KAHLER, F. (1931): Zwischen Wörthersee und Karawanken. — Mitt. Natw. Ver.

Steiermark, 65:83—145.

MEIXNER, H. (1957): Die Minerale Kärntens. — Carinthia II, 21. Sonderheft.

SORDIAN, H. (1961): Zur Geologie des Gebietes Rosegg—Föderlach—Bogenfeld—

Egg am Faakersee—Ledenitzen—Mallenitzen—Schlauen—St. Jakob—Mühlbach

—Rosegg (Kärnten, Österreich). — Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. in Wien,

72:85—103.

WIESSNER, H. (1950): Geschichte des Kärntner Bergbaues. I. Teil: Geschichte des

Kärntner Edelmetallbergbaues. Arch. f. Vaterland. Gesch. u. Topogr.,

32:212—213.

WORSCH, E. (1937): Geologische Kartierung östlich des Faaker Sees. — Carinthia

II, 727:43—57.

Anschrift des Verfassers: Dr. Friedrich Hans UCIK, Landesmuseum für Kärnten,

Museuimgasse 2, 9010 Klagenfurt.

142


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Carinthia II 162./82. Jahrgang S. 143—147 Klagenfurt 1972

Einige neue Beobachtungen im Karbon von Nötsch,

Kärnten

Von Franz TESSENSOHN, Hannover

Das Karbonvorkommen von Nötsch in Kärnten liegt nördlich

des Gailtales am Fuße der Trias der Villacher Alpe. Es ist aus zwei

Gründen bemerkenswert: 1. weil es relativ fossilreich ist und in

Schiefern u. a. Productiden führt und 2. weil es, abgesehen vom Grazer

Paläozoikum mit einer ganz anderen Fazies, das bisher einzige

Vorkommen von marinem Unterkarbon zwischen der Karnischen

Kette und den Karawanken einerseits, der nördlichen Grauwackenzone

andererseits darstellt. Durch seine Fossilführung zog es schon

von jeher das besondere Interesse auf sich; die besondere intermediäre

Position ist erst in letzter Zeit wieder lebhaft diskutiert worden

(H. W. FLÜGEL, 1964; R. SCHÖNENBERG, 1970).

Das Vorkommen wurde und wird von Graz aus neu bearbeitet

(H. W. FLÜGEL, 1965; H. W. FLÜGEL & M. G. KODSI, 1968;

M. G. KODSI & H. W. FLÜGEL, 1970).

Die neueste der zitierten Arbeiten bringt einen zusammenfassenden

Bericht mit einer klaren Gliederung in drei Gesteinsserien und

einer übersichtlichen Karte, in der die neuen Ergebnisse und die alten

Zitate aus der Literatur gut zu lokalisieren sind. An diese grundlegende

Arbeit mögen nun ein paar Beobachtungen angehängt werden,

die bei einer Begehung im Frühjahr 1971 in Nötsch gemacht wurden.

Diese Begehung war angeregt worden durch die ersten Veröffentlichungen

der beiden Autoren sowie durch eigene Arbeiten in

den benachbarten karbonischen Flysch-Bildungen der Karawanken.

Sie diente in erster Linie dazu, einen Eindruck von den faziellen

Verhältnissen zu gewinnen und diese mit dem Flysch zu vergleichen.

Dabei wurden einige neue Beobachtungen gemacht, die im folgenden

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aufgeführt werden. Anschließend sollen kurz die faziellen Unterschiede

zwischen Nötsch und dem Flysch der Karawanken diskutiert

werden.

1. Fund eines f o s s i 1 f ü h r e n d e n S c h i e f e r g e r ö 11 s

in der P ö 11 a n d - G r u p p e

Die Pölland-Gruppe (M. G. KODSI & H. W. FLÜGEL, 1970,

S. 14) ist gekennzeichnet durch einen großen Anteil von relativ

mächtigen Konglomeraten. Die Autoren führen als Gerolle neben

Quarz Gneise, Glimmerschiefer, Phyllite, Amphibolite und Quarzite

an, also überwiegend kristallines Material. In einem dieser Konglomerate

an der Straße von Pölland nach St. Anton wurde jetzt eine

etwa 15 cm große Schieferplatte mit Crinoiden gefunden. Nach

einer Beurteilung des Materials durch H. W. FLÜGEL und

H. P. SCHÖNLAUB könnte es sich bei diesem Schiefergeröll um Altpaläozoikum

(Ordovicium?) handeln, wenngleich eine Zuordnung

zur Nötschgraben-Gruppe (Visé) nicht völlig ausgeschlossen werden

kann.

Die Schieferplatte war im Gegensatz zu den gut gerundeten

Kristallingeröllen wenig bearbeitet, ein Hinweis auf relativ kurzen

Transport.

2. Beleg der normalen Lagerung des

Lerchbachgraben-Profils

Das Lerchbachgraben-Profil gehört nach M. G. KODSI & H. W.

FLÜGEL (1970) zur Nötschgraben-Gruppe. In diesem Bereich war

von F. HERITSCH (1934) und K. O. FELSER (1935) eine inverse

Lagerung der Schichten angenommen worden. Diese Annahme wurde

von H. W. FLÜGEL (1965) auf Grund von Geopetal-Gefügen in

Kalken bezweifelt. KODSI (in M. G. KODSI & H. W. FLÜGEL, 1970)

führt als zusätzlichen Beleg das Verhältnis der Stielklappen der Productiden,

oben:unten = 8:1, an, das für eine Einbettung in Lebensstellung

spricht.

Als weiterer Beweis für die normale Lagerung dieser Serie kann

der Fund einer Dictyodora liebeana in den Schiefern des Lerchbachgrabens

dienen. Dieses Spurenfossil legt seinen kegelförmigen Bau

stets mit der Spitze nach oben an (PFEIFFER, 1959; SEILACHER 1967).

Bei einem Spurenfossil läßt sich außerdem Umlagerung ausschließen,

so daß es sich hier um ein absolut zuverlässiges Kriterium handelt.

Dictyodora wurde im Lerchbachgraben etwa 10 m unterhalb

der Productiden-führenden Bank in nach Süden fallenden Schiefern

gefunden. Die Spitze des Baus weist ebenfalls nach Süden, die

Lagerung ist normal.

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3. V o r k o m m e n v o n D i c t y o d o r a l i e b e a n a in der

Productiden-Fazies

In allen mir persönlich und aus der Literatur bekannten Vorkommen

tritt Dictyodora liebeana nur mit anderen Spurenfossilien

vergesellschaftet auf. Im Profil des Lerchbachgrabens wurde Dictyodora

nun überraschenderweise zusammen mit Productiden gefunden.

Der Fundpunkt liegt am Weg nördlich des Lerchbachgrabens, etwas

oberhalb vom Gehöft (Fossilfundpunkt Nr. 1, Karte zu M. G. KODSI

& H. W. FLÜGEL, 1970). Die Schieferplatte, in der neben Dictyodora

auch Crinoiden vorkommen, stammt aus der Sohle des Weges, etwa

10 m unterhalb der an der Böschung angeschnittenen Productiden-

Bank. In diesem Bereich wurden auch Zoophycos-Spuren gefunden.

Nach bisheriger Auffassung (H. PFEIFFER, 1959; F. TESSENSOHN,

1971) rechnete man Dictyodora zur kennzeichnenden Spurengesellschaft

paläozoischer Flysche, zur Nereiten-Fazies SEILACHERS, 1958.

Hier dringt Dictyodora jedoch in die nach SEILACHER flachere Zoophycos-Fazies

ein. (Diese Fazies steht nicht im Widerspruch zum

Lebensraum der Productiden.) Für diesen Fazies-Bruch von Dictyodora

ist folgende Erklärung wahrscheinlich: Bei den unreinen Productiden-Schiefern

mit ihrem Gehalt an organischer Substanz dürfte

es sich um ein fast ideales „Nahrungsmittel" für Sedimentfresser

handeln. Dictyodora scheint deshalb aus der „Nische" der tiefen

Becken vom Charakter der Flysch-Tröge in dieses Milieu ausgebrochen

zu sein.

Diese Beobachtung bedeutet aber, daß bei Spurenfossilien eine

reine Tiefenzonierung problematisch ist. Flysch-Anzeiger vermögen

wie in diesem Fall bei günstiger Konstellation sehr wohl in einen

anderen Fazies-Raum vorzudringen.

4. Auftreten von Dictyodora im Visé

Diese Beobachtung ist allgemein gesehen nichts Besonderes, hat

aber für den lokalen Raum der Karnischen Kette und der Karawanken

eine gewisse Bedeutung. Dictyodora war bislang nur aus

den Hochwipfelschichten beider Gebiete und aus der Pölland-Gruppe

von Nötsch bekannt. Der Hochwipfel-Flysch wird nach allen neueren

Ergebnissen (F. FRANCAVILLA, 1966; H. P. SCHÖNLAUB, 1971;

F. TESSENSOHN, 1971) in den Bereich vom Namur bis Westfal eingeordnet.

In Nötsch wurde Dictyodora nun in den Schiefern des

Lerchbachgrabens gefunden, die nach M. G. KODSI & H. W. FLÜGEL,

1971, ins Visé gehören. Das bedeutet, daß Dictyodora hier schon

auftritt, bevor im angrenzenden Bereich der Flysch-Trog überhaupt

angelegt ist. Dort werden im Obervisé noch Kalke sedimentiert

(H. P. SCHÖNLAUB, 1971; F. TESSENSOHN, 1971).

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Vergleich der Lithofazies von Nötsch mit dem

Karawanken-Flysch

Nach der Beschreibung von H. W. FLÜGEL & M. G. KODSI,

1968, war ihre Pölland-Gruppe faziell am ehesten mit dem

Flysch der Karawanken vergleichbar. Die beiden etwa parallel verlaufenden

Hauptprofile in dieser Serie an der Straße zwischen Pölland

und der Windischen Höhe und im Bachriß westlich davon

wurden deshalb begangen.

Die wichtigsten Parallelen dieser Serie mit dem Hochwipfel-

Flysch liegen in der Lithologie, im Auftreten von Turbiditen und

im Vorkommen des Spurenfossils Dictyodora liebeana in den Schiefern.

Daneben zeigen sich aber ganz entscheidende Unterschiede in

der Art der Sedimentation:

a) In der Pölland-Gruppe ist die Abfolge viel unregelmäßiger

als im Hochwipfel-Flysch. Die einzelnen Bänke sind mächtiger, viel

weniger durchhaltend und insgesamt viel gröber. Es fehlt die regelmäßige

Wechsellagerung Sandstein—Schiefer.

b) Nicht alle Grauwacken können als Turbidite gedeutet werden,

einige Bänke sind völlig ungradiert.

c) Die Grauwacken sind in der Regel reiner und quarzreicher

als im Hochwipfel-Flysch (Quarzgrauwacken, M. G. KODSI &

H. W. FLÜGEL, 1970). Manche der mächtigen und gröberkörnigen

Bänke kommen lithologisch den oberkarbonischen Quarzkonglomeraten

der Auernigg-Molasse recht nahe.

id) Auffällig ist auch das Fehlen der Siltsteine; in der Pölland-

Gruppe sind auch die feineren Bänder quarzreiche feine Grauwacken.

e) Die Dictyodora-führenden Schiefer sind weicher, glimmerreicher

und weniger ebenflächig spaltend als die Zwischenschiefer im

Flysch.

f) Den auffälligsten Unterschied bilden die vielen eingeschalteten

konglomeratischen Bänke, die im Flysch in dieser Häufung nicht

auftreten. Neben gradierten Bänken mit einem unteren konglomeratischen

Abschnitt und einer oberen Grauwackenhälfte kommen massige

ungradierte Rutsch-Konglomerate vor. In diesen besteht die Matrix

aus tonigem Grauwackenmaterial. Geröll-Lagen und Nester in spezialverfalteten

Tonschiefern sind gute Belege für die Genese in Form

von Slumping. Die Parakonglomerate keilen seitlich rasch aus und

werden durch Schiefer vertreten.

Einige wenige Schüttungsmessungen an Schrägschichten in feinen

fast siltigen Bänken, an Flute casts und an Pflanzenregelung ergaben

eine generelle Schüttung nach Westen.

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Die Vermutung von M. G. KODSI und H. W. FLÜGEL, daß es

sich bei der Pölland-Gruppe um eine randnahe Fazies des Flysch-

Troges handelt, erscheint zwingend und stichhaltig. Umso wichtiger

ist es unter diesen Verhältnissen, auf den hohen Kristallinanteil der

Pölland-Konglomerate hinzuweisen. Bei diesem Kristallin handelt

es sich überwiegend um metamorphes Material. Es muß also im

Norden mit einem metamorphen Hinterland gerechnet werden.

R. SCHÖNENBERG, 1970, brachte die Hypothese vor, daß der

jungvariszisch angelegte Flysch-Trog einem altvariszisch metamorph

gewordenen Paläozoikum südlich vorgelagert ist. Um dies zu belegen,

bietet Notsch wahrscheinlich einen besseren Ansatzpunkt als die

Karawanken, wo bei Geröll-Analysen die Herkunftsbeziehungen des

Materials bereits sehr viel weniger deutlich waren (F. TESSENSOHN,

1971).

LITERATUR

FELSER, K. O. (1935): Vorbericht über die Neuaufnahme des Unterkarbons von

Nötsch, Gailtal. — Anz. Akad. Wiss., math.-naturw. KL, 72/203—204, Wien.

FLÜGEL, H. "W. (1964): Das Paläozoikum von Österreich. — Mitt. Geol. Ges. Wien,

J6.-401—443, Wien.

— (1965): Neue Beobachtungen im Unterkarbon von Nötsch, Kärnten. — Anz.

Akad. Wiss., math.-naturw. Kl., 25—37, Wien.

— & KODSI, M. G. (1968): Lithofazielle Untersuchungen im Karbon von Nötsch

(Kärnten). — Anz. Akad. Wiss., math.-naturw. Kl., 1—5, Wien.

FRANCAVILLA, F. (1966): Spore nel Flysch Hochwipfel. — Giorn. Geol.,

33:493—523, Bologna.

HERITSCH, F. (1934): Rugose Korallen aus dem Unterkarbon von Nötsch im

Gailtal (Kärnten). — N. Jb. Min. Geol. Paläont. Abb.., 71:139—164, Stuttgart.

KODSI, M. G., & FLÜGEL, H. W. (1970): Lithofazies und Gliederung des Karbons

von Nötsch. — Carinthia II, 7—12, Klagenfurt.

PFEIFER, H. (1959): Über Dictyodora liebeana (WEISS). — Geologie 8, Berlin.

SCHÖNENBERG, R. (1970): Das variszische Orogen im Räume der SE-Alpen. —

Geotekt. Forsch., 35:1—22, Stuttgart.

SCHÖNLAUB, H. P. (1971): Stratigraphische und lithologische Untersuchungen im

Devon und Unterkarbon der Karawanken (Jugoslawischer Anteil). — N. Jb.

Geol. Paläont. Abh., 138:\57—168, Stuttgart.

SEILACHER, A. (1958): Zur ökologischen Charakteristisk von Flysch und Molasse. —

Ecl. geol. Helv., 51:\062—1078.

— (1967): Fossil behaviour. — Sci. Amer., Vol. 217, No. 2, 72—80, San Francisco.

TESSENSOHN, F. (1971): Der Flysch-Trog und seine Randbereiche im Karbon der

Karawanken. — N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 735:169—220, Stuttgart.

Anschrift des Verfassers: Dr. Franz TESSENSOHN, Bundesanstalt für Bodenforschung,

3 Hannover-Buchholz, Stilleweg 2.

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Carinthia II 162./82. Jahrgang S. 149—156 Klagenfurt 1972

Über Kärntens Schneeverhältnisse

(Mit 1 Abbildung)

Von Hans STEINHÄUSSER, Klagenfurt

Die Kenntnis der Schneeverhältnisse ist für viele Anwendungen

in der Technik, im Verkehrswesen und im Fremdenverkehr von großer

praktischer Bedeutung. Hingewiesen sei nur auf den Wasservorrat

in der Schneedecke alpiner Lagen, der besonders in Zeiten von niederschlagsarmen

Wetterlagen im Frühling und im Frühsommer bei Schneeschmelze

den Kraftwerken einen wesentlichen Energiebeitrag liefern

kann. Bei Regenfällen in dieser Jahreszeit kann auch Hochwasser

durch schmelzenden Schnee verstärkt werden; allein durch Schneeschmelze

kommt es nur unter äußerst ungünstigen Vorbedingungen

in hochalpinen Lagen zu Hochwasser. Extrem hohe Schneedecken

können unter Umständen zu einer kritisch hohen zusätzlichen Belastung

von Bauwerken, besonders von Dachkonstruktionen, führen.

Die Schneeverhältnisse werden seit Jahrzehnten zahlenmäßig

erfaßt: durch den Hydrographischen Dienst seit seiner Gründung,

gegen Ende des vorigen Jahrhunderts; von der Zentralanstalt für

Meteorologie und Geodynamik teilweise schon länger; in den Hochlagen

der Hohen Tauern, besonders am Gebirgsstock des Hohen

Sonnblicks und im Gebiet der zentralen ötztaler Alpen, werden

die Schneedeckenverhältnisse vor allem mittels Totalisatoren seit

1927 beobachtet.

Fachliche Untersuchungen über die Schneeverhältnisse in Österreich

werden vor allem ermöglicht durch Sammelwerke in den „Beiträgen

zur Hydrographie Österreichs" (Nr. 25, 34, 38) des Hydrographischen

Zentralbüros in Wien mit Kartendarstellungen der

Meteorologischen Zentralanstalt (Dir. F. STEINHAUSER).

Die Schneeverhältnisse zu beiden Seiten des Tauernhauptkammes,

vor allem Daten des Schneefalls und der Schneedecke sowie Höhe

149


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und Andauer wurden von F. STEINHAUSER 1968 eingehend untersucht.

Dort finden sich auch weitere Literaturhinweise. Die in den

unterschiedlichen Schneeverhältnissen im Norden und im Süden der

Hohen Tauern zum Ausdruck kommende Wirkung des Zentralalpenkammes

als Klimascheide wird hervorgehoben.

In eigenen Untersuchungen wurde u. a. folgendes Bewertungsmaß

der Schneeverhältnisse an den einzelnen Beobachtungsstationen

gefunden: Danach ist diejenige Höhenlage zu ermitteln, in der die

beobachteten Schneeverhältnisse eines Ortes normalerweise in Österreich

oder einem Teil der Ostalpen auftreten (STEINHÄUSSER 1950).

So ergab sich z. B., daß in Obertauern (Seehöhe 1650 m) eine Schneedecke

so viele Wintertage lang andauert und eine solche mittlere

größte Höhe erreicht, wie sie normalerweise an einem Ort in

2000 m ü. A. auftreten. Liegt eine solche Bewertungs-Normalhöhe

unterhalb der Seehöhe eines Ortes, so sind seine Schneeverhältnisse

ungünstiger als normalerweise in Ortshöhe. Nach dieser Bewertungsmethode

wurden u. a. die Schneeverhältnisse Kärntens begutachtet

(STEINHÄUSSER 1950). Bei jeder solchen Bewertung ist zu beachten,

daß die Beobachtungswerte nur für die Höhenlage der Schneemeßstelle

gelten, nicht aber etwa für Schiabfahrten von höheren Bergeshängen

in der weiteren Umgebung des betreffenden Ortes aus.

Auch nach den damals verwendeten Schneedecken-Normalwerten

sind die Schneeverhältnisse im Gail- und Lesachtal besonders günstig.

Dort hatten 14 Stationen Schneeverhältnisse, wie man sie normalerweise

erst an Orten von mindestens 250 m über Stationshöhe antrifft;

fünf Stationen hatten sogar über 700 m größere Normalhöhen. Besonders

bei Wetterlagen mit Tiefdruckzentren südlich der Alpen

treten an den Meßstellen im Gailtal und in Hanglagen der Karnischen

und Gailtaler Alpen häufig große Schneehöhen auf, ferner erhalten

über der Sohle des Gailtales lagernde Kaltluftmassen die Schneedecke

im Tal hoch und über längere Zeit. Leider ist das obere Gailgebiet,

das Lesachtal gerade bei für den Wintersport sehr günstigen

Schneeverhältnissen verkehrsmäßig zeitweilig schwer zu erreichen.

Auch um Oberdrauburg und Techendorf trifft man Schneeverhältnisse

wie normal in höheren Lagen an; bei Bleiberg und an den Nordhängen

der Villacher Alpe wirken sich die tiefen Wintertemperaturen,

die zum Teil auf geringe Besonnung der Nordhänge und im Tal

zurückzuführen sind, schneeerhaltend aus.

Die Norischen Alpen werden von Norden, Süden und Westen

durch höhere Gebirgsketten der Alpen von niederschlagführenden

Windströmungen abgeschirmt und zeichnen sich infolge relativ geringer

Bewölkung durch hohe Sonnenscheindauer aus, welche im Frühjahr

die Andauer der Schneedecke etwas verkürzt. Die sanft

gewellten Kuppen des Nockgebietes machen seine Hänge für den

Wintersport besonders gut geeignet. So erfreuen sich die Flattnitz,

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Abb. 1 : Lage der Beobachtungsstationen

47°

46°


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die Turracher Höhe und Kleinkirchheim als Wintersportgebiete

großer Beliebtheit.

Daß eine Reihe von Meßstellen im Klagenfurter Becken verhältnismäßig

günstige Schneeverhältnisse aufweist, ist zum Teil auf

den schnee-erhaltenden Einfluß der als hochreichend bekannten Kaltluftmassen

über dem Becken zurückzuführen.

Mittelwerte der Schneehöhe Kärntner

Stationen am 1. und 15. der Wintermonate

und ihreBewertung

In dem erwähnten Beitrag zur Hydrographie Österreichs, Heft

Nr. 34, „Der Schnee in Österreich im Zeitraum 1901—1950", sind

auch von 14 Kärntner Stationen Mittelwerte der Schneehöhe am

1. und 15. jeden Monats (in cm) enthalten. In Tabelle 1 sind diese

Tabelle 1 : Mittelwerte der Schneehöhe am 1. und 15. der Wintermonate (in cm)

Station Seehöhe XI. XÏL L IL ÎÎL W. vT

m 1.15. 1. 15. 1. 15. 1. 15. 1. 15. 1.15. 1.15.

Iselsberg 1205 3 5 11 21 27 33 42 41 40 30 12 2

Oberdrauburg 635 2 3 6 15 20 27 34 32 29 15 2 1

Sachsenburg 550 1 2 4 12 16 20 25 23 18 9 1

Millstatt

575 2 3 6 8 12 17 13 11 6 1

Techendorf 940 1 6 9 21 28 34 41 44 44 35 13 3 1

Afritz

715 1 3 5 11 18 21 27 26 23 14 3 1

Luggau

1170 5 10 20 35 44 50 58 60 61 48 26 8 2

Weißbriach 800 2 6 10 24 30 36 47 45 45 31 12 3 1

Feistritz/Gail 580 1 5 7 20 28 32 46 45 43 29 8 1

Arnoldstein 580 2 6 7 17 24 29 38 37 34 22 6

Latschach ober dem

Faaker See 610 2 5 8 17 25 30 41 40 35 22 7 1

Eisenkappel 560 2 4 5 13 20 21 30 28 22 11 3

Weitensfeld 705 1 3 4 8 11 13 17 14 12 6 1

Radweg

630 1 2 4 9 16 19 25 22 20 10 1

Werte für den gesamten Zeitraum 1901 —1950 wiedergegeben. Als

Maß für Unterschiede der mittleren Schneehöhen in den einzelnen

Jahrzehnten von 1901—1950 sind in Tabelle 2 für die genannten

Monatsdaten durchschnittliche (lineare) Abweichungen lOjähriger

Teilmittel von ihrem 50jährigen Mittel — diese Werte werden auch

als durchschnittliche Veränderlichkeit bezeichnet — für einzelne Sta-

Tabelle 2: Durchschnittliche (lineare) Abweichungen lOjähriger Teilmittel

von ihrem 50jährigen Mittel am 1. und 15. der Wintermonate (in cm)

Station XI. XII. I II. III. IV. V.

1. 15. 1. 15. 1. 15. 1. 15. 1. 15. 1. 15. 1. 15.

Iselsberg

Oberdrauburg

Luggau

Eisenkappel

Weitensfeld

1

1

2

1

1

2

2

3

2

2

4

4

7

2

1

4

4

10

3

3

7

6

7

5

2

3

4

10

2

2

4

4

8

5

2

6

7

11

5

3

9

8

14

7

4

13

9

13

5

2

7

3

14

3

2

2

6 1

152


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tionen verschiedener Höhenlage berechnet. Bei einem Kollektivgegenstand

aus sehr vielen Beobachtungen mit normaler Verteilung liegen

57,5 % der Einzelbeobachtungen zwischen M — d und M -f- d, wenn

M ihren Mittelwert und d die durchschnittliche Abweichung von

diesem bedeuten.

Im Jahresgang steigen die 50jährigen Mittelwerte der Schneehöhe

von Anfang November bis zu einem Höchstwert Anfang oder

Mitte Februar, vereinzelt Anfang März, stetig an; im April, bei

wenigen Stationen Anfang Mai, schmilzt die Schneedecke im Mittel

ab. Durch Tauwetter oder starke Schneefälle in einzelnen Jahren

wird dieser Verlauf des An- oder Abstieges höchstens etwas beschleunigt

oder verzögert. Wohl aber können die 10jährigen Teilmittel

dadurch schon merklich beeinflußt werden. Größere Abweichungen

der Schneehöhen in einzelnen Jahrzehnten kommen infolge der Durchschnittsbildung

bei der Veränderlichkeit nicht zum Ausdruck. Der

Höchstwert der durchschnittlichen absoluten Abweichung tritt im

März, hauptsächlich wohl infolge verschiedenen Ablaufs der Schneeschmelze,

auf.

Um auch eine Bewertung der in Tabelle 1 wiedergegebenen

Mittelwerte der Schneehöhe am 1. und 15. der Wintermonate untereinander

und zum Vergleich mit den Schneeverhältnissen anderer

Gebiete zu erhalten, wurde für die Kärntner Schneestationen für

Februar als Monat mit den im allgemeinen höchsten Mittelwerten

näherungsweise aus den Werten vom 1. und 15. dieses Monats ein

Monatsmittel gebildet und dieses mit durchschnittlichen Monatswerten

der Schneehöhen für Österreich nach F. LAUSCHER verglichen,

die in Form von Diagrammen und Tabellen aus einem großen

Material österreichischer Schneemeßstellen entwickelt wurden.

Es wird hier der Platzersparnis wegen darauf verzichtet, für

alle Stationen den Vergleich mit diesen Durchschnittswerten wiederzugeben.

Es sei nur darauf hingewiesen, daß nach den höchsten

Monatsmitteln der Schneehöhe im Februar beurteilt Gailstationen

österreichische Durchschnittswerte (diese in Klammern gesetzt) überschreiten:

Feistritz an der Gail 45 (29) cm, Arnoldstein 38 (31) cm,

Latschach ober dem Faaker See 41 (32) cm. Unterdurchschnittliche

Höhen haben Millstatt 15 (21) cm, Weitensfeld 16 (24) cm.

Aus Tabelle 1 läßt sich leicht auf Monate und Wochen genau

die mittlere Andauer einer Schneedecke bestimmter Höhe abschätzen:

Eine über 50 cm hohe Schneedecke besteht im Mittel nur in Luggau

etwa vom 15. 1. bis 10. 3., also weniger als zwei Monate; eine

über 20 cm hohe etwa vom 1. 12. bis 5. 4. also über vier Monate

lang. Im Gurktal, Weitensfeld, wird im Mittel 20 cm Schneehöhe

nicht mehr erreicht; in Radweg auf der Wasserscheide zwischen dem

oberen und unteren Glantal noch nach dem 15. 1. bis 1.3., also knapp

anderthalb Monate lans.

153


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Über Schneebelastung nach Kärntner

Beobachtungen

Es wird noch untersucht, inwieweit an den Kärntner Stationen

beobachtete extrem hohe Schneedecken die Belastungs-Richtwerte von

Bauwerken, insbesondere von Dächern, überschreiten oder schon erreichen.

Allerdings müßte bei diesen seltenen Naturereignissen noch

die Jährlichkeit J oder der reziproke Wert, die Häufigkeit des Auftretens

pro Jahr, berücksichtigt werden.

Da die Schneebeobachtungen des Hydrographischen Dienstes

über 75 Jahre lang durchgeführt werden, konnten bisher im allgemeinen

nur solche extreme Schneehöhen und eventuelle Schneelasten

beobachtet werden, die eine scheinbare Jährlichkeit von etwa 75 Jahren

aufweisen. Allerdings schreiben verschiedene Bauordnungen, soweit

sie Zahlenangaben enthalten, nicht derart hohe Belastungs-

Grenzwerte vor, sondern solche, die häufiger zu erwarten sind.

Die im folgenden behandelten Zahlenwerte für die Schneebelastung

sind durch zwei Gleichungen festgelegt, bei denen die

Schneelast an einem Ort nur als Funktion dessen Seehöhe, nicht

aber außerdem klimatischer Faktoren wie des Jahres- oder Winterniederschlages,

zu berechnen ist. Diese Gleichungen für die Schneelast

Ps in kp/m 2 und die Seehöhe h in m lauten:

P s = 40 -I- (4) 2 für h ëz 800 m

und ... (1)

P s = 160 + 1,4 • (~) 2 für h > 800 m

Zur Messung wirklich auftretender Schneelasten muß man außer

der Schneehöhe die Schneedichte entweder aus dem Wassergehalt wie

bei der Niederschlagsmessung oder durch Abwägen des Schnees bestimmen.

Meist liegt aber bei solch selten auftretenden extremen

Schneehöhen keine Dichtemessung vor. Ist ein großer Teil der

Schneedecke frisch gefallen, so ist seine (relative) Dichte bekanntlich

nahezu 0,1, also 1 mm Wassersäule pro cm Schneehöhe. Zum Vergleich

möglicherweise an Kärntner Stationen aufgetretener Schneelasten

mit Richtwerten nach den obenstehenden Formeln (1) werden

der größten beobachteten Schneehöhe je zwei Dichtewerte 0,12 und

0,15 zu Grunde gelegt, entsprechend einer im ganzen frisch gefallenen

Schneedecke, die sich bereits zu setzen begonnen hat.

Unter diesen gewählten Voraussetzungen ist die aufgetretene

extreme Schneelast zumindest bei dem größeren Dichtewert 0,15 für

154


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Tabelle 3 : Schneebelastung an Kärntner Orten (in kp/m 2 )

Meßstelle

Höhe

m ü. A.

Iselsberg 1205

Oberdrauburg 635

Sachsenburg 550

Millstatt

575

Techendorf 940

Afritz

715

Luggau

1170

Weißbriach 800

Feistritz/Gail 580

Arnoldstein 580

Latschach ober dem

Faaker See 610

Eisenkappel 560

Weitensfeld 705

Radweg

630

Größte beobachtete

Schneehöhe

cm

198

179

125

93

188

113

294

230

225

196

200

134

75

119

Datum

24. 1. 1917

18.1.1917

3.3.1909

19. 1. 1917

17.1. 1917

6. 3. 1909

16.1.1917

16.1. 1917

6. 3. 1909

6. 3. 1909

6. 3. 1909

6. 3. 1909

6. 3. 1909

6. 3. 1909

Schneebelastung in kp/m 2

bei

Schneedichte

0,12

238

215

150

112

226

136

353

276

270

235

240

161

90

143

0,15

297

268

188

140

282

169

442

345

338

294

300

201

113

179

Richtwert für

Stationshöhe

365

173

140

151

283

212

353

250

152

152

164

144

206

172

die Mehrzahl der Stationen als größer anzunehmen, als den Richtwerten

entspricht: bei Oberdrauburg, Sachsenburg, Luggau, Weißbriach

und Eisenkappel um 25 bis 55 %; bei Latschach ober dem

Faaker See um 83 °/o; bei Arnoldstein um 93 °/o; bei Feistritz an der

Gail ergibt die Schneelast das 2,23fache des Richtwertes. Zum Unterschied

von einem aus einem sehr großen säkularen Beobachtungsmaterial

zu bestimmenden Wert der (wirklichen) Jährlichkeit kann die

größte Schneehöhe, hier der scheinbaren Jährlichkeit 75 Jahre, einen

größeren oder einen kleineren Wert aufweisen, als der wahren Jährlichkeit

entspricht. Bei Luggau (1170 m NN) und dem Iselsberg

(1205 NN) kommt der hohe Richtwert dadurch zustande, daß Ps

ja quadratisch mit der Seehöhe wachsen soll. In 3000 m Seehöhe

wäre nach den Formeln (1) schon mit einer Schneelast von 1410 kp/m 2

zu rechnen.

ZUSAMMENFASSUNG

An Hand von Sammelwerken des Hydrographischen Zentralbüros

in Wien werden die Schneeverhältnisse Kärntens (1901—1950)

untersucht. Angewandt wurde eine eigene Methode zur Bewertung

der Schneeverhältnisse durch Angabe von „Normalhöhen" ü. A., in

denen z. B. für den Wintersport günstige Schneedeckenelemente eines

Ortes normalerweise auftreten. Mittelwerte der Schneehöhe Kärntner

Stationen am 1. und 15. der Wintermonate werden mit neuen durchschnittlichen

Monatswerten der Schneehöhe für österreichische Stationen

verglichen und danach bewertet.

155


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Ferner werden in Kärnten aufgetretene extrem große Schneehöhen

mit Belastungs-Richtwerten für Bauwerke in Beziehung

gebracht.

ABSTRACT

From publications of the Hydrological Service of Austria the

mean snow depths of stations in Carinthia are investigated. It is possible

to deduce from standard curves the altitude at which snow

values of every station would be normal. In South Carinthia and

in the High Tauern these normal altitudes of the snow cower are

favorable.

The maximum of snow-depth for the stations is compared with

the values of snow charge applied usualy in technique.

LITERATUR

LAUSCHER, F., (1969): Ein Diagramm zur Abschätzung monatlicher Durchschnittshöhen

der Schneedecke ostalpiner Orte. — Wetter und Leben, 27:167—172.

STEINHAUSER, F. (1968): Die Schneeverhältnisse im Sonnblickgebiet. —

63.—65. Jahresber. des Sonnblick-Ver., Wien, 3—42, Springer-Verlag.

STEINHÄUSSER, H. (1950): Über Kärntens Schneeverhältnisse.

— (1950): Über die Bewertung der Schneeverhältnisse alpiner Orte auf Grund

der Abhängigkeit der Andauer der Schneedecke, der mittleren maximalen

Schneehöhe und ihrer Eintrittszeit von der Seehöhe. — Archiv für Meteor.,

Geophys. u. Bioklimat. Ser. B, 2:120—128.

Anschrift des Verfassers: Hochschuldozent Dr. Hans STEINHÄUSSER, 9020 Klagenfurt,

Tarviser Straße 148.

156


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Carinthia II 162./82. Jahrgang S. 157—178 Klagenfurt 1972

Aus dem Institut für Anatomie und Physiologie der Pflanzen,

Universität Graz

Dehydrogenase- und Saccharaseaktivität einiger Böden

und Pflanzengesellschaften der Villacher Alpe

(Mit 6 Abbildungen und einer Tabelle)

Herrn Univ.-Prof. Dr. Otto HÄRTEL ZU seinem 60. Geburtstag

gewidmet

Von Gerd ZAWORKA

1. Vorwort

Vorliegende Veröffentlichung ist ein Auszug einer als Dissertation

an der Universität Graz eingereichten Arbeit (ZAWORKA

1970). Dem Vorstand des Institutes für Anatomie und Physiologie

der Pflanzen der Universität Graz, Herrn Univ.-Prof. Dr. Otto

HÄRTEL, danke ich recht herzlich, daß er mir dieses Thema und

einen Arbeitsplatz in seinem Institut überlassen und die Arbeit

stets gefördert hat. Danken möchte ich auch Herrn Univ.-Prof. Doktor

Erwin AICHINGER für seine fachliche Betreuung und vielfältige

Unterstützung.

2. Einleitung und Literatur

Für die Beurteilung eines Bodens ist es unter anderem wichtig,

seine biologische Aktivität zu kennen. Der Gehalt an Mikroorganismen

beeinflußt in hohem Maße die Bodenfruchtbarkeit. HOFMANN

& SEEGERER 1951 kennzeichnen die biologische Aktivität des Bodens

anhand seiner Enzymaktivität. HOFMANN & HOFFMANN 1955 nennen

157


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drei Gesichtspunkte, die die besondere Bedeutung der Enzyme im

biologischem Geschehen des Bodens hervorheben:

1. Sie sind die Katalysatoren des Stoffwechsels und sind

2. ein Produkt desselben;

3. ihr Aufbau ist ebenfalls auf die Tätigkeit von Enzymen

zurückzuführen.

Wichtiger als die Bestimmung der Keimzahlen sei daher die

Kenntnis der im Boden enthaltenen Enzyme.

Nach HOFMANN & HOFFMANN 1955 geben die Wurzeln keine oder kaum

Enzyme ab. Werden größere Pflanzenmassen zersetzt, so wirken die in ihnen

enthaltenen Enzyme mit denen der Bakterien zusammen. Die Pflanzen- und

Wurzelenzyme sollen bei diesem Abbau zerstört werden. Einzige Lieferanten

für Bodenenzyme seien daher Mikroorganismen. Nach kurzer Lebenszeit unterliegen

sie einer Autolyse, bei der andere Mikroorganismen kaum mitwirken.

Dabei werden Enzyme aus ihrer Bindung in der Zelle frei, aber nicht zerstört.

Sie werden von Bodenkolloiden sorbiert und bleiben so lange Zeit stabil. Die

im Boden angereicherten Pflanzenmassen sollen nur indirekt zur Enzymentwicklung

beitragen. Sie vermehren die Zahl der Mikroorganismen und damit auch die

Menge der Enzyme. Nach KOZLOV 1965 sollen auch Bodentiere, vor allem Lumbriciden,

Enzyme abscheiden und damit im Enzymsystem des Bodens eine große

Rolle spielen.

Praktische Bedeutung für die ökologische Beurteilung eines Bodens gewannen

Fermentuntersuchungen durch Arbeiten, bei denen sich Zusammenhänge zwischen

Fermentgehalt und einzelnen Faktoren der Bodenfruchtbarkeit ergaben. So berichten

HOFMANN & BRÄUNLICH 1955, daß die Saccharaseaktivität dem Gehalt

des Bodens an organischer Substanz und an Karbonaten folgt. Böden mit hoher

Wasserstoffionenkonzentration weisen niedrige Aktivitäten auf. Nach Kiss 1957

hat die Anwesenheit von Rohrzucker im Boden eine Steigerung der Saccharaseaktivität

zur Folge. HOFMANN & KESSEBA 1962, die die Aktivität der Saccharase,

ß-Glucosidase, Urease, der sauren und alkalischen Phosphate untersuchten, fanden,

daß diese dem Gehalt an organischer Substanz, an Gesamtstickstoff und dem nicht

humifizierten Anteil an organischer Substanz parallel gehen. Dem widerspricht

jedoch eine Arbeit von BERGER-LANDEFELDT 1965. Da humusreiche Horizonte ein

verhältnismäßig niedriges spezifisches Gewicht aufweisen, bezieht er die erhaltenen

Aktivitätszahlen nicht auf die Gewichtseinheit, sondern auf 100 ccm Boden.

Dabei sinken die Aktivitätswerte mit zunehmendem Humusgehalt.

KOEPF 1954 konnte bei vergleichenden Untersuchungen an verschiedenen

Bodentypen nur in einzelnen Fällen Unterschiede in der Fermentaktivität feststellen.

Den Grund dafür sieht er in der zeitlichen Konstanz der Fermente. Das

Ausmaß der Stoffumsetzung im Boden und sein Fermentgehalt brauchen nach

seinen Beobachtungen in keinem bestimmten Zusammenhang zu stehen. Es muß also

nicht die gesamte zur Verfügung stehende Fermentmenge bei den Abbauvorgängen

im Boden mitwirken.

Die meisten der oben angeführten Untersuchungen betreffen Ektofermente,

d. h. Fermente, die nach Autolyse der Organismen außerhalb der Zelle weiter

tätig sind. LENHARD 1956 arbeitete eine Methode zur Bestimmung der Aktivität

des Endofermentes Dehydrogenase aus. Sie hat gegenüber den Methoden zur

Bestimmung der Aktivität von Endofermenten den Vorteil, daß die lebenden

Zellen selbst die Reaktion im Boden durchführen. Von der Überlegung ausgehend,

daß die Intensität mikrobieller Umsetzung im Boden von der Zahl der

darin anwesenden Mikroorganismen (vgl. STEVENSON 1959 und 1962, SCHAEFER

1963, CASIDA & KLEIN & SANTORO 1964) und den herrschenden Lebensbedingun-

158


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gen abhängt, versucht er Einzelfaktoren der Umwelt, z. B. die benötigte Menge

der Nährstoffe (verwertbare Kohlenstoffverbindungen, N, P, Ca und K), mit

der Dehydrogenaseaktivität zu korrelieren. Weitere Untersuchungen (LENHARD

1957) ergaben, daß die Dehydrogenaseaktivität als ein Maß für die vorhandene

Menge an mikrobiell abbaubaren Humusstoffen zu werten ist. Sie stellt sich als

eine Funktion vom Gehalt des Bodens an Stickstoff, Phosphor und Kalium dar

(LENHARD 1962).

Die meisten der bisher durchgeführten Untersuchungen bezogen

sich auf Acker- und Gartenböden. Nur wenige Arbeiten beschäftigen

sich mit der Enzymaktivität in Böden am natürlichen Standort

(JAGNOW 1958, MOSER 8t GÖBL 1961, BERGER-LANDEFELDT 1965,

MALICKY-SCHLATTE 1966, MALICKY-SCHLATTE & MALICKY 1967).

In vorliegender Arbeit sollen die Enzymaktivität einiger Bodentypen

unter bestimmten Pflanzengemeinschaften der obermontanen und

subalpinen Stufe und die Aktivitätsänderungen, die innerhalb einer

Boden- und Vegetationsentwicklungsreihe auftreten, untersucht werden.

Da die Aktivität von Endofermenten und die Keimzahlen der

Proben annähernd korrespondieren (STEVENSON 1959 und 1962,

SCHAEFER 1963, CASIDA & KLEIN & SANTORO 1964) und damit ein

Maß für den Mikroorganismenbesatz darstellen, wurde für diese

Untersuchung die Dehydrogenaseaktivität ausgewählt. Um die

Dehydrogenaseaktivität mit der Aktivität eines an Bodenkolloiden

sorbierten Fermentes vergleichen zu können, wurde parallel dazu

auch die Saccharaseaktivität bestimmt.

3. Untersuchungsort

Die Außenuntersuchungen zu vorliegender Arbeit wurden im

Gipfelgebiet der Villacher Alpe (Dobratsch) durchgeführt. Die

Villacher Alpe ist mit 2167 m Seehöhe die höchste Erhebung der

Gailtaler Alpen, die den südlichen Kalkalpen angehören. Die untersuchten

Standorte liegen zwischen 1600 und 2100 m Seehöhe. Für

die Freilanduntersuchungen wurden die Vegetationsperioden der

Jahre 1965 bis 1967 benutzt.

4. Methoden

4.1. Methoden zur Profilbeschreibung

Die Nomenklatur der Böden folgt KUBIENA 1953 und SOLAR 1964. Neben

den allgemein üblichen Horizontsymbolen wurden noch folgende verwendet:

P für alle periperkolativ geprägten Horizonte (FRANZ 1960);

S für endoperkolativ geprägte Staukörper (SOLAR 1964);

E für Erosionssediment (JUNG 1953);

Symbolkombinationen (AE, BE, PE, SE usw.) weisen näher auf die Profilgenese

hin (JUNG 1953, SOLAR 1964).

Die Bezeichnung der Bodenfarben folgt den Munsel Soil Color Cards

(MUNSEL 1964).

Die Humusformen wurden nach KUBIENA 1953 bestimmt.

159


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Die Gefügeform wurde nach den Anweisungen des Soil Survay Manual

(UNITED STATES DEPARTMENT OF AGRICULTURE 1951) beschrieben.

Die Ermittlung der Bodenart erfolgte nach KRASIUK 1929 durch die Fingerprobe.

Es werden folgende Texturklassen unterschieden: Tone, Lehme, sandige

Lehme, lehmige Sande, Sande, schotterig oder steinig.

Die Dichte wird nach SCHLICHTING-BLUME 1966 gekennzeichnet. Folgende

vier Abstufungen sollen sie charakterisieren: sehr dicht, dicht, mäßig dicht, locker.

Der Grad der Durchwurzelung ist in fünf Stufen gekennzeichnet (FRANZ

1960): nicht, wenig, gut, stark durchwurzelt, Durchwurzelung auslaufend.

Die Abgrenzung der Horizonte gegeneinander wird beschrieben durch: allmählich

übergehend, übergehend, absetzend, scharf absetzend (FRANZ 1960).

4.2. Methoden zur Untersuchung der Bodenproben

Die standortfrischen Bodenproben wurden an der Luft getrocknet und die

Feinerde durch Sieben (Sieb mit 1 mm Maschenweite) gewonnen. Alle hier

angeführten Untersuchungen wurden an solcherart behandelten Bodenproben

durchgeführt.

Die Wasserstoffionenkonzentration wurde mit einem Beckmann-ph-Meter,

Modell H2 mit Glaselektrode, gemessen.

Der Gehalt an organischer Substanz ist nach STEUBING 1965 durch Bestimmen

des Glühverlustes ermittelt und in Prozent der Bodeneinwaage berechnet

worden.

Der Kalkgehalt wurde mittels eines Kalkmessers nach PASSON, an dessen Meßrohr

eine Milliliter-Mensur angebracht worden war, bestimmt. Die Umrechnung

der entwickelten Kohlensäuremenge in Milligramm geschah mit Hilfe der Tabelle

von NEHRING in STEUBING 1965. Zur raschen Berechnung der Karbonatmenge

wurde ein Nomogramm konstruiert (ZAWORKA 1970).

Die Dehydrogenase wurde kolorimetrisch durch die Formazanbildung aus

Triphenyltetrazoliumchlorid bestimmt (LENHARD 1956, STEUBING 1965). Das rote

Triphenylformazan wird mit Methanol extrahiert. Als Einheit der Aktivität

dient der Extainktionswert des mit Methanol aus 10 g Lufttrockenem Boden hergestellten

Auszuges. Die Extinktion wurde mit einem Beckmann-Spektralphotometer,

Modell B, gemessen.

Die Saccharaseaktivität wurde nach SEEGERER 1953 ermittelt. 20 g Bodenprobe

wurden mit Toluol vergiftet und mit einer Pufferlösung (Dinatriumphosphat-

Essigsäure-Mischung, pH 5,5) sowie 20 "/oiger Rohrzuckerlösung versetzt. Der

Saccharoseabbau wurde nicht nach SEEGERER 1953 titrimetrisch, sondern polarimetrisch

(Kiss 1957) mittels eines Zeiß-Kreiselpolarimeters (Rohr von 2 dm Länge)

kontrolliert. Die Differenz der optischen Drehung der initialen Saccharosekonzentration

zur Drehung nach 24 Stunden Inkubation ergab die Saccharaseaktivität.

4.3. Vegetationskundliche Methoden

In vorliegender Arbeit werden die Bezeichnungen der Pflanzengesellschaften

und Vegetationsentwicklungstypen im Sinne AICHINGERS 1933, 1952 a, b, c, 1956 a,

b, 1957 a, b verwendet. Artenlisten konnten hier aus Platzmangel nicht aufgenommen

werden, weshalb auf die Vegetationsaufnahmen in ZAWORKA 1970

verwiesen werden muß.

Die Nomenklatur der Gefäßpflanzen folgt EHRENDORFER & al. 1967, die

der Moose und Farne GAMS 1957 und die der Flechten GAMS 1967.

5. Gesamtdehydrogenase

Da sich mit zunehmender Tiefe die Menge der abbaubaren

organischen Substanz verringert und die unteren Horizonte fast

160


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DEHYDROGENASEAKTIVITAT

20 40 60 80 100

Abbildung 1 : Dehydrogenaseaktivität einer Rendsina in verschiedenen Bodentiefen.

Weitere Erläuterungen siehe im Text.

ausschließlich mineralische Bestandteile aufweisen, nimmt auch der

Gehalt an Mikroorganismen ab. Ebenso zeigt sich eine Abnahme der

Dehydrogenaseaktivität bis zum Nullwert (vgl. JAGNOW 1958, HOF-

MANN & KESSEBA 1962). Einen Sonderfall stellen die Rendsinen dar,

deren höchste Aktivitätswerte in der Kontaktzone zwischen Humushorizont

und Muttergestein auftreten und unmittelbar darunter im

C-Horizont den Nullwert erreichen.

Da die Untersuchung der Dehydrogenaseaktivität einzelner dem

Gesamtprofil entnommener Proben daher keine vergleichbaren Werte

liefert, wurden die Proben schichtweise zusammenhängend dem Profil

entnommen. Es wurde darauf geachtet, daß die tiefste Probe die

Dehydrogenaseaktivität Null oder nahezu Null aufweist. Das aus

Dehydrogenaseaktivität und Horizontmächtigkeit gebildete Produkt

wird Gesamtdehydrogenase (GD) genannt. Sie ist die schraffierte

Fläche in Abb. 1, die von den Koordinaten und der Stufenkurve

eingeschlossen wird.

6. Dehydrogenaseaktivität und Bodentyp

6.1. Beschreibung der untersuchten Bodentypen und Varietäten

6.1.1. Alpine Protorendsina

Es wurden 10 Profile untersucht (Profil 1 bis 10)

Profil 1:

Ort:

Bärental

Seehöhe: 1760 m

Exposition: Süd, windausgesetzte Kuppe

11 161


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Vegetation:

Aoo+Ao

Ai + AC

C

Charakteristik:

Humusform:

Caricetum firmae

0 bis 2 cm, wenig zersetzter Laubabfall von Dryas

2 bis 4 cm, schwarz (10 YR 2/1), sehr stark humos, Kalksplitter

unter 0,5 mm 0, Kleintierexkremente, keine Wurmlosung, strukturlos

verschlämmt, schwach basisch, bis 15 cm in Kleinkarren

eingreifend

Ab 4 cm, anstehender Dachsteinkalk, starke Lösungsverwitterung,

kleine Karren

Seichtgründiger Aoo + Ao—Ai—AiC—C-Boden

Rendsinamoder mit äolisch eingebrachten Silikat- und Kalksplittern.

Humus durch Kleintiere (Milben) geformt. Bei stärkerer

Wasserzufuhr strukturlos.

6.1.2. Mullartige Rendsina

Es wurden 6 Profile untersucht (Profil 10 bis 16)

Profil 13:

Ort:

Brunnleite

Exposition: Süd, 25 Grad geneigt

Vegetation: Pinetum mugi calcicolum

Aoo+Ao 0 bis 10 cm, wenig zersetzte Nadelstreu, vereinzelt Kleintierlosung,

Grobanteil Kalkschutt (10 bis 30 cm 0), Kalkblöcke in

Nadelstreu gepackt, übergehend

AiCi

10 bis 14 cm, schwarz (10 YR 2/2), mullartiger Rendsinasmoder,

neben Kleintierlosung unter 0,5 mm 0 auch Wurmlosung (nach

der Tiefe hin zunehmend), Grobanteil Kalkschutt (10 bis

30 cm 0), Mineralanteil: silikatische Fremdminerale und Kalksplitter

unter 0,2 mm 0, stark durchwurzelt, schwach sauer,

scharf absetzend

C2

Anstehender Kalk

Charakteristik: Grobskelettiger Aoo + Ao—A1C1—C2-Boden (Form auf Kalkschutt),

äolische Sedimente: Kalksplitter vorherrschend

Humusform: Mullartiger Rendsinamoder mit einer gut ausgeprägten Tangelhumusschicht,

durch Kleintiere krümelig geformt.

6.1.3 Tangelrendsina

Es wurden 9 Profile untersucht (Profil 17 bis 25)

Profil 19:

Ort:

Brunnleite

Seehöhe: 1750 m

Exposition : West, 25 Grad geneigt

Vegetation : Pinetum mugi silicicolum

Aoo

0 bis 8 cm, unzersetzte Nadelstreu

Ao

8 bis 25 cm, braun (10 YR 3/3), wenig zersetzte Nadelstreu,

Tangelhumus, durchsetzt mit kleinen Losungsstückchen, in den

unteren Partien gut durchwurzelt, sauer, allmählich übergehend

Ai

25 bis 40 cm, schwarz (10 YR 2/1), stark humos, mullartiger

Rendsinamoder, durch Kleintiere geprägt (auch Regenwurmlosung),

krümelig, in den tieferen Schichten strukturlos und

verschlämmbar, schwach sauer, übergehend

162


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AiCi

40 bis 60 cm, schwarz (10 YR 2/1), stark humos, mullartiger

Rendsinamoder, Wurmlosung, Grobanteil Kalkschutt (10 bis

40 cm 0), schwach sauer bis neutral, absetzend

C2 ' Ab 60 cm, anstehender Dachsteinkalk, karrig mit Lösungsrückständen

Charakteristik: Aoo—Ao—Ai—A1C1—C-2-Boden auf anstehendem Kalk. Der

Ao-Horizont ist als Tangelhumus mächtig ausgebildet. Der Ai-

Horizont ist mullartiger Rendsinamoder und häufig auch Pechmoder.

6.1.4 Alpine Pechrendsina

Es wurden 5 Profile untersucht (Profil 57 bis 61)

Profil 58:

Ort:

Brunnlahner

Seehöhe: 1900 m

Exposition: Nord, 45 Grad geneigt

Vegetation: Pinetum mugi silicicolum

Aoo + Ao 0 bis 6 cm, wenig zersetzte Nadelstreu, wenig Kleintierlosung

At

6 bis 20 cm, schwarz (10 YR 2/1), Pechmoder, sehr stark humos,

eingebettete Mineralsplitter, feinkrümelig (Kleintierexkremente),

zu größeren Aggregaten verklebt, locker, stark durchwurzelt,

schwach sauer, übergehend

A2C

20 bis 30 cm, schwarz (10 YR 2/1), Pechmoder, sehr stark humos,

zwischen Schuttplatten und Karren eingeschlämmt, keine Kalksplitter,

vereinzelt Wurmlosung, sonst strukturlos, regellos

brechend, gut durchwurzelt, schwach sauer bis neutral, tief in

Karren eingreifend, taschenförmig scharf absetzend

C

karriger Dachsteinkalk

Charakteristik : At—A2C—C-Profil,vielfältige Lokalformenausscheidung

Humusform: Pechmoder, ausschließlich koprogen, keine Tonhumuskomplexbildung,

endoperkolative Humusanreicherung an der Basis

6.1.5. Pseudorendsina

Es wurden 15 Profile untersucht (Profil 37 bis 51)

Profil 47:

Ort:

Roßtratte, neben Almweg

Seehöhe: 1690 m

Exposition : Eben

Vegetation: Poa alpina, Potentilla erecta, P. aurea, Homogyne discolor, Geum

montanum, Leontodon hispidus

Aoo + Ao 0 bis 3 cm, schwach zersetzter Pflanzenabfall

Ai

3 bis 7 cm, dunkelgraubraun (10 YR 3/2), stark humos, mullartiger

Moder, locker gelagert, feinkrümelige Wurmlosung (auch Regenwürmer),

stark durchwurzelt, schwach sauer, allmählich übergehend

A2EC1

7 bis 30 cm, dunkelgelbbraun (10 YR 3/4), stark humos, mullartiger

Moder, zusammengesetzte Struktur, Regenwurmlosung zu größeren

Aggregaten verpackt, die nicht in den Humus eingemischten

Erosionssedimentreste kleben am Kalkschutt, gut durchwurzelt,

neutral, allmählich übergehend

11* 163


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ECi

Charakteristik:

6.1.6 Pseudogley

Ab 30 cm, Schutt und Grus in Terra fusca eingepackt

Aoo + Ao—Ai—A2EC1—ECi-Profil (Form auf Schutt und Grus).

Im gesamten Profil die gleiche Humusform: mullartiger Moder.

Die humifizierte organische Substanz ist eng vermengt mit Erosionssedimentresten.

Es wurde ein Profil untersucht

Profil 62:

Ort:

Touristensteig, oberhalb der Aloisihütte

Seehöhe: 1500 m

Exposition: Süd, 25 Grad geneigt

Vegetation: Picea excelsa, Luzula sylvatica, Erica carnea, Vaccinium vitisidaea,

Hieracium sylvaticum, Carduus acanthoides

Aoo + Ao 0 bis 3 cm, Fichtennadelstreu

Ai

3 bis 18 cm, dunkelbraun (10 YR 2/2), Mull (Partien einheitlicher

Tonhumuskomplexe) und mullartiger Moder, Losungsstücke zusammengesetzte

Aggregate bildend, stark durchwurzelt, schwach

basisch, übergehend

A2EC1

18 bis 36 cm, kräftiges Dunkelgraubraun (10 YR 3/2), stark humos,

Mull Grobanteil besteht aus Kalkschutt (bis 4 om 0), Steine zum

Teil mit Terra fusca verschmiert (10 YR 4/4), auch tonhaltiger

Regenwurmkot (Geruch!), gut durchwurzelt, basisch, scharf absetzend


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AE

3 bis 4,5 om, kräftiges Dunkelbraun (10 YR 3/2), humos, mullartiger

Moder, leichter Ton, plastisch, schmierend, zusammengesetzte

Struktur, stark durchwurzelt, sauer, karbonatarm (unter

1 %), übergehend

E

4,5 bis 40 cm, dunkel gelbbraun (10 YR 4/4), feinsandiger Lehm,

homogenes Gefüge, im trockenen Zustand in prismatisch-grobblockige

Aggregate zerfallend, Wurmlosung, durchwurzelt, karbonatfrei,

taschenförmig, scharf absetzend

D

Ab 40 cm, Dachsteinkalk, runde Oberflächenformen

Charakteristik: Ao—Ai—AE—E—D-Profil (Form mit geringmächtigem AE-

Mischhorizont). Terra-fusca-Generationen verschiedenen Alters

wurden nicht differenziert.

6.1.8. Molkenpodsolige Terra fusca

Es wurden 5 Profile untersucht (Profil 52 bis 56)

Profil 56:

Ort:

Kaserin

Seehöhe: 1400 m

Exposition: Seichte Mulde

Vegetation: Faxkurzrasen

A

0 bis 10 cm, schwarz (10 YR 2/1), sehr stark humos, mullartiger

Moder, feinkrümelig, neutral, karbonatfrei, übergehend

AEP

10 bis 15 cm, gelbgrau (2,5 Y 4/2), feinsandiger Lehm, plastisch,

dicht, verschlämmt, stark durchwurzelt, geringes Bodenleben, neutral,

karbonatfrei, übergehend

SE

15 bis 20 cm, braun (10 YR 4/3), feinsandiger Lehm, plastisch,

dicht, zusammengesetzte granuläre Struktur, karbonatfrei, schwach

sauer, übergehend

E

20 bis 60 cm, dunkel gelbbraun (10 YR 4/4), feinsandiger leichter

Lehm, homogenes Gefüge, im trockenen Zustand in prismatischgrobblockige

Aggregate zerfallend, vereinzelt Wurzeln, schwach

sauer, karbonatfrei, scharf absetzend

D

Ab 60 om, Wettersteinkalk

Charakteristik: A—AEP—SE—D-Profil mit Tagwasserstau. Sesquioxyd- und

Kolloidanreicherung führt zur Ausbildung eines Staukörpers. Die

oberen Partien des Profiles sind stark humos. Organische Säuren

wirken reduzierend.

6.2. Dehydrogenaseaktivität der Eurendsinen

6.2.1. Protorendsina

Da der Humushorizont der Protorendsina nur geringe Mächtigkeit

aufweist und keine geschlossene Pflanzendecke besitzt, ist er

großen klimatischen Schwankungen ausgesetzt. Die auftretenden

Extremtemperaturen und die periodische Austrocknung verhindern

die Entwicklung der für die Mullbildung notwendigen Engerlingund

Regenwurmfauna (KÜHNELT 1950). Nach KUBIENA 1948, 1953

besteht der Humus der Protorendsina neben einem großen Anteil

an wenig zersetztem Pflanzenhäcksel aus Hornmilbenlosung, deren

165


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20 40 DA

cm

Abbildung 2 : Dehydrogenaseaktivität der Protorendsina in verschiedenen Tiefen.

Die angegebenen Werte sind aus dem Durchschnitt aller

untersuchten Protorendsinen gebildet.

Menge mit der Tiefe zunimmt. Dieser an Losung reichere Unterboden

weist eine höhere Dehydrogenaseaktivität auf als der obere

Horizont (Abb. 2). Die durchschnittliche Gesamtdehydrogenase beträgt

100.

6.2.2. Mullartige Rendsina

Hat die Protorendsina ein bestimmtes Entwicklungsstadium erreicht

und bietet sie Juliden, Glomeriden und Engerlingen ausreichende

Lebensbedingungen, so wird durch deren Fraßtätigkeit der

Rendsinamoder in mullartigen Rendsinamoder umgesetzt (KUBIENA

1948). Es werden Kalkhumate gebildet, zwischen deren Aggregaten

Kalzit- und Dolomitkörner eingebettet sind. Dem hohen Gehalt an

abbaubarer organischer Substanz entsprechen hohe Aktivitäten (vgl.

LENHARD 1957). Die Dehydrogenaseaktivität steigt mit zunehmender

Tiefe (Abb. 3). In Boden, die sich auf Schutt gebildet haben, geht

20 40 60 80 100 120 140 DA

A +A

10

00 0

20

A /C 1 1

30"

40-

cm Profil Nr. 13

Abbildung-3 : Dehydrogenaseaktivität des A-Horizontes einer mullartigen

Rendsina in verschiedenen Tiefen.

166


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120 KO 160 DA

cm Profil Nr. 20

Abbildung 4: Dehydrogenaseaktivität einer Tangelrendsina in verschiedenen

Tiefen.

der Humushorizont mit steigendem Grobanteil langsam in den

C-Horizont über, wobei die Dehydrogenaseaktivität in den unteren

Partien wieder abnimmt (Profil 12). Die durchschnittliche Gesamtdehydrogenase

der untersuchten Böden beträgt 3900.

6.2.3 Tangelrendsina

Entsprechend den verschiedenen Humusformen, die innerhalb

eines Tangelrendsinaprofiles auftreten, ist auch die Dehydrogenaseaktivität

in den einzelnen Horizonten sehr unterschiedlich (Abb. 4).

Während in der Streuschicht die durchschnittliche Aktivität 19 beträgt,

erreicht sie in der Tangelhumusschicht den Wert 45 und im

darunterliegenden mullartigen Rendsinamoder (oder Pechmoder)

167. Die durchschnittliche Gesamtdehydrogenase beträgt 2300.

Die im ArHorizont auftretenden hohen Aktivitäten sind offenbar

durch die mächtige Streu- und Tangelhumusschicht begünstigt,

die dem darunterliegenden Horizont Schutz gegen Austrocknung

und Extremtemperaturen bietet (vgl. JENNY 1930). Das trockene

Klima der Streu- und Tangelhumusschicht bedingt eine geringe biologische

Aktivität und verzögert den Abbau der anfallenden Streu.

Dementsprechend weisen Proben mit dem Gehalt an organischer

Substanz von 65 bis 90 °/o der Einwaage die niedrigsten Aktivitätswerte

auf; die höchsten Aktivitäten erreichen Proben mit 35 bis

50 % organischer Substanz.

Da im AQO- und A 0 -Horizont saure Humussole gebildet werden,

versauern die oberen Partien der Tangelrendsina. Durch die hohe

Wasserstoffionenkonzentration wird die biologische Aktivität und

damit auch die Dehydrogenaseaktivität stark beeinflußt: Mit zunehmender

Wasserstoffionenkonzentration sinkt die Dehydrogenaseaktivität

(siehe Tabelle im Anhang).

6.2.4. Pechrendsina

Trocknet der Boden auch während der heißen Jahreszeit nicht

aus, so entwickelt sich aus der Protorendsina und der mullartigen

167


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Rendsina die Pechrendsina. Der Pechmoder ist ausschließlich koprogen

und besitzt keine mineralischen Bestandteile [KUBIENA (1953)].

Seine Dehydrogenaseaktivität schwankt zwischen 100 und 210. Sie

nimmt in allen Pechrendsinen mit der Tiefe zu (Abb. 5). Die durchschnittliche

Gesamtdehydrogenase beträgt 4000.

Die Pechrendsina weist auch in den oberen Partien hohe

Dehydrogenaseaktivitäten auf, während die übrigen untersuchten

Rendsinavarietäten erst in tiefer liegenden Horizonten ähnlich hohe

Aktivitätswerte erreichen.

6.3. Eurendsinaentwicklung und Dehydrogenaseaktivität

Ausgehend von der Humusentwicklung faßt KUBIENA 1948 die

Rendsinen als Glieder einer Bodenentwicklungsserie auf dem Substrat

Kalk auf. Wie die Ergebnisse vorliegender Untersuchung zeigen,

steigt die Dehydrogenaseaktivität mit fortschreitender Bodenentwicklung.

Da die Humusform von der Bodenfauna geprägt wird, ist zu

erwarten, daß die biologische Aktivität und damit auch die Dehydrogenaseaktivität

von der Art des Kleintierbesatzes beeinflußt wird

(vgl. KOZLOV 1965). Diesbezügliche Untersuchungsergebnisse liegen

im Schrifttum noch nicht vor.

6.4. Dehydrogenaseaktivität der Pseudorendsina

Die Humusform der untersuchten Pseudorendsinaprofile war

stets mullartiger Rendsinamoder. In zwei Fällen war dieser Horizont

durch Rohhumus überlagert (Profil 46 und 49). Die Dehydrogenaseaktivität

steigt in den meisten Böden mit zunehmender Tiefe an

und sinkt dann in den unteren, rotbraun gefärbten Partien (AE- und

EC-Horizont) wieder ab. Die Werte für die Gesamtdehydrogenase

schwanken zwischen 687 und 4700. Die niedrigsten Werte weisen

die beiden Rohhumusvarietäten der mullartigen Pseudorendsina auf.

200 .DA

TO'

20'

30 ' Profil Nr. 59

cm

Abbildung 5: Dehydrogenaseaktivität einer Pechrendsina in verschiedenen

Tiefen.

168


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6.5. Dehydrogenaseaktivität der Terra fusca

6.5.1 Erdige Terra fusca

Da die Terra fusca nur auf den stark beweideten Plateaus

der Villacher Alpe vorkommt, liegt dieser Bodentyp lediglich in

degradierten, häufig gebleichten Formen mit Humushorizonten von

geringer Mächtigkeit vor. Die Humusform der untersuchten Terrafusca-Profile

ist mullartiger Moder. Nach KUBIENA 1953 stammen

die in ihm enthaltenen Losungsstücke von Glomeriden, Juliden und

Engerlingen. Regenwurmgänge, die diesen Boden meist horizontal

durchlaufen (vgl. KÜHNELT 1950), wurden selten vorgefunden.

Da die Humusdecke sehr dünnschichtig ist, konnten ihr in den

meisten Fällen nur zwei Proben entnommen werden, so daß der

Verlauf der Dehydrogenaseaktivität in den oberen Partien nicht

genau erfaßbar ist. Die höchsten Dehydrogenasezahlen werden im

Humushorizont erreicht (max. 50); sie sinken mit zunehmender Tiefe

und steigendem Anteil an Erosionssedimenten im E-Horizont ab.

Die durchschnittliche Gesamtdehydrogenase der erdigen Terra fusca

beträgt 358.

6.5.2. Molkenpodsolige Terra fusca

Der beträchtliche Gehalt an organischer Substanz und die ausgeglichenen

Wasserverhältnisse der molkenpodsoligen Terra fusca

bewirken eine hohe biologische Aktivität. Da dieser Bodentyp nur

im beweideten Gipfelgebiet der Villacher Alpe auftritt, wird die

Aktivität durch Dungansammlung in den Reliefdepressionen noch

gesteigert.

Die Dehydrogenaseaktivität ist bereits in den oberen Partien

des Profils sehr hoch. Die intensive biologische Abbautätigkeit läßt

die Ausbildung eines A O o + A 0 -Horizontes nicht zu. Die höchste

Dehydrogenaseaktivität wurde in den periperkolativ geprägten Horizonten

gemessen. Sie beträgt durchschnittlich 205. Im darunterliegenden

Staukörper treten meist niedrigere Aktivitäten auf. Die Gesamtdehydrogenase

der untersuchten Profile beträgt im Durchschnitt 3800.

Durch alkalische Rieselwässer wird die Bodenazidität während

der Entwicklung der erdigen Terra fusca zur molkenpodsoligen Terra

fusca vom sauren in den schwach sauren oder neutralen Bereich verschoben.

Da die Pufferkapazität des Substrates der Terra fusca gering

ist (ZAWORKA 1970), genügen kleine Mengen alkalischer Lösungen,

um das pH zu ändern.

Mit der Entwicklung der erdigen Terra fusca zur molkenpodsoligen

Varietät ist ein starker Anstieg der Gesamtdehydrogenase

verbunden. Die Ursache liegt einerseits darin, daß durch Illuvation

mineralisches und organisches Feinmaterial eingebracht wird und

andererseits durch Endoperkolation von Humuskolloiden der bio-

169


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logisch aktive Horizont auf die unteren Partien des Bodens ausgeweitet

wird.

6.6. Dehydrogenaseaktivität des Pseudogley

Da auf der Villacher Alpe Pseudogley lediglich an einer Stelle

auftritt und die geologischen Voraussetzungen kein weiteres Vorkommen

erwarten lassen, wurde nur ein Profil untersucht. Die

Dehydrogenaseaktivität erreicht im A^-Horizont ihre höchste Intensität

(128). Im Staukörper [(B)SC 2 -Horizont] konnte keine Aktivität

nachgewiesen werden.

7. Dehydrogenaseaktivität und Vegetation

Da die Entwicklung und jeweilige fazielle Ausbildung eines

Bodentyps von der Vegetation beeinflußt wird, ist zu erwarten,

daß auch Pflanzengesellschaften Unterschiede hinsichtlich der Dehydrogenaseaktivität

ihrer Böden aufweisen. Es wurden daher die

Böden einiger am Dobratsch weit verbreiteter Pflanzengemeinschaften

untersucht und deren Aktivitätswerte miteinander verglichen.

7.1. Alpine Rasengesellschaften

Die untersuchten Rasengesellschaften weisen den von ihnen besiedelten

Bodentypen (siehe Tabelle im Anhang) entsprechend unterschiedliche

Dehydrogenaseaktivitäten auf.

Das Caricetum firmae erträgt Standorte mit kurzfristiger

Schneebedeckung. Seine Böden sind meist Protorendsinen. Die Werte

für die Gesamtdehydrogenase sind sehr niedrig:

Profil 1: Gesamtdehydrogenase 60

Profil 4: Gesamtdehydrogenase 62

Profil 5: Gesamtdehydrogenase 48

Das Caricetum ferruginei besiedelt im Gebiet des Legföhrenbuschwaldes

Standorte langer Schneebedeckung. Der Einfluß der

Schneedeckenandauer auf die Vegetation wurde von FRIEDEL 1952

und 1961 beschrieben. Er sieht im Grad der Schneebedeckung den

entscheidenden Faktor für die Differenzierung der Vegetation im

Hochgebirge.

Am Nordhang des Zwölfers wurden in einer Dolinenrinne die

Ausaperungslinien und Vegetationsgrenzen kartographisch aufgenommen

(in ZAWORKA 1970). Es zeigte sich, daß die Gesellschaft mit der

längsten Schneedeckenandauer, ein Fragment des Caricetum ferruginei

carniolicum, die höchste Gesamtdehydrogenase aufwies (GD =

4840).

Im Bärental wurde der Boden eines weiteren Caricetum ferruginei

(Profil 60) untersucht. Seine Gesamtdehydrogenase beträgt 3345.

Das Nardetum strictae ist nach AICHINGER 1933 eine zooanthropogene

Assoziation. Da diese Gesellschaft azidiphil ist, beschränkt

170


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sich ihr Vorkommen auf die mit Terra fusca bedeckten Plateaus des

Gipfelgebietes. Aus dem Nardetum kann sich durch Überdüngung

der Faxrasen entwickeln (AICHINGER 1933). Er siedelt ausschließlich

auf den molkenpodsoligen Varietäten der Terra fusca, ist also in

Geländedepressionen des Plateaus zu finden.

Auf der Roßtratte wurden im Nardetum strictae vier Böden

(Profil 28, 29, 33, 34), im Bärental und auf der Nudeltratte je ein

Profil untersucht (Profil 36 bwz. 27).

Die Bodenproben aus dem Faxrasen stammen von der Roßtratte

(Profil 52, 53, 54, 55) und aus der Umgebung der Kaserinhütte

(Profil 56).

Es wurden für die Gesamtdehydrogenase folgende Werte ermittelt:

Nardetum:

Faxrasen:

Profil 27 297 Profil 52 3499

Profil 28 396 Profil 53 4868

Profil 29 238 Profil 54 4750

Profil 33 248 Profil 55 3066

Profil 34 256 Profil 56 3077

Profil 36 164

Aus den ermittelten Werten ist ersichtlich, daß mit der Entwicklung

des Nardetums zum Faxrasen ein starker Anstieg der Dehydrogenaseaktivität

verbunden ist.

7.2. Zwergstrauchheiden

Ermittelte Werte für die Gesamtdehydrogenase:

Dryadetum octopetalae:

Ericetum carneae:

Profil 2 105 Profil 20 1376

Profil 3 136 Profil 48 4660

Profil 6 150 Profil 37 3193

Profil 7 114 Profil 38 2136

Profil 63 769

Loiseleurietum procumbentis:

Globularietum cordifoliae:

Profil 26 401 Profil 8 150

Profil 30 319 Profil 9 100

Profil 31 384

Profil 32 330

Rhododendretum hirsuti: Rhodoreto-Vaccinietum :

Profil 14 3652 Profil 17 2325

Profil 25 2904 Profil 21 3442

Profil 39 2568 Profil 40 2647

Profil 41 3614 Profil 61 3990

Vaccinietum uliginosi:

Profil 35 908

171


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Diese Aufstellung zeigt, daß die Böden unter den Zwergstrauchheiden

sehr unterschiedliche Aktivitäten aufweisen.

Die niedrigsten Dehydrogenaseaktivitäten wurden in den Protorendsinen

des Dryadentum octopetalae und des Globularietum procumbentis

gemessen.

Das Loiseleurietum procumbentis besiedelt meist Terra fusca.

Da Loiseleuria Viehtritt nicht erträgt, bewächst sie im beweideten

Gebiet die Kuppen der Weidehöcker. In den Tälchen zwischen den

Weidehöckern breiten sich Nardeta aus.

Die Dehydrogenaseaktivität der vom Vieh nicht betretenen

Böden des Loiseleurietum ist etwas höher als die der Nardeta in den

Tälchen. Die durchschnittliche GD der Böden des Loiseleurietum

der Nudeltratte beträgt 358, während das Profil eines dazwischenliegenden

Nardetum-Bodens GD = 297 aufweist.

Große Unterschiede zeigen die Aktivitäten der Böden des

Ericetum carneae: die Gesamtdehydrogenasewerte liegen in den

untersuchten Profilen zwischen 769 und 4660. Die bearbeiteten Erica-

Bestände wurden nach AICHINGER 1956 b als folgende Entwicklungstypen

bestimmt:

Profil 20: Caricetum firmae * ERICETUM carneae

Profil 63: Dryadetum octopetalae * ERICETUM carneae

Profil 37: Pinetum mugi ^ ERICETUM carneae

Profil 38 und 48: Piceetum excelsae ^ ERICETUM carneae

Der Vergleich mit den Werten für die Gesamtdehydrogenase

zeigt, daß die höchsten Aktivitäten von den sekundären Ericeten,

die Verwüstungsstadien des Legföhrenbuschwaldes bzw. Fichtenwaldes

darstellen, erreicht werden (Profil 37, 38, 48).

Ein ähnliches Ergebnis bringt der Vergleich der Aktivitätswerte

des Rhododendretum hirsuti, das in folgenden Entwicklungstypen

(AICHINGER 1957 a) vorlag:

Profil 14: Laricetum deciduae ^ RHODODENDRETUM hirsuti

Profil 25 : Dryadetum octopetalae * RHODODENDRETUM

hirsuti

Profil 39: Rhodothamnetum chamaecisti v RHODODENDRETUM

hirsuti

Profil 41: Piceetum excelsae ^ RHODODENDRETUM hirsuti

Auch hier ist die Dehydrogenaseaktivität der sekundären Rhododendreten

größer als die der primären Entwicklungsstadien.

Im Vaccinietum uliginosi wurde ein Terra-fusca-Profil untersucht.

Seine Gesamtdehydrogenase (908) liegt weit über der des

umliegenden Nardetums mit GD =164 (Profil 36).

172


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7.3. Legföhrenbuschwald

Der Legföhrenbuschwald bewächst die mullartige Rendsina, die

Tangelrendsina, die Pechrendsina und die Pseudorendsina.

Das Pinetum mugi silicicolum kann auf allen diesen Bodentypen

gefunden werden, während das P. mugi calcicolum auf den Pechmodervarietäten

der Rendsina nicht vorkommt.

Ermittelte Werte für die Gesamtdehydrogenase:

Pinetum mugi calcicolum

Pinetum mugi silicicolum

Profil 13 4916 Profil 15 3741

Profil 18 1478 Profil 16 3040

Profil 22 1855 Profil 19 3457

Profil 23 1286 Profil 51 4304

Profil 24 2624 Profil 57 3519

Profil 58 4340

Das reifere Entwicklungsstadium des Legföhrenbuschwaldes, das

Pinetum mugi silicicolum (AICHINGER 1933), weist demnach höhere

Dehydrogenaseaktivitaten auf als der Legföhrenbuschwald mit basiphiler

Krautschicht. Die Aktivitätswerte des P. mugi calcicolum sind

im Durchschnitt niedriger als die der sekundären Zwergstrauchheiden,

die aus dem Legföhrenbuschwald hervorgegangen sind.

Der Legföhrenbuschwald der Südabdachung der Villacher Alpe hat sich

meist aus dem Ericetum carneae entwickelt. Diese Succession wurde an einem

Beispiel untersucht. Die bearbeitete Fläche liegt in der Brunnleite am Rande

einer Schuttrinne in 1750 m Seehöhe. Die Vegetationsentwicklung wird hier von

Silène vulgaris subsp. prostrata und Linaria alpina im Ruhschutt eingeleitet.

Die Spaliere von Dryas octopetala dringen teppichartig in die Rohbodenfläche

ein. Horste von Erica carnea treten in der Nähe der Rinne nur vereinzelt

auf, bilden jedoch in einiger Entfernung davon größere Flecken, in denen einzelne

Legföhrenbüsche stocken. Der geschlossene Legföhrenbuschwald beginnt erst 15 m

von der Rinne entfernt. An seinem Rande finden sich basiphile und neutrophile

Arten, wie Erica carnea, Rhododendron hirsutum, Ranunculus hybridus und

Laserpitium peucedanoides, während im Inneren des Bestandes azidiphile Arten,

wie Vaccinium myrtillus, Vaccinium vitis-idaea, Rhododendron jerrugineum und

Oxalis acetosella vermehrt auftreten. Nach AICHINGER 1933 stellt dieser Legföhrenbuschwald

nicht den Vegetationsklimax der Brunnleite dar, sondern ist

das Stadium einer Succession, die nach ehemals erfolgtem Kahlschlag und Beweidung

zu einem Fichtenwald führt.

Die Werte für die Gesamtdehydrogenase werden in Richtung

der Succession höher:

Dryadetum octopetalae GD = 136, Ericetum carneae GD =

589, Pinetum mugi calcicolum GD = 2624, Pinetum mugi silicicolum

GD = 3457.

7.4. Lärchenwald

Die Krautschicht des bodenbasischen Lärchenwaldes weist eine

ähnliche Artenzusammensetzung auf wie das Rhododendretum

hirsuti, aus dem er sich entwickelt hat. Der bodensaure Lärchenwald

173


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hat sich aus dem Pinetum mugi silicicolum abgeleitet. Die Artenzusammensetzung

seiner Krautschicht entspricht etwa der des Rhodoreto-Vaccinietum.

Meßergebnisse (GD):

Bodenbasischer Lärchenwald GD = 3652 (Profil 14)

Bodensaurer Lärchenwald GD = 4700 (Profil 43)

Die Gesamtdehydrogenase des untersuchten bodensauren Lärchenwaldes

ist nach diesem Ergebnis höher als die des bodenbasischen.

Da nur zwei Profile untersucht wurden, sind die Ergebnisse nicht

allgemein gültig. Es ist jedoch wahrscheinlich, daß die Dehydrogenaseaktivität

der bodensauren Lärchenwälder der des Pinetum mugi

silicicolum entspricht und die bodenbasischen Lärchenwälder dem

Rhododendretum hirsuti ähnliche Aktivitäten aufweisen.

7.5. Fichtenwald

Die Fichtenwaldböden des Gipfelgebietes der Villacher Alpe

sind mullartige Rendsinen und Pseudorendsinen. Es wurden die

wichtigsten Ausbildungsformen des Fichtenwaldes getrennt untersucht

(Vegetationsaufnahmen siehe bei ZAWORKA 1970).

Hohe Dehydrogenaseaktivitäten weist der kräuterreiche Fichtenwald

auf:

Profil 11 4964

Profil 62 4435

Ähnlich hohe Aktivitäten wurden für den hochstaudenreichen

Fichtenwald ermittelt:

Profil 12 4108

Profil 42 5132

Der heidelbeerreiche Fichtenwald ist nach AICHINGER 1933 das

Reifestadium des Fichtenwaldes. Im bearbeiteten Gebiet kommen

jedoch nur stark weidedegradierte Formen vor, in deren Krautschicht

Vaccinium myrtillus und Vaccinium vitis idaea vorherrschen.

Die Gesamtdehydrogenase ist gering:

Profil 45 1218

Profil 46 687

Ebenfalls durch übermäßige Waldweide geprägt ist der aposerisreiche

Fichtenwald. Aposeris foetida, Oxalis acetosella, Euphorbia

amygdaloides und Mycelis muralis sind die häufigsten Arten der

Krautschicht.

174

Auch hier erwies sich die GD als niedrig:

Profil 44 1121

Profil 49 980


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PROGRESSIVE SUCCESSION

Abbildung 6

REGRESSIVE

SUCCESSION

Veränderung der Gesamtdehydrogenase innerhalb einer progressiven

und einer regressiven Succession (schematische Darstellung).

7.6. Dehydrogenaseaktivität und Vegetationsentwicklung

Die Untersuchungsergebnisse zeigen, daß die Gesamtdehydrogenase

innerhalb eine Succession in Richtung der höher entwickelten

Assoziationen ansteigt und im Boden der Klimaxgesellschaft ihr

Maximum erreicht (Abb. 6). Nach Kahlschlag und nachfolgender

Beweidung wird die Dehydrogenaseaktivität erhöht, um dann bei

fortschreitender Degradierung wieder rasch abzusinken. So ist es

erklärlich, daß Böden sekundärer Gesellschaften meist eine höhere

Gesamtdehydrogenase aufweisen als unter entsprechenden primären

Vegetationseinheiten.

8. Saccharaseaktivität

Nach HOFMANN & HOFFMANN 1955 sollen folgende Bodeneigenschaften und

Faktoren den Enzymgehalt eines Bodens beeinflussen:

1. die Bodenart,

2. der Humusgehalt,

3. der Kalkgehalt bzw. der Reaktionszustand,

4. die Art der Bebauung, die Bearbeitung und die Vegetation,

5. die Nährstoffversorgung bzw. Düngung.

JAGNOW 1958 führt den unterschiedlichen Enzymgehalt der Böden auf die

Bodenart zurück: Die schweren Böden mit mehr absorbierenden Bestandteilen

zeigen höchste Aktivitäten. BERGER-LANDEFELDT 1965 hingegen konnte in humus-

175


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reichen Horizonten die höchsten Saccharasewerte messen. HOFMANN & KESSEBA

1962 fanden keinen Zusammenhang zwischen Humusgehalt und Saccharaseaktivität.

MALICKY-SCHLATTE & MALICKY 1967 führen den unterschiedlichen Enzymgehalt

der Böden auf den verschiedenen Bewuchs und die Art der Bearbeitung zurück,

während die Untersuchungen JAGNOWS 1958 keine Abhängigkeit des Saccharasegehaltes

von der Vegetation aufzeigen.

In vorliegender Arbeit wurde die Saccharaseaktivität von

Proben aus 26 Böden der vorhandenen Bodentypen bestimmt.

Die Rendsinen erreichen in ihren oberen Horizonten (A oo + A o -

Horizont) die höchsten Aktivitäten. Wie die Ergebnisse der Dehydrogenaseuntersuchungen

zeigen, ist der Mikroorganismenbesatz in

diesen Profilbereichen verhältnismäßig gering. Er wird erst im Ai-

Horizont mit zunehmender Tiefe größer. Es ist daher anzunehmen,

daß die im Aoo- und Ao-Horizont aktive Saccharase zum großen

Teil aus pflanzlichem Detritus stammt. An Böden auf Erosionssedimenten

und Erosionssedimentresten wurden die höchsten Aktivitätswerte

in Proben aus dem AE-Mischhorizont gemessen. Die molkenpodsolige

Terra fusca weist im gesamten Profil gleichmäßig

hohe Werte auf. Die höchste Aktivität wurde im Staukörper (ASE-

Horizont) festgestellt. Die untersuchten ökologischen Einzelfaktoren

(Wasserstoffionenkonzentration, Karbonatgehalt, Gehalt an organischer

Substanz) üben nach vorliegenden Ergebnissen keinen Einfluß

auf die Saccharaseaktivität der Böden aus (vgl. Tabelle im Anhang).

9. Zusammenfassung

1. Aus bestimmten Bodentypen und Pflanzengemeinschaften

wurden Bodenproben entnommen und ihre Dehydrogenase- und

Saccharaseaktivität bestimmt.

2. Bei der Auswertung der Ergebnisse wurden die Tiefe der

belebten Bodenschicht berücksichtigt und ihre Gesamtdehydrogenase

berechnet.

3. Die Gesamtdehydrogenase der Rendsinen steigt mit fortschreitender

Humusentwicklung. Die molkenpodsolige Terra fusca

weist eine etwa zehnmal höhere Gesamtdehydrogenase auf als die

erdige Terra fusca, aus der sie sich entwickelt hat.

4. Der Vergleich der Dehydrogenaseaktivitäten verschiedener

Pflanzengemeinschaften zeigt, daß die Gesamtdehydrogenase innerhalb

einer Succession in Richtung der höher entwickelten Assoziationen

ansteigt und im Boden der Klimaxgesellschaft ihr Maximum

erreicht. Kahlschlag und nachfolgende Beweidung bewirken eine

Steigerung der Dehydrogenaseaktivität. Sie sinkt bei fortschreitender

Degradierung rasch ab. Sekundäre Assoziationen weisen demnach

höhere Gesamtdehydrogenasewerte auf als vergleichbare primäre

Gesellschaften.

176


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5. Beim Vergleich der Saccharaseaktivitäten konnten keine

gerichteten Unterschiede festgestellt werden. Die Aktivität scheint

von der Menge des vorhandenen sorptionsfähigen Substrates abhängig

zu sein.

LITERATUR

AICHINGER, E. (1933): Vegetationskunde der Karawanken. — Pflanzensoz. 2. Jena.

— (1952 a): Die Rotbuchenwälder als Waldentwicklungstypen. — In: AICHINGER,

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Heiden (Ericetum carneae). — In: AICHINGER, E., Angewandte Pflanzensoz. 12.

— (1957 a): Die Zwergstrauchheiden als Vegetationsentwicklungstypen. — In:

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178


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SA = Saccharaseaktivttät, DA = Dehydrogenaseaktivität, GD = Gesamtdehydrogenase

Nr. Tiefe Horizont

cm

organ.

Subst.

CaCO, pH SA DA .GD Vegetation Ort

Protprendsina

1 0-2

A oo +A 61

o

°' 2 7 ' 2 1 ' 90 8 Carex firma- Bärental

Horst

2-4 A 1 C 1 17 " 21,1 7,5 0,65 22 60

2 0-5 A QO +A O + 12 16,4 7,0 1,20 21 105 Dryas octo- Bärental

» /n petala-Spalier

A 1 /0 1

3 0-2

A oo +A o

52 1 » 2 7 ' 5 1,50 11 Dryadetum Brunnleite

2-5 A.j+A^ 8 13,7 7,8 0,60 28

5-12

A i2 5 32^0 7^8 0^40 6 Y5G

4 0-2

A oo +A 71

o

1 » 8 7 '°

1 ' 80 9 Carex firma- Brunnleite

2-4 A^C 22 9,5 7,6 1,20 22 62 Horst

5 0-2

A oo +A 67

o

2 7>0

6

'4

~

2-4 A^ 13 15,6 7,5 - 18 48

6 0-2

A oo +A 57

o

2 ' 4 6 ' 9 11

"

2-6 A 1 18 6,8 7,4 - 32 150

Carex firma-

Horst

Dryadetum

Brunnleite

Höhenrain

7 0-2 A Q 58 3,2 6,8 - 15 Dryas octo Bärental

2-5 A 1 21 14,1 7,7 - 28 114 petala-Spalier

8 0-5

A oo +A o + 17 12 7 ' 2 - 30 150 Globularia Höhenrain

^ Q

cordifolia

A +A

9 0-2 oo o 44 0,8 7,0 - 5 Globularia Höhenrain

2-5 A.,0 5 16,9 7,5 - 30 100 cordifolia

10 0-20 C. Silène alpina Brunnleite

20-40 AC 1 31 32 8,2 - 31

40-60 C 2 240

Mullartige Rendsina , Kräuterei- Kessel-

11 3-10 A 75 0,0 5,8 2,60 120 j£« p^hten- lahner

10-14 A 62 0,4 6,2 2,80 132

14-36 A 54 1,5 6,4 1,20 118

36-46 AC 31 21 6,9 1,00 100 4964

12 2-8 A +A 78 0,0 5,9 - 102 hochstauden Weg zur

Q ic » ce n £ £ 1 io« reicher Pich- Scharte, nord-

8 " 15 A 1

66

°' 6 6 ' 1 - 128 tenwald östl.der Drasch-

15-25 A 1 62 0,6 6,5 - HO wände

25-35 A.JÛ 14 1,2 6,8 - 120 4108

13 2-10

A

oo + A o

6 9 0,0 5,5 3,20 112 Pinetum mugi Brunnleite

10-20 A 1 C 1 54 0,2 5,9 2,80 128 calcicolum

20-30 A 1 C 1 48 0,4 6,4 2,55 134

30-40 A 1 C 1 20 2,2 7,0 1,90 140 4916

14 2-10 A +A 81 0,0 6,8 2,10 104 Rho.dodend.re turn

10-30 A° 54 0,6 7,0 1,20 141 3652 hirsuti Alpenlahner

15 3-7 A 1 42 0,0 6,3 1,95 179 Pinetum mugi Kessellahner

7-14 A 1 35 0,8 6,5- 0,75 119 silicicolum

14-30 A 1 14 2,8 6,8 0,60 137 3741

16 0-3 A 77 10 5,2 - 25 Pinetum mugi Kessellahner

3-9 A° +Ai 71 13 5,5 - 39 silicicolum

9-30 A 1 22 15 6,3 - 111

30-40 A.,0 12 26 7,1 - 40 3040

Tangelrendsina

17 3-7 A 85 0,0 4,8 3,1018 Rhododendron Bärental

7-14 A°° 78 4 4,9 -2,70 78 ferruginea*

14-25 A 1 49 11 6,4 1,95 180 2325

18 4-7 A 84 0,0 5,2 2,00 20 Pinetum mugi Bärental

7-15 A°° 61 0,4 5,4 0,80 31 cacicolum

15-20 A 1 42 15 6,7 0,65 234 1478

19 3-8 A 89 0,0 4,8 - 19 Pinetum mugi Brunnleite

8-20 A°° 71 0,0 4,8 - 26 silicicolum

20-30 A o +A 1 68 0,5 5,8 - 79

30-40 A 1 50 1,6 6,3 - 180

40-60 A 1 C 1 20 25 7,0 - 23 3457

20 2-10 A +A 79 2,4 4,2 1,85 22 Ericetum Brunnleite

10-15 A°° ° 62 3,6 4,7 0,65 68 carneae

15-20 A 1 38 21 6,6 0,60 172 1376

21 4-10 A 77 0,0 5,2 - 1 6 Rhododendron Bärental

10-20 A° 68 0,0 5,4 - 34 ferrugineum

20-30 A 1 54 4,2 5,9 - 105

30-42 A 1 48 11 6,3 - 163 3442

22 5-10 A +A 75 0,4 5,3 2,20 15 Pinetum mugi Bärental

10-20 A°° ° 72 6,3 6,4 1,90 70 calcicolum rechts

20-30 A 1 62 19 7,1 1,90 108 1855

23 2-4 A Q0 84 6,7 5,4 - 148 Pinetum mugi Bärental

4_7 A O 77 8,5 6,2 - 134 calcicolum rechts

7-14 A.,C 23 24 7,4 - 84 1286

24 3-9 A QO 72 0,0 4,8 - 19 Pinetum mugi Brunnleite

9-19 A o 65 4,2 4,8 - 48 calcicolum

19-30 A 1 42 13 6,2 - 130

30-40 A.,C 18 22 6,9 - 18 2624

25 0-4 A Qo 67 0,0 5,0 - 21 Rhododendretum

4-20 A o +A 1 38 12 6,7 - 95 hirsuti Brunnleite

20-30 A 1 30 24 7,5 - 130. 2904

Terra fusca

A

26 0-6

+A 0 i 37 0,0 5,1 41 Loiseleuria Nudeltratte

6-10 A.,E 28 0,0 5,3 - 25 procumbens

10-15 E 5 0,0 5,5 - 11

15-20 E 4 0,0 5,5 - " 0

20 = 25___E 0 0^0 5 L 6 z 0 401

27 0-3

A oo +A 41

o

°'°

5 32

'° "

3-8 A.,E 15 0,0 5,2 - 21

28 0-4

8-14 E' 2 0,0 5,3 - 10

14-20 E 2 0^2 5j.7 = 6 297

A

oo

+A

o

22

4-8 A^ 12 0,0 4,9 - 34

8-13 E 5 0,0 5,1 16

13-18 E 5 0,0 5,1 - 8

18-25 E 4 0,0 5,4 - 0

Nardetum

Nudeltratte

°»° 4,9 35 Nardetum Roßtratte

25 = 3O___E 4 2 2.2 5^5 = 0 396

29 3-5 AE 19 0,0 5,0 - 40 Nardetum Roßtratte

5-7 AE 12 0,0 5,4 - 35

7-10 E 7 0,0 5,4 - 16

1Q = 1i___E 2 Q x 0 5^7 z 12 23§

30 3-8 A 21 0,0 4,8 - 35 Loiseleuria Nudeltratte

8-12 AE + E 17 0,0 4,9 - 21 procumbens

12-15 E 11 0,0 4,9 - 14

15 r l§____E __6__ 0 z 2„ 5 A 3 = 6 319 „___.

31 0-4 A +A +A 1 35 0,0 5,1 42 Loiseleuria Nudeltratte

4-8 A°E ° 22 0,0 5,4 - 28 procumbens

8-12 AE+E 16 0,0 5,4 - 17

12-14 E 4 0,0 5,6 - 8

H : l§ E 4 0 r 0 5^6 z 5____3§4

32 0-4 A +A +A 1 28 0,0 4,9 2,30 38 Loiseleuria Nudeltratte

4-8 A°E ° 21 0,0 5,0 2,45 22 procumbens

8-12 A^+E 8 0,0 5,2 1,95 18

12 Z H E 2 0^0 5 i ,6___l i 2O 9 330

33 0-2 A +A. 19 0,0 5,0 - 38 Nardetum Grassachkopf

2-5 A°E 12 0,0 5,4 - 24 Roßtratte

5-9 E 5 0,0 5,5 - 1 3

9-12___E _1 0^0 5i5 = 6 248

34 0-3 A 27 0,0 4,9 1,35 42 Nardetum Roßtratte

3-4,5 AE 16 0,0 5,0 2,40 24

4,5-7 E 7 0,0 5,2 3,20 15

7-14 E 2 0,0 5,6 2,90 8

eine_£robe aus 20 cm_ 5^7 256

35 1-4 A 29 0,0 4,9 1,20 50 Vaccinetum Bärsntal

4-15 AE 11 0,0 5,0 2,60 58 uliginosi

15 = 3O___E 2 2i2 5 i 3___l i 00___8 908

36 0-1,5 A +A 62 0,0 4,4 1,00 6 Nardetum Bärental

00 0


Pseudorendsina

37 1-7 ©Naturwissenschaftlicher A 61 Verein 0,2 für Kärnten, 5,2 Austria, 1,70 119 download unter www.biologiezentrum.at

Erica carnea Weg vom Zwölfer

7-18 AE 19 1,0 6,8 2,40 212

+ D^ne ins Bärental

striata

1§_25 EC 8 8^4 7 A O li§5__21 3193

38 2-9- A 45 0,0 5,4 1,20 102 Erica carnea Höhenrain

9-15 AE 14 0,5 5,9 1,95 192

15-30 AEC Ig 12^3 7j.l __22__1§ £136

+

striata

39 3-8 A 39 0,2 4,9 1,90 100 Rhododendron Draschwände

8-12 A+AE 12 0,8 5,8 2,05 160 hirsutum

12-26 AE+EC 6 9,8 7,2 1,70 102 2568

40 2-5

A oo +A 76

o

°»° 4' 9 1 ' 90 64 Rhododendron Höhenrain

5-15 A 1 51 0,0 5,6 2,35 115 ferrugineum Nordabhang

15-20 A.,E 22 0,4 5,9 3,00 180

20-25 EÇ 9 11 _____________! 2647

41 3-10 A 42 1,2 5,2 - 102 Rhododendron Höhenrain

10-20 A+AE 15 0,8 5,7 - 182 hirsutum

2O_3O AE+EC 6 l§ 6 A 8 ___12___ __14

A

42 4-10 oo +A o 68 0,0 4,7 - 92 hochstauden- Schartensteig

reicher Fich-

10-20 A 1 45 0,0 5,2 - 104 tenwald

20-30 A.,E 22 0,0 6,0 - 192

30-45 A^+EC 11 4,8 7,2 - 108 5132

—————————————————————————————————————————————————————————————————————_—_—__________________«._ —^

43 3-8 A Q 61 0,0 4,7 - 104 Lärchenwald Nördl.

mit Rhodoreto- Höhenrain

8-18 A 1 42 0,0 5,4 - 109 Vaccinietum

18-25 A 1 42 0,6 5,4 - 202

25-31 A.,E 18 0,5 6,5 - 142

31_4O EÇ 7 U 7 A 0 - 9| 4700

44 2-4

A oo +A o -*5 °'° ^»1 - 46 Aposerisrei- Marienstein

4-10 A 1 50 0,0 5,3 - 54 £|JJJ Fichten-

10-25 A.,E 18 0,0 6,6 - 36

25__O___EC 9 1_§__._Z_1 z 11 _l_i

45 1-2

A oo +A 71

5>0

44

o

°'°

"

Vacciniumrei- .Zwischen Na-

2_ 6 A ÇA 0 0 ^ 0 f^fl eher- Pichten- rienstein und

1 b

1 ^

U ' U ^' ü 5Ö

"

wald

Roter Wand

6-20 A.,E 13 0,4 5,9 - 32

_2r_2_____ 12 __1 §_§ ____12 1_1_

46 68

o

29

2-4

4_ 10

oo

Ai 49

°'°

0,0

'

5,2

"

- 19

Vacciniumreicher

Pich-

Nördl.der

Roten Wand

i

tenwald

10-15 A.jE 19 0,0 6,0 - 31

1_I______1_Ì__ 12 i__ Z__ ____!_ 687

47 1-3

A oo +A o

62

°'°

5 ' 9 - 88 Poa alpina Roßtratte

3_7 A, 48 0,0 6,1 - 83 Potentina neben Almweg

1 ereeta P.aurea

7-27 A 2 EC 1 20 0,0 6,9 - 42 Homogyne dis-

27-60 A.EC.+EC, 19 9,3 7,1 - 8 1612 color Geummon-

1

2 1

'

tanum Leontodon

hispidus Salix

retusa

48 1-6 A Q 49 0,0 7,5 - 212 Erica carnea- Höhenrain

6-12 A 1 40 0,0 6,9 - 217 Horst

12-30 A.,E 22 0,0 6,2 - 111

30-45 A^+EC 17 5,1 5,5 - 20 4660

49 1-2 A Q 55 0,0 5,2 - 44 Oxalisre icher. Zwischen

2-5 A.E 16 0,0 5,3 - 67 Fichtenwald Roter Wand

1 >>,->. u.Quarzgrübel

5-11 A^+E 10 0,0 5,6 - 75

11__2 _ 2_2 __i ______ 980

50 1-2 A Q 60 1,2 5,3 - 84 Nardus strieta Zehnermulde

o - A AT O Ç C - J - i-r Poa annua, P. alpina

2 " 7 A 47

1

2 ' 5 5 ' 3 - 176 Homogyne discolor

7-30 A^+E 30 16 6,7 - 110 3494 Scabiosa lucida

Helianthemum grandiflorum

Salix retusa

51 3-6 A o 67 0,0 5,5 - 64 Pinetum mugi Bärentalboden

6-12 A 1 28 0,5 6,0 - 83 silicicolum

12-14 A 1 25 0,5 6,7 - 207

14-30 A.jE 12 0,3 6,7 - 200

30-42 EÇ 9 8 A 7 5_2 z 25 4304

Molkenpodsolige Terra, fusca

52 2-10 A Q +A 1 68 0,0 5,1 2,85 148 Faxrasen Roßtratte

10-15 A.,PE 30 0,0 5,1 3,00 205

15-20 ASE 5 0,0 5,2 3,05 92

20-25 E 4 0,0 5,2 2,90 4.8

25_45 E 2 0 ± 0 _.____2_55 11 3499

53 2-8

A +A 0 i ^5 0,0 6,0 2,55 132 Faxrasen Roßtratte

8-15 A.J+A.JPE 28 0,0 6,0 2,60 198

15-30 ASE 16 0,0 6,5 3,00 60

30-40 E 7 2^6 __7___2 A 90 29___§68

54 0-10 A Q +A 1 59 0,0 6,2 2,55 129 Faxrasen Roßtratte

10-20 A^A^E 37 0,0 6,2 2,60 171

20-30 ASE 11 0,0 5,9 2,60 145

_2-4O___E 3 5j,2 __7___£_2O 3O__475_O

55 0-3 A Q 61 0,0 -5,-5 - 115 Faxrasen + Zehnermulde

Rumex alpina

3-10 APE 54 0,0 5,9 - 241

10-16 ASE 32 0,0 6,2 - 28

1§-3O___E 9 0 i 0 5^6 - 12__3O66

56 4-10 A 49 0,0 7,1 - 147 Faxrasen Kaserin

10-15 AEP 35 0,0 7,0 - 212

15-20 ASE 20 0,0 6,7 - 151

_2z_2 1 2_2 __1 z 12 3077

Pechrendsina

57 0-4

A O +A 1

72

°»° 4» 1 1 ' 95 91 Pinetum mugi Kessellahner

4-9 /A 1 51 0,0 4,5 0,7Q 115 silicicolum

9-14 A 2 42 0,0 6,4 0,60 131

14-25 A 2 C 16 30 7,0 0,60 175 3519

58 0-3

A oo +A o

68

°'°

4 ' 9 1 ' 75 80 Pinetum mugi Brunnlahner

3-6 A o +A 1 54 0,0 4,9 1,00 134 silicicolum 1900m

6-20 A 1 42 0,0 6,6 0,85 142

20-30 A 2 C 20 22 7,0 0,65 171 4340

59 0-1

A +A 0 i 70 0,0 4,2 - 20 Caricetum Noraabhang

1-3 A 1 56 0,0 4,4 - 140 ferruginei des Zwölfers

3-10 A 2 31 2,6 6,9 - 198

10-25 A 2 C 9 25 6,9 - 210 4836

60 0-4

A +A O 1 65 0,0 5,1 - 110 Carex Bärental

4-11 A 2 41 0,0 6,4 - 135 ferruginea

11-25 A 2 C 17 H 7,1 - 140 3345

61 0-5 A Q 81 0,0 4,3 - 80 Rhodod.endretum Wordabhang des

5-15 A 1 48 0,0 5,0 - 122 ferruginei Zwölfers

15-25 A 2 40 0,0 5,8 - 152

25-30 A 2 C 20 31 6,7 - 170 3990

Pseudogley

62 0-3

A oo +A o

81 5 ' 5 6 ' 9 1 ' 95 11 Fichtenwald Touristensteig,

3-18 *, 56 5,4 7,3 2,00 128 SAf

18-36 A 2 EC 1 45 13 7,7 2,45 102

36-70 (B)PC 2 5 0,2 7,5 3,05 19

70-90 (B)SC 2 1 2,5 7,5 0,65 0 4435

Ubergangsbildung zwischen mullartiger Rendsina und Tangelrendsina

63 0-3 A +A 61 1,4 5,4 - 12 Ericetum carneae Brunnleite

3-5 A 1 23 13 6,3 - 34

5-10 A 1 11 29 6,9 - 97

10-20 A.,C 9 41 7,0 - 18 769


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Carinthia II 162.782. Jahrgang S. 179—191 Klagënfurt 1972

Verzeichnis von in Kärnten vorkommenden

Hygrophoreen

Von Franz SPERDIN

Mit Stand 1971 kann nunmehr auch über die Familie der

„Wachsblättler" ein Überblick geboten werden. Bei der Zusammenstellung

diente die Kleine Kryptogamenflora, Band II, b 2, von

M. MOSER als Vorlage. Bei den noch in der Kartei fehlenden Arten

sind die wichtigsten Merkmale in Kurzform angegeben, dies als

Behelf zum Auffinden gedacht. Alle Angaben von Seitenzahlen, Nummern

der Gattungen und Arten, wie auch Figurennummern, beziehen

sich auf oben erwähntes Werk.

In diese Pilzfamilie gehören alle weißsporigen Pilze mit dicklichen

Lamellen, welche ganzrandige Schneide haben und ± entfernt

stehen; die Lamellen laufen am Stiel herab oder sind auch fast frei,

nicht gegabelt, nicht zäh; die Fruchtkörper wachsen nicht auf Holz

und nicht auf faulenden Pilzfruchtkörpern (anderer Arten). Das

weiße Sporenpulver ist nicht (oder nur ganz ausnahmsweise) amyloid.

Die Sporen sind glatt und ellipsoidisch.

Anmerkung: Andere Pilze mit dicklichen Lamellen und weißem Sporenpulver

suche man bei: Laccarla — Bläulinge — falls Fruchtkörper fleischrötlich bis

orangebraun oder violettlich, mit gegabelten Lamellen und dicklich (Seite 74);

Cantharellula (Seite 105); Pseudoclitocybe — Gabeltrichterlinge (Seite 106);

Leptoglossum — Adermooslinge (Seite 104); Geopetalttm — Kohlenleistling

(Seite 56).

Die rund 100 Arten der Hygrophoraceae Roze, nach Moser VI. Familie, sind

in fünf Gattungen unterteilt. Bei den zwei artenreichsten Gattungen wurde zum

Zwecke einer leichteren Bestimmung eine weitere Unterteilung nach Sektionen

vorgenommen.

Als einer der ersten Fachleute hat sich in Kärnten Dr. Julius

TOBISCH, Rosegg (1859—1942), mit der Erforschung der heimi-

12* 179


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sehen Pilzflora befaßt und die von ihm aufgefundenen und bestimmten

Arten in der österr. Bot. Zeitschrift beschrieben (= T).

Nicht unerwähnt soll bleiben, daß der große Botaniker

Fr. X. von WULFEN (1728—1805) sich u. a. auch mit Pilzen befaßte,

sogar als Autor zweier Arten (Nr. 152 und 176 des eingangs zitierten

Bestimmungsbuches) aufscheint. Ob diese beiden Arten ursprünglich

in Kärnten aufgefunden und beschrieben worden sind, ist jedoch

nicht bekannt.

Unser leider allzufrüh verstorbener Pilzfreund Ing. Botho

WEGHOFER hat viele Jahre hindurch — bereits vor der Gründung

der Fachgruppe für Pilzkunde — exakt Pilze bestimmt und in seiner

Kartei registriert, die von ihm erfaßten Hygrophoreen-Arten sind

recht zahlreich (= W).

Seit 1963 kam alljährlich Herr Univ.-Prof. Dr. Meinhard

MOSER, Innsbruck, nach Kärnten und führte hier die allerersten

Exkursionen durch; er war auch bei der 2. Mykologischen Dreiländertagung

in Klagenfurt zugegen und kam in den darauffolgenden Jahren

mehrmals mit auswärtigen Fachleuten nach Kärnten, um Studien

zu betreiben. Diese Ergebnisse, einschließlich der Angaben aus der

Tagung 1965/IX (Fundliste) sowie anderer Aufzeichnungen 1963 bis

1969, sind mit M bezeichnet.

Ferner stellte Herr Univ.-Prof. Dr. Horst ENGEL, Hamburg,

welcher etliche Jahre hindurch das Bodental als Forschungsgebiet

aufsuchte, eine sehr umfangreiche Fundliste zur Verfügung, wofür

wir ihm zu aufrichtigem Dank verpflichtet sind, nicht zuletzt deshalb,

weil einige als selten zu beurteilende Arten vorliegende Zusammenstellung

ergänzen (= E).

Schließlich konnten auch vom Verfasser im Verlaufe der letzten

15 Jahre einige Arten aufgefunden und bestimmt werden (= Sp).

Fragliche Arten wurden des öfteren auswärtigen Fachleuten zur

Kontrolle eingesandt. Herzlichst sei an dieser Stelle u. a. Frau

Dr. M. Th. PERINGER, Wien XVI, gedankt, die so manche Diagnose

abklären konnte. Dank gebührt aber auch allen anderen Mykologen

und Freunden von auswärts, die mitgeholfen haben, unsere Liste zu

vervollkommnen. Wenn von Dr. TOBISCH seinerzeit 22 in diese

Familie gehörende Arten registriert worden sind, beweist das jetzt

rund 70 Arten umfassende Verzeichnis, daß man in den letzten

Jahren eifrig bei der Sache war und unser Lebensraum großen Pilzreichtum

aufzuweisen hat.

Es ist zu hoffen, daß im Verlaufe der kommenden Jahre noch

weitere Arten dem Verzeichnis hinzugefügt werden sowie seltenere

Hygrophoreen — siehe Fundstellenangaben — wiedergefunden werden

können.

180


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Exsikkate wurden keine aufbewahrt, weil bisher keine Möglichkeit

bestand, die hiefür erforderlichen Räumlichkeiten einzurichten.

Möge also dieses noch unvollständige Verzeichnis besonders

auswärtigen Fachleuten Aufschluß über Vorhandenes und Anreiz

zu weiterer Forschungsarbeit geben!

(24.)

Gattung: HYGROP HORU S FRIES. — Schnecklinge

Stiel schmierig oder flockig-schuppig, kleiig (selten nur rein

faserig) oder wenn Hut rein grau oder braun und Stiel kahl, dann

Hut 5—10 cm breit. Lamellentrama bilateral (Fig. 420, 424,

425). (Nach MOSER Arten Nr. 113—150, S. 56—61, in drei Sektionen

unterteilt.)

Sektion A: Weiße bis ockerliche

Arten:

113 Hygrophorus chrysodon (BATSCH) FRIES. — Goldzahnschneckling

T, W, M, E, Sp

H. spodoleucHs Mos. (ined.) ( = H. melizeus ss. FAVRE non FR.)

(Noch nicht aufgefunden)

Hut creme-gelblich, sehr bald eigenartig graulich. Rand fast weiß, Scheitel

bisweilen ockerbraun, Rand jung gekerbt-gezähnelt. 2—7 cm. Lamellen von

Jugend an eigenartig graubraun. Stiel 3—5 cm/5—10 mm, fast auf ganzer

Länge stark mehlig-kleiig. Fleisch graulich bis graubraun. Nadelwald bei

Fichten.

H. karstenii SACC. & CUB. (= H. bicolor KARST. = vaticanus

HEIM & BECKER)

(Noch nicht aufgefunden)

Hut und Stiel zumindest in der Jugend ± rein weiß, nie mit graulichen

Tönen. Lamellen satt aprikosen-ockerfarben. Hut und Stiel weiß, alt ockerlich.

Hut 2—7,5 cm, gewölbt bis niedergedrückt. Besonders Nadelwald mit Vacc.

myrtillus, selten auch Buchenwald.

116 H. penarius FRIES — Trockener Schneckling

W, M, Sp

H. barbatulus BECKER

(Noch ungeklärte Art)

Unter Eichen auf saurem Boden. Hut mit feinen weißen angedrückten

Schuppen bedeckt.

118 H. piceae KÜHNER — Fichtenschneckling

W, E

H. ponderatus BRITZELMAYER

(Noch ungenügend geklärte Art)

Große Fruchtkörper bei Laubb.

120 H. eburneus (BULL, ex FR.) FR. — Elfenbeinschneckling

T, W, M, E, Sp

Häufig.

181


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121 H. gliocyclus FR. (= ligatus FR.?) — Schleimigberingter Sehn.

T, W, M, E

122 H. melizeus FRIES (= hedrychii VEL. = falvodiscus FROST SS.

auet. europ.?) — Birkenschneckling

W

Geruch bisweilen nach Weidenraupen, bei Birken.

123 H. cossus (Sow. ex BERK.) FRIES — Verfärbender Schneckling

W, M, E, Sp

Sektion B: Mit gelben, roten, orange

rotbräunlichen Farben:

oder

Hygrophorus purpurascens (A. & S.) FRIES

(Noch nicht aufgefunden)

Stiel mit deutlich aufsteigendem Ring; Lamellenschneide rot; Nadelwald.

125 H. erubescens FRIES — Rasiger Schneckling

T, W, M, E

126 H. queletii BRES.

E

Bodental

127 H. russula (SCHFF. ex FR.) QUEL. (= Tricholoma r. FR.) —

Geflecktblättriger Purpurschneckling

T, W, M, Sp

128 H. capreolarius KALCHBR. — Weinroter Schneckling

M, Sp

Göltschach

129 H. poetarum HEIM — Isabellrötlicher Schneckling

W, M, Sp

Häufig! Sattnitz.

130 H. pudorinus (FR.) FRIES (= glutiniferum auet.) —

Orangenschneckling

W, M

Petelinz (Maria Rain)

H. arbustivus FRIES

(Noch nicht aufgefunden)

Ähnlich Nr. 130, aber unter Laubbäumen.

132 H. nemoreus (LASCH) FR. — Waldschneckling

W, M

133 H. leueophaeus (SCOP, ex FR.) FR. — Seidiggerandeter

Schneckling

T, W

182


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134 H. discoideus (PERS. ex FR.) FR. — Braunscheibiger Schneckling

T, W, E

135 H. hypotheiJHs (FR.) FRIES (= vitellinus A. & S) —

Frostschneckling

T, W, Sp

Häufig!

H. aureus (ARRH.) FRIES

(Nodi nicht aufgefunden)

Bei Kiefer wachsend; im nördlichen Deutschland und Skandinavien; dürfte

bei uns kaum gefunden werden.

137 H. lucorum KALCHBR. — Lärchenschneckling

W, M, Sp

Häufig!

138 H. speciosus PECK (= H. aureus ss. BRES. = bresadolae QUEL.)

— Orangegelber Lärchenschneckling

W, M, E, Sp

Nicht selten.

Sektion C: G r a u - u n d b r a u n h ü t i g e A r t e n :

139 Hygrophorus oUvaceoalbus (FR.) FRIES — Genatterter

Schneckling

T, W, M, E, Sp

Recht häufig!

140 H. dichrous KÜHN & ROMAGN. n. nud. (= A. limaceus PERS.

non FR.)

E

Bodental

141 H. mesotephrus BERK. & BR.

W

2. XI. 1968, am Schnürl

142 H. juscoalbus (LASCH) FRIES

W

23. X. 1960, hinter Köttmannsdorf.

143 H. agathosmus (FR.) FRIES — Wohlriechender Schneckling '

T, W, M, E, Sp

Nicht selten!

H. hyacinthinus QUELET

(Noch nicht aufgefunden)

Geruch süßlich nach Früchtebonbons; Hut weißlich-grau; Stiel weißlich,

faserig; Bergnadelwälder.

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144 H. pustulatus (PERS. ex FR.) FRIES — Schwarzpunktierter

Schneckling

W, E

Ruhstatt bei Völkermarkt, Bodental.

145 H. tephroleucus (PERS. ex FRIES) FR. — Gefurchter Schneckling

W, E

Kreuzbergl, Bodental.

H. velutinus (BORSZCOW) FRIES

(Noch nicht aufgefunden)

Hut und Stiel gleichfarben, schuppig; Laubwald.

147 H. marzuolus (FR.) BRES. — Märzschneckling/Schneepilz

Erst wenige Fundstellen, W; 26. III. 1961, bei Ludmannsdorf.

148 H. calophyllus KARST. — Schönblättriger Schneckling

T

II-Nr. 401

149 H. camarophyllus (A. & S. ex FR.) FRIES —

Rußbrauner Schneckling

T, W, E

H. atramentosHs (SECR.) HAAS & HALLER ined. (= H. caprinus

ss. BRES.)

(Noch nicht aufgefunden)

In Fichtenwäldern; Lamellen weiß, dann grau mit bläulichem Schein.

(25.)

Gattung: C A M A RO P H Y L L U S KUMMER — Ellerlinge

Stiel weder schmierig noch flockig-schuppig oder kleiig, und

wenn Hut grau oder graubraun, dann kaum über 5 cm breit. Hut

trocken, ohne Velum; Lamellen ± herablaufend; Lamellentrama

irregulär; Sporen glatt. 12 Arten bisher bekannt, Nr. 151—162,

Seite 61.

151 Camarophyllus russocoriaceus BK. & BR. — Juchtenellerling

W,Sp

Auf dem Weg zum Rabenbauern am Singerberg.

152 C. virgineus (WULF, ex FR.) KARSTEN — Jungfernellerling

T, W, E

153 C. niveus (SCOP. ex FR.) KARSTEN — Glasigweißer Ellerling

T, W, M, E, Sp

C. alpinus MOSER (ined.)

(Noch nicht aufgefunden)

Winzige Art alpiner Zwergstrauchheiden, bis 2600 m; ganzer Pilz dottergelb.

Hut 0,2—1 cm, gewölbt; Stiel 0,2—0,8/0,2—1 cm; Sporen 8—10/4,5—5,5.

184


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155 C. pratensis (PERS. ex FR.) KARST. [= ficoides (BULL.)]

SCHROETER — Orangeellerling

T, W, E, Sp

156 C. leporinus (FR.) KARSTEN

T, W

157 C. lacmus FR. — Violettgrauer Ellerling

W

25. X. 1966, Maria Elend im Rosental.

C. subviolaceus (PECK) SINGER (= colemannianus ss. RICKEN)

(Nodi nicht aufgefunden)

Hut violettgrau, gegen die Mitte bräunlich bis dunkles Vandykebraun ;

Lamellen schiefergrau. Stiel weißlich oder schiefergrau, 3—6 mm dick;

Sporen 6—8/4,5—6 Mikron (zweisporige Form! 8—10/6—8).

159 C. cinereus (TR.) KARSTEN — Grauer Ellerling

W

14. XI. 1966, Magdalensberg.

160 C. fuscescens (BRES.) n. c. (= Hygrophorus niveus var. fuscescens

BRES., IC, MYC. 330/1928)

W

18. X. 1964, ober der Bahnhaltestelle von Köttmannsdorf.

161 C. subradiatus (SCHUM. ex. FR.) WÜNSCHE

M, E

C. colemannianus (BLOX. ex. FR.) RICKEN

(Noch nicht aufgefunden)

Hut 3—5 cm, umbrabraun, rötlichbraun, Rand durchscheinend gerieft, Mitte

mit stumpfem bis spitzem Buckel. Lamellen weißlich, dann fast dem Hut

gleichfarbig. Triften, moorige Wiesen.

(26.)

Gattung: HYGROCY BE (FR.) KARSTEN — Saftlinge

Fruchtkörper von glasig-wachsartigem Aussehen und meist lebhaft

gefärbt. Trocken oder schleimig. Wenn braun oder grau, dann

oft Fleisch rötend oder Geruch nitrös oder Stiel ebenfalls stark

schleimig. Lamellentrama regulär (Fig. 422, 423). Sporen glatt.

Arten Nr. 164—212.

Anmerkung: Von den 49 Arten konnten bisher 32 registriert

werden. Hinzu kommt noch ein weiterer Saftling, welcher im Bestimmungsbuch

noch nicht aufscheint, Hygr. parvula (PECK) MURR.,

der von Prof. MOSER anläßlich einer Exkursion nach Göltschach

bei Maria Rain aufgefunden und bestimmt worden ist.

Seit TOBISCH konnten die Kenntnisse über in Kärnten vorkommende

Arten aus dieser Gattung demnach erheblich erweitert

werden, unsere Liste umfaßt jetzt mehr als viermal so viele Arten.

185


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Vielleicht ist es auch angebracht zu erwähnen, daß in der Gruppe

der schwärzenden Saftlinge (Sektion C) einige giftverdächtige Arten

stehen. Man nahm früher an, daß alle nicht bitter schmeckenden

Saftlinge eßbar seien, mußte jedoch auf Grund der Erfahrungen in

den letzten Jahren diese Auffassung revidieren.

Sektion A: Graue und braune Arten mi t

trockenem Hut:

164 Hygrocybe ovina (BULL. ex. FR.) KUHNER — Rötender Saftling

W, E

165 H. nitiosa (BLYTT) MOS. (= Hygrophorus nitiosus BLYTT,

= H. ovina ss. J. SCHFF.) — Rötender Nitrat-Saftling

W

1968, Göltschach.

166 H. murinaceus (FR.) n. c. (= Ag. murinaceus FR., Syst. Myc. I,

116, 1821 = Hygr. m. (FR.) LUNDELL ap. LUNDELL & NANNF.

= H. nitratus PERS. ex. FRIES.)

E

Bodental

H. fornicata (FR.) SINGER

(Noch nicht aufgefunden)

Ohne nitrösen Geruch. Hut grau, olivgrau oder bräunlich; Rand blaß, fast

weißlich, 3—5 cm. Lamellen weiß. Stiel weiß, Basis bisweilen verjüngt.

Fleisch weiß.

Sektion B : M i t s c h l e i m i g e m H u t u n d S t i e l :

Hygrocybe xanthochroa (P. D. ORTON) n. c. (= Hygrophorus

xanthochous P. D. ORTON)

(Noch nicht aufgefunden)

Hut chromgelb, auf Scheibe oder Rand oft mit violettlichem Ton, 1—2 cm

breit. Lamellen blaß lila mit manchmal ockerlichem Ton. Stielspitze lila,

abwärts gelblich oder weißlich. Stark schleimig. Moosiger Heideboden (bei

C alluna).

H. lilacina (LAEST.) n. c. [= Agaricus lilacinus LAEST./LAPP.

Torn. p. 45, nr. 156/1860 = Omphalia lilacina (LAEST.) KAR-

STEN 1879]

(Noch nicht aufgefunden)

Lamellen schmutzig-ockerlich, höchstens leicht lila getönt. Hut gelbbraun

bis ockerbräunlich, besonders gegen die Scheibe, bisweilen violettlich. Stark

bis schwach schmierig. Torf- und Rohhumusböden, oft in Berglagen, in den

Alpen bis 2300 m.

170 H. psittacina (SCHFF. ex FRIES) KARSTEN — Papageiensaftling

T, W, E, Sp

186


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171 H. chlorophana (FR.) KARST. — Stumpfer Saftling

W, E, Sp

172 H. unguinosa (FR.) KARSTEN — Grauer Saftling

W, E

H. irrigata (PERS. ex FR.)

(Nodi nicht aufgefunden)

Unsichere Art. Pilz weniger schmierig als voriger, mit zähem Stiel und

meist graulichen Lamellen.

174 H. laeta (PERS. ex FR.) KARST. — Zäher Saftling

W, M, E

175 H. sciopbana (FR.) KARST.

W

19. X. 1962, Ledenitzen.

Grasiger Wald, Bergwiesen.

176 H. ceracea (WULF, ex FR.) KARST. — Gebrechlicher Saftling

T, W, E

H. glutinipes (LGE.) ORTON (= vitellina ss. BRES.)

(Noch nicht aufgefunden)

Hut 0,5—2,5 cm, jung manchmal orange, dann rasch zitronengelb; Stiel

gleichfarbig; Lamellen weißlich bis blaß zitronengelb.

178 H. vitellina (FR.) KARST.

W, E, Sp

179 H. citrina (REA) LGE. (SS. LGE. vix REA)

E

H. subminutula MUR.

(Noch nicht aufgefunden)

Hut 0,5—2 cm, stark schmierig; grasige Stellen.

181 H. insipida (LGE. ex LUNDELL n. C. [= Hygrophorus insipidus

(LGE.)]

W, M, E

H. reai R. MRE., — Bitterer Saftling

(Noch nicht aufgefunden)

Stark bitter. Lamellen ein- bis zweimal so dick wie Hutfleisch. Weiden,

Wegränder.

183 H. mucronella (FR.) KARSTEN

W, Sp

Göltschach

Sektion C: H u t s c h m i e r i g o d e r t r o c k e n ,

S t i e l t r o c k e n , L a m e l l e n a b g e r u n d e t b i s s c h m a l

a n g e h e f t e t :

184 Hygrocybe tristis (PERS.) MOLL.

E

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H. foliirubens MURR. (= conicoides ORTON) — Dünensaftling

(Noch nicht aufgefunden)

Hut schmutzig-grünlich, oliv, mit Braun gemischt, 2,5—4 cm; Stiel weißlich,

graulich, Spitze auch grünlich.

186 H. conico-palustris R. HALLER

E

In Sümpfen.

H. riparia KREISEL

H. foliirubens MURR. (= Conicoides ORTON) — Dünensaftling

Diese beiden Arten kommen an der Meeresküste vor; sandige Böden, Seeufer;

Nordsee, Ostsee.

189 H. nigrescens (QUEL.) KÜHNER — Schwärzender Saftling

T, W, M, E, Sp

Häufig! ( + ) Giftverdächtig.

190 H. conica (SCOP, ex FRIES) KUMMER — Kegeliger Saftling

T, W, M, E, Sp

Häufig!

191 H. citrinovirens (LGE.) J. SCHFF. — Gelbgrüner Saftling

M, E

H. brevispora MOELL.

(Noch nicht aufgefunden)

Hut und Stiel ± grünlichgelb. Lamellen graugünlich oder jung weißlich;

grasige Stellen.

193 H. intermedius (PASS.) FAYOD — Trockener Saftling

W, E

Zellpfarre

194 H. obrussea (FR.) WÜNSCHE (= chlorophana ss. RICKEN), VEL. —

Gebuckelter Saftling

T, W, E, Sp

195 H. spadicea (SCOP. ex. FR.) KARSTEN — Schwarzbräunlicher

Saftling

Sp

1968, Ebene Reichenau.

196 H. calyptraeformis (BK. & BR.) FAY. (= amoena LASCH, SS.

RICKEN) — Rosenroter Saftling

W

29. IX. 1968, Waldwiese bei Rottmann.

197 H. punicea (FR.) KUMMER — Größter Saftling

T, W, M, E, Sp

Nicht selten!

188


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H. splendidissima (P. D. ORTON) n. c.

(Noch nicht aufgefunden)

Fleisch im Kern gelb; Hut 2—11 cm, kirschrot mit purpurnem Ton; Stiel

orangegelb, Basis gelb.

199 H. aurantiosplendens R. HALLER

E

Bodental (?), nach Angabe Prof. ENGEL noch zu überprüfen.

H. acutopunicea R. HALLER

H. subglobispora (P. D. ORTON) n. c.

Zwei noch abzuklärende Arten (nach MOSER).

202 H. acutoconica (CLEMENTS) SINGER

W, E

Keutschacher See, Bodental.

203 H. konradii R. HALLER

M, Sp, E

Göltschach, Bodental.

Sektion D: Trockenstielige Arten mit breit

angewachsenen bis herablaufenden Lamellen:

204 Hygrocybe coccinea (SCHFF. ex. FR.) KUMM. — Kirschroter

Saftling

T, W, M, E, Sp

Häufig!

205 H. quieta (KÜHN) SINGER — Schnürsporiger Saftling

W,M,E

Göltschach

H. Marchii (BRES.) SINGER

(Noch nicht aufgefunden)

Hut 2—4,5 cm, Scharlach oder orangescharlach, Rand oft gelblich, trocken,

der ganze Hut ockergelb. Stielbasis verjüngt. Grasige Stellen bis alpine Zone.

H. parvula (PECK) MURRILL

1966 (MOSER), oberhalb Göltschach, Sattnitz.

H. miniato-alba (PAT.) MOELL

(Noch nicht aufgefunden)

Kl. Fkpr. 0,7—1,5 cm, Scharlach, dann geblich. Feuchte Weiden, torfiger

Boden.

208 H. turunda (FR. ex FRIES) KARSTEN — Moorsaftling

E

Bodental

209 H. coccineacrenata (ORTON) n. C. ( = Hygropborus coccineocrenatus

P. D. ORTON)

E

Bodental

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210 H. miniata (FR.) KUMMER — Mennigroter Saftling

W, E

Innerfragant, vor Wasserfall; Bodental.

H. mollis (BK. & BR.) n. c. (= Hygrophorus turundus var.

mollis/1871)

(Nodi nicht aufgefunden)

Hut Scharlach bis orangegelb ausblassend, gelb bis orangegelb, schuppigschülferig,

1—3 cm, Mitte oft niedergedrückt. Lamellen breit angewachsen

bis kurz herablaufend, gelblich bis hell orange. Stiel orange. Feuchte Wälder,

kurzrasige Böden.

H. cantharellus (SCHW.) MURRILL

(Noch nicht aufgefunden)

Hut rot bis orange, 0,5—4 cm; Rand oft gekerbt, Mitte niedergedrückt.

Lamellen gelb, weit bogig herablaufend. Stielbasis gelb. Auch zwischen

Sphagnum.

(27.)

Gattung: HYGRO AST ER SINGER

Kleine, nabelingartige Pilze mit grauen Farben, dicklichen, bisweilen

gegabelten, breit angewachsenen bis herablaufenden Lamellen.

Sporen höckerig bis sternförmig, warzig. Lamellentrama leicht

bilateral.

H. kyrtosporus E. HORAK

(Noch nicht aufgefunden)

Mit stinkendem Geruch.

H. asterosporus (LGE.) SINGER

(Noch nicht aufgefunden)

Mit Mehlgeruch.

(28.)

Gattung: A E RU G I N O S P O R A v. HOEHN.

Huthaut matt, samtig, von hymeniformer, zelliger Struktur

(Fig. 396) bis hyphig. Mit meist braunen oder grauen Farben. Sporen

nicht amyloid.

215 Ae. joetens (PHILL.) n. c.

W

30. X. 1963, Wiese im Umspannnwerk Brückl.

Ae. atropuncta (PERS. ex FR.) n. c.

190

(Noch nicht aufgefunden)

Hut gewölbt, 0,5—2 cm dunkelumbra bis rußig; häufig

rissig-feldrig.

Lamellen porphyrbraun bis -grau.

Ae. hymenocephala (SM. & HESLER) SINGER

(Noch nicht aufgefunden)

Hut zimtrosa bis tonfarbig, dann dunkler, 0,5—2 cm; Lamellen jung dem

Hut gleichfarbig; auch an morschem Holz vorkommend.


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Ae. schuhen (BRES.) n. c. (= Hygrophorus schulzeri BRES.,

Fung. Trid. I, 0.57, 1884)

(Noch nicht aufgefunden)

Hut seidig-filzig, 1—2,5 cm, gelb—zimbtbraun, sepiaschwärzlich oder schokoladengrau,

trocken. Lamellen weißlich, dann grau bis braun. Stiel dem Hut

gleichfarben, doch blasser. Im Grasland.

LITERATUR

MOSER, M. (1967): Kleine Kryptogamenflora. — Band II b2 (3. Auflage). Gustav-

Fischer-Verlag, Stuttgart.

— (1967): Beitrag zur Kenntnis verschiedener Hygrophoreen. — Zeitschrift für

Pilzkunde, 33/Heft 1—2. Jul. Klinkhardt, Bad Heilbrunn/Obb.

THIRRING, E., & FINDEIS, M. (1965): FundListe der während der 2. Mykologischen

Dreiländertagung in Klagenfurt (23. bis 25. September 1965) gefundenen und

bestimmten Pilzarten. — Carinthia II, 76(156):37—38.

TOBISCH, J. (1896): Beiträge zur Kenntnis der Pilzflora von Kärnten. — österr.

bot. Zeitschrift, Verlag Jul. Springer, Wien, 1:9—10.

— (1928): /7:96.

— (1938): V.-286.

Anschrift des Verfassers: Franz SPERDIN, 9020 Klagenfurt, Alter Platz 32/11.

191


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Carinthia II 162./82. Jahrgang S. 193—195 Klagenfurt 1972

Lactarius tithymalinus Fr.,

der Runzelmilchling in Kärnten

Von H. und M. ENGEL, Hamburg

Die Pilzarten vieler Alpengebiete sind trotz intensiver Beobachtung

noch keineswegs restlos bekannt. Dafür möchten wir im

folgenden ein weiteres Beispiel bringen. Am 7. September 1970 fanden

wir auf einem nach Osten geneigten Hang im Bodental (Karawanken)

oberhalb des Bodenbauern einen kleinen Trupp eines Milchlings,

der uns unbekannt war. Er wuchs am Rande eines schattigen,

wenig begangenen Weges in einem Mischwald unter Buchen auf kalkhaltigem

Boden bei etwa 1100 m über NN. Die Hutfarbe war sehr

hell ockerorange mit leuchtend rostbrauner, vertiefter Mitte. Diese

war von ebenso gefärbten, unregelmäßigen Flecken umgeben. Die

Lamellen waren sehr gedrängt. Viele von ihnen vereinigten sich

über dem Stielansatz gabelartig und liefen darunter einige Milllimeter

am Stiel herab. Die Stielspitze sah dadurch wie gerippt aus.

Diese Merkmale wiesen auf Lactarius ichoratus BATSCH ex. FR.,

den orangebraunen Milchling hin. Dieser selbst kam jedoch nicht in

Frage, da die (spärlich fließende) Milch ziemlich scharf schmeckte,

und die Stielspitze im Bereich der Lamellenzähne auffallend weinrötlich-orange

gegürtelt war. Der Pilz mußte daher L. rubrocinctus

FR., dem rot-gegürtelten Milchling, sehr nahestehen. Dazu paßten

jedoch nicht die stark ausgeprägten radial verlaufenden, geschlängelten

Runzeln und Warzen, die sich auf der Oberseite des Hutes von

der Mitte bis etwa zur Hälfte erstreckten. Bei den größten, etwa

8 bis 9 cm messenden Hüten bildeten die Runzeln in der Hutmitte

ein wirres Labyrinth. Wir waren offensichtlich auf L. tithymalinus

FR., den Runzelmilchling, gestoßen. Nur ein Merkmal traf nicht zu:

Die Lamellen verfärbten sich bei Druck nicht über lila nach braun,

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wie nach MOSER (1967) zu fordern ist. Da die Fruchtkörper jedoch

schon ziemlich gealtert und etwas trocken waren, verhielten sie sich

womöglich nicht mehr typisch. Wir mußten daher die endgültige

Identifizierung offenlassen. Zum Beleg fertigten wir an Ort und

Stelle ein Farbdia an.

Als wir im folgenden Jahr erneut zu der Fundstelle wanderten,

blieb unsere Suche nach dem Pilz erfolglos. Dafür entdeckten wir ihn

am 6. September 1971 etwa fünf Kilometer nordöstlich des ersten

Standortes am südlichen Steilhang des Singerberges über den Klippen

des Kleinen Loiblpasses. Wieder wuchs die Gruppe am Rand eines

wenig begangenen, schattigen Weges im Mischwald unter Rotbuchen

auf Kalkunterlage bei etwa 1100 m über NN. Die Fruchtkörper

waren jünger, frischer und etwas dunkler gefärbt als die des Vorjahres.

Die Lamellen sonderten bei Verletzung reichlich weiße Milch

ab, die nach einiger Zeit brennend scharf schmeckte. Sie färbten

sich bei Druck über schwach lila nach braun. Alle Exemplare zeigten

die orange-weinrötliche Gürtelung im Bereich der gezähnelten Stielspitze,

ebenso die ausgeprägte Runzelung der Hutmitte. Jetzt waren

wir sicher, den Runzelmilchling vor uns zu haben.

Nach Hamburg zurückgekehrt, mußten wir jedoch an Hand

der Literatur feststellen, daß die Abgrenzung von L. tithymalinus

gegen L. rubrocinctus gar nicht so einfach ist. Sie bereitete schon

den älteren Autoren große Schwierigkeiten. Darauf ist es wohl

zurückzuführen, daß die Beschreibungen der beiden Arten auch heute

noch nicht ganz eindeutig und etwas widersprüchlich sind. NEUHOFF

(1956) erwähnt in seiner Lactarienmonographie die Verfärbung der

Lamellen über lila nach braun bei L. tithymalinus nicht, wohl dagegen

bei L. rubrocinctus. Auch LANGE (1940) gibt sie für diese Art

an. Im Bestimmungsschlüssel von MOSER (1967) kommt man jedoch

nur dann zu diesem Pilz, wenn die Lamellen an Druckstellen nicht

braun verfärben. Auch der taxonomische Wert der Hutrunzeln scheint

kein ganz sicherer zu sein. Nach NEUHOFF (1956) kommen diese auch

bei L. rubrocinctus vor, wenn auch „weit spärlicher, bisweilen

garnicht". Nach MOSER (1967) ist die Hutmitte bei dieser Art „braunrot,

glatt, dann rötlich-fleischbraun, flachwarzig". Auch die Anatomie

der Lamellen scheint keine absolut sicheren Unterscheidungsmerkmale

zu liefern. Vielleicht sind dies die Gründe, warum HENNIG

(1970) die Ansicht vertritt, daß „die genaue Stellung von L. rubrocinctus

noch ungewiß" ist. Sofern den kräftigen, strahligen Runzeln

der Hutmitte der entscheidende diagnostische Wert zukommt, zweifeln

wir jedoch nicht daran, im Bodental L. tithymalinus in Händen

gehabt zu haben. Exsikkatenmaterial von der zweiten Fundstelle

befindet sich im Herbarium des Instituts für Allgemeine Botanik der

Universität Hamburg.

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Über die Verbreitung dieses bemerkenswerten Pilzes ist noch

wenig bekannt. NEUHOFF (1956) nennt ihn eine „seltene oder sogar

sehr seltene Art der Rotbuchenwälder, wo sie von August bis

Oktober truppweise wächst". Ihm waren damals nur Funde aus

Bayern, südlich München, aus Frankreich und aus Schweden bekannt.

Seitdem sind einige weitere Funde hinzugekommen, so z. B. bei

Arnsberg im südlichen Westfalen und bei Berchtesgaden (RUNGE

1969) sowie im Saarland (DERBSCH 1970). In Kärnten scheint die

Art bisher nicht beobachtet worden zu sein. Jedenfalls wird sie

von SPERDIN (1968) in seinem „Verzeichnis von in Kärnten vorkommenden

Milchlingsarten" nicht erwähnt. Da der Pilz vermutlich eine

montane, an die Rotbuche über Kalkunterlage gebundene Art ist,

dürften in Kärnten weitere Funde zu erwarten sein, insbesondere in

den Karnischen Alpen und den Karawanken.

LITERATUR

DERBSCH, H. (1970): Agaricales-Statistik des Jahres 1970. — Selbstverlag.

HENNIG, B. (1970): Handbuch für Pilzfreunde (MICHAEL/HENNIG). — 5:222,

Fischer-Verlag Jena.

LANGE, J. E. (1940): Flora Agaricina Danica. — 5:44, Verlag Recato, A/S Kopenhagen.

MOSER, M. (1967): Die Röhrlinge und Blätterpilze. — In „Kleine Kryptogamenflora",

// £/2:375—376, Fischer-Verlag Stuttgart.

NEUHOFF, W. (1956): Die Milchlinge. — In „Die Pilze Mitteleuropas",

// £:205—208, Klinkhardt-Verlag, Bad Heilbrunn/Obb.

RUNGE, A. (1969): Die Milchlinge (Lactarii) und ihr Vorkommen in Westfalen

(IV). — Westfälische Pilzbriefe, 7:108.

SPERDIN, F. (1968): Verzeichnis von in Kärnten vorkommenden Milchlings-Arten.

— Carinthia II, 78/158:160.

Anschrift des Verfassers: Prof. Dr. Horst ENGEL, D-2 Hamburg 39, Bei der

Matthäuskirche 5.

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Carinthia II 162782. Jahrgang S. 197—199 Klagenfurt 1972

Die Hybride Rubus bifrons Vest x R. hirtus W. K.

in Kärnten

Von Alexander GILLI

General J. SCHNEIDER, der ein hervorragender Sammler von

Pflanzen in Österreich und Südeuropa war und der auch die meisten

Pflanzen selbst richtig bestimmte, hinterließ eine reichhaltige Sammlung

von Rubus aus Kärnten aus den Jahren 1935 und 1936, die

unbestimmt war und im Wiener Naturhistorischen Museum aufbewahrt

wurde. Der Verfasser bestimmte nun die gesammelten

Exemplare. Neben den Arten Rubus sulcatus VEST, plicatus WH. N.,

candicans WH., bifrons VEST, hirtus W. K. mit den subsp. hirtus,

Bayeri (FOCKE) J. MURR, und Guentheri (WH. N.) SUDRE sowie den

Hybriden Rubus caesius L. x idaeus L. und R. caesius L. x canescens

DC. war am reichsten vertreten die Hybride Rubus bifrons

VEST X R. hirtus W. K., die fast ausschließlich beim Ossiacher See

und südlich vom Wörthersee gesammelt wurde. Da die dieser Hybride

zugehörenden Formen sich oft weitgehend voneinander unterscheiden,

soll hier einiges darüber geschrieben werden, damit künftige Sammler

sich nicht vergebens mit der Frage beschäftigen, welcher Art ihr

Fund angehört, oder — was noch schlimmer ist — neue Arten aufstellen.

Rubus bifrons hat bogige, kantige, drüsenlose Schößlinge mit

kräftigen Stacheln, fußförmig-fünfzählige, unterseits weißfilzige

Blätter, verkehrt-eiförmige Endblättchen, rosafarbige Blumenkronblätter,

nach dem Verblühen zurückgeschlagene, weißfilzige Kelchblätter.

Rubus hirtus hat niederliegende, rundliche Schößlinge mit schwachen

Stacheln, reichlichen Stieldrüsen, Drüsenborsten und Nadel-

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stacheln, drei- bis handförmig-fünfzählige, unterseits grüne Blätter,

eiförmige bis herzförmige Endblättchen, weiße Blumenkronblätter,

nach dem Verblühen aufgerichtete, außen grüne Kelchblätter.

Nach den Vererbungsgesetzen ist die Fj-Generation einheitlich.

In den folgenden Generationen kommt es zur Aufspaltung, wobei

bei Ausgangssippen mit Unterschieden in 10 Genen 3 10 = 59049 Rekombinationstypen

in der F 2 -Generation möglich sind.

Nun ist in unserem Fall nicht einmal die Fi-Generation einheitlich,

da es bei Rubus hirtus verschiedene Formen gibt, die bei engem

Artbegriff sogar als Arten bezeichnet werden können, so daß man

sich fragen kann, welche dieser Formen sich mit R. bifrons gekreuzt

hat. Eine geringere Variationsbreite als bei R. hirtus ist bei R. bifrons

vorhanden.

Von den zahlreichen Kombinationen, die theoretisch bei der

Aufspaltung möglich sind, kann bei einem Herbmaterial, das ungefähr

hundert Exemplare umfaßt, nur ein Bruchteil festgestellt

werden.

Alle Exemplare, die der Hybride in der Fi-Generation und in

späteren F-Generationen angehören, können an den unterseits graubis

weißfilzigen obersten Blättern der Blütenzweige von R. hirtus

und an den zumindest im Blütenstand vorhandenen Stieldrüsen von

R. bifrons unterschieden werden.

Der Fi-Generation angehören dürften die Exemplare, die stumpfkantige

Schößlinge besitzen, mit nicht sehr zahlreichen, ziemlich

kurzen Stieldrüsen und mittelstarken Stacheln, mit fußförmig fünfzähligen,

unterseits graufilzigen Blättern, deren Endblättchen verkehrt

eiförmig ist, bei denen ziemlich kurze Stieldrüsen in den

Bjütenzweigen und graufilzige Kelchblätter vorhanden sind, die nach

dem Verblühen teils zurückgeschlagen, teils abstehend, teils aufrecht

sind.

Die Variationsbreite bei der Aufspaltung in den folgenden

F-Generationen ist folgende: Schößlinge rundlich über stumpf kantig

bis. scharfkantig, Stacheln schwach bis kräftig, Nadelstacheln und

Drüsenborsten vorhanden bis fehlend, Stieldrüsen am Schößling reichlich

bis fehlend, kurz bis lang; Schößlingsblätter dreizählig bis handoder

fußförmig fünfzählig, unterseits grün über grau- bis weißfilzig,

Endblättchen eiförmig bis verkehrt eiförmig, an der Basis tief herzförmig,

abgerundet, abgestutzt bis fast keilförmig, am Rand seicht

bis tief eingeschnitten doppeltgesägt; Blütenzweige, bei denen alle

Blätter mit Ausnahme der untersten auf der Unterseite grau- bis

weißfilzig sind oder bei denen nur die obersten Blätter auf der

Unterseite graufilzig sind; Blütenstand schmal, wenig verzweigt bis

breit pyramidal und reich verzweigt; Blütenstandachse mit spärlichen,

kurzen, in den Haaren verborgenen Stieldrüsen bis zu reich-

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liehen, sehr langen Stieldrüsen; Blüten groß bis klein; Kelchblätter

außen grau- bis weißfilzig, zurückgeschlagen, abstehend oder aufrecht;

BJumenkronblätter schmal bis breit. Deren Farbe hat der Sammler

nicht notiert, doch dürfte sie von Rosa bis Weiß schwanken.

Auch die vielfach bei Vererbungsversuchen festgestellte Tatsache,

daß bei Kreuzungen durch Kombination von Genen phänotypische

Eigenschaften auftreten, die bei den Eltern nicht vorhanden sind,

ist festzustellen, da ein Exemplar vorliegt, das riesengroße, fast

rundliche Blättchen besitzt, und ein anderes, das tief eingeschnittene

Blätter hat.

Da der Sammler nicht die Narbenfarbe notiert hat, kann nicht

festgestellt werden, welche Subspecies von Kubus hirtus an der Kreuzung

beteiligt sind, aber wahrscheinlich sind alle drei Subspecies

daran beteiligt.

Nun noch die Frage, warum diese Hybride in dem besammelten

Gebiet so häufig ist, daß sie den größten Teil der Sammlung ausmacht.

Kubus hirtus bevorzugt feuchte, schattige Wälder, Kubus

bifrons trockene, sonnige Schläge oder Wegränder. Die Hybride,

die intermediär zwischen den beiden Arten ist, bevorzugt Lokalitäten,

deren ökologische Verhältnisse intermediär zwischen den Standortsansprüchen

der beiden Stammarten sind. Sie findet an den Seeufern

eine größere Luftfeuchtigkeit als an anderen sonnigen Orten.

Anschrift des Verfassers: Dr. Alexander GILLI, A-1140 Wien, Penzinger Straße 56.

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Carinthia II 162./82. Jahrgang S. 201—220 Klagenfurt 1972

Floristische Neuigkeiten aus Kärnten

Von Helmut MELZER, Judenburg

Rumex maritimus L. — Strand-Ampfer

Bei Krumpendorf an den kiesig-schlammigen Ufern des kleinen

Hailegger Teiches in Begleitung von Plantago major L. subsp.

intermedia (GODR.) LANGE (Wenigblütiger Wegerich), Carex

cyperoides MURR = C. bohemica SCHREB. (Zypergras-Segge),

Cyperus fuscus L. (Braunes Zypergras), Alopecurus aequalis SOBOL.

(Gelbrotes Fuchsschwanzgras), Leersia oryzoides (L.) Sw. (Gewöhnliche

Reisquecke) u. a.

R. maritimus ist nach OBERDORFER 1970:311 eine eurasiatisch

(kontinentale) Art und wurde von KUTSCHERA 1966:51 erstmalig

für Kärnten vom Strußnigteich nördlich Moosburg genannt. Sie ist

in der benachbarten Steiermark an den Teichen der wärmeren

Landesteile verbreitet, viel weiter als aus RECHINGER in HEGI 1958

(III/1):395 hervorgeht.

Chenopodium Probstii AELLEN — Probst-Gänsefuß

Auf einer Planierung südlich von Wolfsberg zusammen mit

Rapistrum rugosum (s. d.), auf den Müllplätzen von St. Veit an der

Gian (2 Stück) und bei Klagenfurt mehrfach, 1971.

Im Gegensatz zur folgenden, gleichfalls in unseren Bestimmungsbüchern

nicht enthaltenen Art, tritt Ch. Probstii offensichtlich

immer wieder da und dort auf, zweifellos durch Vogelfutter verschleppt

(s. MELZER 1969:128, 1969 a:34 ff., 1972:47). Meine seinerzeit

(MELZER 1969:36) geäußerte Vermutung, unser spätblühender

Gänsefuß könnte sich in den wärmeren Teilen Niederösterreichs einbürgern,

ist nicht zutreffend, wie die Beobachtungen seither ergeben

haben.

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Chenopodium borbasioides A. LUDWIG

Auf dem Müllplatz südwestlich von St. Veit an der Gian vereinzelt

1968, det. P. AELLEN (Basel).

Dieser in Europa bisher nur selten aufgetretene Gänsefuß

stammt aus Argentinien und wird nach AELLEN in HEGI 1960

(III/2):643 mit Wolle, Getreide oder Ölfrucht verschleppt. Für

Österreich wird er in der Literatur noch nicht genannt. Ich fand

1967 und 1968 mehrere Exemplare davon auf dem Müllplatz von

Voitsberg (Weststeiermark) unter Massen von gewöhnlichem

Ch. album L., dem Gemeinen Gänsefuß.

Amaranthus blitoides S. WATSON — Weißrandiger Fuchsschwanz

Auf den Gleisanlagen des Hauptbahnhofes Klagenfurt an einer

Stelle in der Verlängerung eines Bahnsteiges ein großer Bestand, sonst

zerstreut zusammen mit A. albus, dann ein einzelnes großes Exemplar

auf einem Ausladegleis des Bahnhofes Treibach-Althofen, 1971.

Dieser Neophyt aus dem westlichen Nordamerika — in

Deutschland nach ROTHMALER 1963:13 seit 1907 — ist in Österreich

auf Sandböden im Marchfeld (Niederösterreich) längst eingebürgert

(MELZER 1958:148), ebenso im benachbarten Ungarn (Soo

1970:418—419), wahrscheinlich in Niederösterreich auch im Weinviertel

(MELZER 1963:192) und auf dem Steinfeld (HOLZNER

1971:12), vielleicht auch in Wien (FORSTNER & HÜBL 1971:22) und

wurde durch längere Zeit auf Grazer Bahnanlagen beobachtet (MEL-

ZER 1954:105). Nach ROTHMALER 1. c. besiedelt der Weißrandige

Fuchsschwanz Umschlagplätze, Kiesplätze und Äcker. HARTL &

DUBITZKY 1971:58 berichten, daß er in einem Naturschutzgebiet

des „Mainzer Sandes" (Westdeutschland) bereits seit einigen Jahren

einen festen Platz auf Wegen hätte. Auf Bahnanlagen scheint er

ausgesprochen günstige Bedingungen vorzufinden, wohl durch das

Fehlen stärkerer Konkurrenz; so berichtet neuerdings BERLIN 1971:59

über ihr Auftreten auf einem Güterbahnhof in Westdeutschland, um

nur ein Beispiel zu nennen. Durch den stets niederliegenden Wuchs,

die breit-knorpelrandigen Blätter und die größeren Samen unterscheidet

er sich vom ähnlichen in Ausbreitung begriffenen A. albus.

Amaranthus albus L. — Weißer Fuchsschwanz

In Klagenfurt auf den Gleisanlagen des Hauptbahnhofes und

in dessen Umgebung am Rande der Bahnstraße, 1969; am Ostbahnhof

von St. Veit an der Gian und auf einer Planierung nordöstlich

dieser Stadt, auf dem Bahnhof Grafenstein und auf dem Müllplatz

von Villach, 1971.

A. albus ist ein Neophyt aus dem wärmeren Nordamerika,

hat in Europa eine mediterran(-kontinentale) Ausbreitungstendenz

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(OBERDORFER 1970:335) und wird von DROBNY 1925 für Kärnten

erstmals von einer Schuttstelle am Heizhaus von Spittal an der

Drau genannt, wo er heute noch auf den Gleisanlagen des Bahnhofes

wächst. Weiters nennen ihn PEHR 1932:13 und MELZER 1968:127

von Villach und Umgebung, TURNOWSKY in LEUTE & ZEITLER

1969:192 vom Botanischen Garten Klagenfurt aus dem Jahre 1944.

Dianthus plumarius L. subsp. Hoppei (PORTENSCHL.) HEGI —

Steirische Federnelke

An Kalkfelsen und im lichten, steinigen Föhrenwald nördlich

und nordöstlich von Gösseling bei Launsdorf.

BENZ 1922:109, 118, 133 gibt von hier irrigerweise den südalpinen

D. Sternbergii SIEB. = D. hyssopifolius L. subsp. Sternbergii

(SIEB.) HEGI an. NIKLFELD 1971:22 bringt für die östlichen

Alpenländer eine Verbreitungskarte des in mehrere kritische Teilsippen

gegliederten, disjunkt verbreiteten D. plumarius. Auf die

schwierige, ja wahrscheinlich unmögliche Abgrenzung gegenüber

subsp. blandus (RCHB.) HEGI in der Obersteiermark macht bereits

FRITSCH 1921:98 aufmerksam, auf eine notwendige Revision unserer

Federnelken mit modernen Methoden wird öfters hingewiesen, so

neuerdings wieder in HESS & al. 1967:794. Auffallend ist, daß

unsere schöne Nelke auf dem ganzen Höhenzug westlich Launsdorf

häufig ist, den ganz ähnlich gearteten Felsen und Hängen mit ziemlich

gleichen Pflanzengesellschaften in der Umgebung von Eberstein

im Görtschitztal aber offenbar völlig fehlt. Dies wird bei pflanzengeographischen

Überlegungen (s. etwa NIKLFELD 1. c. „Rückwanderung

auf kurze Distanz oder Überdauerung an Ort und Stelle?")

zu berücksichtigen sein.

Silène nemoralis W. & K. — Hain-Leimkraut

Koralpe: zwischen dem Gasthaus Steinbauer und dem Forsthaus

Hebalm am Rande der neu ausgebauten Straße mehrfach,

1967; zwischen St. Veit und der Haltestelle St. Georgen am Längsee

an Bahnböschungen, besonders reichlich bei Goggerwenig, 1969; südlich

von Klagenfurt an der Straße zwischen Viktring und Köttmannsdorf,

gleichfalls an Böschungen, 1967.

Nach HEGI 1912(III):294 um Klagenfurt, nach LEUTE &

ZEITLER 1969:196 auf der Koralpe an einer Straßenböschung ober

Wolfsberg. Auch Beobachtungen in der Steiermark lassen erkennen,

daß diese submediterrane Art (OBERDORFER 1970:344) neuerdings

öfters mit Saatgut verschleppt wird, das zum Begrünen von

Böschungen, Anschüttungen und dergleichen dient, gleich S. dichotoma

EHRH. (S. MELZER 1972:48), die sich aber im Gegensatz zu unserer

Art nicht einbürgert.

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Heliosperma Veselskyi JANKA = H. eriophorum JURATZKA =

H. glutinosum (Zois) KERN. = Silène Veselskyi (JANKA) BEGUINOT —

Wolliger Strahlensame

An der Osttiroler Grenze am Fuße des Hochstadls gegenüber

Nikolsdorf unter Überhängen aus Kalk und Dolomit zusammen mit

Asplenium Seelosii LEYBOLD, dem Dolomit-Streifenfarn.

Seit 1960 ist mir dieser Fundort jener südostalpinen Sippe bekannt,

der bisher einzige in Kärnten. Von einer Veröffentlichung habe

ich bisher abgesehen, da mir die Abgrenzung der subsp. Heufleri

(HAUSMANN) NEUMAYER unklar war, von der NEUMAYER in JAN-

CHEN & NEUMAYER 1942:236 meint, sie wäre „von typischem

Veselskyi etwas verschieden" und „man wird sie besser sogar als

eigene Art auffassen". Sie ist aber wohl auch als Unterart zu hoch

bewertet, da schon die Einstufung von H. Veselskyi als eigene Art

in Frage gestellt werden kann (s. w. u.). Nach JANCHEN 1956:169

wächst sie bei Tristach nächst Lienz in Osttirol, dem einzigen damals

bekannten Fundort der Art in Österreich. Als Standort wird von

diesem Autor angegeben: „Felsige Stellen in relativ niederer Lage";

kennzeichnend für unsere Sippe sind jedoch Stellen im Fels, die vor

Regen geschützt sind, also überhängende Felswände, Balmen (Felsläger)

und Höhleneingänge. So schreiben schon DALLA TORRE & SARN-

THEIN 1909:192 richtig: „In Höhlen und unter überhängenden Felswänden."

Die Entdeckung hier am Fuß des Hochstadls stellt keine sonderliche

Überraschung dar, da NEUMAYER 1923:278 die Pflanze von

den Nordabfällen der Lienzer Dolomiten nennt. Dazu kommt noch

ein weiteres: es ist längst bekannt (z. B. DERGANC 1904:125), daß

H. Veselskyi gerne in Gesellschaft von A. Seelosii wächst, worauf

neuerdings wieder EBERLE 1971:69 hinweist. Er bringt eine Abbildung

unserer Pflanze, die recht deutlich die große Ähnlichkeit und

nahe Verwandtschaft mit H. quadridentatum (PERS.) SCHINZ &

THELL. * = Silène pusilla W. & K. zeigt. Er erinnert, daß einst die

Entdeckung des seltenen Farnes zum Auffinden des Wolligen Strahlensamens

geführt hat und umgekehrt dieser die Entdeckung des

unscheinbaren Farnes bewirkte.

Der größere Teil des Vorkommens von H. Veselskyi am Fuße

des Hochstadls liegt jenseits der Landesgrenze, obwohl das von A. Seelosii

sich weiter nach Osten erstreckt, bis etwa gegenüber Nörsach.

„An der Loiblstraße, etwa einen Kilometer unterhalb des Passes,

leg. L. KIENER 1965", wie JANCHEN 1966:26 und ähnlich auch LEUTE

& ZEITLER 1967:146 schreiben, wächst nur H. alpestre (JACQ.) RCHB.,

der ostalpin-nordbalkanische Alpen-Strahlensame. Dank dem Ent-

* Zur Nomenklatur s. JANCHEN 1966:25—26!

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gegenkommen des Finders durfte ich den von M. REITER bestimmten

Beleg zu dieser Angabe revidieren, nachdem ich schon vorher dort

an der Loiblstraße vergebens nach unserer „regenscheuen" oder

„regenmeidenden" Pflanze (s. EBERLE 1971) gesucht hatte. Der

genannte Beleg ist auffallend wollig behaart, die Drüsen des Kelches

sind dichter und etwas länger, weshalb man zwanglos auf H. Veselskyi

kommt, wenn man zum Bestimmen den Schlüssel von FRITSCH

1922:108 benützt und die feinen Härchen an den Nägeln der Kronblätter

übersieht. Dieser Schlüssel ist irreführend, da unsere Pflanze

in der Blattgestalt mit H. quadridentatum (s. o.) übereinstimmt,

nicht aber mit H. alpestre! Es muß betont werden, daß es wichtig ist,

bei vermeintlichen oder auch tatsächlichen Neufunden mit richtig

bestimmten Herbarbelegen zu vergleichen; am besten kann dies in

einem unserer Institute oder Museen geschehen.

Die Pflanzen vom Fuß des Hochstadls stimmen sowohl mit

solchen aus den Dolomiten, etwa von Höhlenstein = Landro (DALLA

TORRE & SARNTHEIN 1. c.) oder aus den Venetianischen Alpen (Valle

Cimoliana bei Cimolais) recht gut überein, als auch mit Belegen

aus dem Fellatal im benachbarten Friaul-Julisch Venetien, wo unsere

Art ober Chiusaforte gleichfalls in Gesellschaft von Asplenium Seelosii

(MELZER 1971:69) gedeiht. Eine weitere bemerkenswerte Begleitpflanze

ist dort wie an den vorgenannten Orten Hymenolobus pauciflorus

(KOCH) SCHINZ & THELL., das Armblütige Zartschötchen, ein

hinfälliges, unscheinbares Pflänzlein, das auch in Kärnten noch gefunden

werden könnte.

Hervorgehoben muß noch werden, daß die Abgrenzung gegenüber

H. quadridentatum oft Schwierigkeiten bereitet; nach NEU-

MAYER 1923:284 ist sie sogar „in vielen Fällen nicht leicht oder

überhaupt ganz unmöglich", weshalb er unsere und die verwandten

Sippen nur als Unterarten behandelt. Eine solche Einstufung schlägt

auch JANCHEN 1963:35 auf Grund eines Fundes im Koralpengebiet

der Steiermark vor, doch führen CHATER & WALTERS in TUTIN & al.

1964:173 unsere Pflanze im Artrang als Silène veselskyi (JANKA)

BEGUINOT, wobei sie allerdings auf ein „provisional treatment"

hinweisen. Das Fragezeichen, das jene Autoren vor Jugoslawien setzen,

ist selbstverständlich zu streichen, da die Pflanze aus der jetzt

jugoslawischen Untersteiermark (z. B. im Savetal) längst bekannt

ist, wie aus HAYEK 1909:349 hervorgeht; auch NEUMAYER 1930:353

schreibt bei der Nennung eines neuen Fundortes ausdrücklich „Jugoslawien"

und in jüngster Zeit führen sie SCHAEFTLEIN & WRABER

1971:281 gleichfalls aus diesem Land an.

Euphorbia villosa W. & K. — Zottige Wolfsmilch

Im Leppengraben südöstlich von Eisenkappel vier kräftige

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Stöcke am Rande einer Erlenau an der Straße, seit 1965, det.

A. POLATSCHEK (Wien).

Zur Verbreitung dieser nach Soo 1966:596 pontisch-mediterranen(-mitteleuropäischen)

Art in Kärnten s. HARTL 1970:45, Karte

[3]*. POLATSCHEK 1971:196 zählt überprüfte Belege aus Kärnten auf

und schreibt S. 193, daß die nah verwandte, aber stets völlig kahle

E. palustris L. für dieses Land ebenso zu streichen ist wie für die

benachbarte Steiermark, da die Belege zu den falschen Angaben zu

unserer E. villosa gehören. Erwähnt sei, daß in nächster Nähe in

der Erlenau in Mengen die illyrische Omphalodes verna MOENCH

gedeiht, von der LEUTE & ZEITLER 1967:143 schreiben: „Eisenkappel

(KOPANZ)" und DAMBOLDT 1966:2252 c nur „Die Angaben aus Kärnten

(Klagenfurt und Feldkirchen) beziehen sich auf kultivierte

Pflanzen".

Euphorbia supina RAFIN. = E. maculata auct. europ. — Fleckige

Wolfsmilch

In Mengen auf dem Bahnhof Maria Saal, 1971, nach F. TuR-

NOWSKY seit ein paar Jahren in einem Garten an der Südseite des

Kreuzbergls in Klagenfurt-St. Martin auf Wegen und im Rasen in

ständiger Ausbreitung.

Nach R. POSCH und E. GRILL (mündlich) tritt diese nordamerikanische

Art zusammen mit der ähnlichen, aber kahlen E. humifusa

WILLD., der Liegenden Wolfsmilch, aus Südostasien auf den Klagenfurter

Friedhöfen auf. Von dem noch von MELZER 1971:70 genannten

Bahnhof Tainach-Stein ist sie gleich der dort so lange mit ihr

vergesellschafteten E. nutans LAG. — ob für immer? — verschwunden,

wie eine Nachschau 1971 ergeben hat. Dies dürfte wohl teils

auf chemische Unkrautbekämpfung, teils auf eine Neubeschotterung

des Gleisbettes zurückzuführen sein.

Papaver dubium L. — Zweifelhafter Mohn, „Saat"-Mohn

Auf dem Bahnhof Bleiburg am Gleis längs der Verladerampe,

1971.

Wie ich anläßlich eines Zufallsfundes am Straßenrand in der

Innerwimitz (MELZER 1972:48) vermutete, wächst diese westsubmediterran-subatlantische

Art (OBERDORFER 1970:401) in Kärnten

tatsächlich auch auf den Bahnanlagen gleich wie in der benachbarten

Steiermark (MELZER 1969 a:38). Diese in vielen Büchern als „Saatmohn"

bezeichnete Pflanze in Saaten, also in Getreidefeldern, zu

suchen ist müßig, s. MELZER 1. c, auch HOLZNER 1971:16. Vom

fahrenden Zug aus habe ich sie wohl an weiteren Stellen in Kärnten

gesehen, doch steht eine Kontrolle noch aus; diese ist notwendig, da

Die Karte enthält auch die falschen Angaben von HÖFNER in PACHER 1886:149

aus den Norischen Alpen.

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ab und zu verblichene Blüten von P. rboeas L., dem Klatsch-Mohn,

eine ähnliche Farbe aufweisen, wie sie unsere Art für gewöhnlich

zeigt. Zu achten wäre in Zukunft auch auf die gleichbleibende Weißfärbung

des Milchsaftes, da eine rasche Gelbfärbung an der Luft ein

sicheres Merkmal für die von JANCHEN 1958:208 einzig von der

Hinterbrühl in Niederösterreich angegebene subsp. Lecoquii (LA-

MOTTE) FEDDE wäre, die neuerdings auch als eine von P. dubium

getrennte Art aufgefaßt wird, wie etwa von HESS & al. 1970:112;

sie wird von diesen Autoren als eine „vielleicht mitteleuropäische

Pflanze" bezeichnet und ist im Gebiet ihrer Flora verbreitet und

ziemlich häufig.

Sisymbrium Loeselii L. var. glabrescens (SCHUR) NEUMAYER —

Löseis Rauke

Auf der Verladerampe des Bahnhofes Bleiburg eine Gruppe von

etwa einem Dutzend Pflanzen, 1971.

Im selben Jahr beobachtete ich ein einzelnes Exemplar der gewöhnlichen

Form (var. Loeselii) auf dem Bahnhof Unzmarkt in

der benachbarten Steiermark. In diesem Bundesland stand die nach

OBERDORFER 1970:449 (eurasiatisch) kontinentale, verschleppte Art

durch Jahre reichlich auf den Grazer Bahnanlagen (MELZER

1954:107). Sie ist in Österreich in den pannonischen Gebieten von

Niederösterreich und dem Burgenland heimisch (JANCHEN 1958:211),

die var. glabrescens wurde 1934 in Salzburg eingeschleppt gefunden

(LEEDER & REITER 1959:79), wächst in Wien auf Ödland (NEUMAYER

in JANCHEN & NEUMAYER 1942:298, auch nach eigenen Beobachtungen.)

Sisymbrium altissimum L. = S. Sinapistrum CRANTZ —

Ungarische Rauke

Auf dem Bahnhof Völkermarkt-Kühnsdorf, 1969.

Erstmals von DROBNY 1925 für Kärnten von einer Schuttstelle

nächst dem Heizhaus in Spittal an der Drau genannt, wo sie durch

einige Jahre mit anderen Fremdlingen beobachtet worden ist. Dazu

bemerkt SABIDUSSI, daß die Ungarische Rauke wie viele andere

Wanderpflanzen den Eisenbahnlinien folge. Nach PEHR 1932:13

wurde sie bei einem Sägewerk in Villach beobachtet. Es bleibt zu

untersuchen, ob diese kontinentale, verschleppte Art (OBERDORFER

1970:449) in Kärnten nur vorübergehend auftritt oder ob sie, ähnlich

wie im Nachbarland Steiermark (s. MELZER 1954:107), bereits eingebürgert

ist.

Draba nemorosa L. — Hain-Hungerblümchen

Friesach, reichlich im lückigen Rasen der Bahnböschung an der

Unterführung der Straße nach Olsa, 1971.

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In Kärnten breitet sich diese circumpolare Art der Hügel- und

Bergstufe (Soo 1968:330) wohl gleichermaßen wie in der benachbarten

Steiermark sprunghaft aus, aber wohl doch nicht so rasch, wie ich

es voreiligerweise angenommen hatte (MELZER in JANCHEN 1960:934,

von LEUTE & ZEITLER 1967:144 auf Klagenfurt bezogen). Die Verbreitungsangaben,

die MARKGRAF in HEGI 1962(IV/1):319 bringt,

sind mehr als dürftig und längst überholt.

Rapistrum rugosum (L.) ALL. — Runzeliger Rapsdotter

In Launsdorf auf einem Erdhaufen nahe dem Bahnhof mehrere

Exemplare, reichlich hingegen auf einer Planierung südlich von

Wolfsberg, 1971.

Dieser nach OBERDORFER 1970:417 formenreiche mediterransubmediterrane

Kreuzblütler, der heute in warmgemäßigten Zonen

weltweit verbreitet wächst, wurde bisher von Kärnten nicht angeführt.

Sicherlich könnte er auch in diesem Bundesland bei einiger

Aufmerksamkeit noch da und dort an Hausmauern und Wegrändern

gefunden werden, da er nach meinen Beobachtungen in der Steiermark

mit Vogelfutter ausländischer Herkunft eingeschleppt wird.

Entgegen MELZER in JANCHEN 1958:240 kommt es in der Steiermark

zu keiner Ausbreitung, also Einbürgerung, da viel zu wenig Früchte

ausreifen.

Saxifraga paradoxa STERNB. — Glimmer-Steinbrech

Koralpe: auf der Steinberger Alm südlich der Kleinalpe, im

Schwarzenbachgraben ober St. Vinzenz und im Multerergraben östlich

Lavamünd, hier bei etwa 540, 750 und von 850 bis 900 m

Seehöhe, O. PRUGGER (Lavamünd). Seetaler Alpen: südlich von

Twimberg in einem kleinen Seitengraben der rechten Talseite und

südsüdwestlich der Haltestelle „Raderwirt" an Gneisfelsen der

gleichfalls rechten Talseite.

Die bisher bekannte Verbreitung dieser auf die Steiermark, auf

Kärnten und Slowenien beschränkten Art erstreckt sich nach BRATH

1948 auf die östlichen und südöstlichen Teile der Norischen und auf

den Westzipfel der Cetischen Alpen. HUBER in HEGI 1963(IV/2):215

berücksichtigt bedauerlicherweise jene Arbeit nicht, weshalb EBERLE

1971:72 die Verbreitung nur recht unvollkommen bringt, da er

selbstverständlich auf unsere „Standardflora" zurückgreift; ähnlich

wird es auch bei späteren Autoren sein. Über die unterschiedlichen

Standortbedingungen gegenüber Moehringia diversifolia KOCH*, der

Verschiedenblättrigen Miere, lese man bei SCHAEFTLEIN & WRABER

* Bisher wird als Autor des Namens fälschlich DOLLINER zitiert, s. SCHAEFT-

LEIN & WRABER 1971:281.

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1971:227 nach, da oft behauptet wird, diese wachse „gern in Gesellschaft

von S. paradoxa". Die Verbreitungskarte von BRATH 1948:65

wird mit Verbesserungen, z. B. die oben genannten beiden Fundorte

im Gebiet der Seetaler Alpen (!), von EHRENDORFER & al. 1967

(I):III gebracht, wo S. paradoxa unter den Arten der Zentralalpen

aufscheint.

Oenothera erythrosepala BORB. = Oe. Lamarckiana auct. — Große

Nachtkerze

In Ferlach auf dem Schotter des Loiblbachbettes, 1970; westlich

davon bei Weizelsdorf, 1965; nach W. SCHNEDLER (brieflich, Queckborn,

BRD) beim Kraftwerk Edling; auf Anschüttungen an der

Straße von Eisenkappel nach Trögern; in Villach an mehreren

Stellen, besonders östlich des Hauptbahnhofes; in Kellerberg am

Straßenrand; alle 1970.

Bisher bekannte Verwilderungen dieser beliebten Zierpflanze

aus Nordamerika bringt MELZER 1969 b:185.

Malva pusilla SM. — Kleine Malve

Auf dem Müllplatz von Villach ein großes Exemplar, 1971.

Bisher aus Kärnten nicht bekannt; diese kontinentale Art

(OBERDORFER 1970:616) ist m. E. im pannonischen Gebiet Österreichs

ebenso als heimisch zu bezeichnen wie viele andere Arten

ähnlicher Verbreitung. Sie ist besonders in der Umgebung des Neusiedler

Sees zu finden und stellenweise sogar häufig. JANCHEN

1958:398 hält sie in Österreich nur für eingeschleppt bis eingebürgert.

Linum austriacum L. — österreichischer Lein

Nördlich des Bahnhofes Treibach-Althofen im Trockenrasen an

Bahnböschungen vereinzelt, gegen Pöckstein zu in Massen auf etwa

250 m Länge, 1971.

STABER 1943:49 berichtet über ein ähnliches, aber bei weitem

größeres Vorkommen — auf einer Strecke von mehr als 20 km —

an der Tauernbahn zwischen Pusarnitz und Obervellach. Auch in der

Steiermark wächst dieser ostmediterrane Lein (OBERDORFER

1970:588) verschleppt an einer Bahnböschung zwischen Zeltweg und

Judenburg. Die von mir (MELZER 1956:81) bei der Entdeckung vermutete

Ausbreitung auf Grund ähnlicher Verhältnisse wie in Kärnten

ist ausgeblieben, was möglicherweise auf das Wuchern der längs

der Bahn gepflanzten Robinien zurückzuführen sein dürfte. Ähnlich

könnte nördlich Treibach ein Überhandnehmen der jetzt schon dichten

Bestände von Melilotus officinalis (L.) LAMK., dem Gelben Steinklee,

die weitere Ausbreitung des Leins verhindern oder diesen gar verdrängen.

Jene Pflanze dürfte von Imkern als Bienenweide angesät

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worden sein (s. MELZER 1971 b:9). Der Trockenrasen könnte ansonsten

der östlichen Pflanze, die in den pannonischen Gebieten Niederösterreichs

und des Burgenlandes heimisch ist (JANCHEN 1958:404),

zusagende Bedingungen bieten, wie folgende trockenheitsliebende

Arten zeigen: Tunica saxifraga SCOP., Reseda lutea L., Potentilla

argentea L., Astragalus Cicer L., Trifolium montanum L., Anchusa

officinalis L., Artemisia campestris L., Centaurea rhenana BOR.,

Asparagus officinalis L., Bromus erectus HUDS., Brachypodium

rupestre (HOST) ROEM. 8t SCHULT., Festuca sulcata (HACK.) NYM.

und Phleum phleoides (L.) KARSTEN. Wie leicht sich L. austriacum

einbürgert, zeigt auch ein Fall in Deutschland: Nach RAUSCHERT

1967:946 hat sich der Österreichische Lein seit dem ersten Weltkrieg

plötzlich stark ausgebreitet und ist heute in Trockenrasen des mitteldeutschen

Trockengebietes vielerorts, oft massenhaft, anzutreffen.

Pimpinella nigra MILL. — Schwarze Bibernelle

Südlich von Friesach im Rasen nahe der Bundesstraße und an

einer Böschung reichlich, 1971.

Die Wurzeln der Pflanzen von hier zeigen bei Verletzung teils

die deutliche und rasche Blaufärbung, wie ich sie von den Pflanzen

des pannonischen Raumes von Niederösterreich und aus dem Burgenland

kenne, teils ist die Verfärbung nur undeutlich.

Nach WEIDE 1962 (ihm folgend auch ROTHMALER 1963:234

und HESS & al. 1970:880—882) unterscheidet sich P. nigra von

der weit verbreiteten P. saxifraga L., der Kleinen Bibernelle, vor

allem durch die verschiedene Zahl der Doldenstrahlen, dann durch

die Stärke und Verteilung der Haare des Stengels und der Blätter

und auch durch die Form der Blättchen. ENDTMANN in ROTHMALER

1965:85—86 stellt fest, daß eine Trennung der Arten und Unterarten

nach der Zahl der Doldenstrahlen zumindest in NO-Deutschland

nicht möglich wäre. Eine solche Trennung ist auch bei uns unmöglich,

WEIDE hat offensichtlich nur einen einzigen Beleg aus Österreich

gesehen (s. w. u.)!

Sowohl im pannonischen Gebiet Österreichs als auch außerhalb,

so etwa in der Obersteiermark, aber auch in Kärnten, kommt

P. saxifraga in einer Form vor, die in der Dichte der Behaarung

nur wenig der P. nigra nachsteht, ohne auch nur eine Spur einer

Verfärbung der verletzten Wurzel zu zeigen. Da ihre Blätter auch auf

der Oberseite behaart sind, läßt sie sich nach den genannten Schlüsseln

nirgends einordnen. Das kennzeichnende Merkmal für P. nigra ist

auch nach ENDTMANN 1. c. die Blaufärbung der beschädigten Wurzel.

Nach ihm schwankt sie zwischen intensiv blau und leicht bläulichem

Schimmer; bei einigen Pflanzen (besonders Exemplare mit dünner

Wurzel!) tritt nach ihm kein Farbumschlag auf, auch wenn alle

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P. mgra-Pflanzen der Population blauen. Hier wäre die Determination

gewöhnlich noch durch Berücksichtigung der Blattform und

Behaarung möglich, was ich aber bezweifeln muß.

JANCHEN 1959:425 ist noch der Meinung, P. saxifraga subsp.

nigra (MILL.) GAUD. = P. nigra MILL, wäre gleich subsp. saxifraga

in Österreich verbreitet, aber viel seltener, nur aus Kärnten liege

keine sichere Angabe vor. JANCHEN 1963:65 zitiert dann die Arbeit

von WEIDE, bringt dessen Gliederung der beiden Arten und versucht

sie auf Österreich anzuwenden, wobei er zu P. nigra subsp.

villosa (SCHUR) WEIDE schreibt: „z. B. in Kärnten: Millstatt." Bei

WEIDE 1962:265 liest man nach der Diagnose dieser Unterart: „Neostandard:

Millstadt (M. APPEL)", S. 266, dann „Verbreitung: xerotherme

Reliktgebiete der Alpen. Außer den Belegen von Millstatt

sind mir keine weiteren Exemplare bekannt geworden. Nach BRAUN-

BLANQUET (Anmerkung in einem Exsiccat des Herbariums Genf)

kommt diese Sippe auch im Engadin vor." Ob das wohl für die

Abgliederung einer Unterart langt?

JANCHEN 1966:50 hält die von WEIDE gegebene Gliederung für

richtig und maßgebend, da sie sowohl von ROTHMALER im Kritischen

Ergänzungsband seiner Exkursionsflora als auch von DAMBOLDT in

den Nachträgen zum HEGI anerkannt wird. DAMBOLDT 1955:

1567—1568 bringt jedoch nur den Schlüssel der Unterarten von

P. saxifraga, wobei er meint, WEIDE wäre auf Grund eingehender

Herbarstudien (s. w. o.!) zu seiner Gliederung gekommen und die

fünf Unterarten wären ökologisch und teils auch geographisch streng

zu trennende Sippen. JANCHEN 1. c. verbessert seine 1959 gemachten

Angaben zu P. nigra wie folgt: „Trockene Hügel, auch Sandböden;

nur in niederen Lagen; s. zerstr. — Wahrscheinlich ziemlich häufig,

doch nur wenige sichere Angaben —." Er bringt dazu nur eine

einzige aus Niederösterreich und eine weitere aus dem nördlichen

Burgenland, wobei er betont, daß die frische Wurzel beim Zerschneiden

blau anlaufe.

Hier an der Straße südlich von Friesach wächst P. nigra zweifellos

verschleppt, an anderen Stellen in Kärnten wäre ein autochthones

Vorkommen durchaus möglich; ich halte es jedoch nach meinen

bisherigen Beobachtungen für höchst unwahrscheinlich, daß sie dort

oder etwa auch in der Steiermark „ziemlich häufig" sein könnte *.

Der vorliegende Fund zeigt wieder recht deutlich, wie weit wir

noch von einer halbwegs gründlichen Kenntnis unserer Flora entfernt

sind.

* Aus der Steiermark liegt bisher kein Nachweis vor! Die Angaben von var.

pubescens NEILR. in HAYEK 1910: 1160 beziehen sich auf die oben genannte Form

von P. saxifraga s. str.

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Peucedanum verticillare (L.) KOCH = P. altissimum (MILL.)

THELL. = Imperatoria verticillaris DC. — Riesen-Haarstrang

Nordwestlich von Friesach an den Hängen des Reisenberges

bei St. Stefan, sowohl diesseits als auch jenseits der Landesgrenze

reichlich.

Demnach reicht das steirische Vorkommen um Wildbad Einöd

(s. MELZER 1971 a:245) bis hierher nach Kärnten. Es ist merkwürdig,

daß diese überaus stattliche Umbellifere so lange übersehen werden

konnte, da sie auch hier reichlich den Bahndamm besiedelt.

Chaerophyllum bulbosum L. — Kerbelrübe

Südlich von Friesach an einer Straßenböschung entlang der Bundesstraße

unter Gebüsch, seit 1955.

Von dieser eurasiatisch kontinentalen Art (OBERDORFER

1970:657) liegen bisher offenbar nur die alten Angaben von PACHER

1885:76 und 1894:143 vor: „Zwischen Osterwitz und St. Georgen

am Längsee WULFEN" und „Gebüsch zwischen Glandorf und Sankt

Donat HORAK". Ihre Hypokotylknollen (Hypokotyl = Übergang

von Wurzel zu Sproß, s. RAUH 1950:33) dienten in alten Zeiten als

Nahrung; daß diese Pflanze auch heute noch in Österreich kultiviert

wird, wie JANCHEN 1958:438 meint, scheint mir mehr als fraglich,

auch ist sie bei uns keineswegs häufig, wie dieser Autor schreibt;

dies mag vielleicht für die wärmeren Teile Niederösterreichs zutreffen

(HALACSY 1896:237 schreibt zwar verbreitet, doch NEIL-

REICH 1859:645 „im Waldviertel selten"), keineswegs aber für Kärnten,

auch nicht für die Steiermark, wie aus HAYEK 1911:1204 klar

hervorgeht. Ich selbst kenne sie dort nur von drei Fundorten, einer

davon war nur vorübergehender Natur. Für Salzburg ist Ch. bulbosum

überhaupt fraglich (LEEDER & REITER 1959:166).

Myosotis decumbens HOST subsp. decumbens —

Kälte-Vergißmeinnicht

An der Nordseite der Petzen im schluchtartigen Einschnitt der

„Stiegen" unter der Wackendorfer Alm; an der Paulitschwand und

an der Baba (Frauenberg, hier von O. PRUGGER gesammelt) bei

Bad Vellach; im Obojnikgraben bei Trögern südwestlich von Eisenkappel;

am Gipfel der Setitsche bei Zeil Pfarre; auf der Sattnitz

nördlich der Hollenburg; im Rosental bei Rosenbach; am Fuß des

Mittagskogels südwestlich von Kopein; bei Outschina und Altfinkenstein;

bei Mallestig; am Kanzianiberg; Südosthang desOisternig

bei Feistritz im Gailtal; im Krastal nordwestlich von Villach; bei

Ossiach und südlich Steindorf am Ossiacher See; bei Oberglan östlich

von Feldkirchen; auf dem Ulrichsberg an den vorgeschichtlichen

Ruinen in ausgedehnten Beständen; auf Hochosterwitz; nordöstlich

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Launsdorf nahe Schloß Mannsberg; an den Kraiger Schlössern nordwestlich

von St. Veit an der Gian; Innerwimitz; zwischen Pöckstein

und Mölbling bei Treibach; an den Abhängen des Pirker Kogels

nordwestlich von Friesach; nordwestlich Althaus nahe der steirischen

Grenze.

Die bisher bekannten zehn Fundorte bringen LEUTE & ZEITLER

1967:143, 1969:195. Auch an jenen neuen Fundorten sah ich M. decumbens

nirgends in Quellfluren, nur an drei Stellen wächst sie

auch längs kleiner Bächlein. OBERDORFER 1970:735 schreibt zum

Standort in Süddeutschland: „Selten in Quellfluren und an Bächen

des Hochgebirges", GRAU 1964:106 dagegen: „. . . bevorzugt feuchte,

schattige Standorte" (vergi, auch MELZER 1962:88). Sie wächst auch

gerne an Stellen, wo Holz und Reisig vermodern, an Lägerstellen und

unter Hochstauden. Überrascht war ich, diese Art bei Mallestig, Altfinkenstein,

Arnoldstein (von hier bereits in LEUTE & ZEITLER

1967:143 genannt) und St. Veit an der Gian auch in Obstgärten und

schattseitigen Wiesen anzutreffen, also an Standorten, wo sonst das

gewöhnliche Wald-Vergißmeinnicht, M. silvatica (EHRH.) HOFFM.,

steht. Zur Problematik der Trennung der bei uns nachgewiesenen

Unterarten s. MELZER 1971 a:246.

Myosotis decumbens HOST subsp. Kernen (D. T. & SARNTH.) J. GRAU

— Kerners Vergißmeinnicht

Auf dem Erzberg bei Kreuth westlich Villach in etwa 1400 m;

im Maltatal von etwa 900 m in der Umgebung des Schleierfalls bis

zur Gmünder Hütte bei etwa 1190 m Seehöhe; an der Mühlleiten

nordwestlich Althaus in nächster Nähe der steirischen Grenze, wo

auch subsp. decumbens vorkommt (s. d.).

Lamium Orvala L. — Große Taubnessel

Bei Friesach nördlich des Lorenzikirchleins auf dem Lorenziberg

in etwa 850 m Seehöhe an einem feuchten Westhang, K. RAUCH

(Friesach), und an der Nordseite des Pirker Kogels von etwa 800 bis

1000 m Seehöhe reichlich.

Das Vorkommen dieser illyrischen Art bei Friesach stellt eine

Verbindung zum noch weiter nordwestlich gelegenen „Vorposten"

bei Grades im Metnitztal (s. MELZER 1965:180) dar. Über die

bisher bekannte Verbreitung in Kärnten s. HARTL 1970:50 ff.,

Karte [4], der sie unter den atlantischen Einwanderern bringt.

Galium Schultesii VEST — Glattes Labkraut

Am Fuß der Petzen zwischen Bleiburg und Rischberg (1965)

und südlich von Globasnitz (1966); bei Lavamünd nahe dem Siegelstein

(1961); am Johannisberg bei St. Paul in großen Beständen

(1959); bei Eis (1965); südöstlich von Völkermarkt (1971); an einem

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Waldrand bei Maria Saal (1957); auf dem Ulrichsberg, am Fuß des

Burgfelsens von Hochosterwitz, zwischen Polling und Garzern (1971)

und nahe Schloß Mannsberg (1972) nordöstlich von Launsdorf; an

den Hängen des Pirker Kogels nordwestlich von Friesach zusammen

mit G. silvaticum :: ', so in der Nähe des aufgelassenen Barbarabades,

und am Fuß des Gutschenberges bei Eberstein im Görtschitztal (1972);

häufig im Lavanttal um Wolfsberg, wie an der Westseite des Lattenberges

(1967), in Vordergumitsch (1968), im Prössinggraben (1961),

von Zellach über die Vorderwölch zur Hinterwölch (1972).

JANCHEN 1959:569 erwähnt, daß wegen Verwechslung mit Formen

von G. silvaticum L. und G. aristatum L. nicht alle dem Schrifttum

entnommenen Angaben ganz sicher wären, und daß der Originalfundort

der Art in Maria Rain bei Klagenfurt liege (s. PACHER

1884:212). Nach AICHINGER 1930:34 gehört sie zu den Arten des

illyrischen Laubmischwaldes, die ozeanische Klimaverhältnisse lieben,

doch kann dies m. E. wohl auch nach der großen Verbreitung außerhalb

dieser Wälder (z. B. in der Steiermark, s. MELZER 1962:92,

1963 a:284) nicht stimmen. OBERDORFER 1970:70 bezeichnet

G. Schultesii als gemäßigt kontinentale Art. LEUTE & ZEITLER

1969:206 schreiben: „Kommt nach Mitteilung von E. HÜBL, Wien,

in den St. Pauler Bergen zwischen Rabenstein und dem Johannisberg

vor. Belege aus diesem Gebiet wären für eine Bearbeitung des

Galium-sylvaticum-Komplexes sehr erwünscht!" Dadurch erst wurde

ich aufmerksam, wie wenig Fundorte aus Kärnten bisher bekannt

waren.

Pesatites paradoxus (RETZ.) BAUMG. — Alpen-Pestwurz

Bei Launsdorf an lichten grasigen Stellen des Rotföhrenwaldes

nahe dem Gipfel des Buchkogels und nordöstlich davon je ein Bestand

von einigen wenigen Quadratmetern in etwa 780 m.

Ein sehr ungewöhnlicher Standort dieser präalpin-alpinen Art

(OBERDORFER 1970:897) der wasserzügigen Steinschutt- und Flußgeröllfluren,

die nach EBERLE 1956:69 eine Bewohnerin von Bachund

Flußschottern, von Lawinenschutt und Muren, von feuchten,

steinigen Runsen vorwiegend in der subalpinen und der alpinen

Stufe ist, die als Kalkpflanze in den Zentralalpen selten vorkommt.

Erechthites hieracifolia (L.) RAFIN. — Scheinkreuzkraut

Bei Tainach auf einem Holzschlag in großer Zahl, 1969, ebenso

östlich Silberegg bei Althofen, 1970; längs der Autobahn zwischen

Pörtschach und Wernberg auf frisch geschütteten Böschungen, an

* PREISSMANN 1884:431 schreibt: „In Bergwäldern bei Friesadi gegen das Barbarabad;

ich halte diese Friesadier Pflanze für das echte G. silvaticum L. und nicht

für G. Schultesii VEST."

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Waldrändern und auf Lichtungen, 1971, nach F. TURNOWSKY im

selben Jahr auch auf einem Waldschlag des Kreuzbergls in Klagenfurt

in großer Menge.

Bisher bekannte Fundorte dieser amerikanischen Wanderpflanze

bringt MELZER 1966:24, 1969:135.

Helianthus debilis NUTT. subsp. cucumerifolius (TORR. & GRAY)

HEISER — Gurkenblättrige Sonnenblume

In St. Veit an der Gian auf einer Anschüttung nahe der Bahn

und nordöstlich der Stadt auf einer Planierung, jeweils eine Gruppe

blühender und fruchtender Exemplare, 1971.

Bei uns wird diese einjährige Zierpflanze aus Nordamerika

(nach MAATSCH in ENKE 1960:748, der die Unterart als eigene

Art führt, von Florida bis Texas) bei weitem seltener gepflanzt als

H. annuus L.; Verwilderungen von H. debilis führt JANCHEN

1959:686 aus Tirol und Vorarlberg an.

Bidens frondosa L. = B. melanocarpa WIEG. — Schwarzfrüchtiger

Zweizahn

Auf dem Frachtenbahnhof von Villach längs eines Gleises an

einer Verladerampe ein großer dichter Bestand, 1971.

Da dieser Neubürger aus Nordamerika mit submediterran-subatlantischer

Ausbreitungstendenz in Europa (OBERDORFER 1970:880)

in der benachbarten Steiermark nicht nur an der Raab im Osten

des Landes (MELZER 1958 a: 195), sondern auch längs der Mur von

Knittelfeld abwärts offenbar völlig eingebürgert wächst, kann

auch in Kärnten mit einem Auftreten an den Ufern größerer

Gewässer, vor allem längs der Drau, gerechnet werden, obwohl eine

noch im Herbst desselben Jahres unternommene Suche ergebnislos

verlaufen ist. Bereits Jungpflanzen kann man mit Sicherheit erkennen,

da sie zum Unterschied von allen bei uns vorkommenden

.ß.-Arten langgestielte, gefiederte — nicht fiederschnittige — Blätter

tragen.

Guizotia abyssinica (L. fil.). CASS. — Ramtillkraut

Auf Müll in einer Sandgrube nördlich von Bleiburg, mehrfach,

1965; Müllplatz bei Mallestig, zwei große Exemplare, auf Anschüttungen

in einem „Naturschutzgebiet" nördlich von Villach, 1968;

mehrfach auf dem Müllplatz nahe der Gail bei Villach, 1970, 1971.

Bei uns typische „Vogelfutterpflanze" (s. u. a. MELZER 1968:129),

die nur selten zur Blüte kommt; in Kärnten sah ich bisher nur sterile

Exemplare, die dann sehr an Bidens cernua L., den Nickenden Zweizahn,

erinnern.

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Artemisia Verlotorum LAMOTTE — Verlotscher Beifuß

In Klagenfurt ein großer, langgestreckter Bestand längs des Gehsteiges

in der Anzengruberstraße, 1971.

Dieser Neubürger, dessen Heimat jetzt meist mit Kamtschatka und

Nordjapan angegeben wird, hat in Europa nach OBERDORFER 1970:

894 subozeanisch-submediterrane Ausbreitungstendenz und kann mit

größter Wahrscheinlichkeit dank seiner vehementen vegetativen Vermehrungskraft

nicht nur in Villach (MELZER 1972:58), sondern

auch hier in Klagenfurt als eingebürgert angesehen werden.

Festuca amethystina L. — Amethyst-Schwingel

Bei Launsdorf auf dem Buchkogel spärlich, ebenso bei Polling,

reichlich hingegen auf den Bergen nordöstlich von Gösseling, z. T. in

großen Beständen von etwa 500 bis 900 m Seehöhe; auf dem Ostrog

bei Friesach.

Bisher war dieser schöne und verhältnismäßig leicht kenntliche,

nach OBERDORFER 1970:197 ostpräalpin(-gemäßigt kontinentale)

Schwingel nur von den felsigen Hängen ober St. Georgen am Längsee

bekannt (MELZER 1965:185). Da HESS & al. 1967:353 — sie

bezeichnen ihn als mittel- und südeuropäische Gebirgspflanze (östlich)

— schreiben: „. . . bis zum Wienerwald und den Karawanken

. . .", sei betont, daß F. amethystina aus diesem Alpenteil bisher

nicht bekannt ist, MARTINCIC in MARTINCIC & SUSNIK 1969:465

nennt sie nur aus den Steiner Alpen (Kamniske Alpe), wie schon vorher

MAYER 1952:359 „Gorenjsko", d. i. Oberkrain, schreibt. Die

Angabe „Karawanken" jener Autoren dürfte wohl auf die revisionsbedürftige

Verbreitungskarte K 36 b von MEUSEL & al. 1965 zurückgehen.

— Ich ziehe die Kurzcharakterisierung der Allgemeinverbreitung

der Arten vor, wie sie OBERDORFER 1970 bringt und vermeide

die Arealdiagnosen und die Bezeichnung der Florenelemente jener

Autoren, da sie einerseits umständlich zu handhaben sind und oft

genug die größere Genauigkeit nur vortäuschen, da uns leider immer

noch die wirkliche Verbreitung der meisten Arten recht lückenhaft

bekannt ist.

Poa stiriaca FRITSCH & HAYEK — Steirisches Rispengras

Im Krastaler Bergsturzgebiet nordwestlich Villach; südöstlich

der Turracher Höhe ober Saureggen; ober Gunzenberg an der

Grebenzen; am Reisenberg bei St. Stefan und an den Abhängen des

Pirker Kogels nordwestlich von Friesach; am Hörfeld westlich

Noreia; bei Hüttenberg; im Twimberger Graben im Lavanttal; im

Saualpengebiet von Bad Weißenbach zum Forsthaus Hammerer; in

Vordergumitsch bei Wolfsberg; zwischen Gurk und Pisweg südwestlich

Straßburg am bewaldeten Nordhang in ausgedehnten Beständen;

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westlich von Friesach; an den Kraiger Schlössern nordwestlich

St. Veit an der Gian; am Nordhang des Buchkogels bei Launsdorf;

am Gutschenberg bei Eberstein; an der Nordseite des Griffener

Schloßberges; nordöstlich von Rüden und südlich davon gegen die

Drau zu; in den St. Pauler Bergen auf dem Johannisberg.

LEUTE & ZEITLER 1967:155, 1969:202 geben neun Kärntner

Fundorte an und heben die Bestimmungsmerkmale dieser ostalpinbalkanischen

Art hervor, MECENOVIC in EHRENDORFER & al.

1967 (I):I bringt eine Verbreitungskarte unter den Arten der Steiermark

mit Verbeiterungsschwerpunkt in der Bergstufe, in der auch

Kärntner Fundorte aufscheinen.

Poa Molinerii BALB. — Trocken-Rispengras

In der Glocknergruppe nordöstlich des Glocknerhauses am Grat

zur Albitzenspitze von etwa 2700 bis 2890 und am Grat vom

Ersten zum Zweiten Leiterkogel von 2450 bis 2550 m, Kalkschiefer.

Vom nahen Leitertal bereits seit MELZER 1965:186 bekannt. —

Weder an den Suchafelsen bei Eisenkappel noch bei Arnoldstein, wo

das Trocken-Rispengras von LEUTE & ZEITLER 1967:155 angegeben

wird, gelang es mir bisher, die Sippe zu finden. Wohl aber wächst

dort überall um Arnoldstein häufig, ebenso auf den Halden der

Bergbaue von Bleiberg-Kreuth, dann überall auf den sandigen Anschwemmungen

der Gailitz, Gail und Drau jene auffallende Form

von P. alpina L., auf die ich schon (MELZER 1969:132) aufmerksam

machte. Mancherorts bildet sie ganze Bestände, so etwa nahe einem

Haus am Wehr der Gailitz bei Maglern. Sie ist von grauer Farbe,

breitblättrig und nie vivipar. Da an den Grundblättern das Blatthäutchen

fehlt, und kein deutlicher Knorpelrand vorhanden ist,

gehört sie eindeutig zu P. alpina.

Poa remota FORSELLES — Entferntähriges Rispengras

In der Nähe der steirischen Grenze auf dem Hörfeld in einer

Grauerlenau und nordwestlich von Althaus bei Mühlen längs eines

Bächleins, gleichfalls unter Grauerlen in etwa 900 m.

Die bisher nur sicher recht unvollständig bekannte Verbreitung

dieser eurasiatisch kontinentalen Art (OBERDORFER 1970:210) in

Kärnten bringen PEHR 1934:44, MELZER 1965:185, LEUTE & ZEIT-

LER 1969:202.

Poa bulbosa L., Knolliges Rispengras

Auf dem Bahnhof Völkermarkt-Kühnsdorf reichlich auf den

Gleisanlagen, 1969.

Für Kärnten liegt aus diesem Jahrhundert nur eine Angabe vor:

auf dem Bahnkörper bei Warmbad Villach, PEHR 1938:80. Alte

Angaben s. PACHER 1880:140 (Tiffen, Obervellach, Sagritz).

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ZUSAMMENFASSUNG

Neu für die Flora von Kärnten sind: Heliosperma (Silène) Veselskyi

(einheimisch, bisher nur eine irrige Angabe), Amaranthus blitoides,

Bidens frondosa, Chenopodium borbasioides (auch für ganz

Österreich neu), Malva pusilla, Kapistrum rugosum, Sisymbrium Loeselii

(alle eingeschleppt) und Helianthus debilis (verwildert). Neue

Fundorte werden von 26 weiteren Sippen genannt, Hinweise auf ihre

bisher bekannte Verbreitung und — soweit nötig — kritische Bemerkungen

gebracht.

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Anschrift des Verfassers: Prof. Helmut MELZER, Frauengasse 18, A-8750 Judenburg.

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Carinthia II 162./82. Jahrgang S. 221—223 Klagenfurt 1972

Der Kugelginster, Cytisanthus radiatus (L.) Lang,

eine floristische Kostbarkeit am Weißensee

(Mit einer Abbildung)

Von Gerfried-H. LEUTE, Klagenfurt

Seit seiner Entdeckung durch F. PEHR im Jahre 1938 im Weißenseetal

sind bereits 34 Jahre vergangen, trotzdem führt der Kugelginster

(Cytisanthus radiatus = Genista radiata = Cytisus radiatus)

noch immer ein verborgenes, aber durchaus lebenskräftiges Dasein.

Der Standort liegt in unmittelbarer Seenähe auf beiden Seiten des

Touristensteiges zwischen dem Ronacherfels und den kleinen Steinwänden

am Nordufer des Weißensees, am Rande eines Rotföhrenwaldes

und erstreckt sich bis in die offenen Kalkschotter der Uferzone.

Im Gegensatz zu den vereinzelten Vorkommen bei Arnoldstein — die

Pflanzen wurden nach PEHR 1934:42 durch den Gailitzfluß aus dem

Raibler Gebiet herabgeschwemmt — handelt es sich hier um den

einzigen ursprünglichen Standort der Art auf österreichischem Bundesgebiet"".

Die mehr oder weniger kugelige Gestalt der Sträucher

findet ihren Niederschlag in der deutschen Bezeichnung, der lateinische

Artname weist hingegen auf die strahlenartig ausgebreiteten, rutenförmigen

Langtriebe hin. Kurz- und Langtriebe enthalten den Assimilationsfarbstoff

Chlorophyll und haben so die Funktion der kurzlebigen

Blättchen, die schon frühzeitig abfallen, übernommen. Weiters

weisen sie auch eingesenkte, von Haaren bedeckte Spaltöffnungen

auf, wodurch die Transpiration der Pflanze auf ein Minimum herabgesetzt

werden kann. Der Kugelginster ist also ein Xerophyt und

damit an das Leben an trockenen, heißen Standorten angepaßt.

•* Für die Wiederauffindung des Standortes danke ich herzlich Herrn H. BRANDT-

NER in Neusach.

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Cytisanthus radiatus, Weißensee

Als submediterran-montanes Florenelement scheint er jedoch höhere

Ansprüche an die Luftfeuchtigkeit, zumindest hier im nördlichsten

Teil seines Verbreitungsgebietes, zu stellen. Die wenigen, von Raibl

herabgeschwemmten Exemplare stehen noch in direktem Einfluß der

durch die Gailitzfurche streichenden feuchten Südwinde. Hier in

den Gailtaler Alpen ist jedoch der Standort von höheren Bergen

rings umschlossen, es muß also die in Seenähe ziemlich hohe Luftfeuchtigkeit

unserem Gast aus dem Süden ein ausgeglichenes Klima

schaffen.

Die Art ist auf der Balkanhalbinsel weit verbreitet, hat nach

CHRISTIANSEN 1938 ihre vermutliche Ausgangssippe am Thessalisdien

Olymp und reicht unter Ausbildung mehrerer Rassen über den Karst

und die Südalpen, wo sie am Monte Baldo und in der Vallarsa bis

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über 2000 m hinansteigt, bis in die Westalpen, die Apenninen und

nordöstlich in die Transsylvanischen Alpen (siehe MAYER 1970:
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