TEKTONISCHE PROBLEME DER ÖSTLICHEN SÜDALPEN
von R. W. van Bemmelen (Utrecht)
mit 3 Tabellen und 4 Abbildungen
Vortrag gehalten am 23. Mai 1969 beim II. Symposium über die Geologie
der Karawanken in-Ljubljana
INHALT
Zusammenfasung.......................133
I. Einleitung.......................134
II. Relativistische Strukturanalyse...............135
III.	Gravitationstektonik sensu lato...............136
IV.	Rotationsenergie als Faktor in der Geodynamik........136
V. Tektogenetische Erscheinungen in den östlichen SüdaJpen.....137
VI. Klasse V (Megatektonik) während der Phasen c und e bis gf . . . .	141
VII. Klasse IV (Geotektonik) während der Phase c.........142
VIII. Klasse III (Mesotektonik) während der Phasen d und f......143
IX. Klasse II und I (Minor- und Lokaltektonik) während der Phasen
f und g........................147
X. Die Kosuta-Aufwölbung..................148
Die Nordkarawanken...................149
Die Südkarawanken...................152
Die Kamniker Alpen...................154
XI. Ergebnisse der relativistischen Strukturanalyse........155
XII. Literaturangaben....................156
Zusammenfassung
Die Vorstellungen vom Werden der Alpen, von denen die östlichen
Südalpen nur ein Teilelement sind, sind im allgemeinen ziemlich unikausal
entstanden. Man dachte an eine N—S gerichtete Zusammenpressung einer
mobilen Zone (Tethys) zwischen dem europäischen Vorland und dem
afrikanischen Rückland. Aus diesem einzigen, supraregionalen Spannungs-
zustand versuchte man dann alle tektogenetische Erscheinungen abzuleiten.
Die schnelle Zunahme der »geonomischen« Beobachtungstatsachen (der
geologischen, geophysischen, geochemischen und anderen Zweigen der
ErdWissenschaften) zwingen uns jedoch, nach realistischeren, der Wirk-
lichkeit besser angepaßten Erklärungsmodellen zu suchen.
133
Diese Modelle sollen auf der Grundlage einer relativistischen Struktur-
analyse entworfen werden. Das heißt, daß man einen Unterschied machen
muß zwischen Strukturen, die durch geodynamische Prozesse verschie-
dener Ausmaße entstanden sind, welche nacheinander oder zur selben
Zeit in einem Gebiete stattgefunden haben, und deren tektogenetischen
superponierten Ergebnissen. In dieser Weise kommt man zu einer Syn-
these zwischen supraregionalen, mobilistischen Vorstellungen und regi-
nalen, mehr lokal gebundenen, fixistischen Erklärungsversuchen der
beobachteten Strukturen (Siehe Tabellen I und II).
Die lokale und regionale Strukturbildung kann die Folge sein von
fünf Größenordnungen (Kategorien, Klassen) der geodynamischen Pro-
zesse: (I) Lokal-, (II) Minor-, (III) Meso-, (IV) Geo-, und (V) Megatektonik.
Diese fünf Klassen spielten alle mit in der Entstehungsgeschichte der
östlichen Südalpen (Siehe Tabelle III).
I. Einleitung
Es freut mich, hier sprechen zu können und an diesem Gedanken-
austausch bezüglich unserer Kenntnisse der Karawanken teilnehnen zu
dürfen.
Vor allem möchte ich jedoch betonen, daß ich hier nicht als ein
Geologe stehe der Ihnen etwas über die regionalgeologischen Tatsachen
der Karawanken erzählen kann, da Sie darüber doch viel besser in-
formiert sind als ich; sondern im Gegenteil, ich hoffe von Ihnen in dieser
Hinsicht zu lernen. Jedoch habe ich als Geländegeologe nach vielen
Jahren eingesehen, daß man nie zu einer funktionell richtigen Vorstellung
der strukturellen Entwicklung eines Gebietes kommen kann, wenn man
nicht auch Einflüsse von außerhalb des regionalen Rahmens mit in Be-
tracht zieht. Und in dieser Hinsicht hoffe ich hier etwas beitragen zu
können.
Nach meinen indonesischen Jahren vor dem Kriege habe ich jetzt
fast zwanzig Jahre in Europa, und zwar speziell in den südlichen Alpen
gearbeitet. Ein Ergebnis davon war, daß ich nachträglich auch meine
Vorstellungen in Bezug auf das indonesische Inselreich korrigieren mußte.
Dazu hat natürlich die stürmische Entwicklung der Erdwissenschaften
nach dem zweiten Weltkriege beigetragen. Z. В. ergaben Paläomagne-
tismus, Ozeanographie, Seismik, Geochemie völlig neue Daten und
Einsichten.
Eigentlich sind die mehr als vierzig Jahre meiner beruflichen Tätig-
keit ein fortwährendes Suchen gewesen nach einem synthetischen, all-
gemein gültigen Modell der geologischen Entwicklung. Das ist mir aber
erst in den letzten Jahren nach m. E. befriedigend gelungen.
Zuerst war ich in meiner Doktorarbeit (1927) ein Nachfolger von
A r g a n d (1924) und Staub (1924). Ich war also zuerst ein Mobilist,
der Afrika auf den Rücken Europa's (die betische Kordillere Südspaniens)
schob. Dann führten mich die Geländeerfahrungen in Indonesien und
der Einfluß der Theorien von Charles Schuchert (1928) und Erich
Haarmann (1930) zu einem fixistischen Standpunkt.
134
Die Tatsachen bezüglich der strukturellen Entwicklung dieses Insel-
reiches ließen sich auch ohne Kontinentverschiebungen erklären, wie ich
in meinem Buche »The Geology of Indonesia« (1949) darzulegen ver-
suchte. Nach dem Kriege brachte speziell die Geophysik viele neue
Daten und wir Geologen konnten etwas nuancierter die tieferen Prozesse
im Erdmantel mit in Betracht ziehen.
Das machte, daß ich nach einer Synthese zwischen den fixistischen
und mobilistischen Modellen der Erdgeschichte suchen konnte. Erste
Andeutungen zu einer relativistischen Synthese gab ich z. B. in meinen
Arbeiten über das Karaibische Gebiet (1958), über die Alpen (1960) und
über geotektonische Stockwerke (1962).
Eine ausführlichere Beschreibung dieses relativistischen Prinzips der
Struktur-Analyse finden Sie in den Studien über Mega-Undationen in
»Tectonophysics« (1964, 1965, 1966), auch in »Geologie« (1968, S. 497—517)
und in der »Geologischen Rundschau« (1968, S. 657—705). SchUeßlich
werden schon im nächsten Monat die Beiträge zu einem Symposium
über die Entstehung des Mittelmeeres erscheinen.
II, Relativistische Strukturanalyse
Das Prinzip der relativistischen Strukturanalyse bedeutet einfach, daß
man bei der Erklärung der strukturellen Verhältnisse eines Gebietes
damit rechnen muß, daß der strukturelle »Status quo« das Ergebnis von
geodynamischen Prozessen verschiedener Ausmaße ist, die zu verschie-
denen Zeiten in der geologischen Vergangenheit stattgefunden haben,
und deren Wirkungen superponiert worden sind.
Wenn wir also die gegenwärtigen tektonischen Verhältnisse eines
Gebietes studieren, ist es nicht richtig, dabei nur ein einziges mentales
Modell anzuwenden, z. B. die allgemein übliche Vorstellung der alpinen
Deckenbildung durch S—N Zusammenschub der Tethys Geosynklinale.
Das wäre, als ob man nur einen Schlüssel zur Erklärung aller Strukturen,
von großen bis kleinen hätte.
Auf den Alpenstrang haben Spannungsfelder von verschiedensten Aus-
maßen eingewirkt, und zwar zu verschiedenen oder einander überlagern-
den Zeiten. Diese geomechanischen Spannungsfelder werden gekenn-
zeichnet durch Ausdehnung, Teufe, Größe der Gradienten in den
Trajektorien der Spannungen.
Die mechanischen Ursachen der regionalen tektonischen Deformationen
befinden sich zum Teil weit außerhalb des Rahmens des Gebietes, das
der Geländegeologe untersucht und zum Teil innerhalb seines Blickfeldes.
Im ersten Fall ist er geneigt, einen mobilistischen Erklärungsschlüssel
anzuwenden, z. B. Verschiebungen größerer Krustenteile in Bezug auf
sein Kartengebiet; im zweiten Fall sieht er eher die tektogenetischen
Folgen der lokalen Energie der Lage und gebraucht dann den fixistischen
Erklärungsschlüssel der Gleittektonik. Aber der Unterschied zwischen
beiden Vorstellungen, Mobilismus und Fixismus, besteht nur in der re-
lativen Größenordung der geodynamischen Prozesse. Der Gegensatz zwi-
schen beiden Modellen ist nur scheinbar. Es ist nicht ein Fall von ent-
weder-oder, sondern von und-und ...
135
III. Gravitationstektonik sensu lato
Wenn man diese Gegensätze überblicken und in einem synthetischen
Erklärungsmodell der strukturellen Entwicklung der Erde vereinigen will,
ist es nötig, daß man sich zu erst klar macht, was die mechanischen
Grundprinzipien der Geodynamik sind. Die Paragraphen III und IV
können jedoch von jenen überschlagen werden, die sich nur für die mehr
regionalen Strukturprobleme interessieren.
Alle Massenverlagerungen im Erdkörper (also die ganze Geomechanik)
sind die Folge von Kräften die auf diese Massen einwirken. Und welche
Kräfte können das sein? Nur zwei Kategorien treten im makroskopischen
Bereich der Erde hervor: Die Energie der Lage und die kinetische Energie.
Die Energie der Lage hat eine Masse, wenn sie in Bezug auf ihre Umgebung
entweder zu leicht oder zu schwer ist. Sie versucht dann aufzusteigen oder
abzusinken; dabei verursacht sie einen Massenkreislauf, der entweder primär
aufwärts gerichtet ist (diapire Kreisläufe, »buoyant circuits«) oder primär
absinkend ist (Einsenkungskreisläufe, »foundering circuits«).
Diese Kreisläufe ñnden im Schwerkraftfeld der Erde statt. Sie streben
nach Ausgleich von anomalen Massen Verteilungen in diesem Schwerkraftfelde;
diese geodynamischen Prozesse sind deshalb Äußerungen der Gravitations-
tektonik sensu lato. Die Grundbedingung dieser Kreisläufe (welche ein zu-
sammenhängendes geomechanisches System darstellen), ist, daß das End-
ergebnis eine Anpassung an das gravitative Gleichgewicht der Erde sein
soll. Massendefizite sollen sich auffüllen und Massenüberschüsse sollen abge-
baut werden. In der Totalität des Systems ist es natürlich möglich, daß
Teilmassen im Kreislauf mehr Energie der Lage bekommen als sie nach
ihrer Position haben dürften. Solche Massen werden nach Stellen gedrückt
oder gezogen, die ihnen, gravitativ betrachtet, nicht zukommen. Aber solche
lokale Abweichungen im System sind im Ganzen betrachtet immer unter-
geordnet, gemessen am Gewinn in der gravitativen Anpassung des Systems.
Diese allgemeinen Betrachtungen über geodynamische Prozesse im Schwer-
kraftfelde der Erde gelten für alle Größenordnungen. Die Gravitation ist
eine überall anwesende Kraft; in jedem Massenpartikelchen verursacht sie
eine potentielle Energie, »Wegefähigkeit«, infolge ihrer Energie der Lage.
Faltungen infolge Schrumpfung der Erde, größerer und kleinerer Massen-
kreisläufe im Mantel, Kontinentalverschiebungen, Deckenüberschiebungen im
größeren und kleineren Maßstab, Gleitungserscheinungen aller Größen hängen,
wenn sie tatsächlich stattfinden, zusammen mit differentiellen Vertikalbe-
wegungen, von der potentiellen Energie der Lage ab. Das ist das Konzept der
Gravitationstektonik sensu lato, wovon das Konzept der Gleittektonik als
Gravitationstektonik sensu stricto nur ein Teil ist.
IV. Rotationsenergie als Faktor in der Geodynamik
Hier muß noch vollständigkeitshalber kurz eine andere Energiequelle der
Geodynamik erwähnt werden, obschon diese Energie in den tektonischen
Prozessen der SO-Alpen nicht erkennbar hervortritt.
Nicht nur primär radiale Bewegungen spielen in der Geodynamik eine
Rolle. Die Rotation der Erde liefert eine kinetische Energie der Massen,
welche Ursache dafür ist, das absinkende Massen einen Überschuß an Ro-
tationsenergie haben, während aufsteigende Massen zu wenig Rotationsenergie
im Vergleich zu ihrer Umgebung haben. Das bewirkt, daß absinkende Massen
die Neigung haben voranzueilen und aufsteigende Massen zurück bleiben.
Auch Bewegungen von höherer nach niedriger Breitenlage oder umgekehrt
haben solche Effekte.
In dem atmospherischen Kreislauf spricht man von »Coriolis-Kräften«.
Auch in den geodynamischen Kreisläufen des Erdmantels spielen solche Ro-
tntionskräfte eine Rolle. Der Gegensatz zwischen dem geotektonischen Patron
136
der Westseite des Pazifiks (ost-asiatische und ost-australische Inselguirlanden)
und der Ostseite (das amerikanische Kordillerensystem) ist z. B. das Ergebnis
dieser Art von Coriolis-Kräften.
Der Zusammenhang zwischen der Erdrotation und den geodynamischen
Erscheinungen folgt auch aus der Abhängigkeit der Erdbeben von den Va-
riationen der Rotationsachse,* Lieber (1968) sieht in der Erdrotation die
universelle Ursache von Erdbeben, welche die geodynamischen Prozesse be-
gleiten. Wir betrachten jedoch die kinetische Rotationsenergie nur als eine
Kategorie von Spai"uiungen, welche Erdbeben verursachen können, während
die primäre Änderungen der Energie der Lage eine andere Kategorie von
Spannungen darstellt, die auch Erdbeben verursachen können.
Primäre Änderungen der Energie der Lage sind die Folge von entweder
unregelmäßig verteilten thermischen Prozessen welche die Dichte ändern
(Heizung, Kühlung), oder unregelmäßig verteilten geochemischen Prozessen,
welche die Dichte mittels Änderungen der Zusammensetzung des Materiales
beinflussen (Chemische Differenziationen mittels ionare und atomare Dif-
fusionen).
In der Geodynamik muß man beider Kategorien von Spannungsfeldem
Rechnung tragen.
V. Tektogenetische Erscheinungen in den östlichen Südalpen
Nach diesen einleitenden Betrachtungen kommen wir jetzt zur Frage
welche Typen von tektogenetischen Erscheinungen man in den östlichen
Südalpen unterscheiden kann und die Anteil haben am Strukturbild, das
wir jetzt als Geländegeologen studieren können.
Zuerst muß ein Unterschied gemacht werden zwischen supra-regio-
nalen und intra-regionalen tektogenetischen Prozessen, da diese mobili-
stische bzw. fixistische Betrachtungsweisen zur Folge haben.
Größere Spannungsfeider, deren Ausdehnungen weit über das vom
Geländegeologen studierten Gebiet hinaus reichen, hängen zusammen
mit primären, das heißt endogenen Störungen des gravitativen Gleich-
gewichtes in der Geoide (Mega-, Geo-, und größere Meso-Undationen).
Dagegen hängen die kleineren Spannungsfelder, deren Reichweiten durch
den Rahmen des Gebietes beschränkt sind, das vom Geländegeologen
regional überblickt wird, mit primären Störungen des gravitativen Gleich-
gewichtes zusammen, die von den kleineren Meso-Undationen, sowie
von Minor- und Lokalundationen verursacht werden.
Diese verschiedenen Kategorien der geodynamischen Prozesse, welche
in den Tabellen I und II unterschieden worden sind, verursachten in den
östlichen Südalpen zu verschiedenen Zeiten regional-tektonische Er-
scheinungen. Dadurch findet eine Strukturentwicklung statt, die sich in
sukzessive Phasen einteilen läßt (Tabelle III).
In den folgenden Paragraphen wird zu erläutern versucht, wie die
verschiedene Kategorien der geodynamischen Prozessen in der geo-
* Als Folge der sogenannten Chandler-Präzession beschreibt die Erdachse
in ungefähr 14 Monaten einen unregelmäßigen Kreis in Bezug auf die Fixier-
punkte am Himmel. Genaue Untersuchungen haben gezeigt, daß die Iden-
tionen in diesen Kreisen von schweren Erdbeben irgendwo auf der Welt
begleitet werden. Die elastischen Spannungen im Maxwellschen Endkörper
erreichen durch diese Variationen der Rotation anscheinend Höhen, die zu
bruchartigen Entspannungen Anlaß geben. Die Form des Präzessionskreises
ist nach diesen Entspannungen etwas anders als zuvor.
137
Tabelle I
Mobilistische Betrachtungsweise der alpinen Tektogenese (Spannungsfelder mit Ausdehnungen, die über die Ostalpen
hinaus reichen)
138
Tabelle II
Fixistische Betrachtungsweise der alpinen Tektogenese (Spannungsfelder mit Ausdehnungen, die hauptsächlich oder
ganz innerhalb der Gebiete der Ostalpen liegen)
139
Tabelle III
Das Prinzip der relativistischen Strukturanalyse wird am Werdegang der
Kosuta-Einheit erläutert, welche als eine Teilgeantiklinale der Alpen be-
trachtet wird CNordflanke- Nordkarawanken; Scheitel- Südkarawanken; Süd-
flanke- Kamniker Alpen).
logischen Entwicklungsgeschichte der östlichen Südalpen mitgespielt
haben.
Selbstverständlich ist das hier gegebene Modell nur eine Andeutung,
wie das Prinzip der relativistischen Strukturanalyse auf regional-tek-
tonische Verhältnisse angewendet werden könnte.
In der Zukunft werden wahrscheinlich noch andere Modelle entworfen
werden, oder es wird dieses Modell der Undations Theorie auf dem
Grunde neuerer Erkentnisse der Tatsachen weiter ausgebaut. Betont sei
hier nur, daß in allen Fällen die Methode der Strukturanalyse relativi-
stisch sein soll; das heißt, man soll bei der Erklärung der tektonischen
Verhältnissen immer mit Spannungsfeldern verschiedener Größen Rech-
nung tragen, die zu verschiedenen Zeiten wirkten und deren geodyna-
mische Folgen superponiert worden sind.
140
VI. Klase V (Megatektonik) während der Phasen c und e bis g
Phase c: (Permo-Triadische O—W Seiten Verschiebungen)
Während des alpinen Zykluses der Orogenese haben Kontinentver-
schiebungen stattgefunden, wobei die sialische Kruste an der Nordseite
des Afrikanischen Kontinentes relative laterale Bewegungen in Bezug
auf Europa ausführte. Paläomagnetische Untersuchungen, sowie faziell-
stratigraphische Überlegungen bestätigen diese These. Speziell im Perm
fanden große O—W gerichtete relative Verlagerungen an Seitenverschie-
bungen statt. Dabei entstand in erster Anlage das Peri-Adriatische
Lineament, das im Strukturbild der Gegenwart die Grenze bildet zwischen
den Ostalpen und Südalpen. In den östlichen Südalpen sind die O—W
verlaufende Gailstörung und die O—W gerichtete Störungszone zwischen
den Nord-Karawanken und den Kamniker Alpen Teilstücke dieses Permo-
Triadischen Großlineamentes. Submarine, mineralführende Thermen, die
an diese großen Seitenverschiebungen gebunden waren, lieferten die syn-
sedimentäre Anlage des Blei-Zink Erzzuges der Karnischen Alpen und
der Nord-Karawanken. Diese Permo-Triadische Megatektonik hängt nach
Van Bemmelen (1965) mit der Bildung einer Mega-Undation unter
dem alten Gondwanaland zusammen, deren Zentrum im Anfang etwa
südlich von Madagaskar lag, wo auch die damalige Südpollage war.
Phasen e bis g: (Neozoische NW—SO Seitenverschiebungen)
Das Periadriatische Lineament wurde im Neozoikum wieder von dex-
tralen Seiten Verschiebungen versetzt, diesmal mit NW—SO Streichen;
und zwar zwischen den Gailtaler Alpen und Nordkarawanken von der
Möll-Drau-Störung (Van Bemmelen und Meulenkamp, 1965)
und am Ostende des Kosuta-Gewölbes von der Lavanttaler Störung
(Kieslinger, 1928). Die jüngeren Seiten Verschiebungen machen aber
zum Teil auch von den älteren O—W Schwächezonen des Periadriatischen
Lineamentes Gebrauch. So biegt die Möll-Drau-Störung südlich von Vil-
lach und Rosenbach teilweise in die O—W gestreckte zentrale Zone des
Kosuta-Gewölbes ein. Teilweise quert sie die Karnische Zone in gestaf-
felter Anordnung zwischen Rosenbach und Jesenice und schließt dann
an die Sava-Störung an. Letztgenante Störung hat eine dextrale Lateral-
komponente an der Nordseite des Kranj er Beckens, die sich z. B. in der
V7est-Verschiebung der Smrekovec Tuffe in der Kranj er Beckenfüllung
(um etwa 25 km, nach Hinterlechner-Ravnik und P1 e n i č a r ,
1967)* zeigt. Die Sava-Störung läßt sich in östliche Richtung zwischen
den Kamniker Alpen und den Trojaner Horst bei Celje verfolgen und
schließt dann an die Lavanttaler-Störungzone an, von der sie eine Ab-
zweigung ist.
* Hinterlechner und P1 e n i č a r schreiben, daß die nördliche Ein-
heit (die Kamniker Alpen) entlang der Sava-Störung um 25 km (süd)oetwärts
verlagert wurde. Das Prinzip der relativistischen Strukturanalyse und ein
Blick auf die Strukturkarte Zentral Europas (Abb. 1) bringen uns jedoch zur
Einsicht, daß es mit Bezug auf den strukturellen Rahmen richtiger ist, zu
sagen, daß die südlichen Einheiten entlang der Sava-Störung 25 km (nord)-
westwärts verlagert wurden.
141
Die Sava-Störung verläuft an der Nordseite des Kranj er Beckens in
NW—SO Richtung. Westwärts verzweigt sie sich in die obengenannte
Möll-Drau-Störung und andere, in der Umgebung von Tarvisio mehr
O—W gerichtete Störungen. Von dem O—W gerichteten Tarvisio-Paularo
Graben zweigt sich bei Malborghetto-Ugovizza ein weiterer Teilgraben
in NW-Richtung ab, welcher den Hochwipfel-Gartnerkoffel Komplex
umfaßt (Kahler & Prey, 1964; Van Bemmelen & Meulen-
kamp, 1965, Abb. 3 auf S. 253 und Abb. 4 auf S. 257).
Die große laterale Komponente der Sava-Störung im Bereich des
Kranj er Beckens wird (via Möll-Drau-Störung) im Tauern-Fenster und
(via Hochwipfel-Störung und Gail-Störung) in den Lienzer Dolomiten
amortisiert. Im zentralen Zweig des Pontebba-Paularo Grabens sind keine
lateralen Verlagerungskomponenten mehr zu erkennen.
Diese jüngeren Verschiebungen gehören zu einem System von NW—SO
verlaufenden rechten Seitenverschiebungen in Südost Europa, zu denen
auch die Idrija Seiten Verschiebung, die Vardar Zone und andere rezente,
seismisch noch aktive rechte Seitenverschiebungen an der Ostseite des
Adriatischen Meer gehören (Van Bemmelen, 1969a und b;
Rit sema, 1969; Gospodaric, 1969).
Diese Seitenverschiebungen im Neozoikum sind Begleiterscheinungen
lateraler Verlagerungen der sialischen Krüstenteile im Gebiet des Mittel-
meeres und seines Rahmens. Letztgenannte Schollenverlagerungen hängen
mit der Entwicklung der Afro-Arabischen Mega-Undation (Van Bem-
melen, 1966) zusammen. Sie begannen schon während der Wendezeit
zwischen Kreide und Neozoikum (Bildung der Gailtalergräben wegen
der gestaffelten Anordnung), dauerten aber (vielleicht ruckartig) bis in
die Gegenwart (Skopje-Erdbeben) an. Es sind megatektonische Prozesse,
die größere Dimensionen haben als die Alpine Orogenese im engeren
Sinne und von ihr unabhängig sind. Deshalb überschneiden und/oder
deformieren sie die Alpinen Strukturen. Die jüngeren NW—SO Ver-
schiebungen sind typische Transformierungsstörungen (»Transform faults«
im Sinne von Tuzo Wilson, 1965). Sie verursachen Dehnungen an
ihrer Rückseite oder bei gestaffelter Anordnung und Kompressionen dort
wo sie enden: Die Möll-Drau Seiten Verschiebung wird amortisiert im
Gewölbe des Tauernfensters und die Lavanttaler Zone in den nördlichen
Kalkalpen.
VII. Klasse IV (Geotektonik) während der Phase c
Kontinentverlagerungen sind Begleiterscheinungen des Verfließens von
mega-undatorischen Deformationen der Geoide. Die lateralen Bewegungen
sind von dem aufsteigenden Gebiete der Megabeulen nach den absinken-
den Regionen gerichtet, damit die endogenen Zunahmen und Abnahmen
der Energie der Lage wieder ausgeglichen werden. Bei diesen Verlage-
rungen der Krustenteile hat jedes Massenpartikelchen seine eigene Weg-
fähigkeit, weil es sich im Schwerkraftfeld der Erde befindet und eine
Lage anstrebt, wo die freie Energie ein Minimum hat. Es sind also aktive
Driftbewegungen.
142
Dieses mechanische Bild des Prozesses der Kontinentwanderungen auf
Grunde der Gravitationstektonik sensu lato — aktive Drift — ist anders
als die bisher übliche Vorstellung der passiven Drift, wobei Krustenteile
von Konvektionsströmungen im Untergrunde mitgeschleppt, bzw. gedrückt
und/oder gezogen werden (Friktionskuppelungen und -entkuppelungen).
Bei der aktiven Bildung von Großgleitbrettern im oberen Mantel und
der Kruste finden in den Gebieten von Defizit an Energie der Lage durch
zentropetales Zufließen Steigerungen des Druckes statt. Auch an Stellen,
wo die lateralen Verlagerungen durch irgendeine megatektonische Ursache
abgebremst wird, können Druckhöhungen erwartet werden. Diese Druck-
höhungen haben Übergänge zu Mineralphasen höherer Packungsdichte
zur Folge (Ringwood, 1969). Das morphogenetische Ergebnis ist ein
langsames, epeirogenes Absinken der Lithosphäre. Solche Zonen geo-
synklinaler Absenkung, die mehr als 100 Millionen Jahre anhalten können,
treten speziell unter den frontalen Teilen der wandernden Kontinente
auf. Die Tethys ist so eine geotektonische Absenkungszone (von mehr
als 1000 km Breite) zwischen Laurasia und den Indico-fugal auseinander-
treibenden Fragmenten des alten Gondwanalandes. Es ist verständlich,
daß diese geosynklinalen Absenkungszonen, die eine Reaktion auf Mega-
Undationen der Klasse V sind, eine Kategorie kleiner sind und zu der
geotektonischen Kategorie (Klasse IV) gehören.
VIII. Klasse III (Mesotektonik) während der Phasen d und /
Nach einer längeren Periode der geosynklinalen Absenkungen (etwa
100—200 Millionen Jahre) sind die absinkenden Massen im oberen
Mantel (wobei die Geoisothermen mit zur Tiefe abgebogen wurden) wieder
so weit aufgewärmt, daß Segregationen von basaltischen Eutektika statt-
finden (Van Bemmelen, 1968). Diese eutektischen magmatischen
Ausscheidungen steigen auf, weil sie ein niedrigeres spezifisches Gewicht
haben als die »Pyrolite«, »Eklogite«, oder »Peridotite« des oberen Mantels.
Dieses diapirartige Aufsteigen von Mantelmaterial, reich an magmatischem
Material, sammelt sich beim Erreichen der Moho an, da der darüber
gelegene Sial ein noch niedrigeres spezifisches Gewicht hat. Unter gün-
stigen Umständen, wobei das seitliche Abfließen dieser aufsteigenden
Ströme entlang der Basis der Sialkruste gehindert (beinträchtigt) wird
(z. B. durch ein unregelmäßigen Moho-Relief) kann sich eine Blase von
basaltischen Magmen anhäufen, welche im Stande ist, ihr sialisches Dach
aufzuwölben (Van Bemmelen, 1969a).
Das morphogene Ergebnis ist eine Beulung oder Schwellung im geo-
synklinalen Gebiet, umgeben von Ringsynklinen. In den peripheren
Trögen werden Flysch Sedimente abgelagert und unter günstigen Um-
ständen können an Störungen Basaltmagmen emporsteigen und sub-
marine Ergüsse von Ophioliten liefern.
Die Blasen von Basaltmagmen an der Basis der Sialkruste sind
Asthenolite der ersten Generation und die von ihr verursachten Beulungen
des geosynklinalen Untergrundes sind orogene Störungszentren mit
Durchmessern von einigen hundert Kilometern. Sie haben die Größen-
143
Ordnung von großen Meso-Undationen und gehören schon zur dritten
Kategorie geodynamischer Erscheinungen (Klasse III).
Das Adriatische Störungszentrum entstand schon in der unteren
Kreidezeit. Die Sialkruste oberhalb der Base basaltischer Magmen mit
höherer Temperatur (etva 1000" bis 1200® C) wurde an ihrer Unterseite
mobilisiert (Migmatisation und Anatexis mit Bildung palingener sialischer
Magmen). Dieses bathydermale Material wurde zuerst vom verfließenden
Gipfel in einem Kreislauf im oberen Mantel abgeführt; dabei wurden die
sialischen Komponenten mit in die Tiefe abgeschleppt und fanden dort
chemo-physikalische Gleichgewichtszustände in der Form von Hochdruck-
Hochtemperatur Mineralphasen.
Schließlich war jedoch die obenliegende Sialkruste durch diesen
Prozeß so korrodiert und dünn geworden, daß nicht nur die mobilisierte
Derma subkrustal abfloß, sondern auch das kristalline Grundgebirge
(Derma) seitwärts mitverlagert wurde. Dabei entstanden die Großdecken
des Ostalpinen Systems, die in den nördlichen Trog des Kreide Flysches
hineinglitten (Siehe auch: Van Bemmelen, 1969b).
Der kristalline Unterbau dieser Decken, wie das Silvretta- und ötztal-
Kristallin, war also vom Anfang an nur wenige Kilometer mächtig und
trug auf ihrem Rücken die Alpine Sedimenthaut (Epiderma) passiv mit
nordwärts (Van Bemmelen, 1966, Abb. 6, S. 37).
In einer finalen Subphase dieses Hauptaktes der Alpinen Deckenbil-
dung glitten Gleitbretter der Sedimenthaut noch weiter voran in den
Flyschtrog und bildeten so eine erste Anlage der nördlichen Kalkalpen
(Ciar, 1965).
Die alte Schwächelinie des Periadriatischen Lineamentes wurde bei
diesem Pi'ozeß auch passiv mit nach Norden verfrachtet. Es ist möglich,
daß diese Linie schon im Bereich der Karawanken eine vertikale kompo-
nente hatte, wodurch die Alpine Sedimentserie südlich dieser Linie tiefer
lag als an der Nordseite. Bei obengenanntem Dekollement der Sediment-
haut zum nördlichen Flyschtrog blieb das Mesozoikum südlich der peri-
adriatischen Linie zurück. Nördlich davon wurde das Grundgebirge entblößt,
abgesehen von den Nord-Karawanken, Lienzer Dolomiten, Gailtaler Alpen
und den isolierten Resten, die wir jetzt noch in den Zentral-Alpen finden.
Dieser Zyklus der Orogenese des Adria-Zentrums, welcher die großen
ostalpinen Deckenüberschiebungen während der Flyschphase verursachte,
v/urde durch die transgressive Bildung der Gösau-Schichten abgeschlossen.
Es müssen hier noch einige Beti'achtungen mit Bezug auf die Dimensionen
der Geodynamik in den Alpen während der Flyschphase eingefügt werden.
Schon seit 1933 hat Verfasser von einem Adria Zentrum der Orogenese
gesprochen, das sich innerhalb des Bereiches der Tethys Zone zu dieser Zeit
entwickelt hat. Dieses Zentrum war älter (untere Kreide) als die Störungs-
zentren in den westlichen mediterranen und pannonischen Gebieten, welche die
O—W Ausdehnung des Adria-Gebietes später quer einengten (Van Bemme-
len, 1969a).
Es stellten sich jedoch zwei Fragen:
a.	Was war die ursprüngliche O—W Ausdehnung dieses Adria-Gebietes und
b.	können wir diesem Gebiet dasselbe geodynamische Modell zumessen wie
den jüngeren Störungszentren im westlichen mediterranen Gebiet und in der
pannonischen Senke?
144
Abb. 1. Geotektonische Karte Zentral Europas.
Legende: I Gebiete, wo das Grundgebirge aes europäischen Vorlandes zu Tage tritt. II Ozeanisierte Gebiete des
afrikanischen Hinterlandes. III Faltenzüge des alpinen Gebirgssystems.
Die O—W Leitlinien des alpinen Systems zwischen Gibraltar und dem
mesoptotamischen Abschnitt werden von dem NW-gerichteten Vorspringen des
Alpen-Karpathen Bogens unterbrochen. A r g a n d (1924) hat diesen Vorsprung
»promontoire africain« genannt.
Verfasser zeigte, daß dieser alpine Vorsprung an seiner linken Seite
(Backbord) von der großen transatlantischen, sinistralen Seitenverschiebung
»Reykjaness Lineament« genannt und an der rechten Seite (Steuerbord) von
einem anderen transatlantischen Lineament, dem »Jan Mayen Lineament«
begrenzt wird. Zwischen diesen beiden Leitspuren ist das europäische Vorland
NW-wärts ausgedehnt und an ihren Rückseite dringt das afrikanische Hinter-
land lobenartig über eine Breite von mehr als 1500 km ungefähr 1000 km weit
\-orwärts (zwischen den Betischen Kordilleren und dem Anatolischen Abschnitt
des alpinen Systems).
Diese altbekannte Deformation der alpinen Leitlinien hat eine geotekto-
nische Dimension. Sie ist vergleichbar mit einem ähnlichen Vorsprung der
alpinen Leitlinien in dem Himalaya-Abschnitt, wo über eine mehr als 2500 km
breite Front die alpinen Ketten mehr als 1000 km nordwärts verlagert wurden
(zwischen Indus und Bramaputra).
Diese jüngere Deformation der O—W Leitlinien der Tethys läßt sich direkt
mit der neozoischen Norddrift des indischen Subkontinentes in Verbindung
bringen. Das ist also ein megatektonisches Modell (Van Bemmelen, 1965).
Aber die Deformation der O—W Leitlinien der Tethys in dem europäischen
Vorsprung des Alpensystems läßt sich nicht unvermittelt durch die nordwärts
gerichteten Verlagerungen des afrikanischen Hinterlandes erklären. Wenn die
Nordverlagerung Afrikas im Abschnitt der Alpen-Karawanken-Schlinge mehr
als 1000 km betragen hat, muß auch ein gleich großer Zusammenschub in den
O—W streichenden anschließenden Teilen des alpinen Systems angenommen
werden (Betische Kordillere und Ketten des alpinen Systems in Anatolien).
Der Betische Abschnitt läßt sich jedoch auch fixistisch erklären (Klasse III),
wie Verfasser gezeigt hat (Van Bemmelen, 1952).
Wenn der Zusammenschub dieses Abschnittes mit einer Nordverlagerung
Afrikas von mehr als 1000 km in Verbindung stände (entsprechend einem
mobilistischen Modell der Klasse V), dann müßte hier viel sialisches Material
vorher durch mediterrane Ozeanisation (Van Bemmelen, 1969a) ver-
schwunden sein. Das Hinterland der alpinen Schlinge wird vom ostmedliter-
ranen Gebiet gebildet, wo sialisches Krustenmaterial nach geophysischen Daten
zwar wohl noch anwesend ist, aber doch dünner ist als im alten Kontinent
selber. Es hat hier eine Dehnung des Schildes vom Typus der atlantischen
Ozeanisation oder eine Korrosion der Sialkruste vom mediterranen Typus
stattgefunden. In beiden Fällen hat sich hier die sialische Kruste unter der
Tethys autonom weiter vorwärts verlagert als das afrikanische Hinterland,
wie auch A r g a n d (1924) schon in seinem Profil angedeutet hat. Diese
Autonomie ist sogar jetzt noch in einem zentralen Keil seismisch nachweisbar.
Zwischen den dextralen Seitenverschiebungen der Vardar Zone und der davon
in der Richtung des Adria- und Po-Becken abzweigenden Erdbebenzone mit
sinistralen Seitenverschiebungen bewegt sich der dinarische-adriatische Keil
NW-wärts. Wo er die Ostalpen erreicht, verursacht er dextrale Verschiebungen
an Steuerbordseite (Lavanttaler-Sava Zone) und sinistrale an Backbordseite
(Vicenza-Störung, Engadin-Störung). Im Ostalpenkörper und ihrem Vorland
verursacht er Kompresionserdbeben (R i t s e m a , 1969).
Diese autonomen Nordverlagerungen im Bereich der Tethyszone hat Ver-
fasser mit Hilfe von Massenkreisläufen im oberen Teil des Obermantels und
aufsteigenden und nordwärts abfließenden Strömungen ophiolitischer Magmen
(Van Bemmelen, 1966, Abb. 5, Flyschphase und Abb. 6) erklärt. Während
dieser Kreisläufe der ophiolitischen Magmen, wurde die aufliegende Sialkruste
schon weitgehend (bis auf wenige Kilometer Mächtigkeit) korrodiert, bevor die
magmatischen Unterströmungen im Stande waren, die Sialkruste und ihre
Sedimenthaut mit zu verfrachten.
Die Bildung der Alpenschlinge wurde wahrscheinlich durch Dehnungs-
erscheinungen im europäischen Vorland ausgelöst, aber die Verlagerungen der
10 — Geologija 13	145
residualen Kruste des afrikanischen Hinterlandes waren viel größer und ge-
schahen durch einen passiven Transport auf magmatischen Unterströmungen,
deren Ausdehnung auf die Tethyszone beschränkt war. Die Dimensionen dieser
geodynamischen Prozese liegen im Grenzbereich der Klassen IV (Geotektonik)
und III (Mesotektonik). Die Durchmesser des Adria Zentrums der alpinem
Orogenese waren jedenfalls viel größer als die der jüngeren orogenen Störungs-
zentren des westlichen mediterranen Gebietes und des pannonischen Beckens.
Die Geodynamik des Adria-Zentrums (samt der ostalpinen Deckenbildung)
braucht ein mobilistisches Erklärungsmodell; dagegen lassen sich die anderen
Störungszentren im mediterranen Teil der Tethys fixistisch deuten (siehe die
Entwichlung des Tyrrhenischen Zentrums in Van Bemmelen, 1969a,
Abb. 9 und 10 und Van Bemmelen, 1969b).
Die nächste Phase der Strukturbildung der Ostalpen wurde gekenn-
zeichnet durch eine Wiederbelebung der großen Seitenverschiebungen, die
zur Kategorie V gehören. Diese intermediäre Dehnungsphase gehört zur
Phase e der Entwicklungsgeschichte (Tabelle III) und hängt wahrscheinlich
mit der Bildung der Afro-Arabischen Mega-Undation (Van Bemme-
len, 1966; Gass and Gibson, 1969) zusammen, sie wurde deshalb
schon im Kapittel VI besprochen.
Nach der Flyschphase d folgt dann die Molassephase wobei die Alpen
als große Geantiklinale emporgewölbt wurden.
Das Adriazentrum hatte einen Durchmesser von vielen hunderten
Kilometern und gehört deshalb wenigstens zu den größeren Meso-Undatio-
nen (Klasse Illa) wenn nicht schon zur Geotektonik (IV). Die alpine
Geantiklinale in der Molassephase ist zwar lang, aber der Breite nach ist
sie kleiner, nämlich nur etwa 150 km im Ostalpen Sektor. Sie gehört daher
zur Mesotektonik der Klasse Illb. Diese alpine Meso-Undation verursachte
ein bivergentes Abgleiten der Sedimenthaut weiter nordwärts in die
Molasse-Senke von München und südwärts (das heißt rückwärts) in die
Po-Senke (Van Bemmelen, 1966).
Die Südgrenze der südvergenten Abgleitungen streicht O—W, von den
Randketten der Bergamasker Alpen (De Jong, 1969) über die Vizen-
tinischen Alpen (De Boer, 1963) und die Südkarnischen Alpen
(V i n k , 1968) zu der Linie Tolmin—Ljubljana—Krško, welche etwa die
Grenze zwischen den O—W streichenden alpinen Strukturen und den
NW—SO streichenden Dinariden (Gospodaric, 1969) bildet.
IX. Klasse II und I (Minor- und Lokaltektonik) während der Phasen / und g
Minortektonik
Die östlichen Südalpen, die wir in dieser Arbeit betrachten, bilden ein
Teilelement der alpinen Geantiklinale, das sich zwischen dem Klagen-
furter Becken und Pohorje-Gebirge im Norden und der Tolmin—Ljub-
ljana—Krško Linie im Süden befindet.
Abb. 2. Schematische Karte der östlichen Südalj>en (Vetter' sehe Karte 1930
als Unterlage).
Legende: 1 Paläozoische, intrusive, metamorphe Gesteine, 2 Mesozoische Ge-
steine, 3 Tertiäre Ablagerungen, 4 Prä-Mesozoikum in den Südalpen, 5 Meso-
zoikum; a) U & M Trias (+ lokales Perm), b) O Trias, c) Jura und Kreide,
6 Tertiäre Ablagerungen. Kamniker Alpen: B: Bistrica Stock, K: Kokra Stock,
G: Grintavec, O: Ojstrica.
147
Dieser Teil der Alpen besteht aus den folgenden Einheiten:
a)	die Julischen Alpen,
b)	das Kranj er Becken,
c)	die Nordkarawanken,
d)	die Südkarawanken,
e)	die Kamniker (Steiner-) Alpen,
f)	die Sava Faltenzüge und der Poljane Dom.
Die Julischen Alpen bilden das Ostende der südlichen Kalkalpen. Sie
gehören zur Süd-Abdachung der Alpen südlich der periadriatischen Linie.
Die Schichten fallen im allgemeinen südwärts. Wichtige Falten und Über-
schiebungen existieren nur am Südrande dieses Alpenteils. Das große
Ausmaß der Überschiebungen in Grenzbereich der Venetianischen-
Julischen Alpen ist erst im letzten Jahrzehnt als Ergebnis der Bohrungen
für die Erdölforschung (Martinis, 1966) bekannt geworden. Um diese
wichtige südvergente Überschiebungen erklären zu können, ist es not-
wendig, eine Abscherung von mindenstens 5 bis 10 km der jüngeren Teile
des Mesozoikums von dem tektonischen Sockel zu postulieren (D e
Jong, 1967).	^
Auch im Bereich der Julischen Alpen ermöglichte die Abscherung von
mitteltriadischen und jüngeren Schichtpaketen die Bildung von Falten
und Überschiebungen am Südrande. Dort wo die Gesteinspakete unter-
schiedlich weit südwärts verlagert wurden, bildeten sich transversale
Blatt Verschiebungen wie die Mangart-, Mojstrovka- und Kanj avec Ver-
schiebungen. Die zwei erstgenanten Brüche existierten schon während der
Jurazeit als Faziesgrenzen (Winkler, 1923, Selli, 1953).
Die Einheiten c, d und e bilden zusammen eine Teilgeantiklinale, die
wir (nach der höchsten Kette) die Kosuta-Aufwölbung nennen.
Die Kosuta-Kette im engeren Sinne gehört zu der zentralen Zone der
Südkarawanken, welche die Scheitelzone dieser Aufwölbung bilden. Die
Nordkarawanken bilden die Nordflanke, welche an das Klagenfurter
Becken grenzt, und die Kamniker Alpen die Südflanke, welche an das
Kranj er Becken grenzt.
X. Die Kosuta-Aufwölbung
Hier wird jetzt versucht, ein Bild der Tektogenese der Kosuta-Auf Wöl-
bung nach dem Prinzip der relativistischen Strukturanalyse zu skizzieren.
Die Kosuta-Teilgeantiklinale ist an ihrer Ostseite bei Jesenice nur
etwa 10 km breit und hat die größte Breite in Querschnitt des alttertiären
Smrekovec-Vulkans (35 km). Sie hat eine ziemlich symmetrische Struktur.
Nord- und Südflanke bestehen zum größten Teil aus permo-mesozoischen
Sedimenten, welche nord- bzw. südwärts abgeglitten sind, während in
der zentralen Zone das Paläozoikum mit plutonischen Intrusionen zu
Tage tritt.
148
Die N o r d k a r a w a n k e n
Die nordvergente Überschiebung der Nordkarawanken ist speziell
durch die Arbeiten von Kahler (1953, 1962), Prey und Kahler
(1958) und Struci (1962, 1965) eine gut bekannte Tatsache. Nur die
geomechanische Erklärung ist noch umstritten. Ist diese nordvergente Uber-
schiebung das Ergebnis von Spannungsfeldern größeren Ausmaßes (Klas-
sen IV oder VI), welche eine allgemeine Süd—Nord Zusammenpressung
des Alpenkörpers zufolge haben? Oder ist sie eine tektonische Erscheinung
beschränkter Bedeutung, das heißt nur die Folge der endogenen, primären
Bildung des Kosuta-Gewölbes (Tektogenese der Klasse II)?
Der westliche Teil der Nordkarawanken
Das Profil des Ferlacher Horns im westlichen Teil der Nordkarawanken
wurde 1958 von Prey publiziert (in Prey und Kahler, 1958),
und als Ergebnis größerer Kompression gedeutet.
In diesem Profil kommen jedoch Abschiebungsbrüche (das sind
Dehnungserscheinungen) vor, die schwer mit einer solchen allgemeinen
Zusammenpressung zu erklären sind (siehe Störungen (4) und (7) in
Abbildung 3).
Eine Umdeutung des Prey sehen Profiles als Ergebnis kleinerer Span-
nungsfelder (Klassen II und I) wäre jedoch sehr wohl möglich. Während
der Flyschphase d glitt schon die Sedimenthülle der ostalpinen Decken
vorwärts, wobei das kristalline Grundgebirge der zentralen Alpenzone
entblößt wurde (Ciar, 1965).
Das südalpine Permo-Mesozoikum blieb dabei zurück, hauptsächlich
südlich des Periadriatischen Lineamentes. Nördlich des zurückgebliebenen
Teiles der Sedimenthaut entstand eine Art Abbruchzone des Schichten-
paketes (Abb. 3a). Vom Gewicht des aufruhenden Mesozoikum befreit stieg
das denudierte Grundgebirge aufwärts. Nachträglich werden Grund-
gebirge und Mesozoikum der Nordkarawanken vom Tertiär überdeckt
(Abb. 3b). Nach dem Miozän kamen die Nordkarawanken als Nordflanke
der Kosuta-Einheit wieder empor (Abb. 3c). Dieser Gebirgsteil hat also
zw'eimal eine Vertikalbewegung in Bezug auf ihr Vorland durchgemacht.
Die erste, relative Senkung der Nordkarawanken war größer als die
zweite, relative Hebung.
Bei der Aufwölbung der Košuta im Jungtertiär traten die alten
Schwächelinien der O—W Seitenverschiebung wieder in Erscheinung,
so daß nicht eine Geantiklinale entstand, sondern eine Struktur, die aus
schmalen- Grundgebirgsstreifen bestand, getrennt von normalen OW
Störungen.
An der Grenze zwischen den mesozoischen Horsten und dem Kla-
genfurter Becken verursachten die Verwerfungsstufen zuerst Abstürze
von jüngeren mesozoischen Schichten. Diese Verwerfungsstufen wurden
anschließend durch Gleitbretterbildung in den mesozoischen Schichten der
gehobenen Scholle überkippt. Die Absturzmassen am Fuße der Verwer-
fungsstufe wurden dabei zerquetscht und bilden jetzt'die von Kahler
149
unterschiedene »Sockeldecke« (zwischen la und Ib in Abbildung 3).
Nachträgliche Abstürze der Nordkarawankenfront füllten das Drautal mit
groben Breccien, die Prey »abgesessene Massen« nennt.
Die Tektogenese des westlichen Teils der Nordkarawanken wäre in
diesem Sinne fixistisch als Erscheinungen lokaler Schwerkrafttektonik zu
deuten. Die »Nordkarawanken-Uberschiebung« (1 b in Abb. 3) gehört zur
Klasse II, und die Abrutschungen der »Sockeldecke« la gehören zur
Klasse I.
Der zentrale Teil der Nordkarawanken
wird vom Eisenkappier Abschnitt gebildet. Hier haben allmählich lokale
Abstürze und Gleitbrettbildungen in Zusammenhang mit der Heraus-
hebung der Kosuta-Einheit stattgefunden. Das kohlenführende Tertiär des
Klagenfurter Beckens wurde dabei bis fast 1200 m. ü. M. gehoben (Pre-
vernik).
B. Bollegraaf aus Utrecht arbeitete im Eisenkappier Gebiet nach
Absprache mit Kahler und unter Führung Van Bemmelen's
während der Sommer von 1963 und 1964. Er kam dabei zu einem ähnlichen
Bild wie hier oben für den Querschnitt des Ferlacher Horns skizziert
wurde. Nachher führte auch Dr. F. Bauer von der Geologischen Bun-
desanstalt Wien Geländeuntersuchungen im zentralen Teil der Nord-
karawanken durch. Auch seine Karten und Profile, die er uns 1968 zeigte,
können in ähnlicher Weise gedeutet werden, wie während einer gemein-
samen Exkursion im Juli 1968 festgestellt werden konnte (siehe auch
Bauer, 1968).
Die nördlichen Karawanken bilden eine O—W Stufe des Grundgebirges
zwischen dem abgesunkenen Klagenfurter Becken und dem hoch empor-
gewölbten O—W Zug der südlichen Karawanken (Košuta). Diese Nord-
karawanken-Scholle ist dabei in Teilschollen zerbrochen und das permo-
mesozoische Schichtenpaket hat sich nordwärts in die Klagenfurter Tiefe
ausgedehnt. Dabei ist die Kombination von Teilhorsten und Teilgräben
entstanden, deren Bruchstufe sich an der Nordseite über das Pliozän des
Vorlandes legte und jetzt als Karawanken-Nordüberschiebung ausstreicht.
Abgeglittene höhere Schichten werden dabei zum Teil überfahren
(Sittersdorf) und zum Teil breiteten sie sich kilometerweit in total brecciö-
sem Zustand über das Vorland aus. Die glaziale Erosion hat noch einen
Schwärm von Klippen zurückgelassen (Hemma, St. Stephan, u. a.).
Abb. 3. Profü des Ferlacher Horns (Nach Kahler & Frey, 1959).
3abc: Schematische Darstellung der Bewegungen der Nordkarawanken.
3 a. Die N.-Karawanken blieben zurück, während die mesozoische Bedeckung
des Nordkarawankenvorlandes nordwärts abglitt, wobei die Deckenüberschie-
bungen der nördlichen Kalkalpen erfolgten (im Kreide?).
3 b. Das tektonisch denudierte Vorland der N.-Karawanken kam während der
Absenkung des N.-Karawankenstreifens empor; beiden wurden nachträglich
vom Tertiär überdeckt.
3 c. Die Hebungen und Senkungen der vorigen Phase fanden in der entgegen-
gesetzten Richtung während des Jung-Miozän und Pliozän statt.
150
Der östliche Teil der Nordkarawanken
östlich der Peca ändert sich aber das Bild einigermassen. Das Kla-
genfurter Becken im Vorland wird an der Ostseite von einer NW—SO
streichenden Störung begrenzt, die vom Krappfeld über Bleiburg verläuft
und im Rischbachtal, nahe der slowenischen Grenze, bis an die Peri-
adriatische Linie zu verfolgen ist.
Die zerbrochene Grundgebirgsscholle die unterhalb der östlichen und
zentralen Karawanken als Stufe zwischen Klagenfurter Becken und
Südkarawanken auftritt, hört wahrscheinlich an dieser Bleiburgstörung
auf. Die östliche Fortsetzung wird von einem abgesunkenen Grund-
gebirgsstreifen gebildet, der sich zwischen dem Paläozoikum der Magda-
lensberg-Serie bei Bleiburg und jenem der Südkarawanken befindet.
Dieser abgesunkene Untergrundsstreifen der östlichen Nordkarawanken
wird von marinen bis kohleführenden tertiären Schichten bedeckt, die
schon im Rischbachtal ausstreichen und die mesozoische Gornja-Deck-
schole an der Staatsgrenze unterlagern (Abb. 4). Der östliche Teil der
Nordkarawanken ist weit über das Kohlentertiär nach Norden über-
schoben, wie von Kieslinger (1929) und Struci (1962, 1965) gezeigt
wurde.
Der überschobene Streifen von Trias und Jura ist etwa 3 km breit;
er-wird an der Südseite von einer komplexen Grabeneinsenkung begrenzt
die zwischen Polena und Crna etwa 4 km breit ist. Letztgenannte Gra-
benstruktur ist die östliche Fortsetzung ähnlicher Grabeneinsenkungen in
den westlichen und zentralen Teilen der Nordkarawanken. Die Südgrenze
wird von der Periadriatischen Störungslinie gebildet, die zwischen den
Nord- und Südkarawanken ausstreicht.
Der Dehnungscharakter dieser Grabenzone ist klar erkenntlich im
schönen Tektonogramm das Struci vom Mežica Blei-Zink Bergwerk
zeichnete (Struci, 1962, Abb. 6 an d. S. 51; siehe auch die Profile
gegenüber S. 128 in Struci, 1965).
Diese Dehnungen kompensieren den gleitbrettartigen Vorschub des
nördlichen Streifens. An der Südseite der Grabenzone streichen steile
untertriadische Schichten aus, die an der Periadriatischen Störung
(= Eisenkappier Störung oder Javorski Prelom) emporgeschleppt worden
sind.
In diesem östlichen Abschnitt der Nordkarawanken sind die Verhält-
nisse anders. Der 2 И km breite Crna-Block trägt Relikte von Perm, welche
nach der Abgleitung der Nordkarawanken in situ zurückblieben. Zu den
möglichen Herkunftsgebieten können außer dem Crna-Block auch die etwa
2 % km breiten Ausbisse herzynischer und alpiner Plutonite des zentralen
Horstes gerechnet werden. Diese etwa 5 km breite zentrale Zone (Süd-
karawanken) kann das Herkunftsgebiet der östlichen Nordkarawanken
gewesen sein.
Die S ü d k a r a w a n k e n
Der zentrale Teil der Kosuta-Einheit wird von den Südkarawanken
gebildet. Sie bestehen aus zahlreichen O—W streichenden schmalen
Linsen, die durch subvertikale Störungen voneinander getrennt sind. Der
152
Abb. 4. Profil der Gornja Deckscholle (östliche Nordkarawanken). Nach I. Struci
1 Obermiozäne Konglomerate und Breccien, 2 Obermiozäne Tonschichten, 3 Hauptdolomit (Nor), 4
Raibier Schichten (Kam), 5 Wettersteinkalk (Ladin), 6 Wettersteindolomit (Ladin), 7 Partnachschichten
(Ladin), 8 Anisschichten, 9 Permo-skytische Sedimenten, 10 paläozoische Schiefer (Silur ?), 11 Grano-
diorit (variszisch), V3 Tiefbohrung,
153
Ljubelj-Querschnitt ist etwa 8 km breit und in viele Teilblöcke zer-
brochen (Kahler in Prey & Kahler, 1958). Dieser Teil ist die
Kosuta-Kette im engeren Sinne, welche aus Oberkarbon und Perm-Trias-
Jura besteht. In westnordwestlicher Richtung wird die zentrale Zone
schmäler und erreicht zwischen Rosenbach und Mittagskogel den jungen
Grabeneinbruch von Villach. Diese sogenannte »Vorberg Zone« der Süd-
karawanken besteht aus einer Garbe (einem Schwärm) rechter Seiten-
verschiebungen, von denen auch tertiäre Schichten (Braunkohlenführende
Rosenbach-Schichten) betroffen wurden. Diese Seitenverschiebungen
(welche hier etwa 60" SW einfallen) schließen sich der rechten Möll-
Drau-TransVersalstörung; an dieser Störung sind die Gailtaler Alpen in
Bezug auf die Karawanken dextral um etwa 20 km versetzt. Die jüngeren
rechten Seitenverschiebungen der zentralen Zone und der Sava-Störung
treten vereinigt bei Rosenbach hervor. Sie werden via Möll-Drau-Störung
weiter geleitet, um schließlich im Tauernfenster amortisiert zu werden
(siehe VI, siehe auch Fig. 5 in Van Bemmelen und M e u 1 e n -
kamp, 1965).
Die östliche Fortsetzung der Košuta-Kette sensu stricto wird an ihrer
Nordseite durch zwei schmale O—W Linsen begrenzt; nach Struci
(1965) besteht die nördliche, welche durch die Periadriatische Linie von
den Nordkarawanken getrennt ist, aus herzynischen Graniten (Eisen-
kappler Graniten) und kontaktmetamorphen Schiefern. Südlich der Peca
beträgt die maximale Breite etwa 3 km. Die zweite Linse, südlich der
herzynischen Granite, besteht aus alpinen Tonaliten, welche südlich von
Crna etwa 2 km breit sind und an ihrer Südseite mittels einer subverti-
kalen O—W Störung von dem oligo-miozänen Smrekovec-Vulkan getrennt
werden.
Die Eisenkappier Linse, mit ihren herzynischen Graniten, Diabasen
und Schiefern, keilt ostwärts aus und ist NE vom Orlov (1043 m) nur
noch etwa 100 m breit. Sie wird dann abgelöst von einer anderen Linse,
die sich nach Struci zwischen der Eisenkappier Linse und der Javorje-
Störung einschaltet. Diese Linse besteht aus Schiefern, welche den Magda-
lensberg-Schiefern (Silur?) sehr ähnlich sind. Es ist jene, etwa 2 K> km
breite Einheit, welche noch Relikte der permo-triadischen Sedimenthaut
trägt, und die wahrscheinlich das Herkunftsgebiet ist, von dem der östliche
Teil der Nordkarawanken abgeglitten ist.
Die Südkarawanken sind im Neozoikum von dextralen Seitenverschie-
bungen der Länge nach in schmale Linsen zerteilt worden. Der Südkara-
wankenzug biegt ostwärts in ESE Richtung ab, bis die Seitenverschie-
bungen die Lavanttaler-Zone erreichen. Durch diese SE—NW Seitenver-
schiebungen wurden die Südkarawanken in der E—W Richtung aus-
gedehnt.
Die Kamniker Alpen
(Kamniške Alpe = Steiner Alpen = Savinjske Alpe = Sanntaler Alpen)
Die Kamniker Alpen bilden die Südflanke der Košuta-Teilantiklinale.
Sie bestehen aus einem Grundgebirge (»Derma«), das aus paläozoischen
154
Schichten zusammengesetzt ist, und einer Haut (»Epiderma«) alpiner
Ablagerungen.
Diese Sedimenthaut hat Südneigung und bildet an der Südgrenze eine
asymetrische Antiklinale mit südvergenter Überschiebung auf die tertiären
Sedimente des Kranj er Beckens. Diese Überschiebungen sind ein Beispiel
für die Gleittektonik, wobei die älteren triadischen Mergel- und Schiefer
Horizonte als schmierende Unterlage dienten. Die basale Perm-Trias
Schichten der alpinen Sedimenthaut nahmen nicht an der Abgleitung teil,
weil sie von den ladinischen Porphyrstöcken sozusagen am Grundgebirge
verankert oder festgenagelt wurde. Der größte ist der Kokra-Stock.
Nördlich von Kamnik befindet sich der Bistrica-Stock, der das dolomitische
Plateau beim Abgleiten in zwei Hälften teilte, die an dieser Verankerung
vorbeigeglitten sind. Der westliche Teil (Grintavec-Masse) glitt südwärts
(Aufschiebungen von Stefan j a gora und Šenturška gora) und der östliche
Teil (Ojstrica-Masse) SSO bis SO-wärts (Aufschiebungen bei Rudnik Crna).
Durch diese Gabelung der Abgleitungsrichtung entstand oberhalb vom
Bistrica-Porphyr eine Querdehnung mit grabenartiger Einsenkung. In
diesem Graben findet man auf etwa 500 m Höhe marine oligozäne Tegel
von denen Erosionsreste im angrenzenden Velika Planina-Plateau um
tausend Meter höher liegen. Diese differentiellen Vertikalbewegungen
fanden also im jüngeren Neozoikum statt und sind eine Begleiterscheinung
bei der Abgleitung des obertriadischen Dolomites der Kamniker Alpen.
XI. Ergebnisse der relativistischen Strukturanalyse
Die vorangehende Analyse der Entstehungsgeschichte der Kosuta-
Einheit hat gezeigt, daß hier geodynamische Prozesse ganz verschiedener
Ausmaße mitgewirkt haben. Zum Teil reichten diese Deformationen bis
weit über die Grenze des Kosuta-Gebietes hinaus, wie die große Ver-
lagerungen des Grundgebirges während der ostalpinen Deckenüberschie-
bungen und der großen Seitenverschiebungen, die vorher und nachher
stattfanden. Solche geodynamischen Prozesse können vom Geländegeo-
logen (Regionalgeologen) nicht oder nur ganz unvollkommen studiert
werden. Zum Verständnis dieser Tektogenese sind mobilistische Erklä-
rungsmodelle nötig.
Dagegen ist dieses Gebiet im jüngeren Neozoikum auch von regional
beschränkten Vertikalbewegungen betroffen worden, wodurch die Kosuta-
Einheit als komplexe Aufwölbung (mit streichenden Störungen) entstand.
Diese regionalen Vertikalbewegungen verursachten mehr lokale Span-
nungsfelder der Energie der Lage, welche bivergente Abgleitungen zur
Folge hatten (zum Klagenfurter Becken in den Nordkarawanken und zum
Kranjer Becken in den Kamniker Alpen). Diese Tektogenese läßt sich also
durch das fixistische Modell der regionalen Gleittektonik erklären. Diese
beschränktere Gravitationstektonik (Gleittektonik sensu stricto) ist —
mechanisch gesprochen — jedoch nicht verschieden von der Gravitations-
tektonik sensu lato, welche auch die größeren geodynamischen Prozesse
umfaßt.
155
Die relativistische Strukturanalyse führt also zu einer Synthese der
mobilistischen und fixistischen Betrachtungsweisen mit Bezug auf die
Entstehungsgeschichte der östlichen Südalpen. Das alpine System ist nicht
aus einem Guß durch Anschub des afrikanischen Kontinentes (Mobilismus)
entstanden. Es ist auch nicht nur die Folge von primären Auf- und
Abbewegungen des Untergrundes (wie z. B. Haarmann und B e 1 o -
u s s o v mit ihren fixistischen Erklärungsmodellen meinten). Es hängt nur
von der relativen Größe des Rahmens ab, welche Betrachtungsweise in den
Vordergrund tritt.
Anerkennung: Der Verfasser dankt seinem wissenschaftlichen
Mitarbeiter, Dr. K. A. d e Jong, für seine Hilfe bei der Vorbereitung
dieser Arbeit und seine kritischen Bemerkungen.
Außerdem hat Dr. de Jong den Vortrag am 23. Mai 1969 in Ljub-
ljana für ihn gehalten, weil er wegen einer Krankheit nicht im Stande
war persönlich dort hinzufahren.
XII. LITERATURANGABEN
A r g a n d , E. 1924, La Tectonique de l'Asie. XIII Int. Geol. Congr. Belgium
1922. Proc., 171—372.
Bauer, F. K. 1968, Bericht zur Fazies und Tektonik des Nordstammes der
Ostkarawanken. Verh. Geol. B.-A. Wien, A15—A17.
Beck-Managetta, F. 1959, Geologische Übersichtskarte des Bezirkes
Völkermarkt, Planungsatlas Völkermarkt, Klagenfurt.
Bemmelen, R. W. van 1927, Bijdrage tot de geologie der Betische
Ketens in de Provincie Granada (XII + 176) Thesis, Delft.
Bemmelen, R. W. van 1933, Die Anwendung der Undationstheorie auf
das Alpine System in Europa. Proc. Kon. Akad. Wetensch., Amsterdam, 26, 6,
686—694.
Bemmelen, R. W. van 1949, The geology of Indonesia. Vol. lA
General Geology (XXIV 732). Vol. I B Portfolio, Vol. II, Economic Geology
(VII + 265). Staatsdrukkerij Nijhoff, Den Haag. Zweite Druck 1970.
Bemmelen, R. W. van 1952, Gravity Field and Orogenesis in the
West-Mediterranean Region. Geol. Mijnb., N. S. 14, 8, 306—315.
Bemmelen, R. W. van 1958, Stromingsstelsels in de silicaatmantel.
Geol. Mijnb., N. S., 20, 1, 1—17.
Bemmelen, R. W. van 1960, New Views on East-Alpine Orogenesis.
Rep, XXI. Int. Geol. Congr. Copenhagen 1960, 18, 99—116.
Bemmelen, R. W. van 1960, Zur Mechanik der ostalpinen Deckenbil-
dung. Geol. Rundschau, 50, 474—499.
Bemmelen, R. W. van 1961, The scientific character of Geology. J.
Geol., 69, 4, 453—463.
Bemmelen, R. W. van 1962, Geotektonische Stockwerke (Eine relati-
vdstische Hypothese der Geotektonik). Mitt. Geol. Ges. Wien, 55, 209—232.
Bemmelen, R. W. van 1964, The evolution of Atlantic Mega-Undation
(causing the american continental drift). Tectonophysics, 1, 5, 385—430.
Bemmelen, R. W. van 1964, Der gegenwärtige Stand der Undations-
theorie. Mitt. Geol. Ges. Wien, 57, 2, 379—399.
Bemmelen, R. W. van 1965, The evolution of the Indian Ocean Mega-
undation (causing the indico-fugal spreading of Gondwana fragments). Tectono-
physics, 2, 1, 29—57.
Bemmelen, R. W. van 1965, Mega-undations as cause of continental
drift. Geol. Mijnb., 44, 9, 320—333.
Bemmelen, R. W. van 1965, The evolution of Mega-Undations: A
mechanical model for large scale geodynamic Phenomena. Upper Mantle Sym-
156
posium, Ottawa, sept. 1965: The world rift system. Geol. Survey of Canada,
Paper 66—14, 373—399.
Bemmelen, R. W, van 1966, Le mécanisme de la dérive continentale.
Scientia, 101, 3/4, 140—149.
Bemmelen, R. W. van 1966, On Mega-undations: A new model for
the earth's evolution. Tectonophysics, 3, 2, 83—127.
Bemmelen, R. W. van 1966, Mega-Undationen als Ursache der Kon-
tinentverschiebungen. Mitt. Geol. Ges. Wien, 58, 219—231.
Bemmelen, R. W. van 1966, Stockwerktektonik sensu lato. Étages
Tectoniques. Coll. Neuchâtel, 18—21 avril 1966). Baconnière, Neuchâtel, 19—40.
Bemmelen, R. W. van 1966, The structural evolution of the Southern
Alps. Geol. Mijnb., 45, 12, 405—444.
Bemmelen, R. W. van 1967, The importance of the geonomic dimen-
sions for Geodynamic concepts. Earth Science reviews, 3, 79—110.
Bemmelen, R. W. van 1968, On the origin and evolution of the
earth's crust and magmas. Geol. Rundschau, 57, 3, 657—705.
Bemmelen, R. W. van 1969a, The origin of the western Mediterranean
Area (an illustration of the process of Oceanization).
In: Symposium on oceaniizations nov. 1968 at Delft. Verh. Geol. Mijnbouw k.
Genootschap, Nr. 26, Juli 1969, 13—52.
Bemmelen, R. W. van 1969b, The Alpine Loop of the Tethys Zone.
Tectonophysics 8, 2, dec. 1969, 107—113.
Bemmelen, R. W. van & Meulenkamp, J. E. 1965, Beiträge zur
Geologie des Drauzuges. Jb. Geol. B. A. Bd. 108, Wien, 213—268.
Bemmelen, R. W. van, H. P. Berlage and W. Nieuwenkamp
1967, On the origin and evolution of the moon and the crust of the earth. Proc.
Kon. Ned. Akad. Wetensch. Amsterdam, Ser. B, 70, 5, 508—528.
Boer, J. D e, 1963, The geology of the Vicentinian Alps, with special re-
ference to their paleomagnetic history. Geologica Ultraiectina, 11, 178 pp.
Ciar, E. 1965, Zum Bewegungsbild des Gebirgsbaues der Ostalpen. Z.
deutsch, geol. Ges., 116, 2, 267—291; Verh. Geol. B.-A. Wien, Sonderheft G,
11—35.
Gass, I. G. & I. L. G i b s o n , 1969, Structural evolution of the Rift Zones
in the Middle East. Nature 221, 926—930.
Gospodaric, R. 1969, Probleme der Bruchtektonik der NW-Dinariden.
Vortrag Geol. Ver. Tagung Karlsruhe, 22 Febr. '69.
Haarmann, E. 1930, Die Oszillationstheorie, Enke, Stuttgart, 260 pp.
Hinterlechner, A. 1959, Ladinian igneous rocks and the hydrothermal
alterations of the black slate in the neighbourhood of Cma near Kamnik
town. Geologija, 5, 129—152.
Hinterlechner-Ravnik, A. & M. Pleničar, 1967, The Smre-
kovec Andeslite and its Tuff. Geologija, 10, 219—237.
J o n g, K. A. De 1967, Tettonica gravitativa e raccorciamento crostale.
Boll. Soc. Geol. It., 86, 749—776.
Jong, K.í A. De 1969, Tectonics of the Central Bergamasc Alps. Eclogae
Geol. Helvetiae, in the press.
Kahler, F. 1953, Der Bau der Karawanken und des Klagenfurter Beckens.
Carinthia (II), 16. Sonderheft.
Kahler, F. 1962, Geologische Karte der Umgebung von Klagenfurt,
1 :50 000. Geol. Rundschau, Wien.
Kahler, F. &S. Prey, 1963, Erläuterungen zur geologischen Karte
des Nassfeld-Gartnerkofel Gebietes in den Karnischen Alpen. Geol. Bundesan-
stalt, Wien, 115 pp.
Kieslinger, A. 1928, Die Lavanttaler Störungszone. Jahrb. Geol. Bun-
desanstalt, 78, 3,'4, 499—528.
Kossmat, F. and F. Teller 1939, Geološki pregled Zahodne Slovenije
scale 1:240 000. Jugoslovanska tiskarna, Ljubljana.
Kostelka, L. 1966, Observations and ideas on the lead-zinc minerali-
zations in the Calcareous Alps South of the Drava River. Rudarsko-metalurški
157
Zbornik (Mining and Metallurgy Quarterly) nr. 2, 1965. Translated by Nolit
Pubi. House, Belgrade, 43—52.
Martinis, B. 1966, Prove di ampi sovrascorrimenti nelle prealpi Friulane
e Venete. Nem. 1st. Geol. Min. Univ. Padova, 25, 37 pp.
Prey, S. &F. Katiler 1958, Beiträge zu einem Karawanken-Profil. Mitt.
Geol. Ges. Wien, 50, 271—292.
Rakovec, 1. 1956, A survey of the tectonic structure of Slovenia. Report
1st Geol. Congress of FNR Yugoslavia, Bled, 1954, 73—83.
R i n g w o o d , A. E. 1969, Phase transformations in the mantle. Earth &
Plan. Sc. Letters, 5, 6, 401—412.
Roksandić, M. 1964j 65, Esquisse géotectonique de la mer adriatique.
Vesnik, Geologija, 22—23, Serija A, 7—16 (résumé en français).
R i t s e m a , A. R. 1969, Seismic data of the west Mediterranean and the
problem of oceanization. Transactions nr. 26, Royal Geol. and Mining Society of
the Netherlsinds.
Schönenberg, R. 1965, Zur Conodonten-Stratigraphie und Tektonik
des Seebergsattels (Paläozoikum, Karawanken) Max Richter-Festschrift, Claus-
thal-Zellerfeld, 29—34.
Schuchert, Ch. 1928, The Hypothesis of Continental Displacement. In :
"Theory of Continental Drift. A Symposium, edited by Van Waterschoot van
der Gracht, et al.. Published by A. A. P. G., Tulsa, Okl. 104—144.
S e i d 1, F. 1907, Kamniške ali Savinjske Alpe, njih zgradba in njih lice.
Matica Slovenska, Ljubljana, 1907, 255 p. p. (with coloured map 1:150 000).
S e 1 il i, R. 1953, La geologia dell' alto bacino dell'Isonzo. Giornale di Geo-
logia, ser. 2 A, 19, 153 pp.
S i k i Ć , D. 1964, Horizontal movements in the Dinarides. Zbornik rad. rud.
odj. Tehn. fak. Zagreb, 129—143 (English summary).
Staub, R. 1924, Der Bau der Alpen. Beitr. geol. Karte Schweiz, N. F. 52,
272 pp.
Struci, I. 1962, Ergebnisse der bisherigen Untersuchungen in der wei-
teren Umgebung des Bergbaues Mežica. Geologija, 1961.
Struci, I. 1965, Geološke značilnosti mežiških rudišč in njih okolice. In:
300 let Mežiški Rudniki, Mežica, 1965, 115—139.
Struci, I. 1966, Some ideas on the genesis of the Karavanke Lead-Zinc
Ore deposits with special regard to the Mežica Ore Deposit. Rudarsko-Meta-
lurški Zbornik, Ljubljana 1965, nr. 2, 155—164. Translated by Nolit Pubi. House,
Belgrade.
Teller, F. 1894, Geological Map of Eisenkappel-Kanker SW Group, nr. 83,
1:75 000 K. u. k. Mil.-Geogr. Inst. Vienna.
Teller, F. 1896, Erläuterungen zur geol. Karte der östlichen Ausläufer
der Karnischen und Julischen Alpen (Ostkarawanken und Steiner Alpen)
K. k. Geol. Reichsanstalt, Wien, 1896, 262 pp.
V i n k , B. W. 1969, Gravity tectonics in Eastern Cadore and Western Carnia,
N. E. Italy. Geol. Ultraiectina, nr. 15, 64 pp.
Wilson, J. Tuzo, 1965, A new class of faults and their bearing on
continental drift. Nature, 207, 4995, 343—347.
Winkler, A. 1923, Über den Bau der östlichen Südalpen. Mitt. GeoL Ges.
Wien, 16, 1—272.
158